Abb. 1: Fundsituation des Orbiculits auf einer Halde mit Großgeschieben in der Kiesgrube Hohensaaten. Länge 42 cm.
Orbiculite gehören zu den seltensten Geschiebetypen. Für den Sammler kristalliner Geschiebe ist der Fund eines Orbiculits quasi der „Lottogewinn“. Die plutonischen Gesteine fallen durch ihr kurioses und attraktives Erscheinungsbild auf. Eingebettet in eine regellose und vergleichsweise grobkörnige Grundmasse (Matrix) liegen zahlreiche, meist eiförmige Aggregate (Orbicule), die einen konzentrisch-schaligen Aufbau im Millimeter- bis Zentimetermaßstab aufweisen und Durchmesser von ca. 5-15 cm erreichen. Die Seltenheit der Orbiculite erklärt sich durch die geringe Ausdehnung ihrer Vorkommen. Aus dem Einzugsgebiet der nordischen Inlandvereisungen sind einige von ihnen bekannt, eine weit höhere Anzahl blieb aber bisher unentdeckt. Der Autor (Marc Torbohm) hatte im April 2018 das Glück, ein Orbiculit-Geschiebe in der Kiesgrube Hohensaaten an der Oder (Ost-Brandenburg) zu finden und für 2,68 € zu erwerben, was dem gewöhnlichen Preis für 60 kg Überkorn entspricht. Der Fund von Hohensaaten wird in TORBOHM et al. 2022 (download) eingehend beschrieben, neben zwei weiteren weiteren Orbiculit-Geschieben aus Norddeutschland.
Abb. 2: Orbiculit von Hohensaaten, nass fotografiert.
Das Gestein enthält zahlreiche, in Form, Größe, Farbe, Textur und Aufbau variable Orbicule in dichter Packung. Die wenigsten Orbicule sind ideal kugelförmig, die meisten zeigen einen elliptischen Anschnitt, einige sind auch stärker deformiert. Dies ist auf eine plastische Deformation der noch duktilen Orbicule in der Schmelze zurückzuführen.
Abb. 3: Aufnahme unter Wasser (Bild: M. Bräunlich, kristallin.de).Abb. 4: Rückseite, Aufnahme unter Wasser (Bild: M. Bräunlich, kristallin.de).
Insgesamt sind etwa 50 Orbicul-Anschnitte erkennbar, die meisten davon größer als 5 cm. Ein einzelnes Orbicul erreicht eine Länge von 20 cm (Abb. 12). Innerhalb der Orbicule lassen sich ganz unterschiedliche Texturen und Mengenverhältnisse der beteiligten Minerale beobachten. Mehrheitlich besitzen sie einen einfachen Aufbau und bestehen aus einem größeren Kern sowie einer schmalen Schale. Orbicule mit komplexem Aufbau (Abb. 3, 4) weisen einen kleineren Kernbereich und mehrere konzentrische Schalen auf. Die einzelnen Schalen zeichnen sich durch unterschiedliche Korngrößen und Mengenanteile an Feldspat (Plagioklas) und Amphibol aus. Sowohl scharf zur Grundmasse begrenzte Ränder der Orbicule, als auch allmähliche Übergänge sind zu beobachten, manchmal auch an einem einzigen Orbicul.
Abb. 5: Detailaufnahme einiger Orbicule sowie der grobkörnigen Matrix.
Die grobkörnige Matrix besteht im Wesentlichen aus weißem, durch perthitische Entmischung auch leicht grauem bis bläulichem Alkalifeldspat (bis 20 mm), schwarzem Amphibol (Kristalle bis 10 mm) und ebenfalls weißem Plagioklas (erkennbar an der polysynthetischen Verzwilligung). Stellenweise sowie in Nestern ist etwas Glimmer erkennbar. Der Quarz ist z. T. gelblich verfärbt und sitzt in den Feldspatzwickeln (kristallisierte also zuletzt aus). Die Zusammensetzung der Matrix ist quarzmonzodioritisch bis quarzmonzonitisch.
Abb. 6: Im trockenen Zustand sind die Minerale der grobkörnigen Matrix gut erkennbar: weißer Alkalifeldspat (mit perthitischen Entmischungen), schwarzer Amphibol sowie farbloser und transparenter Quarz. Bild: M. Bräunlich, kristallin.de.Abb. 7: Auf der nassen Oberfläche ist zusätzlich etwas goldbrauner Biotit erkennbar. Bild: M. Bräunlich, kristallin.de.Abb. 8: Detailansicht einiger Orbicule, teilweise durch gegenseitige Berührung im plastischen Zustand deformiert.
Die Orbicule weisen einen mittelkörnigen Kern mit dioritischer Zusammensetzung auf (Amphibol + Plagioklas). Nach außen folgen kleinkörnige Schalen, die ebenfalls dioritisch zusammengesetzt sind (Plagioklas, Amphibol, Biotit) und sich von Orbicul zu Orbicul in Dicke, Körnigkeit und dem Mengenverhältnis Plagioklas/Amphibol unterscheiden. Die Zusammensetzung der Orbicule wurde durch eine dünnschliffmikroskopische Untersuchung bestätigt. An keinem der Orbicule lässt sich übrigens eine radiale Ausrichtung der Mineralbestandteile in den einzelnen Schalen beobachten, wie sie von vielen anderen Orbiculiten bekannt ist (s. Boogardie-Orbiculit im Berliner Tiergarten).
Abb. 9: Nahaufnahme eines Orbiculs mit deutlichem Schalenbau. Hier sind mindestens drei Schalen erkennbar, mit jeweils kleinen Unterschieden in Mineralgehalt und Korngröße.
Die unterschiedliche Zusammensetzung von Matrix und Orbiculen ist typisch für Orbiculite und steht im Zusammenhang mit wechselnden Kristallisationsbedingungen bei ihrer Entstehung. Im Fall des Orbiculits von Hohensaaten kristallisierten zuerst Plagioklas, Amphibol und etwas Quarz in wechselnden Mengen (quarzdioritische Zusammensetzung der Orbicule). Erst mit der finalen Kristallisation der Matrix kam es vermehrt zur Ausscheidung von Alkalifeldspat und Quarz (quarzmonzodioritische bis quarzmonzonitische Zusammensetzung). Im „Durchschnitt“ ist das Gestein nach der von der IUGS empfohlenen Klassifikation ein Quarz-Diorit bis Quarz-Monzonit.
Abb. 10: Nahaufnahme eines weiteren Orbiculs.Abb. 11: Orbicul mit undeutlich artikuliertem Kern und Schale.Abb. 12: Ein Bruchstück eines großen Orbiculs mit gleichkörnigem Kern und drei dunklen Schalen wurde nachfolgend von einer vollständigen feinkörnigen Schale umwachsen. Bild: M. Bräunlich, kristallin.de.Abb. 13: Nahaufnahme. Bild: M. Bräunlich, kristallin.de.
Orbiculite entstehen, vereinfacht gesagt, im Randbereich größerer Intrusionen unter besonderen Kristallisationsbedingungen. In einem noch weitgehend schmelzflüssigen Magma mit wenig Kristallisationskeimen kann es durch Injektion von Fluiden zu einer raschen Unterkühlung und damit zu einer Übersättigung bestimmter Minerale innerhalb der Schmelze kommen. Ein komplexes Zusammenspiel aus Temperatur, Druck und Fluiden kann für eine Zeitlang eine episodische Kristallisation steuern, die sich in der Ausscheidung wechselnder Mengen mafischer Minerale und Feldspat in Gestalt konzentrischer Schalen um bereits erstarrte Partien vollzieht. Dieses einfache Genesemodell unterscheidet von Fall zu Fall (MEYER 1989, 1997). LINDH & NÄSSTRÖM 2006 geben ausführliche Erläuterungen zur Entstehung des Orbiculits von Slättemossa (Südschweden).
Den wenigen bekannten und im Allgemeinen sehr kleinen Anstehendvorkommen von Orbiculiten in Nordeuropa steht eine weitaus größere Zahl von Geschiebefunden gegenüber. Insgesamt sind aus Schweden 16 (anstehend 5), Norwegen (incl. Spitzbergen) 5 (anstehend 5) und Finnland 94 (anstehend 31) Fundlokalitäten bekannt (BURGATH & MEYER 2012). Vor allem die in LATHI 2005 hervorragend dokumentierten Geschiebefunde aus Finnland belegen, dass es zahlreiche weitere und bisher unbekannte Vorkommen geben muss, sofern diese nicht vom Inlandeis vollständig abgetragen wurden. Als mögliches Liefergebiet von Orbiculit-Geschieben kommen auch die unter Wasser gelegenen Bereiche des svekofennischen Grundgebirges in der nördlichen Ostsee in Frage.
Eine Herkunftsbestimmung von Orbiculitgeschieben aus Norddeutschland, Dänemark, Polen oder den Niederlanden ist kaum möglich. Bisher konnte in keinem einzigen Fall eine petrographische Übereinstimmung mit Anstehendproben glaubhaft nachgewiesen werden, so auch nicht beim hier vorgestellten Orbiculit von Hohensaaten. In jedem einzelnen Orbiculit-Vorkommen ist mit einer breiten petrographischen Variabilität zu rechnen. BURGATH & MEYER 2012 beschreiben alle bis dahin bekannten Geschiebefunde von Orbiculiten aus Norddeutschland (5 Funde), Dänemark (2 Funde), den Niederlanden (3 Funde) und dem heutigen Westpolen (1 Fund). Hinzu kommt ein weiterer Fund durch JENSCH 2013 in den Arkenbergen im Nordosten Berlins sowie drei weitere Orbiculite (incl. des Fundes aus Hohensaaten), beschrieben von TORBOHM et al. 2022.
Abb. 14: Der Orbiculit von Hohensaaten war für einige im Mineralogischen Museum Hamburg als Dauerleihgabe aus der Slg. M. Torbohm ausgestellt und befindet sich nun in einer Hamburger Geschiebesammlung (Bild: M. Bräunlich, kristallin.de).
Literatur
BURGATH K P & MEYER K-D 2012 Orbiculite und ähnliche Geschiebe in Norddeutschland und Dänemark (Glacial erratics of Orbiculite and similar rocks in Northern Germany and Den-mark).- Archiv für Geschiebekunde 6 (4): 239-276. Eskola P 1938 On the esboitic crystallization of orbicular rocks.- Journal of Geology 46: 448-485.
FREIBERG T M 2021 Orbiculit vom Hubertsberg.- Ein rarer Geschiebefund aus der Kieler Bucht.- Mitteilungen der Naturforschenden Gesellschaft Mecklenburg 21: 9-10.
JENSCH J-F 2013 Ein Orbiculit von den Arkenbergen nördlich Berlin.- Geschiebekunde aktuell 29 (1): 29-31.
LAHTI S I [mit Beitr. von Raivio P & Laitakari I] 2005 Orbicular rocks in Finland.- 177 S.; Helsinki (Geological Survey of Finland).
LINDH A & NÄSSTRÖM H 2006 Crystallization of orbicular rocks exemplified by the Slättemossa occurrence, southeastern Sweden.- Geological Magazine 143 (5): 713-722.
MEYER H-P 1989 Zur Petrologie von Orbiculiten.- Dissertation der Fakultät für Bio- und Geowissenschaften der Universität Karlsruhe, 238 S.; Karlsruhe.
TORBOHM M, KALBE J, SCHNICK H, BRÄUNLICH M & OBST K 2022 Neufunde von Orbiculit-Geschieben in Norddeutschland [New records of glacial erratics of orbiculitic rocks] – Archiv für Geschiebekunde 8 (3): 149-166, 20 Abb., Hamburg/Greifswald Dezember 2022. ISSN 0963-2967.
Abb. 1: Mandelstein-Geschiebe von Gotland mit blassroten und grünen Mandeln.
Als Mandeln bezeichnet man Blasenhohlräume in Vulkaniten, die nachfolgend mit mineralischen Ausscheidungen aus zirkulierenden wässrigen Lösungen verfüllt wurden. Mandelstein ist eine Gefügebezeichnung, Mandelstein- oder auch amygdaloides Gefüge (amygda griech. Mandel) lässt sich bevorzugt in basischen, seltener in sauren Vulkaniten beobachten. Basaltische Mandelsteine sind ein auffälliger, häufiger und variantenreicher, durch ihr kontrastreiches Gefüge mitunter auch attraktiver Geschiebetyp. Funde lassen sich in der Regel keinem Vorkommen näher zuordnen. Leitgeschiebe mit Mandelsteingefüge sind der Ostsee-Syenitporphyr, einige Varianten des Rhombenporphyrs oder des Schonen-Lamprophyrs.
Abb. 2: Rotbrauner basaltischer Mandelstein mit weißen Calcit-Mandeln und grünlichen Partien (Ausscheidungen von Sekundärmineralen). Geschiebe von Fehmarn, trocken fotografiert.
1. Beschreibung
Basaltische Mandelsteine sind vergleichsweise schwer. Die feinkörnige Grundmasse der ursprünglich dunkelgrauen basaltischen Gesteine ist durch hydrothermale Alteration häufig rotbraun, violettgrau oder grünlich gefärbt. Grüne Farben deuten auf die Neubildung von Chloritmineralen, Epidot oder Amphibol (Aktinolith), rote oder grauviolette Farben auf Ausscheidungen von Hämatit. Die runden, gelegentlich auch länglichen, schlauchartigen oder verzweigten Blasenhohlräume sind mit weißen, schwarzen, grünen oder roten Sekundärmineralen verfüllt. Einige Mandelsteine weisen ein doleritisches Gefüge auf (feine Plagioklas-Leisten in der Grundmasse, Abb. 6), zusätzlich können größere weiße, rote oder grüne Feldspat-Einsprenglinge (Plagioklas) enthalten sein. Magnetit, ein regelmäßiger Bestandteil basaltischer Gesteine, lässt sich in den meisten Mandelsteinen infolge Oxidation während hydrothermaler Überprägung nicht mehr mit einem Handmagneten nachweisen.
Abb. 3: Rezentes Beispiel der Blasenbildung in einem Alkalibasalt. In der äußeren und kühleren Zone des Lavaergusses kommt es zur Entgasung und Bildung eines Blasenzuges, während in der heißeren Zone nur wenige, durch die anhaltende Bewegung der Lava ausgelängte Blasen entstehen. Bildbreite ca. 30 cm; La Gomera/Kanarische Inseln/Spanien.
Die Bildung von Gasblasen in einem vulkanischen Magma ist auf Druckentlastung beim Aufstieg der Schmelze zurückzuführen. Dabei kommt es zur Freisetzung der in der Schmelze gelösten Gase, vergleichbar mit dem Entweichen von Kohlensäure beim Öffnen einer Mineralwasserflasche. Die dabei entstehenden Blasenhohlräume können später mit Mineralen verfüllt werden.
Abb. 4: Blasenreiche Partie (Blasenzug) mit weißen Mandeln in einem grünlichgrauen basaltischen Gestein. Geschiebe aus der Kiesgrube Buchholz bei Prenzlau.
Die feinkörnigen Mandeln können aus einem einzigen Mineral oder einem Mineralgemisch bestehen. Nicht selten lassen sich konzentrische Mineralabfolgen beobachten (s. Makroaufnahme Abb. 50). Während die Bildung von Quarz, Chalcedon, Achat, Jaspis, Calcit und Chlorit in einem breiten Temperaturbereich erfolgt, gibt es faziesspezifische Minerale (z. B. Pumpellyit), die aber nur mikroskopisch bestimmbar sind. Eine Ausnahme mag für Prehnit gelten, der unter günstigen Umständen auch von Hand erkennbar ist (s. u. Prehnit-Mandelstein, Abb. 34-40).
Weiße Mandeln bestehen aus Quarz, Chalcedon (massig-dicht, häufig bläulich, Abb. 25, 44-46) oder Karbonaten (Calcit). Farbloser und transparenter Quarz kann auch etwas gröber kristallisiert sein. Calcit lässt sich mittels Säuretest nachweisen. Größere Calcite zeigen eine deutliche Zwillingsstreifung parallel zur Spaltbarkeit (Abb. 14). Als weiteres farbloses Mineral können Zeolithe auftreten (z. B. im Schonen-Lamprophyr). Zeolithe reagieren nicht auf HCl, sind aber im Unterschied zu Quarz und Chalcedon mit dem Messer ritzbar. Weißer, roter oder orangefarbener Achat ist an seiner charakteristischen Bandtextur erkennbar (siehe Abschnitt achatführende Mandelsteine).
Grüne bis schwarzgrüne Mandeln weisen auf Minerale der Chloritgruppe, Klinozoisit oder Aktinolith hin. Aktinolith kann bereits unter grünschieferfaziellen Bedingungen entstehen und gelegentlich erkennbar faserig ausgebildet. Prehnit ist transparent und blassgrün gefärbt (Abb. 33). Epidot bildet feinkörnige und apfelgrüne Pigmente, manchmal auch strahlige Aggregate (Abb. 17). Größere Feldspat-Einsprenglinge (Plagioklas) können von durch hydrothermale Alteration stark verändert sein. Neben der Umwandlung in Serizit (feinste Schüppchen von Hellglimmer) sind vergrünte, mitunter auch hellgrüne und „prehnitisierte“ Plagioklase zu beobachten (Abb. 37).
2. Vorkommen und Anstehendproben
Geschiebefunde basaltischer Mandelsteine lassen sich, bis auf einige Varianten des Oslo-Basaltmandelsteins, keiner näheren Herkunft zuordnen. Allenfalls eine grobe Unterscheidung mehrerer Lithotypen ist möglich („Ostsee-Melaphyr-Mandelstein“, „Prehnit-Mandelstein“, achatführende Mandelsteine). Verglichen mit dem Variantenreichtum basaltischer Mandelsteine-Geschiebe sind bisher nur wenige und meist kleine anstehende Vorkommen aus dem Oslograben, Dalarna, Smaland und Schonen bekannt. Gehäufte Geschiebefunde auf Gotland deuten auf ein größeres Vorkommen südlich von Stockholm, am Grund der Ostsee hin (Abb. 18, s. a. skan-kristallin.de). Von dort stammen wahrscheinlich die meisten der als „Ostsee-Melaphyr-Mandelstein“ bezeichneten Geschiebetypen sowie calcitzementierte basaltische Brezien.
Abb. 5: Geschiebe von Gotland. Links oben ein basaltischer Mandelstein, links unten ein Brauner Ostsee-Quarzporphyr. Beide Gesteinstypen kommen auf der Insel häufig vor. Foto: G. Engelhardt.
Ein Teil der Mandelstein-Geschiebe dürfte aus basaltischen Intrusionen innerhalb der weit verbreiteten Vorkommen „Jotnischer“ Sandsteine stammen. Basaltische Mandelsteine mit schwarzen Mandeln sind vom Öje-Basalt in Dalarna bekannt (s. a. skan-kristallin.de).
Abb. 6: Öje-Basalt mit Mandelstein-Gefüge (Anstehendprobe von Öje/Dalarna. leg. D. Andres).
Am Ortsausgang von Nässja (Småland) steht ein winziges Vorkommen eines metamorph überprägten und etwa 1,7 Ga alten basaltischen Mandelsteins an. In ganz Småland finden sich so gut wie keine Mandelsteine als Nahgeschiebe.
Abb. 7: Grauer basaltischer Mandelstein von Nässja (Småland), Aufnahme unter Wasser. Die weißen Mandeln wurden durch metamorphe Überprägung ausgelängt.
In Schonen stiegen im Karbon und Perm basische Gesteine auf, drangen als Gänge und Sills in das kristalline Grundgebirge und paläozoische Sedimentgesteine ein und unterlagen teilweise einer intensiven hydrothermalen Alteration. Ein Beispiel ist der Frualid-Mandelstein, der östlich von Övedkloster als steiler Bergrücken aufgeschlossen ist.
Abb. 8: Frualid-Mandelstein, Anstehendprobe, östlich von Övedkloster (Schonen).
3. Geschiebefunde
Die folgenden Geschiebefunde illustrieren exemplarisch den Variantenreichtum basaltischer Mandelsteine. Dabei wird auch auf einige in der Geschiebekunde verwendete und teilweise veraltete Bezeichnungen für bestimmte Mandelstein-Lithotypen eingegangen.
Abb. 9: Grauer Mandelstein mit größeren und gelblich verfärbten Feldspat-Einsprenglingen (Plagioklas). Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 10: Nahaufnahme. Die kleinen dunklen Mandeln weisen einen hellen Reaktionssaum auf.Abb. 11: Oslo-Basaltmandelstein mit schwarzen Pyroxen-Einsprenglingen, schlanken Plagioklas-Leisten und hellen, teilweise mit grünem Epidot gefüllten Mandeln. Geschiebe von Nørre Vorupør, Dänemark, Slg. E. Figaj.Abb. 12: Rotbrauner Mandelstein mit weißen, roten und schwarzgrünen Mandeln. Kiesgrube Hohensaaten (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 13: Mandel mit schlauchförmigen Fortsätzen und zonierter Mineralabfolge in einem grauen Basaltmandelstein. Geschiebe aus der Kiesgrube Althüttendorf (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 14: Mandelstein mit Calcit-Mandeln und epidotisierten (grünen) Feldspäten in der Grundmasse. Geschiebe von Hohenfelde, östlich von Kiel.Abb. 15: Bruchfläche eines Geschiebes; die schwarzen Mandeln sind offensichtlich härter als das basaltische Gestein. Kiesgrube Hoppegarten, leg. G. Ramm.Abb. 16: Nahaufnahme. Die konkaven Vertiefungen auf der Außenseite der Mandel weisen auf eine „Alterung“ und „Schrumpfung“ (Volumenabnahme) der dunklen Minerale (vermutlich Chlorit) infolge Wasserabgabe hin.Abb. 17: Radialstrahlige Epidot-Aggregate in einem basaltischen Mandelstein. Kiesgrube Hohensaaten, nass fotografiert.Abb. 18: Blasenreicher basaltischer Mandelstein mit Ausscheidungen eines roten und hornsteinartig-dichten Materials (Jaspis). Geschiebe von Nienhagen bei Rostock, Aufnahme unter Wasser.Abb. 19: Dunkle Mandeln mit hellen Säumen aus radialstrahligem und feinfaserigem Calcit in einem basaltischen Mandelstein. Kiesgrube Hohensaaten, Aufnahme unter Wasser.Abb. 20: Grüner Mandelstein mit roten Feldspat-Einsprenglingen, trocken fotografiert. Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg (Brandenburg).Abb. 21: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche.Abb. 22: Nahaufnahme der zonierten Mandeln mit unterschiedlicher Mineralisation (Chlorit, Chalcedon, Prehnit?). Die hellen Höfe sind vermutlich die Folge einer Stoffwanderung von der Grundmasse in die Mandeln unter Mitwirkung metasomatischer Vorgänge.Abb. 23: Graugrüner, von zahllosen schwarzgrünen Mandeln durchsetzter basaltischer Mandelstein. Geschiebe von Misdroy (Polen), Aufnahme unter Wasser.Abb. 24: Basaltischer Mandelstein mit intensiv grüner Grundmasse und weißen, grünen sowie roten Mandeln. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun (Vorpommern).Abb. 25: Hell grünlichgrauer Mandelstein mit dunklen Mandeln. Links unten eine einzelne Mandel mit bläulichem Chalcedon. Strand von Misdroy (Polen).Abb. 26: Kleines Mandelstein-Geschiebe mit dunklen Mandeln, umgeben von hellen Reaktionssäumen. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.
3.1. Ostsee-Melaphyr-Mandelstein
Melaphyr ist eine veraltete Bezeichnung für Basalte, die mindestens paläozoisches Alter aufweisen (Paläobasalt). In der Geschiebekunde wird die Bezeichnung Ostsee-Melaphyr-Mandelstein gelegentlich noch für basaltische Mandelstein-Geschiebe verwendet, die sich durch eine violettgraue bis rötliche Grundmasse auszeichnen und mit Calcit, Quarz oder grünen Mineralen (Chlorit) gefüllte Mandeln enthalten. Vermutet wird ein größeres Vorkommen dieser Gesteine südlich von Stockholm am Grund der Ostsee (RUDOLPH 2017: 154). Der Mandelstein-Typ ist auf Gotland gehäuft als Nahgeschiebe anzutreffen (Abb. 1, 5).
Abb. 27: Basaltischer Mandelstein („Ostsee-Melaphyr-Mandelstein“). Geschiebe von Altenteil (Fehmarn), Aufnahme unter Wasser. Rotbraune bis rote Grundmasse mit Ausscheidungen von Hämatit und grünen (chloritisierten) Partien. Die Mandeln bestehen aus Calcit (vgl. Abb. 2).
3.2. Spilit-Mandelstein
Spilite sind basaltische Gesteine, entstanden durch untermeerischen Vulkanismus an einem aktiven Plattenrand in einer ozeanischen Riftzone. Niedrig metamorphe Bedingungen unter Mitwirkung metasomatischer Prozesse (sog. Ozeanboden-Metamorphose) führten zu einer starken hydrothermalen Überprägung („Vergrünung“) der Gesteine. Dabei wird Ca-reicher Plagioklas unter Beteiligung von Na-reichen Meerwasser durch Na-reichen Albit ersetzt und freigesetztes Ca als Calcit ausgeschieden. Spilite sind im Grunde genommen nur im anstehenden Gesteinsverbands oder mittels Dünnschliffuntersuchung identifizierbar und unterscheiden sich kaum von „gewöhnlichen“ vergrünten Basalten. Die Bezeichnung „Spilit-Mandelstein“ sollte daher bei der Ansprache von Geschieben mit Vorsicht verwendet werden. Stark hydrothermal veränderte Mandelsteine wie in Abb. 29-32 ähneln zumindest makroskopisch Spilit-Mandelsteinen, wie sie z. B. aus dem Harz bekannt sind (Abb. 28). Kennzeichen der Spilite sind Fließgefüge, interne Brekziierung, ein hoher Calcit-Gehalt und wenig oder gar keine Feldspat-Einsprenglinge.
Abb. 28: Spilitische Mandelstein-Brekzie aus dem Harz. Die graugrünen und sehr hellen Klasten, hauptsächlich Mandelsteine, weisen eine unregelmässige, teils bizarre Gestalt auf. Loser Stein von einer Halde am Büchenberg bei Elbingerode (Harz), Aufnahme unter Wasser.Abb. 29: Brekzie mit grünen Mandelstein-Fragmenten (Spilit-Mandelstein?). Polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Damsdorf/Bochow bei Lehnin (Brandenburg), leg. D. Lüttich.Abb. 30: Nahaufnahme. Größere Bruchstücke grüner Mandelsteine liegen in einer durch Calcit zementierten Matrix aus vielen kleinen GesteinsfragmentenAbb. 31: Stark alterierter Mandelstein (Spilit-Mandelstein?), Geschiebe von der Halbinsel Wustrow bei Rerik, Aufnahme unter Wasser.Abb. 32: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche.
3.3. Prehnit-Mandelstein
Prehnit ist eine typisch subgrünschieferfazielle Mineralbildung (auch Prehnit-Pumpellyit-Fazies) in basischen Gesteinen. ESKOLA 1933, 1934 beschreibt Mandelstein-Geschiebe aus Ostpreussen und Litauen, die Prehnit-Mandeln, bisweilen auch „prehnitisierte“ Plagioklas-Einsprenglinge enthalten. Ein anstehendes Vorkommen ist nicht bekannt und wird am Grund der Ostsee vermutet.
In charakteristischer Ausbildung ist Prehnit ein durchsichtiges bis durchscheinendes, glasglänzendes und blassgrünes Mineral, das kugelige bis halbkugelige Aggregate mit radialstrahligem oder fächerförmigem Aufbau bildet (Abb. 33). Diese sog. „Prehnit-Sonnen“ sind in Geschieben am besten auf einer frischen Bruchfläche erkennbar, treten aber nur vereinzelt auf. Häufiger bildet Prehnit körnige und kristalline Massen in Vergesellschaftung mit Quarz, Calcit und/oder etwas apfelgrünem Epidot, wobei Quarz oft den zentralen Teil der Mandeln ausfüllt. Die feinkörnige dunkelrotbraune Grundmasse der Prehnit-Mandelsteine kann auch doleritisches Gefüge aufweisen. Größere Plagioklas-Einsprenglinge können vollständig in hellgrünen Prehnit umgewandelt sein (Pseudomorphosen von Prehnit nach Plagioklas).
Abb. 33: Hellgrüner Prehnit aus Namibia in radialstrahliger Ausbildung („Prehnit-Sonne“), begleitet von apfelgrünem Epidot. Slg. E. Figaj.Abb. 34: Prehnit-Mandelstein mit rotbrauner Grundmasse, Aufnahme unter Wasser. Fundort: Preschen, Warthe-Grundmoräne (Brandenburg), leg. F. Mädler (Forst).Abb. 35: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Die hellgrünen Mandeln umgibt ein Rand aus gelbgrünem Epidot.Abb. 36: Stark alterierter und grauer Basaltmandelstein mit „prehnitisierten“ Feldspat-Einsprenglingen. Aufnahme unter Wasser; Kiesgrube Hohensaaten (Brandenburg).Abb. 37: Gleicher Stein, Nahaufnahme der polierten Schnittfläche.
Abb. 38-40 zeigt einen grauen Mandelstein mit Prehnit- und Achatmandeln. In Abb. 39 sind strahlige Mineralaggregate erkennbar, wahrscheinlich Prehnit. Andere Mandeln sind im Zentrum mit hellem Bandachat, außen mit Prehnit und Epidot gefüllt (Abb. 40). Geschiebe von Dranske (Rügen), polierte Schnittfläche, Slg. F. Wilcke (Wittstock).
Abb. 38: Prehnit-Mandelstein
Abb. 39: Nahaufnahme
Abb. 40: Nahaufnahme
3.4. Achatführende Mandelsteine
Gelegentlich findet sich in den ehemaligen Blasenhohlräumen basaltischer Gesteine Achat, eine mikrokristalline Quarz-Variante, erkennbar an seiner charakteristischen Bandtextur. Schönheit und Formenreichtum der Achate erschließen sich erst mit Hilfe einer Lupe, weil die Mandeln in der Regel einen Durchmesser von wenigen Millimetern erreichen, Achate über 1 cm sind die Ausnahme. Achat tritt häufig zusammen mit Chalcedon auf, der milchig-weiß, hellgrau oder bläulich getönt und massig ausgebildet ist. Geschiebe-Achate sind meist hell, seltener rot gefärbt. Aus dem Einzugsgebiet der nordischen Inlandvereisungen kennt man bisher nur wenige anstehende Vorkommen (Abbildung eines Öje-Basalts mit rotem Achat als Hohlraumfüllung in SMED 2002: 127).
Abb. 41: Grüner basaltischer Mandelstein mit zonierten und unterschiedlich mineralisierten Mandeln. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun (Vorpommern).Abb. 42: Einige der Mandeln enthalten orangeroten Bandachat.Abb. 43: Nahaufnahme eines basaltischen Mandelsteins, links im Bild eine Mandel mitsphärischen Achat-Aggregaten. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Waltersdorf bei Berlin, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 44-46: Mandelstein mit bläulich-weißem Chalcedon und rotem Bandachat. Strandgeröll von Misdroy (Westpolen), polierte Schnittfläche, Aufnahme unter Wasser. Das Gestein wurde hydrothermal stark überprägt und ist von zahlreichen Rissen durchzogen. Einige Mandeln sind mit weißem bis rotbraunem Achat gefüllt.
Abb. 44: Basaltmandelstein mit Achat und Chalcedon
Abb. 45: Nahaufnahme
Abb. 46: Nahaufnahme
Abb. 47: Basaltischer Mandelstein mit dunklen und hellen zonierten Mandeln, Einschlüssen von Fremdgesteinen und rotem Bandachat. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, Slg. G. Engelhardt.Abb. 48: Nahaufnahme der Mandeln, darunter eine rote Achatmandel.Abb. 49: Nahaufnahme einer rotbraunen Achatmandel (Bild: T. Langmann).Abb. 50: Nahaufnahme eines Xenoliths und einer mehrfach zonierten Mandel mit grünen und schwarzen Sekundärmineralen (Bild: T. Langmann).Abb. 51: Nahaufnahme einer größeren Achat-Mandel in einem basaltischen Gestein. Achat bildet im unteren Teil eine planare Lagentextur („geologische Wasserwaage“), im oberen Teil sphärische Aggregate aus. Polierte Schnittfläche, Geschiebe von Dranske, Slg. F. Wilcke (Wittstock).Abb. 52: Porphyrischer Basalt mit roten Feldspat-Einsprenglingen und wenigen Mandeln, einige davon gefüllt mit bläulichem Chalcedon oder weißem Achat. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Horstfelde, leg. D. Lüttich.Abb. 53: Nahaufnahme einer Mandel mit weißem Achat, im Zentrum kristalliner Quarz.
3.5. Basaltische Brekzien
Im Zusammenhang mit den basaltischen Mandelsteinen wird eine Reihe von Geschiebefunden basaltischer Brekzien vorgestellt. Zumindest ein Teil von ihnen stammt wahrscheinlich aus dem gleichen, zwischen Stockholm und Gotland vermuteten Unterwasservorkommen wie der „Ostsee-Melaphyr-Mandelstein“ (Abb. 27). In der Regel handelt es sich um klastengestützte und monomikte Brekzien. Neben basaltischen Gesteinen ohne Einsprenglinge können auch Mandelsteine enthalten sein. Die Verkittung der meist einfarbigen Fragmente (grau, violettgrau, rotbraun oder grün) erfolgt meist durch einen Calcitzement. Bunte Brekzien sind seltener.
Abb. 54: Basaltische Brekzie; kantige Fragmente basaltischer Gesteine mit und ohne Mandeln, verkittet durch einen Calcit-Zement. Bildbreite 50 cm, Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun (Vorpommern).
Eine Fragmentierung basaltischer Vulkanite kann auf unterschiedliche Weise erfolgen: durch pyroklastischen Auswurf; Zerbrechen durch Abkühlung und Kontraktion; durch (vulkano)tektonische Vorgänge; Fragmentierung bei Kontakt von Lava mit Meerwasser. Sind die Fragmente einfarbig und passen wie in einem Puzzlespiel zueinander, dürfte es sich um Autobrekzien, d.h. in situ zerbrochene Vulkanite handeln (Abb. 55). Die meisten der klastengestützten Geschiebe-Brekzien sind Autobrekzien. Pyroklastische Ablagerungen zeichnen sich durch unterschiedliche, teilweise gerundete Klasten des gleichen Gesteinstyps aus. Submarine Laven (Spilite) und Vulkanoklasten sind durch eine intensive Alteration und Grünfärbung gekennzeichnet (Abb. 28). Oftmals lässt sich allein durch Anschauung von Geschiebefunden keine nähere Aussage zur Entstehung treffen.
Abb. 55: Rezentes Beispiel: Basaltische Vulkanoklasten, verbunden durch einen Calcit-Zement, der die Zwischenräume nur unvollständig ausgefüllt. Die rundlichen Formen der Vulkanoklasten weisen auf eine Eruption unter Wasser hin. Bildbreite 42 cm; Playa de Guariñen, Taguluche, La Gomera, Kanarische Inseln.Abb. 56: Vulkanoklastische Brekzie mit basaltischen Gesteinen, verkittet durch einen rot pigmentierten Calcit-Zement. Kiesgrube Miodowice (Westpolen), Aufnahme unter Wasser.Abb. 57: Basaltische Brekzie mit einem hellgrünen Mineral als Zement, wahrscheinlich Prehnit. Geschiebe von Misdroy (PL), Aufnahme unter Wasser.Abb. 58: Basaltische Brekzie, wahrscheinlich in situ zerbrochen (die Klasten passen teilweise zueinander). Die Risse sind mit einem Zement aus Calcit und hellgrünem Epidot verfüllt. Kiesgrube Horstfelde, Aufnahme unter Wasser.Abb. 59: Basaltische Brekzie mit rotbraunen Fragmenten, feinkörnigem Zement und weißem Calcit. Polierte Schnittfläche, Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, leg. G. Engelhardt.Abb. 60: Basaltische Brekzie, oberflächlich durch Verwitterung ausgebleichte basaltische Lithoklasten in einer basaltischen Matrix. Kiesgrube Schweinrich, Slg. F. Wilcke (Wittstock).Abb. 61: Brekzie mit basaltischen Lithoklasten, darunter auch Mandelsteine, und einer sehr feinkörnigen, braunen Matrix. Aufnahme unter Wasser, Geschiebe aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.
Abb. 62-63: Matrixgestützte 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. 62: Basaltische Brekzie
Abb. 63: Rückseite
Abb. 64: Matrixgestützte basaltische Mandelstein-Brekzie, zum größeren Teil aus einer grünen und epidothaltigen Matrix bestehend. Geschiebe von Hökholz, Slg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.Abb. 65: Basaltische Brekzie aus stark alteriertem basaltischem Mandelstein (links) und braunen, feinkörnigen, teils kantengerundeten Fragmenten. Polierte Schnittfläche, Geschiebe von einem Strand S Aarhus (DK), leg. T. Brückner.Abb. 66: Nahaufnahme eines ausgebleichten Mandelstein-Fragments.
4. Literatur
ESKOLA P 1933 Tausend Geschiebe aus Lettland – Annales Academiae Scientiarum Fennicae (A) 39 (5): 1-41, 9 Abb., 2 Tab., Helsinki.
ESKOLA P 1934 Prehnite amygdaloid from the bottom of the Baltic. – Bulletin de la Commission géologique de Finlande 17 (104) und Comptes Rendus de la Société géologique de Finlande 8 (8): 132-143, 7 Abb., Helsinki.
RUDOLPH F 2017 Das große Buch der Strandsteine – Wachholtz-Verlag – Murmann Publishers, Kiel/Hamburg.
VINX R 2011 Gesteinsbestimmung im Gelände – 480 S., 418 Abb., 3. Auflage Spekrum Akademischer Verlag Heidelberg.
Abb. 1: Einschlussführender Diabas mit feinkörniger Grundmasse. Das Gestein enthält abgerundete Xenolithe von Alkalifeldspat und eckige Quarz-Feldspat-sowie Quarz-Fragmente. Polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.AAbb. 2: Die runden Feldspäte sind stark alteriert, teilweise auch zoniert durch wechselnde Anteile dunkler Minerale, die vermutlich infolge von Reaktionen mit dem heißen basischen Magma entstanden.
Beim Aufstieg basaltischer Magmen aus dem Erdmantel oder von der Mantel-Kruste-Grenze können Teile des Nebengesteins mitgerissen und als Einschlüsse im basischen Gestein konserviert werden. Im nordischen Grundgebirge und als Geschiebe sind solche „einschlussführenden Diabase“ weit verbreitet. Sie besitzen eine feinkörnige oder doleritische, selten auch für das bloße Auge dicht erscheinende und mittel- bis dunkelgraue, manchmal auch etwas grünliche Grundmasse.
Menge, Art und Größe der Xenolithe (Gesteinsfragmente oder Einzelkristalle) sind variabel. Abgerundete Einschlüsse weisen auf eine teilweise Assimilation durch das basische Magma hin, dessen Temperatur deutlich über dem Schmelzpunkt quarz- und feldspatreicher Gesteine liegt. Runde Einschlüsse führten in der Vergangenheit wahrscheinlich zu der unglücklichen Bezeichnung „Gerölldiabas“. Nur in wenigen Fällen dürfte es sich tatsächlich um Geröll-Horizonte handeln, die in eine basaltische Schmelze eingetragen wurden.
Einschlussführende Diabase können monomikt (nur eine Gesteinsart als Fremdeinschluss) oder oligomikt/polymikt (mehrere Gesteinsarten) zusammengesetzt sein. Als Einschluss finden sich Plutonite und Gneise aller Art, Sandsteine und Quarzite (bzw. durch den Kontakt zum heißen basaischen Magma in Quarzite umgewandelte Sandsteine) sowie einzelne Quarze und Feldspäte. Häufiger als Fremdgesteins-Einschlüsse in Diabasen ist übrigens das umgekehrte Phänomen zu beobachten: Xenolithe feinkörniger basaltischer Gesteine in basischen bis sauren Plutoniten (Abb. 3).
Abb. 3: Basische Xenolithe (Basaltoide, Gabbro) in einem dioritischen Gestein. Kiesgrube Arendsee/Weggun, Brandenburg.
Die Geschiebekunde unterscheidet mehrere Typen einschlussführender Diabase: Björbo-Diabas, Brevik-Gerölldiabas und Ålsarp-Diabas. Neben diesen Typlokalitäten (Abb. 4) sind rund ein Dutzend weitere Vorkommen aus Blekinge, Mittelschweden (Grängesberg), von Bornholm sowie aus Norwegen und Finnland bekannt (HESEMANN 1975, KORN 1927, MEYER 1981, BARTOLOMÄUS & HERRENDORF 2003). Zu bedenken ist, dass einschlussführende Partien lokal begrenzt und ausschließlich in kleiner Ausdehnung innerhalb verschieden alter Gangschwärme in einem großen Gebiet zwischen Bornholm bis nach Dalarna auftreten. Die tatsächliche Anzahl der Vorkommen dürfte also bedeutend höher sein und es ist kaum möglich, spezifische Gesteinstypen mit einem begrenzten Herkunftsgebiet herauszustellen. Einschlussführende Diabase sind daher nicht als Leitgeschiebe geeignet. Dies gilt auch für den markanten Brevik-Typ mit Sandstein- bzw. Quarzit-Xenolithen (s. a. BARTOLOMÄUS & HERRENDORF 2003). Allenfalls eine grobe Typ-Bestimmung nach Art der Einschlüsse und/oder Beschaffenheit der Grundmasse ist möglich. So ähneln sich Björbo- und Alsarp-Typ hinsichtlich der Einschlüsse, der Ålsarp-Diabas besitzt eine ophitische, der Björbo-Diabas eine feinkörnige Grundmasse.
Abb. 4: Übersichtskarte einiger postorogener Diabas-Gangschwärme sowie im Text genannter Lokalitäten.
2. Anstehendproben
2.1. Brevik (West-Småland)
Abb. 5: „Brevik-Gerölldiabas“, Anstehendprobe, polierte Schnittfläche, Foto aus skan-kristallin.de.
Der „Brevik-Gerölldiabas“ enthält eckige bis schwach gerundete Einschlüsse von Sandsteinen sowie bis zu 10 % Granit- und Porphyr-Lithoklasten. Im Schwedischen heißt das Gestein diabaskonglomerat. Vorkommen dieses Gesteinstyps sind nicht auf das Gebiet von Brevik beschränkt (BARTOLOMÄUS & HERRENDORF 2003). Diabase dieses Typs haben Sandsteine jotnischen Alters (Lokalbezeichnung: Almesåkra-Sandstein) aufgenommen und besitzen „postjotnisches“ Alter (jünger als ca. 1.200 Millionen Jahre). Zur Zeit des Aufstiegs dieser basaltischen Magmen dürften die Sedimentgesteine der Almesåkra-Formation eine wesentlich größere Fläche eingenommen haben als heute, vgl. Anstehendprobe von Lokalität 2.4. (Abb. 11).
2.2. Ålsarp
Abb. 6: Alsarp-Diabas, Anstehendprobe mit polierter Schnittfläche, K.-D. Meyer leg., Foto aus skan-kristallin.de.
Der einschlussführende Ålsarp-Diabas besitzt eine ophitische Grundmasse und führt gerundete Xenolithe von roten Feldspäten. Für eine ausführliche Beschreibung und weitere Anstehendproben vgl. skan-kristallin.de und HESEMANN 1975:176. Der Besuch eines Straßenaufschlusses in der Nähe der Typlokalität Ålsarp in Ost-Småland (Lokalität 4) verlief eher enttäuschend, weil der anstehende Diabasgang keine Einschlüsse von runden Feldspäten enthielt. Lediglich der benachbarte Småland-Granit wies zahlreiche basische Xenolithe sowie unterschiedliche Stadien einer Vermengung mit basischen Gesteinen auf. Nach MEYER KD 1981 liegt der Aufschluss mit den einschlussführenden Partien 650 m weiter südwestlich (etwa 57.52943, 16.02641).
Abb. 7: Småland-Granit mit Diabas-Einschlüssen vom Straßenaufschluss bei Ålsarp. Breite des Abschlags ca. 15 cm. Abb. 8: Anstehender Småland-Monzogranit mit teilweise assimilierten Diabas-Xenolithen (dunkle und feinkörnige Partien); Aufnahme unter Wasser.
2.3. Björbo
Abb. 9: Björbo-Diabas aus Dalarna (4 km westlich von Björbo, K.-D. Meyer leg.) , Foto aus skan-kristallin.de.
Der Björbo-Diabas besitzt eine feinkörnige bis dichte Grundmasse und enthält runde und eigentümlich korrodierte Xenolithe aus rotem Feldspat. Quarz fehlt in dieser Probe, kann aber in Diabasen dieses Typs zusätzlich enthalten sein. Beschreibung eines Aufschlusses in MEYER 1981.
2.4. Södregården
Nördlich von Växjö wurde ein Diabasgang mit einer ungewöhnlichen Kombination von Einschlüssen aus Anorthosit und Sandstein/Quarzit beprobt (Lokalität 1). Nach WIKMAN 2000 (Kartenblatt Växjö NO, SGU) existieren in diesem Gebiet weitere Aufschlüsse mit ähnlichen Gesteinen.
Abb. 10: Große Anorthosit-Xenolithe und quarzitartige Einschlüsse in einem Diabas an der Lokalität Södregården. Bildbreite 30 cm.Abb. 11: Probe aus dem gleichen Aufschluss; Bruchfläche eines feinkörnigen Diabas mit doleritischem Gefüge sowie milchig-trüben Quarz-Einschlüssen. Aufnahme unter Wasser.
Die Xenolithe in Abb. 11 sind Sandsteine der Almesåkra-Formation, die bei der Aufnahme in das basaltische Magma in Quarzit umgewandelt wurden. Die in etwa zeitlich mit dem jotnischen Sandstein gebildeten Sedimentite der Almesåkra-Formation dürften einst ein wesentlich größeres Gebiet eingenommen haben, weil sie in einschlussführenden Diabasen weit außerhalb ihrer heutigen Verbreitung gefunden wurden. Die Lokalität Södregården liegt über 40 km südlich davon.
2.5. Forserum
In der Nähe der Lokalität Brevik fand sich ein einschlussführender Diabas mit gerundeten Feldspat-Xenolithen im Kontakt zu einem Småland-Granit (Lokalität 2). Es war nicht erkennbar, ob es sich dabei um die Grenze zu einem basischen Gang oder einen Xenolith im Granit handelt.
Abb. 12: Einschlussführender Diabas im Småland-Granit (Lokalität 2).
2.6. Värlebo
Einige Vorkommen von Gangporphyren im östlichen Småland werden von Diabasen begleitet, die den gleichen Aufstiegsweg nutzten und bevorzugt an den Flanken der sauren Gänge auftreten (bimodaler Magmatismus). Im Kontakt zu einem Påskallavik-Porphyr fand sich in der Nähe der Ortschaft Värlebo ein grüner Diabas, der gerundete Feldspäte und Blauquarz als Xenolithe führt (Lokalität 3).
Abb. 13: Graugrüner Diabas mit runden Einschlüssen von Feldspat und Blauquarz, die aus dem benachbarten Påskallavik-Porphyr stammen. Aufnahme unter Wasser.Abb. 14: Gleicher Stein, nasse Bruchfläche.
3. Geschiebefunde
Einschlussführende Diabase vom Brevik-Typ fallen manchmal durch ihr eigentümliches Verwitterungsverhalten auf: die quarzitischen Xenolithe widerstehen der Verwitterung stärker als das basische Gestein und treten als Relief auf der Geschiebeoberfläche hervor.
Abb. 15: Einschlussführender Diabas, Typ Brevik, trocken fotografiert, Geschiebe von den Spargelfeldern bei Schlunkendorf (S Potsdam), Slg. D. Lüttich.Abb. 16: Nahaufnahme der quarzitischen Klasten.Abb. 17: Brevik-Typ, nass fotografiert, Kiesgrube Hohensaaten (Brandenburg), Breite 19 cm.Abb. 18: Einschlussführender Diabas, Brevik-Typ, Geschiebefund mit polierter Schnittfläche. Die feinkörnige, graue und basaltartige Matrix führt eckige bis schwach gerundete Einschlüsse von Sandstein und ist leicht magnetisch, der Sandstein nicht. Fundort: Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, leg. G. Engelhardt.Abb. 19: Nahaufnahme. Auffällig sind die schwarzen Reaktionsränder um die Sandsteinfragmente, eine Folge mineralischer Veränderung des basaltischen Gesteins durch Stoffaustausch mit dem Sandstein (oder darin enthaltenen Fluiden), wahrscheinlich eine Umwandlung von Pyroxen in Amphibol.Abb. 20: Einschlussführender Diabas, Björbo-Typ mit feinkörniger Grundmasse. Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun bei Stettin, Aufnahme unter Wasser.Abb. 21: Nahaufnahme, runde Einschlüsse mit orangerotem Alkalifeldspat, grauem Quarz und wenigen dunklen Mineralen.Abb. 22: Einschlussführender Diabas, polierte Schnittfläche, Kiesgrube Niederlehme bei Berlin (D. Lüttich leg.).Abb. 23: Runde und eckige Feldspäte sowie bläulichgraue Quarzkörner als Einschlüsse in einem feinkörnigen Diabas. Strandgeröll von Westermarkelsdorf, Fehmarn, Aufnahme unter Wasser.Abb. 24: Grenze eines feinkörnigen basaltischen Gesteins zu einem Quarzporphyr, ähnlich dem Åland-Quarzporphyr. Mitten im Basalt befindet sich ein einzelnes Porphyr-Fragment. Während basische Xenolithe in Rapakiwi-Graniten, z. B. Granitporphyren, regelmäßig zu finden sind, kommen basaltische Gesteine mit Rapakiwi-Einschlüssen wesentlich seltener vor. Strandgeröll von Misdroy in Westpolen, Aufnahme unter Wasser.Abb. 25: Einschlussführender Diabas aus der Kiesgrube Hohensaaten (Brandenburg), Aufnahme einer frischen Bruchfläche unter Wasser.
Das Gestein enthält runde Feldspat- und Blauquarz-Einschlüsse sowie feinkörnige basaltische Xenolithe. Die Einschlüsse, besonders gut erkennbar ist dies an den Quarzen, weisen einen dunklen Reaktionssaum auf. Solche Säume, wie sie auch vom Åland-„Ringquarzporphyr“ bekannt sind, weisen auf Mineralumwandlungen an der Grenzfläche zweier Minerale hin. In diesem Fall dürfte es sich um Pyroxen und Quarz handeln, die aus chemischer Sicht „Antagonisten“ sind und für gewöhnlich nicht nebeneinander existieren, sondern ein chemisches Gleichgewicht anstreben (Bildung von Hornblende, die dunklen Säume um die Quarze).
Abb. 26: Einschlussführender Diabas mit großen Alkalifeldspat-Xenokristallen und runden Blauquarzen. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.Abb. 27: Einschlussführender Diabas, Großgeschiebe vom Rand des Tagebaus Welzow-Süd in Brandenburg, Höhe 90 cm.Abb. 28: Das Gestein enthält schwach gerundete Fragmente von Gneisen, Graniten und quarzreichen Partien.Abb. 29: Diabas mit Xenolithen bis 20 cm Größe. Einige der Xenolithe dürften Anorthosite sein, einige der größeren Feldspat-Xenokristalle wurden als Plagioklas bestimmt. Kiesgrube Hohensaaten, Breite des Steins 80 cm.Abb. 30: Gleicher Stein, Feldspat-Megakristall von ca. 12 cm Länge.
Gelegentlich finden sich Geschiebe einschlussführender basischer Gesteine, die deutliche Spuren einer tektonischen und metamorphen Überprägung aufweisen (Abb. 31-34). Sie stammen mit Sicherheit nicht aus postorogenen Dolerit-Gangschwärmen (Abb. 4), sondern dürften bedeutend älter sein.
Abb. 31: Einschlussführender Metabasit, Kiesgrube Niederlehme, Aufnahme unter Wasser.Abb. 32: Gleicher Stein, Detail der trockenen Geschiebeoberfläche.Abb. 33: Einschlussführender Metabasit oder Metakonglomerat mit basischer Matrix und Lithoklasten basischer bis intermediärer Gesteine, Breite 50 cm, Tagebau Profen, ca. 20 km S Leipzig.Abb. 34: Detailaufnahme der nassen Oberfläche.
4. Lokalitäten
Lokalität 1: Einschlussführender Diabas mit Anorthosit- und quarzitähnlichen Sandstein-Fragmenten; Diabasgang 850 m OSO Södregården, Kartenblatt Växjö NO; WGS84DD 57.20566, 14.73403.
Lokalität 2: Småland-Granit mit Partien einschlussführender Diabase; lose Steine vom Anstehenden am Wegesrand; Waldweg bei Olstorp, SW Forserum; 57.67967, 14.44153.
Lokalität 3: Einschlussführender Diabas im Kontakt zum Påskallavik-Porphyr; Bahnanschnitt 1 km NW des ehemaligen Bahnhofs Värlebo; 57.06050, 16.19424.
Lokalität 4: Diabasgang und Diabas-Xenolithe im Småland-Granit; Aufschluss an der Straße von Alsarp nach Sjunnarp (57.53253, 16.03591), Typlokalität liegt ca. 650 m weiter südwestlich (57.52943, 16.02641).
5. Literatur
BARTHOLOMÄUS WA & HERRENDORF G 2003 Ein großes Gerölldiabas-Geschiebe von Varel in Oldenburg – Geschiebekunde aktuell 19 (1): 1-15, 2 Taf., 6 Abb., 1 Tab., Hamburg / Greifswald.
KORN J 1927 Die wichtigsten Leitgeschiebe der nordischen kristallinen Gesteine im norddeutschen Flachlande ; Ein Führer für den Sammler kristalliner Geschiebe – VI+64 S., 48 farb. Abb. auf Taf. 1-6, 8 Farb-Ktn. auf Taf. 7-14, 1 Tab., Berlin (Preußische geologische Landesanstalt).
MEYER K-D 1981 Ein Vorkommen einschlußführender Diabase bei Björbo, 60 km WSW Falun, Dalarna / Mittelschweden – Der Geschiebesammler 15 (3): 93-98 (-106), 3 Taf., 3 Abb., Hamburg.
WIKMAN H 2000 Berggrundskartan 5E Växjö NO, skala 1:50 000. Sveriges geologiska undersökning Af 201.
Der gleichkörnige Granit zeigt klare Korngrenzen und eine weitgehend gleichmäßige Verteilung der Minerale: roter Alkalifeldspat, etwas kleinere Körner von gelblichem Plagioklas und bläulich-trübe Quarze. Der Quarz besitzt weder eine besondere Tendenz zur Eigengestaltlichkeit, noch bildet er größere Anhäufungen wie in den Småland-Graniten (s. u.).
Der Siljan-Granit galt bisher als ausgezeichnetes Leitgeschiebe, leicht erkennbar an einem gleichkörnigen Gefüge aus rotem Alkalifeldspat, gelbem Plagioklas und grauem oder blauem Quarz. Es gibt jedoch ähnliche Granite im nördlichen Småland mit weitgehend übereinstimmenden Merkmalen, denen bisher zu wenig Beachtung geschenkt wurde. Dieser Artikel gibt eine umfassende Beschreibung des Siljan-Granits nach derzeitigem Kenntnisstand. Die Doppelgänger aus Småland werden vorgestellt und kommentiert. Zuletzt wird eine vergleichende Betrachtung von einigen Geschiebefunden vorgenommen. Da bis heute zu wenige Anstehendproben des Siljan-Granits vorliegen, ist die Bestimmung von Geschieben nach wie vor mit Unsicherheiten behaftet.
Abb. 2: Lage der Siljan-Impaktstruktur in Mittelschweden und Herkunftsgebiet der „Doppelgänger“ des Siljan-Granits im nördlichen Småland.
2. Herkunft des Siljan-Granits
Das ausgedehnte Vorkommen der etwa 1,8 – 1,7 Ga alten Dala-Granitoide in Mittelschweden umfasst drei Haupttypen: Järna-, Garberg- und Siljan-Granit. Die beiden letztgenannten sind sog. primitive anorogene Granite, entstanden also zeitlich außerhalb einer Gebirgsbildungsphase und sind von entsprechenden Deformationen frei (HÖGDAHL et al 2004). Teile des Siljan-Granits wurden allerdings durch den Impakt eines Meteoriten im Silur beeinflusst. Zeugnis dieses Ereignisses ist die kreisförmige, etwa 65 km durchmessende Anordnung von Seen um den Zentralbereich des Impakts. Als Leitgeschiebe geeignete Varianten sind nicht von einer Impaktmetamorphose betroffen und machen auch nur einen kleinen Teil der undeformierten Siljan-Granite aus.
3. Beschreibung des Siljan-Granits
Die Beschreibungen weichen in der Geschiebeliteratur (HESEMANN 1975, ZANDSTRA 1988, SMED & EHLERS 2002 und VINX 2016) teilweise deutlich voneinander ab. Dies betrifft die Farbe des Alkalifeldspats, Form und Farbe der Quarze und die Ausbildung der dunklen Minerale. Es wurden vor allem die Angaben in SMED & EHLERS 2002, VINX 2016 und pers. Mitteilung R. Vinx herangezogen, die sich auf Beobachtungen im Gelände und Anstehendproben stützen.
Der leitgeschiebetaugliche Siljan-Granit ist ein mittel- bis grob- sowie gleichkörniges Gestein mit einem kontrastreichen Gefüge, klaren Farben, scharfen Korngrenzen und einem geringen Anteil dunkler Minerale. Die Mineralbestandteile im Einzelnen sind:
Alkalifeldspat (Anteil ca. 50 Vol.%): rot, seltener hell ziegelrot. Wenige größere rote Feldspäte können einen vollständigen oder unvollständigen Saum aus gelbem oder weißem Plagioklas aufweisen.
Plagioklas (ca. 20%): gelblich-weiß bis gelb, vereinzelt auch grüne Plagioklase mit hellerem Rand. Alkalifeldspat und Plagioklas neigen zur Idiomorphie.
Quarz (ca. 30-35%): grau, zuweilen violett, selten schwach hellblau; 2-5 mm große idiomorphe oder regelmäßig abgerundete Körner neben kleinen Individuen. Einzelne runde Quarzaggregate können auch größer sein. Insgesamt besitzen die Quarze eine Tendenz zur Ausbildung idiomorpher Umrisse. Gelegentlich finden sich auch innerhalb der Alkalifeldspäte einzelne kleine und idiomorphe Quarzkörner (Unterschied zu den bunten Småland-Graniten).
Biotit: in kleinen Nestern konzentrierte, wenige Millimeter große Plättchen oder schwarzgelbe bis schwarzgrüne Aggregate.
Hornblende/Amphibol bildet schwarze, längliche und stängelige Aggregate. Zusätzlich finden sich mitunter Ansammlungen (Xenolithe?) aus grünem Plagioklas und schwarzem Amphibol. Sowohl Hornblende als auch diese Xenolithe treten in den Doppelgängern aus N-Småland nur gelegentlich auf.
Als Nebengemengteile können Titanit, Hornblende und Fluorit auftreten.
Bei der Bestimmung sollten die Minerale Quarz und Biotit sorgfältig betrachtet werden. Die ähnlichen Granite im nördlichen Småland weisen immer eine gewisse interne Deformation auf, die im Siljan-Granit fehlt. Die Doppelgänger werden von Zandstra und Smed zwar erwähnt, beide geben aber unbefriedigende Hinweise zur Unterscheidung. Folgende Hinweise stammen von R. Vinx (pers. Mitteilung):
„Die Quarz-Bruchflächen im Siljan-Granit sehen unter der Lupe oder besser unter dem Stereomikroskop sauber muschelig aus, die Quarze sind transparent (Abb. 8). Wenn sie zu rauem Bruch tendieren oder sogar intern granuliert („zuckerkörnig“) sind, kann es sich auch um Småland-Granite handeln. Ähnliches gilt für den Biotit. Im Siljan-Granit sollten die Plättchen nicht gebogen sein. In Småland-Graniten lässt sich u. U. die Biegung vieler Biotite oder auch ihre Anhäufung in kleinen Ketten und Massen erkennen.“
Für eine Bestimmung des Siljan-Granits benötigt man möglichst eine Bruchfläche. Auf abgerollten Geschieben mit angeschlagenen Quarzen sind die genannten Eigenschaften schlecht oder gar nicht zu erkennen. Gibt es keine Bruchfläche, kann man notfalls an tiefer sitzenden Quarzen auf der Außenseite des Geschiebes versuchen zu beurteilen, ob überwiegend einzelne, individuelle Quarzkörner (Siljan-Granit) oder eher zusammenhängende, xenomorphe Quarzmassen (Småland-Granite) vorliegen.
4. Anstehendproben des Siljan-Granits
Einige Bilder von Anstehendproben aus dem Siljan-Gebiet geben einen Einblick in die Variabilität des Siljan-Granits (Probenverzeichnis am Ende des Artikels). Für eine hinreichende Beschreibung des Gesteins wäre allerdings eine Vielzahl weiterer Proben wünschenswert.
Abb. 3: Blasser, leicht rötlicher Siljan-Granit mit einem ausgeprägt ungleichkörnigem Mineralgefüge. Loser Stein aus dem Siljan-Ring; Lokalität 9.Abb. 4: Nahaufnahme
Im Detail ist vor allem der hellgraue und nur leicht trübe Quarz interessant, der einzelne kleine Körner und Ansammlungen bildet, aber keine besondere Tendenz zur Eigengestaltlichkeit besitzt. Einige Quarze scheinen zudem randliche magmatische Korrosionserscheinungen aufzuweisen, erkennbar an den kleinen, hellen „Feldspatfischchen“. Sechseckige Formen des Biotits sind hier nicht zu erkennen, als dunkles Mineral kommen zusätzlich schwarze, längliche und stängelige Hornblende/Amphibol sowie kleine Ansammlungen (Xenolithe) aus grünem Plagioklas und schwarzem Amphibol vor.
Abb. 5: Die zweite Probe ist ein loser Stein aus dem Siljan-Gebiet (Lokalität 10) mit rotem Alkalifeldspat, gelblich-weißem Plagioklas und dunklen Mineralen. Quarz ist nur in geringer Menge vorhanden. Das Gestein ist der Zusammensetzung nach kein Granit, sondern ein Quarz-Monzonit.
Abb. 6: Detailbild der trockenen Bruchfläche: Die wenigen erkennbaren Quarzkörner sind klar begrenzt und transparent.Abb. 7: Diese Anstehendprobe eines Siljan-Granits (Lokalität 8) illustriert den muscheligen Bruch der transparenten Quarzkörner. Die Farben der Feldspäte weichen allerdings von der obigen Beschreibung des Leitgeschiebes ab. Das Gestein wird von einigen Geologen auch als Järna-Granit bezeichnet.Abb. 8: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser: heller Granit mit teilweise orange pigmentierten Feldspäten und individuell ausgebildeten rauchgrauen Quarzkörnern. Manche von ihnen sind idiomorph und besitzen sechseckige Umrisse.
5. Bunte Monzogranite („Bunter Växjö-Granit“) aus dem nördlichen Småland
Im Gebiet nördlich von Eksjö im nördlichen Småland gibt es Granite, die mit dem Siljan-Granit verwechselbar sind. Es handelt sich um gleichkörnige Monzogranite (Granite mit nennenswerter Menge an Plagioklas) mit einem kontrastreichen Gefüge aus rotem Alkalifeldspat, gelbem Plagioklas und grauem oder blauem Quarz. Sie treten in zahlreichen Varianten auf und scheinen eine größere Fläche einzunehmen, da sie lokal gehäuft als Nahgeschiebe zu finden sind.
Gleichkörnige Varianten des Småland-Granits werden von einigen schwedischen Geologen als „Växjö-Typ“ bezeichnet. Dieser „Sackname“ charakterisiert lediglich ein gleich- sowie mittel- bis grobkörniges Gefüge von Graniten des Transkandinavischen Magmatitgürtels (TIB). Besteht ein Granit hauptsächlich aus rotem Alkalifeldspat, kann man ihn kompakt als „Roten Växjö-Granit“ bezeichnen. Enthält er zusätzlich noch weißen, gelben oder grünen Plagioklas in bedeutender Menge, kann man ihn „Bunten Växjö-Granit“ nennen. Diese Bezeichnungen sind informell und von einer gewissen Handlichkeit. Granite vom „Växjö-Typ“ besitzen eine weite Verbreitung innerhalb des TIB und sind natürlich keine Leitgeschiebe.
Das erste Beispiel (Abb. 9-10) aus dem nördlichen Småland zeigt einen Monzogranit vom Växjö-Typ, auch wenn er durch den blassroten Alkalifeldspat nicht besonders „bunt“ erscheint. Eine Verwechslung mit dem Siljan-Granit ist bei diesem Typ kaum zu befürchten, aber er ist ein typischer Vertreter der farb- und formenreichen Småland-Monzogranite. Leichte Deformationserscheinungen deuten sich durch eine unregelmäßige Verteilung von dunklen Mineralen in Haufen oder Bändern an.
Abb. 9: Monzogranit vom Växjö-Typ, Nahgeschiebe N von Eksjö, Lokalität 6.Abb. 10: Die Vergrößerung zeigt einige von Plagioklas umsäumte Alkalifeldspäte. Schwach bläulicher Quarz kommt in größeren, trüben Ansammlungen bis 1 cm Durchmesser sowie in kleineren Körnern vor.Abb. 11: „Bunter Växjö-Granit“ mit wesentlich kräftigeren Farben als im vorigen Beispiel. Das Gefüge besteht aus fleckig hell- bis dunkelrotem Alkalifeldspat, der von etwas weniger gelbem bis grünem Plagioklas begleitet wird. Diese Granitvariante zeigt eine starke Ähnlichkeit mit dem Siljan-Granit bzw. unseren Vorstellungen davon (vgl. mit Abb. 1). Geschiebefund von Lokalität 2.Abb. 12: Detailaufnahme des Gefüges.
Quarz ist milchig-blau und xenomorph ausgebildet und sieht etwas granuliert aus. Dunkle Minerale (Biotit) sind nur in geringer Menge vorhanden, etwas rechts der Bildmitte jedoch in einem Streifen angehäuft (Hinweis auf leichte Deformation). Einzelne Plagioklase zeigen neben gelben und grünen Farben stellenweise eine rote Pigmentierung. Unter der Lupe ist etwas gelblicher Titanit erkennbar.
Abb. 13: Ein ähnlicher Granittyp fand sich anstehend in einem alten Steinbruch mit der passenden Bezeichnung „Rödberget“ („roter Berg“, Lokalität 3). Die angewitterte Oberfläche zeigt intensiv roten Alkalifeldspat, gelben Plagioklas und hellgrauen, etwas getrübten Quarz.Abb. 14: Detailbild einer frischen Bruchfläche, Aufnahme unter Wasser.
Der hellgraue bis schwach bläuliche und trübe Quarz bildet unklar konturierte, rissige Aggregate, ein deutlicher Hinweis auf Deformationserscheinungen. Auch der gelbe Plagioklas besitzt teilweise undeutliche Korngrenzen und ist an manchen Stellen von rotem Pigment durchsetzt. Roter Plagioklas ist von einigen Östergötland-Graniten aus dem Gebiet zwischen Linköping und Vätternsee bekannt, vom Siljan-Granit hingegen nicht (vgl. SMED & EHLERS 2002: 148).
Abb. 15: Vier Nahgeschiebe von bunten (Monzo)-Graniten aus dem nördlichen Småland. Das Anstehende liegt vermutlich nur wenig weiter nördlich, da sie an ihrem Fundort den Hauptteil der Geschiebe ausmachen. Lokalität 1, westlich vom Västra Lägern.Abb. 16: Abschlag vom Nahgeschiebe in Abb. 15, oben links: Granit bis Quarz-Syenit mit rotem Alkalifeldspat, gelbem Plagioklas und mäßig vielen dunklen Mineralen (Biotit). Wenig schwach bläulicher Quarz bildet kleine Körner und rundliche Ansammlungen.Abb. 17: Die Detailaufnahme zeigt Deformationserscheinungen in Gestalt von nahezu parallel verlaufenden Rissen in den Feldspäten. Diese Risse wurden später (ähnlich wie im Järeda-Granit) durch dunkle Minerale oder hellgrünen Epidot „verheilt“. In Partien mit dunklen Mineralen ist wieder etwas gelber Titanit zu erkennen.Abb. 18: Detail des Geschiebes in Abb. 15 oben rechts. Dieser Granit ist recht hell und nicht „bunt“. Er enthält Ansammlungen (Xenolithe?) aus hellgrünem Plagioklas und Hornblende. Die Quarze bilden überwiegend Einzelkörner und weniger massige Ansammlungen.Abb. 19: Nahgeschiebe eines titanitführenden Småland-Granits (Lokalität 6) mit unregelmäßigen Korngrenzen der Minerale.
Das unruhige Gefüge und Ansammlungen dunkler Minerale weisen auf interne Deformationserscheinungen hin. In der unteren Bildmitte ist ein Plagioklassaum um einen roten Alkalifeldspat erkennbar. Säume von Plagioklas und auch Titanit (gelb) treten in diesen bunten Småland-Graniten regelmäßig auf.
Abb. 20: Die Bruchfläche dieses Geschiebefundes (Lokalität 5) zeigt einen gleichkörnigen Granit mit einzelnen, von Plagioklas gesäumten Alkalifeldspäten. Die Färbung des Gesteins erinnert an den Garberg-Granit aus Dalarna.Abb. 21: Im Detailbild erkennt man größere und unregelmäßig körnige Haufen von offenbar zerdrücktem Quarz. Für eine Deformation/Granulierung spricht die xenomorphe Gestalt der kleineren Quarze. Zwei verschiedene Erscheinungsformen von Quarz (große, trübe und xenomorphe Quarze sowie kleine und gelegentlich eckige Quarze) treten gelegentlich in den Graniten des nördlichen Smålands auf.
Zusammenfassung der Unterscheidungsmerkmale der bunten Växjö-Granite vom Siljan-Granit:
Leichte interne Deformationserscheinungen, erkennbar an unruhigem Korngefüge bzw. unregelmäßigen Korngrenzen, optional an ketten- oder netzartigen Anhäufungen und Kumulationen dunkler Minerale.
Trübe, bläuliche oder graue Ansammlungen von Quarz über 5 mm Durchmesser, die auf Bruchflächen rau oder granuliert aussehen. Kleinere, eigengestaltliche Quarze können trotzdem vorkommen.
Biotit ist meist verbogen oder bildet unregelmäßige Anhäufungen und kommt nur selten in sechseckigen Plättchen vor. Hornblende (Amphibol) fehlt meist.
Alkalifeldspat kann Risse durch Kataklase aufweisen, die durch grüne oder dunkle Minerale verheilt wurden.
Plagioklas ist gelegentlich rot pigmentiert.
6. Beispiele aus dem Geschiebe
Eine Reihe von Geschiebefunden aus Norddeutschland wird mit den Beschreibungen nach bisherigem Erkenntnisstand verglichen. Die Unterscheidung der bunten Växjo-Granite von den Siljan-Typen und zusätzlich ähnlichen bunten Graniten mit undeformiertem Gefüge (z. B. aus dem Rätan-Massiv oder aus Rapakiwi-Vorkommen) ist eine anspruchsvolle Aufgabe und seine sichere Bestimmung mit Unsicherheiten behaftet. Abb. 22-31 zeigt Geschiebe, die anhand der Beschreibungen als Siljan-Granit angesprochen werden, Abb. 32-33 Funde, die eher nach N-Småland passen. Abb. 34-45 sind bunte Granite oder Monzogranite mit undeformiertem Gefüge, die nur bedingt mit der Beschreibung des Siljan-Granits übereinstimmen und auch aus anderen Vorkommen stammen könnten.
Abb. 22: Gleichkörniger Granit (Siljan-Granit) mit klarem Gefüge; Quarz kommt sowohl in größeren Ansammlungen als auch in kleineren, eigenständigen und runden bis eckigen Körnern vor. Manche der tiefer liegenden Quarze sind rauchgrau und transparent. Fund aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.Abb. 23: Die nasse Oberfläche zeigt größere, transparente Quarzpartien, die nicht milchig-trüb sind, wie es in den Växjö-Typen häufig der Fall ist, sondern transparent.Abb. 24: Gleich- und mittelkörniger Granit (Siljan-Granit?) mit blassrotem Alkalifeldspat, hellgrauem Quarz und schwach gelblichem Plagioklas. Fundort: Kiesgrube Horstfelde, südlich von Berlin.Abb. 25: Die Nahaufnahme zeigt neben xenomorphen Ansammlungen von Quarz auch kleinere und eckige Einzelkörner in Millimetergröße. Auf der Bruchfläche sind diese glasklar und weisen einen muscheligen Bruch auf. Der Granit lässt keine Deformationserscheinungen erkennen, es könnte sich um eine blassrote Variante des Siljan-Granits handeln.
Abb. 26-29 ist ein bunter Monzogranit, wahrscheinlich ein Siljan-Granit. Er enthält größere xenomorphe und kleinere idiomorphe Quarze. In Abb. 29 sind am rechten Bildrand in roten Alkalifeldspat eingeschlossene idiomorphe Quarze erkennbar. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.
Abb. 26: Aufnahme unter Wasser
Abb. 27: Detailaufnahme
Abb. 28: polierte Schnittfläche
Abb. 29: Nahaufnahme
Abb. 30: Blassroter und gleichkörniger Monzogranit (Siljan-Granit) ohne erkennbare Deformationserscheinungen. Kiesgrube Hohensaaten, Aufnahme unter Wasser.Abb. 31: Quarz bildet hellgraue und transparente Einzelkörner. Biotit zeigt gelegentlich sechseckige Umrisse und scheint nicht verbogen zu sein. Daneben kommt etwas Hornblende vor. Auch dieser Fund stimmt mit den Beschreibungen des Siljan-Granits weitgehend überein.Abb. 32: Ein Strandfund von Klein-Zicker/Rügen zeigt bereits auf den ersten Blick leichte Deformationserscheinungen: undeutliche Korngrenzen, längliche Anhäufungen von dunklen Mineralen und parallele Risse in den Alkalifeldspäten. Der Granit ähnelt der Anstehendprobe aus Abb. 7 und ist ein „Bunter Växjö-Granit“.Abb. 33: Bunter Monzogranit vom Växjö-Typ. Die Quarze sind weitgehend xenomorph ausgebildet. Breite 12,5 cm, Kiesgrube Althüttendorf/Brandenburg.Abb. 34: Grobkörniger Monzogranit mit leuchtend gelbem Plagioklas, ganz rechts im Bild auch als Saum um einen einzelnen Alkalifeldspat. Fundort: Kiesgrube Horstfelde, Aufnahme unter Wasser.Abb. 35: Detailaufnahme, nass fotografiert.
Auch hier sind wieder die Quarze interessant: Sie sind hell- bis mittelgrau, klar und bilden unregelmäßige Anhäufungen, aber kaum Einzelkörner. Die Herkunft dieses Fundes ist ungewiss. Weder scheint es sich um einen Siljan-Granit zu handeln noch besitzt der Fund Ähnlichkeit mit Graniten im nördlichen Småland. Dies nährt den Verdacht, dass es weitere Vorkommen von Graniten mit ähnlichen Merkmalen gibt.
Abb. 36: Kräftig roter und grobkörniger Granit mit deutlich weniger gelbem bis grünem Plagioklas als in den vorigen Beispielen. Biotit und etwas Hornblende sind in kleinen Nestern konzentriert. Fundort: Kiesgrube Horstfelde.Abb. 37: Nahaufnahme, nass fotografiert.
Die Vergrößerung Abb. 37 zeigt Quarze in (mindestens) zwei Generationen: Größere Ansammlungen von violettblauem Quarz zeigen Risse, die u. a. mit rotem Feldspat gefüllt sind. Kleine und eckige Quarze weisen teilweise Spuren magmatischer Korrosion auf und stecken auch mitten in den Alkalifeldspäten. Graphische Verwachsungen sind nicht erkennbar. Das Gefüge erscheint insgesamt undeformiert und ähnelt denen mancher Rapakiwi-Granite. Ob das Gestein aus dem Siljan-Gebiet stammt, wo auch rapakiwiartige Varianten vorkommen sollen (SMED & EHLERS 2002), bleibt ohne entsprechende Anstehendproben Spekulation.
Abb. 38: Blassroter Monzogranit mit größeren runden und kleineren idiomorphen Quarzen. Kiesgrube Penkun (Vorpommern), Aufnahme unter Wasser.Abb. 39: Nahaufnahme, nass fotografiert.Abb. 40: Monzogranit, teilweise hellem Plagioklas-Saum um einige der blassroten Alkalifeldspat-Einsprenglinge. Kiesgrube Horstfelde bei Berlin, Aufnahme unter Wasser.Abb. 41: Nahaufnahme, nass fotografiert: größere rundliche sowie zahlreiche winzige und idiomorphe (eckige) Quarze in der Grundmasse.Abb. 42: Heller Monzogranit (vgl. Abb. 3). Kiesgrube Niederlehme, Aufnahme unter Wasser.Abb. 43: Nahaufnahme.Abb. 44: Siljan-Granit?, Kiesgrube Damsdorf-Bochow bei Lehnin (Brandenburg), Breite 14 cm.Abb. 45: Detailaufnahme des Gefüges mit hypidiomorphen bis idiomorphen Quarzkörnern, nass fotografiert.Abb. 46: Porphyrischer Granit aus größeren roten und kleineren gelben Feldspäten, grauem Quarz und wenig dunklen Mineralen. Auf der Außenseite des Geschiebes waren auch von Plagioklas umsäumte Alkalifeldspäte erkennbar. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, Aufnahme unter Wasser.Abb. 47: Die Vergrößerung zeigt mehrere Generationen Quarz: große und runde, leicht trübe Quarze sowie eine Menge wesentlich kleinerer und eckiger Quarze. Stellenweise sind kleine Bereiche mit graphischen Verwachsungen aus Quarz und Feldspat erkennbar. Der Fund besitzt rapakiwiähnliche Merkmale. Ein ähnliches Gestein kommt im Rätan-Batholith vor.
Schon HOLMQUIST 1906 weist darauf hin, dass im Rätan-Batholith ganz ähnliche Granite wie im Gebiet der „jüngeren Granite aus Dalarne“ vorkommen, zu denen auch der Siljan-Granit zählt. Die Proben in Abb. 48-50 zeigen, dass weitere mögliche Liefergebiete (Rätan, Rapakiwi-Vorkommen?) bisher vielleicht zu wenig Berücksichtigung fanden.
Abb. 48: Polierte Fläche eines losen Steins aus dem Gebiet des Rätan-Granits (Lokalität 7).Abb. 49: In der Vergrößerung sind mehrere Quarz-Generationen erkennbar: große und runde sowie zahlreiche kleine und eckige Quarze; graphische Verwachsungen von Quarz und Feldspat fehlen.Abb. 50: Rätan-Granit (Lokalität 7), ein mittelkörniger und mafitarmer Granit mit kontrastreichem Gefüge aus rotem, durch perthitische Entmischung teilweise braun getöntem Alkalifeldspat, schneeweißem Plagioklas und individuellen, glasklaren bis leicht trüben Quarzkörner von hellgrauer, teilweise bläulicher Farbe. Es bestehen Ähnlichkeiten zum Siljan-Granit, lediglich die Farben der Feldspäte weichen ab (vgl. Geschiebefund Abb. 38).
7. Verzeichnis der Lokalitäten und Proben
Lokalität
Gestein
Fundort
Koordinaten (WGS84DD)
1
Geschiebe, u.a. bunte Småland-Monzogranite
Steinbruch 26, Vid Lertorp am Västra Lägern, E Askeryd.
57.808822, 15.064211
2
Geschiebe, u.a. bunte Småland-Monzogranite
Straßenanschnitt NE Eksjö, etwa Höhe Älghult
57.68151, 15.01129
3
Anstehender rot-gelber Småland-Monzogranit
Aufgelassener Steinbruch Rödberget
57.778243, 14.910449
4
Geschiebe, u.a. bunte Småland-Monzogranite
Kiesgrube, ca. 3 km NW Eksjö
57.69015, 14.93066
5
Geschiebe, u.a. bunte Småland-Monzogranite
Kiesgrube, ca. 8 km S Rydsnäs
57.74888, 15.16735
6
Geschiebe, u.a. bunte Småland-Monzogranite
Kiesgrube Nödavägen
57.720532, 15.172286
7
Rätan-Granit; M. Bräunlich leg.; Nummer 1044
Nördlich Älvros
62.06268, 14.65344
8
Siljan- oder Järna-Granit; D. Pittermann leg. (Probenr. S 37)
HOLMQUIST P J 1906 Studien über die Granite von Schweden – Bulletin of the Geological Institutions of the University of Upsala 1906.
HÖGDAHL K ET AL 2004 The Transscandinavian Igneous Belt (TIB) in Sweden: a review of its character and evolution – Geological Survey of Finland, Espoo 2004, Special Paper 37.
SMED P & EHLERS J 2002 Steine aus dem Norden – Bornträger-Verlag Stuttgart, 1. Auflage 1994, 2. Auflage (2002).
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 uim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – III+469 S., 118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. te., Leiden etc.(Brill).
Abb. 1: Hellglimmerführender Kugelsandstein, Strandgeröll von Misdroy (Westpolen).
Sandsteine mit kugeligen, auf der verwitterten Gesteinsoberfläche als Relief hervortretenden Konkretionen, werden als Kugelsandstein bezeichnet. Die Konkretionen sind Bereiche mit einer lokal verstärkten Zementierung der Sandstein-Matrix durch Calcit. Geschiebefunde von Kugelsandsteinen werden häufig den baltischen Devon-Vorkommen zugeordnet. Ähnliche Gesteine sind auch aus anderen geologischen Zeitaltern bekannt (Kambrium, Devon, Trias, Jura, Kreide). Geschiebefunde aus Brandenburg und von der polnischen Ostseeküste bei Misdroy (Westpolen) illustrieren die vielfältigen Ausprägungen dieses Gesteinstyps.
Ein auffälliges Merkmal der Kugeln ist der sog. „Calcitspiegel“: auf der Bruchfläche reflektiert ein Teil oder der gesamte Kugel-Anschnitt das einfallende Licht und zeigt eine matte Spiegelung (Abb. 4). Dies verrät, dass es sich um Einkristalle oder einen Zusammenschluss weniger größerer Kristalle handelt, eine Zementierung, die als poikilotopisch oder poikilitisch bezeichnet wird. Dabei werden die kleinen Quarzkörner der Sandsteinmatrix von großen Calcit-„Netzkristallen“ umschlossen. Der Calcitspiegel ist in devonischen Kugelsandsteinen, aber z. B. auch in Sandsteinen aus dem Keuper von Bornholm zu beobachten (Risebaek-Sandstein, Abb. 20).
1. Verbreitung der Kugelsandstein-Geschiebe
Kugelsandstein-Geschiebe sind im Baltikum weit verbreitet und dürften mehrheitlich den nahegelegenen Vorkommen des Mittel- bis Oberdevons entstammen (JENTZSCH 1882). Auch in weichselzeitlichen Ablagerungen im nördlichen und östlichen Brandenburg treten Kugelsandsteine häufiger auf (SCHNEIDER 1997), an den Stränden der westlichen Ostsee sind sie nur selten zu finden (RUDOLPH 2017). Die nördliche Verbreitungsgrenze liegt in Nord-Holstein und in Schonen (Abb. 5). Vereinzelte Funde sind auch aus Holland bekannt.
Offenbar wurden Kugelsandstein-Geschiebe aus devonischen Vorkommen zu Zeiten der Weichsel- und Warthe-Vereisung vermehrt aus ihrem östlichen Herkunftsgebiet Richtung Westen transportiert. Warthezeitliche Ablagerungen, insbesondere die sog. „Vastorfer Geschiebegemeinschaft“ (GAUGER & MEYER 1970, SCHULZ 2003: 297f) zeichnen sich durch erhöhte Anteile von Gesteinen aus östlichen Liefergebieten aus. Diese „ostbaltische“ Geschiebegemeinschaft kennzeichnet ein hoher Anteil an Aland-Kristallin und rotem Ostsee-Quarzporphyr sowie Sedimentgesteinen aus dem Baltikum und dem angrenzenden Ostseeraum: Dolomite (vermutlich aus dem Grenzbereich Obersilur/Unterdevon) sowie „Old-Red“-Sandsteine (glimmerreicher Rotsandstein aus dem Unterdevon).
Abb. 5: Kartenskizze mit der Verbreitung von Mittel- und Oberdevon im Baltikum (nach SCHULZ 2003) sowie ausgewählten Fundorten von Kugelsandstein-Geschieben.
2. Beschreibung
Eine ausführliche Darstellung zu Vorkommen, Petrographie sowie eine Untersuchung von mehr als 260 Geschiebefunden ist der Arbeit von BARTOLOMÄUS et al 2004, eine ergänzende Beschreibung SCHULZ 2003: 295-296 zu entnehmen.
Der häufigste Geschiebetyp sind hellgraue und fein- bis mittelkörnige Sandsteine, die überwiegend aus klaren Quarzkörnern bestehen und mitunter reichlich Hellglimmer führen (Abb.1-4, 6-9). Eine klare Schichtung ist meist nicht erkennbar. Grünlicher Glaukonit kommt regelmäßig vor und kann durch Oxidation gelbliche bis bräunliche Verfärbungen auf der Gesteinsoberfläche hinterlassen. Hin und wieder sind Tongallen, Toneisenstein-Gerölle, Limonitkonkretionen, selten Phosphoritkonkretionen sowie Anreicherungen von Schwermineralen (Granat, Zirkon) zu beobachten.
Die Calcit-Konkretionen treten auf der verwitterten Geschiebeoberfläche gewöhnlich als halbkugelige Aggregate reliefartig hervor. Ihr Durchmesser variiert von Fund zu Fund (2-20 mm, ausnahmsweise auch größer), ist innerhalb eines einzelnen Geschiebes aber recht einheitlich, ebenso die Dichte der Kugelpackung. Die Kugeln können perlenkettenartig entlang oder senkrecht zur Schichtung angeordnet sein. Auch Funde von Einzelkugeln oder Kugelpaaren bis Walnussgröße bekannt (Abb. 12). Gering verfestigte Sandsteine mit ausgewitterter Matrix können ausschließlich aus diesen kugeligen Konkretionen bestehen (Abb. 6).
Ein zweiter Geschiebetyp ist gelblichbraun gefärbt und enthält kleinere, häufig zonierte bzw. konzentrisch aufgebaute Kugeln (Abb. 23-30). Eine Reliefbildung dieser Kugeln durch selektive Auswitterung weist auf eine Änderung der Zusammensetzung des Zements während der Diagenese hin. Die Kugelzentren können konvex (leichter verwitterbar) oder konkav (z. B. bei kieselig gebundenen Zwickeln) ausgebildet sein. Rostbraun verwitternde Ringe lassen auf eine Hydrolyse anteilig enthaltener Fe-Karbonate schließen, die rostbraune Gesamtfärbung der Gesteine auf eine Verwitterung enthaltenen Glaukonits (Abb. 28). Glaukonitische Sandsteine mit „Calcitspiegel“ bzw. poikilotopischem Zement sind nicht nur aus dem Devon, sondern auch aus dem Unterkambrium bekannt. Weisen die kugeligen Konkretionen statt Calcitspiegel glitzernde Flächen aus vielen kleinen Calcit-Kristallen auf, handelt es sich um einen sparitischen Zement, wie er aus den Kugelsandsteinen aus dem Lias von Schonen oder dem Stettiner Gestein bekannt ist (s. u.).
Rote Kugelsandsteine sind selten („Old-Red“-Sandstein). Abb. 18-19 zeigt einen glimmerreichen, auf der Vorderseite hellen Sandstein mit kugeligen Konkretionen, auf der Rückseite ist er gelblich-rot gefärbt.
Abb. 6: Großes Kugelsandstein-Geschiebe (Breite 24 cm). Der Sandstein zwischen den Calcit-Konkretionen war offenbar nur locker zementiert und wurde vollständig ausgewittert. Kiesgrube Niederlehme, Slg. St. Schneider.Abb. 7: Heller Sandstein mit viel Hellglimmer und undeutlich entwickelter Kugeltextur. Breite 16 cm, Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.Abb. 8: Bruchfläche eines gelblichgrünen und glaukonitführenden Kugelsandsteins, Kiesgrube Glöwen (NW-Brandenburg).Abb. 9: Geschichteter Sandstein mit kugeligen Kalzit-Konkretionen. Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg.Abb. 10: Mäßig verfestigter Sandstein mit kugeligen Aggregaten, Kiesgrube Hoppegarten (Brandenburg).Abb. 11: Gelblicher Kugelsandstein, Kiesgrube Glöwen (NW-Brandenburg).Abb. 12: Kugelsandstein-Geschiebe als Kugelpaar (Kiesgrube Horstfelde, Brandenburg).Abb. 13: Kugel-Drilling mit limonithaltigen Lithoklasten. Kiesgrube Hohensaaten (Ostbrandenburg).Abb. 14: Kugelsandstein, Oderberg-Bralitz, leg. W. Bennhold, Geschiebesammlung im Museum Fürstenwalde.Abb. 15: Kugelsandstein-Geschiebe, Fundort: Karlekau, Kreis Putzig (ehem. Westpreußen, heute województwo pomorskie), etwa 20 km nördlich von Danzig. W. Bennhold leg., Sammlung im Museum Fürstenwalde.
Die Erwartung, im Gebiet der Danziger Bucht vermehrt auf Kugelsandstein-Geschiebe zu treffen, bestätigte sich bei einem Besuch vor Ort nicht, lediglich ein einziger Fund konnte dokumentiert werden (Abb. 16).
Abb. 16: Sandstein aus dem Gebiet der Danziger Bucht mit Ansätzen einer kugeligen Verwitterung. Strandgeröll von Jastrzębia Góra (PL), Breite 11 cm.Abb. 17: Kugelsandstein, Geschiebe aus Südschweden vom Geröllstrand in Kåseberga (SE-Schonen, vgl. Abb. 5). Breite 21 cm.Abb. 18: Hellgrauer Sandstein mit kugeliger Verwitterung. Fundort Müssenthin, Breite 13 cm, Slg. S. Mantei.Abb. 19: Der gleiche Stein ist auf der Rückseite rotbraun gefärbt und weist Ansätze von Rippelmarken auf. Auffällig ist der hohe Hellglimmer-Anteil, wie er aus den devonischen Old-Red-Sandsteinen bekannt ist.
3. Vorkommen
Kugelsandsteine sind vor allem aus dem Mittel- und Unter-Devon des Baltikums bekannt (Abb. 5). Anstehendes Devon mit mehreren Horizonten von Kugelsandstein streicht in den Erosionstälern der großen Flüsse in Estland und Lettland aus. Die Vorkommen setzen sich am Boden der Ostsee in südwestlicher Richtung bis etwa in den Raum nördlich von Danzig fort, bevor sie unter jüngeren Sedimentschichten abtauchen. In Lettland finden sich anstehend kaum glaukonitische und keine kieselig zementierten Kugelsandsteine. „Deshalb ist anzunehmen, dass die Kugelsandsteine eher von petrographisch unbekannten untermeerischen Ausstrichen des mittleren Devons in der östlichen Ostsee abzuleiten sind.” (BARTOLOMÄUS et al 2004).
Merkmale des devonischen Kugelsandsteins sind neben dem Calcitspiegel ein hoher Glimmergehalt sowie ggf. enthaltene Wühlspuren (BARTOLOMÄUS et al 2004). Calcit kann zusätzlich in Form von Röhren oder Nestern enthalten sein. Auch Tongallen sollen bevorzugt im devonischen Kugelsandstein auftreten. Apatitische Reste von Fischen oder Fischartigen (weiß, meist aber gelblich, rötlich, bräunlich bis sehr dunkel) sind in der Regel nur mikroskopisch erkennbar. Sowohl die beschriebene helle (Abb. 1-4, 6-9), als auch die limonitreiche zweite Variante (Abb. 23-30) dürften aufgrund gehäufter Funde in Ost-Brandenburg dem Devon zuzurechnen sein. Ein Vergleich mit Anstehendproben ist bislang noch nicht erfolgt.
Kugelige Verwitterungsformen sind auch vom Risebaek-Sandstein (RUDOLPH 2017: 272) aus dem Keuper von Bornholm bekannt. Der Risebaek-Sandstein soll einen sparitischen Zement besitzen, die vorliegenden Lesesteine von Bornholm (Abb. 20-22) weisen allerdings einen Calcitspiegel auf. Die Schichtflächen der oftmals mürben Sandsteine können kohlige Pflanzenreste enthalten.
Abb. 20: Kugelsandstein mit Calcit-Spiegel, Strandgeröll, einige 100 m westlich von Risegard (Bornholm), leg. S. Mantei.Abb. 21: Risebaek-Sandstein mit undeutlicher kugeliger Verwitterung. Risegard (Bornholm), leg. S. Mantei.Abb. 22: Gleicher Stein, Nahaufnahme; Quarzsandstein mit kohligen Pflanzenresten.
BARTOLOMÄUS et al 2004 nennen weitere Vorkommen von Kugelsandsteinen:
aus dem Lias von Schonen (sparitischer Zement);
kugelige Verwitterungsformen und poikilotopischer Zement im Paradoxissimus-Sandstein, in mittel- und oberkambrischen Sandsteinen und im seltenen ordovizischen Obolus-Sandstein.
Mesozoische Kalksteine bilden meist nur undeutliche Halbkugeln aus: sandige Rhät/Lias-Gesteine (mit Fe- und Mn-reichem Calcit), Unterkreide-Sandsteine (Wealden), mesozoische Gesteine (meist mit Fossilresten wie Muschelschalen), Oberkreide-Sandstein mit Phosphoriten (fossilfrei).
weitere Geschiebe mit ungewisser stratigraphischer Stellung;
Dolomite mit angedeutet kugelförmigem Relief.
In einer Variante des „Postsilurischen Konglomerats“ wurden Gerölle von Kugelsandstein gefunden (Schulz 2003: 315).
Aus Ost-Brandenburg sind Funde fein- bis mittelkörniger oligozäner Kugelsandsteine mit 0,2 – 0,5 cm großen Knollen und sparitischem Zement bekannt (SCHULZ 2003). Rund um die Oderbucht finden sich bis dm-große, kugelig-knollige Konkretionen aus dem mitteloligozänen Stettiner Gestein („Stettiner Kugeln“), die Fossilien enthalten können (z. B. Fischotolithe, s. HUCKE & VOIGT 1967:106, PITTERMANN 2010). Eine Kuriosität sind die sog. „Kartoffelsteine“ (höheres Mitteloligozän), fein- bis mittelkörnige Sandsteine mit kugeligen bis wulstigen Konkretionen, die eine Größe von 20-50 cm erreichen können und den mitteloligozänen Stettiner Sanden entstammen sollen (Abb. 46). Sie weisen einen limonitischen und calcitischen Zement, aber keinen Calcitspiegel auf (vgl. SCHULZ 1964, HUCKE & VOIGT 1967:106). Ein Großgeschiebe eines „Kartoffelsteins“ ist im Müritzeum in Waren (Müritz) ausgestellt (KÜSTER & GÜNTHER 2023).
4. Weitere Geschiebefunde
Abb. 23-30 zeigen Geschiebefunde des oben beschriebenen zweiten Kugelsandstein-Typs mit brauner Gesamtfärbung und/oder braunen, häufig auch mehrfach zonierten Kugeln.
Abb. 23: Kugelsandstein mit zonar aufgebauten Kugeln. Kiesgrube Hohensaaten (Ost-Brandenburg).Abb. 24: Nahaufnahme. Der helle und kugelförmige Kern der runden Aggregate, gelegentlich mit einem dunklen Mineralkorn in ihrem Zentrum, ist von einem rostig-braunen Ring umgeben. Das Bindemittel ist hier offenbar leichter verwitterbar, z. B. durch Beimengungen von Fe-Karbonaten, während die umgebende Matrix wiederum reliefartig hervortritt.Abb. 25: Gelblich-grüner und glaukonithaltiger Kugelsandstein, links mit halbkugeligen, rechts mit konzentrisch aufgebauten, in der Mitte konkav ausgewitterten Konkretionen. Kiesgrube Hoppegarten (Brandenburg).Abb. 26: Rostfarbener Kugelsandstein mit ringförmiger Limonit-Konkretion. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.Abb. 27: Kugelsandstein, Breite 10 cm, Kiesgrube Horstfelde bei Berlin.Abb. 28: Die grünliche Färbung auf der Bruchfläche dieses Fundes weist auf enthaltenen Glaukonit hin. Kiesgrube Althüttendorf (Brandenburg).Abb. 29: Kugelsandstein, Kiesgrube Glöwen bei Havelberg (NW-Brandenburg).Abb. 30: Gleicher Stein, Seitenansicht.
An der polnischen Ostseeküste bei Misdroy und in der näheren Umgebung konnten während eines einzigen Besuchs etwa ein Dutzend verschiedene Typen von Kugelsandsteinen gesammelt werden, vor allem limonithaltige Typen (Abb. 31-39). Die stratigraphische Stellung der Funde ist teilweise ungewiss, sie könnten aus den zahlreichen Jura-Schollen in dem Gebiet stammen, aber auch Rhät-Lias kommt in Frage.
Abb. 31: Limonitischer Kugelsandstein
Abb. 32: gleicher Stein, Rückseite
Abb. 33: Kugelsandstein
Abb. 34: Limonitischer Kugelsandstein
Abb. 35: Kugelsandstein, Breite 18 cm, mit Ichnofossil Skolithos auf der Rückseite.
Abb. 36: Heller Kugelsandstein
Abb. 37: Geschichteter glaukonitischer Sandstein mit halbkugeligen Verwitterungsformen auf der Schichtebene. Kiesgrube Miodowice II, Polen.Abb. 38: Gleicher Stein, Blick auf die Schichtfläche.
Wahrscheinlich aus einer Dogger-Scholle auf der polnischen Insel Gristow (Wyspa Chrząszczewska) stammt ein Limonit-Sandstein, der kugelige Verwitterungsformen mit konkaven Vertiefungen aufweist. Unbestimmbare Schalenreste sind erkennbar, ein Calcitspiegel fehlt (Abb. 39).
Abb. 39: Limonitsandstein (Dogger?) mit konkaven ausgewitterten und eher schaligen als kugeligen Konkretionen. Loser Stein aus einer Jurascholle auf der Insel Gristow/Polen.
Bisweilen finden sich helle Sandsteine mit runden, verstärkt durch Kalzit zementierten, aber nicht kugeligen Aggregaten. Möglicherweise ist die Verwitterung nicht weit genug fortgeschritten oder die Zementierung der Matrix außerhalb der Konkretionen ähnlich fest. Die Gesteine reagieren auf HCl, die runden Aggregate weisen auf der Bruchfläche einen Calcitspiegel auf.
Abb. 40: Kiesgrube Teschendorf, Breite 11,5 cm.
Abb. 41: Müssenthin, Slg. S. Mantei, Breite 13 cm.
Abb. 42: Kiesgrube Hohensaaten, Breite 13 cm.
Kugelige, karbonatzementierte Konkretionen, entstanden durch radiale Ausbreitung zementierender Lösungen im Sediment, lassen sich auch in sandigen Glazialablagerungen beobachten (ELBRACHT & SCHÖNING 2011). Diese Bildungen sind meist nur gering verfestigt.
Abb. 43: Gering verfestigter, rezenter Kugelsandstein aus der Grube Vastorf bei Lüneburg, Breite 20 cm.Abb. 44: Rezente Kugelbildung in einem geschichteten Sandstein (Schichtebene im Bild senkrecht). Höhe etwa 17 cm, Slg. S. Mantei.Abb. 45: Kugelige Sandstein-Konkretion am Strand von Dwasieden (Rügen), Breite 35 cm.Abb. 46: Große wulstige Konkretionen in einem limonitischen Sandstein, wahrscheinlich ein oligozäner „Kartoffelstein“; Geschiebe in der Kiesgrube Arendsee-Weggun (Brandenburg), Breite 50 cm.Abb. 47: Wulstige Sandstein-Konkretion. Kiesgrube Groß-Ziethen, Sammlung Bennhold, Museum Fürstenwalde. Solche nur leicht verfestigten gelblichbraunen konkretionären Sandsteine ließen sich bislang stratigraphisch nicht näher zuordnen (Dogger, Oligozän?).
5. Literatur
BARTOLOMÄUS WA, REINHOLD C & SOLCHER J 1997 Ein devonisches Sandsteingeschiebe des Old Red 1. Petrographie und Diagenese – Archiv für Geschiebekunde 2 (3): 121-139, 1 Taf., 5 Abb., 3 Tab., Hamburg.
BARTOLOMÄUS WA, STINKULIS G, ELBRACHT J, LAGING P & SCHNEIDER S 2004 Petrographie und Fossilbestand erratischer Kugelsandsteine (Devon) – Archiv für Geschiebekunde 3 (8/12) [Schallreuter-Festschrift]: 557-594, 8 Taf., 8 Abb., 4 Tab., Greifswald.
ELBRACHT J & SCHÖNING H 2011 Karbonatzementierte Schmelzwasser-Ablagerungen an der Vossegge bei Bad Iburg (Südwest-Niedersachsen) – Geschiebekunde aktuell, Sonderheft 9: 67-78, 1 Taf., 8 Abb., Hamburg/Greifswald, Oktober 2011.
GAUGER W & MEYER K-D 1970 Ostbaltische Geschiebe (Dolomite, Old Red-Sandsteine) im Gebiet zwischen Lüneburg und Uelzen – Der Geschiebesammler 5 (1): 1-12, 1 Abb., 2 Tab., Hamburg.
HUCKE K 1967 Einführung in die Geschiebeforschung (Sedimentärgeschiebe) – Nach dem Tode des Verfassers herausgegeben und erweitert von Ehrhard Voigt (Hamburg) – 132 S., 50 Taf., 24 Abb., 1 Bildnis, 5 Tab., 2 Ktn., Oldenzaal (Nederlandse Geologische Vereniging).
JENTZSCH A 1882 Ueber Kugelsandsteine als charakteristische Diluvialgeschiebe – Jahrbuch der Königlich Preußischen Geologischen Landesanstalt und Bergakademie [2] (für 1881): 571-582, Taf. 18, 2 Tab., Berlin.
KÜSTER M & GÜNTHER A 2023 Der „Kartoffelstein“ im Müritzeum in Waren (Müritz) – Geschichte und Bedeutung eines sedimentären Findlings in Mecklenburg-Vorpommern – Geschiebekunde aktuell 39 (1): 25-31, 3 Abb. – Hamburg/Greifswald Februar 2023.
PITTERMANN D 2010 Soldiner und Stettiner Gestein – Oligozäne Geschiebe aus dem Gebiet der Neumark und Pommerns [Soldin and Stettin Rocks – Oligocene Geschiebes (glacial erratic boulders) of Neumark and Eastern Pomerania] – Geschiebekunde aktuell, Sonderheft 8: 41-50, 6 farb. Abb., Hamburg / Greifswald.
RUDOLPH F 2017 Das große Buch der Strandsteine; Die 300 häufigsten Steine an Nord- und Ostsee – 300 S., zahlr. farb. Abb., Neumünster (Wachholtz Murmann Publishers), ISBN 978-3-529-05467-9.
SCHNEIDER S 1997 Devon-Geschiebe aus der Umgebung von Berlin – ZWANZIG M & LÖSER H (Hrsg.) Berliner Beiträge zur Geschiebeforschung: 73-79, Taf. 12-14, 2 Tab., Dresden (CPress Verl.).
SCHULZ W 1964 Die Findlinge Mecklenburgs als Naturdenkmäler – Archiv für Naturschutz und Landschaftsforschung 4 (3): 99-130, 11 Abb., 3 Tab., Berlin.
SCHULZ W 2003 Geologischer Führer für den norddeutschen Geschiebesammler – 508 S., 446+42 meist farb. kapitelweise num. Abb., 1 Kte. als Beil., Schwerin (cw Verlagsgruppe).
Abb. 1: Trias-Konglomerat, Außenseite löchrig durch ausgewitterte Lithoklasten. Fundort: Nienhagen bei Rostock; leg. G. Engelhardt.
In den Kiesgruben Brandenburgs findet sich nicht selten ein bestimmter Lithotyp monomikter Konglomerate mit bunten Mergel-Lithoklasten, sandiger Matrix und sparitischem Kalzit-Zement. Einige Lithoklasten weisen kalzitgefüllte Risse auf, die als Caliche-Konkretionen aus aufgearbeiteten ariden Bodenhorizonten interpretiert wurden. Die Gesteine sind fossilfrei, eine stratigraphische Zuordnung dadurch erschwert. Es bestehen aber lithologische Übereinstimmungen mit Gesteinen aus der Kågerød-Formation/ Risebæk-Member (Ober-Trias) von Bornholm. Konglomerate in ähnlicher Fazies könnten auch aus dem Devon zu erwarten sein, diese dürften als Geschiebe aber viel seltener auftreten. Der vorliegende Beitrag schließt an die Arbeit von TORBOHM & BARTOLOMÄUS 2018 an und stellt eine Reihe weitere Funde vor.
Abb. 2: Gleicher Stein, Bruchfläche; bunte Mergelstein-Lithoklasten mit gedämpften Farben.Abb. 3: Die Matrix besteht aus hellen Quarzkörnern, gebunden durch einen sparitischen Kalzit-Zement.
1. Beschreibung
Geschiebefunde dieses Konglomerat-Typs unterscheiden sich etwas in Bezug auf Farbgebung und Gefüge, weisen aber einige gemeinsame Eigenschaften auf. Auf der Außenseite, manchmal auch auf der Bruchfläche, können Hohlräume durch ausgewitterte Lithoklasten erkennbar sein (Abb. 1). Sowohl Lithoklasten als auch Zement reagieren heftig mit verdünnter (10%iger) Salzsäure. An den Lithoklasten ist ein „Absanden“ von braunem Feinsand oder Schluff zu beobachten. Der sparitische (=kristalline) Kalzitzement besteht aus durchsichtigem bis durchscheinendem Kalzit. In manchen Konglomeraten ist der kristalline Kalzit direkt sichtbar (z. B. Abb. 3, 5), seltener kommt auch mikritischer Zement vor. Reichlich kantige bis mäßig gerundete und durchscheinende klastische Quarzkörner der Fein- bis Mittelsandfraktion bilden die Matrix.
Die kantengerundeten bis gut gerundeten und relativ gleichkörnigen Lithoklasten besitzen gedämpfte Farben (gelblich, orange, rot, grün, braun) und unterscheiden sich in Farbgebung und Komposition von Stück zu Stück. Es handelt sich überwiegend um Mergelstein-Lithoklasten, die gelegentlich kleine detritische Quarzkörner enthalten; untergeordnet kommen auch Sandstein-Lithoklasten vor. Einige Mergelsteine weisen randliche Umfärbungen von gelb nach rot auf (Abb. 5), die offenbar nach ihrer Ablagerung als Geröll erfolgten und einen Hinweis auf ein semiarides Klima geben. Andere Lithoklasten lassen tangential umlaufende und zentral angelegte Schwundrisse erkennen, die mit Kalzit verfüllt wurden und konkretionären Caliche-Bildungen ähneln (z. B. oben rechts in Abb. 8).
Gelegentlich sind gradierte Schichtung und Übergänge in konglomeratischen Sandstein zu beobachten (Abb. 7). Adern aus kristallinem Kalzit können das Gestein durchziehen (Abb. 9). Fossilien oder Reste davon sollen laut der Beschreibung von KNAUST 1997 zwar vorkommen, konnten aber in keinem der vorliegenden Funde entdeckt werden.
2. Entstehung
Die Beschreibung der Konglomerate verrät bereits etwas über ihre Entstehung. Rot- und gelbbraune Färbungen der intraformationalen Mergelstein-Lithoklasten und ihre randlichen, nach der Ablagerung entstandenen Umfärbungen sind ein Hinweis auf ein semiarides, fluviatiles Environment. Das Auftreten von Caliche-Konkretionen als Relikte einer kalzitzementierten semiariden Bodenbildung spricht für ein terrestrisches bis flachmarines Ablagerungsmillieu. Sowohl überwiegend aus flachmarinen Karbonatsystemen stammende devonische Konglomeratbildungen als auch terrestrisch-fluviatile Calcretes (= kalzitzementierte Bodenhorizonte) der Trias besitzen eine ähnliche Entstehungsweise und Ausprägung.
Als Caliche (auch Calcrete oder Duricrust) bezeichnet man Bodenhorizonte, in dem die Zwischenräume der Partikel (oft poröses Material) durch einen Karbonat-Zement miteinander verbunden sind. Meist handelt es sich um Kalziumcarbonat, aber auch Zemente aus Magnesiumcarbonat, Gips, Eisenoxiden, kieseligen Zementen oder Kombinationen sind bekannt. Der Bodentyp ist in aridem oder semiaridem Klima verbreitet und entsteht durch Anreicherung von CaCO3, ausgelaugt in den oberen Bodenschichten, versickert und wieder ausgefällt in tieferen Bodenschichten – zuerst als kleine Körner oder Überzüge (coatings) auf Mineralkörnern, später als kompakte, bis 1 m mächtige Schicht. Auch die Aufwärtsbewegung von Wässern kann zur Ausfällung von Karbonaten führen – durch Verdunstung und Übersättigung oder mit Hilfe der Vegetation, die Wasser aus dem Boden zieht, wobei nicht benötigte Minerale ausgeschieden werden (vgl. geology.com).
Abb. 4: Klastengestütztes Trias-Konglomerat, Schlifffläche, Aufnahme unter Wasser; Geschiebe aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide (G. Engelhardt leg.), Abmessungen 67×43×26 mm.Abb. 5: Nahaufnahme; Quarzkörner als Matrix treten stark zurück, der sparitische (kristalline) Kalzit-Zement ist deutlich erkennbar. Lithoklasten mit kalzitgefüllten Schwundrissen werden als Caliche-Knollen interpretiert.Abb. 6: Ein weiteres Trias-Konglomerat aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide (G. Engelhardt leg.), Abmessungen 68×47×31 mm, Teilstück eines größeren Geschiebes, Aufnahme einer Schnittfläche unter Wasser.Abb. 7: Trias-Konglomerat (Kiesgrube Fresdorfer Heide, G. Engelhardt leg.), ursprüngliche Größe etwa 112×85×54mm, Aufnahme unter Wasser. Von rechts nach links Übergang von einem klastengestützten Konglomerat in einen konglomeratischen Sandstein.Abb. 8: Gleicher Stein, Nahaufnahme unter Wasser; an einigen Lithoklasten (v. a. rechts oben) sind die kalzitgefüllten Schrumpfungsrisse gut erkennbar.Abb. 9: Trias-Konglomerat, Kiesgrube Fresdorfer Heide (G. Engelhardt leg.), polierte Schnittfläche. Deutlich ist eine Einregelung der Lithoklasten erkennbar; nach unten Übergang in einen konglomeratischen Sandstein. Kalzitadern mit verschiedenen Zementgenerationen durchziehen das Gestein.Abb. 10: Nahaufnahme.
3. Herkunft und Alter
Das Erscheinungsbild der Konglomerate deckt sich mit Beschreibungen von Mittel-/Obertrias-Konglomeraten der Südküste Bornholms (Kågerød-Formation/ Risebæk-Member). Die Schichten werden ins Untere Karnium bis Obere Ladinium gestellt, dies entspricht in etwa dem Übergang zwischen Oberem Muschelkalk und Unterem Keuper. KNAUST 1997 stellt drei Lithotypen von Trias-Geschieben vor: Caliche-Bildungen, Konglomerate und Sandsteine. Die vorliegenden Konglomerat-Proben von Bornholm (Abb. 11-15) weichen lithologisch etwas von den bisher gezeigten Geschiebefunden ab; sie enthalten überwiegend helle oder graue, nur vereinzelt rote oder gelbliche Lithoklasten, zudem sind die Gesteine recht weich und zerfallen leicht. Aber auch dieser Lithotyp ist als Geschiebe zu finden (Abb. 16); ferner konnte ein Übergang desselben in den bunten Lithotyp an einem Großgeschiebe beobachtet werden (Abb. 19-26).
Abb. 11: Anstehendprobe vom Risebækken/Bornholm (J. Kalbe leg.)Abb. 12: Nahaufnahme; weiße und graue, nur wenig „bunte“ Lithoklasten.Abb. 13: Ähnlicher Lithotyp, Strandgeröll von Risegard/Bornholm (S. Mantei leg.).
Ein Abschlag von einem größeren kantigen Block am Risebækken auf Bornholm sieht schon etwas „bunter“ aus.
Abb. 14: Loser Stein vom Risebaekken (T. Wehrend leg.), Schnittfläche.Abb. 15: Nahaufnahme; sparitischer Kalzit-Zement, sandige Matrix, bunte Mergelsteinklasten sowie eine Caliche-Knolle mit kalzitgefüllten Schwundrissen.
Es bestehen Ähnlichkeiten der Trias-Konglomerat-Geschiebe mit devonischen Konglomeraten, z. B. das „Bunte Konglomerat mit Fischresten“ in HUCKE 1967. RUDOLPH 2008 (Farbfoto S. 208) bildet ein Geschiebe ab, das sich petrographisch von den hier gezeigten nicht unterscheiden lässt. Die devonischen Konglomerate scheinen aber überwiegend dolomitisch gebunden zu sein und weisen eine rötliche Grundfarbe sowie blassere Farben der Lithoklasten auf (Abb. 54). Das Fehlen von Fossilien macht die Einordnung von Geschiebefunden problematisch, hilfreich wären schwarz- bis hellglänzende Fischreste. So gab es in der Triaszeit keine Hautzähne führenden Agnathen/ Acanthodier mehr. Fossilien, darunter Fischreste (Knochen, Wirbel und vor allem Mundzähne), können zwar auch in den Triaskonglomeraten vorkommen, sind aber wohl sehr selten. Zur Abgrenzung von bunten Trias- und Devonkonglomeraten sei hier verkürzt eine Unterscheidungshilfe aus KNAUST 1997: 64 ff) wiedergegeben:
Devonkonglomerate:
Komponenten und Matrix und Zement vorwiegend dolomitisch.
vereinzelte Caliche-Knollen.
Mikrobenmatten (Biolaminit-Intraklasten) vorhanden, vermutlich aber selten zu beobachten.
schwarz- bis hellglänzende Fischreste: vorw. Schuppen (=Hautzähne) von Placodermi.
Detritische Minerale: Dolomit, Evaporite.
Verwitterungserscheinung: vorwiegend limonitisiert. (Anmerkung: den Verfassern bekannte schuppenführende Geschiebe sind dunkel, aber nicht limonitisiert.)
Fossilien auch im Anstehenden selten: gelegentlich fossile Mollusken- und Wirbeltierreste; Pflanzenreste, vereinzelt kleine Fischschuppen in Caliche-Horizonten angereichert.
Detritische Minerale: Quarz, Feldspat, Glimmer.
Verwitterung: vorwiegend Hämatitisierung.
Die Differentialdiagnose von Devon- und Triasgeschieben gelingt in der Praxis nur bedingt. Die Gründe liegen in der weiten faziellen Verzahnung bekannter Konglomerat-Vorkommen sowie der möglichen Existenz bisher nicht bekannter oder beschriebener Vorkommen mit unbekannter Lithofazies. Zudem können Devongeschiebe durchaus als detritische Minerale Quarz, Feldspat und Glimmer führen. Als Komponenten können ebenso silikatische Gesteine vorkommen, als Zement Kalzit statt Dolomit. HUCKE 1967: S. 67f + Abb. 10 beschreibt das „bunte Konglomerat mit Fischresten“ mit grauem, kalzitischem, z.T. sandigem Bindemittel, „in dem vorwiegend braune, rotbraune und hellgelbe Gerölle und rote Letten in dichter Lagerung eingebettet sind“. Auch offene oder verfüllte Hohlräume im Bindemittel können in beiden Konglomerattypen vorkommen. Die devonischen Konglomerate scheinen aber ein ausgesprochen seltener Geschiebefund zu sein. So lassen sich im östlichen Brandenburg regelmäßig bis häufig devonische Geschiebe beobachten (Dolomite, Kugelsandsteine, SCHNEIDER 1997), ein eindeutig als devonisch bestimmtes „buntes Konglomerat mit Fischresten“ war bisher nicht darunter (pers. Mitteilung St. Schneider, Berlin).
Die hier gezeigten Funde werden aufgrund der hohen Übereinstimmung mit den Beschreibungen von KNAUST 1997 sowie nach Abgleich mit Beschreibungen von devonischen Konglomeraten anderer Autoren (BROTZEN 1933-34, SCUPIN 1928 HEIDRICH 1964, HUCKE 1967, KIESOW 1884, LOEWE 1912) als Triaskonglomerate angesehen, wie sie an der Südküste von Bornholm auftreten. Ein Abgleich mit der umfangreichen Literatur zu anstehendem konglomeratischem Rhätolias im südschwedischen Schonen ergab keine Hinweise auf vergleichbare Gesteinstypen. Konglomerate der Oberkreide mit sandiger Matrix und kreidigem Zement enthalten überwiegend Quarz-Lithoklasten, untergeordnet Tonsteine oder kristalline Gesteine, aber keine Mergelsteine, zudem keinen sparitischen Zement.
Der Geschiebetyp gehört keineswegs zu den seltenen Geschiebefunden in Brandenburg, Mecklenburg und Vorpommern (BUCHHOLZ et al 2015). In Schleswig-Holstein ist er möglicherweise weniger verbreitet (pers. Mitteilung F. Rudolph). Als Hauptverbreitungsgebiet nennt KNAUST 1997 die Ablagerungen der Brandenburger Randlage, vermutlich auch schon des saalekaltzeitlichen Warthe-Stadiums. Die Einstufung der Triaskonglomerate als Leitgeschiebe ist allerdings kritisch zu sehen, da es über die untermeerische Fortsetzung der mesozoischen Aufschlüsse von Bornholm im weiter südlich gelegenen Ostseeraum (Rønne-Graben) keine gesicherten Erkenntnisse gibt. KNAUST 1997 begründet den Status als Leitgeschiebe mit Fundhäufungen auf der Greifswalder Oie, untergeordnet auf Rügen, also Landgebieten, die dem Anstehenden am nächsten liegen. Allerdings ist eine hinreichende stratigraphische Ansprache von Funden, allein anhand der Lithologie und ohne mesozoischen Fossilbestand, kaum möglich.
4. Geschiebefunde
In mehrjähriger Sammeltätigkeit konnten bislang etwa 30 Funde aus Brandenburg zusammengetragen werden. Sie stammen zumeist aus weichselkaltzeitlichen Schmelzwasserablagerungen des Brandenburger Stadiums, mit der höchsten Funddichte in der südlich von Potsdam gelegenen Kiesgrube Fresdorfer Heide (7 Funde), gefolgt von 4 Funden aus der Kiesgrube Borgsdorf/Velten, nördlich von Berlin.
Das Konglomerat in Abb. 16 weist eine relativ weiche, helle und feinsandige Matrix auf und ähnelt den Proben von Bornholm. Matrix und Lithoklasten reagieren deutlich mit verdünnter Salzsäure.
Abb. 16: Trias-Konglomerat mit rötlichen und ockerfarbenen Lithoklasten (Kiesgrube Fresdorfer Heide).Abb. 18: Trias-Konglomerat (Fundort: Lüttow bei Zarrentin), 100×100×90 mm; Foto und Slg. D. Pittermann.
Ein interessantes Studienobjekt zur kleinräumigen und engen Faziesverzahnung in Konglomerathorizonten bot sich auf einer Findlingshalde im Tagebau Jänschwalde (Niederlausitz). Das etwa 50 cm breite Großgeschiebe weist eine Abfolge verschiedener Konglomerat- und Sandstein-Horizonte auf. Konglomeratische Lagen mit sandiger Matrix und sparitischem Kalzit-Zement enthalten sowohl Partien mit bunten, stellenweise aber auch weitgehend hellen und monoton gefärbten Mergelstein-Lithoklasten.
Abb. 19: Trias-Konglomerat, Tagebau Jänschwalde, Breite ca. 50 cm.Abb. 20: Helle, rötliche und violett gefärbte Sandstein-Lagen, durchzogen von kalzitzementierten Rissen.Abb. 21: Bruchfläche; Konglomeratlage mit gradierter Schichtung und rötlichen, grauen und ockerfarbenen Lithoklasten; nach oben Übergang in einen konglomeratischen Sandstein.Abb. 22: Aufsicht auf eine Konglomeratlage mit hellen und wenigen ockerfarbenen Lithoklasten; vgl. mit der Anstehendprobe von Bornholm Abb. 11-12.Abb. 23: Abschlag vom Block, verwitterte Außenseite.Abb. 24: Handstück mit frischer Bruchfläche; Konglomeratlagen wechseln sich mit Sandstein-Lagen ab.Abb. 25: Gleiche Probe, Detailaufnahme unter Wasser; einige ockerfarbene Lithoklasten besitzen einen hellen Rand (erste Generation Kalzitzement?).Abb. 26: Probe vom gleichen Block mit braunen Lithoklasten.
Abb. 27-35 zeigt weitere Geschiebefunde des bunten Lithotyps.
Abb. 27: Kiesgrube Hoppegarten
Abb. 28: Misdroy (Polen)
Abb. 29: Nahaufnahme
Abb. 30: Kiesgrube Borgsdorf-Velten, St. Schneider leg.
Abb. 31: Kiesgrube Waltersdorf bei Berlin
Abb. 32: Nahaufnahme
Abb. 33: Kiesgrube Hoppegarten
Abb. 34: Kiesgrube Hohensaaten
Abb. 35: Kiesgrube Hoppegarten
Zwei historische Funde aus der Geschiebesammlung W. Bennhold (Museum Fürstenwalde) ergänzen das Bild. Beide Stücke wurden als devonische Konglomerate bestimmt, dürften aber ebenfalls zum triassischen Lithotyp gehören.
Abb. 36: Trias-Konglomerat v. d. Liebchenbergen bei Potsdam (Saarmund), gesammelt von Hermann Müller (Friedenau).Abb. 37: Trias-Konglomerat; Originaletikett: „Devon. Konglom. Dil. Gesch. v. Malow-Blankenfelde s. Berlin. – Orig. z. Z. f. Gesch.-Forsch. 30 S.30 (Jessen) leg. 28 Zinkernagel“. (JESSEN 1930)
Einige Geschiebefunde weichen lithologisch etwas ab von den bisher gezeigten Beispielen. Gemeinsame Merkmale der nächsten Beispiele sind eine sandige Matrix, sparitischer Kalkzement und bunte Mergelstein-Lithoklasten. Unter Vorbehalt werden sie ebenfalls der Trias zugeordnet.
Der folgende Fund aus Borgsdorf-Velten (St. Schneider leg.) zeigt eine gute Übereinstimmung mit den Trias-Konglomeraten. Zu den gut gerundeten bunten Mergelstein-Lithoklasten gesellen sich größere, nur kantengerundete Sand- und Feinsandstein-Lithoklasten.
Abb. 38: Trias-Konglomerat, Kiesgrube Borgsdorf-Velten, Aufnahme unter Wasser.Abb. 39: Abschlag vom gleichen Stein, trockene Bruchfläche.
Aus der Kiesgrube Hohensaaten an der Oder stammt ein helles und matrixgestütztes Konglomerat mit sandiger Matrix, sparitischem Zement und cremefarbenen bis blassroten Mergelstein-Lithoklasten, einige von ihnen mit kalzitzementierten Schwundrissen (Caliche-Knollen).
Abb. 40: Matrixgestütztes Konglomerat mit Mergelstein-Lithoklasten, Kiesgrube Hohensaaten.Abb. 41: Nahaufnahme einer rötlichen Caliche-Knolle.
Ein auf der Außenseite recht dunkler Mergelstein wird von einem Netz kalzitzementierter Risse durchzogen. Auf der Bruchfläche sind im unteren Teil eine konglomeratische Lage mit bunten Mergelstein-Lithoklasten sowie eine sandige Matrix mit sparitischem Zement erkennbar.
Abb. 42: Brekziöser Mergelstein, Außenseite
Abb. 43: Bruchfläche
Abb. 44: Detailansicht, Aufnahme unter Wasser
Konglomerat mit Sandstein-Matrix und auf der Außenseite braun, auf der Bruchfläche rötlichbraun und grünlich gefärbten Lithoklasten. Die Probe mit verdünnter Salzsäure fällt an den Lithoklasten positiv, an der Matrix jedoch negativ aus.
Abb. 45: Konglomerat mit braunen Lithoklasten, Kiesgrube Borgsdorf-Velten, leg. St. Schneider.Abb. 46: Bruchfläche.
Das nächste Konglomerat-Geschiebe besteht aus gelblichen Lithoklasten (Mergelsteine und Sandsteine) in dichter Packung, die durch einen sparitischen Zement miteinander verbunden sind; es fehlt die sandige Matrix. Eine undeutliche Bänderung des Kalzit-Zements sowie grobkristalliner und transparenter Kalzit als letzte Ausscheidung weist auf mehrere Zement-Generationen hin.
Abb. 47: Trias-Konglomerat (?), Kiesgrube Damsdorf-Bochow, leg. D. Lüttich.Abb. 48: Polierte Schnittfläche.Abb. 49: Nahaufnahme; gebänderter Kalzit-Zement, im Zentrum der Zwickel transparente Kalzit-Kristalle.
Ein letztes Geschiebe ist ein Rotsandstein mit knolligen und intraformationell entstandenen Partien, die aus einem Calcrete-Horizont stammen könnten. Die Sandstein-Matrix reagiert nur träge auf verdünnte Salzsäure (dolomitische Matrix?), die weißen Risse brausen deutlich stärker auf (anteilig kalzitischer Zement). Eine stratigraphische Zuordnung ist nicht möglich, Calcrete– bzw. Dolicrete-Paläoböden (Duricrusts) sind aus dem Devon und der Trias bekannt.
Abb. 51: Rotsandstein, subparallel zur Schichtung durchzogen von einem Netzwerk aus Rissen mit anteilig kalzitischem Zement (Calcrete?). Kiesgrube Niederlehme b. Berlin, Abmessungen 136x147x105mm.Abb. 52: Gleicher Stein, Seitenansicht.Abb. 53: Nahaufnahme der Intraklasten.
5. Trias-Sandstein
Aus der Trias, insbesondere der Kågerød-Formation, sind rote und grüne, oftmals nur gering verfestigte Sandstein-Wechsellagen bekannt (GRAVESEN 1993:87f). Allein anhand der Lithologie, ohne Fossilien, ist eine stratigraphische Zuordnung von Geschiebefunden mit großen Unsicherheiten verbunden.
Abb. 50: Keuper-Sandstein(?); an Hellglimmer reiche Lagen aus rotem und grünem Sandstein. Kiesgrube Borgsdorf-Velten, leg. St. Schneider.
6. Buntes Konglomerat mit Fischresten (Devon)
Der Geschiebefund von Max Hanzo lässt sich aufgrund der enthaltenen Fischreste eindeutig dem Devon zuordnen und weicht auch lithologisch von den Trias-Konglomeraten ab: die Matrix ist feinkörnig und rötlich, der Kontrast zu den Lithoklasten nicht besonders ausgeprägt, ein sparitischer Zement nicht sichtbar.
Abb. 54: Buntes Konglomerat mit Fischresten (Devon); in der Bildmitte ein Zahnknochen. Berlin (Tegel), Kiesgrube am Flughafen, 1968; Sammlung des Naturwissenschaftl. Museums Flensburg im Eiszeit-Haus, Slg.-Nr 547 der Slg. Hanzo; Foto: F. Rudolph.
In Gesellschaft mit Devon-Geschieben finden sich gelegentlich brekziöse bis konglomeratische Dolomite, die eine gewisse Ähnlichkeit mit dem „Bunten Konglomerat“ aufweisen, aber keine Fischreste enthalten. Der Lithotyp mit heller bis rötlicher Matrix enthält schwach rötliche intraformationelle Lithoklasten und dürfte aus dem obersten Silur bis Devon stammen.
Abb. 55: Brekziöser Dolomit; Strausberg, leg. W. Bennhold (Sammlung Bennhold, Museum Fürstenwalde).Abb. 56: Andere Geschiebe sehen auf den ersten Blick aus wie Dolomite, reagieren aber kräftig mit verdünnter Salzsäure, wie dieser Fund aus der Kiesgrube Horstfelde.
7. Literatur
BUCHHOLZ A, BECKERT W & GRIMMBERGER G 2015 Trias-Geschiebe aus Vorpommern (Nordostdeutschland) [Triassic Geschiebes (Glacial Erratics) from Western Pomerania (Northeast Germany)] – Archiv für Geschiebekunde 7 (4): 209-226, 12 farb. Abb., Hamburg / Greifswald (Verl. R. Schallreuter).
BROTZEN F 1933-34 Erster Nachweis von Unterdevon im Ostseegebiete durch Konglomeratgeschiebe mit Fischresten (2 Teile) – Zeitschrift für Geschiebeforschung, Erster Teil – 9 (2): 55-63, 3 Abb.; Zweiter Teil (Paläontologie) – 10 (1): 1-66, 6 Abb., 3 Taf., Leipzig.
ENGELHARDT G 2016 Geschiebe aus der Kiesgrube „Fresdorfer Heide“ südlich von Potsdam (Teil I) – Der Geschiebesammler 48 (4): 98-115, 2 Taf., 8 Abb., 2 Taf., Wankendorf.
GRAVESEN P 1993 Fossiliensammeln in Südskandinavien – 248 S., Weinstadt: Goldschneck Verlag, ISBN 3-926129-14-X.
HEIDRICH H 1964 Über Funde von Sediment-Geschieben in West-Berliner Aufschlüssen – der Aufschluss, Sonderheft 14 [Metz R (Hrsg.) Funde und Fundmöglichkeiten in Niederdeutschland]: 117-127, 1 Kte., Heidelberg (VFMG).
HUCKE K 1967 Einführung in die Geschiebeforschung (Sedimentärgeschiebe) Nach dem Tode des Verfassers herausgegeben und erweitert von Ehrhard Voigt (Hamburg) – 132 S., 50 Taf., 24 Abb., 1 Bildnis, 5 Tab., 2 Ktn., Oldenzaal (Nederlandse Geologische Vereniging).
JESSEN W 1930 Über ein konglomeratisches Muschelkalkgeschiebe vom Alter des Trigonodus-Dolomites und weitere neue Triasgeschiebe aus Norddeutschland – Zeitschrift für Geschiebeforschung 6 (1): 25-30, 1 Abb., Berlin.
KIESOW J 1884 Ueber silurische und devonische Geschiebe Westpreussens – Schriften der Naturforschenden Gesellschaft in Danzig (N.F.) 6 (1884) (1): 205-300, Taf. 2-4, Danzig.
KING H M Caliche – Also known as calcrete, hardpan, and duricrust https://geology.com/rocks/caliche.shtml
KNAUST D 1997 Triassische Leitgeschiebe im pleistozänen Vereisungsgebiet Nordostdeutschlands und deren Beziehung zur Kågerød-Formation von Bornholm (Dänemark) – Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft 148 (1): 51-69, 3 Taf., 5 Abb., 1 Tab., Stuttgart.
LOEWE H 1912 Die nordischen Devongeschiebe Deutschlands. – Inaugural-Dissertation zur Erlangung der Doktorwürde bei der Hohen philosophischen Fakultät der Kgl. Albertus-Universität zu Königsberg [Separat-Abdruck aus dem Neuen Jahrbuch für Mineralogie etc. XXXV] – 118 + 1 S., 4 Abb., 4 Taf., Lebenslauf, Stuttgart (Schweizerbart‘sche).
RUDOLPH F 2008 Noch mehr Strandsteine ; Sammeln & Bestimmen von Steinen an der Nord- und Ostseeküste – 224 S., 277 farb. Abb., Neumünster (Wachholtz).
SCHNEIDER S 1997 Devon-Geschiebe aus der Umgebung von Berlin – ZWANZIG M & LÖSER H (Hrsg.) Berliner Beiträge zur Geschiebeforschung: 73-79, Taf. 12-14, 2 Tab., Dresden (CPress Verl.).
SCUPIN H 1928 Ostbaltikum (I. Teil) – Algonkium, Paläozoikum und Mesozoikum – Die Kriegsschauplätze 1914-1918 geologisch dargestellt 9: 270 S., 3 Taf., 13 Abb., 3 Tab., 2 Kartenbeil., Ortsverzeichnis am Schluss vom III. Teil, Berlin (Gebr. Borntraeger).
TORBOHM M & BARTOLOMÄUS W 2017 Funde monomikter Konglomerat-Geschiebe aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam – Geschiebekunde aktuell 34 (2): 34 – 41, 6 Abb., Hamburg/Greifswald, Mai 2018, ISSN 0178-1731.
Abb. 1: Geröllstrand bei Skeldekobbel, südöstlich von Broager (DK).
Für den Brandenburger Geschiebesammler ist ein Besuch des Geröllstrands von Skeldekobbel im Broager Land (Dänemark) eine willkommene Abwechslung. Hier, am nördlichen Ufer der Flensburger Förde, bietet sich eine durch den Einfluss eines von Norden kommenden Eisstroms deutlich anders zusammengesetzte Geschiebegemeinschaft. Zwar finden sich auch die üblichen „Verdächtigen“, z. B. Rapakiwigesteine von Åland, Vulkanite und Granite aus Småland und Dalarna, auffällig ist aber der hohe Anteil SW-schwedischer saurer und mafischer Granulite, Granatamphibolite und Charnockite; Oslogesteine sind etwas seltener vertreten.
Die Gelegenheit für diese Sammeltour ergab sich im Rahmen des von Dr. Frank Rudolph veranstalteten Geschiebesammlertreffens vom 13.-15.10.2023 in Flensburg. Das Eiszeit-Haus in Flensburg beherbergt eine umfangreiche und unbedingt sehenswerte Sammlung von Geschiebefossilien und Kristallingeschieben, die immer weiter ausgebaut wird.
Abb. 2: Das Eiszeit-Haus in Flensburg.Abb. 3: Pectunculus-Sandstein von etwa 2 m Durchmesser vor dem Eiszeit-Haus.
Der riesige Pectunculus-Sandstein wurde bei Baggerarbeiten aus dem Hafenbecken von Flensburg geborgen. Das mittelmiozäne Gestein (Reinbek) ist voll von Muschelschalen der Gattung Glycimeris (vormals Pectunculus) und wird vor allem an der dänischen Grenze gefunden, Sandsteine mit Muschelpflastern von Glycimeris-Schalen sind auch aus einer Kiesgrube östlich von Lüneburg oder vom Schaal-See bei Zarrentin belegt (SCHULZ 2003: 424-427).
Abb. 4: Exponate im Eiszeit-Haus Flensburg.Abb. 5: Gneis mit schälchenförmigen Vertiefungen („Opferstein“) auf dem Museumsberg in Flensburg, Breite ca. 50 cm.Abb. 6: Steilufer aus Geschiebemergel am Strand von Skeldekobbel.
An Geröllstränden lassen sich immer wieder Ansammlungen dunkler, meist basischer (SiO2-armer) Gesteine sowie der metamorphen Äquivalente (Metabasite) beobachten. Bei Bewegung durch Wellenschlag kommen die basischen Gesteine aufgrund ihrer im Vergleich zu SiO2-reichen Gesteinen höheren spezifischen Dichte schneller zur Ruhe und reichern sich lokal an. In solchen Akkumulationen findet sich eine Reihe ganz unterschiedlicher Geschiebetypen (Abb. 7-26). Unter den als Leitgeschiebe geeigneten basischen Gesteinen treten in Skeldekobbel vor allem Kinne-Dolerit, aber auch Schonen-Basanit und Schonen-Lamprophyr häufig auf.
Abb. 7: Basaltisches Gestein mit wenigen Plagioklas-Einsprenglingen, vermutlich ein Öje-Basalt aus Dalarna, Breite 14 cm.Abb. 8: Basaltisches Gestein mit doleritischem Gefüge und zahlreichen Plagioklas-Einsprenglingen (kein „Öje-Diabasporphyrit“, vgl. Beitrag von M. Bräunlich auf kristallin.de); Breite 25 cm.Abb. 9: Schonen-Basanit, basaltähnliches Gestein mit großen Peridotit-Xenolithen. Die flaschengrünen Erdmantelgesteins-Einschlüsse bestehen im Wesentlichen aus Olivin, Orthopyroxen und etwas Chromspinell.Abb. 10: Schonen-Basanit; hier sind die Peridotit-Xenolithe bereits ausgewittert und hinterlassen Löcher auf der Gesteinsoberfläche.Abb. 11: Schonen-Lamprophyr, ein Ganggestein aus Schonen mit orangeroten bis gelblichgrünen Olivin- und schwarzgrünen Klinopyroxen-Einsprenglingen.Abb. 12: Kinne-Diabas (besser: Kinne-Dolerit), Leitgeschiebe für Västergötland, leicht erkennbar an seiner Verwitterungsrinde, Breite 14 cm.Abb. 13: Ein weiterer Kinne-Dolerit, Breite 14 cm. An den ausgewitterten Stellen zwischen den Flecken erkennt man das doleritische Gefüge.Abb. 14: Oslo-Basaltmandelstein, Leitgeschiebe aus dem Oslograben, erkennbar an seinen feinen länglichen Plagioklas-Einsprenglingen und mit apfelgrünem Epidot gefüllten Mandeln.Abb. 15: Dolerit, wahrscheinlich vom Åsby-Ulvö-Typ, mit intergranularem Gefüge.Abb. 16: Doleritischer Metabasit; die Plagioklas-Einsprenglinge sind durch hydrothermale Alteration grün gefärbt, die Pyroxene der Grundmasse teilweise in Amphibol (Hornblende) umgewandelt.Abb. 17: Amphibol-porphyroblastischer Metabasit; während der Metamorphose, vermutlich eines doleritischen Ausgangsgesteins, kam es zur Bildung größerer rundlicher Amphibol-Porphyroblasten.Abb. 18: Feinkörniger Amphibol-porphyroblastischer Metabasit mit Plagioklas-Einsprenglingen und grünen Epidot-Adern.
Abb. 19: GranatamphibolitAbb. 20: Weißschlieriger Granatamphibolit, Breite 14 cm.Abb. 21: Mafischer Granulit, nass fotografiert.Abb. 22: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Unter granulitfaziellen Bedingungen, während einer „trockenen“ Hochdruck-Metamorphose bildeten sich an der Grenzfläche zwischen Pyroxen und hellem Plagioklas schmale Säume („Coronen“) von rotem Granat. Der grünlichschwarze Pyroxen wurde während der retrograden Metamorphose teilweise in schwarzen Amphibol umgewandelt.Abb. 23: Verschiedene mafische Granulite vom Geröllstrand bei Skeldekobbel.Abb. 24: Mafischer Granulit, trocken fotografiert. Beim Blick auf die Foliation sind die kleinen roten Granatkörner gut erkennbar.Abb. 25: An mafischen Granuliten, die aus grobkörnigen Gesteinen hervorgegangen sind, tritt das coronitische Gefüge noch deutlicher hervor. Solche Gesteine werden auch als Granat-Coronit (besser: coronitischer mafischer Granulit) bezeichnet. Breite 15 cm.Abb. 26: Der letzte Fund aus der Reihe basischer und metabasischer Gesteine ist ein einschlussführender Amphibolit. Breite 14 cm.
Gesteine aus dem Oslograben sind am Strand von Skeldekobbel nicht so häufig, wie es die zahlreichen Funde SW-schwedischer Gesteine erwarten ließen. Lediglich einige Rhombenporphyre, zwei Larvikite sowie ein Oslobasalt (Abb. 14) konnten aufgelesen werden.
Abb. 27: Einsprenglingsarmer Rhombenporphyr, Aufnahme unter Wasser.
Leitgeschiebe aus Dalarna (Abb. 28-31) sowie Gesteine aus Småland (Abb. 32) und Östergötland treten ebenfalls eher vereinzelt auf.
Abb. 28: Undeformierter einsprenglingsreicher Quarzporphyr, wahrscheinlich ein Särna-Quarzporphyr aus Dalarna, Aufnahme unter Wasser.Abb. 29: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 30: Garberg-Granit aus Dalarna.Abb. 31: Venjan-Porphyrit, Aufnahme unter Wasser.Abb. 32: Emarp-Porphyr, Leitgeschiebe aus dem mittleren Småland, Breite 12,5 cm.Abb. 33: Blauquarzgranit mit braunem bis rötlichem Alkalifeldspat und gelbem bis rötlichem Plagioklas. Solche Granite mit rötlichem Plagioklas sind vor allem aus Östergötland bekannt (Askersund-Granit?). Aufnahme unter Wasser.Abb. 34: Porphyrischer Monzogranit bis Granodiorit mit grünlichem bis rotbraunem Plagioklas. Vergleichbare Gesteine sind aus NE-Småland bekannt, aber nicht näher zuzuordnen. Breite 14 cm.Abb. 35: Vaggeryd-Syenit, Aufnahme unter Wasser. Wie es sich für einen Syenit gehört, dominiert rotbrauner Alkalifeldspat; Plagioklas und Quarz sind nur in geringer Menge enthalten. Innerhalb der Ansammlungen dunkler Minerale erkennt man keilförmige gelbe Titanit-Kristalle.
Zu den Höhepunkten der Sammeltour gehört sicherlich der Fund eines großen Rödö-Wiborgit-Geschiebes. Typisch für den Rödö-Wiborgit sind neben seiner leuchend orangeroten Gesamtfärbung einzelne Alkalifeldspat-Ovoide über 2 cm, einige davon mit einem dicken Saum aus gelbgrünem Plagioklas (Abb. 37, unten im Bild), weiterhin die großen und hellen, wenig magmatisch korrodierten Quarze.
Abb. 36: Rödö-Rapakiwi mit Wiborgitgefüge, Breite des Steins 23 cm.Abb. 37: Nahaufnahme des Gefüges.
Aus einem Rapakiwi-Vorkommen könnte auch das folgende Mischgestein stammen, eine Vermengung von basischem und felsischem („saurem“) Magma (magma mingling). Die Grundmasse zeigt ein doleritisches Gefüge und ist stark alteriert (Grünfärbung!). Darüber hinaus sind als „saure“ Bestandteile größere rundliche Quarze und Partien mit rötlichem (Alkali?-)feldspat erkennbar. Denkbar ist auch, dass das Gestein ein basischer Xenolith aus einem sauren Wirtgestein ist.
Abb. 38: Mischgestein mit doleritischer Grundmasse, Breite 16 cm.Abb. 39: NahaufnahmeAbb. 40: Blassroter Quarz-Feldspat-Gneis mit roten Flecken, möglicherweise ein Geschiebe von Bornholm. Breite 15 cm.Abb. 41: SW-schwedischer Gneis aus hellrotem Alkalifeldspat, orangerotem Plagioklas; dunkle Minerale fehlen weitgehend (SW-schwedischer Granulit), Breite 16 cm.Abb. 42: Gneis mit einer Flasertextur und einer grobkörnigen Partie im Top, dunkle Minerale fehlen. Das Gestein könnte ebenfalls ein SW-schwedischer Granulitgneis sein. Breite 11 cm.Abb. 43: Gelbgrüner Magmatit, ein Charnockit, Leitgeschiebe für SW-Schweden. Unter der Lupe sind kleine rote Granatkörner erkennbar. Aufnahme unter Wasser.Abb. 44: Charnockitisierter Gneis, Breite 13 cm. Solche grünen (charnockitisierten) Partien kommen regelmäßig in den rötlichen granulitfaziellen Gneisen SW-Schwedens vor.Abb. 45: Grünschiefer (Chloritschiefer) mit roten Granat- und hellen Feldspat-Granoblasten. Das plattige Geschiebe besteht im Wesentlichen aus grünen Schichtmineralen (Chlorit). Die Anwesenheit von Granat lässt auf ein sedimentäres Ausgangsgestein schließen, z. B. dolomitischen Kalkmergel.Abb. 46: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 47: Metasediment (etwa quarzitischer Chloritschiefer) mit Lagen aus Segregationsquarz (= durch Fluide aus dem Sediment verdrängte und lokal angereicherte Quarzpartien).Abb. 48: Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Die strahligen Quarzaggregate wuchsen senkrecht zur Kluftebene. Das dunkelgrüne Mineral ist vermutlich Chlorit.Abb. 49: Quarzit mit Partien aus rotem Alkalifeldspat, Breite 10 cm.
Ein weiteres Highlight am Strand von Skeldekobbel ist der Fund eines migmatitischen Paragneises mit Granat-Porphyroblasten bis 6,5 cm Größe. Der Gesteinstyp ähnelt den Gneisen vom Sörmland-Typ. Zu denken gibt aber die Beobachtung, dass er recht häufig zu finden ist, andere Gesteine des östlichen Mittelschwedens (z. B. Uppland-Granite) hingegen fehlen. Die Literaturrecherche ergab bisher kein weiteres mögliches Herkunftsgebiet für diese migmatitischen Granat-Cordierit-Paragneise.
Abb. 50: Migmatitischer Paragneis mit großen Granat-Porphyroblasten.Abb. 51: Granat-Porphyroblast mit einem Saum aus Feldspat, Nahaufnahme unter Wasser.Abb. 52: Rückseite des gleichen Steins, Aufnahme unter Wasser. Die schwach bläulichgrauen, von Dunkelglimmer durchsetzten Partien sind ein Hinweis auf Cordierit, der in diesem Gestein offenbar in erheblicher Menge enthalten ist.Abb. 53: Ein ähnlicher migmatitischer Granat-Cordierit-Paragneis, Breite 38 cm.Abb. 54: Leukosom eines migmatitischen Granat-Cordierit-Paragneises, Aufnahme unter Wasser.Abb. 55: Nahaufnahme, roter Granat-Porphyroblasten, umgeben von hellgrauem Cordierit (?).Abb. 56: Paragneis mit Fleckentextur, Breite 30 cm. Im schwindenden Tageslicht fotografiert, daher etwas unscharf: ein auffälliger Quarz-Feldspat-Biotit-Gneis mit grünen Flecken (retrograd aus Cordierit gebildeter Chlorit?), die einen schmalen hellen Saum aufweisen.Abb. 57: Tektonische Brekzie; das dichte grüne und hornsteinartige Gestein ist in situ durch tektonische Einwirkung zerbrochen; die Risse wurden nachfolgend mit Quarz als Ausscheidung hydrothermaler Lösungen verfüllt.
Ein außergewöhnliches Gestein, einen Skarn, entdeckte Frank Rudolph. Skarne sind metasomatische Gesteine, die im Kontaktbereich von einem aufsteigenden plutonischen Körper mit einem z. B. Ca-reichen Sedimentgestein entstehen. Dabei kommt es zu einem intensiven Stoffaustausch und der Neubildung von Ca- und Fe-reichen Silikatmineralen innerhalb des Sedimentgesteins. Typisch für Skarne aus Ca-reichen Sedimentgesteinen sind Neubildungen von Ca-reichem Klinopyroxen (Diopsid als Endglied), Fe-reichem Ca-Klinopyroxen (Hedenbergit als Endglied) und Granat (gelbgrüner bis dunkelgrüner Grossular, roter Almandin).
Abb. 58: Stark angewitterter Skarn mit ausgeprägter Lagentextur, Breite ca. 30 cm. Das Gestein konnte nur mit Mühe, unter Zuhilfenahme eines schweren Hammers zerlegt werden.Abb. 59: Frische Bruchfläche, Abschlag vom obigen Block. Lagenweise sind Partien mit grünen (Diopsid), schwarzgrünen (Hedenbergit) und roten Mineralen (Granat) erkennbar.Abb. 60: Skarn, polierte Schnittfläche.Abb. 61: Nahaufnahme; wolkige graue Partien bestehen aus Quarz.Abb. 62: Nahaufnahme. Das Gestein wurde offensichtlich tektonisch überprägt; rechts unterhalb der Bildmitte reflektiert ein größeres grünes und gestreiftes Kristallaggregat das einfallende Licht.
Zum Schluss noch einige Funde von Sedimentgesteinen.
Abb. 63: Bioturbater heller Sandstein mit Algenbewuchs, Breite 23 cm.Abb. 64: Intraformationelles Konglomerat, ein glaukonitischer Sandstein mit phosphoritisch (?) gebundenen Sandstein-Intraklasten, Breite 34 cm.Abb. 65: Nahaufnahme, Breite des Intraklasts 8 cm.Abb. 66: Kontakt eines Hanaskog-Flints mit einem feinkörnigen Kalksandstein.Abb. 67: Eigenartige konkretionäre(?) Sedimentstrukturen in einem Limonitsandstein.Abb. 68: Am Strand bei Skeldekobbel finden sich vereinzelt Limonitsandsteine mit meist nicht näher bestimmbaren Muscheln, die wohl dem Paläozän zuzuordnen sind (pers. Mitteilung F. Rudolph). Breite des Geschiebes 20 cmAbb. 69: Paläozäner Limonitsandstein, Breite 14 cmAbb. 70: Gleicher Stein; in der Aufsicht sind neben unbestimmbaren Muschelabdrücken zwei schwarze Haifischzähne erkennbar.Abb. 71: Konglomerat mit Toneisenstein-Lithoklasten (Jura oder Lias?).Abb. 72: Pyritisiertes Spurenfossil, üblicherweise als Ophiomorpha nodosa bezeichnet. Vermutlich haben callianasside Krebse diesen Wohnbau angelegt.Abb. 73: Pyrit-KonkretionAbb. 74: Am Ende des nördlichen Strandabschnitts fanden sich an einigen Baumstämmen, die offenbar längere Zeit im Wasser lagen, Spuren der Schiffsbohrmuschel (Teredo navalis). Bildbreite 30 cm.
Literatur
SCHULZ W 2003 Geologischer Führer für den norddeutschen Geschiebesammler – 508 S., 446+42 meist farb. kapitelweise num. Abb., 1 Kte. als Beil., Schwerin (cw Verlagsgruppe).
Abb. 1: Alkalifeldspat-pokiloblastischer Glimmerquarzit, Nahgeschiebe aus einem fossilen Strandwall, südöstlich von Västervik, Aufnahme unter Wasser.Abb. 2: Nahaufnahme der angewitterten Außenseite.
Ein ungewöhnlicher Typ eines Fleckengesteins wurde zweimal als Geschiebe im Västervik-Gebiet gefunden, ein Anstehendes ließ sich bisher nicht lokalisieren. Das Gestein ist reich an Dunkelglimmer und besitzt eine glimmerquarzitische Zusammensetzung. Auf der angewitterten Außenseite sind ovale und orangefarbene Granoblasten („Flecken“) erkennbar, die zunächst keine regelhafte Kristallstruktur aufweisen. Erst auf der Bruchfläche (Abb. 3,4) sieht man, dass es sich um einzelne große Alkalifeldspat-Einkristalle handelt: bei geeignetem Lichteinfall reflektiert die gesamte Kristallfläche. Die „Flecken“ sind also als Porphyroblasten, genauer gesagt, Poikiloblasten anzusehen, weil die Feldspäte von kleinen Körnern heller Minerale (Quarz) siebartig durchsetzt werden (sog. poikiloblastisches Gefüge).
Abb. 3
Abb. 4
Abb. 5: Nahaufnahme der polierten Schnittfläche.
Offenbar erfolgte die Bildung von Alkalifeldspat auf Kosten von Dunkelglimmer (z. B. Biotit), weil dieses Mineral innerhalb der Granoblasten fehlt, ansonsten aber in großer Menge enthalten ist. Eine Dünnschliff-Untersuchung, die nähere Hinweise zur Metamorphosegeschichte dieses Gesteins liefern könnte, steht noch aus.
In der Literatur finden sich zur metamorphen Bildung von Alkalifeldspat in vergleichbaren Gesteinen nur wenige Hinweise. Eine sog. „Feldspat-Sprossung“ kann im Zuge einer K-Metasomatose im Kontaktbereich einer Granitintrusion erfolgen (VINX 2011: 438). MÜLLER G & WURM F 1970 nennen kontaktmetamorphe Metaarkosen und Metatuffite mit Feldspat-Porphyroblasten aus dem Stavanger-Gebiet (Norwegen). GAVELIN 1984 beschreibt ausführlich die Bildung von sekundärem Feldspat in den Västervik-Quarziten, Gesteine mit großen Feldspat-Poikiloblasten werden aber nicht erwähnt.
Abb. 6: Ähnlicher Gesteinstyp, zweiter Fund aus dem Västervik-Gebiet, Geschiebe von Piperskärr, nordwestlich von Västervik.Abb. 7: Nahaufnahme der nassen Außenseite.
Geschiebefunde aus Brandenburg
Ein ähnlicher Gesteinstyp befindet sich im Findlingsgarten Seddin (S Potsdam). Eine nähere Untersuchung (Bruchfläche) ist kaum möglich, allenfalls könnte an einer unauffälligen Stelle zu gegebener Zeit eine Kernbohrung zur Anfertigung eines Dünnschliffs vorgenommen werden.
Abb. 8: Geschiebe im Findlingsgarten Seddin, Breite 90 cm.Abb. 9: Nahaufnahme der trockenen Oberfläche.Abb. 10: Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Die orangefarbenen Flecken werden siebartig von kleinen hellen Mineralkörnern durchsetzt (poikiloblastisches Gefüge).
Auch an einem Großgeschiebe wenig südlich von Gut Geisendorf am Rand des Tagebaus Welzow-Süd (Niederlausitz) ist eine Probenahme nicht ohne weiteres möglich.
Abb. 11: Feldspat(?)-poikiloblastischer Granofels, Gut Geisendorf, Breite 46 cm.Abb. 12: Detailaufnahme.Abb. 13: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.
Literatur
GAVELIN S 1984 The Västervik Area in South-eastern Sweden – SGU Ser. Ba No. 32, 172 S., Uppsala.
MÜLLER G & WURM F 1970 Die Gesteine der Halbinsel Strand : Die Gesteine der Inseln des zentralen Boknfjords : Beiträge zur Metamorphose und zum Aufbau der kambro-silurischen Gesteine des Stavanger-Gebietes II und III – Norges Geologiske Undersøkelse Nr.267, 90 S., 3 Taf. – Oslo 1970 Universitetsforlaget.
VINX R 2011 Gesteinsbestimmung im Gelände – 3. Auflage, 480 S., 418 Abb. – Spektrum Akademischer Verlag Heidelberg 2011
Das Västervik-Fleckengestein, auch Västervik-Cordierit-Granofels, gilt als schönes und leicht erkennbares Leitgeschiebe für das nordöstliche Småland. Der auffällige Gesteinstyp besitzt eine feinkörnige, graue bis bräunlich-graue Grundmasse und eine kontrastreiche Textur aus runden und dunklen Flecken, die von orangeroten Säumen umgeben sind. Die Flecken erreichen eine Größe von 1-2 cm, die Breite der Säume ist variabel.
Abb. 1: Anstehendprobe eines Västervik-Fleckengesteins mit graubrauner und feinkörniger Grundmasse. Wenige Flecken sind von schmalen, orangeroten Säumen umgeben. Loser Stein vom Anstehenden in Casimirsborg (Lokalität 1).Abb. 2: Die Rückseite des gleichen Steins zeigt eine dichtere Belegung mit Flecken, teilweise berühren sie sich. Auch die Säume sind etwas breiter, während von der graubraunen Grundmasse viel weniger zu erkennen ist. Dieser eine Lesestein zeigt bereits, dass Fleckendichte und Saumbreite auch in kleinem Maßstab variabel sind.
Im Västervik-Gebiet findet sich das Gestein in undeformierter und deformierter Ausprägung, mitunter im gleichen Aufschluss. Als Leitgeschiebe eignen sich nur die undeformierten Varianten, ideale Ausbildungen gehören eher zu den seltenen Geschiebefunden. Darüber hinaus gilt es, bei der Bestimmung von Geschieben alle unten genannte Merkmale zu überprüfen. Auf keinen Fall genügt es, ein Geschiebe allein aufgrund oranger oder roter Färbung und dunkler Flecken dem Västervik-Gebiet zuzuordnen.
Mehrere Exkursionen nach Schweden haben gezeigt, dass Fleckengesteine auch an anderen Orten vorkommen und denen aus Västervik erstaunlich ähneln können (Abb. 37-49). Die Beschreibung des Leitgeschiebes ist daher entsprechend eng gefasst. Fleckengesteine mit Deformationserscheinungen, gneisartigem Gefügen oder deutlich körnigen Grundmassen scheiden von vornherein aus. Abb. 1 und 2 zeigen eine Probe des Gesteinstyps, wie er nach derzeitigem Kenntnisstand nur im Västervik-Gebiet vorkommt.
Als Leitgeschiebe geeignet sind Fleckengesteine mit folgende Eigenschaften:
Die Grundmasse ist feinkörnig und von grauer bis bräunlich-grauer, selten grünlich-grauer Farbe. Mit der Lupe sind einzelne Mineralkörner nicht oder nur mit Mühe unterscheidbar. Fleckengesteine mit gröber körnigen Grundmassen, in denen z. B. ein Quarz-Feldspat-Gefüge deutlich erkennbar ist, scheiden als Leitgeschiebe aus.
Die orangefarbenen und feinkörnigen Säume können wenige Millimeter schmal sein (Abb. 1); in diesem Fall ist mehr graue Grundmasse zu erkennen. Sie können auch so breit sein, dass das Gestein vollständig aus orangefarbener Grundmasse zu bestehen scheint (Abb. 30). Diese sieht dann oft etwas „wolkig“ aus durch wechselnde Anteile dunkler Minerale. Zwischen den Extremen (schmale Säume – orangefarbene „Grundmasse“) existieren alle möglichen Übergänge. Charakteristisch sind orangefarbene bis orangerote Tönungen. Auch Farbvarianten mit roter, rotbrauner und roségrauer (Abb. 32) Tönung sind bekannt, treten aber seltener auf. Ob sie ebenfalls als Leitgeschiebe geeignet sind, ist nicht sicher.
Die dunklen Flecken sind rund bis elliptisch geformt und besitzen Durchmesser von mindestens 0,5 cm, gewöhnlich von 1 bis 2 cm. Idealerweise sind die Flecken einer Probe annähernd gleich groß (Abb. 1 und 30) und ihre Ränder heben sich kontrastreich von der Saumzone ab. Anteil und Verteilung der Flecken sind variabel, von lockerer bis dichter, von regelloser bis einigermaßen gleichmäßiger Verteilung. Die Flecken sollten überwiegend voneinander getrennt liegen, jedenfalls keine zusammenhängenden Ketten bilden. Sie können auch unregelmäßige Umrisse (Abb. 8 und 9) oder z. B. eine sternförmige Gestalt (Abb. 34) aufweisen.
Fehlen von Deformationserscheinungen: als Leitgeschiebe geeignete Västervik-Fleckengesteine sind Granofelse mit einem richtungslosen Mineralgefüge, die unter weitgehend statischen Metamorphose-Bedingungen entstanden. Fleckengesteine mit Gneisgefüge, erkennbar an der Gleichrichtung plättchenförmiger, dunkler Minerale wie Biotit, kommen sowohl im Västervik-Gebiet als auch an anderen Orten vor und sind der Herkunft nach nicht bestimmbar. In diesem Zusammenhang sollte auf die Bezeichnung „Västervik-Fleckengneis“ (Zandstra 1999:191-193, Smed 2002:133) verzichtet werden.
1.1. Mineralbestand
Die Minerale sind wegen ihrer Feinkörnigkeit von Hand nicht bestimmbar. Lediglich in den dunklen Flecken erkennt man manchmal Blättchen von Biotit; auf der angewitterten Außenseite von Geschieben können diese Bereiche schwarzgrün gefärbt sein. Nach VINX 2016 besteht die Grundmasse aus Quarz, Feldspat und Biotit. Die Flecken sind stark durch Biotit pigmentierter Cordierit, der sich meist einer direkten Beobachtung entzieht, gelegentlich aber blau gefärbt sein kann (Abb. 25). Die feinkörnige orangefarbene Saumzone enthält Feldspat und Quarz, Biotit tritt hier stark zurück oder fehlt vollständig. Optional enthaltener weißer Sillimanit ist an seiner feinfaserigen Ausbildung erkennbar (Abb. 11 und 57).
1.2. Entstehung
Vor etwa 1,85 – 1,88 Milliarden Jahren wurden in einem Flussdelta große Mengen von Sand abgelagert. Dazwischen gab es Flächen, die auch tonhaltige Sedimente enthielten. Während der nachfolgenden svekofennischen Gebirgsbildung entstanden nach Versenkung der sandigen Ablagerungen unter mäßigem Druck und hohen Temperaturen Quarzite, aus den aluminiumreichen sandig-tonigen Sedimenten die schwarz-orange oder schwarz-grau gefärbten Fleckengesteine. Die Bildung der Cordierit-Flecken (Granoblasten) erfolgte im festen Zustand durch Stoffwanderung. Zu ihrer Bildung wurden Eisen und Magnesium aus der näheren Umgebung „abgezogen“, z. B. aus Biotit, der daher in den orangefarbenen Saumzonen fehlt. Die Neubildung von Mineralen in Gestalt feinkörniger Granoblasten („Flecken“) ist typisch für kontaktmetamorphe Vorgänge, z. B. in der Nähe aufsteigender Granitplutone.
1.3. Anstehendproben
Die nächsten Bilder zeigen Aufschlüsse, Anstehendproben und Nahgeschiebe des Västervik-Fleckengesteins. Es existieren zahlreiche kleine und größere Vorkommen, von nur wenigen Dezimetern breiten Einschaltungen (Abb. 11, 23) bis zu einigen Hundert Metern Mächtigkeit. Im Gebiet zwischen Västervik und Gamleby wurden mittlerweile alle größeren, von GAVELIN 1984 kartierten Vorkommen von Metasedimenten mit einer Fleckentextur besucht (s. Abb. 3), im Einzelnen: Östra Skälö (Lok. 3), nördlich vom See Rummen (Lok. 16), Stadtgebiet Gamleby und Kasimirsborg (Lok. 1), Schäre Grönö (Lok. 17; nicht Mjödö und Krokö). Lediglich östlich vom See Hjorten konnten keine Fleckengesteine anstehend beobachtet werden. Eine Liste mit Koordinaten der Lokalitäten findet sich am Ende des Textes.
Abb. 3: Übersichtskarte mit Fundpunkten im Västervik-Gebiet. Kartenausschnitt aus: BERGMAN et al 2012 (https://apps.sgu.se/geolagret/).
In der Karte hellblau markierte Bereiche sind die Metasedimente der Västervik-Formation. Ganz überwiegend handelt es sich um Quarzite, das Västervik-Fleckengestein kommt innerhalb dieser Signatur nur untergeordnet vor.
Abb. 4: Västervik-Fleckengestein (Casimirsborg, Lokalität 1) in perfekter Ausbildung: Dunkle Flecken mit schmalen orangefarbenen Säumen sind einigermaßen dicht „gepackt“. Die Lagentextur bildet eine sedimentäre Abfolge von sandigen und tonig-sandigen Schichten ab. Eine Fleckenbildung fand nur in den tonhaltigen Schichten statt. Bildbreite an der Basis etwa 60 cm.Abb. 5: Wenige Meter entfernt fand sich diese Partie mit wesentlich mehr grauer Grundmasse und lose verteilten Flecken mit schmalen Säumen. Casimirsborg (Lokalität 1).Abb. 6: Variante mit unregelmäßig verteilten Flecken; Casimirsborg (Lokalität 1).Abb. 7: Abfolge verschiedener Fleckentexturen: im unteren Bildteil wenige größere und bizarr geformte Flecken, in der Mitte mehr Flecken mit breiteren Säumen, die scharf in eine schmale Deformationszone mit zerdrückten Flecken übergehen. Casimirsborg (Lokalität 1).Abb. 8: Handstück mit diffus begrenzten Flecken unterschiedlicher Größe und Form. Unten ist mehr graue Grundmasse, oben mehr orangefarbene „Saum-Masse“ erkennbar. Probe von der Lokalität „Tjust Motell“ (Lokalität 2).Abb. 9: Weitere Probe von Tjust Motell, etwa hundert Meter östlich von Lokalität 2, Aufnahme unter Wasser.Abb. 10: Nahaufnahme, nass fotografiert.Abb. 11: Orangefarbenes Fleckengestein mit feinkörniger Grundmasse, Übergang in eine quarzitische Partie mit weißen Sillimanit-Flecken (rechts).
Probe eines Fleckengesteins aus einer dezimeterbreiten Partie in einem Cordierit-Sillimanit-Quarzit („Fleckenquarzit“), wiederum eingeschaltet in eine meterbreite Sequenz aus grauen Fleckengesteinen (Östra Skälö, Lokalität 3, s. a. Abb. 26-29).
Die nächsten Bilder (Abb. 12-17) entstanden im Gebiet nördlich des Sees Rummen (Lokalität 16), wo das undeformierte Västervik-Fleckengestein großflächig ansteht. Neben den orangefarbenen Partien mit Flecken sind graue Partien ohne Flecken erkennbar. Sie weisen auf eine Bewegung weicherer Sedimente vor der Metamorphose hin (vgl. SULTAN & PLINK-BJORKLUND 2006).
Abb. 12: Bildbreite ca. 160 cm
Abb. 13: Bildbreite 55 cm
Abb. 14: Bildbreite 30 cm
Abb. 15: Breite ca. 2 Meter
Abb. 16: Bildbreite 50 cm
Abb. 17: Bildbreite 55 cm
Abb. 18: Anstehendprobe vom See Rummen (Lokalität 16), Aufnahme unter Wasser.Abb. 19: Nahaufnahme.
Es folgen Bilder von Varianten, die nicht als Leitgeschiebe geeignet sind, weil sie entweder körnige Grundmassen besitzen, ein deformiertes Gefüge zeigen oder Fleckengesteinen aus anderen Regionen Schwedens ähneln.
Abb. 20: Fleckenbildung in einem orangeroten Metasediment. Teilweise sind die Sediment-Wechsellagen noch erkennbar. Schäre Grönö (Lokalität 17), Bildbreite 60 cm.Abb. 21: Probe mit körniger Grundmasse. In der roten bis hellgrauen Grundmasse lassen sich stellenweise Quarz, Feldspat und Glimmer mit der Lupe klar unterscheiden. Die Flecken sind unregelmäßig verteilt und unterschiedlich groß. Loser Stein von einer Halde mit frischem Bauschutt südöstlich von Västervik (Lokalität 4, Pepparängsvägen).Abb. 22: Leicht deformiertes rotbraunes Fleckengestein mit kleinen und länglichen Flecken (Lokalität 5).Abb. 23: Dunkle Flecken mit hellem Saum in einem Gneis. Fleckengesteine mit Gneisgefüge sind nicht als Leitgeschiebe geeignet, da sie auch an anderen Orten vorkommen. Die kräftig rote Ader, die das Gestein durchzieht, ist granitischer Zusammensetzung und später entstanden. Anstehender Felsen am Übergang zur Schäre Borgö (Lokalität 6).Abb. 24: Probe von der Insel Borgö (Lokalität 6) mit polierter Schnittfläche. Die welligen Streifen der Grundmasse sind wahrscheinlich Reste einer sedimentären Schichtung. Sie weisen ein Gneisgefüge bzw. eine Foliation auf, erkennbar an der Ausrichtung dunkler Glimmerminerale (s. Abb. 25).Abb. 25: Flecken und Saumzone sind etwas körniger als die gneisige Grundmasse. Ausnahmsweise tritt hier bläulicher Cordierit in Erscheinung. So hübsch das Gestein aussieht, die Variante ist nicht als Leitgeschiebe geeignet, da es ähnliche Typen im Gebiet von Kolmården gibt (s. u.)!
Auch graue Fleckengesteine kommen im Västervik-Gebiet vor. Ob diese Varianten als Leitgeschiebe geeignet sind, ist unsicher. T. Langmann berichtet von Nahgeschieben ähnlicher Fleckengesteine (hellgraue Granofelse mit dunklen Flecken) bei Mästocka, östlich von Halmstad in SW-Schweden.
Abb. 26: Graues Fleckengestein, Aufschluss auf Östra Skälö (Lokalität 3), Bildbreite 80 cm.Abb. 27: Handstück aus obigem Aufschluss (Lokalität 3) mit feinkörniger, hell- bis dunkelgrauer Grundmasse. Die Flecken weisen schmale helle Säume auf, sind überwiegend elliptisch geformt und in Reihen gruppiert.Abb. 28: Graues Metasediment mit lagenweise entwickelter Fleckentextur; Straßenaufschluss etwa hundert Meter westlich von Lokalität 3, Bildbreite ca. 60 cm.Abb. 29: Anstehendprobe aus dem Waldstück, etwa 100 m südlich von Lokalität 3. Die Probe zeigt diffuse graue Flecken und enthält zusätzlich weißen Sillimanit; Aufnahme unter Wasser.
1.4. Nahgeschiebe aus dem Västervik-Gebiet
Fleckengesteine finden sich im Västervik-Gebiet in großer Anzahl und Vielfalt auch als Nahgeschiebe. Abb. 30, 31 und 33 zeigen als Leitgeschiebe geeignete Varianten. Die übrigen Funde sind eher als „Exoten“ anzusehen.
Abb. 30: Geschiebe mit breiten orangefarbenen Saumzonen, die sich „wolkig“ in der graubraunen Grundmasse verlieren (Lokalität 7).Abb. 31: Nahgeschiebe aus einem fossilien Strandwall an der Straße nach Händelöp (Lokalität 8), Aufnahme unter Wasser.Abb. 32: Geschiebe mit roségrauer Grundmasse und unregelmäßig begrenzten Flecken (Lokalität 8). Solche Farbvarianten sind im Västervik-Gebiet nur selten zu finden und wahrscheinlich nicht als Leitgeschiebe geeignet.Abb. 33: Graues Fleckengestein mit gleichmäßig verteilten Flecken. Teilweise sind unvollständige und kräftig orangefarbene Säume erkennbar. Der Stein ist etwa 20 cm breit und liegt auf dem Parkplatz des ICA-Supermarkts in Västervik (Lokalität 9).Abb. 34: Ausgefallene Variante mit diffus sternförmigen Flecken und hellen Säumen in einer grauen Grundmasse, trocken fotografiert (Lokalität 9).Abb. 35: Undeutlich konturierte Flecken mit orangefarbenen Säumen in einer grauen und quarzitischen Grundmasse (Lokalität 9).
2. Doppelgänger und ähnliche Fleckengesteine in Schweden
Mehrere Reisen nach Schweden lieferten Erkenntnisse über „Doppelgänger“ bzw. dem Västervik-Fleckengestein ähnliche Gesteine. Sie wurden bisher an drei Lokalitäten gefunden (s. Karte Abb. 36). Man kann davon ausgehen, dass es weitere Vorkommen gibt, denn ihre Entdeckung war eher zufällig. Die Beobachtungen an diesen Gesteinen führten zur Einsicht, dass nur ein kleiner Teil der Västervik-Fleckengesteine als Leitgeschiebe geeignet sein kann, nämlich die feinkörnigen und weitgehend undeformierten Varianten.
Abb. 36: Übersichtskarte der Fundorte in Südschweden. Lokalitäten 1-9, 16-17: Västervik und Umgebung, Lokalitäten 10, 11: Almesåkra-Formation, Lokalitäten 12-14: Kolmården und Umgebung, Lokalität 15: Kiesgrube südlich Linköping.
2.1. Fleckengesteine aus der Almesåkra-Formation
In einer Kiesgrube westlich von Sävsjö (Lokalität 10) fanden sich in großer Anzahl Gesteine der sedimentären Almesåkra-Formation sowie Dolerite als Nahgeschiebe. Die Almesåkra-Formation ist in etwa so alt wie der jotnische Sandstein. Die jüngeren Dolerite drangen in die Sedimentgesteine ein und veränderten diese im Kontaktbereich (Kontaktmetamorphose). Vor allem aus tonhaltigen Sedimentiten könnten die in Abb. 37-39 gezeigten Fleckengesteine entstanden sein. Sie sind eindeutig sedimentären Ursprungs und treten an der Fundlokalität sehr häufig auf, neben Hornfelsen. Nach einer pers. Mitteilung von S. Madsen (rapakivi.dk) könnten die Fleckengesteine aber auch aus dem nördlich gelegenen Oskarshamn-Jönköping-Gürtel (OJB) stammen, wo Metasedimente in der Nachbarschaft von Granit-Intrusionen zu beobachten sind.
Abb. 37: Fleckige Kontaktmetamorphite, Nahgeschiebe aus einer Kiesgrube bei Sävsjö (Lokalität 10). Die meisten Funde Gesteine aus der Kiesgrube ähneln den beiden oberen Varianten. Orangefarbene, auf den ersten Blick dem Västervik-Fleckengestein ähnliche Gesteine treten nur vereinzelt auf.Abb. 38: Fleckiger Metamorphit im Detail, Aufnahme unter Wasser.
Schaut man genauer hin, erkennt man die Unterschiede: 1. recht kleine Flecken bis 5 mm; 2. farblich und texturell inhomogene Grundmasse, in der runde bis eckige und klastische Quarzkörner zu sehen sind, die das sedimentäre Ausgangsgestein noch deutlich erkennen lassen; 3. stellenweise viel Hellglimmer. Klastische Quarze und Hellglimmer kommen im Västervik-Fleckengestein nicht vor.
Eine erschreckende Ähnlichkeit mit dem Västervik-Fleckengestein weist ein Geschiebe vom See Vallsjön auf (Abb. 39). T. Langmann fand dort mehrere vergleichbare Exemplare, die sich in Textur und Gefüge von den Fleckengesteinen der nahe gelegenen Kiesgrube (Lokalität 10) unterscheiden. Hier liegen die Unterschiede zum Västervik-Fleckengestein in den Details: 1. die Grundmasse ist fleckig inhomogen und 2. von Hellglimmer durchsetzt; 3. das Gestein, auch die Flecken, sind teilweise von feinen Rissen durchzogen. Vergleichbare Fleckengesteine könnten in Geschiebegesellschaften mit viel Material aus dem westlichen Småland anzutreffen sein, dürften zu den seltenen Funden gehören. Die Unterscheidung vom Västervik-Fleckengestein setzt eine genaue Untersuchung voraus, im Zweifelsfalle ist sie vielleicht auch gar nicht möglich.
Abb. 39: Fleckengestein vom See Vallsjön (Lokalität 11), Foto und Probe: T. Langmann.
2.2. Gebiet um Kolmården im nordwestlichen Östergötland
Fleckengesteine treten weiterhin in einem größeren Gebiet etwa 100 km nördlich von Västervik auf. Mehrheitlich sind dies Gneise mit Flecken, die ein ausgesprochen körniges Mineralgefüge besitzen. Zwei Exkursionen in das Gebiet von Kolmården lieferten eine Vielzahl an Nahgeschieben sowie einige Anstehendproben der variantenreichen Gesteine. Die roten Gneise (mit oder ohne Flecken) von Kolmården und Umgebung sind auffällige Erscheinungen inmitten der gewöhnlich grauen svekofennischen Metasedimente und bekamen von schwedischen Geologen einen eigenen Namen: Gneise vom „Marmorbruket-Typ“ (WIKSTRÖM 1979).
Abb. 40: Orangeroter Gneis mit sehr großen dunklen Flecken. Der Gesteinstyp ist im Gebiet von Kolmården häufig anzutreffen. Fundort: Strand des Campingplatzes in Kolmården (Lokalität 12), Breite 31 cm.Abb. 41: Die Vergrößerung zeigt ein deutlich körniges Mineralgefüge. Die dunklen Flecken sind sogar grobkörniger als die Grundmasse und bestehen aus dunklen und hellen Mineralen. Eine sichere Mineralbestimmung von Hand war nicht möglich (etwa Cordierit + Andalusit? + Biotit + Quarz).
Abb. 42 zeigt einen anstehenden Fleckengneis am Bahnhof Stävsjö bei Kolmården (Lokalität 14). Die länglichen Flecken mit orangefarbenen Säumen folgen der Foliation und bestehen aus Biotit und einem bläulich-grauen Mineral, wahrscheinlich Cordierit.
Abb. 42: Rot-grauer Fleckengneis, Bahnhof Stävsjö (Lokalität 14), Aufnahme unter Wasser.
Am Strand des Campingplatzes in Kolmården (Lokalität 12) lassen sich Gerölle roter bis orangefarbener Fleckengesteine in großer Zahl aufsammeln. Insgesamt überwiegen Gneisgefüge, körnige Quarz-Feldspat-Grundmassen und diffuse Flecken-Texturen. Regelhaft entwickelte oder durchgehend runde bis ovale Flecken wie im Västervik-Fleckengestein finden sich kaum. Das Mineralgefüge der Flecken ist gewöhnlich recht grobkörnig, nur selten feinkörnig, dunkel und homogen. Abb. 43-46 und 48 zeigt einige Geröllfunde im Detail.
Abb. 43: Brauner, feinkörniger Gneis mit einer gröber kristallisierten Partie aus dunklen Flecken mit orangefarbenen Säumen.Abb. 44: Detailansicht eines orange-grauen Gneises, hier ausnahmsweise mit feinkörnigen Flecken.Abb. 45: Seltener sind solche Fleckengesteine mit vielen, diffus umrissenen Flecken in einer orangefarbenen und körnigen Grundmasse. Die Flecken berühren sich, teilweise gehen sie ineinander über oder sind ausgelängt.Abb. 46: Übergang einer grauen und quarzitischen Partie mit Sedimentstrukturen (unten) in ein gelblich-graues Fleckengestein.Abb. 47: Ein Teil der bei Kolmården anstehenden Gneise zeichnet sich durch dezimeterlange, elliptisch geformte und grob kristallisierte Flecken mit orangeroten Säumen aus. Anstehender Fels in Snörom bei Kolmården (Lokalität 13), Bildbreite 26 cm.Abb. 48: Wenige Hundert Meter Luftlinie südlich vom Anstehenden findet man den gleichen Gesteinstyp als Strandgeröll wieder (Lokalität 12). Bildbreite etwa 25 cm.
2.3. Kiesgrube südlich Linköping
Aus einer Kiesgrube südlich von Linköping (Lokalität 15) stammt ein Einzelfund mit diffusen Flecken. Auch in diesem Gebiet muss es weiter nördlich ein Vorkommen mit Fleckengesteinen geben, die Ähnlichkeiten mit Varianten aus dem Västervik-Gebiet aufweisen.
Abb. 49: Fleckengestein, Kiesgrube südlich von Linköping (Lokalität 15).
3. Geschiebefunde von Fleckengesteinen
Es folgen Bilder von Kiesgruben- und Strandfunden aus Deutschland und Holland. Als Leitgeschiebe eignen sich nach derzeitigem Kenntnisstand die undeformierten und feinkörnigen Varianten der Abbildungen 50-61. Das Västervik-Fleckengestein ist ein nicht gerade häufiger, in Gesellschaft südostschwedischer Gesteine aber regelmäßiger Geschiebefund.
Abb. 50: Västervik-Fleckengestein; feinkörnige und graue Grundmasse mit dunklen Flecken, umgeben von orangefarbenen Säumen mit diffusen Rändern; keine Deformationserscheinungen. Fundort: Kiesgrube Horstfelde südlich von Berlin; Aufnahme unter Wasser.Abb. 51: Västervik-Fleckengestein, Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg, Breite 13,5 cm.Abb. 52: Polierte SchnittflächeAbb. 53: Nahaufnahme
Abb. 54 zeigt ein großes Geschiebe von etwa 40 cm Breite. Die dunklen Cordierit-Flecken verwittern leichter als die Saumzone und die Grundmasse, daher besitzen Kiesgrubenfunde manchmal eine Oberfläche mit löchrigen Vertiefungen. Fundort: Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam; Sammlung G. Engelhardt.
Abb. 54: Breite ca. 40 cm.
Abb. 55: Bildbreite 15 cm
Abb. 56: Bildbreite 15 cm
Abb. 57: Västervik-Fleckengestein mit reichlich weißem Sillimanit; polierte Schnittfläche, Fjordmosen, Insel Als (Dänemark), leg. T. Brückner.Abb. 58: NahaufnahmeAbb. 59: Dieser schöne Fund mit rund polierter Oberfläche zeigt Flecken mit schmalen Säumen, die ihrerseits klar von der grauen Grundmasse abgegrenzt sind.Abb. 60: Detailaufnahme; die Kristallaggregate innerhalb des weißen Sillimanits, links oberhalb der Bildmitte, könnten Andalusit sein.Abb. 61: Västervik-Fleckengestein mit grünlich-grauer Grundmasse.Abb. 62: Fleckengesteine mit unterschiedlichen Gefügemerkmalen. Fundort: Nienhagen bei Rostock (ex coll. D. Somann, Rostock), Aufnahme unter Wasser.
Das Exemplar unten in der Mitte ist deutlich körnig und der Stein unten rechts besitzt ein Gneisgefüge. Wirklich feinkörnig und undeformiert, damit ein Västervik-Fleckengestein, ist nur der Fund ganz oben und unten links.
Abb. 63: Gelber Exot aus obiger Zusammenstellung mit grauer, feinkörniger Grundmasse und gröber körnig kristallisierte Flecken. Das Gestein stammt aus einem unbekannten Vorkommen.Abb. 64: Das Geschiebe in der Mitte der Zusammenstellung (Abb. 62) besitzt als einziges eine dichte Grundmasse sowie orangerote Säume. Aufgrund der diffusen Flecken-Textur bleibt die Herkunft aber ungewiss.Abb. 65: Rotgraues Fleckengestein, Kiesgrube Hohensaaten, Breite 9 cm.Abb. 66: Rotgraues Fleckengestein, wahrscheinlich Västervik-Fleckengestein (vgl. Abb. 33). Kiesgrube Althüttendorf, Breite 18 cm.Abb. 67: Graues Fleckengestein, gekritztes Geschiebe. Der Fund ähnelt den Fleckengesteinen von Östra Skälö (s. Abb. 27). Bislang ist aber unklar, ob ähnliche Gesteine auch außerhalb des Västervik-Gebiets vorkommen. Fundort: Kiesgrube Horstfelde, südlich von Berlin; Aufnahme unter Wasser.Abb. 68: Graues Fleckengestein mit undeformierten Flecken und deformierter Partie im gleichen Stein. Kiesgrube Niederlehme, Aufnahme unter Wasser.
Ein bemerkenswerter Geschiebefund ist der Kontakt eines grauen Cordierit-Fleckengesteins mit einem kleinkörnigen roten Granit (Abb. 69-72). Es enthält auch mit feinfaserigem Sillimanit gefüllte Risse (Abb. 72).
Abb. 70: Breite 18 cm
Abb. 71: Nahaufnahme des Kontaktes
Abb. 72: Risse mit Sillimanit
Gelegentlich finden sich auch Mischgefüge mit größeren dunklen Cordierit- und kleinen weißen Sillimanit-Flecken (Fleckengestein/Fleckenquarzit). Der Gesteinstyp ist bisher nur aus dem Västervik-Gebiet bekannt.
Abb. 73: Cordierit-Sillimanit-Granofels, polierte Schnittfläche, Kiesgrube Horstfelde.Abb. 74: Hellbrauner Cordierit-Sillimanit-Granofels, Geschiebe von Rerik, Breite 14 cm, leg. T. Brückner.Abb. 75: Polierte SchnittflächeAbb. 76: Nahaufnahme
Kein Leitgeschiebe sind Gneisgefüge wie in Abb. 77, mit diffusen Flecken oder Schlieren und roten bzw. farbigen Säumen. Der Fund ähnelt sowohl Fleckengneisen aus dem Gebiet von Kolmården (z. B. Abb. 43) als auch dem Västervik-„Fleckengneis“ in Abb. 24. Die bläulichen Partien innerhalb der dunklen Flecken dürften Cordierit sein.
Abb. 77: Fleckengestein mit blauem Cordierit; Hohenfelde östlich von Kiel, Aufnahme unter Wasser.
Die letzten zwei Funde weisen einige Übereinstimmungen mit den Fleckengesteinen vom Kolmården-Typ auf (vgl. Abb. 40-41). Die bläulichgrauen Flecken sind im Vergleich zur Matrix deutlich gröber kristallisiert und enthalten neben Glimmer wahrscheinlich auch Cordierit.
Abb. 78: Fleckengestein, feinkörniger roter Gneis mit gröber kristallisierten Flecken. Fundort: Klütz-Höved, Slg. E. Figaj (Sprötze).Abb. 79: Nahaufnahme.Abb. 80: Rotgraues Metasediment mit körnigen Flecken; Aufnahme unter Wasser, Kiesgrube Hoppegarten.Abb. 81: Nahaufnahme.
4. Verzeichnis der Lokalitäten mit Koordinaten
Lok. 1: Västervik-Fleckengestein, anstehend Felsen an der Küste bei Casimirsborg (Privatgelände!), (57.874100, 16.435327). Lok. 2: Västervik-Fleckengestein, anstehend Lokalität „Ekobutik“, ehem. „Tjust Motell“ an der E4 (57.868141, 16.414805). Lok. 3: Västervik-Fleckengestein: orangefarbene und graue Variante, anstehend Felsen am Hafen von Östra Skälö (57.58986, 16.63201). Lok. 4: Västervik-Fleckengestein, in der Nähe anstehend Halde aus aktuellen Strassenbaumaßnahmen; Pepparängsvägen S Västervik; Fundstelle erloschen (57.722189, 16.673201). Lok. 5: Västervik-Fleckengestein, anstehend Straßenaufschluss an der 135 westlich Gamleby (ca. 57.91458, 16.30901). Lok. 6: Västervik-Fleckengestein (gneisig), anstehend Felsen am Übergang zur Schäre Borgö (57.724874, 16.699695). Lok. 7: Geschiebe, Fahrradweg in Västervik Jenny, nahe der Autorennbahn (Motorbana), (57.768130, 16.585394). Lok. 8: Geschiebe Fossiler Strandwall an der Strasse nach Händelöp (57.718765, 16.671451; Parkplatz). Lok. 9: Geschiebe Geschiebe als Einfassung auf dem Parkplatz des ICA-Stormarknat Västervik (57.767546, 16.595644). Lok. 10: Geschiebe Kiesgrube 3 km westlich Sävsjö (57.391392, 14.616904). Lok. 11: Geschiebe Uferbereich des Vallsjön (ca. 57.406615, 14.742535). Lok. 12: Geschiebe Rollsteinstrand am Campingplatz Kolmården (58.65718, 16.40712). Lok. 13: Fleckengneis, anstehend Snörum bei Kolmården, temporärer Aufschluss (58.66476, 16.41711). Lok. 14: Fleckengneis, anstehend 200 m östlich Stavsjö-Station (58.702737, 16.442577). Lok. 15: Fleckengestein, Geschiebe Kiesgrube südlich Linköping (58.329789, 15.631448). Lok. 16: Fleckengestein, anstehend Großflächige Aufschlüsse am Wegesrand am Nordufer des Rummen, NW Gamleby (57.937173, 16.285627). Lok. 17: Västervik-Fleckengestein (gneisig), anstehend Schäre Grönö (57.714025, 16.712411).
5. Literatur
BERGMAN S, STEPHENS MB, ANDERSSON J, KATHOL B & BERGMAN T 2012 Sveriges berggrund, skala 1:1 miljon. Sveriges geologiska undersökning K 423.
GAVELIN S 1984 The Västervik Area in South-eastern Sweden – SGU Ser. Ba No. 32, 172 S, Uppsala.
LOBERG B 1963 The Formation of a Flecky Gneiss and Similar Phenomena in Relation to the Migmatite and Vein Gneiss Problem – Geologiska Föreningen i Stockholm Förhandlingar, 85:1, 3-109, Stockholm.
SMED P & EHLERS 2002 Steine aus dem Norden – Bornträger-Verlag Stuttgart, 1. Auflage 1994, 2. Auflage 2002.
SULTAN L & PLINK-BJORKLUND P 2006 Depositional environments at a Palaeoproterozoic continental margin, Västervik Basin, SE Sweden – Precambrian Research 145 (2006) S. 243-271, Elsevier. DOI: 10.1016/j.precamres.2005.12.005.
VINX R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).
WIKSTRÖM A 1979 Beskrivning till berggrundskartan 1 : 50000 – Katrineholm SO – Sveriges Geologiska Undersökning (Af) 123: 101 S., 44 Abb., 14 Tab., 3 Ktn. in 1 Mappe, Stockholm.
ZANDSTRA J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten ; Een beschrijving van ruim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – XIII+469 S., (1+)118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. Kte., Leiden etc. (Brill).
Abb. 1: Grauvioletter Västervik-Quarzit, Nahgeschiebe vom See Hjorten (Lokalität 16).
Quarzite sind ein weit verbreiteter Gesteinstyp im nordischen Grundgebirge. Das größte zusammenhängende Vorkommen in Südschweden liegt in der Umgebung der Stadt Västervik. Einige dieser Västervik-Quarzite weisen ein besonderes, nur aus diesem Vorkommen bekanntes Erscheinungsbild auf. Insbesondere der rotviolette Västervik-Quarzit sowie eine bläuliche Spielart mit roten Flecken können als Leitgeschiebe verwendet werden. Västervik-Quarzite treten mitunter gehäuft in glazialen Ablagerungen mit viel südostschwedischem Gesteinsmaterial auf, wo sie bedeutend häufiger anzutreffen sind als das Västervik-Fleckengestein oder die Västervik-Fleckenquarzite.
Die Quarzite des Västervik-Gebietes sind hell- bis dunkelgrau, rötlich-grau, grauviolett, rot, blau und selten auch grünlich gefärbt. Auf der geologischen Übersichtskarte Abb. 3 belegen sie die hellblaue Signatur, zusammen mit anderen Metasedimenten wie den Fleckenquarziten oder dem Västervik-Fleckengestein. Eine weite Verbreitung besitzen hellgraue und glimmerführende (Abb. 5-6), im südlichen Teil des Västervik-Gebiets auch dunkelgraue Quarzite. Sedimentstrukturen wie Schrägschichtung (Abb. 6) sind häufig zu beobachten, manchmal sogar Rippelmarken. Diese Strukturen konnten sich erhalten, weil die Metamorphose der Västervik-Quarzite weitgehend unter statischen Bedingungen erfolgte, ohne Beteiligung von gerichtetem Druck. Abbildungen weiterer Quarzit-Varianten zeigt der Exkursionsbericht Västervik-Gebiet (Abb. 7-19). Gute Kandidaten für ein Leitgeschiebe sind der grauviolette Västervik-Quarzit (Abb. 8-10) sowie blaue Quarzite mit rötlichen Flecken (Abb. 11-14). Auffällig, wahrscheinlich aber weniger spezifisch für das Västervik-Gebiet sind rotfleckige helle Quarzite (Abb. 7), blaue Quarzite mit rotem Feldspat (Abb. 16-18) sowie die weit verbreiteten grauen Quarzite mit gut erhaltenen Sedimentstrukturen wie Schichtung oder Schrägschichtung (z. B. Abb. 6).
Abb. 3: Geologische Übersichtskarte des Västervik-Gebiets. Die hellblaue Signatur markiert die Verbreitung der 1,8-1,9 Ga alten Metasedimente der Västervik-Formation. Im Süden und Westen grenzen sie an Granite des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB), im Norden an ältere Gesteine. Veränderte Kartenskizze aus BERGMAN 2012 (https://apps.sgu.se/geolagret/).Abb. 4: Straßenaufschluss im Västervik-Quarzit bei Almvik (Lokalität 2), Bildbreite ca. 2,50 m.Abb. 5: Hellgrauer Quarzit mit frischer Bruchfläche. Loser Stein aus einem Straßenaufschluss westlich von Gamleby (Lokalität 8).Abb. 6: Hellgrauer Quarzit mit Sedimentstrukturen (Lokalität 9).Abb. 7: Heller und rotfleckiger Quarzit (Lokalität 9, Bildbreite 35 cm).
Diese Quarzit-Variante kommt nach bisherigem Kenntnisstand nur im Västervik-Gebiet vor (VINX 2016). K.D. Meyer berücksichtigt das Gestein in Geschiebezählungen (z. B. MEYER 1994: 27). In den Bestimmungsbüchern von HESEMANN 1975, ZANDSTRA 1988, 1999 und SMED & EHLERS 2002 fehlt eine Beschreibung.
Abb. 9: Nahaufnahme unter Wasser.
Ein näherer Blick zeigt, dass der grauviolette farbliche Gesamteindruck auf rote und blaue Farbanteile zurückzuführen ist. Rote Anteile sind kleine Feldspäte, die nur bei starker Vergrößerung sichtbar werden. Blauquarz ist nicht immer direkt sichtbar. Als Nebengemengteil treten feinschuppig glänzender Glimmer, vereinzelt auch etwas größere Feldspäte auf, die an reflektierenden Spaltflächen erkennbar sein können. Sedimentäre Schichtung, auch Schrägschichtung, deutet sich mitunter durch farbliche Inhomogenitäten im cm- bis mm-Bereich an. Abb. 8-10 ist eine Anstehendprobe, Abb. 1 ein Nahgeschiebe aus dem Västervik-Gebiet.
Abb. 10: Nahaufnahme (nass) des Gefüges mit rötlichen und graublauen Partien.
Der grauviolette Västervik-Quarzit findet sich mitunter gehäuft in Gemeinschaft von Geschieben aus Nordost-Småland, z. B. Granite vom Kinda- oder Flivik-Typ, Vånevik-Granit, Augengneise vom Loftahammar-Typ oder Småland-Vulkanite. Gleichzeitig wird man hier auch auf massige blaue Quarzite oder graue Quarzite mit Sedimentstrukturen treffen, die mit einiger Wahrscheinlichkeit ebenfalls aus dem Västervik-Gebiet stammen, aber keine Leitgeschiebe sind.
1.2. Rotfleckiger Västervik-Quarzit mit Blauquarz
Eine auffällige Erscheinung und Spielart des violettgrauen Västervik-Quarzits sind Quarzite mit deutlich voneinander getrennt wahrnehmbaren roten und blauen Farbanteilen. Auf zwerfsteenweb.nl wird das Gestein als „Västervik-Quarzit vom Typ Gunnebo“ bezeichnet.
Abb. 11: Rotfleckiger Västervik-Quarzit mit Blauquarz (Steinbruch Hjortkullen, Lokalität 1). Nasse Bruchfläche, gleiche Probe wie in Abb. 2.Abb. 12: Nahaufnahme des Gefüges, nass fotografiert. Die rotfleckigen Bereiche enthalten vermehrt roten Feldspat.Abb. 13: Rotfleckiger Västervik-Quarzit, Aufnahme unter Wasser. Auf der abgerollten Geschiebeoberfläche weist der Quarz nur einen leichten Blaustich auf. Nahgeschiebe vom Ortseingang Västervik, Lokalität 7.Abb. 14: Nahaufnahme des Gefüges.
1.3. Blauer Västervik-Quarzit mit rotem Feldspat
Intensiv blauer Quarzit wurde an mehreren Lokalitäten im südöstlichen Teil des Västervik-Gebietes gefunden (Lokalität 4 und Schäre Gränö). Abb. 22 zeigt blauen Quarzit im Verband mit dunklen Gneisen und roten und pegmatitartigen Partien. Die Entstehung dieser Gesteine erfolgte offenbar unter Beteiligung von gerichtetem Druck und Teilaufschmelzung. Vergleichbare Gesteine könnten auch an anderen Lokalitäten innerhalb des svekofennischen Grundgebirges auftreten. Der auffällige Gesteinstyp ist daher wohl eher als lokale Besonderheit anzusehen, aber kein Leitgeschiebe.
Abb. 15: Blauer Quarzit mit dunklen Gneisen und roten und pegmatitartigen Bereichen. Bildbreite etwa 1 m; Bruchmaterial aus dem Straßenbau, Pepparängsvägen, südöstlich von Västervik (Lokalität 4).Abb. 16: Probe aus dem gleichen Aufschluss, trocken fotografiert.Abb. 17: Die Nahaufnahme zeigt trübe und glasig erscheinende Partie, ein kompakter und massiger Quarzit ohne erkennbare Einzelkörner.Abb. 18: Unregelmäßig im Gestein verteilt sind Ansammlungen mit größeren Körnern aus rotem Feldspat (oben links) und dunkle Minerale, u. a. Glimmer.
2. Geschiebefunde
Abb. 19: Grauviolette Västervik-Quarzite, Aufnahme unter Wasser; Geschiebefunde aus der Kiesgrube Arendsee (Brandenburg).
Alle Geschiebefunde in Abb. 19 zeigen eine grauviolette Gesamtfarbe, rötliches Pigment, Dunkelglimmer und winzige rote Feldspäte. Im Quarzit unten links ist eine sedimentäre Schichtung aus dunklen und hellen Lagen erkennbar.
Abb. 20: Grauvioletter-Västervik-Quarzit, gleicher Stein wie in Abb. 23 oben.Abb. 21: Västervik-Quarzit mit sedimentärer Schichtung und etwas Blauquarz. Kiesgrube Niederlehme, Aufnahme unter Wasser.Abb. 22: Grauvioletter Västervik-Quarzit, Breite 13 cm, Kiesgrube Niederlehme.
Die in Abb. 7 gezeigte hell cremefarbene Quarzit-Variante mit roten Hämatit-Flecken fällt auch als Geschiebe ins Auge, ist aber ein eher seltener Fund (Abb. 23-25). Ob dieser Quarzit-Typ nur im Västervik-Gebiet vorkommt, bleibt zunächst offen.
Abb. 23: Rotfleckiger Quarzit, polierte Schnittfläche, Fundort: Nienhagen, ex. coll D. Somann (Rostock).Abb. 24: Rotfleckiger Quarzit; Pritzen, ehem. Tagebau Greifenhain (Niederlausitz), Breite 35 cm.Abb. 25: Grauer Quarzit mit Sedimentstruktur (Schichtung) und roten Flecken; Kiesgrube Horstfelde, Aufnahme unter Wasser.Abb. 26: Blauer Quarzit mit hellrotem Feldspat und Glimmer, Aufnahme unter Wasser. Der Geschiebefund stimmt mit Anstehendproben aus dem Västervik-Gebiet überein (Abb. 15-18). Ob solche Quarzite nur dort vorkommen, bleibt zunächst offen. Fundort: Kiesgrube Arendsee in Brandenburg, Aufnahme unter Wasser.Abb. 27: Bläulicher Quarzit mit rötlichen Pigmenten; Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg, Breite 26 cm.
Ebenfalls kein Leitgeschiebe, wenngleich in Gesellschaft mit ostschwedischen Geschieben ein häufiger Fund, sind graue Quarzite mit gut erhaltener Schichtung.
Abb. 28: Grauer Quarzit mit sedimentärer Schichtung, Breite 45 cm, Kiesgrube Penkun (Vorpommern).Abb. 29: Grauer Quarzit mit Schrägschichtung; Steinitz, Findlingslager am Tagebau Welzow-Süd (Niederlausitz), Breite 34 cm.
3. Verwechslungsmöglichkeiten
Eine Verwechslungsmöglichkeit des grauvioletten Västervik-Quarzits besteht mit verkieselten Sandsteinen, wie sie z. B. aus der Almesåkra-Formation bekannt und in ähnlicher Form in anderen jotnischen Sedimentfolgen zu erwarten sind. Ebene Bruchflächen sowie ein Gefüge aus einzelnen Quarzkörnern unterscheidet sie von Quarziten. Dunkelglimmer findet sich bestenfalls in unansehnlichen, durch Erosion umgelagerten (detritischen) Körnern in den Zwickeln zwischen den Quarzkörnern.
Die rosafarbenen bis violetten norwegischen Quarzite, wie sie vermehrt z. B. an der Küste Jütlands zu finden sind (Rudolph 2017:216) weisen nicht das feine rote, manchmal in Flecken verteilte Hämatit-Pigment der Västervik-Quarzite auf.
Abb. 31: Übersichtskarte1 der beprobten Lokalitäten.
Lok. 1: rötlich-blauer Quarzit, Steinbruch Hjortkullen (57.795577, 16.530566). Lok. 2: violettgrauer Västervik-Quarzit und weitere Farbvarianten Almvik; Strassen-aufschluss an der E4 (57.831278, 16.443528). Lok. 4: blaue Quarzite; Västervik-Fleckengestein Halde mit Bruchmaterial aus dem Straßenbau; Pepparängsvägen, südöstlich von Västervik; Gesteine in der Nähe anstehend; Fundstelle erloschen (57.722189, 16.673201). Lok. 7: Geschiebe, u.a. Västervik-Quarzit Fahrradweg in Västervik Jenny, nahe der Autorennbahn Motorbana (57.768130, 16.585394). Lok. 8: heller Västervik-Quarzit Straßenaufschluss an der 135, kurz hinter Gamleby (57.91547, 16.36795). Lok. 9: div. Västervik-Quarzite, u.a. rotfleckiger Quarzit. Straßenaufschluss an der 135; vom Parkplatz Richtung Westen gehen (57.91458, 16.30901; Parkplatz). Lok. 16: grauvioletter Västervik-Quarzit Nahgeschiebe vom See Hjorten (57.793429, 16.527008).
5. Literatur
Gavelin S 1983 The Västervik Area in South-eastern Sweden – SGU Ser. Ba No. 32, 172 S, Uppsala.
Meyer K-D 1994 Exkursionsführer zur Quartärgeologie des nordöstlichen Nieder- sachsen – Geschiebekunde aktuell, Sonderheft 4, 36 S., 6 Taf., 9 Abb., 7 Tab., Hamburg, April 1994.
Rudolph F 2017 Das große Buch der Strandsteine – Die 300 häufigsten Steine an Nord- und Ostsee – 320 S. Wachholtz-Verlag – Murmann Publichers, Kiel/Hamburg, ISBN 978-3-529-5467-9.
Vinx R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).
