Öland ist ein beliebtes Reiseziel für den Fossiliensammler. Die Insel besteht aus paläozoischen Sedimentgesteinen (Mittelkambrium bis Mittelordovizium), vor allem den grauen und roten Orthocerenkalken, die auch in Norddeutschland häufig als Geschiebe zu finden sind. Der erste Teil dieses Exkursionsberichtes führt an einige der zahlreichen paläontologisch interessanten Lokalitäten (entnommen aus GRAVESEN 1993). Zur Geologie und Paläontologie Ölands sowie weiterführender Literatur s. SCHULZ 2002, VOLLBRECHT & WEMMER 2019.
Eigentliches Ziel der Reise war der Blick auf die Kristallingeschiebe an den westlichen Inselstränden und Steilufern im nördlichen Teil von Öland. Die Geschiebe stammen überwiegend vom nahen schwedischen Festland, aus Ost- und Nordost-Småland, einem Gebiet entgegen der vorherrschenden Zugrichtung der Gletscher während der letzten Vereisung. Viele der Strandgerölle haben also nur einen kurzen Transportweg zurückgelegt und sind als Nahgeschiebe anzusehen. Ihr Studium ermöglicht auf einfache Weise einen umfassenden Einblick in die häufigsten Gesteinstypen des nahen Grundgebirges. Neben der allgemeinen Betrachtung der Kristallingeschiebe im zweiten Teil wird ein dritter Abschnitt den anorogenen Ost-Småland-Graniten (Uthammar-, Götemar- und Jungfrun-Granit) gewidmet, die von besonderem geschiebekundlichen Interesse und auf Öland nicht selten zu finden sind.
Abb. 2: Kartenskizze Skandinavien. Der graue Kasten markiert das Gebiet in Abb. 3.Abb. 3: Kartenskizze der Fundlokalitäten auf Öland (Kartenausschnitt, leicht verändert, aus WIK et al 2005).
1. Sedimentgesteine
An den westlichen Steilufern der Insel sind die Sedimentgesteine teilweise hervorragend aufgeschlossen. Der Grund ist die Ausbildung einer Schichtstufe durch das leichte Einfallen der ursprünglich planar abgelagerten Sedimentschichten (Plattformsedimente) nach Ostsüdost. Im Westen streichen die ältesten Schichten aus (Mittelkambrium bis Unterer Roter Orthocerenkalk), nach Osten sind sie bis ins Mittelordovizium verfolgbar. Oberes Ordovizium steht am Ostseegrund östlich von Öland an. Es folgt ein vereinfachter Abriss der Schichtenfolge Ölands vom Mittelkambrium bis Mittelordovizium:
Mittel- bis Oberkambrium ist mit hellen Sand- bis Siltsteinen („Tessini-Sandstein“, „Paradoxissimus-Sandstein“), schwarzen Alaunschiefern, Stinkkalken und Anthrakoniten vertreten. Im untersten Ordovizium setzt sich die Tiefwasserfazies aus dunklen Tonsteinen fort. Den Beginn des Ordoviziums markiert ein erstes Auftreten von Graptolithen. Der Dictyonema– jetzt Rhabdinopora-Schiefer, ein schwarzer geschichteter Tonstein, enthält netzförmige Kolonien des Graptolithen Rhabdinopora flabelliformis. Über dem Dictyonema-Schiefer schließt sich lokal eine dünne Lage des Obolus-Konglomerats an, ein heller Sandstein mit phosphatschaligen Brachiopoden (Obolus apollinis).
Ab dem Unterordovizium entwickelt sich zum ersten Mal in der Erdgeschichte eine ausgedehnte Sedimentation von Kalksteinen, eine Flachwasserfazies mit einer vielfältigen Fauna aus Cephalopoden, Trilobiten und Brachiopoden. Die Gliederung des Ordoviziums von Öland erfolgt traditionell in Trilobitenstufen (SCHULZ 2002: 216ff). Verschiedenen Schichtteilen werden eigene Namen nach der spezifischen stratigraphischen Verbreitung der einzelnen Trilobitenarten zugeordnet. Daraus resultiert auch die verwirrende Vielfalt der Bezeichnungen ordovizischer Kalksteine. Sie können zwar anhand ihrer Lithologie bestimmbar sein, im Zweifelsfall ist aber das Auffinden der namensgebenden Trilobiten entscheidend.
Den Beginn der kalkigen Ablagerungen bildet die Ceratopyge-Stufe aus geschichteten und massigen glaukonitischen Kalken. Graue bis bunte und glaukonitreiche Kalke sowie härtere glaukonitisch-knollige Tonsteinlagen wechseln sich gegenseitig ab. Vom Ceratopyge-Kalk sind zahlreiche Typen bekannt. Das Gestein enthält mm-große, schwarzgrüne Glaukonit-Pellets und kann dunkelgrau, häufig mit grünlichen und rötlichen Partien, seltener auch bunt gefärbt sein.
Roter und Grauer Orthoceren-Kalk wurden früher in großem Stil in Steinbrüchen gewonnen und zu Platten verarbeitet. Ein Abbau ist seit der Wikingerzeit belegt, die historischen Steinbrüche liegen direkt an der Westküste und ermöglichten einen leichten Abtransport per Schiff. Auch heute noch gibt es große Steinbrüche im Inland der Insel. Die Vorkommen von Orthocerenkalken sind nicht auf Öland beschränkt, sondern setzen sich wenig südlich der Insel, vor allem aber quer durch die Ostsee bis nach Estland und weiter zum Ladoga-See fort. Namensgeber sind die Reste lang gestreckter bis kegelförmiger großer Kopffüßer (Cephalopoden). Orthoceras, Endoceras und Lituites bilden verschiedene Gattungen innerhalb der Ordnung der Nautiloideen und sind längst ausgestorben, ihr Vorkommen beschränkt sich auf das Ordovizium.
Die Orthocerenkalke lassen sich grob in Unteren, Mittleren und Oberen Grauen und Roten Orthocerenkalk unterscheiden (vgl. RUDOLPH 2017). Darüber hinaus existieren für die einzelnen Schichtteile zahlreiche Unterbezeichnungen (mehr als 30 Varietäten in PATRUNKY 1925). Namensgeber sind wieder die entsprechenden Trilobitengattungen.
– Unterer roter Orthocerenkalk: gleichmäßig roter, feinkörniger bis dichter und deutlich geschichteter Kalkstein, teilweise auch gelb- und grün geflammt. Zum Unteren Roten Orthocerenkalk gehören Planilimbata– und Limbata-Kalk. Der Planilimbata-Kalk (Abb. 36) ist violettrot gefärbt, mit orangegelben bis gelblichgrünen Schlieren. Gelegentlich finden sich kleine Glaukonitnester; Trilobiten bis 5 cm. Der Limbata-Kalk (Abb. 29-31) ist der typische Untere Orthocerenkalk und als Geschiebe sehr häufig zu finden. Er besitzt eine ziegel- bis dunkelrote Farbe und enthält manchmal grünliche Wühlspuren sowie Trilobiten bis 1 cm.
Der Untere Rote Orthocerenkalk wird durch die bunte „Blumenschicht“ (schwedisch blomminge bladet) begrenzt. Die Blumenschicht liefert auffällige Geschiebe und sieht sehr attraktiv aus (Beispiele von Älekinta Abb. 18-19).
– Unterer Grauer Orthocerenkalk: dichter und harter Kalkstein mit splittrigem Bruch; recht fossilarm; führt wenige grüne Glaukonitkörnchen.
– Mittlerer Grauer Orthocerenkalk: früher nach dem Kopffüßer Anthoceras vaginatum als „Vaginaten-Kalk“ bezeichnet, nimmt größere Schichtteile zwischen Unterem Grauen und Oberem Roten Orthocerenkalk ein. Dazu gehören der glaukonitführende graue Expansus-Kalk (Abb. 32) und der glaukonitfreie Raniceps-Kalk.
– Mittlerer Roter Orthocerenkalk: fein- bis grobkristalliner, im Bruch zuckerkörnig glänzender Kalkstein, manchmal mit großen weißen Calcit-Kristallen.
–Oberer Roter Orthocerenkalk: feinkristalliner roter Kalk mit grünlichen Partien und großen Orthoceren; gelegentlich große Panzerteile von Trilobiten. Auf den Gehäusen der Kopffüßer ein roter, abfärbender Hämatitüberzug.
–Oberer Grauer Orthocerenkalk: sehr fossilreich; grüngrauer, deutlich geschichteter Kalkstein mit gelblicher Verwitterungsrinde. Auch der Schroeteri-Kalk mit dem „Bischofsstab“ Lituites stammt aus diesem Schichtverband (Abb. 4). Im Top der Folge steht der Echinosphäritenkalk an (Echinosphaerites aurantium).
Das Mittelordovizium findet sich entlang der Ostküste Ölands mit Kalken mit diversen Lokalnamen, z. B. Dalby-Kalk (mit Cystoideen) oder Ludibundus-Kalk.
Oberordovizium steht auf Öland nicht an, seine Vorkommen liegen am Grund der Ostsee und sind nicht direkt zugänglich. Hier leistet die Geschiebekunde einen wichtigen Beitrag zur Erforschung der Fauna dieser Gesteine. Die wichtigsten Geschiebetypen sind Backsteinkalk, Macrouruskalk, Ostseekalk, Paläoporellenkalk, Öljemir-Flinte und diverse Crinoidenkalke.
Abb. 4: Diverse „Bischofsstäbe“ (Lituites) in der Sammlung des Urzeithofes in Stolpe.
1.1. Äleklinta
Abb. 5: Steilküste nördlich von Äleklinta, an der Basis Siltsteine des Mittelkambriums („Tessini-Sandstein“).
An der etwa 10 m hohen Steilküste nördlich der Ortschaft Äleklinta steht Mittelkambrium und Unteres Ordovizium an (vgl. GRAVESEN 1993: 26, 35, 50). Die Gesteine finden sich auch als Strandgeröll wieder.
Abb. 6: Plattige Strandgerölle, im Wesentlichen Roter und Grauer Orthocerenkalk und mittelkambrische Sandsteine. Bildbreite 1 m.Abb. 7: Links roter und grauer Orthocerenkalk, rechts mittelkambrische Siltsteine. Bildbreite 30 cm.
Die unteren Meter der Schichtenfolge bilden feinkörnige und hellgraue Sand- bis Siltsteine aus dem Mittelkambrium („Tessini-Sandstein“, „Paradoxissimus-Sandstein“). Lagenweise führen sie braune Häutungsreste des Trilobiten Paradoxides paradoxissimus. Auf den Schichtflächen sind Sedimentgefüge, seltener auch biogene Spuren (Grab- und Ruhespuren von Trilobiten) erkennbar. Der Tessini-Sandstein ist synonym mit dem „Eophyton-Sandstein“. Das einst als Abdrücke von Pflanzen (griech. eo-phyton: alte Pflanze) interpretierte Sedimentgefüge wird heute als Positivabdruck von Schleif- und Driftmarken aufgefasst.
Abb. 8: Mittelkambrischer Sandstein mit Schleif- und Driftmarken („Eophyton-Sandstein“), Breite 13 cm.
Anthrakonite finden sich in sehr großen Blöcken am Strand. Sie entstammen einer knapp 1 m mächtigen Anthrakonitbank, die oben und unten von Konglomeratlagen begrenzt und dem Unterordovizium zugerechnet wird (VOLLBRECHT 2015: 60; Oberkambrium in GRAVESEN 1993). Anthrakonite sind grobkristalline, durch organische Beimengungen schwarz gefärbte Kalksteine. Beim Aufschlagen macht sich ein starker Geruch nach Bitumen bemerkbar. Sie entstanden während der Diagenese und können an anderen Lokalitäten auch als Einschaltung in kambrischen Alaunschiefern auftreten.
Abb. 9: Großer Anthrakonit-Block mit sehr grob kristallisiertem Calcit, Breite 45 cm.Abb. 10: Anthrakonit, unten stengelige Calcit-Kristalle, senkrecht zur Schichtebene (Übergang in Alaunschieferfazies). Breite 14 cm.
Über den Anthrakoniten steht ein Sandstein mit bituminösem Kalkzement an. Im oberen Teil des Aufschlusses folgen etwa 2 m mächtige Alaunschiefer mit einem Konglomerat an der Basis. Die obere Konglomeratlage geht weiter nördlich ins Obolus-Konglomerat über. Alle Schichtteile werden mittlerweile dem Unterordovizium zugerechnet (STOUGE 2004). Der unterordovizische Dictyonema-Schiefer soll etwa 300 m nördlich des Hafens anstehen, wurde aber nicht gefunden bzw. ausreichend beachtet. Darüber folgen der Ceratopyge-Schiefer und Unterer Roter und Grauer Orthocerenkalk (Hunneberg- und Billingen-Unterstufe).
Abb. 11: Löchriger heller und calcitgebundener Sandstein, wahrscheinlich Unterordovizium. Breite 14 cm.Abb. 12: Gleicher Typ, Blick auf die Schichtfläche. Breite 9,5 cm.Abb. 13: Weiter nördlich stößt man auf Halden eines alten Steinbruchs. Hier finden sich fast nur noch große Blöcke von Orthocerenkalk mit besonders schönen Anschnitten von Kopffüßern.Abb. 14: Rotbraun-grünlicher Orthocerenkalk, Bildbreite 38 cm.Abb. 15: Orthocerenkalk, Bildbreite 23 cm.Abb. 16: Orthocerenkalk, Bildbreite 55 cm.
Einige Kalke zeigen runde löchrige Vertiefungen. Wahrscheinlich handelt es sich um Hartgründe, angebohrt durch benthische Organismen. Hartgründe entstehen bei temporärem Aussetzen der Sedimentation und einer diagenetischen Verfestigung der Sedimentoberfläche.
Abb. 17: Löchriger Hartgrund im Orthocerenkalk, Bildbreite 17 cm.
Im Grenzbereich zwischen Unterem Roten Orthocerenkalk und den roten bis grauen Limbata-Kalken finden sich mehrere Diskontinuitätsflächen und bioturbate Horizonte.
Zwei davon werden „Blumenschicht“, schwedisch blomminge bladet genannt (Abb. 18-19). Diese roten bis grauen Kalke enthalten rundliche, wiederum mit einem grünen Material verfüllte und häufig von einem gelben Rand umgebene Löcher. Eine nähere Beschreibung des Gesteinstyps und seiner komplexen Genese geben BARTOLOMÄUS & POPP 2018.
Abb. 18: Roter Orthocerenkalk der „Blumenschicht“, Breite 16,5 cm.Abb. 19: Roter Orthocerenkalk mit rotbraunen und gelb umrandeten Löchern, ähnlich „Blumenschicht“. Bildbreite 17 cm.Abb. 20: Bioturbater Orthocerenkalk, Breite 18 cm.Abb. 21: Bioturbater? Orthocerenkalk, Breite 10 cm.Abb. 22: Diskontinuierliche Gefügegrenze zwischen rotem und grauem Orthocerenkalk. Breite 12 cm.
1.2. Eskilslund
Eskilslund ist die einzige der besuchten Lokalitäten, an der unterkambrische Sandsteine („Kalmarsund-Sandstein“) gehäuft auftreten, insbesondere helle Sandsteine mit dunklen Grabgängen von Skolithos und die sog. „Chiasma-Sandsteine“. Dies ist bemerkenswert, vermutet man das Anstehende doch im Kalmarsund westlich von Öland und erwartet ein häufigeres Auftreten des Gesteinstyps als Nahgeschiebe. Offenbar besitzen die Vorkommen zumindest im nördlichen Teil des Kalmarsunds nur eine geringe lokale Ausdehnung. Wie es im Süden von Öland mit den Fundmöglichkeiten aussieht, ist mir nicht bekannt.
Abb. 23: Besser geht es nicht: Kalmarsund-Sandstein mit senkrecht zur Schichtung stehenden Grabspuren. Schräg zur Schichtung drangen eisenhaltige Lösungen ein („Chiasma-Sandstein“). Breite 15 cm.
Der etwa 520-525 Millionen Jahre alte Kalmarsund-Sandstein ist ein feinkörniger Sandstein mit fein laminierten Bändern aus rot- bis violettbraunen sowie gelblichen bis fast weißen Lagen im mm- bis cm-Maßstab. Sandsteine vom Typ Kalmarsund mit dunklen Skolithos-Wohnröhren und die „Chiasma-Sandsteine“ sind nur aus dem Kalmarsund bekannt und gelten als Leitgeschiebe.
Als „Chiasma“ (griech. Kreuzung) bezeichnet man die divergierenden Streifen zwischen Schichtebene und einer schräg dazu verlaufenden Streifung. Letztere entstand wahrscheinlich durch rhythmische Fällungen aus eisenhaltigen Lösungen im Kontakt mit Sauerstoff (Umwandlung von löslichem Fe(II) in unlösliches dreiwertiges Eisen).
Abb. 24: Kalmarsund-Sandstein, Breite 13 cm.Abb. 25: Kalmarsund-Sandstein, Breite 8 cm.Abb. 26: Kalmarsund-Sandstein, Wurmbauten senkrecht zur Schichtebene, kein „Chiasma“. Breite 13 cm.Abb. 27: Rotbrauner unterkambrischer Sandstein, Breite 14 cm.Abb. 28: Sandstein mit schräg zur Schichtung verlaufenden gelblichen Entfärbungen. Breite 9 cm.
1.3. Hagskog
An der niedrigen Steilküste bei Hagskog (Lokalität Haget in GRAVESEN 1993: 51) steht Unterer Roter Orthocerenkalk (Limbata-Kalk) an. Als Geschiebe tritt auch der bunte Planilimbata-Kalk auf, ein roter bis violetter glaukonithaltiger Orthocerenkalk mit orangegelben bis grünlichgelben Schlieren. Weiterhin finden sich in großer Zahl graue und glaukonitische Kalke, wahrscheinlich Expansus-Kalk aus dem Mittleren Grauen Orthocerenkalk.
Abb. 29: Niedrige Steilküste mit Unterem Roten Orthocerenkalk (Limbata-Kalk).Abb. 30: Roter Orthocerenkalk mit welligen Schichtflächen. In der Bildmitte die „Blumenschicht“. Höhe ca. 70 cm.Abb. 31: Roter Orthocerenkalk im Spülsaum, Bildbreite 42 cm.Abb. 32: Graue und glaukonitische Kalke, Expansus-Kalk. Bildbreite 24 cm.Abb. 33: Grünlichgrauer Glaukonitkalk, Expansus-Kalk mit Trilobitenrest. Breite 14 cm.Abb. 34: Glaukonitkalk, nass fotografiert.Abb. 35: Nahaufnahme. Die Glaukonitkörnchen sind unregelmäßig rund und pelletartig geformt.Abb. 36: Bunter Orthocerenkalk (Planilimbata-Kalk), Breite 18 cm.Abb. 37: Bunter Orthocerenkalk (Planilimbata-Kalk), Breite 10,5 cm.Abb. 38: Grüner Kalkstein mit gelben Flecken, Breite 13 cm.
1.4. Neptuni åkrar
Neptuni åkrar, die „Neptunfelder“, sind eine Erosionsplattform aus Orthocerenkalken auf Meeresniveau, denen ein Strandwall aus zerkleinerten Kalksteinen nachgelagert ist.
Abb. 39: Neptuni åkrar, Strandwall und Erosionsplattform.Abb. 40: Auf der Erosionsplattform.Abb. 41: „Orthoceren-Schlachtfeld“, Bildbreite ca. 130 cm.
Vom Parkplatz am Nordstrand Wittow, etwa 2,5 km westlich von Kap Arkona, führt ein Abstieg zum Strand. Wendet man sich nach Osten, werden die Steine bald größer, und nach 2 km erreicht man Gellort, den nördlichsten Punkt der Insel. Die Steilküste besteht hier wieder aus kreidigen Lockersedimenten. Am Gellort befindet sich auch der Siebenschneiderstein, der viertgrößte Findling auf Rügen.
Abb. 1: Strandabschnitt mit großen Geschieben, östlich vom Parkplatz am Nordufer auf der Insel Wittow.Abb. 2: Abstieg zum Siebenschneiderstein am Gellort.
Der Siebenschneiderstein besitzt ein Volumen von ca. 61m³. Laut Erfassungsbeleg Geotop des GLA Mecklenburg-Vorpommern (Bearbeiter W. Schulz) handelt sich um einen Karlshamm-Granit, einem etwa 1,4 Ga alten anorogenen Granit aus Blekinge in Südschweden.
Abb. 3: Die Oberfläche des Findlings ist stark angewittert. Stellenweise ist eine schalige Ablösungen zu beobachten, wahrscheinlich eine Folge von Verwitterung durch Frostsprengung.Abb. 4: Nur an einer Stelle ist das Gefüge des Findlings einigermaßen sichtbar und eine Ähnlichkeit mit dem Karlshamn-Granit erkennbar. Das Gestein enthält braunen Titanit.
Ein ausgesprochen interessantes Geschiebe befindet sich am einige hundert Meter westlich vom Siebenschneiderstein.
Abb. 5: Breite 75 cm.
Ein einsprenglingsarmer grüner Diabas und ein basisches Gestein mit sehr großen Plagioklas-Einsprenglingen steht im Kontakt mit einem sauren Porphyr vom Påskallavik-Typ (rechts unten). Solche Kontakte zwischen Gangporphyr und basischem Magma sind aus Ostsmåland bekannt. In diesen „gemischten Gängen“ nutzte zuerst das saure, später das basische Magma den gleichen Aufstiegsweg. Das basische Magma flankiert den sauren Gangporphyr, entstand also später. Im vorliegenden Fall scheint es mehrere basische Magmenschübe gegeben zu haben. Dabei wurde das feinkörnige und einsprenglingsarme Magma mechanisch mit dem Magma mit körniger Grundmasse und den großen Plagioklas-Einsprenglingen vermengt (magma mingling).
Abb. 6: Diabas mit körniger Grundmasse und großen Plagioklas-Einsprenglingen. Bildbreite 45 cm. Die Partie durchzieht eine etwa 1 cm breite Ader eines braunen Gesteins mit dichter Grundmasse, ohne Einsprenglinge (lokale, durch das heiße basische Magma aus dem Porphyr mobilisierte Schmelze?)Abb. 7: Nahaufnahme der gleichen Partie. Im Diabas mit körniger Grundmasse sind die Plagioklase unregelmäßig verteilt, einige davon gerundet. Andere Partien sehen aus wie Fragmente (Bildmitte rechts). Offenbar fand mehrfach eine Vermengung unterschiedlicher basischer Gesteine statt.Abb. 8: Der größte Plagioklas-Einsprengling (oder Xenokristall) ist 10 cm lang.Abb. 9: Detailaufnahme einer anderen Partie. Eine Epidotader durchschlägt mehrere Plagioklas-Einsprenglinge (oben).Abb. 10: Kontakt von Diabas und braunem Porphyr. Bildbreite ca. 25 cm.Abb. 11: Braune Porphyrpartie. Die runden Alkalifeldspat-Einsprenglinge mit dunklen Kernen sind typisches Erkennungsmerkmal des Påskallavik-Porphyrs. Bildbreite etwa 30 cm.Abb. 12: Die Grundmasse des Porphyrs wurde im Kontakt zum aufsteigenden Diabas-Magma aufgeschmolzen und assimiliert, nicht aber die runden Alkalifeldspäte. Sie häufen sich an dieser Stelle, teilweise sind sie von einem hellen Feldspat-Saum umgeben (Plagioklas aus dem Diabas-Magma?). Bildbreite ca. 13 cm.
Zwischen Nordstrand und Gellort sind noch weitere interessante Geschiebe zu finden, darunter auffällig viele größere Geschiebe von porphyrischen Amphiboliten (kleinkörnige Metabasite mit großen, runden Amphibol-Granoblasten, sog. „Uralit-Porphyrite“ oder „Uralit-Diabase“, Abb. 14-15).
Abb. 13: Påskallavik-Porphyr mit basischem Xenolith, Breite 24 cm. Das basische Gestein enthält einige runde Feldspäte (Xenokristalle) aus dem Porphyr. Auch hier muss das basische Magma zeitlich also nach dem Porphyr aufgestiegen sein.Abb. 14: Porphyrischer Amphibolit, Breite 22 cm.Abb. 15: Porphyrischer Amphibolit, Breite 24 cm.Abb. 16: Metabasit. Für einen porphyrischen Amphibolit enthält das Gestein zu wenig Amphibol. Es dürfte sich um einen metamorphen Leukogabbro oder -diorit handeln. Breite 25 cm.Abb. 17: Åland-Quarzporphyr, dunkle Variante, mit größeren grünen Plagioklas-Xenokristallen. Aufnahme unter Wasser.Abb. 18: Nahaufnahme des Gefüges; rechts oben ein unvollständiger Ringquarz.
Auch an diesem Küstenabschnitt ist der Braune Ostsee-Quarzporphyr ein häufiger Geschiebefund. Die nächsten Bilder zeigen zwei ausgefallene Varianten.
Abb. 19: Brauner Ostsee-Quarzporphyr mit einem aplitischen Xenolith. Aufnahme unter Wasser.Abb. 20: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 21: Brauner Ostsee-Quarzporphyr mit fleckiger Grundmasse (Fragmente, vulkanische Brekzie?); Aufnahme unter Wasser.Abb. 22: Der Porphyr enthält mit Quarz und Chalcedon gefüllte Hohlräume (Lithophysen). Stellenweise ist eine Bandtextur erkennbar (gebänderter Chalcedon = Achat).Abb. 23: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche.Abb. 24: Nahaufnahme. Einige Lithophysen sind mit bläulichem Chalcedon verfüllt.Abb. 25: Mafitreicher porphyrischer Rapakiwi, wahrscheinlich ein Nordingrå-Rapakiwi. Aufnahme unter Wasser.Abb. 26: Polierte Schnittfläche. Die meisten der grauen bis gelbbraunen Alkalifeldspäte besitzen undeutliche Konturen, einige einen nahezu quadratischen Umriss.Abb. 27: Nahaufnahme. Graugrüner Plagioklas ist in geringer Menge enthalten. Als dunkles Mineral tritt ganz überwiegend Amphibol auf. Eckige, teils idiomorphe mittelgraue Quarze sitzen in den Zwischenräumen der Feldspäte. Partien mit graphischen Verwachsungen sind nicht erkennbar.Abb. 28: Fleckengestein, leicht foliierter Granofels mit feinkörniger roter Matrix und dunklen Flecken. Breite 35 cm, Herkunft unbekannt.Abb. 29: Rotes Fleckengestein mit unregelmäßig konturierten Flecken in einer feinkörnigen Grundmasse. Solche Fleckengesteine kommen im Västervik-Gebiet, in ähnlicher Form aber auch in anderen Regionen vor. Breite 30 cm.Abb. 30: Västervik-Fleckengestein, polierte Schnittfläche, Geschiebe von Göhren (Nordperd).Abb. 31: Abendliche Stimmung am Gellort.
2.4. Lohme
Glück beim Finden wie auch beim Schneiden eines kambrischen Sandsteins hatte T. Brückner (Hilter). Der linke Grabgang mit dem Ichnofossil Monocraterion ist perfekt mittig getroffen.
Abb. 32: Außenseite des Geschiebes (Slg. T. Brückner).Abb. 33: Polierte Schnittfläche mit Monocraterion tentaculum (TORELL 1870).Abb. 34: In der Nahaufnahme erkennt man, dass beim Anlegen des Grabganges gröberes Sediment nachgesackt ist.
2.5. Sellin
Die nächsten Funde stammen vom Geröllstrand nordwestlich der Seebrücke Sellin.
Abb. 35: Seebrücke Sellin.Abb. 36: Hammarudda-Quarzporphyr, Breite 75 mm.Abb. 37: Åland-Rapakiwi mit Wiborgit-/Pyterlit-Mischgefüge, Aufnahme unter Wasser.Abb. 38: Vulkanit mit Blauquarz (Småland-Vulkanit); Breite 7,5 cm.Abb. 39: Rotbrauner Gangporphyr vom Påskallavik-Typ mit Blauquarz, Breite 11 cm.Abb. 40: Porphyrischer Monzogranit, NE-Småland-Granit vom Kinda-Typ; Breite 13 cm.Abb. 41: Monzogranit, Typ Filipstad, mit blass rötlich- bis braungrauem Alkalifeldspat und weißem bis grünlichgelbem Plagioklas. Breite 10,5 cm.Abb. 42: Biotitreicher Monzogranit mit grünem und rotbraunem Plagioklas, Breite 7 cm.Abb. 43: Plagioklasreicher Granitoid vom Typ Sala (Uppland-Granit), Breite 14 cm.Abb. 44: Roter Flasergneis, Breite 9 cm.Abb. 45: Roter Skolithos-Sandstein mit hellen Entfärbungsflecken, Breite 11 cm.
2.6. Mönchgut
Am südlichen Ende der Halbinsel Mönchgut liegt Klein Zicker. Vom Cafe „Zollhaus“ aus geht man eine niedrige Steilküste aus ockerbraunem Geschiebemergel entlang. Dieser Geschiebemergel des Mönchsguter Eislobus wurde vor 13.000 bis 15.000 Jahren während der weichselglazialen Mecklenburg-Phase abgelagert und ist ein sog. Ausschmelztill, d. h. er entstand durch sukzessives Abschmelzen des Eises während einer Stillstandslage.
Abb. 46: Steilküste auf Klein Zicker; ungeschichteter Till mit einem hohen Anteil an feinkörnigen Sedimenten (Ton, Sill) und wenigen größeren Steinen (dropstones).Abb. 47: Brutröhren der Schornsteinwespe (Odynerus spinipes) im Geschiebemergel.Abb. 48: Eigenartiges orthogonales Bruchmuster im Geschiebemergel. Sauerstoffhaltiges, entlang der Klüfte eindringendes Oberflächenwasser führte zu einer Oxidation von Fe II (grau) aus dem Geschiebemergel zu Fe III (Braunfärbung durch Bildung von Limonit).Abb. 49: Steilküste aus Geschiebelehm und Schmelzwassersanden am westlichen Ende der Halbinsel.Abb. 50: Åland-Ringquarzporphyr, Aufnahme unter Wasser.Abb. 51: Grüner Quarzporphyr, polierte Schnittfläche.Abb. 52: Nahaufnahme. Einige der eckigen bis kantengerundeten Quarze weisen Spuren einer magmatischen Korrosion auf.
Solche grünen Quarzporphyre werden immer wieder gefunden. Einige der eckigen bis kantengerundeten Quarze erinnern zwar an die magmatische korrodierten Quarze im Roten Ostsee-Quarzporphyr, allerdings kommen sie auch in Porphyren aus anderen Gebieten vor (u.a. Rödö).
Abb. 53: Bunter Granit vom Växjö-Typ, Aufnahme unter Wasser. Der Granittyp kommt verbreitet im nördlichen Småland vor.Abb. 54: Grobkörniges und pegmatitähnliches Gestein aus blauem Quarz, etwas weißem Feldspat und einem braunen Mineral (Amphibol oder Andalusit?). Aufnahme unter Wasser.Abb. 55: Tosterup-Konglomerat; überwiegend schwach kantengerundete Lithoklasten aus grünem Tonschiefer sowie ein rundes Quarzgeröll und ein rotbrauner Tonstein in einer sandigen, kalkgebundenen Matrix. Breite 20 cm.
Im westlichen Teil des Großen Zicker ist eine Steilküste aus Geschiebemergel und Schmelzwassersanden aufgeschlossen. Westlich der Zickerschen Berge liegt ein ausgedehnter Geschiebestrand.
Abb. 56: Blick von Klein Zicker auf die Zickerschen Berge.Abb. 57: Die grasbewachsenen Hügel der Zickerschen Berge im Westen von Möchsgut werden zur Weidewirtschaft genutzt.Abb. 58: Porphyrischer Rapakiwi; ähnliches Gefüge wie der Ostsee-Rapakiwi vom Nordbaltischen Pluton, allerdings ohne die charakteristischen kleinen Quarze um die Alkalifeldspäte. Polierte Schnittfläche, leg. D. Lüttich.Abb. 59: Granodiorit bis Quarzmonzodiorit, Aufnahme unter Wasser.Abb. 60: Mittelkörniger Granit aus blassrotem Alkalifeldspat (Karlsbader Zwillinge), braunrotem Plagioklas und grauem Quarz. Abgesehen von seiner Kleinkörnigkeit weist der Granit alle Merkmale des Lemland-Granits auf. Breite 13,5 cm.Abb. 61: Ein weiterer porphyrischer Granit mit rotem Plagioklas, vermutlich (post)svekofennisch, aber kein Lemland-Granit. Aufnahme unter Wasser.Abb. 62: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 63: Abendstimmung auf Groß Zicker.
Abb. 1: Steilküste auf Jasmund; Ablagerungen der Oberkreide (weiß) mit eingeschaltetem Geschiebemergel (grau).
Das bevorzugte Ziel für den geologisch interessierten Besucher von Rügen ist die beeindruckende Steilküste auf dem Inselteil Jasmund. Hier sind die als „Rügener Schreibkreide“ bezeichneten Sedimente sowie pleistozäne Ablagerungen aufgeschlossen. Nach einer kurzen Übersicht zu Rügens Geologie werden in dieser Artikelreihe Funde kristalliner Geschiebe von mehreren Stränden der Insel vorgestellt.
Die Rügener Schreibkreide ist ein krümeliger und wenig verfestigter Kalkstein, der von zahlreichen Feuersteinbändern durchzogen wird. Sie entstand in einem Zeitabschnitt der Oberkreide, im Maastricht, vor etwa 72-66 Millionen Jahren. Zu dieser Zeit bedeckte ein Flachmeer praktisch ganz Mitteleuropa. Nur einige Inseln ragten aus diesem Kreidemeer hervor, die Alpen gab es noch nicht. Ein tropisches Klima, aber eine recht kühle Wassertemperatur begünstigte das Wachstum kleinster, planktonisch lebender Meerestiere, aus denen die Schreibkreide zusammengesetzt ist. Im Wesentlichen sind dies die als Coccolithen bezeichneten Kalkplättchen von Algen der Ordnung Coccolithophorida, neben weiteren Kleinfossilien. Die Sedimentation erfolgte erstaunlich langsam, etwa 35 mm in 1.000 Jahren (REICH 1998). In der Schreibkreide finden sich auch zahlreiche Makrofossilien: Seeigel, Schwämme, Belemniten, Korallen, Muscheln, Bryozoen, Schnecken, Seesterne, Ammoniten und weitere (vgl. SCHULZ 2003: 347-351, REICH et al 2018).
Innerhalb der hellen Schreibkreide treten Lagen von dunkelgrauen Feuersteinen auf. Sie entstanden nach der Ablagerung der Kreideschichten während der Diagenese und bilden Konkretionen – massige Gesteine von rundlicher, knolliger, teils auch bizarrer Gestalt. Die Feuersteine sind der „Prototyp“ des nordischen Geschiebes, weil sie in glazialen Ablagerungen praktisch allgegenwärtig auftreten. Ihre südlichste Verbreitungsgrenze, die sog. „Feuersteinlinie“ kennzeichnet die Maximalausdehnung der nordischen Inlandvereisungen.
Abb. 2: Feuersteinlagen innerhalb der Rügener Schreibkreide, Steilküste nördlich von Sassnitz. Die Lagen sind annähernd gleich mächtig und regelhaft rhythmisch angeordnet. Abb. 3: Feuersteinlagen, Bildhöhe etwa 3 Meter.Abb. 4: Frisch ausgebrochene Feuersteine besitzen einen splittrigen Bruch und eine weiße Rinde. Mit der Zeit werden sie abgerollt, auf Grund ihrer Härte und Zähigkeit nur durch gegenseitige Bewegung im Brandungssaum. Bildbreite ca. 50 cm.
Vor den nordischen Inlandvereisungen bildeten die Schichten der Oberkreide ein mehr oder weniger ebenes und bis 400 m mächtiges Sedimentpaket. Diese Schichten sind auch heute im Untergrund noch großflächig verbreitet und durch jüngere Schichten verdeckt. Durch tektonische Vorgänge, wahrscheinlich Störungen des Untergrundes während der alpidischen Gebirgsbildung, kam es im Tertiär zu Hebungen. Durch leichte Verkippung bildeten sich Kreide-Horste. Einst verband ein etwa 100 km breites, in Ost-West-Richtung sich erstreckendes Kreidemassiv die Vorkommen von Rügen und Møn.
Die erosive Kraft des Inlandeises führte zu einer Abtragung der oberen 100 m dieses Massivs und zur Bildung kleiner und größerer Schollen, die in der Folge teils dachziegelartig verkippt oder sogar verfaltet wurden. Dabei konnten auch größere zusammenhängende Pakete der lockeren Kreidesedimente bewegt werden, weil der Untergrund gefroren war. Durch diese glazitektonischen Vorgänge gelangten die Kreidesedimente in ihre heutige Position und bilden ein komplexes Nebeneinander mit Geschiebemergeln und anderen glazialen Ablagerungen. Erst der Geschiebemergel des letzten weichselzeitlichen Eisvorstoßes liegt über den verschuppten kreidezeitlichen und glazialen Sedimenten, was auf eine zeitliche Einordnung der Glazitektonik in die Zeit bis zum Pommerschen Stadium der Weichselvereisung vor etwa 22.000 – 20.000 Jahren deutet.
Die Verkippung und Faltung der aufragenden Schollen lässt sich an den Feuersteinbändern stellenweise gut nachvollziehen (Abb. 5). Größere Kreideschollen sind vor allem im Nordteil der Insel auf Jasmund sowie an der NE-Spitze von Wittow aufgeschlossen. Kleinere Kreideschollen und -schlieren finden sich z. B. auch an der Steilküste von Dwasieden (Abb. 6).
Abb. 5: Gebogene Feuersteinlagen (Glazitektonik). Ursprünglich horizontal abgelagerte Kreide mit den typischen Feuersteinbändern. Durch die Kraft der Gletscher in der letzten Eiszeit kam es zur Aufschiebung, Verkippung und Stauchung der Kreide.Abb. 6: Geschiebemergel mit Kreideschlieren, Dwasieden.
Im letzten Stadium der Eisvorstöße, im späten Weichselglazial, wirkten die Inselkerne von Jasmund und Arkona als Hindernis. Der Gletscher teilte sich hier in zwei Eisströme. Ein südlich verlaufender sog. Oder-Eisstrom modellierte die hügelige Landschaft Ostrügens. Durch Stillstand und Abschmelzen des Eises entstanden die Endmoränen der sog. Mittelrügenschen Stillstandslage. Ihre heutige Gestalt nahm die Insel lange nach dem Rückzug des Eises an. Rügen war nach dem Abschmelzen des Eises zunächst Festland. Vor etwa 7.800 Jahren, zu Zeiten der Litorina-Transgression, wurde das Gebiet überflutet, nur die Inselkerne Jasmund, Wittow und Mönchgut lagen über dem Meeresspiegel. Durch Brandung entstanden an ihren Außenseiten Steilufer. Abgetragener Sand wurde durch Küstenströmungen in Gestalt von Nehrungen wieder ablagert und verbindet seitdem die Inselkerne miteinander. Im Naturschutzgebiet „Schmale Heide“ (Feuersteinfelder von Mukran) finden sich 14 Strandwälle aus Feuersteinen, die vor etwa 4.000 Jahren während mehrerer Sturmfluten aufgeschüttet wurden (Abb. 7).
Abb. 7: Feuersteinfelder von Mukran. Die wallartigen Akkumulationen von Feuersteinen sind Ablagerungen historischer Sturmfluten vor etwa 4.000 Jahren.
Rügens Steilküsten sind von einem beachtlichen Fortschreiten der Erosion betroffen, die Küstenlinie wird jährlich um durchschnittlich 30 cm zurückverlegt. Vor allem nach der Schneeschmelze und starken Regenfällen ereignen sich größere Abbrüche, Geschiebemergel und Schmelzwassersande zwischen die Kreidefelsen wirken dabei als Sollbruchstellen.
Abb. 8: Frischer Abbruch nördlich von Sassnitz (Mai 2012).Abb. 9: Bedrohlich hängen metergroße Geschiebe in der Steilwand bei Sassnitz.
Auf Rügen gibt es eine Vielzahl interessanter geologischer Lokalitäten, die im Text genannten sind auf der Karte Abb. 10 markiert.
Abb. 10: Übersichtskarte Rügen mit besuchten Lokalitäten: Nordufer Wittow und Kap Arkona (1), Dwasieden (2), Kreideküste nördlich Sassnitz (3), Klein Zicker (4), Groß Zicker (5), Dargast (6), Kreidemuseum Gummanz (7), Feuersteinfelder Mukran (8). Karte aus wikipedia.org, Urheber: devil m25, CC BY-SA 2.0 de.
Auf Jasmund wurde die Rügener Schreibkreide zur Gewinnung von Schlämmkreide früher in zahlreichen Steinbrüchen abgebaut. Ein aktiver Tagebau liegt bei Promoisel, ein aufgelassener Bruch bei Dargast.
Abb. 11: Aufgelassener Tagebau bei Dargast.
Das Kreidemuseum in Gummanz (www.kreidemuseum.de) informiert mit einer bergbautechnischen Sammlung und einem Freilichtbereich über die Historie des Kreideabbaus und die Verwendung der Rügener Schreibkreide, ein geologisch-paläontologischer Sammlungsteil über die Entstehung der Insel Rügen. Auch eine hervorragende Ausstellung mit Kreidefossilien kann besichtigt werden.
Abb. 12: Kreidemuseum GummanzAbb. 13: Ehemaliger Tagebau am Freilichtmuseum Gummanz.
Auf Rügen gibt es auch mehrere große Geschiebe, z. B. der Schwanenstein bei Lohme. Auf den Siebenschneiderstein (Karlshamn-Granit) wird im Abschnitt Kap Arkona eingegangen. Der größte Findling Norddeutschlands ist der Buskam östlich von Göhren.
Abb. 14: Schwanenstein bei Lohme.
2. Geschiebesammeln auf Rügen
Abb. 15: Steilküste nördlich von Sassnitz.
Die Geröllstrände auf Rügen bieten dem Geschiebesammler gute Fundmöglichkeiten. Auf ein übermäßiges „Abräumen“ der Strände sollte man allerdings verzichten und Steine mit Bedacht entnehmen, damit auch zukünftige Besucher noch die ganze Bandbreite an nordischen Geschieben vorfinden können. Vielleicht vermag eine gute fotografische Dokumentation den „Sammeltrieb“ ebenfalls zu befriedigen. Die meisten der hier gezeigten Gesteine liegen noch vor Ort. Das Hauptaugenmerk gilt den kristallinen Geschieben, die in drei Abschnitten vorgestellt werden:
Die kristalline Geschiebegemeinschaft auf Rügen ist stark von den Gesteinen des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB) geprägt, darunter die variationsreichen und oft bunten Småland-Granitoide und Småland-Porphyre. Allgemein häufig ist auch der Braune Ostsee-Quarzporphyr, der Rote Ostsee-Quarzporphyr tritt nur ganz vereinzelt auf. Rapakiwi-Gesteine von Åland sind in mäßiger Häufigkeit anzutreffen. Aus Dalarna finden sich nur wenige Kristallingesteine. Granite von Bornholm sind seltener, als es die Nähe zum Anstehenden und die Zugrichtung der Gletscher während der letzten Vereisung erwarten lässt.
Oslogesteine (z. B. Rhombenporphyre) oder SW-schwedisches Material fehlen vollständig, Rügen liegt jenseits ihrer Verbreitungsgrenzen. In diesem Zusammenhang sind Funde von dunklen und quarzfreien Porphyren mit rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglingen interessant, die dem Rhombenporphyr ähneln, aber kaum aus dem Oslograben stammen dürften (Abb. 2-4). Ein weiterer Fund eines ganz ähnlichen Porphyrs wird im Abschnitt „Dwasieden“ (Abb. 13) gezeigt und diskutiert.
Abb. 16: Rhombenführender Porphyr, Sassnitz.Abb. 17: RückseiteAbb. 18: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 19: Nahaufnahme einiger rhombenförmiger Feldspäte; rechts der Bildmitte ein Pyritkorn.
2.1. Sassnitz
Nördlich vom Hafen in Sassnitz wurden große Steine als Uferschutz abgelagert, neben zahlreichen Großgeschieben auch Lausitzer Granodiorit aus der Westlausitz als Fremdmaterial. Der Plutonit entstand im Zuge der Cadomischen Gebirgsbildung vor etwa 650-550 Millionen Jahren.
Abb. 20: Dunkler Xenolith in einem grauen Xenolith im Lausitzer Granodiorit. Uferbefestigung nördlich vom Hafen Sassnitz. Bildbreite 35 cm.
Etwas weiter nördlich beginnt die Steilküste von Jasmund. Aufragende Schollen von Schreibkreide wechseln sich mit Geschiebemergel und Schmelzwassersanden ab (Abb. 1). Bänder aus Feuerstein sind geradezu regelhaft in die Kreidesedimente eingeschaltet (Abb. 2). An einigen Stellen kann man auch eine Faltung dieser Bänder durch Tektonik oder Eistektonik beobachten (Abb. 5). Beim Aufenthalt am Fuße der Steilküste sollte stets die Gefahr von Steinschlag berücksichtigt werden. Besonders nach starkem Regen, während der Schneeschmelze und bei Sturm ist äußerste Vorsicht geboten.
Der vorgelagerte Geröllstrand besteht größtenteils aus schwarzen Feuersteinen. Jedes einzelne der wenigen eingestreuten Kristallingeschiebe lässt sich dadurch genauer in Augenschein nehmen. An Strandabschnitten mit aufgearbeiteten glazialen Ablagerungen treten diese auch zahlreicher in Erscheinung.
Abb. 21: Geröllstrand bei Sassnitz, Bildbreite 90 cm.Abb. 22: Brauner Ostsee-Quarzporphyr mit einem helleren Quarzporphyr als Xenolith. Aufnahme unter Wasser.Abb. 23: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 24: Porphyrischer Rapakiwi (Kökar-Rapakiwi?), Breite 11,5 cm.Abb. 25: Vollroter Granophyr mit hellem, teils bläulichem Quarz, Breite 12 cm.Abb. 26: Nahaufnahme.
Solche vollroten Granophyre (granitische Gesteine, die fast vollständig aus graphischen Verwachsungen von Feldspat und Quarz bestehen) sind z. B. aus dem Nordingrå-Pluton in Nordschweden, aber auch aus anderen Rapakiwi-Vorkommen bekannt. Mangels charakteristischer Merkmale lässt sich der Gesteinstyp nicht auf ein bestimmtes Vorkommen zurückführen.
Abb. 27: Roter Rapakiwi (Rödö-Rapakiwi), Breite 17 cm.Abb. 28: Das Gestein enthält weißen Calcit, sein Erscheinungsbild stimmt mit den Wiborgiten von Rödö überein (große, klare und magmatisch kaum korrodierte Quarze; gelber Plagioklas), wenn auch nur ein einzelnes größeres, von gelbem Plagioklas umsäumtes Kalifeldspat-Ovoid enthalten ist.Abb. 29: NahaufnahmeAbb. 30: Mischgestein aus einem Rapakiwi-Vorkommen. Die roten Bereiche bestehen aus graphischen Verwachsungen aus Quarz und Feldspat. Quarz bildet auch einzelne größere und rundliche Aggregate. Breite 13 cm.Abb. 31: Nahaufnahme des Gefüges.Abb. 32: Verhältnismäßig großes Geschiebe eines Bottenseeporphyrs, Typ Andeskeri, Breite 11,5 cm.Abb. 33: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser. Lagige oder schlierige Wechsel in der Färbung der Grundmasse sind in diesem Porphyrtyp häufig zu beobachten.Abb. 34: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 35: Polierte Schnittfläche.Abb. 36: Nahaufnahme des Gefüges. Die dunkelgrauen Quarze weisen deutliche Spuren einer magmatischen Korrosion auf (radiale Einbuchtungen durch Anschmelzung; aufgefüllt mit Grundmasse).
Häufigster Geschiebetyp in Sassnitz sind die bunten Granitoide des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB). Dazu gehören die mittelkörnigen Alkalifeldspatgranite vom Växjö-Typ mit blauem oder farblosem Quarz und braunem oder rotem Alkalifeldspat; weiterhin porphyrische Granite mit der typischen Dreifarbigkeit (blauer Quarz, brauner oder roter Alkalifeldspat sowie weißer, grüner, gelber oder orangefarbener Plagioklas). Die Anzahl der Leitgeschiebe unter den TIB-Graniten ist klein, da an verschiedenen Lokalitäten im Anstehenden Gesteine mit dem gleichen Gefüge auftreten.
Abb. 37: Mittelkörniger TIB-Granit (Flivik-Granit) aus Ost-Småland, Aufnahme unter Wasser.Abb. 38: In der Nahaufnahme sind größere Mengen an gelblichem Titanit sichtbar.
Aus Nordost-Småland und dem südlichen Östergötland dürften die folgenden Granite mit porphyrischem Gefüge stammen. Gemeinsam ist ihnen ein Anteil von gelbem bis orangerotem Plagioklas und viel Titanit.
Abb. 39: NE-Småland-Granit (ähnlich Kinda-Granit), Breite 14 cm.Abb. 40: NE-Småland-Granit (ähnlich Kinda-Granit), Breite 14 cm.Abb. 41: NahaufnahmeAbb. 42: Porphyrischer Granit mit Gefügewechsel, Breite 16 cm.Abb. 43: Ein weiterer Gefügewechsel in einem porphyrischen Granit (grüner sowie wahrscheinlich durch Metasomatose umgewandelter gelber Plagioklas). Breite 14 cm.
Die nächsten Bilder (Abb. 44-51) sind eine Zusammenstellung einiger der überaus zahlreichen gleich- und mittelkörnigen Småland-Granite vom Växjö-Typ.
Abb. 44: Gleichkörniger Alkalifeldspat-Granit (Växjö-Typ), Breite 28 cm.Abb. 45: Gleichkörniger Småland-Granit, Breite 11 cm.Abb. 46: Gleichkörniger Småland-Granit mit etwas Plagioklas (gelb); Breite 14 cm.Abb. 47: Gleichkörniger Småland-Monzogranit mit basischen Xenolithen, Breite 42 cmAbb. 48: Nahaufnahme. Der Xenolith wurde hydrothermal alteriert und zeigt einen Saum aus hellgrünem Epidot.Abb. 49: Gleichkörniger roter Alkalifeldspat-Granit (Växjö-Typ), Breite 13,5 cm.Abb. 50: Bunter Växjö-Granit, kommt in N-Småland verbreitet vor und besitzt eine gewisse Ähnlichkeit mit dem Siljan-Granit aus Dalarna. Breite 10,5 cm.Abb. 51: Quarzreicher mittelkörniger Granit vom Växjö-Typ, Breite 11 cm.Abb. 52: Porphyrischer roter Småland-Alkalifeldspatgranit, Breite 18 cm.Abb. 53: Braune und aplitähnliche Partie mit einer mittelkörnigen Übergangszone in einem grobkörnigen Monzogranit bis Quarzmonzonit (rechts und ganz links). Breite 45 cm.Abb. 54: NahaufnahmeAbb. 55: Granit mit zuckerkörnigem Quarz (TIB-Granit, Älö-Granit?). Breite 13 cm.Abb. 56: Quarzreicher Granitoid mit wenig hellbraunem Alkalifeldspat und kleineren, deutlich voneinander abgegrenzten Plagioklas-Aggregaten von weißer bis gelblichgrüner Farbe (Granodiorit). Breite 11 cm.Abb. 57: Bornholm-Granit (Vang-Granit), Breite 28 cm.Abb. 58: Nahaufnahme.
Typisch für die Bornholm-Granite ist das „verwaschene“ Gefüge mit unklaren Korngrenzen aus Kalifeldspat, Quarz und Plagioklas, die rötliche, über Korngrenzen hinweg laufende Hämatit-Imprägnierung sowie runde Ansammlungen von dunklen Mineralen (Biotit). Innerhalb des Biotits findet sich reichlich Titanit.
Abb. 59: (Bornholm?-)Streifengneis; Partien des Gesteins sind mit rotem Hämatit imprägniert. Breite 17 cm.
Auch Porphyrgeschiebe aus dem TIB finden sich in großer Zahl, darunter Porphyre vom Påskallavik- und Emarp-Typ. Nicht selten sind auch Gangporphyre mit einem deformierten Gefüge, erkennbar an schlierigen Ansammlungen und einer Vorzugsrichtung der dunklen Glimmerblättchen (Abb. 60).
Abb. 60: Deformierter Gangporphyr („Högsrum-Porphyr“), Breite 13 cm.Abb. 61: Småland-Gangporphyr vom Påskallavik-Typ, Breite 19 cm.Abb. 62: Roter Gangporphyr mit Blauquarz und körniger Grundmasse, Breite 10 cm.
Nur vereinzelt lassen sich am Strand von Sassnitz Kristallingesteine aus Dalarna entdecken.
Abb. 63: Älvdalen-Ignimbrit aus Dalarna, Breite 10,5 cm.Abb. 64: Auffälliger Plutonit mit rosafarbenen Alkalifeldspat-Einsprenglingen und weißer Grundmasse aus feinkörnigem Feldspat. Breite 17 cm.Abb. 65: Nahaufnahme. Quarzkörner sind nur vereinzelt aufzufinden, wahrscheinlich liegt der Quarzgehalt unter 5%. Wenn der Feldspat der weißen Grundmasse ausschließlich Plagioklas ist, dürfte es sich um einen Monzonit handeln (35-65% Alkalifeldspat am Gesamtfeldspatanteil, Quarz unter 5%).Abb. 66: Västervik-Fleckenquarzit, Breite 9 cm.Abb. 67: Kontakt zwischen Pegmatit und einem grauen Gneis, Breite 65 cm.Abb. 68: Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Der Pegmatit besteht fast ausschließlich aus Alkalifeldspat und großen Biotit-Aggregaten (bis 5 cm). Die grauen Partien innerhalb der Feldspäte weisen auf feinste Entmischungen von Albit und Kalifeldspat hin.Abb. 69: Geschichteter Sandstein. Die wellenförmige Oberseite der rötlichen Lagen deutet auf Strömungsrippel, während die grauen Lagen darüber planar ausgebildet sind (ruhiges Strömungsregime). Breite 25 cm.
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Abb. 1: Steilküste von Orłowo, Sandstrand mit lockerer Geschiebebestreuung.
Im Stadtgebiet von Gdynia liegt das Orłowo-Kliff. Auf knapp 2 km Länge ist eine Steilküste bis 60 m Höhe aufgeschlossen, die aus Geschiebemergel und sandigen bis kiesigen Sedimenten der Weichsel- und Saale-Vereisung (Warthe, evtl. auch Drenthe) mit Spuren glazialer Deformation besteht (KAULBARSZ D 2005).
Abb. 2: Mächtiger Geschiebemergel der Warthevereisung am Kliff Orłowo (vgl. KAULBARSZ D 2005).Abb. 3: Glazitektonisch verfaltete Sande und Geschiebelehm.Abb. 4: Nahaufnahme einer steilgestellten Sequenz aus glazialen Sanden. Bildbreite ca. 1 m.
Als Besonderheit finden sich im nördlichen Teil miozäne Sedimente, meist Sande mit eingeschalteter Braunkohle, die Verwerfungen und Vermengungen mit den glazialen Sedimenten bilden. Miozäne Ablagerungen im östlichsten Pommern beschreibt schon DEECKE 1899: 119-125. Demnach sehen die Sande durch beigemengten weißen Ton sehr charakteristisch aus; weiterhin treten fette graue Tone, schmale mulmige Braunkohlebänder sowie Wurzelquarzite auf. In Orłowo (Adlershorst) stehen Miozänsedimente in einer Mächtigkeit von 30-40 m an: unten Schluffsande, darüber eine dicke Tonlage, grüne tonige Sande, schließlich feine weiße Sande.
Die folgenden Bilder zeigen Anschnitte miozäner Sedimente. Charakteristisch ist eine intensive Wechsellagerung dunkler und heller Schichten, teilweise mit kohligen Einschaltungen.
Abb. 5: Leicht nach Süden einfallende helle Feinsande und graue Schluffe werden von einer Sequenz mit feiner Wechsellagerung erosiv gekappt.Abb. 6: Nahaufnahme, Bildbreite 1,50 m.Abb. 7: Ein weiterer Anschnitt mit einer ähnlichen Sequenz, vermutlich glazitektonisch verformt.Abb. 8: Flaserige Wechsellagerung von hellen Sanden und grauen Schluffen. Bildbreite 70 cm.Abb. 9: Kohlige Lagen innerhalb der miozänen Sande. Bildbreite 55 cm.
Unter den Geschieben ist der Anteil von Gesteinen aus Dalarna höher und an Åland-Kristallin etwas geringer als in Jastrzębia Góra. Brauner Ostsee-Quarzporphyr findet sich sehr häufig (+ 1 Ostsee-Syenitporphyr, Abb. 22), Roter Ostsee-Quarzporphyr ist deutlich seltener. Hin und wieder sieht man braune oder schwarze Feuersteine der Oberkreide. Geschiebe von Kugelsandstein wurden nicht gefunden, auf ein östliches Herkunftsgebiet weisen aber mehrere Dolomit-Geschiebe hin (Oberes Silur, Devon; Abb. 33). Die Beobachtungen decken sich mit den Angaben in DEECKE 1899, der noch Kalke des Obersilurs als häufigen Fund hinzufügt (s. a. KOWALEWSKA 2020).
Abb. 10: Geschiebestrand, Bildbreite 60 cm. Unten rechts ein brauner Feuerstein. Weiterhin im Bild erkennbar: Brauner Ostsee-Quarzporphyr, Roter Ostsee-Quarzporphyr, einige paläozoische Kalke.
Am Strand fallen ziemlich schnell hellgraue bis grünlichgraue und sehr leichte Kreidekalke auf (Abb. 11-14). Die Gesteine sind meist stark bioturbat, Glaukonit ist reichlich enthalten. Es dürfte sich um Nah- oder Lokalgeschiebe, um die glaukonitische „harte“ Kreide Westpreußens handeln (Deecke 1907: 86). Sie ähnelt dem Arnagerkalk und enthält bisweilen Schwammreste (Ventriculites?). Ob das Gestein zeitlich dem Arnagerkalk gleichzusetzen ist, ist unklar, da Transgressionen und Regressionen in verschiedenen Bereichen des Kreidemeeres zu unterschiedlichen Zeiten einsetzten.
Abb. 11: Lokalgeschiebe: „harte“ Kreide, ähnlich dem Arnagerkalk. Bildbreite 35 cm.Abb. 12: Bioturbater Kreidekalk mit Glaukonitkörnern. Angeschnitten ist ein verkieselter Kreideschwamm (Ventriculites?). Breite 12 cm.Abb. 13: Gleicher Geschiebetyp mit Bioturbation. Im angefeuchteten Zustand verstärkt sich die grünliche Färbung des Gesteins. Breite 10 cm.Abb. 14: Glaukonitischer Kreidekalk, feucht fotografiert.
Vereinzelt finden sich Granite des TIB, und zwar weniger die gleichkörnigen Granite vom Växjö-Typ, vielmehr porphyrische Varianten wie der Kinda-Granit aus NE-Småland mit den typischen orangefarbenen Feldspat-Säumen um einzelne größere und braune Alkalifeldspat-Einsprenglinge.
Abb. 20: Kinda-Granit, Breite 11 cm.Abb. 21: Gleichkörniger Alkalifeldspatgranit (Rapakiwi) mit hellen Quarzen; Herkunft unbekannt. Breite 10 cm.Abb. 22: Eher unauffällige Variante des Ostsee-Syenitporphyrs, einziger Fund im Gebiet der Danziger Bucht. Breite 12 cm.Abb. 23: Bottenseeporphyr, brauner Quarzporphyr vom Typ Näsby? Nass fotografiert.Abb. 24: Nahaufnahme. Das Gestein enthält nur sehr wenige kleine und eckige Quarze.Abb. 25: Nahaufnahme der polierten Schnittfläche.Abb. 26: Grüner Quarzporphyr, Bottenseeporphyr vom Typ Andeskeri. Nass fotografiert.Abb. 27: Die Nahaufnahme zeigt schmale helle Säume um größere und magmatisch korrodierte Quarze. Auch eine zweite Generation (?) kleiner Quarze ist erkennbar. Nahaufnahme unter Wasser.Abb. 28: Grüner Quarzporphyr, Herkunft unbekannt. Breite 12 cm.Abb. 29: Helsinkitartiges Gestein (Metasomatit). Weißer Feldspat besitzt ein brekzienartiges Gefüge. Die Zwischenräume sind mit einem feinkörnigen rotbraunem Material verfüllt. Nass fotografiert.Abb. 30: Nahaufnahme. Etwas Biotit oder Chlorit ist vorhanden, Quarz nicht erkennbar.Abb. 31: Helsinkitartiges Gestein (Metasomatit) aus gelbem Feldspat und einer violettgrauen, teils körnigen (und feldspathaltigen) Zwischenmasse. Auch Quarz sowie gelber Titanit und glimmerartige dunkle Minerale sind in geringer Menge enthalten. Breite 13 cm.Abb. 32: Feinkörniger und leicht verfalteter Gneis (Leptit) mit schwarzen Flecken. Breite 13 cm.Abb. 33: Cremefarbener Dolomit, Breite 10 cm.
Am Strand von Orłowo und in den umliegenden Hügeln finden sich Relikte einer langen militärischen Nutzung. Das Gebiet war bis zum Ende des Kalten Krieges ein strategisch wichtiger Punkt zur Verteidigung der Danziger Bucht.
Abb. 34: Reste militärisch genutzter Bauten am Strand.Abb. 35: Drehbares polnisches 130 mm-Artilleriegeschütz.
Literatur
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Abb. 1: Anorthosit, Geschiebe vom Geröllstrand in Jastrzębia Góra, Breite 15 cm.
Geschiebestrände sind an der polnischen Ostseeküste selten, weil es sich ganz überwiegend um eine Ausgleichsküste handelt. Durch Einwirkung von Wind und Wasser wird Sand abgetragen und der Küste vorgelagert. Auf diese Weise wird die Küstenlinie begradigt, ausgedehnte Sandstrände und Dünen entstehen. An solchen Küstenabschnitten findet man dann kilometerweit keinen Stein. In Polen gibt es nur wenige Lokalitäten, wo ein aktives Kliff mit Geschiebemergel oder ein Sandkliff angeschnitten ist, z. B. bei Misdroy (Westpolen). Eine Reise im Sommer 2021 führte an zwei der wenigen Geschiebestrände im Gebiet der Danziger Bucht, nach Jastrzębia Góra und in die Hafenstadt Gdynia.
Abb. 2: Lage der beiden Fundlokalitäten. Quelle: wikipedia, Karte verändert.
1. Jastrzębia Góra
Jastrzębia Góra (alter deutscher Name: Habichtsberg) liegt in der Woiwodschaft Pommern, etwa 55 km NNW von Danzig. Hier befindet sich der nördlichste Punkt Polens, ansonsten gibt es nicht viel zu sehen, denn der Ort lebt ausschließlich vom sommerlichen Badetourismus. Wo sich die in nordöstlicher Richtung verlaufende Ausgleichsküste nach Südosten wendet, ist ein Kliff angeschnitten. Auf knapp 1,5 km Länge gibt es einen Geschiebestrand. Zu Zwecken des Küstenschutzes wurden am Strand große Geschiebe abgelagert, die aus der unmittelbaren Umgebung stammen dürften.
Abb. 3: Geschiebestrand von Jastrzębia Góra.Abb. 4: Größere Geschiebe im Brandungssaum.Abb. 5: Aufgrund des starken Küstenrückgangs der vergangenen Jahre wurde zum Zwecke des Uferschutzes eine Betonmauer errichtet, der zahlreiche Großgeschiebe vorgelagert sind.
Das Geschiebespektrum am Strand von Jastrzębia Góra ist nicht außergewöhnlich und im Grunde genommen mit einigen Lokalitäten im östlichen Brandenburg vergleichbar: reichlich Åland-Kristallin und Rapakiwi-Gesteine, viel Brauner Ostseequarzporphyr und Gesteine aus Dalarna. Auffällig ist das weitgehende Fehlen von Feuerstein. Ostbaltisches, also aus östlichen Richtungen angeliefertes Material wie Kugelsandstein und Dolomit, ist aber ebenfalls kaum zu finden. Unterkambrische Sandsteine mit Spurenfossilien (Skolithos-Sandstein) treten nur vereinzelt auf, häufiger sind paläozoische Kalksteine, vor allem Paläoporellenkalk.
Rapakiwi-Gesteine von Åland gehören zu den häufigsten Funden. Es findet sich die ganze Bandbreite an Åland-Rapakiwis, v.a. Wiborgite, weiterhin Åland-Ringquarzporphyre, Quarzporphyre, darunter auch die Gangporphyre von Hammarudda.
Abb. 6: Åland-Quarzporphyr.Abb. 7: Åland-Quarzporphyr, Skeppsvik-Typ mit trüben und leicht bläulichen Quarzen. Breite 18 cm.Abb. 8: Åland-Ringquarzporphyr, Breite 16 cm.Abb. 9: Großer Block eines Åland-Ringquarzporphyrs, Breite 37 cm.Abb. 10: Nahaufnahme einer angenässten Partie.Abb. 11: Hammarudda-Quarzporphyr, Breite 21 cm.Abb. 12: Blassroter Åland-Wiborgit, Breite 30 cm.Abb. 13: Nahaufnahme des Gefüges.Abb. 14: Åland-Rapakiwi, Mischtyp Wiborgit/Pyterlit. Breite 25 cm.Abb. 15: Blassroter Porphyraplit, Breite 75 cm.Abb. 16: Nahaufnahme.Abb. 17: Grauer Pyterlit. Breite 50 cm. Herkunft ungewiss. Wahrscheinlich stammt zumindest ein Teil solcher hellen Pyterlite von Åland.Abb. 18: Nahaufnahme.
In Jastrzębia Góra treten – wenn auch nicht besonders zahlreich – Rapakiwi-Granite auf, die dem Rapakiwi-Vorkommen von Kökar zugeordnet werden können.
Abb. 19: Kökar-Rapakiwi. Sehr grobkörniger porphyrischer Rapakiwigranit mit rotem und grünem Plagioklas. Zahlreiche Feldspäte weisen einen dicken Saum aus rotbraunem Plagioklas auf. Breite 60 cm.Abb. 20: Nahaufnahme, nass fotografiert.Abb. 21: Wiborgit mit reichlich rotbraunem Plagioklas (Åland oder Kökar?). Breite 26 cm.Abb. 22: Nahaufnahme.Abb. 23: Åland?-Wiborgit mit bläulichen Quarzen und grün umsäumten Feldspat-Ovoiden bis 33 mm Durchmesser.
Darüber hinaus finden sich zahlreiche weitere und interessante Rapakiwi-Geschiebe, die sich nicht ohne weiteres einer genaueren Herkunft zuordnen lassen.
Abb. 24: Porphyrischer Rapakiwi, Breite 48 cm.Abb. 25: Nahaufnahme des Gefüges; kreuzförmiger Zwilling zweier Feldspat-Kristalle.Abb. 26: Dunkler Pyterlit mit sehr großen Ovoiden. Breite 50 cm. Gefüge und dunkle Farbe erinnern an Rapakiwis vom Wiborg-Pluton. Allerdings sind hier keine Feldspat-Ovoide erkennbar (kein Wiborgitgefüge). Eine Herkunft vom SW-finnischen Festland ist denkbar (Laitila- oder Vehmaa-Pluton), allerdings kann auch nicht ausgeschlossen werden, dass weitere und bisher unentdeckte (Unterwasser)-Vorkommen solch grobkörniger Pyterlite existieren.Abb. 27: Nahaufnahme.Abb. 28: Roter porphyrischer Rapakiwi-Granit mit hellen Quarzen und dicken Säumen aus gelbem Plagioklas um einzelne Alkalifeldspat-Ovoide. Breite 37 cm.Abb. 29: Nahaufnahme. Das Gefüge ähnelt den Wiborgiten vom Rödö-Pluton, die Ovoide sind jedoch recht klein für eine eindeutige Zuordnung (unter 2 cm).Abb. 30: Dieses Geschiebe hingegen ist ganz eindeutig ein Rödö-Wiborgit. Breite 50 cm.Abb. 31: Nahaufnahme, Bildbreite 14 cm. Die großen und hellen Quarze der 1. Generation zeigen kaum Spuren einer magmatischen Korrosion. Viele der Feldspat-Ovoide sind größer als 2 cm und weisen vereinzelt dicke Plagioklasringe auf.Abb. 32: Nahaufnahme. Um die blassgelben Alkalifeldspäte findet sich häufig ein Ring aus radial verlaufenden und roten graphischen Verwachsungen aus Feldspat und Quarz. Auch reichlich intensiv gelbgrüner Plagioklas ist enthalten.Abb. 33: Dieser Wiborgit zeigt ebenfalls Merkmale eines Rödö-Rapakiwis. Rapakiwis mit orangebrauner Gesamtfarbe kommen auf Rödö vor, wenn auch untergeordnet. Breite 18 cm.Abb. 34: Nahaufnahme.Abb. 35: Rödö-Rapakiwi. Die gelblichen, bis 2 cm großen Feldspat-Ovoide sind heller als die vollrote Grundmasse, die großen und leicht bläulichen Quarze zeigen kaum Spuren einer magmatischen Korrosion. Breite 13 cm.Abb. 36: Vollroter Rapakiwi mit etwas helleren Alkalifeldspat-Ovoiden und dunklen größeren Quarzen. Breite 13 cm.Abb. 37: Nahaufnahme. Ob auch dieser Rapakiwi von Rödö stammt, ist unklar. Entscheidend für die Bestimmung ist die Größe der Ovoide (2 cm und mehr), hier bleiben sie deutlich darunter. Ähnliche Rapakiwigranite könnten z. B. auch von Nordingrå stammen.Abb. 38: Porphyrischer Rapakiwi (Nordingrå-Rapakiwi?). Helle und rechteckige Feldspäte sind von einer roten Grundmasse aus graphischen Quarz-Feldspat-Verwachsungen umgeben, größere hellgraue Quarze sind locker im Gestein verteilt.Abb. 39: Nahaufnahme. Solche porphyrischen Rapakiwi-Granite sind aus Nordingrå bekannt. Allerdings besteht bei vielen Varianten eine Verwechslungsmöglichkeit mit Rapakiwis vom Åland-Pluton.
Porphyre
Abb. 40: Der Braune Ostsee-Quarzporphyr tritt sehr häufig auf, auch in großen Blöcken. Breite 45 cm.Abb. 41: Brauner Ostsee-Quarzporphyr, Breite 56 cm.Abb. 42: Der Rote Ostsee-Quarzporphyr ist bedeutend seltener. Ein besonderer Fund ist dieses große und stark angewitterte Ignimbrit-Geschiebe. Breite 47 cm.Abb. 43: Nahaufnahme. Durch Verwitterung tritt das eutaxitische Gefüge besonders deutlich hervor. Neben basischen Xenolithen ist ein rundes Fragment eines braunen Quarzporphyrs erkennbar.Abb. 44: Quarzporphyr, ein Gangporphyr mit graphischen Verwachsungen in der Grundmasse. Herkunft unbekannt.Abb. 45: Grüner Quarzporphyr mit hellen, teilweise stark magmatisch korrodierten Feldspat-Einsprenglingen, Breite 95 mm. Herkunft unbekannt.Abb. 46: Auch der Lemland-Granit stammt von Åland, gehört aber nicht in die Suite der Rapakiwi-Gesteine. Er ist etwa 1,8 Ga alt und entstand nach Beendigung der Svekofennischen Gebirgsbildung. Breite 16 cm.
Der nächste Fund zeigt ein ähnliches Gefüge wie der Lemland-Granit, ist aber nicht so grobkörnig; ein Granit mit porphyrischem Gefüge aus blassroten Alkalifeldspat-Zwillingen in einer Grundmasse aus grauem Quarz und rotem Plagioklas.
Abb. 47: Lemland-Granit oder postsvekofennischer Granit? Breite 55 cm.Abb. 48: Nahaufnahme des Gefüges.
Geschiebe aus Dalarna
Kristallingesteine aus Dalarna finden sich reichlich am Strand von Jastrzębia Góra, neben Bredvad- und Grönklitt-Porphyr auch auffällig viele Geschiebe des Garberg-Granits, während der Siljan-Granit kein einziges Mal angetroffen wurde.
Unter den mittelschwedischen Geschiebetypen treten Marmor bzw. Silikatmarmor („Ophicalcit“) und graue migmatitische Paragneise vom Sörmland-Typ sehr häufig in Erscheinung. Marmorgeschiebe sind besonders häufig, insgesamt 7 Funde wurden dokumentiert, die meisten davon sind Großgeschiebe. Näheres zu Marmor/Silikatmarmor und Sörmland-Gneis.
Abb. 57: Großes Geschiebe eines Silikatmarmors (Ophicalcit), Breite 47 cm.Abb. 58: Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Die grünen Mineralkörner sind forsteritischer (Mg-reicher) und meist serpentinisierter Olivin oder Klinopyroxen (Diopsid). Eine Unterscheidung dieser Minerale von Hand ist nicht möglich.Abb. 59: Silikatmarmor, Breite 12 cm.Abb. 60: Silikatmarmor, Breite 21 cm.Abb. 61: Gleicher Stein, Nahaufnahme.Abb. 62: Einschlussführender Marmor, Breite 65 cm.Abb. 63: Detailansicht, Breite 27 cm. Das Gestein enthält gerundete Klasten von Quarz-Feldspat-Gneisen.Abb. 64: Gebänderter Marmor, Breite 50 cm.Abb. 65: Grauer migmatitischer Paragneis, Breite 95 cm.Abb. 66: Grauer migmatitischer Paragneis mit Granat (Sörmland-Gneis). Breite 110 cm.Abb. 67: Sörmland-Gneis, Breite 14 cm.Abb. 68: Granatreicher migmatitischer Paragneis („Kinzigit“), Breite 38 cm. Der Fund eines ähnlichen Gesteins wird von BAUSCH & LÜTTIG 2005 diskutiert. Als mögliches Herkunftsgebiet nennen die Autoren SW-Finnland. Allerdings könnte mit ähnlichen Vorkommen in der Ostsee und in Sörmland zu rechnen sein (s. a. Sörmland-Gneis).Abb. 69: Gleicher Stein, Bildbreite 17 cm. Neben reichlich Granat enthält das Gestein graublauen Cordierit und Sillimanit (silbrig-graue Schlieren zwischen den Granat-Porphyroblasten).
Granite
Granite aus dem Transskandinavischen Magmatitgürtel (TIB) sind regelmäßig, von der Menge her den Rapakiwigesteinen deutlich untergeordnet zu finden. Rote Småland-Granite oder die gleichkörnigen Växjö-Typen kommen nur vereinzelt vor, häufiger sind dunkle porphyrische Varianten, wie aus NE-Småland bekannt sind (u. a. Kinda-Granit). Die aus dem südlichen Småland stammenden Vulkanite wie Paskallvik- und Emarp-Porphyr fehlen, ebenso die hälleflintartigen Småland-Vulkanite.
Besonders grobkörnige bis riesenkörnige porphyrische Granite lassen sich häufiger beobachten. Sie können zwar keiner näheren Herkunft zugeordnet werden, dürften zum Teil aber aus den nördlichen Gebieten des TIB stammen, z. B. Östergötland. Andere porphyrische Granite besitzen große helle und rechteckige Alkalifeldspat-Einsprenglinge, ihre Herkunft ist gänzlich ungewiß (Abb. 78, 79).
Abb. 75: Grob porphyrischer TIB-Granit mit etwas Blauquarz, Breite 45 cm. Ein einzelnes Ovoid besitzt einen Durchmesser von 56 mm.Abb. 76: Grob porphyrischer Granit, Breite 55 cm.Abb. 77: Grob porphyrischer Granit, Breite 30 cm.Abb. 78: Grob porphyrischer Granit, Breite 30 cm.Abb. 79: Grob porphyrischer Granit, Grenze zu einem basaltischen Gestein. Breite 43 cm.Abb. 80: Revsund-Granit. Breite 52 cm.Abb. 81: Nahaufnahme. Die weißen Alkalifeldspäte bilden teilweise perfekte Karlsbader Zwillinge und weisen eine deutliche perthitische Entmischung auf. Gelblicher Plagioklas und hellgrauer Quarz bilden bedeutend kleinere Körner.Abb. 82: Weißer porphyrischer Granit, Bildbreite 46 cm.Abb. 83: Porphyrischer Granit mit einem runden Alkalifeldspat mit zoniertem Aufbau. Breite 17 cm. Der orbicul-ähnliche Feldspat dürfte durch Bewegung in der Schmelze eine runde Gestalt erhalten haben. An seinem Außenrand schieden sich dunkle Minerale ab, anschließend setzte das Kristallwachstum offenbar erneut ein.
An mittelschwedischen Graniten aus Bergslagen und Uppland konnten mehrfach Geschiebe des Vänge- und Stockholm-Granits beobachtet werden, vereinzelt Sala- und Uppsala-Granit. Darüber hinaus gibt es zahlreiche unspezifische graue Granite („Uppland-Granite“) mit vermutlich ähnlichem Herkunftsgebiet (Abb. 93). Die übrigen Bergslagen-Granite dürften als Geschiebe meist nicht eindeutig bestimmbar sein, zu sehr ähneln sich Varianten aus verschiedenen Gebieten, zu unspezifisch sind die allgemeinen Merkmale. Entsprechende Zuordnungen wurden daher mit einem Fragezeichen versehen (Abb. 87 und 94).
Abb. 84: Sala-Granit, Breite 70 cm.Abb. 85: Nahaufnahme.Abb. 86: Vänge-Granit, Bildbreite 30 cm.Abb. 87: Mittelkörniger Granit, Farbe und Zusammensetzung ähnlich dem Vänge-Granit, aber abweichendes Gefüge (Malingsbo-/Enkullen-Granit?). Vgl. auch Ähnlichkeiten zwischen Hedesunda-Granit und Vänge-Granit.Abb. 88: „Grauer Uppland-Granit“. Solche Granite mit einem ähnlichen Gefüge wie der Sala-Granit, aber ohne Blauquarz, kommen häufig vor. Herkunft dürfte in der Region Uppland/Bergslagen liegen.Abb. 89: Porphyrischer Granit; Herkunft unbekannt, möglicherweise ebenfalls ein Uppland-Granit (Fellingsbro-Granit?). Breite 25 cm.
Basische Gesteineund Metabasite
Abb. 90: Diabas, Breite 23 cm.Abb. 91: Grobkörniger Åsby-Ulvö-Dolerit, Breite 48 cm.Abb. 92: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 93: Basaltisches Gestein mit glasglänzender Oberfläche („Basaltähnlicher Ostsee-Diabas“?), nur mikroskopisch bestimmbar, vgl. HESEMANN 1975: 168). Breite 38 cm.Abb. 94: Gabbroides Gestein mit Xenolith eines porphyrischen Magmatits (Gabbro oder Diorit). Breite 45 cm.Abb. 95: Porphyroblastischer Amphibolit („Uralitgabbro“), Breite 40 cm.Abb. 96: Coronitischer Leukogabbro (Olivingabbro). Breite 27 cm.Abb. 97: Gefüge des Gesteins.Abb. 98: Nahaufnahme. Kerne und Coronen dieses Gesteinstyps bestehen zumeist aus Mineralgemischen. Der Kern enthält Olivin-Relikte, die Coronen – hier gut erkennbar – faserigen Amphibol („Aktinolith-Sonnen“).Abb. 99: Ein weiterer coronitischer Olivingabbro, Breite 60 cm.Abb. 100: Nahaufnahme.
Weitere Metamorphite
Abb. 101: „Gedrit-Leptit“; feinkörniger heller Granofels mit büschelartigen Aggregaten aus feinfaserigem Amphibol, wahrscheinlich Gedrit. Breite 24 cm. (s. a. Ampbibol-porphyroblastische Gneise, Abb. 31-34). Abb. 102: Gleicher Stein, andere Ansicht.Abb. 103: Dunkler und doleritischer Metabasit, durchsetzt von einem Netz eines helleren und quarzreichen Magmas (net veins). Breite 50 cm.Abb. 104: Migmatitischer Gneis; graue Gneispartie (Restit?) mit Staffelbruch. Bildbreite 40 cm.Abb. 105: Grünstein (Metabasit), durchzogen von pegmatitischen Gängen. Breite 40 cm.Abb. 106: Fleckenquarzit mit weißen Sillimanit-Granoblasten. Herkunft: wahrscheinlich svekofennisch, nicht unbedingt aus dem Västervik-Gebiet. Breite 20 cm.
Sedimentite
Abb. 107: Einziger Fund eines Kugelsandsteins in Jastrzębia Góra. Breite 12 cm.Abb. 108: Jotnischer Sandstein mit Entfärbungsflecken, Breite 45 cm.Abb. 109: Jotnischer Sandstein mit Schrägschichtung, Breite 40 cm.Abb. 110: Jotnischer Sandstein mit Tongallen, Bildbreite 32 cm.Abb. 111: Konglomerat-Lage in einem Sandstein (Schichtrichtung um 90 Grad gedreht); Porphyr-, Granit- und Milchquarz-Klasten in einer konglomeratischen Sandstein-Matrix. Breite 15 cm.
Tilluntersuchungen an ausgewählten Lokalitäten in der Umgebung der Danziger Bucht bestätigen als Hauptliefergebiete Åland, Dalarna und Mittelschweden (WOŹNIAK et al 2009). Neben der vorherrschenden Zugrichtung des Eises aus NNW, lokal auch von Osten, wird anhand von Leitgeschiebezählungen für einzelne Tillablagerungen (Unterteilung in roof/base part of the upper till und lower till) ein weiterer Vorstoß von Nordwesten genannt, belegt durch Funde südschwedischer Leitgeschiebe sowie der Orientierung der Längsachsen von Geschieben in den Moränenablagerungen. Für die Zählungen herangezogen wurden im Einzelnen rote und graue Växjö-Granite, rote Småland-Granite und Småland-Porphyre; Vånevik-Granit sowie Beyrichienkalk. Die kursiv gedruckten Geschiebetypen gelten allerdings nicht als Leitgeschiebe, die übrigen konnte ich weder in Jastrzebia Gora, noch in Gdynia finden. „Südlichste“ Vertreter sind Kinda-Granit und Virbo-Granit; sie könnten auch mit einem Eisstrom aus nördlicher Richtung transportiert worden sein.
Abb. 112: Skizze der Transportrichtungen von Gesteinsmaterial in die Danziger Bucht. Schwarzer Pfeil: Hauptrichtung; roter Pfeil: untergeordneter Transport von Westen und Nordwesten; weißer Pfeil: lokal ist auch ein Transport aus östlichen Richtungen belegt. Kartenskizze nach WOŹNIAK et al 2009.
SOKOŁOWSKI, RJ (Ed.) 2014 Ewolucja środowisk sedymentacyjnych regionu Pobrzeża Kaszubskiego – 126 S, Wydział Oceanografii i Geografii Uniwersytetu Gdańskiego.
WOŹNIAK P, CZUBLA P, WYSIECKA G & DRAPELLA M 2009 Petrographic composition and directional properties of tills on the NW surroundings of the Gdansk Bay, Northern Poland – Geologija 51, S. 59-67. 10.2478/v10056-009-0007-z.
Die Steilküste von Dwasieden liegt zwischen dem Hafen von Mukran und Sassnitz. Im Wald finden sich gesprengte Reste des imposanten Schlosses Dwasieden. Das 1873-1877 erbaute Hotel wurde seit den 1930er Jahren militärisch genutzt und nach dem Krieg gesprengt. Auf dem Gelände gibt es neben weiteren Relikten einer militärischen Nutzung aus DDR-Zeiten auch Parkmöglichkeiten. Steigt man von hier zur Küste hinab, stößt man zunächst auf einen Geröllstrand mit großen Geschieben sowie Werksteinen, die zum Bau des Schlosses verwendet wurden.
Abb. 2: Reste eines Pavillions vom Schloss Dwasieden.Abb. 3: Alte Uferbefestigung.
Unter anderem trifft man auf den einst sehr beliebten Königshainer Granit, einem postvariszischen und anorogenen Granit aus der Oberlausitz. Der gleichkörnige und meist etwas gelblich verfärbte Granit fällt durch seine idiomorphen Quarze auf. Am Strand weiter südlich findet sich das Gestein gelegentlich als Geröll wieder und sollte nicht mit „echten“ Geschieben verwechselt werden.
Abb. 4: Königshainer Granit, Breite 30 cm.Abb. 5: Königshainer Granit, Strandgeröll, Breite 10 cm.Abb. 6: Ein Zugang zum Geröllstrand ist auch von Süden vom Hafen Mukran aus möglich. Hier wurden große Blöcke von Larvikit als Uferschutz abgeladen.Abb. 7: Geröllstrand Dwasieden von Süden.
Die Steilküste besteht aus weichselkaltzeitlichem Geschiebemergel mit Einschaltungen von Rügener Schreibkreide. Die schlierenartigen Kreide-Schollen liegen zwischen zwei Geschiebemergeln (Brandenburger und Pommersches Stadium). Die glazialen Sedimente ruhen auf einer offenbar fast ungestört lagernden großen Kreide-Scholle (LUDWIG et al 2010; erkennbar in Abb. 1).
Abb. 8: Kreide-Schlieren in weichselkaltzeitlichem Geschiebemergel.Abb. 9: Gekippte Kreidescholle unter Geschiebemergel.Abb. 10: Grauer Geschiebemergel, im Hangenden gelblichbrauner Geschiebelehm.
Am nördlichen Strandabschnitt ist ein ungewöhnliches Sedimentprofil zu sehen. Über dem Geschiebemergel liegt eine Bank aus grobem Schotter, gefolgt von geschichteten glazialen Beckensanden bzw. Bändertonen (Warven) in feiner Wechsellagerung. Sie werden als Ablagerungen eines Eissees aufgefasst.
Abb. 11: Fein geschichtete Wechsellagen aus hellen Sanden und Tonen über braunem Geschiebemergel, getrennt durch eine Schotterbank.Abb. 12: Höhe etwa 8 Meter.
Geschiebe aus dem Oslograben kommen auf Rügen nicht vor, die Insel liegt außerhalb des Verbreitungsgebietes der Oslo-Gesteine. Sollte man einen Larvikit finden, dürfte er aus den zu Uferschutzzwecken herbeigeschafften Blöcken am Hafen von Mukran stammen. Auch der folgende Fund, ein dunkler Gangporphyr mit rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglingen, dürfte mit einiger Sicherheit nicht aus dem Oslograben stammen.
Abb. 13: Dunkler Porphyr mit teils rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglingen. Breite des Steins 17 cm.
Auf skan-kristallin.de wird der gezeigte Porphyrtyp in Verbindung mit einer Rand- oder Gangfazies des Vaggeryd-Syenits gebracht. Gegen eine Herkunft aus diesem Gebiet spricht, dass der gewöhnliche Vaggeryd-Syenit auf Rügen als Geschiebe ebenfalls nicht angetroffen wurde. Hingegen konnte ein zweiter und ganz ähnlicher Porphyrtyp am Strand von Sassnitz aufgelesen werden. Viel wahrscheinlicher ist also eine Herkunft aus einem unbekannten Vorkommen mit syenitischen Porphyren, z. B. in Småland.
Es folgen Bilder von Åland-Gesteinen, Rapakiwis unbekannter Herkunft und Porphyren aus dem Ostseebecken.
Abb. 14: Åland-Rapakiwi mit Wiborgitgefüge, Breite 12,5 cm.Abb. 15: Großes Geschiebe eines Åland-Wiborgits, Breite 50 cm.Abb. 16: Nahaufnahme des Gefüges.Abb. 17: Ein weiterer Åland-Wiborgit. Breite 15 cm.Abb. 18: Åland-Ringquarzporphyr. Charakteristisch sind die dunklen Säume um die größeren und gerundeten Quarzkörner. Breite 17 cm.Abb. 19: Das Gestein enthält einen schwammartigen Einschluss (Xenolith) aus Quarz und Feldspat, wahrscheinlich ein in der Porphyrschmelze angeschmolzenes Relikt eines gleichkörnigen Rapakiwigranits.Abb. 20: Schlieriger Åland-Quarzporphyr, Breite 32 cm. Ob es sich um einen Åland-Ignimbrit handelt, ist unklar. Ein eindeutig eutaxitisches Gefüge konnte nicht beobachtet werden. Porphyre können auch durch die Vermengung zweier Magmen ein schlieriges Aussehen annehmen.Abb. 21: Kleines Geschiebe eines Åland-Ignimbrits, Aufnahme unter Wasser.Abb. 22: Ebenfalls von den Åland-Inseln stammt der Lemland-Granit. Er gehört nicht zu den Rapakiwigesteinen, sondern ist älter und entstand nach dem Ende der svekofennischen Gebirgsbildung vor ca. 1,8 Ga. Breite des Steins 20 cm.
Stets finden sich auch interessante Rapakiwigeschiebe, die keiner näheren Herkunft zugeordnet werden können.
Abb. 23: Mischgefüge Wiborgit und porphyrischer Rapakiwi-Granit mit rotem Plagioklas. Breite 11,5 cm.Abb. 24: Mischgefüge Wiborgit/Pyterlit mit idiomorphen und leicht bläulichen Quarzen (Åland oder Kökar?). Breite 18 cm.Abb. 25: Ein einzelnes Ovoid erreicht einen Durchmesser von 35 mm.Abb. 26: Orangeroter Wiborgit (Rödö-Rapakiwi) mit lebhaftem Blauquarz. Breite 13 cm.Abb. 27: Rückseite des gleichen Geschiebes.Abb. 28: Nahaufnahme.
Die größeren Blauquarze weisen nur geringe Spuren einer magmatischen Korrosion auf, die größten Feldspat-Ovoide erreichen einen Durchmesser von 2 cm. Graphische Verwachsungen aus Quarz und Feldspat in der Grundmasse sind eher eckig (aplitartig), nicht gewunden. Der Geschiebefund besitzt Merkmale der Wiborgite vom Rödö-Pluton, vgl. die auf kristallin.de gezeigten Typen.
Abb. 29: Bottensee-Porphyr, Quarzporphyr vom Typ Andeskeri.
Eine Reihe von braunen bis grünen Quarzporphyren mit orangefarbenen Feldpäten und oft schlieriger Grundmasse wird einem vermuteten Vorkommen in der Bottensee zugeordnet und als Bottenseeporphyr bezeichnet. Diese Porphyre finden sich auf Åland vermehrt als Geschiebe und müssen aus einem Vorkommen weiter nördlich stammen. Ob sie alle aus einem einzigen autonomen Vorkommen stammen oder wenigstens zum Teil aus dem Åland-Pluton, ist ungeklärt.
Abb. 30: Nahaufnahme des Gefüges.
Als Herkunftsgebiete des folgenden Ignimbrits kommen das Vulkanitgebiet von Dalarna, aber auch das Vorkommen des Roten Ostsee-Quarzporphyrs in Frage. Dafür sprechen das gänzlich undeformierte Gefüge, Xenolithe basischer Gesteine und einzelne Quarze, die den charakteristischen magmatisch korrodierten Hochquarz-Relikten des gewöhnlichen Roten Ostsee-Quarzporphyrs ähneln.
Abb. 31: Ignimbrit; polierte Schnittfläche eines Funds von D. Lüttich.Abb. 32: Nahaufnahme. Das Gestein enthält Bruchstücke anderer Porphyre sowie Diabas-Xenolithe.Abb. 33: Weitere Nahaufnahme. Sollte das Gestein tatsächlich zum Roten Ostsee-Quarzporphyr gehören, wäre aus diesem Vorkommen mit einer Vielzahl weiterer Porphyr-Varianten zu rechnen.Abb. 34: Dieser Geschiebetyp dürfte einer der variantenreichen Ostsee-Syenitporphyre sein. Eine grünliche bis braune und feinkörnige Grundmasse enthält wenige rote Feldspat-Einsprenglinge sowie einige dunkle Mandeln. Einsprenglinge und Mandeln sind konzentrisch von Ringen umgeben. Polierte Schnittfläche, leg. D. Lüttich.Abb. 35: Nahaufnahme. Eine einzelne ovale Mandel ist mit sekundärem Quarz verfüllt.
Granite des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB), die bunten „Småland“-Granite mit Blauquarz, finden sich in großer Anzahl in Dwasieden.
Abb. 36: Gleichkörniger Småland-Granit (Växjö-Typ) mit Blauquarz, Breite 14 cm.Abb. 37: Porphyrischer Granit mit braunem Alkalifelspat und Blauquarz. Einige orangerot pigmentierte Feldspäte sowie das reichliche Vorhandensein von Titanit deuten auf eine Herkunft aus NE-Småland.Abb. 38: Nahaufnahme. Gelber Titanit bildet teilweise gut entwickelte keilförmige Kristalle.Abb. 39: Uthammar-Granit, Breite 20 cm.
Eine Reihe von Merkmalen unterscheidet den 1,45 Ga alten anorogenen Uthammar-Granit von den grobkörnigen roten Småland-Graniten. Der Uthammar-Granit besitzt ein undeformiertes Gefüge; dunkle Minerale finden sich in kleinen Aggregaten, nicht in Schnüren und Schlieren (Hinweis auf Deformation). Mit der Lupe erkennt man weitgehend unverbogene Biotit-Plättchen. Grünlicher und roter Plagioklas sind nur in geringer Menge enthalten. Innerhalb der Alkalifeldspäte finden sich kleine eckige Quarzeinschlüsse.
Abb. 40: Grob porphyrischer Quarz-Monzonit mit etwas Blauquarz. Herkunft: wahrscheinlich Östergötland. Breite 23 cm.Abb. 41: Granit aus hellrotem Alkalifeldspat, gelblichem Plagioklas und grauem Quarz. Herkunft unbekannt. Breite 15 cm.Abb. 42: Hellroter Granit, Vänge-Granit (Uppland), Breite 16 cm.Abb. 43: Nahaufnahme des Gefüges. Grünlichgrauer Quarz ist zuckerkörnig ausgebildet. Kleinere Aggregate eines zweiten Feldspats (Plagioklas) sind gelblich, grün, teilweise auch rötlich pigmentiert.Abb. 44: Mittel- und gleichkörniger Granit aus weißem Alkalifeldspat, rotem Plagioklas, farblosem Quarz und etwas Biotit. Breite 14 cm, Herkunft unbekannt.Abb. 45: Nahaufnahme.
Basische Gesteine
Abb. 46: Kinne-Diabas aus Västergötland. Breite 18 cm.Abb. 47: Grauvioletter porphyrischer Basalt bzw. basaltisches Gestein („Öje-Diabasporphyrit“). Breite 21 cm.Abb. 48: Nahaufnahme. Die großen Plagioklas-Einsprenglinge sind durch hydrothermale Alteration grün gefärbt und enthalten dunkle Minerale. Teilweise zeichnen diese die Spaltlinien der Plagioklas-Kristalle nach.Abb. 49: Basaltischer Mandelstein, trocken fotografiert, leg. S. Mantei.Abb. 50: Nahaufnahme, nasse Oberfläche. Ein größerer Feldspat-Einsprengling wurde durch magmatische Korrosion siebartig durchlöchert.Abb. 51: Grobkörniger grüner Anorthosit, Breite 10 cm.Abb. 52: Bemerkenswertes gabbroides Gestein mit rundlichen Mineralaggregaten und einer feinkörnigen Grundmasse eines weißen Minerals. Es ist nicht erkennbar, ob es sich dabei um Plagioklas handelt. Breite 11 cm.Abb. 53: Nahaufnahme. Die rundlichen Aggregate besitzen teilweise eine diallagartige Textur und einen seidigen Glanz. Diallag ist kein eigenständiges Mineral, sondern ein Produkt der Entmischung von augitischem Pyroxen.
Metamorphite
Abb. 54: Fleckengneis mit weißen Sillimanitflecken. Feinkörnige Quarz-Feldspat-Gneise mit weißen Flecken kommen z. B. an verschiedenen Orten in Sörmland vor, nicht jedoch im Västervik-Gebiet. Breite 10 cm.Abb. 55: Feinkörniger Fleckenquarzit mit ausgelängten Sillimanit-Flecken, Herkunft ungewiss. Nur die undeformierten Fleckenquarzite lassen sich mit einiger Sicherheit dem Västervik-Gebiet zuordnen. Breite 14 cm.Abb. 56: „Turmalingranit“ – pegmatitähnlicher Quarz-Feldspat-Magmatit mit reichlich schwarzem Turmalin (Schörl).
Sedimentgesteine
Der Strandabschnitt von Dwasieden ist bekannt durch die häufigen Funde von paläozoischen Kalken, insbesondere Stinkkalken. Tatsächlich ist die Belegung mit paläozoischen Geschieben hoch.
Abb. 57: Paläozoische Kalksteine in unveränderter Lage am Fuße der Steilwand. Die Kalke stammen direkt aus dem Geschiebemergel. Bildbreite 80 cm.Abb. 58: Bioturbater glaukonitischer Sandstein mit Phosphorit-Geröllen (Typ Norretorp-Sandstein), Unterkambrium von Bornholm und Südost-Schonen.Abb. 59: Norretorp-Sandstein, Breite 18 cm.Abb. 60: Rispebjerg-Sandstein mit Phosphorit-Geröllen (Unterkambrium). Breite 19 cm.Abb. 61: Stinkkalk, Breite 15 cm. Die oberkambrischen Stinkkalke enthalten Bitumen und riechen nach dem Aufschlagen nach Erdöl. In diesen Kalken ist mitunter eine reichhaltige Trilobitenfauna zu finden.Abb. 62: Stinkkalk mit Einlagerungen von schwarzem, kristallinem Calcit (Anthrakonit), Breite 13 cm.Abb. 63: Ceratopygekalk. Der unterordovizische Kalk enthält reichlich schwarzgrüne Glaukonitkörner von pelletartiger Gestalt . Breite 14 cm.Abb. 64: Ceratopygekalk, Breite 12 cm.Abb. 65: Graugrüner bis rötlicher Orthocerenkalk mit Anschnitt eines Kopffüßlers; Breite 17 cm.Abb. 66: Der unterordovizische Paläoporellenkalk gehört zu den häufigsten Sedimentärgeschieben, eher selten sind hellrote Varianten. Breite 11,5 cm.Abb. 67: Konglomeratischer Dolomit (Obersilur bis Devon). Das Gestein ist sehr schwer und reagiert nur sehr verhalten auf 10%ige Salzsäure. Es enthält Klasten eines konglomeratischen Rotsandsteins mit gerundeten Sandstein- sowie grünlichen Silt- oder Tonklasten. Breite 10 cm.Abb. 68: Postsilurisches Konglomerat. Dieser polymikte Typ ist seltener als das gewöhnliche postsilurische Konglomerat, das aus Bruchstücken des roten Beyrichienkalks sowie Tonschiefern besteht. Der abgebildet Fund enthält zusätzlich Klasten von Basalt, Porphyr und Granit.Abb. 69: Seeigel (Galerites).
In Dwasieden treten reichlich Limonitsandsteine auf, die überwiegend jurassischen Alters sein dürften und wahrscheinlich aus Vorkommen von Bornholm, SE-Schonen oder dem Ostseegrund stammen.
Abb. 70: Roter Limonitsandstein, Breite 8 cm.
Abb. 71: Gelbbraune Limonitsandsteine, Bildbreite 16 cm.
Abb. 72: Glimmerreicher rotgelber Limonitsandstein, Breite 12 cm.
Abb. 73: Konglomeratischer Sandstein mit limonitischem Zement, vermutlich jurassisch.
Abb. 74: Limonitsandstein mit Konglomerat-Lage aus Milchquarzgeröllen. Breite 13 cm.
Literatur
LUDWIG A O, PANZIG W-A & KENZLER M 2010 Das Pleistozän nördlich von Sassnitz – Fazies, Lagerung und Stratigraphie des Pleistozän-Streifens 4 in: LAMPE R & LORENZ S (Hrsg.) 2010 Eiszeitlandschaften in Mecklenburg-Vorpommern. S. 65-68. Verlag Geozon Science Media, ISBN 3-941971-05-0.
Die Steilküste bei Nienhagen, etwa 8 km westlich von Warnemünde, ist ein aktives Kliff aus weichselkaltzeitlichem Geschiebemergel, Geschiebelehm und Schmelzwassersanden. Hier finden sich zwei jüngere Geschiebemergel der Weichselvereisung, getrennt durch eine dünne Sand-, Kies- bzw. Gerölllage. Der liegende graue Geschiebemergel ist dem Hauptvorstoß des Pommerschen Stadiums vor 15.000 Jahren zuzuordnen, der braune Geschiebemergel dem vor ca. 13.200 Jahren einsetzenden Mecklenburger Stadium. Eine ähnliche Zusammensetzung findet sich am gesamten Küstenabschnitt von Geinitzort bis Kühlungsborn, während weiter östlich, entlang der Stoltera, Geschiebemergel älterer weichselzeitlicher Eisvorstöße abgelagert wurden (SCHULZ & PETERSS 1989, KLAFACK 1996).
Durch fortschreitende Küstenerosion ist das Nienhagener Kliff ständigen Veränderungen unterworfen, entsprechend ergeben sich immer neue Fundmöglichkeiten. Am westlichen Abstieg fallen zunächst große Blöcke von Larvikit ins Auge, die offenbar als Uferbefestigung dienen. Larvikit ist ein Anorthoklas-Syenit und kommt, wie alle übrigen Gesteine aus dem Oslograben sowie SW-schwedische Leitgeschiebe (Schonengranulit, Flammenpegmatit etc.), in Nienhagen nicht als Geschiebe vor.
Abb. 2: Larvikit als Uferbefestigung, Breite etwa 1 Meter.Abb. 3: Das Gestein ist sehr grobkörnig, einzelne Anorthoklas-Kristalle erreichen eine Länge von 4 cm. Trocken fotografiert, Bildbreite 22 cm.Abb. 4: Nahaufnahme, nass fotografiert. Einige der grünlichen Feldspäte besitzen den typisch blauen Schiller. Dieser entsteht durch Lichtbrechung an feinsten Entmischungslamellen innerhalb der Feldspäte.
Kristalline Geschiebe
In Nienhagen überwiegen ganz klar Magmatite und Vulkanite des Transkandinavischen Magmatitgürtels (TIB). Der Anteil an Åland- bzw. Rapakiwi-Gesteinen ist nicht besonders hoch (keine Bilder), der Braune Ostseeporphyr tritt hingegen sehr häufig auf. Dieser unterliegt – wie alle Vulkanite – Variationen hinsichtlich Farbe und Gefüge. Gemeinsame Merkmale dieses Porphyrtyps sind: Reichtum an Einsprenglingen, dichte Grundmasse, kleine Quarze, mafische Enklaven.
Abb. 5: Varianten des Braunen Ostsee-Quarzporphyrs. Bildbreite 25 cm.Abb. 6: Brauner Ostsee-Quarzporphyr mit orangefarbenen Feldspat-Einsprenglingen. Breite 10 cm.Abb. 7: Brauner Ostsee-Quarzporphyr mit weißen und roten Feldspat-Einsprenglingen, die deutliche Spuren magmatischer Korrosion zeigen. Leg. Sebastian Mantei.Abb. 8: Brauner Ostsee-Quarzporphyr, Feldspäte teilweise stark magmatisch korrodiert. Breite 8,5 cm.Abb. 9: Dem Braunen Ostsee-Quarzporphyr ähnliches Porphyrgeschiebe mit einer Abfolge verschiedener Gefügevarianten, vermutlich eine Folge von magma mingling bzw. einer mafischen Enklave.
Bei gehäuften Funden des Braunen Ostsee-Quarzporphyrs ist auch vermehrt mit Funden des Ostsee-Syenitporphyrs zu rechnen, dem ein ähnliches Herkunftsgebiet zugeschrieben wird. Aus Nienhagen liegen 4 Funde vor. Der gewöhnliche Ostsee-Syenitporphyr ist ein recht unauffälliges Gestein, einige seltene Varianten fallen ins Auge (Abb. 13-14).
Abb. 10: Ostsee-Syenitporphyr; grünlichgraue Grundmasse, schwarze Mandeln und Feldspateinsprenglinge in geringer Menge. Breite 15 cm.Abb. 11: Ostsee-Syenitporphyr, grünliche Variante. Die Grundmasse wird von einem Netz aus Rissen durchzogen; Aufnahme unter Wasser.Abb. 12: Ostsee-Syenitporphyr mit Gefügewechsel zwischen rotbrauner und grünlichgrauerGrundmasse; Aufnahme unter Wasser.Abb. 13: Ostsee-Syenitporphyr, seltene blaugraue Variante; Aufnahme unter Wasser (Sebastian Mantei leg.).Abb. 14: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.
Auch basaltische Mandelsteine sind häufig anzutreffen.
Abb. 15: Violettgrauer basaltischer Mandelstein. Breite 11 cm.Abb. 16: Basaltischer Mandelstein; zonierter Aufbau der Mandeln mit hellgrünem Epidot am Rand der ehemaligen Blasenhohlräume.Abb. 17: Sehr blasenreicher basaltischer Mandelstein. Das hornsteinartige und dichte rote Material sind Ausscheidungen von Jaspis.
Vulkanite und Magmatite (Porphyre und Granite) aus Småland bzw. dem Transskandinavischen Magmatitgürtel (TIB) sind die häufigsten Kristallingeschiebe in Nienhagen.
Abb. 18: Järeda-Granit; blassroter Småland-Granit mit viel Blauquarz. Besonderes Kennzeichen sind die feinen, mit dunklen Mineralen gefüllten Risse innerhalb der Feldspäte. Breite 13 cm.Abb. 19: Kinda-Granit. Porphyrischer Granit aus trübem, leicht bläulichem Quarz, größeren braunen Alkalifeldspäten und kleineren orangefarbenen Plagioklasen. Plagioklas bildet stellenweise unvollständige Säume um Alkalifeldspat. Innerhalb der dunklen Minerale ist gelblicher Titanit erkennbar.Abb. 20: Ein weiterer Kinda-Granit bzw. NE-Småland-Granit. Breite 11 cm.Abb. 21: Roter Småland-Granit (Filipstad-Typ) mit etwas gelblichem Plagioklas. Breite 17 cm.Abb. 22: Leicht deformierter Småland-Granit vom Växjö-Typ (gleichkörnig) mit blassrotem Alkalifeldspat und weißem bis gelblichem Plagioklas. Der Blick geht auf die Foliationsebene, dadurch wirkt das Gestein quarzreicher. Breite 12 cm.Abb. 23: Vollroter und grobkörniger Alkalifeldspatgranit, Breite 11 cm. Das Gefüge erscheint undeformiert; Plagioklas ist nicht erkennbar, Mafite nur in geringer Menge vorhanden. Es dürfte sich um einen Uthammar-Granit handeln.Abb. 24: Granit vom Typ Filipstad mit runden Feldspat-Ovoiden, teilweise umgeben von einem gelbem Plagioklassaum; ohne nähere Herkunftsangabe. Breite 13 cm.Abb. 25: Weißer Filipstad-Granit. Seltene Variante aus der Familie der Filipstad-Granite, evtl. als Leitgeschiebe für das westliche Värmland geeignet. Polierte Schnittfläche, leg. Sebastian Mantei.
Auch Granite aus anderen Gebieten als dem TIB finden sich in Nienhagen, z. B. der Karlshamn-Granit aus Blekinge, seltener auch Bornholm-Granite.
Abb. 26: Gneisgranit mit roten Flecken, evtl. von Bornholm. Breite 12 cm.Abb. 27: Karlshamn-Granit aus Blekinge, Aufnahme unter Wasser.Abb. 28: Der Granit enthält reichlich gelben Titanit.Abb. 29: Ein ähnlicher Granit, wahrscheinlich Karlshamn-Granit. Breite 12 cm.
Die meisten der zahlreichen Porphyr-Geschiebe sind auf das Gebiet des TIB zurückzuführen, vor allem auf Småland, wo ausgedehnte Porphyrgebiete existieren. Eine genauere Herkunftsangabe lässt sich aber meist nicht machen. Als Leitgeschiebe eignen sich der Paskallavik- und Emarp-Typ, mit Abstrichen auch Lönneberga-, Högsrum- und Nymala-Porphyr. Porphyre aus Dalarna treten in Nienhagen nur untergeordnet auf; häufiger sind – neben Bredvad- und Grönklitt-Porphyr – Geschiebe vom Typ „Einsprenglingsreicher Porphyr aus Dalarna“. Auch unter den Småland-Porphyren gibt es einsprenglingsreiche Varianten (Abb. 34). Sie enthalten Enklaven mit dunklen Mineralen und sind in der Regel leicht deformiert.
Abb. 30: Påskallavik-Porphyr, Breite 11 cm.Abb. 31: Deformierter Gangporphyr, „Högsrum-Porphyr„. Breite 9 cm.Abb. 32: Nymåla-Porphyr, Breite 9 cm.Abb. 33: Lönneberga-Porphyr, Breite 75 mm. Dieser Porphyrtyp ist in Nienhagen recht häufig anzutreffen.Abb. 34: Einsprenglingsreicher Porphyr (Småland-Porphyr), Breite 10 cm.Abb. 35: Quarzporphyr, Herkunft unbekannt. Breite 15 cm.Abb. 36: Aus Dalarna stammt dieser Lapillituff aus roten, violetten und braunen, teils gerundeten Porphyr-Klasten (Digerberg-Tuffit). Breite 14 cm.
Unter den kleineren Strandsteinen in Nienhagen kann man sehr viele basische Gesteine beobachten, vor allem Dolerite vom Asby-Ulvö-Typ.
Abb. 37: Schonen-Lamprophyr. Dunkles und basaltähnliches Gestein mit Einsprenglingen von Pyroxen (schwarz), Olivin (gelbbraun) sowie weißen Mandeln. Breite ca. 30 cm. Einziger Fund dieses Gesteinstyps in Nienhagen.Abb. 38: Dolerit mit grünem Olivin, Aufnahme unter Wasser.Abb. 39: Nahaufnahme.Abb. 40: Sehr grobkörniger Dolerit vom Åsby-Ulvö-Typ. Diese Variante ist aus Nordingrå (Ulvö) bekannt. Aufnahme unter Wasser.Abb. 41: Gabbroides Gestein mit Glimmer. Breite 9 cm.Abb. 42: Dioritisches Gestein mit länglichen Amphibolen und etwas Glimmer. Breite 16 cm.Abb. 43: Porphyroblastischer Amphibolit. Die runden Amphibol-Blasten sind ein deutlicher Hinweis auf seine metamorphe Bildung aus einem Gabbro oder Dolerit. Das Gestein kein Hornblendegabbro, da dieser zu einem großen Teil aus magmatisch gebildetem Amphibol bestehen muss. Breite 85 mm.
Unter den Metamorphiten sind Paragneise vom Sörmland-Typ mit violettroten Granat-Porphyroblasten sehr häufig anzutreffen. Auch die Fundmöglichkeiten für Fleckengesteine aus dem Västervik-Gebiet scheinen in Nienhagen günstig zu sein. Allerdings treten die violetten Västervik-Quarzite nur selten auf, obwohl sie mengenmäßig die Fleckengesteine überwiegen müssten.
Abb. 44: Paragneis vom Sörmland-Typ mit violettroten Granat-Porphyroblasten; Breite 10 cm.Abb. 45: Glimmerführender Quarzit mit weißen Sillimanit-Granoblasten. Solche Fleckenquarzite mit deformiertem Gefüge lassen sich nicht ausschließlich auf das Västervik-Gebiet zurückführen. Breite 14 cm.Abb. 46: Västervik-Fleckengestein (Cordierit-Granofels), Breite 12 cm.Abb. 47: Diverse Fleckengesteine aus der ehem. Sammlung Somann. Eine Erläuterung der Funde findet sich auf kristallin.de, Abb. 51.Abb. 48: Rotfleckiger Quarzit, Breite 8,5 cm.Abb. 49: Nahaufnahme.Abb. 50: Rotfleckiger Quarzit. Dieser Typ kommt auch im Västervik-Gebiet vor. Polierte Schnittfläche. Ehem. Sammlung Somann.Abb. 51: Silikatmarmor („Ophicalcit“), Breite 17 cm. Näheres zu Marmor.Abb. 52: Nahaufnahme unter Wasser.Abb. 53: Glimmerquarzit. Früher als „Weißer Glimmerschiefer von Schonen“ in KORN 1927 bezeichnetes Gestein kommt u. a. in Västana, aber auch an anderen Lokalitäten vor. Mitunter ist eine seltene Mineralisation phosphathaltiger Minerale zu beobachten. Kein Leitgeschiebe, Breite 13 cm.Abb. 54: Epidotisierter Magmatit (Metasomatit) aus rotem Alkalifeldspat, hellgrünem Epidot, epidotisiertem Plagioklas sowie etwas Quarz. Breite 12 cm.Abb. 55: Weitgehend aus Feldspäten bestehende Brekzie, Risse verfüllt mit feinkristallinem Quarz und Milchquarz. Breite 11 cm.Abb. 56: Tektonische Brekzie. Das Wirtgestein besteht aus rotem Alkalifeldspat und Quarz und besitzt eine granitische Zusammensetzung. Die Risse wurden mit feinkristallinem Quarz und Milchquarz verfüllt. Breite 12 cm.Abb. 57: Mylonitischer Augengneis mit hellen Feldspat-Porphyroblasten. Der als „Tännas-Augengneis“ bezeichnete Geschiebetyp dürften in vergleichbarer Ausbildung auch in anderen Mylonit-Vorkommen zu erwarten sein. Breite 9 cm.Abb. 58: Feinkörniger gebänderter Gneis (Leptit). Aufnahme unter Wasser.Abb. 59: Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Die Grundmasse besteht aus einem gleichkörnigem Gefüge aus Quarz und Feldspat.Abb. 60: Pegmatoide Quarz-Feldspat-Partie mit großen hellroten Granat-Porphyroblasten, wahrscheinlich Teil eines Leukosoms in einem Migmatit. Leg. Sebastian Mantei.Abb. 61: Nahaufnahme des Granats, durchsetzt von schwarzer Hornblende.
Sedimentärgeschiebe
In Nienhagen finden sich sehr viele Feuersteine. Günstig scheinen die Fundmöglichkeiten für Lias-Geschiebe (Toneisensteine mit Pflanzenresten) zu sein, weiterhin Kambrische Geschiebe (BUCHHOLZ 2011, HINZ-SCHALLREUTER & KOPPKA 1996), Stinkkalke, Silur-Geschiebe mit Graptolithen (MALETZ 1995, 1996) Gelegentlich kommen Roter Beyrichienkalk sowie Unterkreide-Geschiebe vor.
Abb. 62: „Rhät-Lias“-Geschiebe, Feinsandstein mit kohligen Pflanzenresten, leg. Sebastian Mantei.Abb. 63: Grünliche Sandstein-Konkretion (wahrscheinlich Unterkreide) mit phosphorischem Zement sowie Holzresten.Abb. 64: Bruchfläche.Abb. 65: Trias-Konglomerat („Caliche-Konglomerat“). Bunte Mergelklasten in einem sparitischen Zement. Leg. Georg Engelhardt (Potsdam).Abb. 66: Bruchfläche.Abb. 67: Nahaufnahme der Bruchfläche.Abb. 68: Roter Beyrichienkalk, Aufnahme unter Wasser.Abb. 69: Knolliger Dolomit mit Dolomit-Drusen.Abb. 70: Druse mit würfelförmigen Dolomit-Kristallen. Der Nachweis von Dolomit gelingt mit verdünnter Salzsäure: Dolomit zeigt nur eine sehr schwache Reaktion unter Bildung von CO2-Bläschen.Abb. 71: Sandstein-Konglomerat mit phosphoritisch gebundenen Klasten, Breite 13 cm.
Nach einem Hinweis von S. Mantei handelt es sich bei diesem Konglomerat nicht etwa um den unterkambrischen Rispeberg-Sandstein, vielmehr sprechen enthaltene Trilobitenreste von Agnostus pisiformis für das obere Mittelkambrium. Dies ist ungewöhnlich, da eine sandige Fazies in der A. pisiformis-Zone in der Literatur bisher nicht beschrieben wurde. Von hier bekannt sind entweder (Stink-)kalkige Konglomerate mit oder sandige Konglomerate ohne A. pisiformis.
Abb. 72: Steilufer und Geröllstrand bei Nienhagen.
Literatur
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HINZ-SCHALLREUTER I & KOPPKA J 1996 Die Ostrakodenfauna eines mittelkambrischen Geschiebes von Nienhagen (Mecklenburg) [The Ostracod Fauna of a Middle Cambrian Geschiebe from Nienhagen (Mecklenburg)] – Archiv für Geschiebekunde 2 (1): 27-42, 5 Taf., Hamburg.
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MALETZ J 1996 Saetograptus cf. leintwardinensis in einem Geschiebe von Nienhagen – Geschiebekunde aktuell 12 (4): 111-116, 2 Abb., Hamburg.
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Abb. 1: Helsinkit-Geschiebe von Aluksne (Lettland), leg. O. Mellis. Sammlung Bennhold im Museum Fürstenwalde. Originalgestein zu MELLIS 1928.
Helsinkit ist eine Lokalbezeichnung für Albit-Epidot-Gesteine, die zuerst aus Finnland beschrieben wurden und dort an mehreren Lokalitäten vorkommen (LAITAKARI 1918; Analyse eines Gesteins von der Insel Suursaari in TRÖGER 1969). Helsinkit-Geschiebe finden sich verbreitet im Baltikum. Nach einem Fundbericht aus Lettland (MELLIS 1928) setzte in Deutschland eine rege Sammeltätigkeit und Diskussion der Gesteine ein (MELLIS 1931, 1932). Der Helsinkitbegriff wurde im Laufe der Zeit erweitert und auch quarz- oder mikroklinführende Gesteine einbezogen. Aus heutiger Sicht gehören die Helsinkite zur Gesteinsgruppe der Metasomatite. Eher historisch interessant ist die Unterscheidung zweier Geschiebetypen:
1. Helsinkit mit rotbraunem oder violettbraunem Epidot („finnischer Typ“) Der „klassische“ Helsinkit ist ein mittel- bis grobkörniges Gestein und besteht im Wesentlichen aus weißem, manchmal leicht rötlich gefärbtem Feldspat. Die Feldspäte sind von einer violett- bis bräunlichroten und feinkörnigen Masse von Sekundärmineralen umgeben. Neben weitgehend gleichkörnigen Helsinkiten mit Feldspäten bis 5 mm Größe finden sich auch grobkörnige bzw. pegmatitartige (Feldspäte bis 2 cm Größe) oder ausgesprochen ungleichkörnige Varianten. Das Gefüge zeigt häufig Spuren einer Kataklase (zerbrochene Feldspäte). Geschiebe erreichen maximal Faustgröße.
Makroskopisch lässt sich der Mineralbestand nicht näher bestimmen, da neben weißem Albit (Na-Plagioklas) meist auch Mikroklin (Kalifeldspat) enthalten ist. Beide Feldspäte sind von Hand nicht unterscheidbar. Dünnschliff-Untersuchungen ergaben, dass die rotbraune Zwischenmasse aus Epidot besteht, der von einem feinen Hämatit-Pigment durchsetzt ist. Als weitere Gemengteile können schwarzgrüner Chlorit sowie etwas Quarz auftreten. Neuere Arbeiten zur Untersuchung von Helsinkit-Geschieben s. MEYER K-D 1987 und BURGATH & MEYER 1989.
Abb. 2: Nahaufnahme des Gesteins aus Abb. 1; weißer Feldspat bis 5 mm, umgeben von einer rotbraunen und feinkörnigen Marix; Quarz fehlt.
2. Helsinkit mit grünem Epidot („schwedischer Typ“) In Schweden fand man an mehreren Lokalitäten Gesteine, die aus grobkörnigem rotem Alkalifeldspat und einer feinkörnigen Zwischenmasse aus grünem Epidot bestehen (ASKLUND 1923, ECKERMANN 1925). Meist ist etwas Chlorit enthalten; Quarz fehlt oder tritt in wechselnden Mengen auf.
Abb. 3: Helsinkit mit grünem Epidot („schwedischer Typ“); Geschiebe aus einer Kiesgrube bei Fürstenwalde/Spree, leg. 10.9.1911 W. Bennhold (Sammlung im Museum Fürstenwalde); Nach MELLIS 1931 besteht das Gestein aus Mikroklin, Albit und Epidot sowie Spuren von Chlorit und Quarz.
Helsinkit-Geschiebe lassen sich keiner näheren Herkunft zuordnen. Es ist mit zahlreichen und weit verstreuten Vorkommen im gesamten nordischen Grundgebirge zu rechnen, insbesondere am Grund der Ostsee. Die regionale Differenzierung hält einem näheren Blick nicht stand, weil der „schwedische Typ“ anstehend auch aus Finnland sowie Norwegen (MELLIS 1931) und dem Bohuslän-Gebiet (ASKLUND 1947: 74) bekannt ist. Auf die Leitgeschiebe-Problematik weist schon MELLIS 1925 hin, trotz weitgehender Übereinstimmungen von Geschiebefunden mit finnschen Anstehendproben. Allenfalls lässt sich sagen, dass der „finnische Typ“ bevorzugt in ostschwedisch-baltischen Geschiebegemeinschaften zu beobachten ist.
Abb. 4: Helsinkit mit rot- und violettbraunen Sekundärmineralen, Aufnahme unter Wasser; Kiesgrube Buchholz bei Prenzlau.Abb. 5: Nahaufnahme; deutlich ungleichkörniges Gefüge der Feldspäte im Vergleich zum Gestein in Abb. 1.Abb. 6: Helsinkit mit hellgrüner (Epidot!) bis rotbrauner Grundmasse; Kiesgrube Althüttendorf (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 7: Quarzführender Helsinkit; Geschiebefund aus Schweden, Geröllstrand bei Eksilslund, NW-Öland.
Das nächste Bild (Abb. 8) zeigt einen quarzreichen Magmatit, der nur auf den ersten Blick einem Helsinkit ähnelt. Die rotbraunen Bereiche sind keine feinkörnige Grundmasse, sondern ein rotbraunes und hämatithaltiges Pigment, das zwischen den Zwickeln der Quarze vermutlich aus infiltrierten Lösungen ausgeschieden wurde (s. a. skan-kristallin.de).
Abb. 8: Helsinkitartiger Magmatit; Kiesgrube Thunpadel (Wendland/Niedersachsen), Aufnahme unter Wasser.
Das nächste Beispiel ist ein Magmatit mit Blauquarz, weißen Feldspäten und roten Hämatit-Pigmenten. Die Feldspäte sind durch tektonische Einwirkung zerbrochen, teilweise weisen sie staffelartige, mit Quarz oder dunklen Mineralen verfüllte Risse auf. Kein Helsinkit, möglicherweise aber ein metasomatisch überprägtes Gestein.
Abb. 9: Metasomatisch überprägter Magmatit, Kiesgrube Hoppegarten (Brandenburg).Abb. 10: Nahaufnahme.Abb. 11: „Schwedischer Helsinkit“; neben rotem Feldspat und grünem Epidot sind wenige schwarzgrüne Sekundärminerale (vermutlich Chlorit) sowie Quarz erkennbar. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 12: Metasomatisch veränderter quarzführender Magmatit. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, Breite des Steins 9,5 cm.Abb. 13: Epidotisiertes Band in einem Monzogranit. Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam.
In einem begrenzten Bereich wurden die gelblichen Plagioklase des Plutonits kräftig epidotisiert und auch die dunklen Minerale weitgehend umgewandelt, während der rote Alkalifeldspat unverändert erscheint. Der Geschiebefund (Abb. 13) illustriert eine selektive metasomatische Verdrängung von Mineralen durch hydrothermale Fluide.
Abb. 14: Epidotisierter Plutonit (Quarzsyenit), Geschiebefund von Älekinta auf Öland. Breite des Steins 18 cm.Abb. 15: Nahaufnahme, Bildbreite etwa 13 cm.
Das Gestein besteht im Wesentlichen aus rotem Alkalifeldspat, teilweise imprägniert durch ein rotbraunes Pigment. Auch geringe Anteile eines zweiten Feldspats (weiß) sowie etwas Quarz sind erkennbar. Die feinkörnige Grundmasse enthält wechselnde Mengen von hellgrünem Epidot, chloritisierte dunkle Minerale sowie gelblichen Titanit.
Abb. 16: Helsinkitartiger Metasomatit mit feinkörniger Grundmasse und roten Alkalifeldspat-Einsprenglingen (teilweise als Karlsbader Zwillinge). Kiesgrube Oderberg-Bralitz (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 17: Gleicher Stein, um 90 Grad gedreht.
Literatur
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ASKLUND B 1947 Svenska Stenindustriomraden I-II Gatsten och Kantsten – Arsbok 40 (1946) No. 3, Sveriges Geologiska Undersökning Ser. C, No. 479; 187 S., 9 Abb., 8 Tafeln. Stockholm 1947
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MELLIS O 1931 Einige Ergänzungen zu J. HESEMANNs Aufsatz: „Über einige neuere petrographische Arbeiten aus Schweden und Finnland (Helsinkite, Rapakiwi)”. – Zeitschrift für Geschiebeforschung 7 (1): 34-37, Berlin.
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Der Rhombenporphyr ist das bekannteste Leitgeschiebe aus dem Oslogebiet und für jedermann anhand der charakteristischen rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglinge leicht erkennbar. Die Farbe der feinkörnigen bis dichten Grundmasse sowie Anzahl und Größe der Einsprenglinge variieren in weiten Grenzen (Abb. 2).
Abb. 1: Rhombenporphyr, Aufnahme unter Wasser. Geschiebe von Hanstholm (Dänemark), leg. T. Brückner.Abb. 2: Rhombenporphyr-Nahgeschiebe von Slagen Tangen (Norwegen); Foto: D. Pittermann. Bildbreite ca. 40 cm.
Das Heimatgebiet der Rhombenporphyr-Geschiebe liegt im Oslograben in Süd-Norwegen. Vor etwa 280 Millionen Jahren stiegen entlang einer langgestreckten tektonischen Dehnungszone (Grabenbruch) magmatische Schmelzen auf. Während einer Phase intensiver vulkanischer Aktivität entstanden zahlreiche und unterschiedlich ausgebildete Lavadecken von Rhombenporphyren. Die Vorkommen setzen sich in südwestlicher Richtung am Boden von Oslofjord und Skargerrak fort. Im Zuge des Magmatismus im Oslograben kam es zur Bildung weiterer intrusiver und effusiver Gesteine, von denen einige aufgrund ihrer besonderen Entstehungsgeschichte sowie einzigartiger petrographischer Merkmale als Leitgeschiebe geeignet sind, u. a. Larvikit, Tönsbergit, Ekerit, Oslo-Basalt, Foyait und Nordmarkit.
Mit dem Aufdringen der Rhombenporphyr-Magmen ist die Entstehung eines Gangsystems aus intrusiven Rhombenporphyren verbunden, das entlang der Küste von Bohuslän in West-Schweden verläuft (KUMMEROV 1954, JACOBI 1997). Dieses Gebiet kommt ebenfalls als Lieferant von Rhombenporphyr-Geschieben in Frage, allerdings ist die Ausdehnung dieser Gänge vergleichsweise gering.
QUENSEL 1918 beschreibt ein kleines Vorkommen von (tektonisch deformierten) Rhombenporphyren aus dem Kebnekaise-Gebiet in Lappland. Ob aus diesem sehr weit nördlich gelegenen Gebiet Rhombenporphyr-Geschiebe nach Norddeutschland gelangten (und von den Rhombenporphyren des Oslo-Gebiets unterscheidbar sind), ist zweifelhaft.
Abb. 3: Rhombenporphyr, polierte Schnittfläche. Geschiebe von Hohenfelde, östlich von Schönberg, Schleswig-Holstein.Abb. 4: Nahaufnahme. Neben rhombenförmigen Anschnitten von Feldspat-Einsprenglingen sind zwei mit Sekundärmineralen (u. a. Calcit und Epidot) verfüllte Blasenhohlräume erkennbar.
2. Beschreibung
Entscheidendes Erkennungsmerkmal der Rhombenporphyre sind die länglichen und manchmal spitz zulaufenden rauten- oder bootsförmigen Anschnitte von Feldspat-Einsprenglingen. Es handelt sich um Mischkristalle von Na-K-Ca-Feldspat, sog. ternären Feldspat, z. B. Anorthoklas (Albit+Orthoklas). Ihre Bildung ist an sehr heiße Magmen gebunden, in denen eine Entmischung der Feldspatkomponenten (Plagioklas und Alkalifeldspat) nicht oder nur unvollständig erfolgt. Diese speziellen Feldspäte sind ein charakteristischer Bestandteil der Vulkanite (und einiger Plutonite) des Oslograbens und von anderen Lokalitäten weitgehend unbekannt (s. u.). Petrographisch handelt es sich beim Rhombenporphyr um Latite, also SiO2-arme Vulkanite mit jeweils 35-65% Alkalifeldspat und Plagioklas. Latite sind das vulkanische Äquivalent der Monzonite.
Die Feldspat-Einsprenglinge weisen gelbliche, bräunliche oder graue Farben auf. Seltener sind blassgrüne, rote oder leuchtend orangefarbene Tönungen. Ihre Länge beträgt zwischen 5-30 mm. Die Feldspäte sind heller (selten dunkler) als die Grundmasse, können aber dunklere Kerne oder andersfarbige dünne Säume besitzen. Die Einsprenglingsdichte ist variabel. Nach OFTEDAHL 1967 lassen sich ein einsprenglingsreicher („klassischer“) Typ mit Feldspäten bis 2,5 cm Länge und ein einsprenglingsarmer Typ mit wenigen und kleinen Einsprenglingen bis 1,8 cm unterscheiden.
Als Folge von Entmischungsvorgängen ist manchmal eine unregelmäßig netz- oder tropfenförmige und wellige „Zeichnung“ in den Feldspäten erkennbar (Abb. 12, 27), die sich von der perthitischen Entmischung der Alkalifeldspäte und der polysynthetischen Verzwilligung der Plagioklase unterscheidet. Die Feldspäte neigen zur Bildung von Zwillingen, Mischkristalle aus mehreren Feldspat-Rhomben sind häufig. Durch Adhäsionskräfte in der Schmelze können die Feldspäte zu Kristallhaufen vereinigt sein (glomerophyrisches Gefüge, Abb. 28).
Neben rhombenförmigen können auch nahezu rechteckige Feldspat-Einsprenglinge auftreten. Eine seltene Variante ist der Rektangelporphyr mit ausschließlich rechteckigen Feldspat-Einsprenglingen und einer sehr feinkörnigen Grundmasse. Dieser Typ wird gelegentlich mit Diabasen verwechselt. Basaltische Gesteine mit rechteckigen Plagioklas-Einsprenglingen (=Diabase) besitzen häufig eine körnige Grundmasse sowie ein ophitisches Gefüge (kleine Plagioklasleisten in der Grundmasse). Die größeren Plagioklase zeigen in der Regel die typische polysynthetische Verzwilligung.
Abb. 5: Rotbrauner Rhombenporphyr; Kiesgrube Kreuzfeld, Aufnahme unter Wasser.Abb. 6: Grünlicher Rhombenporphyr, Geschiebe von Presen/Fehmarn.Abb. 7: Feldspat-Zwillinge in einem Rhombenporphyr aus der Kiesgrube Kröte (Wendland, Niedersachsen).Abb. 8: Anorthoklas-„Drilling“; FO: Westermarkelsdorf/Fehmarn.Abb. 9: Schnittfläche eines grauen Rhombenporphyrs mit dunklen Feldspäten, Aufnahme unter Wasser (FO: Steinbeck/Klütz).Abb. 10: Rhombenporphyr; dunkle Feldspäte mit hellem Saum (Langtangen-Typ); Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.Abb. 11: Brauner Rhombenporphyr (oder Nordmarkit-Porphyr?) mit körniger Grundmasse und relativ viel dunklen Mineralen. Strandgeröll von Johannistal, Slg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.Abb. 12: Nahaufnahme.
Die Grundmasse der Rhombenporphyre ist feinkörnig bis dicht. Häufig sind bräunliche Farbtöne, auch mit grünlichem oder orangefarbenem Stich. Rote bis violette und sehr feinkörnige bis dichte Grundmassen finden sich vor allem in pyroklastischen Gesteinen (Abb. 13, 33). Seltener sind grüne, dunkelgraue oder sehr helle Farben (Abb. 42). Durch Verwitterung können die Gesteine oberflächlich stark ausbleichen.
Rhombenporphyre mit erkennbaren Einzelkörnern (über 1 mm) in der Grundmasse entstanden durch eine entsprechend langsame Abkühlung des Magmas und dürften subvulkanische Bildungen oder Gangporphyre sein. Solche intrusiven Typen sind sowohl aus dem Oslogebiet als auch von der westschwedischen Küste (Bohuslän) bekannt und der Herkunft nach nicht unterscheidbar. Für glaziostratigraphische Untersuchungen ist dies auch zweitrangig, da beide Vorkommen im Einzugsgebiet des norwegisch-westschwedischen Gletscherstroms liegen.
Dunkle Minerale sind nur in geringer Menge enthalten und von Hand kaum bestimmbar (Biotit, Augit und Erz nach ZANDSTRA 1988). Etwa ein Fünftel der Rhombenporphyr-Geschiebe reagiert auf einen Handmagneten, etwa jeder zehnte Geschiebefund ist deutlich bis stark magnetisch (statistische Erhebung an RP-Geschieben aus Brandenburg). Häufig sind gefüllte Blasenhohlräume (Mandeln) zu beobachten. Bei einem hohen Anteil an Mandeln kann man von einem Rhombenporphyr-Mandelstein sprechen. Als sekundäre Bildung treten Calcit oder Epidot auf, aber auch Mandelfüllungen mit glasklarem Quarz (Abb. 42).
Neben Porphyren mit weitgehend homogener Grundmasse finden sich blasenreiche Laven (weitgehend ohne Hohlraumfüllungen, meist einsprenglingsarmer Typ, Abb. 30) und aus Pyroklasten zusammengesetzte Vulkanite (Lapillisteine, Lapillituffe oder „Agglomeratlaven“, s. Abb. 13,14, 31-33). In älterer Literatur wurden letztere gelegentlich als „Rhombenporphyr-Konglomerat“ bezeichnet. Der Name sollte jedoch klastischen Sedimentgesteinen mit umgelagerten Vulkanitfragementen vorbehalten sein. Das Rhombenporphyr-Konglomerat (Krogskogen-Konglomerat), ein seltener Geschiebefund, besitzt eine sandige Matrix und enthält neben Klasten von Rhomben- und Quarz-Porphyren klastische Quarze, Sandstein und basaltische Klasten (s. skan-kristallin.de).
Abb. 13: Blasige Rhombenporphyr-Lava, Aufnahme unter Wasser; Steinbeck/Klütz.Abb. 14: Nahaufnahme, Verzwilligung mehrerer rhombischer Feldspat-Einsprenglinge.Abb. 15: Rhombenporphyr-Mandelstein (Hökholz bei Eckernförde).Abb. 16: Rhombenporphyr-Mandelstein von der Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.Abb. 17: Rhombenporphyr, im unteren Teil eine Tufflage mit Feldspat-Bruchstücken. Polierte Schnittfläche eines Geschiebes von Westermarkelsdorf/Fehmarn (T. Brückner leg.).Abb. 18: Spezielle Rhombenporphyr-Variante mit länglichen Feldspat-Einsprenglingen (Pipenhus-Typ); Geschiebe von Hökholz.Abb. 19: Rhombenporphyr, Pipenhus-Typ, Breite 14 cm. Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.
Zusammenfassung der unterschiedlichen Ausprägungen bzw. Geschiebetypen von Rhombenporphyren (Abbildungen in JENSCH 2013a und 2013b; allgemeine Beschreibung in HESEMANN 1975, SMED & EHLERS 2002, SCHULZ 2003):
gewöhnlicher Rhombenporphyr: einsprenglingsarmer und einsprenglingsreicher Typ
Rhombenporphyr-Mandelstein (Abb. 13-16)
blasige Laven, Pyroklastika (Lapillisteine, Lapillituffe oder „Agglomeratlaven“, Abb. 13-14, 31-33)
Rhombenförmige Feldspat-Einsprenglinge finden sich in weiteren Gesteinstypen des Oslograbens, z. B. im Nordmarkit-Porphyr (s. skan-kristallin.de) oder in Plutoniten (Larvikit, Tönsbergit). Darüber hinaus treten sie auch in Gesteinen aus anderen Regionen auf, die aber kaum mit den Oslo-Gesteinen verwechselbar sind (Vaggeryd-Syenit, Sorsele-Granit, Heden-Porphyr). Einzelne rhombenförmige Plagioklase können in Diabasen enthalten sein.
Anhand der stratigraphischen Verhältnisse im Anstehenden unterscheidet OFTEDAHL 1952, 1967 etwa 30 einzelne Rhombenporphyr-Lagen (s. Proben auf vendsysselstenklub.dk). Seine Einteilung dürfte auf Geschiebefunde jedoch nur eingeschränkt anwendbar und eine entsprechende Zuordnung zu bestimmten RP-Lagen mit großen Schwierigkeiten verbunden sein. Zum einen ist von einer hohen Variationsbreite innerhalb der einzelnen RP-Lagen auszugehen. Auffällige Rhombenporphyr-Varianten müssen nicht an eine bestimmte vulkanostratigraphische Position gebunden sein, da in unterschiedlichen Phasen des Vulkanismus Porphyre mit ganz ähnlichen Merkmalen entstanden sein könnten, vor allem oberhalb der Lage RP15 (JENSCH 2013a: 60). Auch der Vergleich mit Anstehendproben führt zu Irrtümern (MEYER AP 1969). Rhombenporphyr-Lagen können durch frühere Vereisungen bereits vollständig abgetragen sein. Weiterhin ist zu bedenken, dass die Fortsetzung des Vorkommens der Oslo-Gesteine in südlicher Richtung unter Wasser weitere Varianten von Rhombenporphyren geliefert haben könnte.
3. Verbreitung der Rhombenporphyr-Geschiebe
Rhombenporphyre wurden zu verschiedenen Zeiten durch Eisströme vom Oslo-Gebiet in Richtung SSW bis SW über Dänemark und NW-Deutschland nach Süden transportiert (Abb. 21). In westlicher Richtung finden sich Rhombenporphyr-Geschiebe in Schottland und England (EHLERS 1988, K-D MEYER 1993, 2010), in südwestlicher Richtung in den Niederlanden (HUISMAN 1971). Auch aus Schweden liegt eine Fundmeldung vor (HILLEFORS 1968). Eine Kuriosität sind zwei (identische) Funde von Rhombenporphyr-Geschieben (sowie ein Drammen-Rapakiwi) von der Insel Leka, weit nördlich vom Oslograben (Mitteilung A. Bräu, Abb. 20). Der Transportmechanismus (Eisschollendrift, anthropogene Verschleppung) konnte bislang nicht geklärt werden.
Abb. 20: Rhombenporphyr, Geschiebefund von der Insel Leka (mittleres Norwegen), etwa 500 km nördlich von Oslo. Probe und Foto: A. Bräu.
In Deutschland sind Rhombenporphyr-Geschiebe von N- und NW- Deutschland bis nach Sachsen weit verbreitet. Mehrere Fundberichte liegen auch aus Polen und Tschechien vor (vgl. Literaturhinweise in SCHNEIDER & TORBOHM 2020). Außerhalb des allgemeinen Verbreitungsgebietes, östlich der Linie Mecklenburg-Brandenburg-Sachsen, treten sie als Einzelfund auf. Die östliche Verbreitungsgrenze wird in SCHULZ 1973, 2003 und 2012 ausführlich diskutiert (s. a. Abb. 21).
Abb. 21: Verbreitungsgebiet der Rhombenporphyr-Geschiebe. 1 – Gesteine des Oslograbens, Fortsetzung des Vorkommens unter Wasser; 2 – Geschiebefächer Rhombenporphyr (Hauptverbreitungsgebiet); 3 – östliche Verbreitungsgrenze; 4 – Maximalausdehnung der nordischen Inlandvereisungen. Karte nach SCHULZ 1973.
4. Funde aus Berlin und Brandenburg
Aus Berlin und Brandenburg konnten in jahrelanger Sammeltätigkeit bislang 82 Rhombenporphyr-Geschiebe zusammengetragen werden (Stand: 01/2021; Dokumentation in SCHNEIDER & TORBOHM 2020). Die Funde belegen einen weit nach Osten reichenden Transport dieser Gesteine in ein Gebiet, das überwiegend durch baltische und ostschwedische Geschiebegemeinschaften geprägt ist. Abb. 22 zeigt alle Fundpunkte. Hervorgehoben sind Kiesgruben mit der höchsten Fundanzahl. Eine hohe Fundanzahl spricht nicht unbedingt für ein gehäuftes Auftreten, sie könnte auch auf eine entsprechend aktive Sammeltätigkeit zurückzuführen sein.
Abb. 22: Fundpunkte von Rhombenporphyr-Geschieben in Brandenburg; Grafik verändert nach Benutzer Grabenstedt 2007, Quelle: wikipedia.de, Lizenz: CC BY-SA 3.0. Daten aus STACKEBRANDT & MANHENKE 2002.
Die brandenburgischen Rhombenporphyr-Geschiebe stammen überwiegend von Lokalitäten mit oberflächennah aufgeschlossenen Ablagerungen der Weichsel-Vereisung. Viele Kiesgruben liegen – nicht zuletzt aus bergbaulichen Erwägungen – am Rande von Hochflächen oder Urstromtälern. Lediglich 11 der insgesamt 82 Funde (14%) lassen sich unmittelbar mit saalekaltzeitlichen (oder älteren) Ablagerungen in Zusammenhang bringen. Diese im südlichen Brandenburg gelegenen Altmoränenhochflächen bieten allerdings auch nur wenige Aufschlüsse. Der Erhaltungszustand der Geschiebe ist im Allgemeinen schlecht: die Grundmassen sind ausgebleicht, die Gesteine stark verwittert, manchmal regelrecht durchgewittert.
Die in SCHNEIDER & TORBOHM 2020 dokumentierten Funde sind ausschließlich Einzelfunde von den Überkornhalden in Kiesgruben. Diese aus sandigen bis kiesigen Horizonten abgetrennte, grobe Gesteinsfraktion kann umgelagertes Material aus älteren Glazial-Ablagerungen enthalten. Statistische Daten zur glaziostratigraphischen Verbreitung von Rhombenporphyr-Geschieben in weichsel- und saalezeitlichen Ablagerungen in brandenburgischen Glazialablagerungen ließen sich durch Zählungen aus Tillablagerungen erheben. Jedoch dürften Rhombenporphyre hier auch bei ausdauernder Suche nur sehr selten anzutreffen sein.
Bemerkenswert ist die hohe Fundanzahl in unmittelbarer Nähe der nordöstlichen Verbreitungsgrenze der Rhombenporphyr-Geschiebe am Nordrand des Oderbruchs (s. SCHULZ 1973). Aus der Grube Hohensaaten (Lokalität 3 in Abb. 22) stammen 9, aus mittlerweile stillgelegten Gruben der unmittelbaren Umgebung zwei weitere Funde.
Der Geschiebesammler W. Bennhold trug im Laufe mehrerer Jahrzehnte mindestens 53 Rhombenporphyr-Geschiebe zusammen. Sie stammen überwiegend aus dem kompliziert gebauten Stauchmoränenkomplex der Rauener Berge im Bereich des Frankfurter Stadiums der Weichsel-Vereisung. Nach ZWENGER 1991 ist der genaue Herkunftshorizont zwar nicht präzisierbar, jedoch dürften die RP-Geschiebe überwiegend saalezeitlichen Bildungen entstammen, weil die weichselkaltzeitlichen Ablagerungen hier nur geringmächtig ausgebildet sind. Bennholds Funde werden in der Geschiebesammlung im Museum Fürstenwalde aufbewahrt.
Als Ursache für Fundhäufungen von Rhombenporphyren außerhalb ihres Hauptverbreitungsgebietes nennt SCHULZ 1973 einen wechselnden Einfluss des norwegischen Gletscherstroms. Rhombenporphyre wurden während des Drenthe-Stadiums der Saale-Vereisung und während des Brandenburgischen Stadiums der Weichsel-Vereisung weit nach Osten transportiert. Auch EIßMANN 1967 (in EHLERS 2011: 47) nimmt an, dass ein norwegisch-westschwedischer Eisstrom, dessen östlichste Ausdehnung etwa bis in den Raum Bornholm reichte, zu verschiedenen Zeiten durch einen nordschwedisch-finnischen Eisstrom abgelenkt wurde. Rhombenporphyr-Geschiebe von relativ weit östlich gelegenen Fundlokalitäten dürften daher nicht etwa aus aufgearbeiteten Ablagerungen der Elster-Vereisung stammen, zumal ihre Verbreitungsgrenze zumindest in Sachsen weit westlich der Maximalausdehnung elsterzeitlicher Sedimente liegt (etwa im Raum Grimma, SCHULZ 1973).
Geschiebefunde anderer Gesteine des Oslo-Grabens scheinen trotz intensiver Suche in Brandenburg nur sehr spärlich vorzukommen. MEYER AP 1964 berichtet von Fundhäufungen in der Kiesgrube am Stener Berg (Berlin). Aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam stammt ein Larvikit-Geschiebe. Ein weiterer Fund durch W. Bennhold aus den Rauener Bergen wird im Museum Fürstenwalde aufbewahrt. Herr D. Schmälzle (†) (Berlin) berichtet von einem Larvikit-Geschiebe aus dem nördlichen Brandenburg (mündl. Mitteilung). Erwähnenswert sind in diesem Zusammenhang vereinzelte Funde südwestschwedischer Leitgeschiebe wie Schonengranulit und „Flammenpegmatit“ (Slg. Torbohm: 7 Funde), die bisher offenbar nur wenig Beachtung fanden und ebenfalls durch einen norwegisch-westschwedischen Eisstrom nach Brandenburg gelangt sein dürften.
Abb. 23: Bisher größter Rhombenporphyr-Fund aus Brandenburg (20 x 15 x 10 cm); gut erhaltenes Exemplar mit dunkelgrauer Grundmasse und silbrig glänzenden, transparenten Feldspäten; Kiesgrube Niederlehme bei Berlin; Slg. M. Torbohm.Abb. 24: Brauner Rhombenporphyr, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Niederlehme).Abb. 25: Rhombenporphyr mit eingeregelten Feldspäten (fluidaler Typ, „RP1“); Kiesgrube Niederlehme.Abb. 26: Rhombenporphyr mit hellen und orangefarbenen Feldspäten, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Niederlehme).Abb. 27: Rhombenförmiger Feldspat-Einsprengling mit subparallelen, welligen Entmischungslamellen und randlicher Zonierung. Geschiebe aus der Kiesgrube Damsdorf-Bochow bei Lehnin, Slg. D. Lüttich.Abb. 28: Glomerophyrisches Gefüge; zu kleinen Kristallhaufen aggregierte Feldspat-Einsprenglinge. Rhombenporphyr aus der Kiesgrube Hoppegarten, leg. St. Schneider.Abb. 29: Eigens gedrucktes „Festkärtchen“ zum 50. Rhombenporphyr-Fund aus der Umgebung von Fürstenwalde (Sammlung Bennhold, Museum Fürstenwalde).Abb. 30: Blasige Rhombenporphyr-Lava, einsprenglingsarmer Typ. Kiesgrube Teschendorf, leg. St. Schneider.Abb. 31: Lapillistein mit Rhombenporphyr- und Mandelstein-Fragmenten, Aufnahme unter Wasser. Kiesgrube Teschendorf, leg. St. Schneider.Abb. 32: Rhombenporphyr-Lapillistein, polierte Schnittfläche. Kiesgrube Falkenthal, Löwenberger Land.Abb. 33: Rhombenporphyr aus roten und braunen, fest miteinander verbundenen Pyroklasten (pyroklastische Brekzie). Die Bezeichnung „Agglomeratlava“ ist nach aktueller Nomenklatur Pyroklastiten vorbehalten, die zu mind. 75% aus Bomben (Vulkanoklasten über 63 mm) bestehen. Fundort: Hohensaaten an der Oder, Slg. St. Schneider.Abb. 34: Rhombenporphyr-Geschiebe aus SE-Brandenburg (Papproth, Tagebau Welzow-Süd, Niederlausitz).Abb. 35: Rhombenporphyr mit rechteckigen Feldspat-Einsprenglingen (Rektangel-Porphyr); Lesesteinhaufen bei Schlunkendorf, Slg. D. Lüttich.Abb. 36: Fund aus dem Berliner Stadtgebiet; Kiesgrube Spandau, leg. A.P. Meyer, Aufnahme unter Wasser.Abb. 37: Rotgrauer Rhombenporphyr, Kiesgrube Hartmannsdorf bei Berlin.Abb. 38: Graubrauner, deutlich magnetischer Rhombenporphyr mit dunkelgrauen Feldspäten, die von gelben Säumen umgeben sind (Langtangen-Typ, RP14a); Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg.Abb. 39: Rhombenporphyr mit körniger Grundmasse. Kiesgrube Oderberg-Bralitz; Slg. St. Schneider.Abb. 40: Intrusiver Typ mit körniger Grundmasse. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg.Abb. 41: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 42: Heller Rhombenporphyr. Das Gestein enthält runde und transparente Quarzaggregate, vermutlich eine sekundäre Füllung von Blasenhohlräumen. Kiesgrube Borgsdorf/Velten bei Oranienburg, leg. St. Schneider.
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Als Geschiebe finden sich Brekzien aus grauen, violettgrauen, roten, rotbraunen oder grünen Klasten basaltischer Gesteine, die durch einen Calcit-Zement miteinander verbunden sind. Ein Teil der Gesteine könnte aus dem gleichen, zwischen Stockholm und Gotland vermuteten Unterwasser-Vorkommen stammen wie der „Ostsee-Melaphyr-Mandelstein“.
Abb. 1: Rezentes Beispiel: Basaltische Vulkanoklasten, verbunden durch einen Calcit-Zement; die Zwischenräume der Klasten sind nur unvollständig ausgefüllt. Bildbreite 42 cm; Playa de Guariñen, Taguluche, La Gomera, Kanarische Inseln.Abb. 2: Fragmente basaltischer Gesteine mit und ohne Mandeln, verkittet durch einen Calcit-Zement. Bildbreite 50 cm, Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun (Vorpommern).
Die Verkittung der basaltischen Gesteinsfragmente ist auf Ausscheidung von Calcit oder anderen Sekundärmineralen aus zirkulierenden hydrothermalen Lösungen zurückzuführen. Ihre Brekziierung kann auf unterschiedliche Weise erfolgt sein: Fragmentierung durch Auswurf als Pyroklasten während vulkanischer Aktivität; Zerbrechen massiger Vulkanite durch Abkühlung oder (vulkano)tektonische Vorgänge; Fragmentierung beim Kontakt basaltischer Lava mit Meerwasser.
Manche Brekzien enthalten nur einen Typ basaltischer Gesteine und ihre Fragmente passen wie in einem Puzzlespiel zueinander (Abb. 4). Pyroklastische Ablagerungen können aus unterschiedlichen Klastentypen des gleichen Gesteinstyps bestehen (verschiedenfarbige basaltische Gesteine und Mandelsteine, Abb. 2); submarine Laven und Vulkanoklasten zeichnen sich durch eine intensive Alteration und Grünfärbung aus (Abb. 6-8). In der Regel sind genaue Aussagen zur Entstehung solcher Geschiebe-Brekzien schwierig, weil ihre Position im anstehenden Gesteinsverband nicht bekannt ist.
Abb. 3: Vulkanoklastische Brekzie mit basaltischen Gesteinen, verkittet durch einen rot pigmentierten Zement aus Calcit. Kiesgrube Miodowice (Westpolen), Aufnahme unter Wasser.Abb. 4: Graues basaltisches Gestein, vermutlich in situ zerbrochen (die Klasten passen teilweise zueinander). Die Risse wurden mit einem Zement aus Calcit und hellgrünem Epidot verfüllt. Kiesgrube Horstfelde, Aufnahme unter Wasser.Abb. 5: Nahaufnahme; weißer Calcit ist bereits an seinen parallelen Zwillingslamellen erkennbar.Abb. 6: Brekzie aus grünen Mandelsteinen (Spilit?). Polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Damsdorf/Bochow bei Lehnin (Brandenburg), leg. D. Lüttich.Abb. 7: Nahaufnahme; größere Klasten von grünen Mandelsteinen liegen in einer calcit-zementierten Matrix aus kleinen GesteinsfragmentenAbb. 8: Spilitische Mandelstein-Brekzie aus einem variszischen Vorkommen. Die graugrünen und sehr hellen Klasten, hauptsächlich Mandelsteine, besitzen eine unregelmässige, teils bizarre Gestalt. Loser Stein von einer Halde am Büchenberg bei Elbingerode (Harz), Aufnahme unter Wasser.Abb. 9: Rotbraune basaltische Brekzie mit feinkörnigem Zement und weißen Calcit-Mandeln. Polierte Schnittfläche; Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, leg. G. Engelhardt.Abb. 10: Brekzie aus grünen und rotbraunen basaltischen Mandelsteinen, verkittet durch einen Zement aus hellem Calcit und grünen Sekundärmineralen. Geschiebe von Hökholz, Slg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.Abb. 11: Nahaufnahme. Die Ränder der Klasten werden von roten Hämatit-Ausscheidungen begleitet.Abb. 12: Rückseite des gleichen Gesteins.Abb. 13: Basaltische Mandelstein-Brekzie, zum größeren Teil aus einer grünen und epidothaltigen Matrix bestehend. Geschiebe von Hökholz, Slg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.Abb. 14: Nahaufnahme der nassen Gesteinsoberfläche.Abb. 15: Basaltisches Gestein aus graubraunen und feinkörnigen (tuffartigen) sowie violettgrauen und dichten Partien (Lava). Die Tufflagen sind von hellen und dunklen Mandeln durchsetzt. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 16: Nahaufnahme, polierte Schnittfläche.
