2.4. Nordwest-Dolerit von Arild

In Schonen durchzieht ein Gangschwarm aus basischen Gesteinen das proterozoische Grundgebirge sowie altpaläozoische Sedimentgesteine. Diese sog. Nordwest-Dolerite streichen in nordwestlicher Richtung und folgen der Bruchschollentektonik der Tornqvist-Zone. Innerhalb dieser Störungszone kam es zwischen Oberkarbon und Perm entlang von Rissen zum Aufstieg basischer Magmen. Gemäß ihrem Alter wird der Gangschwarm auch als permokarbonisch bzw. permosilesisch bezeichnet. Mehrheitlich handelt es sich um fein- bis mittelkörnige basaltische Gesteine (Mikrogabbros), untergeordnet treten Lamprophyre, Kullaite und „Syenitporphyre“ auf. Die höchste Dichte an Gängen ist im nordwestlichen Schonen zu finden. Im Osten werden die Vorkommen durch die Protoginzone begrenzt. Einzelne Gänge setzen sich bis ins südöstliche Schonen fort (OBST 1999, GEISLER 1996).

Abb. 1: Verbreitung permosilesischer Doleritgänge in Schonen. Karte aus skan-kristallin.de.

Die kleinkörnigen NW-Dolerite nehmen ein großes Gebiet ein und sind aufgrund ihrer Ähnlichkeit zu Doleriten aus anderen Gebieten als Geschiebe nicht erkennbar. Ein Beispiel aus NW-Schonen findet sich im 1. Teil des Exkursionsberichtes (Abb. 27-29); einen NW-Dolerit aus Ost-Schonen zeigt Abb. 12-13.
Hingegen scheinen porphyrische NW-Dolerite mit ausgesprochen körniger Grundmasse und größeren Plagioklas-Einsprenglingen als Leitgeschiebe geeignet zu sein, weil sie nach bisheriger Kenntnis ausschließlich in Nordwest-Schonen vorkommen (Beschreibung in GEISSLER 1996; VINX 2016: 99). Eine solche Variante steht in der Nähe des kleinen Fischerorts Arild auf der Kullaberg-Halbinsel an (Lok. 2.4 auf der Karte).

Abb. 2: Küstenparallel, in NW-Richtung streichender Doleritgang, nordwestlich des Hafens von Arild, einige hundert Meter westlich vom Badplats.
Abb. 3: NW-Dolerit von Arild, Bildbreite etwa 35 cm.

Das Gestein besitzt eine deutlich körnige Grundmasse aus 1-2 mm großen Mineralkörnern und verwittert grünlich-braun. Leistenförmige Plagioklas-Einsprenglinge (1-2 cm) sind regellos im Gestein verteilt.

Abb. 4: Doleritgerölle am Strand von Arild, Bildbreite ca. 20 cm.

Am Geröllstrand von Arild finden sich fast ausschließlich Dolerite. Es überwiegen solche mit körniger Grundmasse und leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, nur untergeordnet treten auch feinkörnige oder aphyrische Dolerite auf. Abb. 5-8 zeigt den als Leitgeschiebe geeigneten Typ mit körniger Grundmasse.

Abb. 5: NW-Dolerit mit körniger Grundmasse und leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, Strandgeröll von Arild.
Abb. 6: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 7: Gleicher Stein, Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Intergranulares Gefüge der Grundmasse aus weißem Plagioklas, grünlichbraunem Pyroxen und schwarzem Amphibol (?).

Die als Leitgeschiebe geeignete porphyrische Variante des NW-Dolerits besitzt eine Grundmasse aus 1-2 mm großen Mineralkörnern, im Wesentlichen leistenförmiger Plagioklas (weiß) und rundliche Körner aus schwarzem Klinopyroxen bzw. grünlichen Umwandlungsprodukten. Magnetit ist mit einem Handmagneten nachweisbar. Hinzu kommen etwas Biotit, grünbrauner Amphibol, Erz sowie bis 2 mm große und braune bis grünbraune Pseudomorphosen nach Olivin (von Hand kaum bestimmbar). Im Unterschied zu vielen Doleriten ist das Gefüge der Grundmasse nicht ophitisch (die kleinen Plagioklase der Grundmasse bilden Einschlüsse innerhalb größerer Pyroxene), sondern intergranular (weitgehend separate Körner von Plagioklas und Pyroxen).

Das Gestein enthält zahlreiche transparente bis weiße und leistenförmige Plagioklas-Einsprenglinge von 1-2 cm Länge, die regellos im Gestein verteilt sind. Stellenweise bilden sie Anhäufungen, gelegentlich auch sternförmige Aggregate (glomerophyrisches Gefüge).

Geschiebefunde in Norddeutschland: Funde der beschriebenen Variante des NW-Dolerits sind bevorzugt in Gesellschaft mit SW-schwedischen Geschiebetypen zu erwarten, vor allem in weichselkaltzeitlichen Geschiebemergeln an der NW-schleswig-holsteinischen Ostseeküste. Im östlichen Schleswig-Holstein und in Mecklenburg wird der Geschiebetyp seltener (GEISSLER 1996). Unverzichtbare Erkennungsmerkmale des Gesteins sind eine ausgesprochen körnige Grundmasse aus rundlichen Mineralkörnern sowie leistenförmige Plagioklas-Einsprenglinge. Vergleichbare Dolerite, aber mit feinkörniger Grundmasse, kommen auch in anderen Gebieten vor, z. B. in Södermanland (s. Abb. 14).

Abb. 8: NW-Dolerit von Arild; innerhalb der größeren schwarzen Aggregate ist goldgelber Pyrit erkennbar.

Im Anstehenden zeigt der Dolerit von Arild eine feinkörnige „Randfazies“, wie sie nicht unüblich für porphyrische Ganggesteine ist (Abb. 9). Die basische Schmelze wurde bei ihrer Platznahme im Kontakt zum Gneis abgeschreckt, erkennbar an einer feinkörnigen Ausbildung der Matrix innerhalb der etwa 50 cm breiten Kontaktzone. Durch die Fließbewegung des Magmas kam es parallel zum Streichen des Ganges zu einer Einregelung der Plagioklas-Einsprenglinge. Ein weißes, im Wesentlichen aus Quarz bestehendes Salband an der Grenze von Gneis und Dolerit dürfte durch Ausscheidungen wässriger Fluide entstanden sein, die aus dem Nebengestein durch das heiße basische Magma mobilisiert wurden.

Abb. 9: Eine 5-10 cm breite weiße Trennspalte (Salband) aus Quarz bildet die Grenze von Dolerit und rotem Grundgebirgsgneis. Bildbreite etwa 90 cm.
Abb. 10: „Randfazies“ mit feinkörniger Grundmasse und teilweise eingeregelten Plagioklasleisten.
Abb. 11: Feinkörniger NW-Dolerit, aphyrische Variante; am Strand von Arild nur vereinzelt als Strandgeröll zu beobachten.

In Ost-Schonen treten die Gesteine des permosilesischen Gangschwarms nur noch vereinzelt auf (s. Abb. 1). Die nächste Anstehendprobe zeigt einen kleinkörnigen NW-Dolerit aus einem Gang, der an der Küste von Simrishamn einen unterkambrischen Sandstein durchschlägt („Hardeberga-Sandstein“).

Abb. 12: Anstehendprobe eines NW-Dolerits vom Strand bei Simrishamn in Ost-Schonen.
Abb. 13: Nahaufnahme der nassen Bruchfläche. Das Gestein besteht aus weißen bis hellgrünen, stellenweise rötlich pigmentierten Plagioklas-Leisten und dunklen Mineralen (Pyroxen). Größere Einsprenglinge sind nicht vorhanden.

Dolerit-Geschiebe mit größeren leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, aber feinkörniger Grundmasse stammen nicht unbedingt aus dem Gangschwarm der NW-Dolerite. Vergleichbare Dolerite wurden mehrfach auch an einem Geröllstrand bei Skansholmen, südlich von Stockholm beobachtet. Ihr Heimatgebiet dürfte im Gangschwarm der sog. Dolerite in Södermanland liegen.

Abb. 14: Feinkörniger Dolerit mit leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen; Strandgeröll von Skansholmen, südlich von Stockholm.
Abb. 15: NW-Dolerit mit körniger Grundmasse und leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, Geschiebe am Strand von Schönhagen bei Kappeln (Schleswig-Holstein). Breite des Steins 28 cm.
Abb. 16: Nahaufnahme; die Grundmasse ist kleinkörnig, wenn auch nicht ausgesprochen körnig wie in den Funden von Arild (Abb 5-8). Bildbreite ca. 10 cm.

Literatur

GEISLER T 1996 Die permokarbonischen Dolerite in Schonen, Südschweden: petrographische und petrochemische Charakterisierung und ihre Bedeutung als Leitgeschiebe. Archiv für Geschiebekunde 2.

OBST K 1999 Die permosilesischen Eruptivgänge innerhalb der Fennoskandischen Randzone (Schonen und Bornholm) – Untersuchungen zum Stoffbestand, zur Struktur und zur Genese. Greifswalder Geowissenschaftliche Beiträge 7/1999 S. 1-121



2.1. Kullaberg und Kullaite

Das proterozoische Grundgebirge der SGR wird von einem jüngeren Gangschwarm aus basischen Gesteinen durchzogen. Hauptsächlich handelt es sich dabei um Dolerite (sog. Nordwest-Dolerite), vereinzelt treten auch exotische Ganggesteine auf, die Kullaite. Diese besitzen eine trachytische Zusammensetzung und entstehen in tieferen Krustenbereichen durch Magmenvermischung von basischen und sauren Schmelzen. Beim Aufstieg der Kullaitschmelze kann zusätzlich Nebengestein aufgenommen und assimiliert worden sein. Am Kullaberg, dem locus typicus, streichen mehrere Kullaitgänge aus, u. a. ein roter Kullait an der Lokalität Lahibiagrottan und eine braune Variante am Strand von Josephinelust (Lok. 2 auf der Karte).

Kullait von Lahibiagrottan

Etwa 200 m südlich vom Leuchtturm Kullens Fyr führt ein steiler Abstieg zur Lahibiagrottan. Diese Grotte entstand einst durch Brandung und Frosteinwirkung und liegt heute aufgrund der seit dem Ende der letzten Vereisung anhaltenden Landhebung mehrere Meter über dem Meeresspiegel. In der Nähe steht ein Kullait-Gang an.

Abb. 1: Lahibiagrottan. Anstehende Gesteine sind rotgraue Gneise (rechts) mit Einschaltungen eines roten Pegmatits (links).
Abb. 2: Grobkörniger und undeformierter Pegmatit aus weißem Quarz und rotem Alkalifeldspat. Bildbreite an der Basis etwa 1 m.
Abb. 3: Ein etwa 2 m breiter Kullait-Gang (rot) durchschlägt einen migmatitischen („plagioklasschlierigen“) Granatamphibolit. Der Altersunterschied beider Gesteine beträgt etwa 650 Millionen Jahre: der Granatamphibolit entstand während der svekonorwegischen Gebirgsbildung vor etwa 1 Ga, der Kullait besitzt ein Alter von rund 350 Millionen Jahren.
Abb. 4: Eine schlierige, etwa 20 cm breite Übergangszone belegt eine Interaktion von aufsteigender heißer Kullaitschmelze mit dem Amphibolit.
Abb. 5: Der Kullaitgang setzt sich weiter hinten in der Felswand fort, dazwischen wurde er durch Erosion ausgeräumt. In der Umgebung finden sich zahlreiche Kullaite als Brandungsgeröll.
Abb. 6 Kullaitgeröll vom Anstehenden, trocken fotografiert.
Abb. 7: Nahaufnahme der angefeuchteten Oberfläche.

Das Gestein ist feinkörnig und auf den ersten Blick recht unscheinbar. Es besitzt ein doleritähnliches Gefüge aus roten, miteinander verfilzten Feldspat-Leisten in regelloser Anordnung (Andesin, ein Na-Ca-Feldspat der Plagioklas-Gruppe, OBST 1999, 2001, vgl. a. TRÖGER 1935). Dunkle Minerale sind weitgehend chloritisiert und füllen die Zwischenräume, vereinzelt sind auch größere schwarze Körner erkennbar. Die Rotfärbung des Gesteins ist auf fein verteilten Hämatitstaub zurückzuführen. Einige größere und etwas hellere Feldspat-Einsprenglinge weisen an den Rändern Spuren von Resorption (magmatische Korrosion) auf.

Abb. 8: Ein weiteres Kullait-Geröll von Lahibiagrottan, Aufnahme unter Wasser.

Neben einem migmatitischen („plagioklasschlierigen“) Granatamphibolit als Wirtgestein für den roten Kullait (Abb. 3), steht am östlichen Abstieg zur Lokalität Lahibiagrottan ein weiterer Granatamphibolit an.

Abb. 9: Grobkörniger Granatamphibolit, Bildbreite etwa 80 cm.
Abb. 10: Loser Stein vom Anstehenden. Das Gestein enthält viel Granat; einige der runden Granat-Porphyroblasten besitzen einen hellen Saum aus retrograd gebildetem Plagioklas.
Abb. 11: Migmatischer Granatamphibolit, Strandgeröll von Lahibiagrottan.
Abb. 12: Granatamphibolit mit großen Granat-Porphyroblasten ohne Plagioklas-Säume. Loser Stein an der Lokalität Lahibiagrottan. Bildbreite etwa 20 cm.

Kullait von Josefinelust

Abb. 13: Die Lokalität Josefinelust liegt etwa 2 km östlich von Kullens Fyr. Ein steiler Abstieg führt zum Strand.
Abb. 14: Dort steht ein etwa 80 cm breiter Kullait-Gang an, scharf begrenzt von rotgrauen Gneisen des Grundgebirges.
Abb. 15: Der Kullait-Gang verläuft parallel zur Küste, weist eine nordwestliche Streichrichtung auf und lässt sich auf einer Länge von etwa 300 m im Gelände verfolgen.
Abb. 16: Bräunlichroter Kullait von Josefinelust, Anstehendprobe mit polierter Schnittfläche.
Abb. 17: Gleicher Stein, Nahaufnahme.

Das feinkörnige Gestein besitzt ein doleritähnliches Gefüge aus leistenförmigem Feldspat und dunklen Mineralen. Wenige größere Feldspat-Einsprenglinge sind heller gefärbt als die Grundmasse und weisen Spuren magmatischer Korrosion auf.

Abb. 18: Kullait von Josefinelust als Strandgeröll, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 19: Nahaufnahme; am linken Bildrand ein mit weißem Calcit gefüllter Hohlraum innerhalb eines länglichen roten Xenoliths.

Mit Calcit gefüllte Hohlräume sind an rote und tropfenförmige Xenolithe gebunden, die einen ähnlichen Mineralbestand wie die Grundmasse aufweisen, aber gröber kristallisiert sind. Xenolithe und Calcit treten gelegentlich auch im roten Kullait von Lahibiagrottan auf.

Ebenfalls von Josefinelust stammt ein grünlich-brauner Kullait mit hellen Feldspat-Einsprenglingen. Es handelt sich um einen einzelnen Fund als Strandgeröll, anstehend konnte das Gestein nicht beobachtet werden.

Abb. 20: Grünlich-brauner Kullait, Strandgeröll von Josefinelust.
Abb. 21: Die Gesteine am Geröllstrand von Josefinelust stammen ganz überwiegend aus der unmittelbaren Umgebung: rotgraue und magnetische Gneise (Järngneise), mafische Granulite und Amphibolite.

2.2. Kullaite als Geschiebe

Abb. 22: Drei Kullait-Varianten vom Kullaberg im Vergleich, Aufnahme unter Wasser.

Die Motivation, einen Kullait in Norddeutschland als Geschiebe zu finden, lässt sich wohl mit der Seltenheit und dem exotischen Charakter des Gesteinstyps erklären. Dabei ist zu berücksichtigen, dass es sich um feinkörnige und auf den ersten Blick eher unauffällige Gesteine handelt, die aufgrund der geringen Ausdehnung der Vorkommen nur sehr selten in Erscheinung treten. Allgemeine Kennzeichen sind das doleritähnliche (ophitische) Gefüge aus verfilzten Feldspat-Leisten und dunklen, meist stark alterierten Mineralen. Die Gesteine können rot, rotbraun bis braun, grau oder grünlichbraun gefärbt sein. Zusätzlich können wenige korrodierte Feldspat-Einsprenglinge, Enklaven mit Fremdgestein, helle runde oder tropfenförmige Bereiche mit etwas gröber kristallisierten Feldspat-Leisten sowie mit Calcit gefüllte Blasenhohlräume auftreten.

Die Analyse eines Kullaits von Kullagarden (Tröger 1935: Nr. 288) ergab folgende Zusammensetzung (Gew.%): 55 Plagioklas, 18 Chlorit +/- Epidot, 13 Orthoklas („Einsprenglinge“), 10 Erz, 4 Quarz, Apatit und Calcit.

Neben den Kullaiten vom Kullaberg (weitere Abbildungen auf skan-kristallin.de) und anderen Lokalitäten in SW-Schweden (Dalby, Torpa Klint) sind Kullait-Vorkommen auch aus der Fortsetzung des NE-streichenden Gangschwarms von Bornholm (Bjergebakke) sowie aus dem Oslograben (Grefenskollen) bekannt. Die Gesteine besitzen also eine weite Verbreitung und sind weder als Leitgeschiebe geeignet, noch lassen sich Kullait-Gerölle allein anhand äußerlicher Merkmale auf eine bestimmte Lokalität zurückführen (OBST 2001, Abbildungen auch auf kristallin.de).

2.3. Kullaberg: Ransvik

Am Strand von Ransvik (Lok. 2 auf der Karte) bildet ein ausgesprochen grobkörniger Granatamphibolit eine gangförmige Einschaltung in grauen migmatitischen Gneisen. Der Name der Lokalität („Diamantklipporna“) ist auf die Kristallflächen der Amphibole zurückzuführen, die bei Sonnenschein „wie Diamanten“ schillern (Naturschutzgebiet, kein Hammer!).

Abb. 23: Granatamphibolit am Strand von Ransvik.
Abb. 24: Nahaufnahme des grobkörnigen Amphibolits.
Abb. 25: Granatreiche Partie mit großen Granat-Porphyroblasten, teilweise umgeben von einem hellen Plagioklas-Saum. Bildbreite 26 cm.
Abb. 26: Die intensive Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone zeigt sich an den Gneisen von Ransvik als rhombisches Kluftmuster.
Abb. 27: Tektonische Brekzie, Strandgeröll von Ransvik. Das aplitähnliche Gestein wird von Rissen durchzogen, die mit einer Masse aus Feldspat, Quarz und grünen Mineralen (Chlorit o. ä.) verfüllt sind.

Literatur

MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2.

OBST K 1999 Die permosilesischen Eruptivgänge innerhalb der Fennoskandischen Randzone (Schonen und Bornholm) – Untersuchungen zum Stoffbestand, zur Struktur und zur Genese. Greifswalder Geowissenschaftliche Beiträge 7/1999 S. 1-121

OBST K 2001 Kullaite und ihre Bedeutung als Leitgeschiebe – Geschiebekunde aktuell, Nr. 17, 75-84, Hamburg, Juli 2001.

TRÖGER WE 1935 Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine – Ein Nomenklatur-Kompendium mit 1. Nachtrag Eruptivgesteinsnamen – Verlag der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, unveränderter Nachdruck 1969.

Geologische Streifzüge in SW-Schweden

Dieser mehrteilige Exkursionsbericht führt an ausgewählte Lokalitäten in Südwest-Schweden. Zahlreiche Küstenaufschlüsse und aufgelassene Steinbrüche zwischen Kullaberg-Halbinsel und Varberg bieten hervorragende Einblicke in die Geologie eines metamorphen Grundgebirges, das vor rund 1 Milliarde Jahren im Zuge der Svekonorwegischen Gebirgsbildung entstand. Hier treten großflächig Gesteine zutage, die in keiner anderen Region des nordischen Grundgebirges vorkommen, z. B. saure und mafische Granulite. Auf mehreren Reisen konnte eine Reihe von typisch SW-schwedischen Gesteinstypen, darunter auch kristalline Leitgeschiebe, beprobt und in ihrem geologischen Kontextes studiert werden. Als Grundlage für die Planung diente der Exkursionsführer von MÖLLER et al 1996.

Abb. 1: Felsküste im äußersten Nordwesten der Kullaberg-Halbinsel. Das Grundgebirge besteht hier aus migmatitischen Gneisen mit eingeschalteten Amphibolit-Körpern und besitzt ein Alter von rund 1 Milliarde Jahren.
Abb. 2: Karte der vorgestellten Lokalitäten.

Die Zahlen verweisen auf die entsprechenden Abschnitte des Exkursionsberichts. Die meisten Lokalitäten liegen an der Küste, weil dort die Gesteine besonders gut aufgeschlossen sind.

  1. Zur Geologie SW-Schwedens
    1.1. Leitgeschiebe und Geschiebetypen aus SW-Schweden
  2. Kullaberg-Halbinsel
    2.1. Kullaberg und Kullaite
    2.2. Kullaite als Geschiebe
    2.3. Kullaberg: Ransvik
    2.4. Nordwest-Dolerit von Arild
  3. SW-schwedische Küstenaufschlüsse
    3.1. Söndrum
    3.2. Steninge
    3.3. Glassvik
    3.4. Stensjöhamn
    3.5. Träslövsläge
  4. Varberg-Charnockit und Torpa-Granit
    4.1. Charnockite als Geschiebe
    4.2. Torpa- und Tjärnesjön-Granit
  5. Retroeklogit von Ullared

Im Zusammenhang mit den SW-schwedischen Gesteinen stehen Einzelbeschreibungen der folgenden Gesteinstypen:

1. Zur Geologie SW-Schwedens

Abb. 3: Übersichtskarte der geologischen Gebietseinheiten in Norwegen, Schweden und Finnland (Grafik aus kristallin.de). Die Svekonorwegischen Gesteine sind durch eine rosa Signatur gekennzeichnet.

Die svekonorwegische Gesteinsprovinz entstand vor 1,14 – 0,9 Ga und nimmt ausgedehnte Gebiete in Norwegen und in West- und Südwest-Schweden ein (rosa Signatur in Abb. 3). Sie wird in fünf lithotektonische Einheiten unterteilt, die durch fortgesetzte Akkretionsprozesse entstanden und jeweils eine eigene geologische Geschichte besitzen. In Schweden unterscheidet man ein westliches Segment (wT) mit niedriger metamorphen Gesteinen von einem östlichen Segment (öT). Beide Einheiten sind durch eine breite Mylonitzone voneinander getrennt und erstrecken sich nach Osten bis an die Protoginzone. Diese lang gestreckte Störungszone bildet die Grenze zu den weniger deformierten Gesteinen des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB).

Das Exkursionsgebiet beschränkt sich auf den südwestlichen Teil des östlichen Segment der Svekonorwegiden, einem Gebiet, das als Südwestschwedisches Granulitgebiet (SGR southwest-swedish granulite region) bezeichnet wird (Abb. 4). Innerhalb der SGR finden sich vorwiegend die hochmetamorphen, während der svekonorwegischen Orogenese unter Bedingungen der höheren Amphibolit- bis Granulitfazies gebildeten Gesteine.

Abb. 4: Geologische Übersichtskarte des Südwestschwedischen Granulitgebiets (SGR). Grafik aus kristallin.de.

Die geologische Geschichte der SGR beginnt weit vor der svekonorwegischen Orogenese. Ein Grundgebirge aus Granitoiden und mafischen Intrusionen, das mit 1.730-1.660 Ma ein ähnliches Alter besitzt wie der Transskandinavische Magmatitgürtel, wurde durch eine ältere, als „Halland-Event“ oder „Halland-Orogenese“ bezeichnete Phase der Gebirgsbildung vor 1.460 und 1.420 Ma einer ersten Migmatisierung unterworfen (SÖDERLUND et al 2008; MÖLLER et al 2007). Mit dieser Orogenese verbunden sind der lokale Aufstieg postorogener Granite (Torpa-/Tjärnesjö-Granit, 1.400-1.380 Ma) und die Bildung von Charnockiten (s. Varberg-Charnockit). Diese Gesteine wurden während der svekonorwegischen Orogenese teilweise deformiert.

Die Gesteine der SGR entstanden vor 1.035 Ma bis 930 Ma während (mindestens) einer Kontinent-Kontinent-Kollision, vermutlich der Vereinigung von Amazonia und Baltica im Zuge der Grenville-Orogenese und der Bildung des Großkontinents Columbia. Heute treten jene Krustenteile des Gebirges zu Tage, die im Falle der granulitfaziellen Gesteine in etwa 35 km, im Extremfall des Eklogits in bis zu 50 km Tiefe gebildet wurden. In ihre gegenwärtige Position gelangten sie durch gravitationalen Kollaps des Orogens und isostatischen Ausgleich der verdickten kontinentalen Kruste nach dem Ende der Gebirgsbildung sowie der Abtragung im Laufe von Jahrmillionen (BINGEN et al 2008).

Das Grundgebirge der SGR besteht überwiegend aus rötlichen und grauen Adergneisen bzw. Migmatiten von granitischer bis intermediärer Zusammensetzung. Teilweise enthalten diese Gesteine als granulitfazielle Neubildung Magnetit in bedeutender Menge und werden dann als „Järngneis“ (Eisengneis) bezeichnet. Eingeschaltete Gänge, Lagen und Linsen von Granatamphiboliten und mafischen Granuliten innerhalb der Gneise entstanden durch Metamorphose (wahrscheinlich mehrerer Generationen) von Intrusionen (und Extrusionen?) basischer Gesteine. Die Vorkommen mafischer Gesteine erreichen eine Ausdehnung von einigen km Länge und maximal 1 km Breite. Die Gesteine mit den höchsten Metamorphosegraden innerhalb der SGR sind kleine Vorkommen von Retro-Eklogiten im Gebiet von Ullared.

Das svekofennische Gebirge war bereits zu Beginn des Paläozoikums vollkommen eingeebnet. Durch einen weltweiten Anstieg des Meeresspiegels (Transgression) kam es auf diesem als Peneplain bezeichneten Gebirgsrumpf im Zeitraum zwischen Kambrium und Silur zur Ablagerung von Sedimenten. Durch Kollision von Baltica und Nordamerika entstand im späten Silur das Kaledonische Gebirge. Kaledonische Gesteine bedecken heute vor allem in Norwegen Teile des älteren Grundgebirges.

Im Permokarbon (vor etwa 300 Millionen Jahren) bildete sich an der Nahtstelle (Sutur) zwischen Baltischem Schild und Mitteleuropa eine etwa 100 km breite Deformationszone bzw. Schwächezone. Der SW-schwedische Teil ist die NW-SE verlaufende Sorgenfrei-Tornquist-Zone. Zur Zeit ihrer Hauptaktivität wurde das proterozoische Grundgebirge von tief reichenden Rissen und Klüften durchzogen. In der Folge stiegen Magmen auf. Ein Gangschwarm aus Tausenden NW-streichender Gänge (NW-Dolerite, untergeordnet auch Kullaite und Lamprophyre) durchschlägt teilweise auch jüngere Sedimentgesteine, die seit dem Unterkambrium auf dem Baltischen Schild abgelagert wurden.

Zusammenfassung der wichtigsten Daten zur geologischen Geschichte der SGR:

  • 1,73-1,66 Ga: Entstehung der Ausgangsgesteine der SGR; ähnliches Gesteinsalter wie TIB.
  • 1,46-1,42 Ga: „Halland-Event“, Gebirgsbildung und erste metamorphe Phase;
  • 1,40-1,38 Ga: postorogene Torpa-Granite, Charnockite.
  • 1,03-0,93 Ga: Svekonorwegische Orogenese; Bildung granulitfazieller Gesteine (Granulitgneise, mafische Granulite) und Eklogite.
  • Ablagerung von Sedimentgesteinen auf dem Grundgebirgsrumpf seit dem Unterkambrium.
  • Permokarbon: Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone; Aufstieg der NW-Dolerite (Kullaite, Lamprophyre).

1.1. SW-schwedische Leitgeschiebe

Einige Gesteinstypen der SGR eignen sich als Leitgeschiebe. Zu den häufigeren Geschieben gehören die granulitfaziellen Gesteine. Aus sauren Edukten gingen Schonen-Granulit („Granulitgneis von Schonen“ in SMED & EHLERS 2002) und „Flammenpegmatit“ (deformierter bunter Pegmatit in VINX 1998) hervor. Ihre Vorkommen beschränken sich auf Westschonen und Halland. Im gleichen Gebiet und einzelnen Arealen weiter östlich, in Richtung der Protoginzone, kommen auch die Granulite aus basischen Edukten vor: granoblastischer mafischer Granulit und Granatcoronit.

Mit Einschränkung sind migmatitische Granatamphibolite („plagioklasschlieriger Granatamphibolit“, VINX 1996, 1998, 2016) als SW-schwedisches Leitgeschiebe geeignet. Als mögliches Leitgeschiebe werden hier erstmalig Gesteine vorgestellt, die große Orthopyroxen-Kristalle (oder Relikte davon) führen und ebenfalls typische Gesteine der SGR sein dürften, weil die Bildung von Orthopyroxen an granulitfazielle Metamorphosebedingungen geknüpft ist (Granatamphibolite mit Orthopyroxen-Megakristallen sowie charnockitisierte Pegmatite mit Opx-Megakristallen).

Weniger häufig sind Varberg-Charnockit (Varberg-Granit in ZANDSTRA 1999 und HESEMANN 1975) und grobporphyrische Varianten des Torpa-Granits, ein rarer Fund ist der Halland-Retro-Eklogit. Eine grobkörnige und porphyrische Variante des NW-Dolerits eignet sich nach bisherigem Kenntnisstand als Leitgeschiebe und ist nur in NW-Schonen beheimatet.

Neben Gesteinstypen mit eng begrenztem Herkunftsgebiet lassen sich weitere Gesteine mit einiger Wahrscheinlichkeit einer SW-schwedischen Herkunft zuordnen. Aufgrund ihrer weiten Verbreitung sind sie nicht als Leitgeschiebe geeignet. In SW-schwedischen Geschiebegemeinschaften finden sich häufig magnetitführende Järngneise sowie Granatamphibolite (mit Plagioklassäumen um die Granate). Mit einem hohen Anteil an SW-schwedischen Gesteinen ist insbesondere westlich und nördlich der Lübecker Bucht zu rechnen.

Die seltenen und exotischen Kullaite bilden mehrere kleine, aber weit gestreute Vorkommen, nicht nur in SW-Schweden. In SW-schwedischen Geschiebegemeinschaften dürfte eine höhere Wahrscheinlichkeit für Funde bestehen, aufgrund der vergleichsweise großen Anzahl SW-schwedischer Kullait-Gänge.

Darüber hinaus existiert eine Reihe von lokalen, teilweise auch synonymen Bezeichnungen für SW-schwedische Gneise, die geschiebekundlich nur wenig aussagekräftig sind, z. B. Halland-Gneis, Halmstadgneis oder Halmstad-Migmatit. Es handelt sich um rötliche, teils migmatitische Adergneise, wie sie an der Küste von Halland seit langer Zeit als Werkstein gewonnen werden. Granulitgneis ist eine allgemeine Bezeichnung für Gneise, die einer granulitfaziellen Metamorphose unterlagen. Bei einem Teil von ihnen handelt es sich um Schonengranulit. Für gewöhnlich sieht man einem Gneis-Geschiebe die metamorphe Fazies nicht an. Stark magnetithaltige Gneise sind ein Hinweis auf eine SW-schwedische Herkunft und werden als Järngneis bezeichnet.

Innerhalb der Südwestschwedischen Granulitregion (SGR) sind mehrere Vorkommen von Charnockitgneisen bekannt. Diese grünen Gesteine bilden Einschaltungen innerhalb der Grundgebirgsgneise und sind metamorph entstanden, im Unterschied zum Varberg-Charnockit (magmatischer Ursprung).

Abb. 5: Vereinfachte Übersichtskarte der SW-schwedischen Leitgeschiebe.

Das schwarz schraffierte Gebiet in Abb. 5 markiert einen kleinen Teil der svekonorwegischen Gesteine in SW-Schweden, das Südwestschwedische Granulitgebiet (SGR, southwest-swedish granulite region). Es wird von großen Störungszonen begrenzt, im Norden von der Mylonitzone (gelb), im Osten von der Protoginzone (rot).

Auf das gesamte Gebiet der SGR verteilt finden sich Vorkommen von Järngneisen.
Die Gesteine mit den höchsten Metamorphosegraden (Granulite) beschränken sich auf den westlichen Teil der SGR, einem Gebiet nördlich von Helsingborg bis Varberg. Von hier stammen die sauren und basischen Granulite: Schonengranulit, Flammenpegmatit, mafischer Granulit. Gebiete mit den schwarzen Punkten kennzeichnen die Gebiete, in denen Granatcoronite verbreitet sind.

Hervorgehoben sind die Städte Varberg (Massiv des Varberg-Charnockits mit Torpa-Granit) und Ullared (Vorkommen des Halland-Retroeklogits). Blau markiert ist jener Teil des permosilesischen Gangschwarms, in denen NW-Dolerite mit grobkörniger Grundmasse auftreten. Innerhalb dieses bis Ost-Schonen reichenden Gangschwarms liegen auch mehrere Vorkommen von Kullaiten.

2. Kullaberg-Halbinsel

Der geologische Streifzug durch die SGR beginnt auf der Kullaberg-Halbinsel, etwa 35 km NW von Helsingborg. Im südwestlichen Schweden kam es im späten Silur durch Dehnungstektonik zur Bildung sog. Horste und Gräben. Dabei wurden Teile des Grundgebirges als Horste herausgehoben und Gräben mit jüngeren Sedimenten verfüllt. Der Kullaberg als südwestlichste Einheit einer Reihe von Grundgebirgshorsten, zu denen auch der Hallandsåsen und Söderåsen gehören, besitzt ein mittelgebirgsartiges Relief, seine Höhenlagen erheben sich rund 100 m über den Meeresspiegel. An zahlreichen küstennahen Aufschlüssen lassen sich die Gesteine der SGR und ihre Kontaktbeziehungen studieren.

Abb. 6: Luftbild der Kullaberg-Halbinsel (Foto: Bertil Hagberg, fotografiert am naturum Kullaberg).
Abb. 7: Geologisches Schema der Kullaberg-Halbinsel aus SÖDERLUND et al 2008.

Das Grundgebirge der Kullaberg-Halbinsel besteht im Wesentlichen aus grauen bis rötlichgrauen und meist migmatitisierten Orthogneisen. Gänge und Körper (grün) von Metabasiten (Amphibolite, Granat-Amphibolite und mafische Granulite) durchziehen die Gneise annähernd in N-S-Richtung. Die jüngeren NW-Dolerite (violett; diabase) weisen eine nordwestliche Streichrichtung auf.

Abb. 8: Rotgraue Gneise der SGR am Leuchtturm Kullens Fyr. Die Klüftung folgt der nordwestlich streichenden Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone, die Foliation und migmatitische Bänderung verläuft in nordsüdlicher Richtung.
Abb. 9: Gesteinsschutt aus grauen bis rotgrauen migmatitischen Adergneisen sowie roten Pegmatiten. Bildbreite ca. 60 cm.
Abb. 10: Strandgeröll eines migmatitischen Gneises (Breite 12 cm).

Das Gestein ist magnetisch und ein sog. „Järngneis“ (Eisengneis). Järngneise sind in SW-Schweden weit verbreitet und können Magnetit in bedeutender Menge (1-3%) enthalten. Magnetit entsteht als Neubildung unter granulitfaziellen Metamorphosebedingungen.

Abb. 11: Rotgrauer Järngneis mit anhaftendem Handmagneten. Strandgeröll vom Kullaberg.
Abb. 12: Ein etwa 1 m breiter Amphibolitgang, diskordant von einem jüngeren roten Pegmatit durchschlagen.

In die Gneise vom Kullaberg sind stellenweise Gänge und Körper von aplitischen Gesteinen und grobkörnigen Pegmatiten eingeschaltet. Sie dürften postkinematisch, also nach der (svekofennischen) Gebirgsbildung entstanden sein, weil sie ein richtungslos-körniges Mineralgefüge und keine Anzeichen einer tektonischen Deformation aufweisen. Die Gesteine ähneln manchmal dem Schonengranulit oder „Flammenpegmatit“ (Abb. 14). Letztere entstanden jedoch unter granulitfaziellen Bedingungen und weisen eine deutliche Foliation auf. Ihr Hauptverbreitungsgebiet liegt etwas weiter nördlich im Gebiet zwischen Halmstad und Falkenberg.

Abb. 13: Verfalteter Gang eines aplitähnlichen Gesteins aus Quarz und rotem Alkalifeldspat in einem grauen Gneis. Höhe des Gangs etwa 20 cm.
Abb. 14: Mäßig deformiertes und pegmatitähnliches Gestein mit hellen Quarzen; ähnlich dem Flammenpegmatit, aber ohne plattig ausgewaltzem Quarz.
Abb. 15: Pegmatitgang an der Lokalität Silvergrottan. Der etwa 60 cm breite Gang ist auf eine Länge von 15 m begehbar und wurde im Jahre 1561 von dänischen Bergleuten auf der (vergeblichen) nach Silber ausgeräumt.

An der Westspitze der Kullaberg-Halbinsel finden sich innerhalb der rotgrauen Gneise mehrere große Gesteinskörper mit Metabasiten, von fein-, mittel- bis grobkörnigen und meist granatführenden Amphiboliten (<5% Granat) über Granatamphiboliten (>5% Granat) bis mafischen Granuliten. Die Gesteine können weitgehend undeformiert, gneisig, verfaltet oder migmatisiert sein. Abb. 16 zeigt eine größere Intrusion mit einem zentralen Teil aus mafischem Granulit, der zum Rand in einen Amphibolit übergeht.

Abb. 16: Mafischer Gesteinskörper in der Nähe vom Leuchtturm Kullens Fyr.
Abb. 17: Übergang eines mafischen Granulits (oben, Gangmitte, braun) in einen schwarzen Amphibolit am Rand der Intrusion; Grenze zu einem rotgrauen Gneis.
Abb. 18: Granatführender Amphibolit, Strandgeröll vom Anstehenden. Hauptbestandteile des Gesteins sind Amphibol (schwarz), Plagioklas (weiß) und etwas Granat (rot).
Abb. 19: Der Amphibolit (grau) ist im Kontaktbereich zu einem migmatitischem Gneis/Pegmatit (rot) von weißen Schlieren durchsetzt. Bildbreite etwa 3,50 m.
Abb. 20: Gleicher Aufschluss; große schwarze Glimmer-Blättchen an der Grenze von Pegmatit und Amphibolit. Bildbreite etwa 40 cm.
Abb. 21: Mafischer Granulit in der Mitte des Ganges (s. Abb. 20), Bildbreite etwa 25 cm.
Abb. 22: Gleiches Gestein, bei Sonnenschein fotografiert.
Abb. 23: Leicht foliierter mafischer Granulit, Strandgeröll vom Anstehenden.
Abb. 24: Nahaufnahme der angefeuchteten Oberfläche. Das Gestein besteht aus Granat (rot), Pyroxen (grünlichschwarz), Amphibol (schwarz) und Plagioklas (weiß).

Mafische Granulite sind typische Gesteine der SGR und durch trockene Hochdruck-Metamorphose aus basischen Ausgangsgesteinen hervorgegangen (Basalte oder Gabbros). Plagioklas wird unter granulitfaziellen Bedingungen instabil und wandelt sich an den Korngrenzen zum Pyroxen in Granat um. Dieser bildet Granoblasten in Gestalt kleiner Körner, ebenso wie Klino- und Orthopyroxen, die durch komplexe Mineralreaktionen aus dunklen Mineralen wie Biotit und Amphibol gebildet werden. Mafische Granulite weisen im kleinen Maßstab also ein weitgehend gleichkörniges und richtungsloses Mineralgefüge auf und sind als Granofelse anzusehen, können auf den ersten Blick aber eine gneisartige Textur besitzen, möglicherweise ein Reliktgefüge der Ausgangsgesteine. Wesentlicher Mineralbestand sind Klinopyroxen (grünlich-schwarz), granoblastischer Granat (rot) in winzigen Körnern, Plagioklas (weiß) sowie schwankende Mengen an schwarzem und glänzenden Amphibol, der durch retrograde Metamorphose entstand.

Mafische Granulite entstehen bei 700-800°C und einem Druck von 8-12 Kbar, was einer krustalen Tiefe von 30-45 km entspricht. Die Kruste muss also zum Zeitpunkt der Metamorphose sehr dick und die Ausgangsgesteine entsprechend tief versenkt gewesen sein. Die Exhumierung bzw. der Aufstieg der mafischen Granulite erfolgte offenbar recht schnell, da sie im Allgemeinen nur in geringem Maße retrograd überprägt wurden (Bildung von Amphibol; MÖLLER et al 1996).

Abb. 25: Mafischer Granulit mit weitgehend regellos-körnigem Gefüge; Strandgeröll vom Anstehenden.
Abb. 26: Mafischer Granulit, durchschlagen von einem 10 cm breiten Pegmatitgang.

Neben den NS-streichenden Metabasiten, die während der Svekonorwegischen Gebirgsbildung teilweise in mafische Granulite umgewandelt wurden, sind am Kullaberg auch Gänge von jüngeren (permokarbonischen), gänzlich undeformierten und gemäß ihrer vorherrschenden nordwestlichen Streichrichtung als NW-Dolerit bezeichneten Gesteinen aufgeschlossen (s. a. Nordwest-Dolerit von Arild).

Abb. 27: Der Pfeil markiert den Beginn eines NW-streichenden Doleritgangs (NW-Dolerit), der sich bis zum Standort fortsetzt.
Abb. 28: Gleicher Doleritgang, von der Küste aus betrachtet; Breite etwa 15 m.
Abb. 29: Der kleinkörnige NW-Dolerit vom Kullaberg ist ein recht unscheinbares Gestein. Brandungsgeröll vom Anstehenden.
Abb. 30: Der NW-Dolerit wird von migmatitischen Amphiboliten der SGR flankiert.

In flachen Uferbereichen der Felsküste finden sich die anstehenden Gesteine der unmittelbaren Umgebung als Brandungsgeröll (Gneise, Pegmatite, Amphibolite und mafische Granulite).

Abb. 31: Brandungsgerölle am Kullaberg, Bildbreite etwa 90 cm.
Abb. 32: Grenze einer pegmatitartigen Partie zu einem grauen Gneis. Strandgeröll, Breite 18 cm.
Abb. 33: Ortsfremde Gesteine treten nur vereinzelt auf und fallen schnell ins Auge, wie dieser braune Porphyr mit bläulichen Quarzen (Småland-Vulkanit?). Breite des Steins 12 cm.

Literatur

BINGEN B, NORDGULEN O & VIOLA G 2008 A fourphase model for the Sveconorwegian orogeny, SW Scandinavia – Norwegian Journal of Geology 88, S. 43-72.

MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2.

MÖLLER C, ANDERSSON J, LUNDQVIST I & HELLSTRÖM FA 2007 Linking deformation, migmatite formation and zircon U-Pb geochronology in polymetamorphic gneisses, Sveconorwegian province, Sweden – Journal of Metamorphic Geology 25, S. 727-750.

SÖDERLUND U, HELLSTRÖM FA & KAMO SL 2008 Geochronology of high-pressure mafic granulite dykes in SW Sweden: tracking the P- T-t path of metamorphism using Hf isotopes in zircon and baddeleyite – Journal of Metamorphic Geology 26, 539-560.

SÖDERLUND U, KARLSSON C, JOHANSSON L & LARSSON K 2008 The Kullaberg peninsula – a glimpse of the Proterozoic evolution of SW Fennoscandia – GFF 130, Teil 1, S. 1-10.

VINX R 1996 Granatcoronit (mafischer Granulit): ein neues Leitgeschiebe SW-schwedischer Herkunft – Archiv für Geschiebekunde, Hamburg 1996, Band 2, S. 3-20.

VINX R 1998 Neue kristalline SW-schwedische Leitgeschiebe: Granoblastischer Mafischer Granulit, Halland-Retro-Eklogit und deformierter, bunter Pegmatit – Archiv für Geschiebekunde, Hamburg 1998, Band 2, Heft 6, S. 363-378.

VINX R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).

Ältere Beiträge

Kullaite vom Kullaberg in SW-Schweden. Strandgerölle vom Anstehenden, Aufnahme unter Wasser.

Eine Reihe älterer Artikel zu geschiebekundlichen Themen sowie Exkursionsberichte habe ich unter einer anderen Domain publiziert. Eine Revision ist in Arbeit. Bis es soweit ist, sind die Beiträge nun auch von dieser Seite aus erreichbar.

Geschiebekundliche Themen

Exkursion nach SW-Schweden und Småland

  1. SW-Schweden: Kullaberg
  2. SW-schwedische Küstenaufschlüsse
  3. SW-Schweden: Varberg und Ullared (neuer Beitrag SW-Schweden)
  4. In der Protoginzone / Norra Kärr
  5. Im OJB / Orbiculit von Slättemossa
  6. Vulkanite und Granite aus Småland
  7. Vulkanite um Lönneberga (Småland)
  8. Ein Tag an der Ostküste (Ost-Småland)

Kristalline Geschiebe aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide:

  1. Einleitung und Granitoide
  2. Basaltoide, Diabase, Dolerite, Gabbros und Diabas-Mandelsteine
  3. Ignimbrite und Porphyre aus Dalarna; Digerberg-Gesteine
  4. Porphyre Teil 2: Ostsee, Åland, Småland, N-Schweden
  5. Weitere Gesteine (Sphärolithe, Vulkanite, Metamorphite, weitere magmatische Gesteine, Sedimentgesteine)

Am Tagebau Nochten – Findlingspark Nochten

Geschiebe von Rügen 1
Geschiebe von Rügen – Granite
Geschiebe von Rügen – Metamorphite

Geschiebe in Hohenfelde
Geschiebe in Hohenfelde 2
Geschiebe um den Bülker Leuchtturm
Geschiebe um den Bülker Leuchtturm 2

Geologische Streifzüge auf Rügen
Geologische Streifzüge auf Møn: Møns Klint

Geologische Streifzüge

Brandenburg

La Gomera (Kanarische Inseln)

  1. La Gomera I: Geologie
  2. La Gomera II: Araga, Playa del Ingles
  3. La Gomera III: La Merica, El Guro, Taguluche
  4. La Gomera IV: Alojera, Epina, Montana del Cepo, Cumbre de Chiguere
  5. La Gomera V: Vallehermoso, Agulo, Hermigua
  6. La Gomera VI: Fortaleza, Erque, Calvario

Oberlausitz

Harz

Kaiserstuhl

Thüringen

Im Erzgebirge

Flechtinger Höhenzug und Gommern

Geologische Sommerexkursion 2013

Unakit

Abb. 1: Epidotisierte tektonische Brekzie („Unakit“) aus der Kiesgrube Horstfelde bei Berlin.

Farblich besonders kontrastreiche und auffällige Geschiebe aus leuchtend rotem Alkalifeldspat, hellgrünem Epidot sowie hellem Quarz werden gelegentlich als Unakit bezeichnet (Abb. 1). Unakite sind durch tektonische Einwirkung intensiv zerscherte und epidotisierte Gesteine mit granitischer Zusammensetzung (WIMMENAUER 1984). Im Unterschied zu den Helsinkiten („schwedischer Typ“) handelt es sich um Kataklasite bzw. tektonische Brekzien.

Epidot ist ein sehr häufiges Mineral, das u. a. bei der hydrothermalen Zersetzung von calciumreichen Plagioklas entsteht. Durch Epidot grün gefärbte Feldspäte finden sich regelmäßig in Plutoniten und Vulkaniten. Darüber hinaus besitzt das Mineral eine hohe Mobilität in hydrothermalen Fluiden und scheidet sich gerne in Form feinkörniger und intensiv gelb- bis apfelgrün gefärbter Partien in Rissen und Klüften ab (Abb. 2). Neben den stark zerscherten Unakiten finden sich gelegentlich auch tektonische Brekzien mit durch Epidot gefüllten Rissen, die noch einen zusammenhängenden Gesteinsverband erkennen lassen (Abb. 3,4).

Abb. 2: Dünner Epidot-Belag als Kluftfüllung in einem feinkörnigen Gneis. Kiesgrube Thunpadel (Wendland/Niedersachsen), Breite des Steins 21 cm.
Abb. 3: Quarzitischer Gneis, durchzogen von hellgrünen Epidot-Adern; Kiesgrube Hohensaaten, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 4: Feinkörniges Quarz-Feldspat-Gestein, netzartig von Epidot- sowie einigen Quarzadern durchzogen. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, Breite des Steins 20 cm.

Epidosit

Epidosite sind massige und feinkörnige Gesteine, die fast vollständig aus Epidot bestehen und kleine gangförmige Vorkommen in Klüften des Grundgebirges bilden (VINX 2016).

Abb. 5: Epidosit, fast vollständig aus Epidot bestehendes Gestein; Geschiebe aus einer Kiesgrube bei Flen (Sörmland/Schweden).
Abb. 6: Verfalteter Metabasit (Amphibolit) mit hellgrünen und massigen Ansammlungen aus feinkörnigem Epidot (=Epidosit). Anstehender Felsen im Dorf Snörom bei Kolmården (Östergötland/Schweden), Bildbreite etwa 3 m.

Literatur

VINX R 2016 Steine an deutschen Küsten. Finden und bestimmen.- S. 249, Quelle & Meyer.

WIMMENAUER W 1985 Petrographie magmatischer und metamorpher Gesteine; 297 Abb., 106 Tab., Enke-Verlag, Stuttgart.

Helsinkit

Abb. 1: Helsinkit-Geschiebe von Aluksne (Lettland), leg. O. Mellis. Sammlung Bennhold im Museum Fürstenwalde. Originalgestein zu MELLIS 1928.

Helsinkit ist eine Lokalbezeichnung für Albit-Epidot-Gesteine, die zuerst aus Finnland beschrieben wurden und dort an mehreren Lokalitäten vorkommen (LAITAKARI 1918; Analyse eines Gesteins von der Insel Suursaari in TRÖGER 1969). Helsinkit-Geschiebe finden sich verbreitet im Baltikum. Nach einem Fundbericht aus Lettland (MELLIS 1928) setzte in Deutschland eine rege Sammeltätigkeit und Diskussion der Gesteine ein (MELLIS 1931, 1932). Der Helsinkitbegriff wurde im Laufe der Zeit erweitert und auch quarz- oder mikroklinführende Gesteine einbezogen. Aus heutiger Sicht gehören die Helsinkite zur Gesteinsgruppe der Metasomatite. Eher historisch interessant ist die Unterscheidung zweier Geschiebetypen:

1. Helsinkit mit rotbraunem oder violettbraunem Epidot („finnischer Typ“)
Der „klassische“ Helsinkit ist ein mittel- bis grobkörniges Gestein und besteht im Wesentlichen aus weißem, manchmal leicht rötlich gefärbtem Feldspat. Die Feldspäte sind von einer violett- bis bräunlichroten und feinkörnigen Masse von Sekundärmineralen umgeben. Neben weitgehend gleichkörnigen Helsinkiten mit Feldspäten bis 5 mm Größe finden sich auch grobkörnige bzw. pegmatitartige (Feldspäte bis 2 cm Größe) oder ausgesprochen ungleichkörnige Varianten. Das Gefüge zeigt häufig Spuren einer Kataklase (zerbrochene Feldspäte). Geschiebe erreichen maximal Faustgröße.

Makroskopisch lässt sich der Mineralbestand nicht näher bestimmen, da neben weißem Albit (Na-Plagioklas) meist auch Mikroklin (Kalifeldspat) enthalten ist. Beide Feldspäte sind von Hand nicht unterscheidbar. Dünnschliff-Untersuchungen ergaben, dass die rotbraune Zwischenmasse aus Epidot besteht, der von einem feinen Hämatit-Pigment durchsetzt ist. Als weitere Gemengteile können schwarzgrüner Chlorit sowie etwas Quarz auftreten. Neuere Arbeiten zur Untersuchung von Helsinkit-Geschieben s. MEYER K-D 1987 und BURGATH & MEYER 1989.

Abb. 2: Nahaufnahme des Gesteins aus Abb. 1; weißer Feldspat bis 5 mm, umgeben von einer rotbraunen und feinkörnigen Marix; Quarz fehlt.

2. Helsinkit mit grünem Epidot („schwedischer Typ“)
In Schweden fand man an mehreren Lokalitäten Gesteine, die aus grobkörnigem rotem Alkalifeldspat und einer feinkörnigen Zwischenmasse aus grünem Epidot bestehen (ASKLUND 1923, ECKERMANN 1925). Meist ist etwas Chlorit enthalten; Quarz fehlt oder tritt in wechselnden Mengen auf.

Abb. 3: Helsinkit mit grünem Epidot („schwedischer Typ“); Geschiebe aus einer Kiesgrube bei Fürstenwalde/Spree, leg. 10.9.1911 W. Bennhold (Sammlung im Museum Fürstenwalde); Nach MELLIS 1931 besteht das Gestein aus Mikroklin, Albit und Epidot sowie Spuren von Chlorit und Quarz.

Helsinkit-Geschiebe lassen sich keiner näheren Herkunft zuordnen. Es ist mit zahlreichen und weit verstreuten Vorkommen im gesamten nordischen Grundgebirge zu rechnen, insbesondere am Grund der Ostsee. Die regionale Differenzierung hält einem näheren Blick nicht stand, weil der „schwedische Typ“ anstehend auch aus Finnland sowie Norwegen (MELLIS 1931) und dem Bohuslän-Gebiet (ASKLUND 1947: 74) bekannt ist. Auf die Leitgeschiebe-Problematik weist schon MELLIS 1925 hin, trotz weitgehender Übereinstimmungen von Geschiebefunden mit finnschen Anstehendproben. Allenfalls lässt sich sagen, dass der „finnische Typ“ bevorzugt in ostschwedisch-baltischen Geschiebegemeinschaften zu beobachten ist.

Abb. 4: Helsinkit mit rot- und violettbraunen Sekundärmineralen, Aufnahme unter Wasser; Kiesgrube Buchholz bei Prenzlau.
Abb. 5: Nahaufnahme; deutlich ungleichkörniges Gefüge der Feldspäte im Vergleich zum Gestein in Abb. 1.
Abb. 6: Helsinkit mit hellgrüner (Epidot!) bis rotbrauner Grundmasse; Kiesgrube Althüttendorf (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.
Abb. 7: Quarzführender Helsinkit; Geschiebefund aus Schweden, Geröllstrand bei Eksilslund, NW-Öland.

Das nächste Bild (Abb. 8) zeigt einen quarzreichen Magmatit, der nur auf den ersten Blick einem Helsinkit ähnelt. Die rotbraunen Bereiche sind keine feinkörnige Grundmasse, sondern ein rotbraunes und hämatithaltiges Pigment, das zwischen den Zwickeln der Quarze vermutlich aus infiltrierten Lösungen ausgeschieden wurde (s. a. skan-kristallin.de).

Abb. 8: Helsinkitartiger Magmatit; Kiesgrube Thunpadel (Wendland/Niedersachsen), Aufnahme unter Wasser.

Das nächste Beispiel ist ein Magmatit mit Blauquarz, weißen Feldspäten und roten Hämatit-Pigmenten. Die Feldspäte sind durch tektonische Einwirkung zerbrochen, teilweise weisen sie staffelartige, mit Quarz oder dunklen Mineralen verfüllte Risse auf. Kein Helsinkit, möglicherweise aber ein metasomatisch überprägtes Gestein.

Abb. 9: Metasomatisch überprägter Magmatit, Kiesgrube Hoppegarten (Brandenburg).
Abb. 10: Nahaufnahme.
Abb. 11: „Schwedischer Helsinkit“; neben rotem Feldspat und grünem Epidot sind wenige schwarzgrüne Sekundärminerale (vermutlich Chlorit) sowie Quarz erkennbar. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.
Abb. 12: Metasomatisch veränderter quarzführender Magmatit. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, Breite des Steins 9,5 cm.
Abb. 13: Epidotisiertes Band in einem Monzogranit. Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam.

In einem begrenzten Bereich wurden die gelblichen Plagioklase des Plutonits kräftig epidotisiert und auch die dunklen Minerale weitgehend umgewandelt, während der rote Alkalifeldspat unverändert erscheint. Der Geschiebefund (Abb. 13) illustriert eine selektive metasomatische Verdrängung von Mineralen durch hydrothermale Fluide.

Abb. 14: Epidotisierter Plutonit (Quarzsyenit), Geschiebefund von Älekinta auf Öland. Breite des Steins 18 cm.
Abb. 15: Nahaufnahme, Bildbreite etwa 13 cm.

Das Gestein besteht im Wesentlichen aus rotem Alkalifeldspat, teilweise imprägniert durch ein rotbraunes Pigment. Auch geringe Anteile eines zweiten Feldspats (weiß) sowie etwas Quarz sind erkennbar. Die feinkörnige Grundmasse enthält wechselnde Mengen von hellgrünem Epidot, chloritisierte dunkle Minerale sowie gelblichen Titanit.

Abb. 16: Helsinkitartiger Metasomatit mit feinkörniger Grundmasse und roten Alkalifeldspat-Einsprenglingen (teilweise als Karlsbader Zwillinge). Kiesgrube Oderberg-Bralitz (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.
Abb. 17: Gleicher Stein, um 90 Grad gedreht.

Literatur

ASKLUND B 1923 Petrological studies in the neighbourhood of Stavsjö – SGU Arsbok. 17, 1923, S.40.

ASKLUND B 1947 Svenska Stenindustriomraden I-II Gatsten och Kantsten – Arsbok 40 (1946) No. 3, Sveriges Geologiska Undersökning Ser. C, No. 479; 187 S., 9 Abb., 8 Tafeln. Stockholm 1947

ECKERMANN H V 1925 A find of boulders of Helsinkite in the Parish of Alfta – Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar 47 (4): 504-511, Taf. 18-20, 2 Tab., Stockholm.

HESEMANN J 1929 Beiträge zur Kenntnis kristalliner Geschiebe – Zeitschrift für Geschiebeforschung 5 (3): 137-143, Berlin.

HESEMANN J 1930 Über einige neuere petrographische Arbeiten aus Schweden und Finnland (Helsinkite, Rapakiwi) – Zeitschrift für Geschiebeforschung 6 (4): 176-180, Berlin.

LAITAKARI A 1918 Einige Albitepidotgesteine von Südfinnland. Bulletin de la Commission géologique de Finlande, Vol. 51.

MELLIS O 1928 Über das Vorkommen von Helsinkitgeschieben in Lettland – Zeitschrift für Geschiebeforschung 4 (4): 145-150, 3 Abb., Berlin.

MELLIS O 1931 Beitrag zur Kenntnis deutscher Helsinkitgeschiebe – Zeitschrift für Geschiebeforschung 7 (4): 160-173, 4 Abb., Berlin.

MELLIS O 1931 Einige Ergänzungen zu J. HESEMANNs Aufsatz: „Über einige neuere petrographische Arbeiten aus Schweden und Finnland (Helsinkite, Rapakiwi)”. – Zeitschrift für Geschiebeforschung 7 (1): 34-37, Berlin.

MELLIS O 1932: Zur Genesis des Helsinkits. Vorläufige Mitteilung – Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar 54: 419-435, 8 Abb., Stockholm.

MEYER K-D 1987 Ein Helsinkit-Geschiebe von Volksdorf – Geschiebekunde aktuell 3 (3): 69-72, 1 Taf., Hamburg.

BURGATH KP & MEYER K-D 1989 Zwei Syenit-Geschiebe von Volksdorf bei Lüneburg – Archiv für Geschiebekunde 1 (1): 5-8, 1 Taf., Hamburg.

PREEDEN U, MERTANEN S, ELMINEN T, PLADO J 2009 Secondary magnetizations in shear and fault zones in southern Finland. Tectonophysics 479, 3-4, S. 203-213.

SIMONEN A 1948: On the petrochemistry of the infracrustal rocks in the Svecofennidic territory of southwestern Finland. Govt. Press Vol. 141

SIMONEN A 1971 Das finnische Grundgebirge – Geologische Rundschau, 1971, Bd. 60, S. 1406-1420.

TRÖGER E 1969 Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine; Nr. 199, S. 92. Unveränderter Nachdruck 1969, Verlag der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft.

ZANDSTRA J G 1988 Noordelijke kristallijne gidsgesteenten, E. J. Brill 1988

www.skan-kristallin.de

www.kristallin.de

Loftahammar-Augengneis

Das Loftahammar-Granitmassiv nimmt ein größeres Gebiet im äußersten Nordosten Smålands ein. Die Gesteine stiegen während der svekofennischen Orogenese vor etwa 1,85 Ga als plutonische Körper auf und wurden an einer breiten Scherzone teilweise mylonitisiert. Sie sind etwas älter als die weitgehend undeformierten Granite des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB), die sich südlich und westlich vom Loftahammar-Gebiet anschließen (s. Abb. 5 Exkursionsbericht Västervik-Gebiet).

Abb. 1: Loftahammar-Augengneis mit augenförmigen Porphyroklasten aus orangefarbenem Alkalifeldspat, Aufnahme unter Wasser. Anstehendprobe vom Bjursundsvägen, westlich von Loftahammar (57.90857, 16.65788), leg. T. Langmann.
Abb. 2: Nahaufnahme des Gefüges.

Der Loftahammar-Augengneis besitzt eine granitische Zusammensetzung und besteht aus großen und augenförmigen Feldspat-Aggregaten, die von einer feinkörnigen Grundmasse aus granuliertem und hellgrauem Quarz, Feldspat sowie Glimmer wellenförmig „umflossen“ werden. Einzelne grünlich-braune Körner eines zweiten Feldspats (Plagioklas) sind in den Zwischenräumen erkennbar.

Das mylonitische Gefüge ist auf eine duktile Deformation des Gesteins in einer Scherzone zurückzuführen. Dabei wurden die Mineralbestandteile des granitischen Gesteins einerseits zerdrückt – erkennbar an den fein granulierten Mineralkörnern und der Foliation der dunklen Glimmerminerale in der Matrix. Andererseits wuchsen während der Mylonitisierung durch Umkristallisation im festen Zustand größere Feldspäte (sog. Porphyroklasten) heran, die durch anhaltende Einwirkung von gerichtetem Druck augen- bis linsenförmige Konturen annahmen. Mylonite sind durch eben solche beträchtlichen Korngrößenunterschiede zwischen Grundmasse und Feldspat-Porphyroklasten gekennzeichnet.

Abb. 3: Loftahammar-Gneisgranit, anstehend am Bergholmsfjärden, westlich von Loftahammar. Bildbreite 60 cm. Foto: T. Langmann.

Durch stärkere tektonische Beanspruchung geht die Augengneis-Textur (unterer Bildteil) in eine flaserige Textur über (Flasergneis, Bildmitte). Hier wurden die Feldspataugen stärker deformiert und in die Länge gezogen (vgl. auch Abb. 11). Einige Pegmatitadern durchziehen das Gestein und wurden ebenfalls deformiert.

Abb. 4: Gleicher Aufschluss, Bildbreite 26 cm.
Abb. 5: Roter Loftahammar-Augengneis, Aufnahme unter Wasser. Anstehendprobe vom Bjursundsvägen, ca. 5 km westlich von Loftahammar (57.92017, 16.61299), leg. T. Langmann.
Abb. 6: Augengneis aus dem Loftahammar-Gebiet mit abweichendem Erscheinungsbild. Straßenaufschluss an der R35, ca. 7 km nördlich von Gamleby (57.95644, 16.37419).

Die Loftahammar-Granitoide kommen im Västervik-Gebiet gehäuft als Nahgeschiebe vor, das Anstehende liegt nur wenige Kilometer weiter nördlich. Bemerkenswert sind Varianten von orangefarbenen Augengneisen mit einzelnen größeren Aggregaten von grauweißem Plagioklas, der von dunklen Mineralen durchsetzt ist. Einzelne augenförmige Alkalifeldspäte werden von einem hellen Plagioklas-Saum umgeben (Abb. 7, 8).

Abb. 7: Nahgeschiebe am Hafen von Västervik.
Abb. 8: Nahgeschiebe von einem fossilen Strandwall SE von Västervik (etwa 57.718765, 16.671451). Breite des Steins 15 cm.

Als Nahgeschiebe finden sich nicht selten auch orangefarbene und nur wenig deformierte Granite mit Blauquarz und Plagioklas-Säumen um die Alkalifeldspäte (Abb. 9, 10). Ob es sich um Gesteine aus dem Loftahammar-Massiv oder TIB-Granite handelt, ist bislang unklar.

Abb. 9: Granitgeschiebe am Campingplatz Gamleby.
Abb.10: Gleicher Stein, nasse Oberfläche.

Leitgeschiebe?

Einige Autoren sehen den „Loftahammar-Gneisgranit“ als Leitgeschiebe an (HESEMANN 1975, ZANDSTRA 1988, 1999, VINX 2016). Dabei ist zu bedenken, dass ähnlich ausgebildete Gneisgranite z. B. auch innerhalb der Mylonitzone in Westschweden oder in kleineren mylonitisierten Scherzonen des Grundgebirges zu erwarten sind. Eine Häufung des Loftahammar-Typs lässt sich mitunter in Geschiebegemeinschaften mit viel Material aus NE-Smaland beobachten, z. B. weichelzeitlichen Ablagerungen in Brandenburg, in denen westschwedische Gesteine nur sehr vereinzelt auftreten. An weiter westlich gelegenen Fundlokalitäten, z. B. an der westlichen Ostsee, ist eher mit Anteilen westschwedischer Geschiebe zu rechnen.

Die Beschreibungen des Loftahammar-Gneisgranits variieren in der Geschiebeliteratur. Dies ist kaum verwunderlich, da sich innerhalb des Massivs verschiedene Ausprägungen von Granitoiden finden (siehe weitere Anstehendproben auf skan-kristallin.de). Welche Varianten letztendlich als Leitgeschiebe geeignet sind, lässt sich nur bedingt überprüfen. Zumindest die plagioklasführenden orangefarbenen Varianten in Abb. 7 und 8 sind auffällige und u. U. für das Loftahammar-Gebiet charakteristische Gesteine.

ZANDSTRA 1988 unterscheidet einen roten, feldspatreichen und einen dunklen, mafitreichen Typ. Die mafitreiche Variante kann rote Feldspat-Porphyroklasten bis 7 cm Länge enthalten, die durch anhaltende Mylonitisierung sehr lang gestreckt wurden (Abb. 11). Eine fein- bis mittelkörnige Zwischenmasse legt sich wellenförmig um die großen Feldspäte (fluidale Textur) und besteht im Wesentlichen aus granuliertem Quarz (hellgrau bis zuckerkörnig weiß) und dunklen Mineralen (überwiegend Biotit). Auch Varianten mit wenig dunklen Mineralen sind bekannt (Abb. 3).

Plagioklas bildet einzelne kleinere Körner von hellgrauer bis grünlich-brauner Farbe, kann aber auch vollständig fehlen. ZANDSTRA 1988 und HESEMANN 1975 weisen auf das Vorhandensein von dünnen, grauen, meist unvollständigen Plagioklashüllen um viele der Alkalifeldspat-Porphyroklasten hin. Auch die Porphyroklasten enthalten hellgraue Plagioklas-Stückchen. An Akzessorien treten gelegentlich violetter Flussspat sowie Magnetit auf.

Abb. 11: Loftahammar-Gneisgranit, Geschiebe von der Insel Poel mit lang gestreckten Feldspat-Porphyroklasten, Bildbreite 34 cm.
Abb. 12: Orangefarbener mylonitischer Augengneis mit wenig dunklen Mineralen. Großgeschiebe auf dem Findingsdepot Steinitz am Tagebau Welzow-Süd (Niederlausitz).
Abb. 13: Roter mylonitischer Augengneis mit hellgrauen Plagioklas-Aggregaten sowie einzelnen Plagioklas-Säumen um die Porphyroklasten. Kiesgrube Penkun, Vorpommern.

Literatur

HESEMANN J 1975 Kristalline Geschiebe der nordischen Vereisungen – 267 S., 44 Abb., 8 Taf., 1 Kt., Krefeld (Geologisches Landesamt Nordrhein-Westfalen).

VINX R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).

ZANDSTRA J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten ; Een beschrijving van ruim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – XIII+469 S., 118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. Kte., Leiden etc.(Brill).

Heden-Porphyr

Kallberget- und Heden-Porphyr stammen aus dem südwestlichen Teil des Porphyrgebietes in Dalarna. Eine Reihe von Merkmalen qualifiziert den Heden-Porphyr als Leitgeschiebe, allerdings gehört er zu den eher seltenen Geschiebefunden.

Abb. 1: Heden-Porphyr, Geschiebe aus der Kiesgrube Waltersdorf bei Berlin.
Abb. 2: Nahaufnahme: mäßig viele gelbe und rotgraue Feldspat-Einsprenglinge, teils zoniert oder mit Spuren magmatischer Korrosion.

Die rotbraune bis rotviolette Grundmasse des Heden-Porphyrs ist feinkörnig, nicht dicht: mit der Lupe lassen sich einzelne Körner unterscheiden. Das Gestein enthält mäßig viele Feldspat-Einsprenglinge (30-35%), in der Hauptsache weiße bis gelbliche sowie graue bis rötlichgraue Alkalifeldspäte von 2-15 mm Größe. Quarz-Einsprenglinge fehlen.

Die meisten Alkalifeldspäte sind heller als die Grundmasse. Ihre Korngröße ist variabel, die größten von ihnen erreichen eine Länge von 10-15 mm. Neben weißen bis gelblichen Feldspäten finden sich auch solche mit einem andersfarbigen Kern, entweder grau oder rot und von gleicher Farbe wie die Grundmasse. Spuren einer magmatischen Korrosion sind häufig in Gestalt „angefressener“ oder skelettartiger Feldspäte zu beobachten. Neben mehr oder weniger rechteckigen Alkalifeldspäten finden sich auch solche mit charakteristischen Anschnitten, die durch ihre einspringenden Winkel auffallen und vereinzelt sogar rhombenförmige Umrisse aufweisen (Abb. 4). Diese Verzwilligung von Alkalifeldspat ist in den Dala-Porphyren ansonsten nicht üblich. Anhand der körnigen Grundmasse, der geringeren Einsprenglingsdichte und der Verzwilligung von Alkalifeldspat-Einsprenglingen ist das Gestein von den einsprenglingsreichen Dala-Porphyren unterscheidbar.

Plagioklas ist kaum von Alkalifeldspat unterscheidbar und in bedeutend geringerer Menge enthalten (3-10%). Er kommt in kleineren weißen oder graugrünen bis graugelben Körnern von 2-20 mm Länge vor. Dunkle Minerale finden sich nur untergeordnet, sowohl Biotit-Aggregate von 2-4 mm, als auch einige nadelförmige Hornblenden. Mit einem Handmagneten ist häufig etwas Magnetit nachweisbar.

Anstehendproben auf rapakivi.dk, zwerfsteenweb.nl, kristallin.de, skan-kristallin.de.

Abb. 3: Heden-Porphyr, polierte Schnittfläche; Geschiebe aus der Kiesgrube Steinfeld bei Neustrelitz (Brandenburg).
Abb. 4: Nahaufnahme. In der Vergrößerung ist die körnige Ausbildung der Grundmasse erkennbar. 1 – Alkalifeldspäte mit einspringenden Winkeln, teilweise rhombenförmig; 2 -magmatisch korrodierte rötliche Einsprenglinge; 3 – Plagioklas; 4 – Amphibol in nadeliger Ausbildung. Abbildung ohne Beschriftung.
Abb. 5: Heden-Porphyr, Strandgeröll von Hohenfelde (Schleswig-Holstein), Aufnahme unter Wasser.
Abb. 6: Gleicher Stein, Nahaufnahme.
Abb. 7: Heden-Porphyr mit Alkalifeldspat-Einsprenglingen, die durch ihre rhombenförmige Ausbildung auf den ersten Blick an einen Rhombenporphyr erinnern. Kiesgrube Kröte/Waddeweitz, Wendland, Niedersachsen.
Abb. 8: Heden-Porphyr, Kiesgrube Niederlehme bei Berlin. Breite des Steins 16 cm.

Literatur

HJELMQVIST S 1982 The Porphyries of Dalarna, Central Sweden, Uppsala 1982, SGU Serie C Nr. 782.

SMED P & EHLERS 2002 Steine aus dem Norden – Bornträger-Verlag Stuttgart, 1. Auflage 1994, 2. Auflage 2002.

ZANDSTRA J G 1999 Platenatlas van noordelijke kristallijne gidsgesteenten, Foto’s in kleur met toelichting van gesteentetypen van Fennoscandinavië – XII+412 S., 272+12 unnum. Farb-Taf., 31 S/W-Abb., 5 Tab., Leiden (Backhuys). [Beschreibung des Heden-Porphyrs in ZANDSTRA 1988 irreführend].

Rhombenporphyr

Der Rhombenporphyr ist das bekannteste Leitgeschiebe aus dem Oslogebiet und für jedermann anhand der charakteristischen rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglinge leicht erkennbar. Die Farbe der feinkörnigen bis dichten Grundmasse sowie Anzahl und Größe der Einsprenglinge variieren in weiten Grenzen (Abb. 2).

Abb. 1: Rhombenporphyr, Aufnahme unter Wasser. Geschiebe von Hanstholm (Dänemark), leg. T. Brückner.
Abb. 2: Rhombenporphyr-Nahgeschiebe von Slagen Tangen (Norwegen); Foto: D. Pittermann. Bildbreite ca. 40 cm.
  1. Vorkommen
  2. Beschreibung
  3. Verbreitung der Rhombenporphyr-Geschiebe
  4. Funde aus Berlin und Brandenburg
  5. Literatur

1. Vorkommen

Das Heimatgebiet der Rhombenporphyr-Geschiebe liegt im Oslograben in Süd-Norwegen. Vor etwa 280 Millionen Jahren stiegen entlang einer langgestreckten tektonischen Dehnungszone (Grabenbruch) magmatische Schmelzen auf. Während einer Phase intensiver vulkanischer Aktivität entstanden zahlreiche und unterschiedlich ausgebildete Lavadecken von Rhombenporphyren. Die Vorkommen setzen sich in südwestlicher Richtung am Boden von Oslofjord und Skargerrak fort. Im Zuge des Magmatismus im Oslograben kam es zur Bildung weiterer intrusiver und effusiver Gesteine, von denen einige aufgrund ihrer besonderen Entstehungsgeschichte sowie einzigartiger petrographischer Merkmale als Leitgeschiebe geeignet sind, u. a. Larvikit, Tönsbergit, Ekerit, Oslo-Basalt, Foyait und Nordmarkit.

Mit dem Aufdringen der Rhombenporphyr-Magmen ist die Entstehung eines Gangsystems aus intrusiven Rhombenporphyren verbunden, das entlang der Küste von Bohuslän in West-Schweden verläuft (KUMMEROV 1954, JACOBI 1997). Dieses Gebiet kommt ebenfalls als Lieferant von Rhombenporphyr-Geschieben in Frage, allerdings ist die Ausdehnung dieser Gänge vergleichsweise gering.

QUENSEL 1918 beschreibt ein kleines Vorkommen von (tektonisch deformierten) Rhombenporphyren aus dem Kebnekaise-Gebiet in Lappland. Ob aus diesem sehr weit nördlich gelegenen Gebiet Rhombenporphyr-Geschiebe nach Norddeutschland gelangten (und von den Rhombenporphyren des Oslo-Gebiets unterscheidbar sind), ist zweifelhaft.

Abb. 3: Rhombenporphyr, polierte Schnittfläche. Geschiebe von Hohenfelde, östlich von Schönberg, Schleswig-Holstein.
Abb. 4: Nahaufnahme. Neben rhombenförmigen Anschnitten von Feldspat-Einsprenglingen sind zwei mit Sekundärmineralen (u. a. Calcit und Epidot) verfüllte Blasenhohlräume erkennbar.

2. Beschreibung

Entscheidendes Erkennungsmerkmal der Rhombenporphyre sind die länglichen und manchmal spitz zulaufenden rauten- oder bootsförmigen Anschnitte von Feldspat-Einsprenglingen. Es handelt sich um Mischkristalle von Na-K-Ca-Feldspat, sog. ternären Feldspat, z. B. Anorthoklas (Albit+Orthoklas). Ihre Bildung ist an sehr heiße Magmen gebunden, in denen eine Entmischung der Feldspatkomponenten (Plagioklas und Alkalifeldspat) nicht oder nur unvollständig erfolgt. Diese speziellen Feldspäte sind ein charakteristischer Bestandteil der Vulkanite (und einiger Plutonite) des Oslograbens und von anderen Lokalitäten weitgehend unbekannt (s. u.). Petrographisch handelt es sich beim Rhombenporphyr um Latite, also SiO2-arme Vulkanite mit jeweils 35-65% Alkalifeldspat und Plagioklas. Latite sind das vulkanische Äquivalent der Monzonite.

Die Feldspat-Einsprenglinge weisen gelbliche, bräunliche oder graue Farben auf. Seltener sind blassgrüne, rote oder leuchtend orangefarbene Tönungen. Ihre Länge beträgt zwischen 5-30 mm. Die Feldspäte sind heller (selten dunkler) als die Grundmasse, können aber dunklere Kerne oder andersfarbige dünne Säume besitzen. Die Einsprenglingsdichte ist variabel. Nach OFTEDAHL 1967 lassen sich ein einsprenglingsreicher („klassischer“) Typ mit Feldspäten bis 2,5 cm Länge und ein einsprenglingsarmer Typ mit wenigen und kleinen Einsprenglingen bis 1,8 cm unterscheiden.

Als Folge von Entmischungsvorgängen ist manchmal eine unregelmäßig netz- oder tropfenförmige und wellige „Zeichnung“ in den Feldspäten erkennbar (Abb. 12, 27), die sich von der perthitischen Entmischung der Alkalifeldspäte und der polysynthetischen Verzwilligung der Plagioklase unterscheidet. Die Feldspäte neigen zur Bildung von Zwillingen, Mischkristalle aus mehreren Feldspat-Rhomben sind häufig. Durch Adhäsionskräfte in der Schmelze können die Feldspäte zu Kristallhaufen vereinigt sein (glomerophyrisches Gefüge, Abb. 28).

Neben rhombenförmigen können auch nahezu rechteckige Feldspat-Einsprenglinge auftreten. Eine seltene Variante ist der Rektangelporphyr mit ausschließlich rechteckigen Feldspat-Einsprenglingen und einer sehr feinkörnigen Grundmasse. Dieser Typ wird gelegentlich mit Diabasen verwechselt. Basaltische Gesteine mit rechteckigen Plagioklas-Einsprenglingen (=Diabase) besitzen häufig eine körnige Grundmasse sowie ein ophitisches Gefüge (kleine Plagioklasleisten in der Grundmasse). Die größeren Plagioklase zeigen in der Regel die typische polysynthetische Verzwilligung.

Abb. 5: Rotbrauner Rhombenporphyr; Kiesgrube Kreuzfeld, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 6: Grünlicher Rhombenporphyr, Geschiebe von Presen/Fehmarn.
Abb. 7: Feldspat-Zwillinge in einem Rhombenporphyr aus der Kiesgrube Kröte (Wendland, Niedersachsen).
Abb. 8: Anorthoklas-„Drilling“; FO: Westermarkelsdorf/Fehmarn.
Abb. 9: Schnittfläche eines grauen Rhombenporphyrs mit dunklen Feldspäten, Aufnahme unter Wasser (FO: Steinbeck/Klütz).
Abb. 10: Rhombenporphyr; dunkle Feldspäte mit hellem Saum (Langtangen-Typ); Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.
Abb. 11: Brauner Rhombenporphyr (oder Nordmarkit-Porphyr?) mit körniger Grundmasse und relativ viel dunklen Mineralen. Strandgeröll von Johannistal, Slg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 12: Nahaufnahme.

Die Grundmasse der Rhombenporphyre ist feinkörnig bis dicht. Häufig sind bräunliche Farbtöne, auch mit grünlichem oder orangefarbenem Stich. Rote bis violette und sehr feinkörnige bis dichte Grundmassen finden sich vor allem in pyroklastischen Gesteinen (Abb. 13, 33). Seltener sind grüne, dunkelgraue oder sehr helle Farben (Abb. 42). Durch Verwitterung können die Gesteine oberflächlich stark ausbleichen.

Rhombenporphyre mit erkennbaren Einzelkörnern (über 1 mm) in der Grundmasse entstanden durch eine entsprechend langsame Abkühlung des Magmas und dürften subvulkanische Bildungen oder Gangporphyre sein. Solche intrusiven Typen sind sowohl aus dem Oslogebiet als auch von der westschwedischen Küste (Bohuslän) bekannt und der Herkunft nach nicht unterscheidbar. Für glaziostratigraphische Untersuchungen ist dies auch zweitrangig, da beide Vorkommen im Einzugsgebiet des norwegisch-westschwedischen Gletscherstroms liegen.

Dunkle Minerale sind nur in geringer Menge enthalten und von Hand kaum bestimmbar (Biotit, Augit und Erz nach ZANDSTRA 1988). Etwa ein Fünftel der Rhombenporphyr-Geschiebe reagiert auf einen Handmagneten, etwa jeder zehnte Geschiebefund ist deutlich bis stark magnetisch (statistische Erhebung an RP-Geschieben aus Brandenburg). Häufig sind gefüllte Blasenhohlräume (Mandeln) zu beobachten. Bei einem hohen Anteil an Mandeln kann man von einem Rhombenporphyr-Mandelstein sprechen. Als sekundäre Bildung treten Calcit oder Epidot auf, aber auch Mandelfüllungen mit glasklarem Quarz (Abb. 42).

Neben Porphyren mit weitgehend homogener Grundmasse finden sich blasenreiche Laven (weitgehend ohne Hohlraumfüllungen, meist einsprenglingsarmer Typ, Abb. 30) und aus Pyroklasten zusammengesetzte Vulkanite (Lapillisteine, Lapillituffe oder „Agglomeratlaven“, s. Abb. 13,14, 31-33). In älterer Literatur wurden letztere gelegentlich als „Rhombenporphyr-Konglomerat“ bezeichnet. Der Name sollte jedoch klastischen Sedimentgesteinen mit umgelagerten Vulkanitfragementen vorbehalten sein. Das Rhombenporphyr-Konglomerat (Krogskogen-Konglomerat), ein seltener Geschiebefund, besitzt eine sandige Matrix und enthält neben Klasten von Rhomben- und Quarz-Porphyren klastische Quarze, Sandstein und basaltische Klasten (s. skan-kristallin.de).

Abb. 13: Blasige Rhombenporphyr-Lava, Aufnahme unter Wasser; Steinbeck/Klütz.
Abb. 14: Nahaufnahme, Verzwilligung mehrerer rhombischer Feldspat-Einsprenglinge.
Abb. 15: Rhombenporphyr-Mandelstein (Hökholz bei Eckernförde).
Abb. 16: Rhombenporphyr-Mandelstein von der Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.
Abb. 17: Rhombenporphyr, im unteren Teil eine Tufflage mit Feldspat-Bruchstücken. Polierte Schnittfläche eines Geschiebes von Westermarkelsdorf/Fehmarn (T. Brückner leg.).
Abb. 18: Spezielle Rhombenporphyr-Variante mit länglichen Feldspat-Einsprenglingen (Pipenhus-Typ); Geschiebe von Hökholz.
Abb. 19: Rhombenporphyr, Pipenhus-Typ, Breite 14 cm. Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.

Zusammenfassung der unterschiedlichen Ausprägungen bzw. Geschiebetypen von Rhombenporphyren (Abbildungen in JENSCH 2013a und 2013b; allgemeine Beschreibung in HESEMANN 1975, SMED & EHLERS 2002, SCHULZ 2003):

  • gewöhnlicher Rhombenporphyr: einsprenglingsarmer und einsprenglingsreicher Typ
  • Rhombenporphyr-Mandelstein (Abb. 13-16)
  • blasige Laven, Pyroklastika (Lapillisteine, Lapillituffe oder „Agglomeratlaven“, Abb. 13-14, 31-33)
  • Intrusiver Rhombenporphyr (körnige Grundmasse, Abb. 39-41)
  • Rektangelporphyr (Abb. 35, s. a. kristallin.de)
  • Rhombenporphyr-Konglomerat (skan-kristallin.de).

Rhombenförmige Feldspat-Einsprenglinge finden sich in weiteren Gesteinstypen des Oslograbens, z. B. im Nordmarkit-Porphyr (s. skan-kristallin.de) oder in Plutoniten (Larvikit, Tönsbergit). Darüber hinaus treten sie auch in Gesteinen aus anderen Regionen auf, die aber kaum mit den Oslo-Gesteinen verwechselbar sind (Vaggeryd-Syenit, Sorsele-Granit, Heden-Porphyr). Einzelne rhombenförmige Plagioklase können in Diabasen enthalten sein.

Anhand der stratigraphischen Verhältnisse im Anstehenden unterscheidet OFTEDAHL 1952, 1967 etwa 30 einzelne Rhombenporphyr-Lagen (s. Proben auf vendsysselstenklub.dk). Seine Einteilung dürfte auf Geschiebefunde jedoch nur eingeschränkt anwendbar und eine entsprechende Zuordnung zu bestimmten RP-Lagen mit großen Schwierigkeiten verbunden sein. Zum einen ist von einer hohen Variationsbreite innerhalb der einzelnen RP-Lagen auszugehen. Auffällige Rhombenporphyr-Varianten müssen nicht an eine bestimmte vulkanostratigraphische Position gebunden sein, da in unterschiedlichen Phasen des Vulkanismus Porphyre mit ganz ähnlichen Merkmalen entstanden sein könnten, vor allem oberhalb der Lage RP15 (JENSCH 2013a: 60). Auch der Vergleich mit Anstehendproben führt zu Irrtümern (MEYER AP 1969). Rhombenporphyr-Lagen können durch frühere Vereisungen bereits vollständig abgetragen sein. Weiterhin ist zu bedenken, dass die Fortsetzung des Vorkommens der Oslo-Gesteine in südlicher Richtung unter Wasser weitere Varianten von Rhombenporphyren geliefert haben könnte.

3. Verbreitung der Rhombenporphyr-Geschiebe

Rhombenporphyre wurden zu verschiedenen Zeiten durch Eisströme vom Oslo-Gebiet in Richtung SSW bis SW über Dänemark und NW-Deutschland nach Süden transportiert (Abb. 21). In westlicher Richtung finden sich Rhombenporphyr-Geschiebe in Schottland und England (EHLERS 1988, K-D MEYER 1993, 2010), in südwestlicher Richtung in den Niederlanden (HUISMAN 1971). Auch aus Schweden liegt eine Fundmeldung vor (HILLEFORS 1968). Eine Kuriosität sind zwei (identische) Funde von Rhombenporphyr-Geschieben (sowie ein Drammen-Rapakiwi) von der Insel Leka, weit nördlich vom Oslograben (Mitteilung A. Bräu, Abb. 20). Der Transportmechanismus (Eisschollendrift, anthropogene Verschleppung) konnte bislang nicht geklärt werden.

Abb. 20: Rhombenporphyr, Geschiebefund von der Insel Leka (mittleres Norwegen), etwa 500 km nördlich von Oslo. Probe und Foto: A. Bräu.

In Deutschland sind Rhombenporphyr-Geschiebe von N- und NW- Deutschland bis nach Sachsen weit verbreitet. Mehrere Fundberichte liegen auch aus Polen und Tschechien vor (vgl. Literaturhinweise in SCHNEIDER & TORBOHM 2020). Außerhalb des allgemeinen Verbreitungsgebietes, östlich der Linie Mecklenburg-Brandenburg-Sachsen, treten sie als Einzelfund auf. Die östliche Verbreitungsgrenze wird in SCHULZ 1973, 2003 und 2012 ausführlich diskutiert (s. a. Abb. 21).

Abb. 21: Verbreitungsgebiet der Rhombenporphyr-Geschiebe. 1 – Gesteine des Oslograbens, Fortsetzung des Vorkommens unter Wasser; 2 – Geschiebefächer Rhombenporphyr (Hauptverbreitungsgebiet); 3 – östliche Verbreitungsgrenze; 4 – Maximalausdehnung der nordischen Inlandvereisungen. Karte nach SCHULZ 1973.

4. Funde aus Berlin und Brandenburg

Aus Berlin und Brandenburg konnten in jahrelanger Sammeltätigkeit bislang 82 Rhombenporphyr-Geschiebe zusammengetragen werden (Stand: 01/2021; Dokumentation in SCHNEIDER & TORBOHM 2020). Die Funde belegen einen weit nach Osten reichenden Transport dieser Gesteine in ein Gebiet, das überwiegend durch baltische und ostschwedische Geschiebegemeinschaften geprägt ist. Abb. 22 zeigt alle Fundpunkte. Hervorgehoben sind Kiesgruben mit der höchsten Fundanzahl. Eine hohe Fundanzahl spricht nicht unbedingt für ein gehäuftes Auftreten, sie könnte auch auf eine entsprechend aktive Sammeltätigkeit zurückzuführen sein.

Abb. 22: Fundpunkte von Rhombenporphyr-Geschieben in Brandenburg; Grafik verändert nach Benutzer Grabenstedt 2007, Quelle: wikipedia.de, Lizenz: CC BY-SA 3.0. Daten aus STACKEBRANDT & MANHENKE 2002.

1 – Damsdorf-Bochow bei Lehnin (9 Funde)
2 – Teschendorf bei Oranienburg (8 Funde)
3 – Hohensaaten (9 Funde)
4 – Niederlehme (9 Funde)
5 – Fresdorfer Heide (7 Funde)
6 – Ziezow (5 Funde)
7 – Gebiet um Fürstenwalde (Slg. Bennhold; 53 Funde).

Die brandenburgischen Rhombenporphyr-Geschiebe stammen überwiegend von Lokalitäten mit oberflächennah aufgeschlossenen Ablagerungen der Weichsel-Vereisung. Viele Kiesgruben liegen – nicht zuletzt aus bergbaulichen Erwägungen – am Rande von Hochflächen oder Urstromtälern. Lediglich 11 der insgesamt 82 Funde (14%) lassen sich unmittelbar mit saalekaltzeitlichen (oder älteren) Ablagerungen in Zusammenhang bringen. Diese im südlichen Brandenburg gelegenen Altmoränenhochflächen bieten allerdings auch nur wenige Aufschlüsse. Der Erhaltungszustand der Geschiebe ist im Allgemeinen schlecht: die Grundmassen sind ausgebleicht, die Gesteine stark verwittert, manchmal regelrecht durchgewittert.

Die in SCHNEIDER & TORBOHM 2020 dokumentierten Funde sind ausschließlich Einzelfunde von den Überkornhalden in Kiesgruben. Diese aus sandigen bis kiesigen Horizonten abgetrennte, grobe Gesteinsfraktion kann umgelagertes Material aus älteren Glazial-Ablagerungen enthalten. Statistische Daten zur glaziostratigraphischen Verbreitung von Rhombenporphyr-Geschieben in weichsel- und saalezeitlichen Ablagerungen in brandenburgischen Glazialablagerungen ließen sich durch Zählungen aus Tillablagerungen erheben. Jedoch dürften Rhombenporphyre hier auch bei ausdauernder Suche nur sehr selten anzutreffen sein.

Bemerkenswert ist die hohe Fundanzahl in unmittelbarer Nähe der nordöstlichen Verbreitungsgrenze der Rhombenporphyr-Geschiebe am Nordrand des Oderbruchs (s. SCHULZ 1973). Aus der Grube Hohensaaten (Lokalität 3 in Abb. 22) stammen 9, aus mittlerweile stillgelegten Gruben der unmittelbaren Umgebung zwei weitere Funde.

Der Geschiebesammler W. Bennhold trug im Laufe mehrerer Jahrzehnte mindestens 53 Rhombenporphyr-Geschiebe zusammen. Sie stammen überwiegend aus dem kompliziert gebauten Stauchmoränenkomplex der Rauener Berge im Bereich des Frankfurter Stadiums der Weichsel-Vereisung. Nach ZWENGER 1991 ist der genaue Herkunftshorizont zwar nicht präzisierbar, jedoch dürften die RP-Geschiebe überwiegend saalezeitlichen Bildungen entstammen, weil die weichselkaltzeitlichen Ablagerungen hier nur geringmächtig ausgebildet sind. Bennholds Funde werden in der Geschiebesammlung im Museum Fürstenwalde aufbewahrt.

Als Ursache für Fundhäufungen von Rhombenporphyren außerhalb ihres Hauptverbreitungsgebietes nennt SCHULZ 1973 einen wechselnden Einfluss des norwegischen Gletscherstroms. Rhombenporphyre wurden während des Drenthe-Stadiums der Saale-Vereisung und während des Brandenburgischen Stadiums der Weichsel-Vereisung weit nach Osten transportiert. Auch EIßMANN 1967 (in EHLERS 2011: 47) nimmt an, dass ein norwegisch-westschwedischer Eisstrom, dessen östlichste Ausdehnung etwa bis in den Raum Bornholm reichte, zu verschiedenen Zeiten durch einen nordschwedisch-finnischen Eisstrom abgelenkt wurde. Rhombenporphyr-Geschiebe von relativ weit östlich gelegenen Fundlokalitäten dürften daher nicht etwa aus aufgearbeiteten Ablagerungen der Elster-Vereisung stammen, zumal ihre Verbreitungsgrenze zumindest in Sachsen weit westlich der Maximalausdehnung elsterzeitlicher Sedimente liegt (etwa im Raum Grimma, SCHULZ 1973).

Geschiebefunde anderer Gesteine des Oslo-Grabens scheinen trotz intensiver Suche in Brandenburg nur sehr spärlich vorzukommen. MEYER AP 1964 berichtet von Fundhäufungen in der Kiesgrube am Stener Berg (Berlin). Aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam stammt ein Larvikit-Geschiebe. Ein weiterer Fund durch W. Bennhold aus den Rauener Bergen wird im Museum Fürstenwalde aufbewahrt. Herr D. Schmälzle (†) (Berlin) berichtet von einem Larvikit-Geschiebe aus dem nördlichen Brandenburg (mündl. Mitteilung). Erwähnenswert sind in diesem Zusammenhang vereinzelte Funde südwestschwedischer Leitgeschiebe wie Schonengranulit und „Flammenpegmatit“ (Slg. Torbohm: 7 Funde), die bisher offenbar nur wenig Beachtung fanden und ebenfalls durch einen norwegisch-westschwedischen Eisstrom nach Brandenburg gelangt sein dürften.

Abb. 23: Bisher größter Rhombenporphyr-Fund aus Brandenburg (20 x 15 x 10 cm); gut erhaltenes Exemplar mit dunkelgrauer Grundmasse und silbrig glänzenden, transparenten Feldspäten; Kiesgrube Niederlehme bei Berlin; Slg. M. Torbohm.
Abb. 24: Brauner Rhombenporphyr, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Niederlehme).
Abb. 25: Rhombenporphyr mit eingeregelten Feldspäten (fluidaler Typ, „RP1“); Kiesgrube Niederlehme.
Abb. 26: Rhombenporphyr mit hellen und orangefarbenen Feldspäten, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Niederlehme).
Abb. 27: Rhombenförmiger Feldspat-Einsprengling mit subparallelen, welligen Entmischungslamellen und randlicher Zonierung. Geschiebe aus der Kiesgrube Damsdorf-Bochow bei Lehnin, Slg. D. Lüttich.
Abb. 28: Glomerophyrisches Gefüge; zu kleinen Kristallhaufen aggregierte Feldspat-Einsprenglinge. Rhombenporphyr aus der Kiesgrube Hoppegarten, leg. St. Schneider.
Abb. 29: Eigens gedrucktes „Festkärtchen“ zum 50. Rhombenporphyr-Fund aus der Umgebung von Fürstenwalde (Sammlung Bennhold, Museum Fürstenwalde).
Abb. 30: Blasige Rhombenporphyr-Lava, einsprenglingsarmer Typ. Kiesgrube Teschendorf, leg. St. Schneider.
Abb. 31: Lapillistein mit Rhombenporphyr- und Mandelstein-Fragmenten, Aufnahme unter Wasser. Kiesgrube Teschendorf, leg. St. Schneider.
Abb. 32: Rhombenporphyr-Lapillistein, polierte Schnittfläche. Kiesgrube Falkenthal, Löwenberger Land.
Abb. 33: Rhombenporphyr aus roten und braunen, fest miteinander verbundenen Pyroklasten (pyroklastische Brekzie). Die Bezeichnung „Agglomeratlava“ ist nach aktueller Nomenklatur Pyroklastiten vorbehalten, die zu mind. 75% aus Bomben (Vulkanoklasten über 63 mm) bestehen. Fundort: Hohensaaten an der Oder, Slg. St. Schneider.
Abb. 34: Rhombenporphyr-Geschiebe aus SE-Brandenburg (Papproth, Tagebau Welzow-Süd, Niederlausitz).
Abb. 35: Rhombenporphyr mit rechteckigen Feldspat-Einsprenglingen (Rektangel-Porphyr); Lesesteinhaufen bei Schlunkendorf, Slg. D. Lüttich.
Abb. 36: Fund aus dem Berliner Stadtgebiet; Kiesgrube Spandau, leg. A.P. Meyer, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 37: Rotgrauer Rhombenporphyr, Kiesgrube Hartmannsdorf bei Berlin.
Abb. 38: Graubrauner, deutlich magnetischer Rhombenporphyr mit dunkelgrauen Feldspäten, die von gelben Säumen umgeben sind (Langtangen-Typ, RP14a); Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg.
Abb. 39: Rhombenporphyr mit körniger Grundmasse. Kiesgrube Oderberg-Bralitz; Slg. St. Schneider.
Abb. 40: Intrusiver Typ mit körniger Grundmasse. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg.
Abb. 41: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.
Abb. 42: Heller Rhombenporphyr. Das Gestein enthält runde und transparente Quarzaggregate, vermutlich eine sekundäre Füllung von Blasenhohlräumen. Kiesgrube Borgsdorf/Velten bei Oranienburg, leg. St. Schneider.

5. Literatur

EHLERS J 1988 Skandinavische Geschiebe in Großbritannien – Der Geschiebesammler 22 (2): 49-64, 5 Abb., Hamburg.

EHLERS J 2011 Das Eiszeitalter – Spektrum Sachbuch: IX+363 S., 347 meist kapitelweise num. Abb. (davon 327 farbig), 12 kapitelweise num. Tab., 32 Text-Kästen, Heidelberg etc. (Spektrum Akademischer Verlag in Springer SBM).

EIßMANN L 1967 Rhombenporphyrgeschiebe in Elster- und Saalemoränen des Leipziger Raumes – Abhandlungen und Berichte des naturkundlichen Museums „Mauritianum” Altenburg 5: 37-46, 2 Abb., 1 Tab., Altenburg.

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Basaltische Brekzien

Als Geschiebe finden sich Brekzien aus grauen, violettgrauen, roten, rotbraunen oder grünen Klasten basaltischer Gesteine, die durch einen Calcit-Zement miteinander verbunden sind. Ein Teil der Gesteine könnte aus dem gleichen, zwischen Stockholm und Gotland vermuteten Unterwasser-Vorkommen stammen wie der „Ostsee-Melaphyr-Mandelstein“.

Abb. 1: Rezentes Beispiel: Basaltische Vulkanoklasten, verbunden durch einen Calcit-Zement; die Zwischenräume der Klasten sind nur unvollständig ausgefüllt. Bildbreite 42 cm; Playa de Guariñen, Taguluche, La Gomera, Kanarische Inseln.
Abb. 2: Fragmente basaltischer Gesteine mit und ohne Mandeln, verkittet durch einen Calcit-Zement. Bildbreite 50 cm, Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun (Vorpommern).

Die Verkittung der basaltischen Gesteinsfragmente ist auf Ausscheidung von Calcit oder anderen Sekundärmineralen aus zirkulierenden hydrothermalen Lösungen zurückzuführen. Ihre Brekziierung kann auf unterschiedliche Weise erfolgt sein: Fragmentierung durch Auswurf als Pyroklasten während vulkanischer Aktivität; Zerbrechen massiger Vulkanite durch Abkühlung oder (vulkano)tektonische Vorgänge; Fragmentierung beim Kontakt basaltischer Lava mit Meerwasser.

Manche Brekzien enthalten nur einen Typ basaltischer Gesteine und ihre Fragmente passen wie in einem Puzzlespiel zueinander (Abb. 4). Pyroklastische Ablagerungen können aus unterschiedlichen Klastentypen des gleichen Gesteinstyps bestehen (verschiedenfarbige basaltische Gesteine und Mandelsteine, Abb. 2); submarine Laven und Vulkanoklasten zeichnen sich durch eine intensive Alteration und Grünfärbung aus (Abb. 6-8). In der Regel sind genaue Aussagen zur Entstehung solcher Geschiebe-Brekzien schwierig, weil ihre Position im anstehenden Gesteinsverband nicht bekannt ist.

Abb. 3: Vulkanoklastische Brekzie mit basaltischen Gesteinen, verkittet durch einen rot pigmentierten Zement aus Calcit. Kiesgrube Miodowice (Westpolen), Aufnahme unter Wasser.
Abb. 4: Graues basaltisches Gestein, vermutlich in situ zerbrochen (die Klasten passen teilweise zueinander). Die Risse wurden mit einem Zement aus Calcit und hellgrünem Epidot verfüllt. Kiesgrube Horstfelde, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 5: Nahaufnahme; weißer Calcit ist bereits an seinen parallelen Zwillingslamellen erkennbar.
Abb. 6: Brekzie aus grünen Mandelsteinen (Spilit?). Polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Damsdorf/Bochow bei Lehnin (Brandenburg), leg. D. Lüttich.
Abb. 7: Nahaufnahme; größere Klasten von grünen Mandelsteinen liegen in einer calcit-zementierten Matrix aus kleinen Gesteinsfragmenten
Abb. 8: Spilitische Mandelstein-Brekzie aus einem variszischen Vorkommen. Die graugrünen und sehr hellen Klasten, hauptsächlich Mandelsteine, besitzen eine unregelmässige, teils bizarre Gestalt. Loser Stein von einer Halde am Büchenberg bei Elbingerode (Harz), Aufnahme unter Wasser.
Abb. 9: Rotbraune basaltische Brekzie mit feinkörnigem Zement und weißen Calcit-Mandeln. Polierte Schnittfläche; Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, leg. G. Engelhardt.
Abb. 10: Brekzie aus grünen und rotbraunen basaltischen Mandelsteinen, verkittet durch einen Zement aus hellem Calcit und grünen Sekundärmineralen. Geschiebe von Hökholz, Slg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 11: Nahaufnahme. Die Ränder der Klasten werden von roten Hämatit-Ausscheidungen begleitet.
Abb. 12: Rückseite des gleichen Gesteins.
Abb. 13: Basaltische Mandelstein-Brekzie, zum größeren Teil aus einer grünen und epidothaltigen Matrix bestehend. Geschiebe von Hökholz, Slg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 14: Nahaufnahme der nassen Gesteinsoberfläche.
Abb. 15: Basaltisches Gestein aus graubraunen und feinkörnigen (tuffartigen) sowie violettgrauen und dichten Partien (Lava). Die Tufflagen sind von hellen und dunklen Mandeln durchsetzt. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.
Abb. 16: Nahaufnahme, polierte Schnittfläche.