Abb. 1: Rhombenporphyr, Geschiebe von Hirtshals (DK), Breite 11 cm.
Das Oslogebiet in Südnorwegen beheimatet eine Vielfalt von Gesteinen mit besonderen Eigenschaften. Die Magmatite in dieser als Oslograben bezeichneten Gesteinsprovinz zeichnen sich durch einen hohen Alkaligehalt und vergleichsweise ungewöhnliche Gefüge aus. Vulkanite, Plutonite und Ganggesteine nehmen eine Fläche von etwa 200 x 60 km ein und entstanden im Zuge magmatischer Tätigkeit während der Öffnung eines Kontinentalgrabens im Karbon/Perm vor etwa 300 Millionen Jahren. Sie sind damit deutlich jünger als die proterozoischen Gesteine des benachbarten Grundgebirges. Eine Reihe von Oslo-Magmatiten ist als Geschiebe erkennbar, darunter Rhombenporphyr (Abb. 1) und Larvikit (Abb. 2) als wichtigste Leitgeschiebe.
Anlass zur Vorstellung der wichtigsten Oslo-Gesteine aus geschiebekundlicher Sicht bot die Übernahme von Teilen der umfangreichen Sammlung von Henrik Arildskov (Hjørring, N-Dänemark) durch das Eiszeit Haus Flensburg. Henrik hat im Laufe von Jahrzehnten unzählige Anstehendproben, Nahgeschiebe und Geschiebe, u. a. von Gesteinen aus dem Oslograben zusammengetragen. Im mehreren Artikeln wird eine Auswahl aus diesem reichhaltigen Fundus gezeigt. In naher Zukunft können Teile der Sammlung Arildskov im Lager des Eiszeit-Hauses Flensburg eingesehen werden.
Abb. 2: Larvikit, plutonisches Äquivalent des Rhombenporphyrs, Geschiebe am Hirtshals Kliff (DK), Breite 24 cm.Abb. 3: Blick in die Sammlung Henrik Arildskov (Hjørring/DK).
1. Die geologische Entwicklung des Oslograbens
Die geologische Geschichte des Oslograbens beginnt vor etwa 300 Millionen Jahren mit der Bildung eines kontinentalen Grabenbruchs innerhalb des präkambrischen Grundgebirges (RAMBERG et al. 2008, LARSEN et al. 2008). An einer lang gezogenen tektonischen Schwächezone kommt es zu einer Dehnung und Einsenkung (Grabenbildung) der Erdkruste. Damit verbunden ist eine Verdünnung der Kruste und ein Nachlassen des Auflastdrucks krustaler Gesteine, was die Bildung magmatischer Schmelzen an der Kruste-Mantel-Grenze, sog. Dekompressionsschmelzen ermöglicht. Im Verlauf des Riftings steigen Schmelzen an tief in die Kruste reichenden Störungen und Verwerfungen auf und erreichen als Vulkanite die Erdoberfläche oder bleiben als Plutonite in der oberen Erdkruste „stecken“.
In kontinentalen Rift-Zonen gebildete Dekompressionsschmelzen zeichnen sich durch einen relativ hohen Alkaligehalt aus. Kennzeichnend für die meisten Vulkanite, Subvulkanite und Plutonite der Eruptivprovinz des Oslograbens ist ihr Na-Reichtum, verbunden mit dem Auftreten von ternären Feldspäten (Anorthoklas) sowie Alkalipyroxenen (Ägirin) und Na-reichen Hornblenden (z. B. Arfvedsonit). Der Ursprung der Magmen wird mantelplumes.org diskutiert. Die magmatische Tätigkeit im Oslograben beginnt im Perm und erstreckt sich über den Zeitraum vor 310-241 Ma bis in die frühe Trias. Intensiver Vulkanismus und das eigentliche Rifting nehmen eine Dauer von 20-30 Millionen Jahren ein.
Abb. 4: Übersichtskarte Oslogesteine, Karte leicht verändert nach rapakivi.dk.
Die heutige Verbreitung der Oslo-Magmatite an der Oberfläche ist das Ergebnis von rund 250 Millionen Jahren Erosion und Abtragung. Im Süden des Oslograbens stehen verbreitet monzonitische Plutonite (Kjelsåsit, Larvikit) an, im zentralen Teil Drammen- und Finnemarka-Granit, im Norden (Hurdalen) überwiegen Syenite und Alkaligranite (Nordmarkit, Ekerit). Das Krogskogen-Plateau im Norden und das Vestfold-Gebiet weiter südlich sind die zwei großen Gebiete mit Rhombenporphyr-Vulkaniten. Kleinere Vorkommen von Basalten, Rhyolithen und weiteren Gesteinen finden sich verstreut im gesamten Oslogebiet.
Zur SSW-NNE-streichenden Grabenstruktur des Oslo-Rifts gehören neben den Magmatiten auch Relikte kambrischer bis silurischer Sedimentgesteine, meist Tonschiefer und Kalke, ab dem Obersilur auch rote und graue Sand- und Siltsteine (Ringerike-Sandstein). Im Kontaktbereich aufsteigender Plutonite zu Sedimentgesteinen kam es zu Bildung von Hornfelsen.
Die magmatische Entwicklung im Oslograben lässt sich in 6 Phasen skizzieren (RAMBERG et al. 2008, LARSEN et al. 2008):
1. Bildung eines Sedimentbeckens mit dem Abtragungsschutt des Kaledonischen Gebirges. Unmittelbar vor Einsetzen des Riftings (308-305 Ma) kommt es zum Aufstieg erster Magmen. Syenitische (z. B. Maenait) bis basische (z. B. Camptonite) Ganggesteine durchschlagen paläozoische Sedimentgesteine und bilden Lagergänge mit Mächtigkeiten bis 10 m.
2. Den Beginn des Riftings (300-292 Ma) markiert basaltischer Vulkanismus an verschiedenen Orten des Oslogebietes. Diese als B1 bezeichneten Basalte, Alkali-Olivin-Basalte, Basanite sowie Melilithe und Nephelinite erreichten Mächtigkeiten bis 1.500 m.
3. Höhepunkt des riftgebundenen Magmatismus mit Spalteneruptionen von Rhombenporphyr-Lava (292-275 Ma), untergeordnet setzt sich der basaltische Vulkanismus fort. Die Rhombenporphyr-Lava war sehr heiß und dünnflüssig, ihr Ausfließen vollzog sich vergleichsweise „ruhig“. Etwa alle 250.000 – 600.000 Jahre kam eine weitere Rhombenporphyr-Lage dazu. Zwischen den Rhombenporphyr-Lagen treten gelegentlich Ablagerungen von Sedimenten aus Phasen vulkanischer Inaktivität auf (u. a. Rhombenporphyr-Konglomerate). Die magmatische Entwicklung verlagerte sich vom Krogskogen-Gebiet (RP1-RP12) allmählich nach Süden nach Vestfold (RP12c-RP26). Die Lavaplateaus der Rhombenporphyre bedeckten einst große Flächen und erreichten Mächtigkeiten bis 3.000 m, das Volumen an ausgeflossener Lava wird auf etwa 1.000 km³ (!) geschätzt.
Zum Ende der dritten Phase, ab etwa 280 Ma, kommt es zum Aufstieg larvikitischer Batholithe in die oberen Bereiche der Erdkruste. Die Gesteinsfolge der Larvikit-Serie beginnt mit dem Kjelsåsit, einer Ca-reichen Variante des Larvikits, und führt über quarz- bis nephelinführende Larvikite (mit Tönsbergit als roter Variante) zu Nephelinsyeniten, darunter der riesenkörnige Lardalit und der mittelkörnige Foyait.
4. In der Reifephase des Riftings (280-265) entstehen große basaltische Zentralvulkane (hauptsächlich Alkali-Olivin-Basalte), während sich die Eruption von Rhombenporphyren mit verminderter Aktivität fortsetzt.
Die Entleerung der basaltischen Magmakammern hinterlässt ein gas- und SiO2-reiches Rest-Magma. Mit seinem Aufstieg erreicht der Vulkanismus vor etwa 270 Ma ein explosives Stadium, verbunden mit Bildung und Kollaps von Calderen. Dabei wurden große Mengen rhyolithischer Tuffe und Ignimbrite ausgeworfen. Durch den Caldera-Kollaps entstandene große ringförmige Störungen füllten sich mit syenitischen, monzonitischen bis rhyolithischen Magmen (Ringgänge), im Zentrum der Calderen intrudierten Zentraldome (cone sheets) mit gleicher Zusammensetzung. Bislang wurden im Oslograben 13 Calderen ehemaliger Stratovulkane nachgewiesen, einige davon besaßen die Größe des Vesuvs und Ätnas.
An den Anfang der 4. Phase vor 280 Ma fällt auch der Aufstieg der ersten Granit-Plutone (sog. Biotitgranit I mit Drammen- und Finnemarka-Batholith) sowie einiger kleinerer Alkaligabbro-Intrusionen.
5. Magmatisches Nachspiel mit großen syenitischen Batholithen (270-250 Ma) von Alkali-Syeniten bis Alkali-Graniten wie Nordmarkit und Ekerit. Die Plutonite dringen in die Lavaergüsse, Calderen und früheren Batholithe auf und verwischen teilweise ältere Strukturen.
6. Intrusion kleinerer Granit-Massive (Biotitgranit II) und Gängen nördlich von Oslo (Tryvann/Hurdal) sowie Basiten (Gabbros) im Zeitraum 250-241 Ma.
2. Die Magmatite des Oslograbens
Wer sich mit den Magmatiten des Oslograbens beschäftigt, hat es mit einer Fülle von Gesteinsnamen zu tun. Obwohl Alkaligesteine insgesamt nur einen kleinen Teil der Magmatite ausmachen, erregten sie schon immer die Aufmerksamkeit von Geologen. Dies führte zu einer ungleich größeren Zahl teilweise exotisch klingender Gesteinsbezeichnungen und Lokalnamen. Im Falle des Oslograbens gehen viele Bezeichnungen auf Erstbeschreibungen durch den Geologen W. C. Brøgger (1851-1940) zurück. Brøggers jahrzehntelange Forschungen spiegeln sich in einem umfangreichen Schrifttum mit außerordentlich differenzierten petrographischen Beschreibungen wider. Darüber hinaus stellte Brøgger 20 Typensammlungen zu je 227 Handstücken zusammen, geordnet nach den Verwandtschaftsbeziehungen der Gesteine. Diese Sammlungen wurden durch die Firma F. Krantz an Universitäten verkauft und verhalfen den Oslo-Magmatiten zu europaweiter Bekanntheit. Eine nahezu vollständige Sammlung befindet sich in der BGR Berlin-Spandau und der Mineralogischen Sammlung der Humboldt-Universität im Naturkundemuseum Berlin. Nähere Informationen zur Brøggerschen Sammlung mit Bildern von Handstücken finden sich auf skan-kristallin.de.
Brøggers Gesteinsbezeichnungen unterlagen hinsichtlich ihrer petrographischen Bedeutung im Laufe der Zeit mehrfach einem Wandel durch nachfolgende Bearbeiter. Manche Bezeichnungen sind nach heutiger Nomenklatur als veraltet oder sogar unzutreffend anzusehen (z. B. Oslo-Essexit). Beim Studium der alten Schriften ist dies zu berücksichtigen. Die Verwendung von Lokalnamen ist auch heute noch sinnvoll und „erlaubt“, wenn sie einen Erkenntnisgewinn im Sinne einer petrographischen Differenzierung bedeutet. Nützlich ist die Ergänzung durch allgemeine Gesteinsbezeichnungen gemäß aktueller Nomenklatur (LE MAITRE et al. 2004) bzw. Klassifikation nach QAPF-Diagramm, z. B Rhombenporphyr = Latit, Larvikit = Anorthosit-Monzonit oder Nordmarkit = Alkalifeldspatsyenit.
2.1. Leitgeschiebe
Aus geschiebekundlicher Sicht empfiehlt sich eine Betrachtung der Oslo-Gesteine in der Reihenfolge ihrer flächenmäßigen Verbreitung im Anstehenden (Abb. 4). Diese entspricht nicht ganz ihrer Häufigkeit als Geschiebe. So steht der Rhombenporphyr an dritter Stelle, ist aufgrund seiner leichten Erkennbarkeit aber auch in glazialen Ablagerungen mit wenig Oslo-Material das wichtigste Leitgeschiebe. Rhombenporphyr-Geschiebe treten nach SMED & EHLERS 2002 ungleich häufiger als Larvikit oder Nordmarkit auf, weil sie als Vulkanite im Anstehenden im Vergleich zu den Plutoniten eine engständigere Klüftung aufweisen und damit bevorzugt kleinere Geschiebe ausbilden.
Abb. 4: Flächenmäßige Verbreitung der Oslo-Gesteine im Anstehenden in qkm (nach BARTH 1945, abgeändert durch OFTEDAHL 1960).
Einige Oslo-Magmatite sind als Geschiebe schwer bestimmbar. Mitunter lässt sich der Mineralbestand, insbesondere das Mengenverhältnis der Feldspäte, mit makroskopischen Mitteln nicht sicher ermitteln. Manche Magmatite treten in zahllosen Gefügevarianten auf, zudem sind aus dem Anstehenden gegenseitige nahtlose Übergänge von mehreren Gesteinstypen bekannt. Das Studium von Vergleichsproben erweist sich in jedem Fall als hilfreich.
Lokalitäten mit viel Geschiebe-Material aus dem Oslograben beschränken sich auf N-Dänemark und S-Norwegen. An allen anderen Fundorten treten Oslo-Gesteine eher vereinzelt auf: Rhombenporphyre, mal ein Larvikit, Nordmarkit, Oslo-Basalt oder Oslo-Ignimbrit. Die Beiträge zu den Oslo-Gesteinen auf dieser Seite gliedern sich grob nach ihrer petrographischen Verwandtschaft, Überschneidungen sind dabei nicht ganz vermeidbar. Beschreibungen bestimmter Gesteinstypen lassen sich auch über die Gesteinsliste aufrufen.
Zur Geologie des Oslograbens und Petrographie der Oslo-Gesteine existiert ein umfangreiches Schrifttum (Auswahl). Als Einstieg seien empfohlen: RAMBERG et al. 2008, LARSEN et al. 2008, OFTEDAHL 1960, als Exkursionsführer HOLTEDAL & DONS 1966, DONS & LARSEN 1978. Ausführliche petrographische Beschreibungen finden sich in den Arbeiten von BRØGGER. Zahlreiche Abbildungen von Anstehendproben bietet die Seite skan-kristallin.de, ein ausführlicher Exkursionsbericht ist auf kristallin.de nachzulesen.
ANDERSEN T et al. 2002 Timing of late- to post-tectonic Sveconorwegian granitic magmatism in South Norway – NGU 440.
BARTH T 1945 Studies of the Igneous Rock Complex of the Oslo Region II. Systematic petrography of the Plutonic Rocks – Det norske Videnskaps-akadami i Oslo. Skrifter I.
BOSE M K 1969 Studies on The Igneous Rock Complex Of The Oslo Region. XXI The Petrology Of The Sørkedalite – A Primitive Rock From The Alkali Igneous Province Of Oslo. Oslo, 1969.
BRØGGER WC 1890 Die Mineralien der Syenitpegmatitgänge der südnorwegischen Augit- und Nephelinsyenite in: Zeitschrift für Krystallographie und Mineralogie. Hrsg. P. Groth, Bd. 16, Leipzig 1890.
BRØGGER W C 1894 Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes I. Die Gesteine der Grorudit-Tinguait-Serie – Videnskabsselskkabets Skrifter I. Mat.-naturv. Kl. I. 1894.
BRØGGER W C 1906 Eine Sammlung der wichtigsten Typen der Eruptivgesteine des Kristianiagebietes nach ihren geologischen Verwandtschaftsbeziehungen geordnet. Nyt Magazin for Naturwidenskaberne, A.W. Brøggers Bogtrykkerie 1906 (als Faksimile).
BRØGGER WC 1931a Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes V. Der große Hurumvulkan – Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I Nr. 6, 1930.
BRØGGER WC 1932 Die Eruptivgesteine des Oslogebietes VI. Über verschiedene Ganggesteine des Oslogebietes – Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I Nr. 7, 1932.
BRØGGER WC 1933 Die Eruptivgesteine des Oslogebietes: VII. Die chemische Zusammensetzung der Eruptivgesteine des Oslogebietes – Skrifter, Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I. 1933.
DONS J A & LARSEN B 1978 The Oslo Paleorift. A Review and Guide to Excursions. – NGU Universitetsforlaget.
HOLTEDAHL O 1943 Studies on the Igneus Rock Complex of the Oslo Region – I. Some Structural Features of the District Near Oslo. – 71 S., 1 Kte., 39 Fig. – Skrifter ugitt av det Norske Videnskaps-Akademi i Oslo.
HOLTEDAHL O & DONS J A 1966 Geological guide to Oslo and districts (with map 1: 50000) – Universtitsforlaget Oslo.
LARSEN A O 2010 The Langesundsfjord. History, Geology, Pegmatites, Minerals – Bodeverlag, Salzhemmendorf, 2010.
LARSEN B, OLAUSSEN S, SUNDVOLL B & HEEREMANS M 2008 The Permo-Carboniferous Oslo Rift through six stages and 65 million years – Episodes, Vol. 31 (1), 52-58.
LE MAITRE et al 2004 Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms. Edited by R. W. Le Maitre and A. Streckeisen and B. Zanettin and M. J. Le Bas and B. Bonin and P. Bateman – 252 S., Cambridge University Press, ISBN 0521619483.
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OFTEDAHL C 1967 Magmen-Entstehung nach Lava-Stratigraphie im südlichen Oslo-Gebiete – Geologische Rundschau 47: 203-218, 5 Abb., 2 Tab., Stuttgart.
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OFTEDAHL C & DONS J 1957 Geological Guide to Oslo and District – Oslo.
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RAMBERG I B, BRYHNI I, NÖTTVEDT A, RANGNES K (Hrsg) 2008 The Making of a Land – Geology of Norway, Norsk Geologisk Forening, Trondheim 2008.
SAETHER E 1962 Studies on the Igneous Rock Complex of the Oslo Region. XVIII. General investigation of the igneous rocks in the area north of Oslo. NVAMK.
SMED P & EHLERS J 2002 Steine aus dem Norden (2.Aufl.) – 194 S., 34 Taf., 67 Abb., 1 Kte. (rev. 2008), Berlin, Stuttgart (Gebr. Borntraeger).
ZANDSTRA J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten ; Een beschrijving van ruim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – XIII+469 S., 118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. Kte., Leiden etc. (Brill).
In allen Phasen des Riftings kam es im Oslogebiet durch raschen Aufstieg und relativ schnelle Abkühlung von Magmen entlang von Spalten zur Intrusion von Gängen, Sills und kleinen Massiven. Diese Ganggesteine des Oslo-Grabens decken das ganze Spektrum möglicher Zusammensetzungen ab, von ultrabasisch und basisch über monzonitisch, syenitisch bis granitisch. Entsprechend existiert eine Fülle von Gesteins- und Lokalbezeichnungen, die mehrheitlich auf Brøggers Erstbeschreibungen zurückgehen (BRØGGER 1894, 1898, 1932):
Quarzporphyre (Rhyolithe) und Trachyte aus ringdykes und sheeted dikes
Kullaite (trachytische Mischgesteine).
Eine Bestimmung der meist feinkörnigen Gesteine von Hand ist nur in wenigen Fällen möglich, auch als Geschiebe sind sie kaum sicher erkennbar (Ausnahme: Grorudit). Im Folgenden werden einige Beispiele vorgestellt, weitere Ganggesteine in anderen Abschnitten gezeigt (Hedrumit, Akeritporphyr, Rhyolithe etc.). Abschnitt 4 skizziert die Grenzen makroskopischer Bestimmbarkeit anhand ausgewählter Geschiebefunde.
BRØGGER 1898: 48-61 nennt das Auftreten mehrerer Hundert Gänge von Camptoniten im Oslogebiet und beschreibt ausführlich die Gesteine einiger Lokalitäten. Nur bei einem Teil dürfte es sich um Camptonite nach heutigem Verständnis als lamprophyrische Ganggesteine handeln, ein anderer Teil sind dunkle basaltische Gesteine wie Diabase und „Proterobase“ (alterierte Basalte). Die Intrusion camptonitischer Gänge in silurische Sedimentgesteine markiert die Zeit unmittelbar vor Einsetzen des Riftings im nördlichen Teil des Oslograbens.
Abb. 1: Camptonit, Anstehendprobe, SE von Jarenvatnet (NOR), N Gran, östl. d. Strasse (60.37435, 10.56391). M. Bräunlich leg., Slg. der BGR in Berlin-Spandau.Abb. 2: Nahaufnahme der feinkörnigen Grundmasse mit schwarzen Pyroxen-Einsprenglingen und etwas grünem Olivin.
Nach SCOTT 1980 überwiegen unter den „echten“ Camptoniten porphyrische Varianten mit dunkelgrauer und feinkörniger Grundmasse sowie idiomorphen Einsprenglingen von Klinopyroxen (bis 1cm) und braunem Amphibol (bis 2 cm, eher stengelig) in etwa gleicher Menge. Gelegentlich treten Mandeln mit Kalzit und Plagioklas auf, selten sind Chlorit-Pseudomorphosen nach Olivin. Die Gesteine können durch Alteration vergrünt sein.
Als Geschiebe dürften Camptonite nur selten auftreten und zudem schwer erkennbar sein, da man sie mit augit-porphyrischen Basalten sowie Olivin-Basalten oder Basaniten verwechseln kann. Camptonite enthalten keine Plagioklas- bzw. Feldspat-Einsprenglinge. Die feinkörnige Grundmasse besteht, sofern erkennbar, im Wesentlichen aus Plagioklas, dunklen Mineralen (Amphibol und/oder Pyroxen), darunter grüne oder rote (umgewandelte) Olivin-Körner (vgl. Abb. auf rapakivi.dk). Ophitisches Gefüge (feine Feldspatleisten) fehlt, tritt aber in vielen (nicht allen) Pyroxen-Basalten auf. Vorbehaltlich als Camptonit bestimmte Funde oder solche ohne eindeutige Zuordnung zeigen Abb. 7-8 und 12-13 im Abschnitt über die Oslo-Basalte.
Abb. 3: Camptonit, Anstehendprobe von Maena (NOR), Westfuß von Brandberget, Kirchspiel Brandbu, leg. Finckh 1906, Slg. der BGR Berlin.
2. „Kugelkersantit“
Kersantite sind Biotit-Hornblende-Augit-Lamprophyre. Porphyrische Varianten enthalten Einsprenglinge von Biotit, optional Pyroxen, Hornblende oder Olivin, aber keinen Plagioklas. Die dunkelgraue Grundmasse besteht aus den gleichen Mineralen, zusätzlich Plagioklas, gelegentlich auch Orthoklas (LE MAITRE et al. 2004). BRØGGER 1898: 71-84 beschreibt einen „Bronzit-Kersantit“ sowie weitere Ganggesteine, die neben Hornblende- auch Plagioklas-Einsprenglinge enthalten und damit nicht der aktuellen petrographischen Definition entsprechen (vgl. Proben auf skan-kristallin.de).
In der Sammlung H. Arildskov fanden sich drei Geschiebe von recht unterschiedlichem Aussehen, die als „Kugelkersantit“ bestimmt wurden. TRÖGER 1934, Nr. 884 beschreibt als „Kugelkersantit“ einen Lamprophyr-Mandelstein, dessen Hohlräume mit Feldspat, Quarz und Kalzit ausgefüllt wurden. Die runden Aggregate in den Funden Abb. 4-13 sind allerdings eher dunkel. Auch Ähnlichkeiten mit den Brøgger-Handstücken sind nicht erkennbar. Die Zuordnung der Gesteine bleibt bis auf weiteres offen.
Abb. 4
Abb. 5
Abb. 4, 5: „Kugelkersantit“ (?), gelblichbraunes Gestein mit dunklen Flecken, Breite 115 mm, Ulbjerg Klint, Limfjorden (DK), ex coll. H. Arildskov (LL107).
Abb. 6: dunkles und mehrphasiges Ganggestein („Kugelkersantit“, NO 547) Stenvik/Tofte (NOR).
Abb. 7: Rückseite
Abb. 8: Detailaufnahme der Rückseite
Abb. 9: Aufnahme unter Wasser
Abb. 10: Aufnahme unter Wasser
Abb. 11: Nahaufnahme. Die runden, teils auch angedeutet sechseckigen „Flecken“ weisen einen schmaleren dunklen Rand auf. Die Grundmasse enthält neben reichlich Feldspat auch nadelförmige dunkle Minerale (Ägirin?).Abb. 12: helle Verwitterungsrinde eines dunklen Ganggesteins („Kugelkersantit“, NO 1158), Filtvet/Hurum (NOR).Abb. 13: Nahaufnahme. Die Grundmasse besteht aus Feldspat und einem gelblichbraunen Mineral (kein Glimmer), das Gestein reagiert auf einen Handmagneten. Die dunkleren kugeligen Aggregate weisen eine Zonierung auf (heller Saum), enthalten leistenförmige Feldspäte (Plagioklas) und sind nicht magnetisch.
3. Syenitische und monzonitische Ganggesteine
Die syenitischen bis monzonitischen Ganggesteine des Oslo-Grabens sind mehr oder weniger leukokrate (helle) und feinkörnige, zum großen Teil aus Feldspat (Albit, Orthoklas) bestehende Gesteine. Zur dieser Gruppe gehören Heumit, Lindöit, Maenait, und Bostonit (Anstehendproben s. skan-kristallin.de), ein Teil der Syenitporphyre, Glimmersyenitporphyre und Akeritporphyre sowie Hedrumit und Lestiwarit als Begleiter der Nephelinsyenite.
Eine ältere, zu Beginn des Riftings in silurische Sedimentgesteine intrudierte Generation von Ganggesteinen sind die syenitischen bis trachytischen Maenaite. Sie treten in zahlreichen Gefügevarianten auf, auch mit porphyrischem Gefüge (Maenaitporphyr), und bestehen aus Albit und Orthoklas, neben dunklen Mineralen (Pyroxen und Amphibol). Gegebenenfalls kann etwas Quarz enthalten sein.
Abb. 14: Maenait, Anstehendprobe von der Insel Tofteholmen (NOR), Dr. Heidrich leg. 2.7.1965, Slg. der FU Berlin (Lankwitz).
4. Unbestimmte Geschiebefunde
Ein Geschiebefund von Hökholz ist ein feinkörniger basischer Vulkanit mit vereinzelten schwarzen Pyroxen-Einsprenglingen und weißen Mandeln. In der Grundmasse sind zahlreiche nadelförmige dunkle Minerale erkennbar, wahrscheinlich Ägirin (ein Na-Fe-Pyroxen). Dies weist auf einen alkalireichen Vulkanit bzw. Ganggestein hin, ebenso der Olivin-Pyroxen-(Mantel?-)Xenolith in der Bildmitte Abb. 16. Das Gestein ist ohne Dünnschliffuntersuchung nicht näher bestimmbar. Vermutet wird eine Herkunft aus dem Oslograben, Vergleiche mit Anstehendproben könnten in Richtung Madeirit weisen.
Abb. 15: Alkalivulkanit/Ganggestein mit schwarzen Pyroxen-Einsprenglingen und weißen Mandeln. Geschiebe vom Geschiebestrand Hökholz.Abb. 16: Nahaufnahme, Peridotit(?)-Xenolith aus Olivin und Pyroxen.Abb. 17: Nahaufnahme unter Wasser.
Als „Hedrumit von Skirstad-Kjern“ wurde der Fund aus der Slg. H. Arildskov bestimmt (Referenz: KLEY 1941: 138, 144). Eine Übereinstimmung mit Abbildungen von Anstehendproben ist allerdings nicht erkennbar. Das Gestein dürfte eine intermediäre Zusammensetzung (Andesit oder Trachyt) besitzen, vgl. ähnliche Gefüge von Trachyt und Maenait-Porphyr auf skan-kristallin.de.
Abb. 18: feinkörniges intermediäres Ganggestein (Maenait-Porphyr?), Breite 13,5 cm, Steinvik/Tofte (NOR), NO 1048, ex coll. H. Arildskov.Abb. 19: Nahaufnahme der nassen Oberfläche
Die hellgraue und feldspatreiche Grundmasse enthält weiße und leistenförmige Feldspat-Einsprenglinge sowie säulige bis stengelige dunkle Minerale (Pyroxen und Amphibol). Das Geschiebe ist durchsetzt mit kleineren kantigen bis rundlichen Einschlüssen eines feinkörnigen Fremdgesteins.
Abb. 20: An der Seite zeigen sich kantige Einschlüsse von schwarzer, grauer oder grüner Farbe. Die dunklen Säume bestehen aus kleinen „akkretierten“ Pyroxen-Kristallen.
Abb. 21-23 ist ein grünlichgraues und kleinkörniges Ganggestein mit stengeligen Amphibol- und nadeligen Ägirin(?)-Einsprenglingen. Die körnige Grundmasse besteht aus weißem, teils undeutlich rechteckigem (nicht leistenförmigem) Feldspat, einem unbestimmten grünen Mineral sowie orangefarbenen Körnern (Alkalifeldspat, Nephelin?). Auch in diesem Fall gelang bisher keine eindeutige Bestimmung (Maenaitporphyr, feinkörniger Hedrumit?).
Abb. 21: Ganggestein, Geschiebe von Broager (DK), Slg. T. Brückner.Abb. 22: polierte SchnittflächeAbb. 23: In der Nahaufnahme sind undeutlich konturierte und helle, teils rötlich gefärbte Einschlüsse erkennbar.
5. Grorudit – Sölvsbergit- Tinguait
Als „Grorudit-Tinguait-Serie“ beschreibt BRØGGER 1894: 5-66 eine Reihe „feinkörniger bis dichter, grün gefärbter und gewöhnlich ägirinreicher Ganggesteine“, die genetisch verwandt und durch Übergänge miteinander verbunden sind. Grorudit, Sölvsbergit und Tinguait bilden die Ganggesteinsäquivalente von Ekerit, Nordmarkit und Nephelinsyenit.
Abb. 24: Grorudit, Geschiebe aus der Vigsjö-Bucht (DK), leg. D. Lüttich.Abb. 25: In der Nahaufnahme sind vereinzelt schwarze Ägirin-Nadeln erkennbar.
Der Grorudit gehört zu den wenigen Ganggesteinen aus dem Oslograben, die in porphyrischer Ausbildung auch als Geschiebe erkennbar sind. Das harte und zähe Gestein besitzt eine sehr feinkörnige Grundmasse, die in ihrer Farbe zwischen graugrün, blaugrün und hell- bis dunkelgrün variiert. Gelegentlich ist eine schlierige oder fluidale Textur erkennbar. Abgerollte Geschiebe fühlen sich weich und glatt an. Als Einsprenglinge treten 5-10 mm große und weiße, gelbliche bis rötliche Feldspäte auf, teils von rechteckiger oder leistenförmiger Gestalt, teils mit unregelmäßigen Konturen. Die Feldspäte sind stellenweise in Gruppen angeordnet. Für die Bestimmung wichtig ist das Vorhandensein einzelner schwarzer Nadeln von Ägirin (Na-Pyroxen).
Die mineralogische Zusammensetzung des Grorudits ist makroskopisch nicht erkennbar. Analysen ergaben eine granitische Zusammensetzung, wobei die Grundmasse Quarz in bedeutender Menge enthält, neben Feldspat und Ägirin, der für die grüne Färbung verantwortlich ist (Quelle?). Das Alter des Gesteins beträgt etwa 250 Millionen Jahre. Verwechslungsmöglichkeiten bestehen mit vergrünten Basalten oder dem Särna-Tinguait. Den Basalten fehlen die Ägirin-Einsprenglinge. Der Särna-Tinguait enthält bedeutend mehr Ägirin, die Feldspat-Einsprenglinge sind meist silbrig-transparent, klar konturiert und nicht in Gruppen angeordnet.
Abb. 26: Grorudit-Geschiebe mit gelblich-braunen Feldspat-Einsprenglingen, nass fotografiert, Vigsjö-Bucht (DK), leg. D. Lüttich.
Abb. 27
Abb. 28
Abb. 27, 28: Grorudit-Geschiebe aus der Kiesgrube Nindorf-Breetze bei Lüneburg, nass fotografiert.
Abb. 29: Grorudit, polierte Schnittfläche, Nahgeschiebe aus Mølen (NOR), Slg. T. Brückner.Abb. 30: Nahaufnahme, rechts oberhalb der Bildmitte ein sechseckiger Kopfschnitt eines Pyroxen-Einsprenglings.
Der Sölvsbergit (Sølvsbergit) zeichnet sich im Vergleich zu den Groruditen durch einen geringeren Quarzgehalt aus, bei sonst ziemlich gleichartiger Zusammensetzung. Die feinkörnigen und graugrünen Ganggesteine können durch Verwitterung recht hell werden. Einsprenglinge fehlen meist, allenfalls Feldspat-Einsprenglinge bis 10 mm treten auf. Die Grundmasse besteht aus Alkalifeldspat und Ägirin (in einigen Typen durch Hornblende ersetzt) und kann eine subparallele Einregelung aufweisen (trachytisches Gefüge). ZANDSTRA 1988: 404 stellt drei Typen vor. Insgesamt handelt es sich um ein ziemlich unauffälliges Gestein, das als Geschiebe kaum sicher erkennbar sein dürfte.
Abb. 31: Sölvsbergit, feinkörniges grünes Gestein mit einzelnen Ägirin-Nadeln, Anstehendprobe vom SE-Hang des Sölvberget zwischen Lunner und Berget, Hadeland (NOR), Dr. Heidrich leg. 14.07.1967, Sammlung der FU Lankwitz.
Das Geschiebe Abb. 32-33 aus der Sammlung H. Arilsdkov wurde gemäß der Beschreibungen von BRØGGER 1894: 67-108 als Sølvsbergit bestimmt. Der Verfasser vermochte nach dem Studium dieser Quelle allerdings keine makroskopische Übereinstimmung zu erkennen.
Abb. 32
Abb. 33
Abb. 32, 33: Sölvsbergit (?), Geschiebe von Hirtshals (DK), ex coll. H. Arildskov.
Die Tinguaite des Oslograbens sind unauffällige, dunkel graugrüne und feinkörnige Ganggesteine mit spärlichen Feldspat-Leisten (Sanidin) und nadeligem Ägirin als Einsprengling.
Abb. 34: Tinguait von Hedrum (NOR), Spaltengang zwischen Asbjörnsröd und Abilsröd/Hedrum; Orig. Slg. Brøgger 1906, Slg. der BGR Berlin.
Der von JENSCH 2013 beschriebene Tinguait von Graver enthält zusätzlich transparente, bis 1 cm große Sanidin-Einsprenglinge mit kleinen Einschlüssen von Ägirin. Ein sphärolithischer Tinguait mit interstitialem Ägirin (Geschiebefund aus der Vigsö-Bucht) ist das Titelbild von Geschiebekunde aktuell 28 (5) 2012.
6. Kullait
Kullaite sind hybride Mischgesteine, gebildet durch eine Vermischung von alkalibasaltischen Mantelmagmen mit anatektischen (sauren) Schmelzen in den tieferen Teilen der Erdkruste (OBST et al. 2004). Die trachytischen Ganggesteine treten, neben den bekannten Vorkommen in SW-Schweden und auf Bornholm, auch im Oslo-Gebiet auf, s. Anstehendproben auf skan-kristallin.de. Stehen die SW-schwedischen Kullaite zeitlich im Zusammenhang mit der Intrusion des Gangschwarms der NW-Dolerite im Permokarbon, ist die Altersstellung der norwegischen Kullaite unklar. HOLTEDAHL & DONS 1966 ordnen ihnen ein jüngeres Alter als den Rhombenporphyren und Akeritporphyren zu.
Henrik Arildskov hat mehrere Dutzend Nahgeschiebe von Kullaiten in Südnorwegen gesammelt. Die grünlichgrauen oder rötlichbraunen Gesteine zeigen unter der Lupe ein verfilztes Gefüge aus schmalen gelblichen bis grünlichen Feldspatleisten, neben dunklen und alterierten (chloritisierten) mafischen Mineralen. Rundliche Xenolithe von orangeroter Farbe und/oder Xenokristallen (grünlich, rot) durchsetzen locker das Gestein. In den rötlichen Xenolithen fehlen die dunklen Minerale weitgehend. Vereinzelt finden sich mit Kalzit gefüllte Mandeln.
Kullaite sind nicht als Leitgeschiebe geeignet, die Gesteine von Bornholm oder aus dem Steinbruch Torpa Klint (SW-Schweden) sehen ganz ähnlich aus.
Abb. 35: Kullait, Geschiebe von Filtvet/Hurum (NOR), Slg. H. Arildskov.Abb. 36: Nahaufnahme
Abb. 37
Abb. 38
Abb. 37, 38: Kullait, ähnlicher Typ, Geschiebe von Stenbjerg (DK), Slg. E. Figaj.
Abb. 39
Abb. 40
Abb. 39, 40: Kullait, Geschiebe von Storsand (NOR), Slg. H. Arildskov.
Abb. 41: Kullait, Breite 11 cm, Geschiebe von Filtvet (NOR), Slg. H. Arildskov.
7. Literatur
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BRØGGER W C 1894 Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes I. Die Gesteine der Grorudit-Tinguait-Serie – Videnskabsselskkabets Skrifter I. Mat.-naturv. Kl. I. 1894.
BRØGGER W C 1898 Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes III. Das Ganggefolge des Laudalits – Videnskabsselskkabets Skrifter I. Mat.-naturv. Kl. 1898.
BRØGGER W C 1906 Eine Sammlung der wichtigsten Typen der Eruptivgesteine des Kristianiagebietes nach ihren geologischen Verwandtschaftsbeziehungen geordnet. Nyt Magazin for Naturwidenskaberne, A.W. Brøggers Bogtrykkerie 1906 (als Faksimile).
BRØGGER WC 1932 Die Eruptivgesteine des Oslogebietes VI. Über verschiedene Ganggesteine des Oslogebietes – Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I Nr. 7, 1932.
DONS J A 1952 Studies on the Igneous Rock Complex of the Oslo Region. XI. Compound volkanic necks, igneous dykes, and fault zone in the Ullern-Husebyåsen Area, Oslo – NVAMK.
HOLTEDAHL O & DONS J A 1966 Geological guide to Oslo and districts (with map 1: 50000) – Universtitsforlaget Oslo.
JENSCH J-F 2013 Auf der Suche nach dem Tinguait von Graver, Südnorwegen, bei Valebø – Eine Exkursion auf den Spuren von W. C. Brøgger – Geschiebekunde aktuell 29 (3). S. 69-76.
LE MAITRE et al 2004 Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms. Edited by R. W. Le Maitre and A. Streckeisen and B. Zanettin and M. J. Le Bas and B. Bonin and P. Bateman – 252 S., Cambridge University Press, ISBN 0521619483.
SCOTT P W 1976 The relationship between camptonite and maenaite sills in the northern part of the Oslo alkaline province – Jour. geol. soc. London 132.
SCOTT P W 1980 Zoned pyroxenes and amphiboles from camptonites near Gran, Oslo region, Norway – Mineralogical Magazine, Sept 1080, Vol. 43, S. 913-917.
TRÖGER W E 1934 Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine, Nomenklatur-Kompendium, Berlin 1935. Nachdruck durch den Verlag der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, 1969.
OBST K et al. 2004 Rift magmatism in southern Scandinavia in: Permo-Carboniferous extension-related magmatism at the SW margin of the Fennoscandian Shield – GSL Special publication 223, S. 259-288.
KLEY K VAN DER & VRIES W DE 1941 Gidsgesteenten van het noordelijk diluvium. – 191 S., 185 Abb., 1 Kt.; Meppel (J. A. Boom & Zoon).
ZANDSTRA J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten ; Een beschrijving van ruim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – XIII+469 S., 118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. Kte., Leiden etc. (Brill).
Abb. 1: Oslo-Ignimbrit, Geschiebe von Mølen, SW von Larvik (NOR), polierte Schnittfläche, Slg. T. Brückner.Abb. 2: Nahaufnahme der hellen Tuffmatrix mit Gesteinsfragmenten, einzelne davon umflossen von einer rötlichbraunen und welligen „Fiamme“, dem charakteristischen Erkennungsmerkmal von Ignimbriten.
Vor etwa 270 Millionen Jahren erreichte der Vulkanismus im Oslograben ein explosives Stadium. Der Aufstieg gas- und SiO2-reicher Restschmelzen und Auswurf großer Mengen trachytischer bis saurer Tuffe und Ignimbrite ist verbunden mit dem Einsturz (Caldera-Kollaps) der weitgehend entleerten Magmakammern der großen basaltischen Zentralvulkane. Im Oslograben konnten bisher 13 Calderen ehemaliger Stratovulkane nachgewiesen werden, manche besaßen die Größe des Vesus und Ätnas (LARSEN et al 2008: 56-57). Heute sind davon nur noch tief erodierte Relikte vorhanden, darunter mehrere große und kleine Areale mit Ignimbriten als Ablagerungen pyroklastischer Dichteströme, gemischt mit Basalten und älteren Eruptivgesteinen.
Einige Oslo-Ignimbrite können als Geschiebe erkannt werden, gehören im Vergleich zu Rhombenporphyr und Larvikit jedoch zu den seltenen Funden. Auch die Zuordnung zu einer bestimmten Caldera ist in einigen Fällen möglich, allerdings liegen bisher nur wenige Anstehendproben zu Vergleichszwecken vor. ARILDSKOV & JENSCH 2015 stellen nach Untersuchungen an Nahgeschieben in Südnorwegen als Leitgeschiebe heraus: Bordvika-Ignimbrit, Grauvioletter und Brauner Glitre-Ignimbrit, schwarze Ignimbrite mit Rhombenporphyr-Fragmenten, Lathus-Ignimbrit sowie der seltene Schwarze Oppkuven-Ignimbrit. Eine Reihe von Oslo-Ignimbriten und Pyroklastika ist auf skan-kristallin.de abgebildet.
Ein Teil der Oslo-Ignimbrite zeichnet sich durch eine helle Tuff-Matrix mit reichlich Gesteinsfragmenten aus, Bruchstücke von Rhombenporphyren sind aber eher selten (Abb. 1-2, 7). Weiterhin treten an mehreren Lokalitäten braune bis dunkelgraue, fragmentreiche und flintartig dichte Vulkanite (Ignimbrite und Brekzien) auf (Abb. 30-31, 33). Ignimbrit-Geschiebe mit gut ausgebildeter Fiamme bzw. eutaxitischem Gefüge und kleinen eckigen Feldspat-Einsprenglingen können mit Ignimbriten aus Dalarna verwechselt werden. Die Herkunft der Funde Abb. 1-8 aus dem Oslo-Gebiet kann als sicher angesehen werden, es sind Nahgeschiebe aus Süd-Norwegen. Eine Zuordnung zu einer bestimmten Caldera war bisher nicht möglich oder ist unsicher.
Abb. 4: Oslo-Ignimbrit (Lathus-Ignimbrit?), Breite 80 mm, Filtvet/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.
Abb. 5
Abb. 6
Abb. 5, 6: dichter Vulkanit mit fluidaler Textur (Lathus-Ignimbrit?), Geschiebe von Tofte (NOR), Außenseite und polierte Schnittfläche, Slg. F. Wilcke.
Abb. 7: Oslo-Ignimbrit (Lathus-Ignimbrit?), Geschiebe von Filtvet (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 8: einsprenglingsarmer, fluidaler Oslo-Ignimbrit, Filtvet/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.
2. Bordvika-Ignimbrit (Bordvika-Quarzporphyr)
Der Gesteinstyp kommt in der Drammen- und Glitrevann-Caldera vor. Makroskopisch handelt es sich um einen Quarzporphyr, die für Ignimbrite charakteristische Fiamme ist nur selten vorhanden. In einer dunkelbraunen bis graubraunen und dichten Grundmasse liegen sehr viele Feldspat-Einsprenglinge sowie kleine graue Quarzkörner. Die meisten Feldspäte sind 2-5 mm groß und weitgehend einheitlich gefärbt, meist hell gelblichbraun bis orange, seltener weiß. Hinzu kommen eckige bis runde Fragmente, darunter viele Basalte (dunkelgrau, braun), vereinzelt Porphyre. Dieser Haupttyp ist ein gutes Leitgeschiebe und kaum verwechselbar. Eine hellbraune Variante enthält hellrote Feldspat-Einsprenglinge und viele Xenolithe. SMED & EHLERS 2002: 114 bezeichnen das Gestein als Drammen-Ignimbrit (Drammen-Quarzporphyr).
Abb. 9: Bordvika-Ignimbrit mit dunkelbrauner Grundmasse, Geschiebe von Hökholz bei Eckernförde, Breite 12 cm.Abb. 10: Bordvika-Ignimbrit, mit hell grünlichgrauer Grundmasse und sehr vielen Bruchstücken (Basalte, Rhombenporphyr, Porphyre). Geschiebe von Slagentangen (NOR), Bildbreite 19 cm, Slg. T. Brückner.Abb. 11: Bordvika-Ignimbrit, mit hellbrauner Grundmasse und orangefarbenen Feldspat-Einprenglingen. Geschiebe von Steinvik (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 12: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 13: Bordvika-Ignimbrit, Geschiebe von Verket/Hurum (NOR), Breite 93 mm, ex coll. H. Arildskov.
Abb. 14
Abb. 15
Abb. 14, 15: Bordvika-Ignimbrit, dunkle Variante, mit hellbrauner Fiamme und rundlichen Quarz- neben zahlreichen Feldspat-Einsprenglingen. Geschiebe von Steinvik/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov. Das Gestein ähnelt Ignimbriten, wie sie auch in Dalarna (Mittelschweden) vorkommen.
Abb. 16: dunkler Quarzporphyr („Bordvika-Ignimbrit“) mit leuchtend orangefarbenen Feldspat- und wenig Quarz-Einsprenglingen, Geschiebe von Ramsvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov.
3. Glitre-Ignimbrit
Im Glitre-Ignimbrit überwiegt eine blasse und graue, grauviolette oder hellbraune Aschenmatrix. Neben zusammengedrückten Bimsfladen (Fiamme) enthält sind zahlreiche Fragmente von Basalt und rotem Rhyolith (SMED & EHLERS 1995), teilweise auch von Bordvika-Ignimbrit erkennbar. Insbesondere die dunklen Xenolithe weisen einen hellen Saum bzw. Reaktionsrand auf. Einsprenglinge sind nur in sehr geringer Zahl vorhanden oder fehlen. Anstehendproben liegen bislang nicht vor, Funde von Nahgeschieben belegen laut H. Arildskov eine Herkunft dieses Ignimbrit-Typs aus der Glitrevann-Caldera. Ob er auch an anderen Lokalitäten auftritt, ist noch nicht zweifelsfrei geklärt. Der Glitre-Ignimbrit mit grauvioletter Matrix wird von RUDOLPH 2017: 166 als Violetter Oslo-Ignimbrit bezeichnet.
Abb. 17: violetter Glitre-Ignimbrit, Breite 11,5 cm, Nahgeschiebe von Steinvik (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 18: violetter Glitre-Ignimbrit, polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Sandgrube Svelvik (NOR), Slg. T. Brückner.Abb. 19: Nahaufnahme; insbesondere die dunklen Gesteinsfragmente weisen einen zonierten Saum auf.Abb. 20: brauner Glitre-Ignimbrit, Nahgeschiebe von Steinvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 21: brauner Glitre-Ignimbrit, Nahgeschiebe von Steinvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 22: Die Nahaufnahme der Rückseite zeigt ein orangefarbenes Fragment mit quarzhaltiger Grundmasse und rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglingen.
4. Lathus-Ignimbrit
Von mehreren Lokalitäten sind flintartig dichte und dunkelgraue bis schwarze, im trockenen Zustand manchmal blaustichige Vulkanite bekannt. Der fluidale Haupttyp des dunklen Lathus-Ignimbrits aus der Baerum-Caldera zeigt eine markante Fiamme und enthält zusätzlich vereinzelte bis zahlreiche, 5-10 mm große Klasten aus bräunlichen Felsitporphyren sowie Rhombenporphyr, aber keine oder wenig Bruchstücke von Basalt. Als Einsprenglinge finden sich wenige bis mäßig viele weiße, gelbliche bis hellrosa gefärbte und unregelmäßig kantige Feldspäte (1-3 mm). Quarz fehlt. Andere Varianten zeigen Fließtexturen in Gestalt heller und diffuser Schlieren.
Abb. 23: Lathus-Ignimbrit mit Bruchstücken von bräunlichem Syenitporphyr, Breite 13 cm, Nahgeschiebe von Steinvik/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 24: NahaufnahmeAbb. 25: Lathus-Ignimbrit mit markanter Fiamme, Breite 13 cm, Nahgeschiebe von Steinvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 26: flintartiger und einsprenglingsarmer Lathus-Ignimbrit mit Einschluss eines braunen Syenitporphyrs, Breite 12 cm, Steinvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov.
5. Oppkuven-Ignimbrit
Der braune bis schwarze Ignimbrit aus der Oppkuven-Caldera enthält wenige Feldspat-Einsprenglinge, ist aber reich an kleineren sowie wenigen großen Fragmenten. Neben rotem Felsitporphyr sind Klasten von Kjelsåsit oder Rhombenporphyr (auch Pipenhus-Typ) charakteristisch. Bei Verwitterung bleicht das Gestein aus und wird grau oder graugrün.
Abb. 27: Oppkuven-Ignimbrit, Nahgeschiebe von Steinvik/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 28: Fragmente von braunem Syenitporphyr und porphyrischem Basalt.Abb. 29: gleicher Stein, Rückseite, Einschluss eines Rhombenporphyrs.Abb. 30: schwarzer Oppkuven-Ignimbrit (?) mit dichter Grundmasse, Geschiebe von Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke.Abb. 31: Die Nahaufnahme zeigt Fragmente von rotem Syenitporphyr und porphyrischem Basalt.
6. Vulkanische Brekzien und Pyroklastika
Neben Ignimbriten als Ablagerungen aus pyroklastischen Dichteströmen finden sich im Oslograben weitere pyroklastische Gesteine als vulkanische Fallablagerungen, darunter Explosionsbrekzien, Tuffe, Lapillituffe und Lapillisteine. Stark fragmentierte Vulkanite entstanden vor allem während der explosiven Ausbrüche saurer (trachytischer bis rhyolithischer) Laven in der Reifephase des Riftings, als Begleiter der vergleichsweise ruhigen Spalteneruptionen des Rhombenporphyr-Vulkanismus treten sie nur untergeordnet auf (z. B. Lavastrombrekzien, s. Abb. 28-29 im Artikel Rhombenporphyre). Eine weitere Möglichkeit der Bildung vulkanischer Brekzien (und Konglomerate) ist die Umlagerung von Gesteinsmaterial in Zeiten ruhender vulkanischer Aktivität (epiklastische Brekzien). Geschiebefunde vulkanoklastischer Gesteine lassen sich dem Oslograben zuordnen, wenn sie Fragmente enthalten, die eindeutig als Oslo-Gesteine identifizierbar sind (s. Abschnitt Rhombenporphyr-Brekzien; Abbildungen vulkanischer Brekzien und Pyroklastite sowie vom Krogskogen-Konglomerat auf skan-kristallin.de).
Abb. 32: vulkanische Brekzie (Lapillistein), teils kalzitzementiert, mit Rhombenporphyr-Fragment, Breite 13 cm, Hirtshals (DK).Abb. 33: dunkelgraue und dichte vulkanische Brekzie mit gelblichen Feldspat-Einsprenglingen und grünlichen Gesteinsfragmenten, Breite 11 cm, Hirtshals (DK).Abb. 34: vulkanische Brekzie mit Syenitporphyren, Quarzporphyren und „Felsitporphyren“, polierte Schnittfläche, Geschiebe von Moss (NOR), Slg. F. Wilcke.Abb. 35: Nahaufnahme
7. Literatur
ARILDSKOV H & JENSCH J-F 2015 Ignimbrite aus dem Oslo-Rift (Ignimbrites from the Oslo Rift) – Geschiebekunde aktuell 31 (2): 35-50, 22 meist farb. Abb., Hamburg / Greifswald (Eigenverl. der Gesellschaft für Geschiebekunde e.V.).
BRÄUNLICH M 2015 Leserbrief zum Artikel von Henrik Arildskov und Jörg-Florian Jensch: „Ignimbrite aus dem Oslo-Rift“ (Ga 2/2015). – Geschiebekunde aktuell 31 (4): S. 125, Hamburg / Greifswald (Eigenverl. der Gesellschaft für Geschiebekunde e.V.).
LARSEN B, OLAUSSEN S, SUNDVOLL B & HEEREMANS M 2008 The Permo-Carboniferous Oslo Rift through six stages and 65 million years – Episodes, Vol. 31 (1), 52-58.
RUDOLPH F 2017 Das große Buch der Strandsteine – 320 S., zahlr. Abb., Kiel/Hamburg (Wachholz-Verlag – Murmann Publishers).
SMED P & EHLERS J 2002 Steine aus dem Norden – Bornträger-Verlag Stuttgart, 1. Auflage 1994, 2. Auflage.
Abb. 1: Larvikit, Geschiebe am Hirtshals Kliff (DK), Breite 12 cm.
Der Larvikit ist das bekannteste Tiefengestein des Oslograbens und gehört zu einer Reihe genetisch verwandter Plutonite, die vor etwa 280 Millionen Jahren, zum Ende der ersten Phase eines intensiven Rhombenporphyr- und Basalt-Vulkanismus, als mächtige Körper (Batholithe) in die oberen Bereiche der Erdkruste aufsteigen. Diese Plutonite der Larvikit-Serie stehen heute als Folge fortwährender Erosion direkt an der Oberfläche an, vor allem im Süden des Oslogebietes. Südlich und südwestlich wurde eine große zusammengesetzte Ringstruktur nachgewiesen, eine Abfolge mehrerer kreisförmiger, sich überlappender Intrusionen (DONS & LARSEN 1978, Abb. 2). Die Gesteinsfolge beginnt mit dem Kjelsåsit, einer Ca-reichen Variante des Larvikits. Es folgen die Larvikite, darunter ältere und quarzführende Generationen, Varianten mit Quarz und Nephelin sowie einer Generation, die nur Nephelin enthält. Fortgesetzte magmatische Differentiation führt zu den ausgeprägt SiO2-armen und jüngsten Gliedern der Serie, den Nephelinsyeniten, darunter Lardalit, Foyait, körniger Nephelinsyenit sowie Pegmatite.
Grobkörnige Larvikite mit großen und silbrig-grauen, stellenweise bläulich schillernden Feldspäten sind als Geschiebe leicht erkennbar. Diese auch als Werkstein beliebte Larvikit-Variante wird im Süden des Oslogebietes in großen Steinbrüchen abgebaut und weltweit vermarktet. Das SiO2-arme sowie K- und Na-reiche Gestein besteht zu über 90% aus Feldspat und erscheint auf den ersten Blick wie ein Alkalifeldspatsyenit („Augit-Syenit“ bei BRØGGER 1890). Im petrographischen Sinne ist es jedoch als ein Monzonit anzusehen, in dem die Bestandteile an K-, Na- und Ca-Feldspat als sog. ternärer Feldspat in einem einzigen Feldspat vereint und mit dem bloßen Auge nicht unterscheidbar sind. Die Kristallisation dieses als Anorthoklas bezeichneten K-Na-Ca-Feldspats ist an ein sehr heißes Magma, eine Temperatur oberhalb der Mischungsgrenze von Alkalifeldspat und Plagioklas gebunden. Larvikite sind das plutonische Äquivalent der Rhombenporphyre (Latite). Beide Gesteine entstammen der gleichen Magmaquelle und besitzen eine ähnliche Zusammensetzung.
Auf der Suche nach einem Larvikit-Geschiebe achtet man auf grobkörnige Gesteine, die zu mindestens 90% aus hell- bis mittelgrauem Feldspat bestehen. Diese 2-4 cm großen Anorthoklase weisen eine deutliche Streifung auf, gelegentlich besitzen sie einen silbrigen oder blauen Schiller. Dieser Schiller entsteht durch Lichtbrechung an submikoskopischen Lamellen, entstanden als Folge der Entmischung von Anorthoklas in Plagioklas und Kalifeldspat im Zuge der Abkühlung des Magmas. Im Idealfall zeigen einige Feldspäte rhombenförmige Anschnitte. Im Handstück ist manchmal eine leichte, annähernd parallele Einregelung der Feldspäte infolge gerichteter Bewegung des Magmas (magmatische Lamination) zu beobachten.
Quarz kann enthalten sein, ist aber in den Zwickeln zwischen den größeren Feldspäten schwer zu entdecken. Gleiches gilt für gegebenenfalls enthaltenen Nephelin. Der graue oder braune Feldspatvertreter zeigt auf der Bruchfläche mitunter einen fettigen Glanz. Als Nebenbestandteile treten 1-5 mm große Körner von schwarzem Klinopyroxen (Augit), Amphibol, bronzefarbenem Biotit, akzessorisch Magnetit, Fe-reicher Olivin und Apatit auf. Larvikite enthalten regelmäßig braunen Zirkon, einige auch reichlich braunen Titanit. Beide Minerale weisen einen Glasglanz auf und sind nur bei Vorhandensein idiomorpher Kristalle unterscheidbar: Titanit bildet typisch keilförmige, Zirkon eher gedrungene Kristalle, mit rechten Winkeln entlang der Längsachse.
Der Larvikit nimmt von allen Oslo-Magmatiten zwar die größte Fläche ein (1.670 km²), ist als Geschiebe aber seltener zu finden als der Rhombenporphyr. Plutonite bilden aufgrund ihrer relativ weitständigen Klüftung im Anstehenden tendenziell große Geschiebe aus, die eher engständig geklüfteten Rhombenporphyr-Vulkanite eine ungleich größere Zahl an kleineren Geschieben.
Abb. 3: Larvikit, trocken fotografiert, Geschiebe von Strande bei Kiel, Breite 40 cm.Abb. 4: Larvikit, Geschiebe von Sjælland (DK), Breite 18 cm, Slg. T. Bückner.Abb. 5: Larvikit, Geschiebe von Strande bei Kiel, polierte Schnittfläche. Die grauen Feldspäte weisen eine gewisse Einregelung durch magmatische Lamination auf, einige von ihnen zeigen annähernd rhombenförmige Anschnitte.Abb. 6: Nahaufnahme eines reflektierenden rhombenförmigen Feldspat-Kristalls. In den Zwickeln der Feldspäte sitzt ein graubraunes Mineral (Nephelin?).Abb. 7: Larvikit mit bläulichem Schiller, Geschiebe von Seeland Odde (DK), polierte Schnittfläche, Slg. T. Brückner.Abb. 8: Nahaufnahme; ein Teil der gelblichen Mineralkörner weist die typisch keilförmigen Kristalle von Titanit auf.Abb. 9: hell angewittertes Larvikit-Geschiebe mit teilweise rhombenförmigen Feldspäten aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, Breite 11 cm.
Aus Brandenburg sind zahlreiche Funde von Rhombenporphyr-Geschieben bekannt, andere Oslo-Gesteine scheinen jedoch kaum in Erscheinung zu treten oder wurden bisher weder beachtet oder erkannt. Belegt sind drei Funde von Larvikiten aus dem Gebiet um Berlin (Fresdorfer Heide: 2 Funde, Niederlehme: 1 Fund), ein Fund aus Nordbrandenburg (Schweinrich bei Wittstock) sowie ein historischer Fund in der Slg. Bennhold (Fürstenwalde). MEYER AP 1969, 1969, 1970 berichtet von weiteren Funden aus dem Berliner Raum.
Abb. 10: Larvikit, Geschiebe aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, polierte Schnittfläche.Abb. 11: Nahaufnahme. Das Gestein enthält reichlich graue und metallisch glänzende Körner von Magnetit, umgeben von einem schwarzen Rand dunkler Silikatminerale (vermutlich Pyroxen).
Vom Larvikit sind zahlreiche weitere Gefügevarianten bekannt, nur ein Teil der grobkörnigen Larvikite ist grau. So wird bei Klåstad eine schwarzgrüne Variante abgebaut (Abb. 12). Teilweise unterlagen die Larvikite nach ihrer Kristallisation einer hydrothermalen Alteration. Dies führte zu einer partiellen Bleichung der Gesteine (weiße Ränder um graue Feldspäte in Abb. x) oder Umfärbung (rote, gelbliche oder grüne Farben). Varianten mit einer rötlichen Matrix sowie grauen und rhombenförmigen Feldspäten werden als Tönsbergit (norwegisch Tønsbergit) bezeichnet und stehen im Gebiet um die gleichnamige Stadt Tönsberg, südlich von Oslo an. Die rote Färbung ist auf Ausscheidungen von Hämatit zurückzuführen.
Abb. 12: Dunkler Larvikit, Anstehendprobe aus dem Steinbruch Klåstad (NOR), leg. T. Langmann, Aufnahme unter Wasser.
Bei Funden von Larvikit-Geschieben an den Stränden der Ostsee, insbesondere außerhalb des Hauptverbreitungsgebietes norwegischer Geschiebe, im Osten etwa bis Kühlungsborn, ist die Möglichkeit einer anthropogenen Verschleppung zu berücksichtigen. So wurden große Larvikit-Blöcke zum Zwecke des Küstenschutzes eigens aus Norwegen nach Norddeutschland transportiert und finden sich z. B. am Strand von Nienhagen bei Rostock oder im Hafen von Lohme auf Rügen.
Abb. 13
Abb. 14
Abb. 13, 14: großer Block eines dunklen Larvikits als Küstenschutz am Strand von Nienhagen, Breite ca. 1 m.
Abb. 15: hellgrauer bis weißer, durch Alteration gebleichter Larvikit. Nahgeschiebe aus Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke.Abb. 16: grünlich alterierter Larvikit mit überwiegend rhombenförmigen Feldspäten, Nahgeschiebe aus Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke.Abb. 17: durch Alteration grünlich und orange verfärbter Larvikit, Hirtshals (DK), Breite 18 cm.
2. Tönsbergit
Abb. 18-21 zeigt Beispiele der als Tönsbergit bezeichneten grob- und gleichkörnigen bis porphyrischen Variante des Larvikits. In einer roten bis bräunlich-roten Matrix liegen zahlreiche größere graue Feldspat-Einsprenglinge, von denen die meisten, wenigstens aber einige einen rhombenförmigen Anschnitt aufweisen. Auch Varianten ohne Rhomben sind bekannt. In den Zwickeln findet sich gelegentlich etwas Quarz.
Abb. 18: Tönsbergit, Nahgeschiebe von Horten (NOR), Breite 13,5 cm, Slg. T. Brückner.Abb. 19: polierte SchnittflächeAbb. 20: In der Nahaufnahme sind mehrere Aggregate von hellgrauem und transparentem Quarz erkennbar.Abb. 21: Tönsbergit, Anstehendprobe von Stokke, südlich Tönsberg, ex coll. H. Arildskov, Aufnahme unter Wasser.
Als Geschiebe sind gelegentlich auch Larvikite mit porphyrischem Gefüge erkennbar (Abb. 22). In einer gelblichen, blassroten oder graubraunen und kleinkörnigen Matrix liegen 1-3 cm große und hell- bis dunkel- oder blaugraue Feldspat-Einsprenglinge, teils in rhombenförmiger Ausbildung. Varianten mit roter bis rotbrauner Matrix können als porphyrischer Larvikit oder Tönsbergit bezeichnet werden.
Abb. 22: porphyrischer Larvikit, Geschiebe von Sjaelland Odde (DK), Slg. T. Brückner, Breite 11,5 cm.Abb. 23: porphyrischer Larvikit, Geschiebe aus Dänemark, Slg. T. Brückner, Breite 10 cm.Abb. 24: porphyrischer Larvikit/Tönsbergit, Hirtshals (DK), ex coll. H. Arildskov (Lv140).Abb. 25: porphyrischer Tönsbergit, Geschiebe aus Slagentangen (NOR), Slg. T. Brückner, Breite 12 cm.
Abb. 26
Abb. 27
Abb. 26, 27: porphyrischer Tönsbergit, polierte Schnittfläche, Geschiebe von Tollerodden (NOR), Slg. T. Brückner.
Abb. 28: stark alterierter porphyrischer Larvikit/ Tönsbergit?, Nahgeschiebe aus Molen (NOR), polierte Schnittfläche, Slg. F. Wilcke.
Abb. 29-31 zeigt eine seltenere braune Spielart des Tönsbergits.
Abb. 29: Tönsbergit, Breite 11 cm, Geschiebe vom Limfjord (DK), ex coll. H. Arildskov.Abb. 30: Tönsbergit, Anstehendprobe N von Hogsnes, Norwegen (59.2749722, 10.3598889), polierte Schnittfläche, Slg. T. Brückner.Abb. 31: Nahaufnahme der teils bizarr sternförmig verzwillingten hellen Feldspäte, umgeben von einem dunklen Saum.
Manche Geschiebefunde syenitischer oder monzonitischer Gesteine, insbesondere wenn rhombenförmige Feldspäte fehlen, lassen die Frage offen, ob man es mit einem alterierten porphyrischen Larvikit, Kjelsåsit oder z. B. einem Übergang zum Nordmarkit zu tun hat.
Abb. 32: porphyrischer Larvikit, Nahgeschiebe aus Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke; vgl. ähnlicher Fund auf skan-kristallin.de.
Abb. 33
Abb. 34
Abb. 33, 34: porphyrischer Larvikit (?), polierte Schnittfläche, Nahgeschiebe aus Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke.
3. Kjelsåsit
Der Kjelsåsit ist das erste Glied der Larvikit-Serie, einer Abfolge von Plutoniten, die zum Ende des Rhombenporphyr-Vulkanismus in die obere Erdkruste aufstiegen. Kjelsåsite sind wie Larvikite monzonitische Tiefengesteine, weisen aber einen höheren Ca-Gehalt bzw. Anorthit-Anteil auf, enthalten also mehr Plagioklas. Eine Unterscheidung beider Gesteine ist von Hand kaum möglich, der Plagioklas-Anteil lässt sich nicht ohne weiteres abschätzen. Entsprechend beschränkt sich die Bestimmung von Geschieben auf Vergleiche mit dem Gefüge von Anstehendproben und sollte unter Vorbehalt erfolgen (vgl. skan-kristallin.de, Exkursionsbericht auf kristallin.de, Beschreibung in BARTH 1945: 70-76).
Von den zahlreichen klein-, mittel- bis grobkörnigen Kjelsåsit-Varianten kommen nur porphyrische Gefüge für eine Bestimmung in Betracht. Die Feldspat-Einsprenglinge sind mit Größen von 5-10, max. 20 mm etwas kleiner und auch dunkler getönt (dunkelgrau) als im Larvikit. Sie weisen mehr oder weniger rechteckige Umrisse auf und werden von helleren Säumen aus Feldspat umgeben. Rhombenförmige Feldspat-Einsprenglinge fehlen in der Regel. Die gelbliche bis rötliche und kleinkörnige Grundmasse besteht aus Feldspat und dunklen Mineralen (Augit, Hornblende, auch Orthopyroxen oder Olivin). Quarz kann in den Zwickeln enthalten sein, sein Anteil beträgt in der Regel weniger als 10%. Im Zweifelsfall, insbesondere bei Vorhandensein rhombenförmiger Feldspat-Einsprenglinge, bezeichnet man entsprechende Funde besser als porphyrischer Larvikit bzw. Monzonit.
Abb. 35: Kjelsåsit, Anstehendprobe von Linnestad, Bild: M. Bräunlich (kristallin.de).
Der Kjelsåsit (Vestfold-Typ) von Linnestad in der Ramnes-Caldera enthält graue und unregelmäßig konturierte, manchmal rechteckige Feldspat-Einsprenglinge. Sie sind kaum größer als 1 cm, viele weisen einen hellen, schwach grünlich getönten Rand auf. Die körnige Grundmasse besteht aus blass gelblichen bis rötlichen Feldspat-Körnern sowie dunklen Mineralen.
Abb. 36: Kjelsåsit, ähnlich der Probe in Abb. 1, nur mit orangefarbener Grundmasse. Geschiebe aus Dänemark, Slg. T. Brückner.
Der Sørkedal-Typ besitzt eine dunkle, körnige und alterierte Grundmasse. Graue und überwiegend rechteckige Feldspäte-Einsprenglinge sind von einem weißen Saum umgeben.
Abb. 37: Kjelsåsit, Sørkedal-Typ, Ulbjerg Klingt, Limfjord (DK), ex coll. H. Arildskov (LL108).Abb. 38: alterierter Larvikit oder Kjelsåsit (Sørkedal-Typ)?, Geschiebe von Sjaelland Odde (DK), Breite 20 cm, Slg. T. Brückner.Abb. 39: Kjelsåsit, loser Stein, N Kjelsås, Breite 10 cm, ex coll. H. Arildskov (No 935). Die Grünfärbung der Feldspat-Einsprenglinge weist auf alterierten Ca-reichen Feldspat (Plagioklas) hin.Abb. 40: Kjelsåsit, Grenze zum Tönsbergit? Geschiebe von Tofte (NOR), polierte Schnittfläche, Slg. F. Wilcke (Wittstock).
Der Nordmarka-Typus enthält grüne Feldspat-Einsprenglinge (vgl. skan-kristallin.de).
Abb. 41: Kjelsåsit (Nordmarka-Typ) oder Larvikit? mit grünen und rechteckigen Feldspat-Einsprenglingen in einer orangeroten Matrix. Geschiebe von Moss (NOR), Slg. F. Wilcke (Wittstock).Abb. 42: Nahaufnahme
4. Literatur
BARTH T 1945 Studies of the Igneous Rock Complex of the Oslo Region II. Systematic petrography of the Plutonic Rocks – Det norske Videnskaps-akadami i Oslo. Skrifter I.
BRØGGER W C 1890 Die Mineralien der Syenitpegmatitgänge der südnorwegischen Augit- und Nephelinsyenite in: Zeitschrift für Krystallographie und Mineralogie. Hrsg. P. Groth, Bd. 16, Leipzig 1890.
DONS J A & LARSEN B 1978 The Oslo Paleorift. A Review and Guide to Excursions. – NGU Universitetsforlaget.
MEYER A P 1969 Ein Blick nach Norden – Der Geschiebesammler 4, S.12-27, Hamburg.
MEYER A P 1969 Ein Blick nach Norden (Fortsetzung) – Der Geschiebesammler 4, S. 58-62, Hamburg.
MEYER A P 1970 Ein Blick nach Norden (Schluß) – Der Geschiebesammler 4, 3-4, S. 83-94, Hamburg.
Ein Geschiebegarten und eine Geschiebe-Fossilien-Ausstellung auf dem Großen Ravensberg in Potsdam-Waldstadt bietet dem erdgeschichtlich interessierten Besucher einen Einblick in die Vielfalt an Gesteinen und Fossilien, die mit den Gletschern der nordischen Inlandvereisungen als Geschiebe in dieses Gebiet gelangten. Die Sammlung auf dem Gelände der Waldschule wurde ab 2004 durch Mitglieder der Fachgruppe Mineralogie, Geologie und Paläontologie Potsdam angelegt und wird seitdem gepflegt und erweitert. Der überwiegende Teil dieser Lokalsammlung ist der jahrzehntelangen und regen Sammeltätigkeit von Herrn Georg Engelhardt (Potsdam) zu verdanken. Die Funde stammen fast ausschließlich aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide (abgekürzt KFH).
Geschiebegarten und Geschiebesammlung sind thematisch nach Erdzeitaltern (Sedimentärgeschiebe), Herkunft (kristalline Leitgeschiebe, Elbgerölle) oder petrographischen Kriterien geordnet. Eigens für diese Ausstellung wurden mehrere Großgeschiebe aus der KFH auf den Ravensberg gebracht. Beachtenswert ist weiterhin die hohe Fundanzahl an Windkantern. Das Gelände ist zu Fuß vom Bahnhof Rehbrücke oder von Parkmöglichkeiten am Caputher Heuweg aus erreichbar. Neuerdings säumen zahlreiche Großgeschiebe den Waldweg und geleiten den Besucher bis zum Großen Ravensberg. Der Geschiebegarten ist unregelmäßig geöffnet, Besuchern wird eine Anmeldung empfohlen. Für kleinere Gruppen und Schulklassen werden Führungen angeboten.
Abb. 2: Sammlung kristalliner Geschiebe und Leitgeschiebe, teilweise mit polierter Schnittfläche.
2015 bat mich Georg Engelhardt um eine Erfassung und Bestimmung der Kristallingeschiebe seiner Sammlung. Mittlerweile liegt die dritte Revision einer ausführlichen Dokumentation (129 S., 193 Abb.) vor, die in der Waldschule als Paperback käuflich erworben oder als pdf-Datei zum Download bereit steht. Im Folgenden wird nur eine kleine Auswahl nordischer Geschiebe aus der Sammlung G. Engelhardt gezeigt. Der Schwerpunkt liegt auf den kristallinen Geschieben und Leitgeschieben, ein kurzer Abriss ist den Sedimentärgeschieben und Elbgeröllen gewidmet.
Abb. 3: Eisrandlagen des Brandenburger Stadiums südlich von Berlin. Der annähernd in N-S-Richtung verlaufende Saarmunder Endmoränenlobus (SEZ) ist grün markiert. Lokalität 1: Kiesgrube Fresdorfer Heide, 2: Geschiebegarten auf dem Großen Ravensberg. Kartenskizze verändert nach: FRANZ & WEISSE 1965.
Die Kiesgrube Fresdorfer Heide liegt etwa 10 km südlich von Potsdam, im Saarmunder Endmoränenzug, einem etwa 20 km langen, annähernd in N-S Richtung streichenden Moränenrücken im unmittelbar rückwärtigen Raum der weichselkaltzeitlichen Brandenburgischen Eisrandlage (Abb. 3). In der KFH treten sandige, kiesige und schluffige sowie gröbere Gesteinslagen in ständigem Wechsel. Sie werden als eisrandnahe glaziale Ablagerungen einer Satzendmoräne aufgefasst. Die Basis bildet ein saalezeitlicher, aus Norden gestauchter Till (WEIßE 1997; Beschreibungen der Lokalität in ENGELHARDT 1997, ENGELHARDT 2016 und ENGELHARDT & SEIBERTZ 2023.
Abb. 4: Überkornhalde in der Kiesgrube Fresdorfer Heide (KFH) mit Herrn Georg Engelhardt.
In der KFH konnten mehrere Eisvorstöße dokumentiert werden, die jeweils unterschiedliche Vergesellschaftungen von Geschieben aufweisen. In den Ablagerungen des älteren Saale-Vorstoßes finden sich viele Gesteine der ostbaltischen Geschiebegemeinschaft (Åland-Kristallin, Roter Ostsee-Quarzporphyr), im ersten weichselzeitlichen Vorstoß zahlreiche Geschiebe aller Stufen der Oberkreide, Kristallingeschiebe aus Dalarna sowie Muschelkalk-Geschiebe. Letztere stammen aus dem östlich von Berlin gelegenen Vorkommen von Rüdersdorf. Der zweite weichselzeitliche Eisvorstoß zeichnet sich durch zahlreiche violette Quarzite (darunter Västervik-Quarzite), unterkambrische Sandsteine und Åland-Gesteine aus. In den höchsten weichselzeitlichen Schmelzwasserlagen konnten temporär Anhäufungen umgelagerter Gerölle der mittelpleistozänen „Berliner Elbe“ aufgesammelt werden. Eine große Anzahl an Windkantern lässt auf eine Anreicherung größerer Steine durch Deflation und äolische Einwirkung schließen. Gegenwärtig (2024) sind sowohl Muschelkalk-Geschiebe als auch Elbgerölle nur vereinzelt in der KFH anzutreffen.
2. Dokumentation der Geschiebefunde
Die Herkunftsgebiete der Geschiebe erstrecken sich vom Oslograben über Schweden und den Grund der Ostsee bis nach SW-Finnland. Bei den kristallinen Geschiebetypen und Leitgeschieben lassen sich einige Besonderheiten hinsichtlich Fundhäufigkeit und Vergesellschaftung festhalten:
Kristallingeschiebe aus Dalarna, insbesondere Vulkanite, sind für weichselzeitliche Ablagerungen ungewöhnlich häufig zu finden. Ein Teil von ihnen dürfte aus saalekaltzeitlichen Ablagerungen umgelagert worden sein. Hierzu gehören Bredvad-Porphyr, Grönklitt-Porphyrit, Älvdalen-Ignimbrite, Einsprenglingsreiche Porphyre aus Dalarna, Heden-Porphyr, Kallberget-Porphyr, Särna-Quarzporphyr und Särna-Tinguait.
Von großer Häufigkeit sind auch Gesteine der baltischen Geschiebegemeinschaft, vor allem Åland-Rapakiwis. Das ungefähr gleiche Aufkommen von Rotem und Braunem Ostsee-Quarzporphyr weist auf einen ostbaltischen Einschlag hin, allerdings fehlen die damit assoziierten Dolomite und Kugel-sandsteine weitgehend.
Eine Besonderheit im Vergleich zu anderen Brandenburger Kiesgruben sind häufige Funde westschwedischer Leitgeschiebe wie Kinne-Diabas sowie Småland-Värmland-Granitoide vom Filipstad-Typ (porphyrische Monzogranite mit Plagioklas-Säumen um einzelne Alkalifeldspat-Ovoide). Einen westschwedischen Einfluss belegen auch klar drei Funde des Weißen Filipstad-Granits.
Die typischen Blauquarzgranite des TIB (Småland-Granite, Typ Växjö) treten eher zurück. Småland-Porphyre vom Typ Påskallvik fanden sich mehrfach, der Typ Emarp ist selten.
Leitgeschiebe aus NE-Småland sind durch zahlreiche Funde von Gesteinen aus dem Västervik-Gebiet belegt: Västervik-Quarzit, Västervik-Fleckengestein, Västervik-Fleckenquarzit. Vergleichs-weise selten kommen hingegen die etwas weiter südlich oder westlich beheimateten Granitoide vor (Vånevik-, Kinda- oder Flivik-Granit).
Leitgeschiebe aus dem Oslograben treten im Brandenburger Stadium etwas häufiger als in den jüngeren weichelkaltzeitlichen Randlagen auf. Aus der KFH liegen bisher acht Funde von Rhombenporphyren sowie zwei Larvikite vor.
Auch SW-schwedische Leitgeschiebe wurden beobachtet, u.a. ein Schonen-Granulit mit charnockitisierter Partie (Abb. 47-48).
Insgesamt ist ein Zurücktreten der ost-mittelschwedischen Geschiebegemeinschaft zu beobachten (Granite vom Typ Stockholm, Uppsala-Granit, Sala-Granit, Vänge-Granit; auch schwarz-weiße Granitoide im Allgemeinen). Granat-Cordierit-Gneise vom „Sörmland-Gneis“ sind nur vereinzelt anzutreffen.
Das Leitgeschiebe mit der weitesten „Anreise“ sind vier Funde von Nordingrå-Rapakiwis aus Nordschweden.
gelegentliche Funde von Bornholm-Granit. Belege südschwedischer Geschiebe, z. B. Karlshamn-Granit aus Blekinge oder Schonen-Basanit und Schonen-Lamprophyr fehlen bisher.
Abb. 5: Herkunftsgebiete der in der KFH gesammelten Leitgeschiebe.
Alle abgebildeten Funde stammen aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide (KFH) und sind, soweit nicht anders vermerkt, unter der jeweiligen Nummer in der Sammlung G. Engelhardt inventarisiert.
Abb. 6: Rhombenporphyr aus dem Oslograben (Nr. 1), Länge 15 cm.
Geschiebe aus dem Gebiet des Oslograbens finden sich nur vereinzelt in Brandenburg. Funde von Rhombenporphyren sind bis in das Gebiet der Oder belegt, vergleichsweise häufig kommen sie im Brandenburger Stadium vor (SCHNEIDER & TORBOHM 2020). Aus der KFH liegen bislang 8 Funde vor.
Bedeutend seltener sind Larvikit-Geschiebe, von denen bisher 2 Exemplare in der KFH gefunden wurden. Die im angewitterten Zustand eher unauffälligen Gesteine können mit den wesentlich häufigeren Anorthositen verwechselt werden. Zur Unterscheidung gilt es, auf teils rhombenförmige Anschnitte der ternären Feldspäte im Larvikit zu achten. Ternäre Feldspäte zeigen eine Streifung, die unabhängig vom Lichteinfall sichtbar ist; die polysynthetische Verzwilligung der Plagioklase in Anorthositen nur in Reflektionsstellung.
Abb. 7: Larvikit (Nr. 1744, Slg. Torbohm)
Abb. 8: polierte Schnittfläche
Abb. 9: Die Nahaufnahme zeigt ein coronitisches Gefüge der dunklen Minerale, wahrscheinlich Pyroxen mit dunklen Amphibol-Rändern.
Vulkanite aus Dalarna treten in der KFH häufig und in großer Vielfalt auf. Bredvad- und Grönklitt-Porphyr sind die häufigsten Vertreter, gefolgt von Älvdalen-Ignimbriten, Einsprenglingsreichen Porphyren und Särna-Quarzporphyr. Seltener sind der Kallberget-Porphyr (bisher 3 Funde) und der Heden-Porphyr (1 Fund) aus dem südlichen Vulkanitgebiet in Dalarna, ebenso der Särna-Tinguait (1 Fund). Ebenfalls aus Dalarna stammt das Digerberg-Konglomerat (Abb. 14).
Abb. 10: Bredvad-Porphyre im Geschiebegarten, Bildbreite ca. 35 cm.Abb. 11: Brauner Älvdalen-Ignimbrit mit roter Fiamme, Aufnahme unter Wasser (Slg. Torbohm).Abb. 12: Violetter Särna-Quarzporphyr (Nr. 103), nasse Schnittfläche („Bruine Särnakwartporfier“ in ZANDSTRA 1999: 216, vgl. rapakivi.dk).Abb. 13: Särna-Tinguait (Nr. 3032, Slg. Torbohm), Aufnahme unter Wasser.
Der Särna-Tinguait ist mit einem Alter von 285 Mill. Jahre wesentlich jünger als die ca. 1,7 Milliarden Jahre alten Dala-Vulkanite, zudem ein seltenes Leitgeschiebe. Es stammt aus Gängen in der Nähe eines kleinen Alkaligestein-Massivs im nördlichen Dalarna, die das Grundgebirge und den Dala-Sandstein durchschlagen.
In der rotbraunen und sehr feinkörnigen Grundmasse liegen weiße Mandeln (Quarz, HCl-Test negativ) sowie grüne Plagioklas-Einsprenglinge mit einer auffälligen Streifung entlang der Spaltflächen. Die Plagioklase weisen teilweise „ausgefranste“ Ränder auf (links im Bild) und befanden sich zum Zeitpunkt der Erstarrung des Magmas in Auflösung (magmatische Korrosion).
Abb. 16: Gleicher Stein, Nahaufnahme eines magmatisch korrodierten Plagioklases (randliche Auflösung). Entlang der Spaltflächen sind Einschlüsse der feinkörnigen rotbraunen Grundmasse erkennbar.
Solche in der Geschiebekunde als „Öje-Diabasporphyrit“ bezeichnete feinkörnige basaltische Gesteine mit großen Plagioklas-Einsprenglingen, die eine auffällige parallele Zeichnung entlang ihrer Spaltrichtung aufweisen, stammen nicht aus Dalarna, wie Untersuchungen von M. Bräunlich vor Ort ergaben. Die Herkunft dieses Geschiebetyps ist unbekannt (nördliche Ostsee?). Der Geschiebetyp wurde in der KFH gehäuft gefunden.
Einen attraktiven basaltischen Mandelstein aus der KFH mit weißem und rotem Achat zeigt Abb. 47-50 im Artikel Basaltische Mandelsteine, einen einschlussführenden Diabas Abb. 18-19 im gleichnamigen Artikel.
Von den Småland-Vulkaniten ist der Påskallavik-Porphyr ein häufiger Fund in der KFH, während der Emarp-Porphyr bisher nicht in Erscheinung trat. In großer Zahl fanden sich auch die als Hälleflinta bezeichneten Metavulkanite, von denen ein großer Teil aus Småland stammen dürfte (Småland-Hälleflinta). Mehrere Funde heller Aschentuffe mit kantigen und rotbraunen bis braunen Vulkanit-Fragmenten wurden als Lönneberga-Lapillituff bestimmt, ein Leitgeschiebe für das mittlere Småland.
Abb. 17: Påskallavik-Porphyr (Nr. 117), Aufnahme einer Schnittfläche unter Wasser. Fleischfarbene und abgerundete Feldspäte sowie leuchtend blaue Quarze bilden ein kontrastreiches Gefüge.Abb. 18: Fluidaler Metavulkanit mit wenigen hellen Feldspat-Einsprenglingen (Småland-Hälleflinta), Slg. Torbohm, Nr. 2571.
Zu den Vulkaniten aus der nördlichen Ostsee zählen der Rote und der Braune Ostsee-Quarzporphyr. Biede sind ein häufiger Fund in der KFH. Der in der Geschiebekunde als Ostsee-Syenitporphyr bezeichnete Geschiebetyp wurde einmal, Bottensee-Porphyre bisher nicht angetroffen. Der Rote Ostsee-Quarzporphyr stammt sehr wahrscheinlich aus einem Rapakiwi-Vorkommen (Nordbaltischer Pluton). Bemerkenswert ist der Fund eines Roten Ostsee-Quarzporphyrs als Ignimbrit mit einem Fremdgestein-Einschluss eines Granophyrs (Rapakiwi-Gefügevariante).
Abb. 19: Ignimbritischer Roter Ostsee-Quarzporphyr (Nr. 116) mit braunroter Grundmasse, eutaxitischem Gefüge und Granophyr-Xenolith. Bild: M. Bräunlich (kristallin.de)Abb. 20: Nahaufnahme des granophyrischen Xenoliths (Bild: M. Bräunlich, kristallin.de). Der Xenolith ist ein sog. Granophyr und besteht fast vollständig aus graphischen Verwachsungen aus Quarz und Feldspat.
Alle Varianten quarzporphyrischer Rapakiwis aus Vorkommen von Åland fanden sich in großer Zahl in der KFH: Åland-Quarzporphyr (Skeppsvik-Typ, Toedding-Typ, dunkle Variante), Hammarudda-Quarzporphyr, Ringquarzporphyr. Ein seltener Fund sind Åland-Quarzporphyre mit eutaxitischem Gefüge (Åland-Ignimbrit, Abb. 21-22). Das ungewöhnlich große Stück von etwa 20 cm Breite entspricht nur bedingt den Anstehendproben von der kleinen Schäre Blå Klobben, westlich von Åland. Vermutlich gibt es weitere, bisher unbekannte Vorkommen unter Wasser. Die dicken und aushaltenden, quer durch das Gestein verlaufenden roten Fiamme sind ein Indiz für eine hohe Dynamik bzw. explosive Wucht während seiner Ablagerung in einem pyroklastischen Strom.
Abb. 21: Åland-Ignimbrit (Nr. 1686) mit eutaxitischem Gefüge, polierte Schnittfläche.Abb. 22: Nahaufnahme unter Wasser. Typisches Merkmal der Quarzporphyre von Åland sind durch magmatische Korrosion abgerundete Quarze mit einem radialen Muster von Rissen („Fischchen“), gefüllt mit rotbrauner Grundmasse.
Auffällige Geschiebefunde sind Vulkanite mit primär vulkanischen Gefügemerkmalen wie Aschentuffe mit akkretionären Lapilli, Sphärolithporphyre und Vulkanite mit kugeligen Lithophysen („Kugelfelse“).
Abb. 23: Aschentuff mit akkretionären Lapilli (Nr. 109), polierte Schnittfläche.
Die helle und feinkörnige Tuffmatrix enthält wenige Einsprenglinge aus weißem Feldspat und transparentem Quarz sowie feine Schuppen dunkler Minerale (Glimmer, Chlorit o.ä.). Die eiförmigen Lapilli sind grünlich gefärbt und scheinen eine von der Tuffmatrix abweichende Zusammen-setzung zu besitzen. Der Geschiebetyp (Abb. 23) sollte nicht als „Dala-Pisolith“ bezeichnet werden. Zum einen ist „Pisolith“ eine sedimentologische Bezeichnung, zum anderen sind ganz ähnliche Vulkanite auch aus Småland (Lönneberga-Silverdalen) und den Svekofenniden bekannt.
Sphärolithe (Sphärolithporphyre Abb. 24-27) sind aus radialstrahligen Kristallaggregaten aufgebaute, meist aus Alkalifeldspat und Quarz bestehende Gebilde. Sphärolithische Texturen entstehen, wenn glasreiche rhyolithische bis dacitische und hinreichend unterkühlte Schmelzen zur Kristallisation gezwungen, aber nur wenige Kristallisationskeime vorhanden sind.
Abb. 24: Roter sphärolithischer Quarzporphyr (Nr. 18), polierte Schnittfläche. Die Sphärolithe bilden Aureolen um sämtliche Feldspat- und Quarz-Einsprenglinge und sind etwas kräftiger gefärbt als die Grundmasse.Abb. 25: Erst in der Makroaufnahme wird der radialstrahlige Aufbau der Sphärolithe sichtbar. Die eckigen und magmatisch korrodierten Quarz-Einsprenglinge (ehemalige Hochquarze) ähneln denen im Roten Ostsee-Quarzporphyr. Foto: T. Langmann.
Der graue Sphärolithporphyr in Abb. 26-27 besitzt eine helle und feinkörnige Grundmasse aus Quarz, Feldspat und einem dunklen und nadelförmigen Mineral. Vereinzelt finden sich Butzen aus Quarz und rotem Alkalifeldspat. Das dunkle Mineral ist auch innerhalb der Sphärolithe erkennbar. Es könnte sich um Riebeckit handeln, einem Na-Amphibol, dafür spricht auch der auffallende bläuliche Farbstich der polierten Schnittfläche. Sphärolithe mit dunklen Mineralen (Riebeckit) sind selten, nach ZANDSTRA 1988: 149-152 sollen sie aus Nordschweden stammen.
Abb. 28: Vulkanit mit Lithophysen, polierte Schnittfläche.
Abb. 29: Nahaufnahme
Das harte und sehr zähe Gestein Abb. 29-30 besitzt eine feinkörnige braune Matrix, in die zahlreiche mit Quarz gefüllte Lithophysen (mineralgefüllte Hohlräume in Vulkaniten) eingebettet sind, teils mit erkennbar konzentrischem Aufbau. Wenige eckige Feldspat-Einsprenglinge finden sich sowohl in der Matrix, als auch innerhalb der Lithophysen. Ungeklärt ist bei diesem Fund, ob es sich um ein nordisches Geschiebe oder einen Vulkanit südlicher Herkunft handelt, der mit der Berliner Elbe in dieses Gebiet gelangte.
Der Quarzporphyr (Rhyolith) Abb. 30 steht exemplarisch für die zahlreichen Einzelfunde von Vulkaniten mit auffälligem, „exotischem“ oder besonders farbenfrohem Erscheinungsbild. Vor allem Rhyolithe („Quarzporphyre“) zeichnen sich durch eine große Vielfalt und Variabilität hinsichtlich Farbe und Einsprenglingsdichte aus. Der verständliche Wunsch nach einer Beheimatung solcher Geschiebe lässt sich oftmals nicht befriedigen, weil im nordischen Grundgebirge unzählige Gänge und Kleinvorkommen existieren, von denen nur ein Bruchteil beprobt wurde, zudem Porphyre in verschiedenen, auch weit voneinander entfernten Vorkommen ganz ähnlich aussehen können.
Abb. 32: Grobkörniger Gabbro(Dolerit), Breite 40 cm.
Das Gestein ist für einen Gabbro, dessen Korngrößen sich im Regelfall zwischen 3-5 mm bewegen, ausgesprochen grobkörnig. Die Plagioklasleisten erreichen eine Länge von 5 cm Länge, dazwischen liegen grünlich angewitterte Pyroxen-Aggregate. Die Einregelung der Plagioklase dürfte auf magmatische Lamination zurückzuführen sein. Das Mineralgefüge weist nicht die für Plutonite typische Verzahnung der Mineralkörner auf, eher ähnelt es dem eines Dolerits.
Abb. 33: Porphyrischer Garberg-Granit aus Dalarna(Nr. 42), angefeuchtete Schnittfläche, Bildbreite 14 cm.
Småland-Värmland-Granitoide: die typischen roten und bunten Småland-Granite mit Blauquarz sowie regional spezifische Vertreter aus Ost- und Nordost-Småland (Kinda-Granit, Vanevik-Granit etc.) sind in der KFH nur vereinzelt anzutreffen. Im Vergleich zu anderen brandenburgischen Fundlokalitäten ist aber eine bemerkenswerte Fundhäufung Filipstad-Granittypen zu verzeichnen, deren Herkunft zumindest teilweise in Westschweden (Värmland) liegen dürfte. Es handelt sich um biotitreiche und schwach bis mäßig deformierte porphyrische Granite („Trikolore-Granite“) aus rotem und/oder grauviolettem Alkalifeldspat, Blauquarz und hellem Plagioklas; dieser bildet auch Säume um einzelne gerundete Alkalifeldspäte. Für Anteile einer westschwedischen Geschiebegemeinschaft sprechen mehrere Funde von Kinne-Diabas und drei Funde des seltenen Weißen Filipstad-Granits (Abb. 34). Das Anstehende dieses Gesteins ist nicht bekannt, es wurde bisher nur als Nahgeschiebe in Värmland (SCHEERBOOM H & A 2010) gefunden. Sein Gefüge dürfte in Skandinavien einzigartig sein, damit ist er ein guter Kandidat für ein Leitgeschiebe.
Abb. 34: Weißer Filipstad-Granit (Nr. 5), polierte Schnittfläche. Einige der cremefarbenen und runden Alkalifeldspat-Einsprenglinge sind von einem helleren Saum aus Plagioklas umgeben. Die Matrix besteht aus xenomorphem und hell- bis blaugrauem Quarz sowie Alkalifeldspat. Dunkle Minerale sind nur in sehr geringer Menge enthalten.
Rapakiwi-Granite treten der in KFH in allen bekannten Gefügevarianten auf: Quarzporphyre, Granitporphyre, Aplitgranite, Porphyraplite, Granophyre, Prick-Granite, gleichkörnige Granite, porphyrische Granite, Pyterlite und Wiborgit. Zahlreiche Funde konnten dem Åland-Pluton zugeordnet werden. Das Satelliten-Vorkommen von Kökar lieferte offenbar nur wenige Geschiebe. Ebenfalls von Åland stammt, aber nicht zu den Rapakiwi-Graniten gehört der Lemland-Granit. Rapakiwis vom westfinnischen Festland (Vehmaa- und Laitila-Pluton) sowie vom nordschwedischen Rödö-Massiv sind nicht dokumentiert. Drei Rapakiwi-Geschiebe wurden dem Vorkommen von Nordingrå (Nordschweden) zugeordnet (Abb. 36-37), ein weiteres (Ostsee-Rapakiwi) dem Nordbaltischen Pluton, ein vollständig unter Wasser liegendes Rapakiwi-Vorkommen zwischen den Åland-Inseln und den Inseln Hiiumaa und Saaremaa vor der estnischen Küste (BRÄUNLICH 2016).
Abb. 35: Åland-Wiborgit, Breite 12 cm.
Die Leitgeschiebe mit der weitesten „Anreise“ sind die Nordingrå-Rapakiwis aus Nordschweden. Der auf den ersten Blick eher unscheinbare porphyrische Rapakiwi enthält helle und rechteckige Alkalifeldspat-Einsprenglinge, wenige hellgraue und größere Quarze sowie grünlichbraun verwitternde Hornblende als dunkles Mineral. In der Grundmasse sind blassrote graphische Quarz-Feldspat-Verwachsungen erkennbar.
Abb. 36: Nordingrå-Rapakiwi (Nr. 3206), Aufnahme unter Wasser.
Abb. 37: Nahaufnahme des Gefüges
Als weitere Funde von granitoider Geschieben sind zu nennen: „Bottnischer“ Gneisgranit, Granite aus Bornholm und aus Mittelschweden (Uppsala-Granit), diverse Pegmatite, Aplite und Schriftgranite, turmalinführende granitoide Gesteine („Turmalingranit“) und Zweiglimmergranite.
Auf dem Gelände der Waldschule wurden mehrere Großgeschiebe von Metamorphiten aufgestellt, die mit einer angeschliffenen Fläche versehen wurden, darunter zwei Augengneise und ein migmatitischer Paragneis mit großen roten Granat-Porphyroblasten („Sörmland-Typ“). Herausragende Exponate sind ein großer Amphibolit (Abb. 38-39) sowie ein Västervik-Fleckengestein (Abb. 44-45) mit einem bemerkenswerten, durch partielle Verwitterung entstandenen Relief auf der Oberfläche.
Abb. 38: Dunkler Amphibolit, größtes Geschiebe im Findlingsgarten. Breite ca. 60 cm.Abb. 39: Die dunkleren und eingeregelten Aggregate in der grauen Grundmasse sind größere, während der Metamorphose gewachsene Amphibole. Dem Gestein haftet eine Partie eines Quarz-Feldspat-Gesteins an, entweder ein Xenolith oder ein Kontakt zum Nebengestein. Bildbreite 30 cm.
Marmor entsteht bei der Metamorphose von Kalksteinen und Dolomiten. Tonige Verunreinigungen begünstigen die Entstehung von Silikat-mineralen, z. B. grünem forsteritischem (Mg-reichem) Olivin bzw. Ser-pentinmineralen oder Diopsid. Diese petrographisch korrekt als unreiner Marmor bezeichneten Gesteine werden auch „Silikatmarmor“ oder „Ophicalcit“ genannt, können sehr attraktiv aussehen und fallen als Geschiebe ins Auge.
Abb. 40: Unreiner Marmor, auch „Silikatmarmor“ oder „Ophicalcit“), Nr. 64, polierte Schnittfläche.Abb. 41: Die grünen Minerale sind von Hand nicht sicher bestimmbar. Meist handelt es sich in diesem Gesteinstyp um Olivin, Serpentinminerale und/oder Diopsid (BARTOLOMÄUS & SCHLIESTEDT 2006). Hier weist die unregelmäßig-netzartige Struktur einiger grüner Mineralkörner auf serpentinisierten Olivin hin.
Das Västervik-Gebiet ist die Heimat mehrerer Leitgeschiebe (grauvioletter Västervik-Quarzit, Västervik-Fleckenquarzit, Västervik-Fleckengestein). Alle wurden mehrfach in der KFH gefunden, wobei die grauvioletten Västervik-Quarzite zeitweise ungewöhnlich häufig im südöstlichen Grubenvortrieb auftraten, viele davon auch als Windkanter.
Abb. 42: Ansammlung grauvioletter Sandsteine und Quarzite, darunter viele Quarzite vom Västervik-Typ, Bildbreite 70 cm. Die glatten Oberflächen erschweren manchmal die Unterscheidung von diagenetisch verkieselten Sandsteinen und Quarziten mit granoblastischem Gefüge.Abb. 43: Rotfleckiger Västervik-Quarzit, Breite 35 cm. Quarzite dieser Art sind bisher nur aus dem Västervik-Gebiet bekannt.
Vom Västervik-Fleckengestein (Västervik-Cordierit-Granofels) liegen aus der KFH etwa ein halbes Dutzend Funde vor. Ein herausragendes Exponat ist ein Großgeschiebe, an dem die Verwitterung zwischen den dunklen Cordieritflecken und der Grundmasse ein deutliches Relief gezeichnet hat. Der Granofels ist aus einem Sandstein mit tonigen Anteilen hervorgegangen. Die Tonminerale begünstigten zunächst die Bildung von orangerotem Feldspat und Glimmer. Nachfolgende Kontaktmetamorphose ist für die Bildung der runden Cordierit-Granoblasten verantwortlich, die von retrograd gebildetem schwarzem Biotit durchsetzt sind. Das zur Bildung von Cordierit erforderliche Eisen stammt aus unmittelbarer Nähe, aus den nun an Fe-Mineralen verarmten Säumen um die dunklen Flecken.
Abb. 44: Västervik-Fleckengestein, Breite etwa 50 cm.Abb. 45: Detailansicht der nassen Geschiebeoberfläche mit Vertiefungen, entstanden durch stärkere Verwitterung der dunklen Flecken. Bildbreite ca. 18 cm.Abb. 46: Västervik-Fleckenquarzit, Aufnahme unter Wasser.
Der Gesteinstyp in Abb. 46 wurde in der Vergangenheit fälschlicherweise häufig dem Stockholm-Gebiet zugeordnet („Stockholm-Fleckenquarzit“). Genauere Untersuchungen vor Ort ergaben aber, dass solche glimmerführenden Quarzite mit weißen Sillimanit-Fibroblasten („Flecken“) aus dem Västervik-Gebiet stammen (s. Västervik-Fleckenquarzit).
Leitgeschiebe aus SW-Schweden gehören, ebenso wie Rhombenporphyre und Gesteine aus dem Oslograben, zu den seltenen Geschiebefunden in Brandenburg. Ein zeitweise verstärkter Einfluss eines von Norwegen kommenden Eisstroms im Brandenburger Stadium der Weichsel-Kaltzeit könnte auch für den Transport SW-schwedischer Leitgeschiebe verantwortlich sein, z. B. des feingneisigen Schonen-Granulits (Abb. 47-48). Dieses Gestein entstand unter granulitfaziellen Bedingungen während der Svekonorwegischen Gebirgsbildung vor etwa 1 Milliarde Jahren. Es besteht ausschließlich aus rotem bis orangefarbenem Alkalifeldspat und dunkelgrauem Quarz. Kennzeichnend sind die feinen ausgewalzten, für Granulite typischen „Plattenquarze“. Dunkle Minerale fehlen, weil sie während der granulitfaziellen Metamorphose instabil wurden.
Abb. 47: Schonen-Granulit, Aufnahme unter Wasser (Slg. Torbohm, Nr. 2299).Abb. 48: Gleicher Stein, Nahaufnahme der Rückseite.
Eine Besonderheit dieses Fundes ist die Grünfärbung auf der Rückseite, wahrscheinlich die Folge einer „Charnockitisierung“, einer „trockenen“ Hochdruckmetamorphose, bei der es zur Bildung von Pyroxen kommt. Charnockitisierte Grundgebirgspartien sind von mehreren Lokalitäten in SW-Schweden bekannt. Im Unterschied zur Vorderseite des Geschiebes sind dunkle, von Hand aber nicht bestimmbare Minerale erkennbar (Pyroxen oder Amphibol/Biotit als retrograde Umwandlungsprodukte?). Ein Hinweis auf granulitfazielle Metamorphose ist die Anwesenheit von Magnetit, nachweisbar mit einem Handmagneten.
2.2. Sedimentärgeschiebe
Zu den häufigen Funden in der KFH gehören, wie auch in vielen anderen Kiesgruben in Brandenburg, Rotsandsteine aus dem Mesoproterozoikum (Jotnischer Sandstein), rotbraune und helle Sandsteine aus dem Unterkambrium, diese häufig mit Ichnofauna, weiterhin Kalksteine aus Ordovizium und Silur sowie Feuersteine und Kalksteine aus Oberkreide und Dan. Eine statistische Auswertung sedimentärer Geschiebefunde kann ENGELHARDT 1997: Abb. III 6-1 entnommen werden. Die Arbeit von ENGELHARDT & HOFFMANN 2012 zum Spurenfossil Syringomorpha zeigt Funde aus der KFH. Besonderheiten der KFH sind Muschelkalk-Geschiebe aus dem Vorkommen von Rüdersdorf (SCHNEIDER 2017) sowie mehrfache Funde von Konglomeraten, die der Trias zugerechnet werden (TORBOHM & BARTOLOMÄUS 2018).
Abb. 49: Mesoproterozoische („Jotnische“) Sandsteine mit Wellenrippel, Alter ca. 1200-1400 Millionen Jahre. Bildbreite 60 cm.Abb. 50: Spurenfossil Plagiogmus (Nr. 3031) in einem glaukonitischen Sandstein, Breite 12 cm.Abb. 51: Bunter Orthocerenkalk (Ordovizium), sog. Blomminge bladet („Blumenschicht“), polierte Schnittfläche.Abb. 52: Echinosphaeriten-Kalk (Ober-Ordovizium), Breite 9 cm. Die runden Gehäuse der ausgestorbenen Beutelstrahler sind radialstrahlig mit Calcit ausgefüllt.Abb. 53: Lavendelblauer Hornstein (verkieselter ordovizischer Schwamm).
Der Geschiebetyp der Lavendelblauen Hornsteine wurde durch den Baltischen Urstrom abgelagert, einem hypothetischen Flusssystem, das vor etwa 40 Millionen Jahren entstand, im Gebiet der heutigen Ostsee verlief und im Pleistozän verschwand (SCHULZ 2003, VAN KEULEN et al. 2012). Ein Teil der Lavendelblauen Hornsteine sind lose ordovizische bis silurische Einzelfossilien von lavendelblauer bis grauer Farbe. Ihr Herkunftsgebiet wird in der Bottensee und im westlichen Finnland vermutet. Funde sind von mehreren Lokalitäten und unterschiedlichen Horizonten (etwa Miozän bis Pliozän) bekannt, lokal treten sie auch gehäuft auf (Sylt, Niederlausitz, Emsland, SW-Mecklenburg, Niederlande und weitere Vorkommen). Aus der KFH liegen wenige Einzelfunde vor.
Abb. 54: Crinoidenkalk mit ausgewitterten Seelilien-Stielgliedern als „Naturpräparat“, Bildbreite 6 cm.
Eine Besonderheit der KFH ist das häufige Auftreten von Muschelkalk-Geschieben (über 80 Funde). Aller Wahrscheinlichkeit nach handelt es sich um Lokalgeschiebe aus dem Vorkommen bei Rüdersdorf. Dieses liegt allerdings nicht in direkter Bewegungsrichtung des Eises, daher wird von einer Umlagerung aus saalezeitlichem Geschiebemergel ausgegangen, der aus dem Gebiet nördlich von Potsdam bzw. dem Berliner Raum stammt (SCHNEIDER 2017).
Abb. 55: Muschelkalk-Geschiebe, kristalliner Kalk mit Rippenbruchstück von Nothosaurus sp.; Oberer Muschelkalk (Ceratiten–Schichten), det. St. Schneider.Abb. 56: Muschelkalk-Geschiebe; gelbgrauer, dichter Kalkstein mit Steinkern eines Ammoniten (Ceratites sp.); Oberer Muschelkalk (Ceratiten-Schichten), det. St. Schneider.
Ebenfalls bemerkenswert sind gehäufte Funde (bisher 8 Exemplare) eines bunten und monomikten Konglomerat-Typs (Trias– oder “Caliche“-Konglomerat). Es handelt sich um semiterrestrische und intraformationale Bildungen mit sparitischer Zementierung, sandiger Matrix und bunten Mergelklasten. Einige der Klasten weisen calcitgefüllte Risse auf und wurden als Caliche-Knollen aus aufgearbeiteten ariden Bodenhorizonten gedeutet. Ungeklärt ist bisher die genaue Herkunft der Konglomerate. Wahrscheinlich stammen sie aus einer mesozoischen Grabenfüllung in der Ostsee, südlich von Bornholm (Rønne-Graben) und sind dem Keuper bzw. der Oberen Trias zuzurechnen. Der Geschiebetyp wird von TORBOHM & BARTOLOMÄUS 2018 beschrieben, s.a. KNAUST 1997 und den ausführlichen Artikel auf dieser Seite.
Abb. 57: Caliche-Konglomerat, Schnittfläche, Aufnahme unter Wasser. Die roten Ränder einiger Mergelstein-Lithoklasten weisen auf ein arides Ablagerungsmilieu hin.
Jurassische Kelloway-Geschiebe (Dogger/Callovien), im östlichen Brandenburg ein häufiger Geschiebefund, treten in der KFH nur selten in Erscheinung. Feuersteine aus Oberkreide und Dan sind sehr häufig zu finden, gelegentlich auch gefleckte Feuerstein aus dem Turon, „Hanaskog-Flint“ (Campan) oder „geschichtete“ Feuersteine. Weiterhin treten reichlich weiße Kalksedimente, teils weiche Schreibkreide, teils härtere Kalk- und Mergelsteine, teilweise mit Schwämmen, Schnecken, Muscheln und Seeigeln auf. Alle Stufen der Oberkreide konnten durch Bestimmungen der stratigraphisch leitenden Muschel Inoceramus nachgewiesen werden (SEIBERTZ 2004 und ENGELHARDT & SEIBERTZ 2023). Aus der Oberkreide SE-Schonens stammt das Tosterup-Konglomerat (Abb. 58). Zu den Geschieben des Dan gehören Bryozoenkalk, Faxekalk, Saltholmskalk und helle Feuersteine (Abb. 59-60).
Abb. 58: Tosterup-Konglomerat (Oberkreide), polierte Schnittfläche. Am linken Bildrand ist eine Belemnitenspitze angeschnitten.Abb. 59: heller Dan-Feuerstein mit Linsen aus bläulichem Chalcedon.Abb. 60: Gleicher Stein, Nahaufnahme der Bryozoen-Fauna.
In Horizonten mit gehäuften Funden von Elbgeröllen traten auch rote Feuersteine in großer Zahl auf. Eingelagerte Fe-(III)-Verbindungen (Hämatit) und schwarze, teils windpolierte und wüsten-lackartige Beläge sprechen für eine Exposition in einem warmen und trockenen Klima, z. B. zur Zeit des Holstein-Interglazials.
Abb. 61: Rote bis schwarzrote Feuersteine; oben rechts ein roter Wallstein mit Schlagmarken und konkaver Eintiefung.Abb. 62: „Wallsteine„, abgerollte Feuersteine als Brandungsgerölle eines tertiären Meeres.
Aus der KFH liegen mehrere Hundert Exemplare von „Wallsteinen“ vor. Wallsteine sind gut gerundete, ellipsoidisch geformte Feuersteine mit unregelmäßigen, parabelartigen Schlagmarken. Sie werden als Brandungsgerölle eines tertiären Meeres (Paläozän bis Unter-Eozän) aufgefasst und erhielten ihre Form durch gegenseitige Abrollung bei fortwährender Umlagerung. An ihren gegenwärtigen Fundort gelangten sie als Geschiebe oder stammen aus glazial aufgearbeiteten Horizonten aus Hebungsstrukturen der näheren und weiteren Umgebung (SCHULZ 2003, ANSORGE 2018).
An Geschieben des Tertiärs wurden in der KFH dokumentiert: Aschgraues Paläozängestein (Paläozän); Faserkalke, Zementsteine (Eozän); Braunkohle, „Braunkohlenquarzit“, „Wurzel-Quarzit“, „Tertiär-Quarzit“, „Urtorf“ (Abb. 63), helle verkieselte Nadelhölzer bis zu einer Größe von 80 cm (Miozän); Bernstein, Stettiner Gestein, Stettiner Kugeln, Septarien aus dem Rupelton (Oligozän).
„Urtorf“ ist ein poröses, kieseliges, dünnplattiges und von nicht bestimmbaren Pflanzenresten vollgestopftes Gestein, das wahrscheinlich aus Verkieselungszentren in der Braunkohle stammt (verkieselter Braunkohlentorf). Funde sind südlich und östlich von Berlin sowie aus der Umgebung von Fürstenwalde belegt. GOTHAN & BENNHOLT 1929 beschreiben den Geschiebetyp sowie ein anstehendes Vorkommen aus einer Ziegeleigrube bei Saarow, wo das Gestein in Gestalt flacher, bis 5 cm mächtiger Linsen mitten in der Braunkohle beobachtet wurde. Die im Anstehenden braune bis rötlichgraue Farbe kommt Geschiebefunden durch Bleichung/Verwitterung abhanden. Die Autoren nennen grasartige und schilfähnliche Pflanzen als Hauptbestandteil des Urtorfs. Selten sind Blätter von Laubhölzern oder Reste von Wasserpflanzen (Seerosen-rhizome).
Raseneisenerz und lösskindelartige Kalk-Sand-Konkretionen sind wahrscheinlich quartäre Bildungen. In der KFH treten gelegentlich Knochen von Großsäugern auf (Mammut, Wollnashorn und Wildpferd). Funde der Sumpfdeckelschnecke Viviparus diluvianus werden dem Holstein, ein Massenfund der Schnauzenschnecke Bithynia tentaculata der Eem-Warmzeit zugeordnet.
2.3. Elbgerölle
In der KFH fanden sich zeitweise Gerölle der mittelpleistozänen Berliner Elbe in großer Zahl in den oberen weichselzeitlichen Schmelzwassersanden. Die Gesteine wurden aus ihren südlichen Herkunftsgebieten zwischen ausklingender Elster- und einsetzender Saale-Vereisung in das Gebiet von Potsdam transportiert und in ausgedehnten Schotterfächern abgelagert. Sie liegen heute unter mächtigen glazialen Ablagerungen. Ein Teil wurde durch das vorrückende Inlandeis des Saale- und Weichsel-Glazials in jüngere glaziale Sedimente eingetragen und ist im Gebiet zwischen Teltow und Fläming gelegentlich als geringe Beimengung zu nordischen Geschieben zu finden. Funde südlicher Gerölle aus dem Gebiet zwischen Teltow und Fläming werden an anderer Stelle ausführlich dokumentiert (Link folgt in Kürze).
Die Herkunftsgebiete der Elbgerölle erstrecken sich vom südlichen Brandenburg über den östlichen Teil Sachsens bis weit nach Westböhmen, in das Gebiet zwischen Pilsen und Prag, sowie nach Osten bis ins Riesengebirgsvorland. Grundlage für die Bestimmung der Elbgerölle sind die Arbeiten von Kurt Genieser (GENIESER 1953a, 1955, 1957, 1962, GENIESER & MIELECKE 1957). Seine Beschreibungen wurden durch SCHWARZ et al. 2012, SCHWARZ & LANGE 2013, 2017, SCHWARZ & RIEDRICH 2010 und SCHWARZ 2021 teilweise revidiert und erweitert. Die wichtigsten Gerölltypen sind:
Milchquarz-Varietäten (streifig durchscheinende Quarze; Gerüst-, Strahlen- und Zellenquarze)
Cherts und Hornsteine („Lydite“ und „Kieselschiefer“)
Böhmische Quarz-Lydit-Konglomerate
Achat-, Amethyst-, Chalcedon- und Jaspisgerölle sowie
Gangbrekzien aus dem Osterzgebirge mit Paragenesen dieser Minerale
Paläozoische Kieselhölzer (Döhlener Becken, permokarbonische Becken in Nordböhmen)
Außer Erdbrandgestein und Kreidesandstein konnten alle genannten Gerölltypen in der KFH dokumentiert werden. Am häufigsten sind Hornsteine/Cherts („Lydite“), tektonische Brekzien bzw. Gangbrekzien und Milchquarze. Alkalivulkanite (Tephrite, Olivinbasalte bzw. -basanite) treten in der KFH jedoch vergleichsweise selten auf, obwohl sie der häufigste Gerölltyp der Berliner Elbe sind.
Abb. 64: Zusammenstellung schwarz-weißer, als „Lydite“ bezeichneter Hornsteine und Cherts. Dokumentiert wurden mehr als hundert Funde des Gerölltyps aus der KFH.
Die schwarzweißen „Lydite“ sind die häufigsten Vertreter und zuver-lässiger Anzeiger einer südlichen Geröllgemeinschaft. Ein großer Teil der massigen und sehr zähen Gesteine stammt aus den Brdy südwestlich von Prag. Von dort sind keine allerdings Radiolarien bekannt, daher sollte der Gerölltyp nicht als Lydit (= paläozoische Radiolarite), sondern allgemeiner als Chert oder Hornstein bezeichnet werden. Neben den schwarz-weißen Cherts und Hornsteinen treten als typische Vertreter einer südlichen Geröll-gemeinschaft eine Reihe weiterer Farbvarianten sowie geschichtete Hornsteine („Kieselschiefer“) auf.
Abb. 65: Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat, nass fotografiert. Das grünliche Konglomerat enthält gut gerundete Milchquarz- und einige Chert-Lithoklasten. Lagenweise sind Übergänge in einen Sandstein erkennbar. Das Elbeleitgeröll stammt aus den Brdy und wurde über die Berounka der Elbe zugeführt.
In der Grobkies-Fraktion finden sich gelegentlich Einzelgerölle von Amethyst, Achat, Chalcedon und Jaspis. Die folgende Chalcedon-Varietät ähnelt der Beschreibung des „rötlichgelben und weinroten Gelits“ in GENIESER 1955. Diese stammt aus Melaphyr-Mandelsteinen im Einzugsgebiet der Iser (Jizera) und Cidlina und ist das einzige Leitgeröll der oberen Elbe (alle anderen kommen aus dem Moldau-Beraun-Einzugsgebiet).
Abb. 66: Orange-gelb gebänderter Chalcedon, „rötlichgelber und weinroter Gelit“ aus dem Isergebirge.
Aus dem Osterzgebirge stammen charakteristische Paragenesen aus Quarz, Amethyst, Achat und Jaspis. Solche Quarz-Amethyst-Brekzien, „Trümmerachate“ und „Strahlenquarze“ wurden in der KFH vielfach gefunden und bilden die „osterzgebirgische Geröllgemeinschaft“ (GENIESER 1957).
Abb. 67: Kastenquarz mit Amethyst, osterzgebirgische Paragenese. Die weißen Milchquarz-Kästchen sind mit kristallinem Amethyst ausgefüllt und von feinen roten und jaspisartigen Adern umrahmt.Abb. 68: Paläozoisches Kieselholz, durch Windeinwirkung glatt poliert. Paläozoische Hölzer stammen aus dem Döhlener Becken oder Permo-karbonischen Becken in Nordböhmen. Die nordböhmischen Hölzer weisen in der Regel eine bessere Strukturerhaltung auf.
Die sog. „Knollensteine“ oder „Tertiärquarzite“ sind verkieselte konglomeratische Quarzsandsteine (Diamiktite) und eine charakteristische Erscheinung in südlichen Geröllgemeinschaften. Knollensteine bilden verstreute Vorkommen in Sachsen und Böhmen und sind oligozänen bis miozänen Alters. Typisches Merkmal vieler „Tertiärquarzite“ sind eckige bis abgerundete Quarzkörner, die in einer feinkörnigen und kieselig gebundenen Grundmasse „schwimmen“.
Abb. 69: Detailansicht eines Amethystgerölls in einem „Tertiärquarzit“, Aufnahme unter Wasser.
Die Alkalivulkanite aus der Eruptivprovinz des Egergrabens (Tephrite, Olivinbasalte bzw. -basanite, Phonolithe etc.) treten im Berliner Elbelauf in großer Zahl auf und sind der häufigste Gerölltyp in der Überkorn-Fraktion, in der KFH fehlen die Gesteine jedoch weitgehend. Vermutlich erlagen sie durch oberflächennahe Exposition weitgehend der Verwitterung oder wurden zeitweise nicht transportiert.
Abb. 70: Tephrit, der häufigste Vertreter unter den südlichen Alkalivulkaniten aus der Eruptivprovinz des Egergrabens. Die meisten Alkalivulkanit-Gerölle dürften aus dem Böhmischen Mittelgebirge (České středohoří) stammen.Abb. 71: Pfau auf dem Gelände der Waldschule.
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Die Halbinsel Wustrow bei Rerik war seit 1933 militärisches Sperrgebiet und erst 1993 nach dem Abzug der Roten Armee wieder zugänglich. Mittlerweile ist Wustrow teilweise Naturschutzgebiet, teilweise in Privatbesitz. Eine schmale Landzunge (Nehrung) verbindet die Halbinsel mit dem Festland, das Betreten ist nur mit Genehmigung möglich. Im Juli 2021 konnten die ausgedehnten Geschiebestrände der Halbinsel erkundet werden. Da hier wenig gesucht wird, sind gute Funde möglich.
Abb. 1: Alte Kasernengebäude auf Wustrow.Abb. 2: Hinab zur Steilküste geht es mit Hilfe eines Seils.Abb. 3: Die seeseitige Küste von Wustrow besteht aus Geschiebelehm und -mergel der Grundmoräne des Pommerschen Stadiums der Weichsel-Vereisung.
Auffällig ist das relativ häufige Vorkommen von Geschieben aus dem Gebiet des Oslograbens (Rhombenporphyre, Larvikit), während knapp 30 km weiter östlich, am Strand von Nienhagen, praktisch keine solchen Funde möglich sind. SW-schwedische Leitgeschiebe wurden nicht gefunden.
Abb. 4: Rhombenporphyr, Breite 10 cm.Abb. 5: Rhombenporphyr, Breite 10 cm.Abb. 6: Larvikit, Aufnahme unter Wasser.Abb. 7: Nahaufnahme. Einige Feldspäte zeigen den für Larvikit typischen bläulichen Schiller.
Nicht selten trifft man auf Geschiebe von Schonen-Basalt und Schonen-Lamprophyr. Die Funde belegen eine Transportrichtung des Eises aus NNE.
Abb. 8: Schonen-Basalt mit gelbgrünen Olivin- sowie wenigen schwarzen Pyroxen-Einsprenglingen.Abb. 9: Schonen-Lamprophyr mit zahlreichen hellen Mandeln.Abb. 10: Nahaufnahme. Olivin verwittert gelblichbraun, die Pyroxen-Einsprenglinge sind grünlich gefärbt.Abb. 11: Ein weiterer Schonen-Lamprophyr.Abb. 12: Bruchfläche des gleichen Steins. Alterierter Olivin ist rötlich gefärbt, stellenweise auch hellgrün und weitgehend unverändert; Pyroxen ist schwarz bis flaschengrün.Abb. 13: Das helle, teils radialstrahlige Mineral innerhalb der Mandeln ist sehr weich und zerfällt mit Salzsäure ohne Aufschäumen (Hinweis auf Zeolith).
Am Geschiebestrand von Wustrow finden sich auch Mandelsteine in großer Zahl.
Abb. 14: Grüner Mandelstein mit schwarzen Mandeln, Einsprenglingen von Plagioklas und einer durchlaufenden Ader, teils mit Achat, teils mit einem feinkörnigen blassgrünen Mineral verfüllt. Aufnahme unter Wasser, leg. S. Mantei.Abb. 15: Nahaufnahme, nasse Oberfläche. Die Bänderung des Achats ist nur schwach ausgeprägt.Abb. 16: Blasenreicher und stark alterierter Mandelstein. Aufnahme unter Wasser.Abb. 17: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 18: Grauer Mandelstein, Breite 15 cm.Abb. 19: Grünstein, Breite 10 cm. Offenbar ist hier eine mit rotem Feldspat gefüllte Kluft angeschnitten.Abb. 20: Der Feldspat (Plagioklas, polysynthetische Verzwilligung) bildet ungewöhnliche orthogonale Querschnitte aus.
Plutonite und Vulkanite des Transkandinavischen Magmatitgürtels (TIB) – die bunten Småland-Granite mit Blauquarz sowie Småland-Porphyre – sind am Strand von Wustrow nur in mäßiger Zahl vertreten.
Abb. 21: Roter Alkalifeldspatgranit. Einige Feldspäte weisen Risse auf, welche mit dunklen Mineralen verfüllt sind. Dunkle Minerale sind nur spärlich vorhanden und ungleichmäßig im Gestein verteilt (Ausschlusskriterium für Uthammar-Granit). Bildbreite 18 cm.Abb. 22: Anorogener und undeformierter Granit mit etwas grünem Plagioklas, wahrscheinlich ein porphyrischer Rapakiwi. Aufnahme unter Wasser.
Gesteine aus Rapakiwi-Vorkommen treten regelmäßig, aber nicht besonders häufig auf. Ein besonderer Fund ist ein brauner Ignimbrit, der wahrscheinlich aus dem Vorkommen des Roten Ostsee-Quarzporphyrs stammt. Dafür sprechen die charakteristischen eckigen Hochquarz-Relikte mit Spuren magmatischer Korrosion.
Abb. 23: Roter Ostsee-Quarzporphyr-Ignimbrit, braune Variante. Aufnahme unter Wasser.Abb. 24: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche.Abb. 25: Neben größeren gerundeten und trüben Quarzen finden sich auch einige eckige Quarze mit der gleichen Gestalt wie im Roten Ostsee-Quarzporphyr.Abb. 26: Fragmente von Porphyren, einer davon ähnelt dem Roten Ostsee-Quarzporphyr.
Häufig finden sich graue Paragneise vom Sörmland-Typ. Diese enthalten in der Regel Granat und Cordierit, seltener auch reichlich Sillimanit.
Abb. 27: Granat-(Cordierit)-Sillimanitgneis (Sörmland-Gneis). Die Granat-Porphyroblasten liegen innerhalb eines Leukosoms aus Quarz und Feldspat. Aufnahme unter Wasser.Abb. 28: Nahaufnahme. Das Gestein enthält größere Mengen an dunkelgrauem bis silbrig glänzendem Sillimanit. Cordierit (hellgrau bis graublau, zwischen den Sillimanitnadeln) ist nicht eindeutig identifizierbar.Abb. 29: Cordierit-Sillimanit-Granofels. Solche undeformierten Quarzite mit schwarzen Cordierit- und weißen Sillimanitflecken sind anstehend aus dem Västervik-Gebiet bekannt.Abb. 30: Porphyrischer Amphibolit. Die blastische Wuchsform der Amphibole ist ein Hinweis auf eine metamorphe Entstehung aus einem basischen Gestein, z. B. Gabbro, Dolerit oder Basalt. Breite 26 cm.
Sedimentite
Abb. 31: Feuerstein mit rhythmischer Bänderung. Breite 32 cm.Abb. 32: Silurkoralle, Breite 11 cm.
Lias-Geschiebe (Limonitsandsteine, häufig mit Pflanzenresten) sind auf Wustrow regelmäßig anzutreffen. Das nächste Geschiebe ist ein konkretionärer Toneisenstein (von ungewisser stratigraphischer Stellung).
Abb. 33: Toneisenstein, Breite 15 cm.Abb. 34: Konglomerat mit runden Toneisenstein-Klasten. Vergleichbare Gesteine kommen auch im Jura vor. Breite 24 cm.Abb. 35: Postsilurisches Konglomerat, leg. K. Obst; polymikter Typ mit Klasten von rotem und grauem Beyrichienkalk, grünen Sandsteinen, Feinsandsteinen, Toneisenstein und Milchquarzgeröllen. Breite 15 cm.Abb. 36: Rückseite des gleichen Geschiebes.Abb. 37: Reste von rezenten Seepocken. Bildbreite ca. 7 cm.Abb. 38: Mitten auf dem Strand eine Sonnenblume, der das salzhaltige Milieu offensichtlich nicht schadet.
Die folgenden Funde stammen aus der Nähe der Halbinsel Wustrow, von der Steilküste NE von Rerik. Gesammelt, geschnitten und poliert wurden die Geschiebe von T. Brückner (Hilter).
Abb. 39: Tektonische Brekzien sind ein häufiger Geschiebefund. Selten handelt es sich dabei um einen brekziierten geschichteten Hornstein.Abb. 40: Das Gestein ist hälleflintartig dicht. Die feinen Wechsellagen bilden die Schichtung eines feinkörnigen Sediments oder vulkanischer Aschen ab.Abb. 41: Nahaufnahme einer brekziierten Partie. Die Risse sind mit Quarz und einem hellgrünen Mineral verheilt.Abb. 42: Cordierit-Sillimanit-Granofels, wahrscheinlich aus dem Västervik-Gebiet. Siehe auch Abb. 30.Abb. 43: Nahaufnahme.Abb. 44: Bornholm-Granit. Typisch für Bornholm-Granite ist ein verwaschenes Gefüge aus rotem Feldspat und Quarz sowie helle Plagioklase, teilweise mit dunklem Kern; dunkle Minerale bilden Flecken.Abb. 45: Nahaufnahme. Innerhalb der dunklen Minerale findet sich reichlich Titanit.Abb. 46: Eigenartiges zoniertes Syenit-Geschiebe. Das Gestein besteht fast vollständig aus Alkalifeldspat von grüner bis bräunlicher Farbe. Der Vaggeryd-Syenit führt in der Regel etwas Quarz und enthält mehr dunkle Minerale. Es könnte sich bei diesem Syenit auch um einen Larvikit in ungewöhnlicher Ausbildung handeln.Abb. 47: Einige Feldspäte weisen einen bläulichen Schiller auf.Abb. 48: Zwischen den Feldspäten und innerhalb von Rissen finden sich schmale orangefarbene Partien (Plagioklas-Entmischungen von Feldspat?).Abb. 49: Orangefarbene Risse innerhalb schwarzgrüner Feldspäte.
Literatur
GERTH A 2008 GIS-gestützte 3D-Modellierung hochweichsel-zeitlicher Sedimente in Nordwest-Mecklenburg-Vorpommern – Inaugural-Dissertation zur Erlangung des Doktorgrades der Mathematisch-Naturwissenschaftlichen Fakultät der Universität zu Köln. 196 S., Bautzen 2008.
