Abb. 1: Felsküste im äußersten Nordwesten der Kullaberg-Halbinsel. Das Grundgebirge besteht hier aus migmatitischen Gneisen mit eingeschalteten Amphibolit-Körpern und besitzt ein Alter von rund 1 Milliarde Jahren.
Ein mehrteiliger Exkursionsbericht führt an ausgewählte Lokalitäten in Südwest-Schweden. Zahlreiche Küstenaufschlüsse und aufgelassene Steinbrüche zwischen Kullaberg-Halbinsel und Varberg bieten hervorragende Einblicke in die Geologie eines metamorphen Grundgebirges, das vor rund 1 Milliarde Jahren im Zuge der Svekonorwegischen Gebirgsbildung entstand. Hier treten großflächig Gesteine zutage, die in keiner anderen Region des nordischen Grundgebirges vorkommen, z. B. saure und mafische Granulite. Auf mehreren Reisen konnte eine Reihe von typisch SW-schwedischen Gesteinstypen, darunter auch kristalline Leitgeschiebe, beprobt und in ihrem geologischen Kontextes studiert werden.
Abb. 2: Karte der vorgestellten Lokalitäten.
Die Zahlen verweisen auf die entsprechenden Abschnitte des Exkursionsberichts. Die meisten Lokalitäten liegen an der Küste, weil dort die Gesteine besonders gut aufgeschlossen sind.
Entlang der Küste zwischen Falkenberg und Halmstad befinden sich zahlreiche gut zugängliche Küstenaufschlüsse mit Gesteinen der SGR (Steninge, Glassvik; nächster Teil: Stensjöstrand). Etwa auf halber Strecke liegt der Ort Steninge (Lok. 3.2 auf der Karte). Ausgehend vom ersten Parkplatz im Ort (56.76421, 12.63274) erreicht man in südlicher Richtung bald einen alten Steinbruch, in dem migmatitische Gneise vom Halmstad-Typ abgebaut wurden.
Abb. 1: Stürmisches Wetter an der Küste bei Steninge; rotgraue Gneise, anstehend und als Haldenmaterial aus dem ehemaligen Steinbruch.Abb. 2: Migmatitischer Gneis vom Halmstad-Typ aus rotem Alkalifeldspat, grauem Quarz, gelbem bis grünlichem Plagioklas und etwas Biotit. Magnetit wurde an dieser Lokalität nicht nachgewiesen. Bildbreite etwa 30 cm.Abb. 3: Gefalteter migmatitischer Gneis. Die roten und mafitarmen Quarz-Feldspat-Leukosome weisen ein richtungslos-körniges Gefüge auf und entstanden durch partielle Aufschmelzung der grauen und feinkörnigen Gneise (Paläosom).Abb. 4: Häufig ist keine klare Grenze zwischen Leukosom (rot) und Paläosom (grau) erkennbar.Abb. 5: Gebänderter migmatitischer Gneis aus dem Steinbruch Steninge.
Innerhalb der rotgrauen migmatitischen Gneise finden sich mafitarme und deformierte Quarz-Feldspat-Leukosome mit plattigen Quarzen („Schonengranulit“, Abb. 6) sowie linsenförmige Einschaltungen von grobkörnigen und pegmatitartigen Gesteinen („Flammenpegmatit“; Abb. 7, 8). Diese zentimeter- bis dezimetergroßen Partien gehen ohne scharfe Grenze in die migmatitischen Gneise über. Plattenquarze und das Fehlen dunkler Minerale weisen auf granulitfazielle Metamorphosebedingungen während der svekofennischen Orogenese hin.
Schonengranulit und Flammenpegmatit sind charakteristische Gesteine des westlichen Teils der SGR und als Leitgeschiebe verwendbar. Sie treten an mehreren Lokalitäten entlang der schwedischen Westküste auf, in einem begrenzten Gebiet zwischen Falkenberg, Halmstad und Kullaberg. Neben Einschaltungen als Leukosom in migmatitischen Gneisen bildet der Flammenpegmatit auch meterbreite Gänge (s. Söndrum). Das Alter der Ausgangsgesteine liegt bei etwa 1,4 Ga, die Metamorphose erfolgte während der svekonorwegischen Orogenese vor etwa 970 Ma (VINX 1998).
Neben dem Flammenpegmatit treten in SW-Schweden auch bunte Pegmatite mit einer ähnlichen Farbgebung auf, die jedoch undeformiert sind und keine Plattenquarze enthalten. Sie wurden postkinematisch (= nach Beendigung der Orogenese) gebildet und sind nicht als Leitgeschiebe geeignet (Abb. 9).
Abb. 6: Migmatitische, von dunklen Mineralen freie Partie mit grauen Plattenquarzen („Schonengranulit“).Abb. 7: „Flammenpegmatit“ (granulitfazieller bunter Pegmatit) aus rotem Alkalifeldspat, blassgelbem Plagioklas und grauen Plattenquarzen. Angefeuchtete Schnittfläche eines Haldenfundes von Steninge.Abb. 8: Grobkörnige Partie eines deformierten bunten Pegmatits mit Plattenquarzen („Flammenpegmatit“), rechts unten begrenzt von Ansammlungen dunkler Minerale (Biotit). Breite des Steins etwa 20 cm.Abb. 9: Grobkörniger (postkinematisch gebildeter) Pegmatit aus rotem Feldspat, grauem Quarz und gelbem Plagioklas. Das Gestein ähnelt dem Flammenpegmatit, ist aber nur mäßig deformiert, weist keine plattige Ausbildung der Quarze auf und enthält Ansammlungen von dunklen Mineralen (blättriger Biotit).
3.3. Glassvik
Einige Kilometer nördlich von Steninge liegt die Ortschaft Glassvik (Lok. 3.3 auf der Karte). Vom Parkplatz (56.77629, 12.62089) aus geht man zur Küste und orientiert sich in nördlicher Richtung. Aufschlüsse von migmatitischen Quarz-Feldspat-Gneisen wechseln sich mit Amphibol-Gneisen ab. Auffällig ist das nahezu senkrechte Einfallen der Gneise (Abb. 10) und eine annähernd parallel zur Klüftung verlaufende Foliation. Verschiedene Generationen von pegmatitischen bis aplitischen Gängen innerhalb der Quarz-Feldspat-Gneise (Abb. 11; 14-16) zeigen Deformationsstrukturen wie Verdünnung, Boudinage und interne Foliation. Die Gesteine entstanden während des „Halland-Events“ vor etwa 1.440 Ma und wurden im Zuge der svekonorwegischen Gebirgsbildung erneut deformiert (MÖLLER et al 1996: 18-19).
Abb. 10: Steil einfallende, NE-SW streichende Gneise an der Küste von Glassvik (etwa 56.78026, 12.61332).Abb. 11: Roter und undeformierter Pegmatit-Gang (Breite etwa 1,5 m) in einem grauen migmatitischen Amphibolgneis.Abb. 12: Granatführender Amphibolit, Bildbreite 1 m. Konkordant zur Foliationsrichtung verläuft ein Pegmatitgang; im Kontaktbereich ist der Amphibolit grobkörniger ausgebildet.Abb. 13: Weiter nordwärts eröffnet sich dem Besucher eine auenartige Küstenlandschaft, die stellenweise von anstehenden Felsen oder kleinen Geröllstränden durchbrochen wird.Abb. 14: Feinkörnige Graugneise, massiv durchsetzt von grobkörnigen roten Partien. Faltenstrukturen weisen auf eine starke Deformation hin. Die roten Partien besitzen eine granitische Zusammensetzung und verlaufen annähernd parallel zur Foliation. Bildbreite etwa 3 m.Abb. 15: Innerhalb der roten Partien sind größere Ansammlungen dunkler Minerale (Biotit) erkennbar. Die anatektischen Körper sind teilweise stark verfaltet, zeigen boudinierte Strukturen oder wirken regelrecht verdreht. Bildbreite etwa 1 m.Abb. 16: Die roten Partien scheinen intern nur wenig deformiert zu sein und weisen ein weitgehend regelloses Mineralgefüge auf (roter Alkalifeldspat, heller Plagioklas, grauer Quarz, Ansammlungen dunkler Minerale). Bildbreite 30 cm.
Ein weiterer interessanter Aufschluss an der Küste von Glassvik zeigt Erosionsrelikte eines gangförmigen und mehrere Zehnermeter mächtigen Granatamphibolits, der aus einer Abfolge unterschiedlicher Gefügevarianten besteht: ein grobkörniger Granat-Amphibolit mit regellosem Gefüge im Zentrum des Ganges wird zu beiden Seiten von migmatitischen Granatamphiboliten flankiert.
Abb. 17: Links ein dunkler und massiger Amphibolit als Gangmitte, rechts davon migmatitische Granatamphibolite. Breite des Aufschlusses etwa 5 m.Abb. 18: Grobkörniger und massiger Granatamphibolit im Zentrum des Ganges (Breite etwa 1,5 m). Das Gestein enthält sehr viel schwarzen Amphibol, der hohe Granatanteil bewirkt eine violettschwarze Gesamtfarbe.Abb. 19: Nahaufnahme; weitgehend richtungslos-körniges Gefüge aus schwarzem Amphibol, rotem Granat und etwas Plagioklas. Die Granat-Porphyroblasten erreichen eine Größe von 3 cm.Abb. 20: Zur linken Seite wird der massige Granatamphibolit von einem migmatitischen („plagioklasschlierigen“) Granatamphibolit begleitet. Breite des Steins etwa 75 cm.Abb. 21: Auf der rechten Seite steht ein migmatitischer Granat-Amphibolgneis mit ausgesprochen großen Granat-Porphyroblasten an. Häufigkeit und Größe der Granate nehmen zum Zentrum und zum Rand des Ganges ab.Abb. 22: Sechseckiger Anschnitt eines großen Granats, umgeben von einem weißen Plagioklas-Leukosom; Durchmesser des Granats 7,5 cm.Abb. 23: Runder Granat-Porphyroblast mit einem Saum aus schwarzem Amphibol; Durchmesser 8 cm.Abb. 24: Flammenpegmatit (deformierter bunter Pegmatit), polierte Schnittfläche, loser Strandstein von Glassvik.
Literatur
MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2.
VINX R 1998 Neue kristalline SW-schwedische Leitgeschiebe: Granoblastischer Mafischer Granulit, Halland-Retro-Eklogit und deformierter, bunter Pegmatit – Archiv für Geschiebekunde, Hamburg 1998, Band 2, Heft 6, S. 363-378.
Der Küstenabschnitt bei Stensjöhamn (Lok. 3.4 auf der Karte), unmittelbar nördlich von Glassvik, bietet eine ganze Reihe interessanter Aufschlüsse, u. a. migmatitische Granatamphibolite, granulitfaziell gebildete Orthopyroxen-Megakristalle und Sillimanitgneise (JOHANSSON 2011, HANSEN et al. 2015). Ausgehend vom Parkplatz (56.78949, 12.61967) hält man sich an der Küste in nördlicher Richtung und erreicht zunächst Aufschlüsse von migmatitischen Quarz-Feldspat-Gneisen und Amphibolgneisen. Auch hier ist von einer komplexen metamorphen Geschichte der Gesteine und mindestens zwei Phasen der Deformation auszugehen, dem Halland-Event vor 1.420-1.440 Ma und der svekonorwegischen Orogenese vor 980-950 Ma.
Abb. 1: Küste bei Stensjöhamn.Abb. 2: Migmatitische Quarz-Feldspat-Gneise mit hellen, annähernd parallel zur Foliation verlaufenden Quarz-Feldspat-Leukosomen. Bildbreite ca. 3 m.Abb. 3: Rotgrauer Quarz-Feldspat-Adergneis (schwach magnetisch), Anstehendprobe von Stensjöstrand.Abb. 4: Verfalteter Amphibolitgang in einem grauen Quarz-Feldspat-Gneis. Breite des Gangs etwa 150 cm.Abb. 5: Migmatitischer Amphibolit. Diskordant zur Foliation verlaufende weiße Leukosome aus Plagioklas verweisen auf eine erneute metamorphe Überprägung des Gesteins während der svekonorwegischen Gebirgsbildung. Die gebänderte und mafitreiche Partie in der Bildmitte enthält keine Leukosome.Abb. 6: Boudinageartige Einschaltungen von grünlichen Kalksilikatgesteinen in einem migmatitischen Amphibolit, Bildbreite 1 m.
Als Boudinage bezeichnet man ellipsoide Gefügeeinheiten in migmatitischen Gneisen. Boudinage entsteht, wenn dünne Gesteinslagen während der Deformation unterbrochen werden und in einzelne linsenförmige Einheiten zerfallen. Das grünliche (epidothaltige) Kalksilikatgestein dürfte sedimentären Ursprungs sein.
Abb. 7: Helles Feldspat-Leukosom mit Boudinage-Struktur in einem Amphibolit. Bildbreite etwa 1 m.
Eine Besonderheit der Lokalität Stensjöstrand sind Megakristalle von Orthopyroxen (Enstatit). Ihre Position innerhalb der Leukosome der Amphibolgneise lässt darauf schließen, dass sie während der partiellen Aufschmelzung des Wirtgesteins entstanden (HANSEN et al 2015).
Abb. 8: Relikte von grünen Orthopyroxen-Megakristallen innerhalb heller Leukosome eines Granatamphibolits. Bildbreite 70 cm.Abb. 9: Nahaufnahme eines großen Orthopyroxens, umgeben von einem Saum aus dunklem Amphibol (bzw. Amphibol-Quarz-Symplektiten) sowie rotem Granat.
Unter granulitfaziellen Bedingungen (1 GPa, 800 Grad) und der Abwesenheit von Fluiden (sog. Dehydrationsschmelzen) kommt es zu einem Zerfall von Biotit und Amphibol unter Bildung von Orthopyroxen:
Bt + Hbl + Pl +/- Qtz ↔ Opx+ Schmelze + Cpx + Gt
Einige Orthopyroxen-Megakristalle sind von einem Saum aus retrograd gebildeten Hornblende-Quarz-Symplektiten umgeben, die als Barriere eine weitere Umwandlung der Megakristalle verhinderten, während andere Orthopyroxe retrograd in Chlorit umgewandelt wurden.
Migmatite mit Orthopyroxen-Megakristallen treten an verschiedenen Lokalitäten in SW-Schweden auf (s. a. Söndrum). Vorkommen dieser aus Dehydrationsschmelzen unter granulitfaziellen Bedingungen gebildeten Orthopyroxene dürften sich auf die südwestschwedische Granulitregion beschränken. Der Gesteinstyp könnte als Leitgeschiebe geeignet sein, allerdings ist eine sichere Bestimmung von Orthopyroxen mit einfachen Mitteln kaum möglich.
Abb. 10: Aufschluss eines migmatitischen Granatamphibolits mit Plagioklas-Leukosomen („plagioklasschlieriger Granatamphibolit“) an der Küste von Stensjöhamn.Abb. 11: Granatamphibolit mit hellen Plagioklas-Leukosomen, Bildbreite 125 cm.Abb. 12: Migmatitischer Granatamphibolit; große Granat-Porphyroblasten sind von hellen Plagioklas-Leukosomen umgeben.Abb. 13: Probe eines migmatitischen Granatamphibolits, Nahaufnahme der frischen Bruchfläche. Das Gestein von der Lokalität Stensjöstrand besteht im Wesentlichen aus Amphibol, Plagioklas und Granat; nach HANSEN et al 2015 enthält es auch geringe Mengen von Pyroxen, Biotit und Apatit.Abb. 14: Amphibol-Gneise bis Amphibolite mit hellen und diskordant zur Foliationsrichtung verlaufenden Leukosomen. Bildbreite etwa 2 m.
Die Löcher im Fels stammen von einem Bohrgerät, mit dem Proben zum Zwecke einer Datierung entnommen wurden. Die Datierung isolierter Zirkone ergab ein Kristallisationsalter von 1.415-1.390 Ma. Anwachssäume um die gleichen Zirkone verweisen auf eine Metamorphose während der svekonorwegischen Orogenese vor 975-965 Ma (HANSEN et al. 2015).
Abb. 15: Küstenlandschaft bei Stensjöhamn.
Nördlich des kleinen Hafens (Stensjöhamn) ändert sich die Zusammensetzung der Gesteine. Hier stehen plattige, teilweise stark gefaltete Sillimanit-Gneise an, die durch Verwitterung bizarre Formen annehmen können.
Abb. 16: Sillimanitgneise bei Stensjöhamn.Abb. 17: Die komplexe Faltenstruktur der Sillimanitgneise tritt durch Verwitterung in bizarren Formen hervor.Abb. 18: Verfaltete Sillimanitgneise. Bildbreite etwa 2 m.Abb. 19: Anstehender Sillimanitgneis, Nahaufnahme; Bänder aus weißem bis gelblichem und plattig ausgebildetem Sillimanit entlang der Foliationsrichtung.Abb. 20: Sillimanit-Gneise, Brandungsgerölle am Ufersaum.Abb. 21: Sillimanitgneis mit rotem Granat, Brandungsgeröll vom Anstehenden, Aufnahme unter Wasser. Sillimanit ist durch Verwitterung gelblich gefärbt und durchzieht das Gestein in breiten Streifen.Abb. 22: Gleicher Stein, trockene Oberfläche. Die Grundmasse besitzt ein nahezu gleichkörniges Gefüge aus deutlich voneinander abgesetzten Körnern aus Quarz, Feldspat und Amphibol.Abb. 23: Nahaufnahme unter Wasser. Schwarzer Amphibol in stengeliger Ausbildung durchsetzt ein größeres Granat-Aggregat.
In Stensjöstrand finden sich neben Brandungsgeröllen anstehender Gesteine auch Geschiebe, u. a. zwei „alte Bekannte“: ein Kinne-Diabas aus Westschweden sowie ein NW-Dolerit, dessen Anstehendes eigentlich viel weiter südlich liegt. Auch zwei Rapakiwi-Granite mit vermuteter Herkunft vom Åland-Archipel wurden aufgelesen. Im Weichsel-Glazial änderte der Baltische Eisstrom im Gebiet der südlichen Ostsee seine ursprünglich südliche Zugrichtung und nahm einen ost-westlichen und schließlich sogar nördlichen Verlauf. Dies dürfte auch der Grund für Funde von NW-Dolerit und Åland-Gesteinen nördlich bzw. weit abseits von ihrem Herkunftsgebiet sein.
Abb. 24: Kinne-Diabas und NW-Dolerit, Geschiebe von Stensjöstrand. Breite der Steine jeweils etwa 9 cm.Abb. 25: Plagioklasschlieriger Granatamphibolit, Geröll von Stensjöstrand. Max. 4 cm große Granat-Porphyroblasten sind von einem hellen Plagioklas-Saum umgeben. Breite des Steins 16 cm.Abb. 26: Grobkörniger, wahrscheinlich postkinematisch entstandener Pegmatit aus rotem Alkalifeldspat, grauem Quarz und gelbem Plagioklas (keine Plattenquarze; kein Flammenpegmatit); Breite des Steins 80 cm.
3.5. Träslövsläge
In Träslövsläge (Lok. 3.5 auf der Karte), einem kleinen Fischerort südlich von Varberg, sollten sich etwa 200 m westlich der Kirche mehrere Aufschlüsse befinden (MÖLLER et al 1996: 32-33). Mittlerweile ist der Strandbereich allerdings stark verwachsen, nur eine Lokalität konnte ausfindig gemacht werden. Ein mafischer Granulit zeigt Relikte einer magmatischen Schichtung. Individuelle Lagen unterschiedlicher Dicke stehen diskordant zur Foliationsrichtung.
Abb. 27: Reliktische magmatische Schichtung in einem mafischen Granulit. Bildbreite ca. 60 cm.Abb. 28: Schonengranulit, einzelnes Strandgeröll von Södra Näs, 2 km NW von Träslövsläge.
Literatur
HANSEN E, JOHANSSON L, ANDERSSON J, LABARGE L, HARLOV D, MÖLLER C & VINCENT S 2015 Partial melting in amphibolites in a deep section of the Sveconorwegian Orogen, SW Sweden – LITHOS (2015), Vol. 236-237, S. 27-45.
JOHANSSON L 2011 Bergrundsgeologi in Stensjöstrands Naturreservat – 7 S., Geologiska Institutionen Lunds Universitet.
MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2.
In Halland, im Gebiet zwischen Halmstad und Falkenberg (Karte), entwickelte sich ab dem Ende des 19. Jahrhunderts eine steinverarbeitende Industrie. Zahlreiche Steinbrüche zeugen vom regen Abbau der migmatitischen Gneise, die unter Handelsbezeichnungen wie „Halmstad“ oder „Hallandia“ überregionale Bekanntheit erlangten und auch heute noch ein beliebter Dekorstein sind. An der Küste bei Söndrum, im Ortsteil Stenhuggeriet bieten mehrere aufgelassene Steinbrüche einen Einblick in das Grundgebirge mit Gesteinen der Südwestschwedischen Granulitregion (Lok. 3.1 auf der Karte).
Abb. 1: Küstennah angelegte Steinbrüche erleichterten den Abtransport der Werksteine. Grötvik stenbrott, Aussichtsplattform Spritkullen, südlich von Söndrum.Abb. 2: Rotgrauer und magnetitführender migmatitischer Granulitgneis („Järngneis“). Bildbreite 30 cm.Abb. 3: Rot- bis orangegraue migmatische Gneise; Haldenmaterial der Steinbrüche als Brandungsgeröll. Bildbreite ca. 35 cm.Abb. 4: Brandungsgerölle; migmatitische Adergneise sowie orangerote und pegmatitähnliche Quarz-Feldspat-Gesteine (teilweise wohl Leukosome aus der Aufschmelzung der Adergneise).Abb. 5: Blick in den stillgelegten Steinbruch „Bolagsbrottet“.Abb. 6: Migmatitischer Gneis mit grobkörnigen Partien aus rotem Alkalifeldspat und blassgelbem Plagioklas sowie Ansammlungen von dunklen Mineralen (Biotit); Steinbruch Bolagsbrottet.Abb. 7: Deformierter bunter Pegmatit („Flammenpegmatit“) aus rotem Alkalifeldspat, grauem Quarz und grünlichem Plagioklas. Steinbruch Bolagsbrottet, Aufnahme unter Wasser.Abb. 8: Orangeroter Flammenpegmatit, Steinbruch Bolagsbrottet.Abb. 9: Fast vollständig aus dunklen Glimmermineralen bestehendes Gestein („Biotitit“), wahrscheinlich ein nicht aufgeschmolzenes Relikt (sog. Restit) migmatitischer Gneise.
Eine Besonderheit im Steinbruch Bolagsbrottet sind grüne und „charnockitisierte“ Partien innerhalb der rötlichen Grundgebirgsgneise. Die lokale Umwandlung der Gneise in Charnockite vollzog sich unter granulitfaziellen Bedingungen und dem Einfluss CO2-reicher, aber wasserarmer Fluide. Dabei kam es zur Bildung von Ortho- und Klinopyroxen, dem kennzeichnenden Mineralbestand von Charnockiten. Ansonsten bestehen die charnockitisierten Partien wie die benachbarten Gneise im Wesentlichen aus Quarz und Feldspat.
Abb. 10: Etwa 5 m breite grüne und charnockitisierte Partie, durchzogen von einem roten Pegmatit („Flammenpegmatit“).
Der charnockitisierte Bereich geht ohne klare Begrenzung in die roten Gneise über und wird von einem 1 m mächtigen roten Pegmatitgang durchzogen („Flammenpegmatit“). Klinopyroxen und Orthopyroxen treten, neben retrograd gebildetem Amphibol, ausschließlich innerhalb der grünen Partien sowie im Pegmatit auf. Der Pegmatit dürfte durch Aufschmelzung unter granulitfaziellen Bedingungen entstanden sein. Die Charnockitisierung wurde auf 1397 +/- 4 Ma datiert (HARLOV et al 2006; ANDERSSON et al 2008: 38-41).
Solche durch hochgradige Metamorphose charnockitisierte Gneise finden sich an mehreren Lokalitäten in SW-Schweden. Daneben gibt es auch Charnockit-Massive, die eindeutig magmatischen Ursprungs sind (s. Varberg-Charnockit). Der Gesteinstyp kann also auf verschiedene Weise entstehen. Kennzeichnend und für die Bestimmung dieser Quarz-Feldspat-Gesteine maßgeblich ist enthaltener Orthopyroxen, der jedoch, wie die anderen dunklen Minerale, meist feinkörnig ausgebildet und mit einfachen Mitteln nicht erkennbar ist. Im Gelände können jedoch eine Grünfärbung der Gesteine, das Vorhandensein von Granat und gegebenenfalls die Vergesellschaftung mit granulitfaziellen Pegmatiten („Flammenpegmatit“) als deutliche Indizien für charnockitisierte Partien angesehen werden.
Abb. 11: Deformierter bunter Pegmatit („Flammenpegmatit“) im Zentrum der charnockitisierten Gneispartie. Die plattig ausgebildeten Quarze verweisen auf granulitfazielle Bildungsbedingungen. Bildbreite etwa 35 cm.Abb. 12: Charnockitprobe aus dem Steinbruch Bolagsbrottet, Aufnahme unter Wasser.
Das Gestein besteht aus xenomorphen Körnern von grünem Feldspat und transparentem Quarz. Dunkle Minerale sind von Hand nicht bestimmbar und bilden unregelmäßige Ansammlungen und Schlieren ohne vorherrschende Foliationsrichtung.
Abb. 13: Nahaufnahme. Innerhalb der dunklen Minerale findet sich reichlich roter Granat.
Ein weiterer Aufschluss im Steinbruch Bolagsbrottet zeigt ein blassgrünes und rotes, teilweise pegmatitartiges Quarz-Feldspat-Gestein mit Megakristallen von Orthopyroxen als faziestypisches Mineral der Granulitfazies (MÖLLER et al 1996: 20). Orthopyroxen-Megakristalle treten auch an anderen Lokalitäten in SW-Schweden auf (s. Abschnitt Stensjöstrand).
Abb. 14: Pegmatit mit Orthopyroxen-Megakristallen. Bildbreite etwa 90 cm.Abb. 15: Nahaufnahme; schwarze Orthopyroxene bis 4 cm Länge.Abb. 16: Bruchfläche einer Probe aus dem gleichen Aufschluss.
Auch hier erweist sich die makroskopische Bestimmung von Orthopyroxen als problematisch. Ein lebhafter Glasglanz deutet eher auf Amphibol, während die eher schlechte Spaltbarkeit sowie rechtwinklige Spaltwinkel auf Pyroxen hinweisen. Möglicherweise liegt hier auch eine partielle retrograde Umwandlung von Orthopyroxen in Amphibol vor.
Abb. 17: Der Gesteinstyp findet sich wenige Meter entfernt am Geröllstrand wieder.Abb. 18: Nahaufnahme der trockenen Oberfläche mit länglichen Anschnitten der schwarzen Kristalle.
Literatur
ANDERSSON J, BINGEN B, CORNELL D, JOHANSSON L, SÖDERLUND U & MÖLLER C 2008 The Sveconorwegian orogen of southern Scandinavia: setting, petrology and geochronology of polymetamorphic high-grade terranes – 33 IGC excursion No 51, August 2 – 5, 2008.
HARLOV D E, JOHANSSON L, VAN DEN KERKHOF A & FÖRSTER H-J 2006 The role of advective fluid flow and diffusion during localized, solidstate dehydration: Söndrum Stenhuggeriet, Halmstad, SW Sweden – Journal of Petrology 47, 3–33.
MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Exkursionsführer in: Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2, S.1-42.
Das proterozoische Grundgebirge der SGR wird von einem jüngeren Gangschwarm aus basischen Gesteinen durchzogen. Hauptsächlich handelt es sich dabei um Dolerite (sog. Nordwest-Dolerite), vereinzelt treten auch exotische Ganggesteine auf, die Kullaite. Diese besitzen eine trachytische Zusammensetzung und entstehen in tieferen Krustenbereichen durch Magmenvermischung von basischen und sauren Schmelzen. Beim Aufstieg der Kullaitschmelze kann zusätzlich Nebengestein aufgenommen und assimiliert worden sein. Am Kullaberg, dem locus typicus, streichen mehrere Kullaitgänge aus, u. a. ein roter Kullait an der Lokalität Lahibiagrottan und eine braune Variante am Strand von Josephinelust (Lok. 2 auf der Karte).
Kullait von Lahibiagrottan
Etwa 200 m südlich vom Leuchtturm Kullens Fyr führt ein steiler Abstieg zur Lahibiagrottan. Diese Grotte entstand einst durch Brandung und Frosteinwirkung und liegt heute aufgrund der seit dem Ende der letzten Vereisung anhaltenden Landhebung mehrere Meter über dem Meeresspiegel. In der Nähe steht ein Kullait-Gang an.
Abb. 1: Lahibiagrottan. Anstehende Gesteine sind rotgraue Gneise (rechts) mit Einschaltungen eines roten Pegmatits (links).Abb. 2: Grobkörniger und undeformierter Pegmatit aus weißem Quarz und rotem Alkalifeldspat. Bildbreite an der Basis etwa 1 m.Abb. 3: Ein etwa 2 m breiter Kullait-Gang (rot) durchschlägt einen migmatitischen („plagioklasschlierigen“) Granatamphibolit. Der Altersunterschied beider Gesteine beträgt etwa 650 Millionen Jahre: der Granatamphibolit entstand während der svekonorwegischen Gebirgsbildung vor etwa 1 Ga, der Kullait besitzt ein Alter von rund 350 Millionen Jahren.Abb. 4: Eine schlierige, etwa 20 cm breite Übergangszone belegt eine Interaktion von aufsteigender heißer Kullaitschmelze mit dem Amphibolit.Abb. 5: Der Kullaitgang setzt sich weiter hinten in der Felswand fort, dazwischen wurde er durch Erosion ausgeräumt. In der Umgebung finden sich zahlreiche Kullaite als Brandungsgeröll.Abb. 6 Kullaitgeröll vom Anstehenden, trocken fotografiert.Abb. 7: Nahaufnahme der angefeuchteten Oberfläche.
Das Gestein ist feinkörnig und auf den ersten Blick recht unscheinbar. Es besitzt ein doleritähnliches Gefüge aus roten, miteinander verfilzten Feldspat-Leisten in regelloser Anordnung (Andesin, ein Na-Ca-Feldspat der Plagioklas-Gruppe, OBST 1999, 2001, vgl. a. TRÖGER 1935). Dunkle Minerale sind weitgehend chloritisiert und füllen die Zwischenräume, vereinzelt sind auch größere schwarze Körner erkennbar. Die Rotfärbung des Gesteins ist auf fein verteilten Hämatitstaub zurückzuführen. Einige größere und etwas hellere Feldspat-Einsprenglinge weisen an den Rändern Spuren von Resorption (magmatische Korrosion) auf.
Abb. 8: Ein weiteres Kullait-Geröll von Lahibiagrottan, Aufnahme unter Wasser.
Neben einem migmatitischen („plagioklasschlierigen“) Granatamphibolit als Wirtgestein für den roten Kullait (Abb. 3), steht am östlichen Abstieg zur Lokalität Lahibiagrottan ein weiterer Granatamphibolit an.
Abb. 9: Grobkörniger Granatamphibolit, Bildbreite etwa 80 cm.Abb. 10: Loser Stein vom Anstehenden. Das Gestein enthält viel Granat; einige der runden Granat-Porphyroblasten besitzen einen hellen Saum aus retrograd gebildetem Plagioklas.Abb. 11: Migmatischer Granatamphibolit, Strandgeröll von Lahibiagrottan.Abb. 12: Granatamphibolit mit großen Granat-Porphyroblasten ohne Plagioklas-Säume. Loser Stein an der Lokalität Lahibiagrottan. Bildbreite etwa 20 cm.
Kullait von Josefinelust
Abb. 13: Die Lokalität Josefinelust liegt etwa 2 km östlich von Kullens Fyr. Ein steiler Abstieg führt zum Strand.Abb. 14: Dort steht ein etwa 80 cm breiter Kullait-Gang an, scharf begrenzt von rotgrauen Gneisen des Grundgebirges.Abb. 15: Der Kullait-Gang verläuft parallel zur Küste, weist eine nordwestliche Streichrichtung auf und lässt sich auf einer Länge von etwa 300 m im Gelände verfolgen.Abb. 16: Bräunlichroter Kullait von Josefinelust, Anstehendprobe mit polierter Schnittfläche.Abb. 17: Gleicher Stein, Nahaufnahme.
Das feinkörnige Gestein besitzt ein doleritähnliches Gefüge aus leistenförmigem Feldspat und dunklen Mineralen. Wenige größere Feldspat-Einsprenglinge sind heller gefärbt als die Grundmasse und weisen Spuren magmatischer Korrosion auf.
Abb. 18: Kullait von Josefinelust als Strandgeröll, Aufnahme unter Wasser.Abb. 19: Nahaufnahme; am linken Bildrand ein mit weißem Calcit gefüllter Hohlraum innerhalb eines länglichen roten Xenoliths.
Mit Calcit gefüllte Hohlräume sind an rote und tropfenförmige Xenolithe gebunden, die einen ähnlichen Mineralbestand wie die Grundmasse aufweisen, aber gröber kristallisiert sind. Xenolithe und Calcit treten gelegentlich auch im roten Kullait von Lahibiagrottan auf.
Ebenfalls von Josefinelust stammt ein grünlich-brauner Kullait mit hellen Feldspat-Einsprenglingen. Es handelt sich um einen einzelnen Fund als Strandgeröll, anstehend konnte das Gestein nicht beobachtet werden.
Abb. 20: Grünlich-brauner Kullait, Strandgeröll von Josefinelust.Abb. 21: Die Gesteine am Geröllstrand von Josefinelust stammen ganz überwiegend aus der unmittelbaren Umgebung: rotgraue und magnetische Gneise (Järngneise), mafische Granulite und Amphibolite.
2.2. Kullaite als Geschiebe
Abb. 22: Drei Kullait-Varianten vom Kullaberg im Vergleich, Aufnahme unter Wasser.
Die Motivation, einen Kullait in Norddeutschland als Geschiebe zu finden, lässt sich wohl mit der Seltenheit und dem exotischen Charakter des Gesteinstyps erklären. Dabei ist zu berücksichtigen, dass es sich um feinkörnige und auf den ersten Blick eher unauffällige Gesteine handelt, die aufgrund der geringen Ausdehnung der Vorkommen nur sehr selten in Erscheinung treten. Allgemeine Kennzeichen sind das doleritähnliche (ophitische) Gefüge aus verfilzten Feldspat-Leisten und dunklen, meist stark alterierten Mineralen. Die Gesteine können rot, rotbraun bis braun, grau oder grünlichbraun gefärbt sein. Zusätzlich können wenige korrodierte Feldspat-Einsprenglinge, Enklaven mit Fremdgestein, helle runde oder tropfenförmige Bereiche mit etwas gröber kristallisierten Feldspat-Leisten sowie mit Calcit gefüllte Blasenhohlräume auftreten.
Die Analyse eines Kullaits von Kullagarden (Tröger 1935: Nr. 288) ergab folgende Zusammensetzung (Gew.%): 55 Plagioklas, 18 Chlorit +/- Epidot, 13 Orthoklas („Einsprenglinge“), 10 Erz, 4 Quarz, Apatit und Calcit.
Neben den Kullaiten vom Kullaberg (weitere Abbildungen auf skan-kristallin.de) und anderen Lokalitäten in SW-Schweden (Dalby, Torpa Klint) sind Kullait-Vorkommen auch aus der Fortsetzung des NE-streichenden Gangschwarms von Bornholm (Bjergebakke) sowie aus dem Oslograben (Grefenskollen) bekannt. Die Gesteine besitzen also eine weite Verbreitung und sind weder als Leitgeschiebe geeignet, noch lassen sich Kullait-Gerölle allein anhand äußerlicher Merkmale auf eine bestimmte Lokalität zurückführen (OBST 2001, Abbildungen auch auf kristallin.de).
2.3. Kullaberg: Ransvik
Am Strand von Ransvik (Lok. 2 auf der Karte) bildet ein ausgesprochen grobkörniger Granatamphibolit eine gangförmige Einschaltung in grauen migmatitischen Gneisen. Der Name der Lokalität („Diamantklipporna“) ist auf die Kristallflächen der Amphibole zurückzuführen, die bei Sonnenschein „wie Diamanten“ schillern (Naturschutzgebiet, kein Hammer!).
Abb. 23: Granatamphibolit am Strand von Ransvik.Abb. 24: Nahaufnahme des grobkörnigen Amphibolits.Abb. 25: Granatreiche Partie mit großen Granat-Porphyroblasten, teilweise umgeben von einem hellen Plagioklas-Saum. Bildbreite 26 cm.Abb. 26: Die intensive Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone zeigt sich an den Gneisen von Ransvik als rhombisches Kluftmuster.Abb. 27: Tektonische Brekzie, Strandgeröll von Ransvik. Das aplitähnliche Gestein wird von Rissen durchzogen, die mit einer Masse aus Feldspat, Quarz und grünen Mineralen (Chlorit o. ä.) verfüllt sind.
Literatur
MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2.
OBST K 1999 Die permosilesischen Eruptivgänge innerhalb der Fennoskandischen Randzone (Schonen und Bornholm) – Untersuchungen zum Stoffbestand, zur Struktur und zur Genese. Greifswalder Geowissenschaftliche Beiträge 7/1999 S. 1-121
OBST K 2001 Kullaite und ihre Bedeutung als Leitgeschiebe – Geschiebekunde aktuell, Nr. 17, 75-84, Hamburg, Juli 2001.
TRÖGER WE 1935 Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine – Ein Nomenklatur-Kompendium mit 1. Nachtrag Eruptivgesteinsnamen – Verlag der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, unveränderter Nachdruck 1969.
Dieser mehrteilige Exkursionsbericht führt an ausgewählte Lokalitäten in Südwest-Schweden. Zahlreiche Küstenaufschlüsse und aufgelassene Steinbrüche zwischen Kullaberg-Halbinsel und Varberg bieten hervorragende Einblicke in die Geologie eines metamorphen Grundgebirges, das vor rund 1 Milliarde Jahren im Zuge der Svekonorwegischen Gebirgsbildung entstand. Hier treten großflächig Gesteine zutage, die in keiner anderen Region des nordischen Grundgebirges vorkommen, z. B. saure und mafische Granulite. Auf mehreren Reisen konnte eine Reihe von typisch SW-schwedischen Gesteinstypen, darunter auch kristalline Leitgeschiebe, beprobt und in ihrem geologischen Kontextes studiert werden. Als Grundlage für die Planung diente der Exkursionsführer von MÖLLER et al 1996.
Abb. 1: Felsküste im äußersten Nordwesten der Kullaberg-Halbinsel. Das Grundgebirge besteht hier aus migmatitischen Gneisen mit eingeschalteten Amphibolit-Körpern und besitzt ein Alter von rund 1 Milliarde Jahren.Abb. 2: Karte der vorgestellten Lokalitäten.
Die Zahlen verweisen auf die entsprechenden Abschnitte des Exkursionsberichts. Die meisten Lokalitäten liegen an der Küste, weil dort die Gesteine besonders gut aufgeschlossen sind.
Abb. 3: Übersichtskarte der geologischen Gebietseinheiten in Norwegen, Schweden und Finnland (Grafik aus kristallin.de). Die Svekonorwegischen Gesteine sind durch eine rosa Signatur gekennzeichnet.
Die svekonorwegische Gesteinsprovinz entstand vor 1,14 – 0,9 Ga und nimmt ausgedehnte Gebiete in Norwegen und in West- und Südwest-Schweden ein (rosa Signatur in Abb. 3). Sie wird in fünf lithotektonische Einheiten unterteilt, die durch fortgesetzte Akkretionsprozesse entstanden und jeweils eine eigene geologische Geschichte besitzen. In Schweden unterscheidet man ein westliches Segment (wT) mit niedriger metamorphen Gesteinen von einem östlichen Segment (öT). Beide Einheiten sind durch eine breite Mylonitzone voneinander getrennt und erstrecken sich nach Osten bis an die Protoginzone. Diese lang gestreckte Störungszone bildet die Grenze zu den weniger deformierten Gesteinen des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB).
Das Exkursionsgebiet beschränkt sich auf den südwestlichen Teil des östlichen Segment der Svekonorwegiden, einem Gebiet, das als Südwestschwedisches Granulitgebiet (SGR southwest-swedish granulite region) bezeichnet wird (Abb. 4). Innerhalb der SGR finden sich vorwiegend die hochmetamorphen, während der svekonorwegischen Orogenese unter Bedingungen der höheren Amphibolit- bis Granulitfazies gebildeten Gesteine.
Abb. 4: Geologische Übersichtskarte des Südwestschwedischen Granulitgebiets (SGR). Grafik aus kristallin.de.
Die geologische Geschichte der SGR beginnt weit vor der svekonorwegischen Orogenese. Ein Grundgebirge aus Granitoiden und mafischen Intrusionen, das mit 1.730-1.660 Ma ein ähnliches Alter besitzt wie der Transskandinavische Magmatitgürtel, wurde durch eine ältere, als „Halland-Event“ oder „Halland-Orogenese“ bezeichnete Phase der Gebirgsbildung vor 1.460 und 1.420 Ma einer ersten Migmatisierung unterworfen (SÖDERLUND et al 2008; MÖLLER et al 2007). Mit dieser Orogenese verbunden sind der lokale Aufstieg postorogener Granite (Torpa-/Tjärnesjö-Granit, 1.400-1.380 Ma) und die Bildung von Charnockiten (s. Varberg-Charnockit). Diese Gesteine wurden während der svekonorwegischen Orogenese teilweise deformiert.
Die Gesteine der SGR entstanden vor 1.035 Ma bis 930 Ma während (mindestens) einer Kontinent-Kontinent-Kollision, vermutlich der Vereinigung von Amazonia und Baltica im Zuge der Grenville-Orogenese und der Bildung des Großkontinents Columbia. Heute treten jene Krustenteile des Gebirges zu Tage, die im Falle der granulitfaziellen Gesteine in etwa 35 km, im Extremfall des Eklogits in bis zu 50 km Tiefe gebildet wurden. In ihre gegenwärtige Position gelangten sie durch gravitationalen Kollaps des Orogens und isostatischen Ausgleich der verdickten kontinentalen Kruste nach dem Ende der Gebirgsbildung sowie der Abtragung im Laufe von Jahrmillionen (BINGEN et al 2008).
Das Grundgebirge der SGR besteht überwiegend aus rötlichen und grauen Adergneisen bzw. Migmatiten von granitischer bis intermediärer Zusammensetzung. Teilweise enthalten diese Gesteine als granulitfazielle Neubildung Magnetit in bedeutender Menge und werden dann als „Järngneis“ (Eisengneis) bezeichnet. Eingeschaltete Gänge, Lagen und Linsen von Granatamphiboliten und mafischen Granuliten innerhalb der Gneise entstanden durch Metamorphose (wahrscheinlich mehrerer Generationen) von Intrusionen (und Extrusionen?) basischer Gesteine. Die Vorkommen mafischer Gesteine erreichen eine Ausdehnung von einigen km Länge und maximal 1 km Breite. Die Gesteine mit den höchsten Metamorphosegraden innerhalb der SGR sind kleine Vorkommen von Retro-Eklogiten im Gebiet von Ullared.
Das svekofennische Gebirge war bereits zu Beginn des Paläozoikums vollkommen eingeebnet. Durch einen weltweiten Anstieg des Meeresspiegels (Transgression) kam es auf diesem als Peneplain bezeichneten Gebirgsrumpf im Zeitraum zwischen Kambrium und Silur zur Ablagerung von Sedimenten. Durch Kollision von Baltica und Nordamerika entstand im späten Silur das Kaledonische Gebirge. Kaledonische Gesteine bedecken heute vor allem in Norwegen Teile des älteren Grundgebirges.
Im Permokarbon (vor etwa 300 Millionen Jahren) bildete sich an der Nahtstelle (Sutur) zwischen Baltischem Schild und Mitteleuropa eine etwa 100 km breite Deformationszone bzw. Schwächezone. Der SW-schwedische Teil ist die NW-SE verlaufende Sorgenfrei-Tornquist-Zone. Zur Zeit ihrer Hauptaktivität wurde das proterozoische Grundgebirge von tief reichenden Rissen und Klüften durchzogen. In der Folge stiegen Magmen auf. Ein Gangschwarm aus Tausenden NW-streichender Gänge (NW-Dolerite, untergeordnet auch Kullaite und Lamprophyre) durchschlägt teilweise auch jüngere Sedimentgesteine, die seit dem Unterkambrium auf dem Baltischen Schild abgelagert wurden.
Zusammenfassung der wichtigsten Daten zur geologischen Geschichte der SGR:
1,73-1,66 Ga: Entstehung der Ausgangsgesteine der SGR; ähnliches Gesteinsalter wie TIB.
1,46-1,42 Ga: „Halland-Event“, Gebirgsbildung und erste metamorphe Phase;
Ablagerung von Sedimentgesteinen auf dem Grundgebirgsrumpf seit dem Unterkambrium.
Permokarbon: Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone; Aufstieg der NW-Dolerite (Kullaite, Lamprophyre).
1.1. SW-schwedische Leitgeschiebe
Einige Gesteinstypen der SGR eignen sich als Leitgeschiebe. Zu den häufigeren Geschieben gehören die granulitfaziellen Gesteine. Aus sauren Edukten gingen Schonen-Granulit („Granulitgneis von Schonen“ in SMED & EHLERS 2002) und „Flammenpegmatit“ (deformierter bunter Pegmatit in VINX 1998) hervor. Ihre Vorkommen beschränken sich auf Westschonen und Halland. Im gleichen Gebiet und einzelnen Arealen weiter östlich, in Richtung der Protoginzone, kommen auch die Granulite aus basischen Edukten vor: granoblastischer mafischer Granulit und Granatcoronit.
Mit Einschränkung sind migmatitische Granatamphibolite („plagioklasschlieriger Granatamphibolit“, VINX 1996, 1998, 2016) als SW-schwedisches Leitgeschiebe geeignet. Als mögliches Leitgeschiebe werden hier erstmalig Gesteine vorgestellt, die große Orthopyroxen-Kristalle (oder Relikte davon) führen und ebenfalls typische Gesteine der SGR sein dürften, weil die Bildung von Orthopyroxen an granulitfazielle Metamorphosebedingungen geknüpft ist (Granatamphibolite mit Orthopyroxen-Megakristallen sowie charnockitisierte Pegmatite mit Opx-Megakristallen).
Weniger häufig sind Varberg-Charnockit (Varberg-Granit in ZANDSTRA 1999 und HESEMANN 1975) und grobporphyrische Varianten des Torpa-Granits, ein rarer Fund ist der Halland-Retro-Eklogit. Eine grobkörnige und porphyrische Variante des NW-Dolerits eignet sich nach bisherigem Kenntnisstand als Leitgeschiebe und ist nur in NW-Schonen beheimatet.
Neben Gesteinstypen mit eng begrenztem Herkunftsgebiet lassen sich weitere Gesteine mit einiger Wahrscheinlichkeit einer SW-schwedischen Herkunft zuordnen. Aufgrund ihrer weiten Verbreitung sind sie nicht als Leitgeschiebe geeignet. In SW-schwedischen Geschiebegemeinschaften finden sich häufig magnetitführende Järngneise sowie Granatamphibolite (mit Plagioklassäumen um die Granate). Mit einem hohen Anteil an SW-schwedischen Gesteinen ist insbesondere westlich und nördlich der Lübecker Bucht zu rechnen.
Die seltenen und exotischen Kullaite bilden mehrere kleine, aber weit gestreute Vorkommen, nicht nur in SW-Schweden. In SW-schwedischen Geschiebegemeinschaften dürfte eine höhere Wahrscheinlichkeit für Funde bestehen, aufgrund der vergleichsweise großen Anzahl SW-schwedischer Kullait-Gänge.
Darüber hinaus existiert eine Reihe von lokalen, teilweise auch synonymen Bezeichnungen für SW-schwedische Gneise, die geschiebekundlich nur wenig aussagekräftig sind, z. B. Halland-Gneis, Halmstadgneis oder Halmstad-Migmatit. Es handelt sich um rötliche, teils migmatitische Adergneise, wie sie an der Küste von Halland seit langer Zeit als Werkstein gewonnen werden. Granulitgneis ist eine allgemeine Bezeichnung für Gneise, die einer granulitfaziellen Metamorphose unterlagen. Bei einem Teil von ihnen handelt es sich um Schonengranulit. Für gewöhnlich sieht man einem Gneis-Geschiebe die metamorphe Fazies nicht an. Stark magnetithaltige Gneise sind ein Hinweis auf eine SW-schwedische Herkunft und werden als Järngneis bezeichnet.
Innerhalb der Südwestschwedischen Granulitregion (SGR) sind mehrere Vorkommen von Charnockitgneisen bekannt. Diese grünen Gesteine bilden Einschaltungen innerhalb der Grundgebirgsgneise und sind metamorph entstanden, im Unterschied zum Varberg-Charnockit (magmatischer Ursprung).
Abb. 5: Vereinfachte Übersichtskarte der SW-schwedischen Leitgeschiebe.
Das schwarz schraffierte Gebiet in Abb. 5 markiert einen kleinen Teil der svekonorwegischen Gesteine in SW-Schweden, das Südwestschwedische Granulitgebiet (SGR, southwest-swedish granulite region). Es wird von großen Störungszonen begrenzt, im Norden von der Mylonitzone (gelb), im Osten von der Protoginzone (rot).
Auf das gesamte Gebiet der SGR verteilt finden sich Vorkommen von Järngneisen. Die Gesteine mit den höchsten Metamorphosegraden (Granulite) beschränken sich auf den westlichen Teil der SGR, einem Gebiet nördlich von Helsingborg bis Varberg. Von hier stammen die sauren und basischen Granulite: Schonengranulit, Flammenpegmatit, mafischer Granulit. Gebiete mit den schwarzen Punkten kennzeichnen die Gebiete, in denen Granatcoronite verbreitet sind.
Hervorgehoben sind die Städte Varberg (Massiv des Varberg-Charnockits mit Torpa-Granit) und Ullared (Vorkommen des Halland-Retroeklogits). Blau markiert ist jener Teil des permosilesischen Gangschwarms, in denen NW-Dolerite mit grobkörniger Grundmasse auftreten. Innerhalb dieses bis Ost-Schonen reichenden Gangschwarms liegen auch mehrere Vorkommen von Kullaiten.
2. Kullaberg-Halbinsel
Der geologische Streifzug durch die SGR beginnt auf der Kullaberg-Halbinsel, etwa 35 km NW von Helsingborg. Im südwestlichen Schweden kam es im späten Silur durch Dehnungstektonik zur Bildung sog. Horste und Gräben. Dabei wurden Teile des Grundgebirges als Horste herausgehoben und Gräben mit jüngeren Sedimenten verfüllt. Der Kullaberg als südwestlichste Einheit einer Reihe von Grundgebirgshorsten, zu denen auch der Hallandsåsen und Söderåsen gehören, besitzt ein mittelgebirgsartiges Relief, seine Höhenlagen erheben sich rund 100 m über den Meeresspiegel. An zahlreichen küstennahen Aufschlüssen lassen sich die Gesteine der SGR und ihre Kontaktbeziehungen studieren.
Abb. 6: Luftbild der Kullaberg-Halbinsel (Foto: Bertil Hagberg, fotografiert am naturum Kullaberg).Abb. 7: Geologisches Schema der Kullaberg-Halbinsel aus SÖDERLUND et al 2008.
Das Grundgebirge der Kullaberg-Halbinsel besteht im Wesentlichen aus grauen bis rötlichgrauen und meist migmatitisierten Orthogneisen. Gänge und Körper (grün) von Metabasiten (Amphibolite, Granat-Amphibolite und mafische Granulite) durchziehen die Gneise annähernd in N-S-Richtung. Die jüngeren NW-Dolerite (violett; diabase) weisen eine nordwestliche Streichrichtung auf.
Abb. 8: Rotgraue Gneise der SGR am Leuchtturm Kullens Fyr. Die Klüftung folgt der nordwestlich streichenden Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone, die Foliation und migmatitische Bänderung verläuft in nordsüdlicher Richtung.Abb. 9: Gesteinsschutt aus grauen bis rotgrauen migmatitischen Adergneisen sowie roten Pegmatiten. Bildbreite ca. 60 cm.Abb. 10: Strandgeröll eines migmatitischen Gneises (Breite 12 cm).
Das Gestein ist magnetisch und ein sog. „Järngneis“ (Eisengneis). Järngneise sind in SW-Schweden weit verbreitet und können Magnetit in bedeutender Menge (1-3%) enthalten. Magnetit entsteht als Neubildung unter granulitfaziellen Metamorphosebedingungen.
Abb. 11: Rotgrauer Järngneis mit anhaftendem Handmagneten. Strandgeröll vom Kullaberg.Abb. 12: Ein etwa 1 m breiter Amphibolitgang, diskordant von einem jüngeren roten Pegmatit durchschlagen.
In die Gneise vom Kullaberg sind stellenweise Gänge und Körper von aplitischen Gesteinen und grobkörnigen Pegmatiten eingeschaltet. Sie dürften postkinematisch, also nach der (svekofennischen) Gebirgsbildung entstanden sein, weil sie ein richtungslos-körniges Mineralgefüge und keine Anzeichen einer tektonischen Deformation aufweisen. Die Gesteine ähneln manchmal dem Schonengranulit oder „Flammenpegmatit“ (Abb. 14). Letztere entstanden jedoch unter granulitfaziellen Bedingungen und weisen eine deutliche Foliation auf. Ihr Hauptverbreitungsgebiet liegt etwas weiter nördlich im Gebiet zwischen Halmstad und Falkenberg.
Abb. 13: Verfalteter Gang eines aplitähnlichen Gesteins aus Quarz und rotem Alkalifeldspat in einem grauen Gneis. Höhe des Gangs etwa 20 cm.Abb. 14: Mäßig deformiertes und pegmatitähnliches Gestein mit hellen Quarzen; ähnlich dem Flammenpegmatit, aber ohne plattig ausgewaltzem Quarz.Abb. 15: Pegmatitgang an der Lokalität Silvergrottan. Der etwa 60 cm breite Gang ist auf eine Länge von 15 m begehbar und wurde im Jahre 1561 von dänischen Bergleuten auf der (vergeblichen) nach Silber ausgeräumt.
An der Westspitze der Kullaberg-Halbinsel finden sich innerhalb der rotgrauen Gneise mehrere große Gesteinskörper mit Metabasiten, von fein-, mittel- bis grobkörnigen und meist granatführenden Amphiboliten (<5% Granat) über Granatamphiboliten (>5% Granat) bis mafischen Granuliten. Die Gesteine können weitgehend undeformiert, gneisig, verfaltet oder migmatisiert sein. Abb. 16 zeigt eine größere Intrusion mit einem zentralen Teil aus mafischem Granulit, der zum Rand in einen Amphibolit übergeht.
Abb. 16: Mafischer Gesteinskörper in der Nähe vom Leuchtturm Kullens Fyr.Abb. 17: Übergang eines mafischen Granulits (oben, Gangmitte, braun) in einen schwarzen Amphibolit am Rand der Intrusion; Grenze zu einem rotgrauen Gneis.Abb. 18: Granatführender Amphibolit, Strandgeröll vom Anstehenden. Hauptbestandteile des Gesteins sind Amphibol (schwarz), Plagioklas (weiß) und etwas Granat (rot).Abb. 19: Der Amphibolit (grau) ist im Kontaktbereich zu einem migmatitischem Gneis/Pegmatit (rot) von weißen Schlieren durchsetzt. Bildbreite etwa 3,50 m.Abb. 20: Gleicher Aufschluss; große schwarze Glimmer-Blättchen an der Grenze von Pegmatit und Amphibolit. Bildbreite etwa 40 cm.Abb. 21: Mafischer Granulit in der Mitte des Ganges (s. Abb. 20), Bildbreite etwa 25 cm.Abb. 22: Gleiches Gestein, bei Sonnenschein fotografiert.Abb. 23: Leicht foliierter mafischer Granulit, Strandgeröll vom Anstehenden.Abb. 24: Nahaufnahme der angefeuchteten Oberfläche. Das Gestein besteht aus Granat (rot), Pyroxen (grünlichschwarz), Amphibol (schwarz) und Plagioklas (weiß).
Mafische Granulite sind typische Gesteine der SGR und durch trockene Hochdruck-Metamorphose aus basischen Ausgangsgesteinen hervorgegangen (Basalte oder Gabbros). Plagioklas wird unter granulitfaziellen Bedingungen instabil und wandelt sich an den Korngrenzen zum Pyroxen in Granat um. Dieser bildet Granoblasten in Gestalt kleiner Körner, ebenso wie Klino- und Orthopyroxen, die durch komplexe Mineralreaktionen aus dunklen Mineralen wie Biotit und Amphibol gebildet werden. Mafische Granulite weisen im kleinen Maßstab also ein weitgehend gleichkörniges und richtungsloses Mineralgefüge auf und sind als Granofelse anzusehen, können auf den ersten Blick aber eine gneisartige Textur besitzen, möglicherweise ein Reliktgefüge der Ausgangsgesteine. Wesentlicher Mineralbestand sind Klinopyroxen (grünlich-schwarz), granoblastischer Granat (rot) in winzigen Körnern, Plagioklas (weiß) sowie schwankende Mengen an schwarzem und glänzenden Amphibol, der durch retrograde Metamorphose entstand.
Mafische Granulite entstehen bei 700-800°C und einem Druck von 8-12 Kbar, was einer krustalen Tiefe von 30-45 km entspricht. Die Kruste muss also zum Zeitpunkt der Metamorphose sehr dick und die Ausgangsgesteine entsprechend tief versenkt gewesen sein. Die Exhumierung bzw. der Aufstieg der mafischen Granulite erfolgte offenbar recht schnell, da sie im Allgemeinen nur in geringem Maße retrograd überprägt wurden (Bildung von Amphibol; MÖLLER et al 1996).
Abb. 25: Mafischer Granulit mit weitgehend regellos-körnigem Gefüge; Strandgeröll vom Anstehenden.Abb. 26: Mafischer Granulit, durchschlagen von einem 10 cm breiten Pegmatitgang.
Neben den NS-streichenden Metabasiten, die während der Svekonorwegischen Gebirgsbildung teilweise in mafische Granulite umgewandelt wurden, sind am Kullaberg auch Gänge von jüngeren (permokarbonischen), gänzlich undeformierten und gemäß ihrer vorherrschenden nordwestlichen Streichrichtung als NW-Dolerit bezeichneten Gesteinen aufgeschlossen (s. a. Nordwest-Dolerit von Arild).
Abb. 27: Der Pfeil markiert den Beginn eines NW-streichenden Doleritgangs (NW-Dolerit), der sich bis zum Standort fortsetzt.Abb. 28: Gleicher Doleritgang, von der Küste aus betrachtet; Breite etwa 15 m.Abb. 29: Der kleinkörnige NW-Dolerit vom Kullaberg ist ein recht unscheinbares Gestein. Brandungsgeröll vom Anstehenden.Abb. 30: Der NW-Dolerit wird von migmatitischen Amphiboliten der SGR flankiert.
In flachen Uferbereichen der Felsküste finden sich die anstehenden Gesteine der unmittelbaren Umgebung als Brandungsgeröll (Gneise, Pegmatite, Amphibolite und mafische Granulite).
Abb. 31: Brandungsgerölle am Kullaberg, Bildbreite etwa 90 cm.Abb. 32: Grenze einer pegmatitartigen Partie zu einem grauen Gneis. Strandgeröll, Breite 18 cm.Abb. 33: Ortsfremde Gesteine treten nur vereinzelt auf und fallen schnell ins Auge, wie dieser braune Porphyr mit bläulichen Quarzen (Småland-Vulkanit?). Breite des Steins 12 cm.
Literatur
BINGEN B, NORDGULEN O & VIOLA G 2008 A fourphase model for the Sveconorwegian orogeny, SW Scandinavia – Norwegian Journal of Geology 88, S. 43-72.
MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2.
MÖLLER C, ANDERSSON J, LUNDQVIST I & HELLSTRÖM FA 2007 Linking deformation, migmatite formation and zircon U-Pb geochronology in polymetamorphic gneisses, Sveconorwegian province, Sweden – Journal of Metamorphic Geology 25, S. 727-750.
SÖDERLUND U, HELLSTRÖM FA & KAMO SL 2008 Geochronology of high-pressure mafic granulite dykes in SW Sweden: tracking the P- T-t path of metamorphism using Hf isotopes in zircon and baddeleyite – Journal of Metamorphic Geology 26, 539-560.
SÖDERLUND U, KARLSSON C, JOHANSSON L & LARSSON K 2008 The Kullaberg peninsula – a glimpse of the Proterozoic evolution of SW Fennoscandia – GFF 130, Teil 1, S. 1-10.
VINX R 1996 Granatcoronit (mafischer Granulit): ein neues Leitgeschiebe SW-schwedischer Herkunft – Archiv für Geschiebekunde, Hamburg 1996, Band 2, S. 3-20.
VINX R 1998 Neue kristalline SW-schwedische Leitgeschiebe: Granoblastischer Mafischer Granulit, Halland-Retro-Eklogit und deformierter, bunter Pegmatit – Archiv für Geschiebekunde, Hamburg 1998, Band 2, Heft 6, S. 363-378.
VINX R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).
Abb.1: Schärenlandschaft auf Östra Skälö (Lok. 1).
Die Gegend um Västervik im nordöstlichen Småland bietet neben landschaftlichen Reizen eine interessante geologische Geschichte. Wie im gesamten kristallinen Grundgebirge Schwedens finden sich hier sehr alte, als Besonderheit aber ganz unterschiedliche Gesteine in enger Nachbarschaft. Zum einen sind dies Metamorphite, die aus der svekofennischen Gebirgsbildung vor etwa 1,9 Ga hervorgegangen sind, zum anderen Granite und Vulkanite, die zum Ende der gebirgsbildenen Vorgänge vor etwa 1,7 Ga entstanden.
Die „kleine“ Differenz zwischen den 1,9 und 1,7 Ga alten Gesteinen entspricht in etwa der Zeitspanne, die eine „normale“ Gebirgsbildung in Anspruch nimmt, von der Faltung und Metamorphose von Gesteinen, dem Aufdringen von Granitkörpern sowie der Abtragung, ggf. auch vollständigen Einebnung des Gebirges (Wilson-Zyklus, etwa 250 Millionen Jahre). Im Västervik-Gebiet lassen sich Gesteine aus den unterschiedlichen Phasen dieser Gebirgsbildung an zahlreichen Aufschlüssen studieren.
Das Västervik-Gebiet ist zugleich die Heimat einiger Gesteinstypen, die für die Geschiebekunde als Leitgeschiebe bedeutsam sind (Abb. 2). Auf mehreren Reisen konnten eine Reihe von Anstehendproben gesammelt werden. Ihre Beschreibung findet sich in ausführlichen Einzeldarstellungen an anderer Stelle:
Dieser Exkursionsbericht vermittelt einen Einblick in die komplexe Geologie des Västervik-Gebietes. Die genannten Leitgeschiebe nehmen nur einen kleinen Teil der Fläche ein. Darüber hinaus finden sich eine Reihe weiterer interessanter und auffälliger Gesteine, die zwar nicht als Leitgeschiebe in Frage kommen, aber aufzeigen, mit welcher Gesteinsvielfalt innerhalb eines einzigen kleinen Gebietes im nordischen Grundgebirge zu rechnen ist. Alle besuchten Lokalitäten sind mit Koordinaten (WGS84DD) referenziert und ermöglichen dem geologisch Interessierten eine individuelle Tourenplanung. Einige der Aufschlüsse wurden dem Exkursionsführer von PRUß 2008 und der Arbeit von GAVELIN 1984 entnommen.
Abb. 2: Leitgeschiebe aus dem Västervik-Gebiet: auf der rechten Seite zwei Fleckenquarzite mit hellen Sillimanit-Granoblasten. Links unten ein Västervik-Fleckengestein (Västervik-Fleckengranofels), links oben ein rotfleckiger Quarzit mit Blauquarz.
Die Landschaft in der Umgebung von Västervik ist weitgehend flach, das Küstengebiet stark geklüftet und in zahlreiche Inseln, Halbinseln und Schären gegliedert. Hier lassen sich gerundete, häufig auch in Richtung der Gletscherbewegung gekritzte Felsen beobachten (Abb. 3). Fossile Strandwälle (Abb. 4) und die heutige Schärenlandschaft (Abb. 1) sind das Ergebnis der Landhebung sowie eines gesunkenen Meeresspiegels seit dem Ende der letzten Vereisung vor etwa 10.000 Jahren.
Abb. 3: Gletscherschrammen an einem Migmatit am Campingplatz Blankaholm (Lok. 2). Bildbreite etwa 3 Meter.Abb. 4: Fossiler Strandwall südöstlich von Västervik (Lok. 3). Die annähernd kopfgroßen Gerölle sind überwiegend Nahgeschiebe (meist Quarzite).
2. Geologie des Västervik-Gebiets
Abb. 5: Geologische Übersichtskarte des Västervik-Gebiets. Kartenausschnitt aus BERGMAN et al 2012, Quelle: sgu.se.
Einen ersten Überblick über die verschiedenen Gesteinsformationen im Västervik-Gebiet vermittelt die Kartenskizze in Abb. 5. Im Einzelnen sind die geologischen Verhältnisse natürlich deutlich verwickelter. Eine detailierte geologische Karte (1:100.000) findet sich in GAVELIN 1984.
Die ältesten Gesteine im Västervik-Gebiet sind die Metasedimente der Västervik-Formation (hellblaue Signatur in Abb. 5). Sie entstanden während der svekofennischen Gebirgsbildung vor etwa 1,9 – 1,75 Ga und bilden die südlichsten Ausläufer einer geologischen Großprovinz, die sich vom Västervik-Gebiet aus viele hundert Kilometer bis nach Nordschweden erstreckt und große Gebiete einnimmt (sog. svekofennische Domäne).
Magmatische Gesteine, die sog. „älteren Granitoide“ (grün, rosa), grenzen im Norden und Nordosten an die Metasedimente und wurden noch während der Gebirgsbildung deformiert. Im Westen und Süden finden sich ausgedehnte Gebiete mit weitgehend undeformierten Graniten (rot) und Vulkaniten (orange), die zum Transkandinavischen Magmatitgürtel (TIB, Alter ca. 1,7 Ga) gehören und überwiegend nach Beendigung der gebirgsbildenden Vorgänge entstanden. Ein Teil der TIB-Granite sind Alkalifeldspat-Granite mit Blauquarz, wie man sie als Geschiebe aus Norddeutschland kennt („Smaland-Granite“).
Abb. 6: Gesteine des Västervik-Gebiets als Nahgeschiebe auf einem Parkplatz in Västervik (Lok. 4). Mengenmäßig überwiegen hellgraue Quarzite, neben Graniten und Metabasiten sowie einigen Fleckengesteinen. Bildbreite am unteren Bildrand etwa 2 m.
Die geologische Geschichte des Västervik-Gebietes beginnt vor etwa 1,9 Ga mit der Ablagerung von sandigen bis tonig-sandigen Sedimenten, dem Abtragungsmaterial eines oder mehrerer alter Gebirge. Der Transport erfolgte durch Flüsse aus nördlichen Richtungen in ein flaches und von Gezeiten beeinflusstes Meeresbecken oder Deltasystem.
Während der svekofennischen Orogenese wurden die Sedimente an einer Subduktionszone mehrere Kilometer tief versenkt und einer Regionalmetamorphose unterworfen. Die Gesteinsumwandlung vollzog sich unter maximal amphibolitfaziellen Bedingungen und unter weitgehend statischen Bedingungen, d. h. ohne Verfaltung der Gesteine durch gerichteten Druck. So konnten sich primäre Sedimentstrukturen wie Schichtung und sogar Wellenrippel (Abb. 11) erhalten, wie sie heute noch in den Metasedimenten an vielen Stellen zu beobachten sind (s. die hervorragend illustrierte Arbeit von SULTAN L & PLINK-BJÖRKLUND P 2005). Sandige Sedimente wurden in Quarzite, Arkosen in Meta-Arkosen und tonhaltige Sedimente z. B. in glimmerführende Quarzite umgewandelt. Lokal kam es zur Neubildung von Mineralen wie Cordierit, Sillimanit und Andalusit.
In den Metasedimenten konnten mehrere Generationen von Zirkonen nachgewiesen werden. Zirkon ist ein besonders verwitterungsbeständiges Mineral, das geringe Mengen Uran enthält und eine Altersbestimmung über das U/Pb-Isotopenverhältnis ermöglicht. Die ältesten Zirkone (3,64 Ga) repräsentieren Relikte sehr alter Gesteine, die jüngsten weisen ein Alter von 2,12-1,87 Ga auf. Die Sedimentation der Västervik-Formation vollzog sich zwischen dem jüngstem Zirkon-Alter und der ältesten Granit-Intrusion (Loftahammar-Granitoide vor 1,859 Ga). Dieser Zeitraum vor 1,882–1,850 Milliarden Jahren umfasst also „lediglich“ 30 Millionen Jahre (Zahlen aus SULTAN et al 2005).
Annähernd zeitgleich zur Metamorphose der Sedimente begann in tieferen Krustenbereichen die Bildung von Schmelzen, die in der Folge als plutonische Körper in die höheren Stockwerke des Gebirges aufstiegen. Diese „älteren“ Loftahammar-Granitoide wurden in einer zweiten Faltungsphase deformiert. Mit ihrem Aufstieg ist eine Überprägung der Metasedimente durch Kontaktmetamorphose verbunden, bei der es zu einer „Migmatisierung“ sowie zur Fleckenbildung innerhalb der Metasedimente (Fleckengesteine) kam. Der Vorgang wiederholte sich einige Millionen Jahre später beim Aufstieg der „jüngeren“ Granitoide des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB). Die Fleckengesteine des Västervik-Gebiets (Cordierit- und/oder Sillimanit-Granofelse) gingen also aus mehreren regional- und kontaktmetamorphen Episoden hervor.
Weitere mit der geologischen Geschichte des Västervik-Gebiets assoziierte Gesteinstypen, die in diesem kurzen Abriss unberücksichtigt blieben (verschiedene Generationen von Diabasen und Metabasiten bzw. Amphiboliten, Aplite, Pegmatite, Mylonite, Metavulkanite), werden bei der nachfolgenden Beschreibung von Aufschlüssen anhand von Geländebildern und Proben exemplarisch vorgestellt.
3. Metasedimente der Västervik-Formation
Nach Gavelin 1984 lassen sich die Metasedimente der Västervik-Formation in vier Gruppen einteilen: Quarzite, rote Meta-Arkosen (Quarzite mit erhöhtem Feldspat-Gehalt), graue (glimmerreiche) sowie rotgraue (glimmer- und feldspatreiche) Metasedimente. Weit verbreitet sind hellgraue und glimmerführende Quarzite (Abb. 9). Ein Teil der Quarzite im Västervik-Gebiet zeigt Sedimentstrukturen wie Schrägschichtung (Abb. 7) oder sogar Rippelmarken (Abb. 11). Im südlichen Teil des Västervik-Gebiets kommen vermehrt dunkelgraue Quarzite vor (Abb.10). Lokal finden sich grauviolette, rote, grünliche oder blaue Farbvarietäten. Vererzungen der Quarzite durch Anreicherungen von Schwermineralseifen (Fe-, Cu und Co-Vererzung) wurden bei Gladhammer seit dem 12. Jahrhundert abgebaut. Die Gruben gehören zu den ältesten in ganz Schweden (WILKE 1997: 38f).
Abb. 7: Grauer Quarzit mit reliktischer sedimentärer Schichtung, durchschlagen von einer roten Ader mit granitischer Zusammensetzung. Die dunklen und glimmerreichen Lagen entstanden aus sandigen Sedimenten mit erhöhtem tonigem Anteil. Nahgeschiebe auf dem Parkplatz am ICA-Supermarkt, Västervik (Lok. 4).Abb. 8: Großflächige Aufschlüsse mit hellgrauen und rötlichen Quarziten der Västervik-Formation am alten Wasserturm in Västervik (Lok. 5).Abb. 9: Hellgrauer und glimmerarmer Västervik-Quarzit aus einem Straßenaufschluss an der L135, westlich von Gamleby (Lok. 6).Abb. 10: Dunkelgrauer Quarzit, durchzogen von einer granitisch zusammengesetzten Ader. Aufschluss an der Piste von Blankaholm nach Skjorted (Lok. 7).Abb. 11: Rund 1,9 Milliarden Jahre alte Wellenrippel in einem grauen Metasediment. Straßenaufschluss an der E4 (Lok. 8), Bildbreite etwa 1 m.Abb. 12: Das Gestein an dieser Lokalität ist ein graues Metasediment mit feiner Wechsellagerung glimmerarmer (quarzitischer) und glimmerreicher Partien. Bildbreite 30 cm.Abb. 13: Rotfleckiger Västervik-Quarzit, Straßenaufschluss an der L135 (Lok. 9), Bildbreite 35 cm.Abb. 14: Grauvioletter bis hellgrauer Västervik-Quarzit, rechts mit gefalteten Sedimentstrukturen, die später durch Bruchtektonik gegeneinander verstellt wurden. Aufschluss an der E4, Abfahrt Segelrum, Lokalität 10. Bildbreite 33 cm.Abb. 15: Rötlicher und feldspathaltiger Quarzit mit Blauquarz von einer Baustelle bei Piperskärr (Lok. 11).Abb. 16: Rotfleckiger Västervik-Quarzit mit Blauquarz (nasse Bruchfläche) aus dem Steinbruch Hjortkullen, Lokalität 12.Abb. 17: Violettblauer Quarzit, Schäre Grönö (Lok. 13). Bildbreite ca. 50 cm.Abb. 18: Roter Västervik-Quarzit; Straßenaufschluss an der Straße nach Hällingeberg (Lok. 14).Abb. 19: Grünlicher Quarzit, durchzogen von einem dunkelgrauen Band mit einer breiten roten Saumzone. Loser Stein von 20 cm Breite aus einem Steinbruch westlich von Gamleby (Lok. 15).Abb. 20: Rotgraue Meta-Arkose (Quarzit mit viel rotem Feldspat); Björnhuvud (Lok. 16), Bildbreite ca. 25 cm.Abb. 21: Graues gebändertes Metasediment. In der rechten unteren Bildhälfte sind dunkle (Cordierit?)-Flecken erkennbar. Straßenaufschluss an der E4 bei Nytorp (Lok. 17). Bildbreite 90 cm.Abb. 22: Graues Metasediment mit reliktischer sedimentärer Faziesverzahnung(?); Straßenaufschluss bei Nytorp (Lok. 17), Bildbreite 31 cm.
3.1. Gneise, Migmatite, Fleckengesteine
Nur ein kleiner Teil der Sedimentgesteine wurde während der svekofennischen Orogenese verfaltet und migmatitisiert. Aufschlüsse dieser „echten Migmatite“ finden sich auf dem Campingplatz Blankaholm (Lok. 2). Sie zeigen Fließfalten, primäre sedimentäre Lagenstrukturen sind kaum erkennbar. Wahrscheinlich handelt es sich um vulkanoklastische Sedimente, die durch einen aufsteigenden Granitkörper migmatisiert wurden (PRUß 2008). Das granitische Material der Leukosome (orange) könnte die Sedimente auch ohne Teilaufschmelzung konkordant durchdrungen haben („Adergneis“, s. u.).
Abb. 23: Migmatit am Ufer des Campingplatzes Blankaholm (Lok. 2), Bildbreite 65 cm. Grauer Gneis mit orangerotem Leukosom, umgeben von einem schmalen Saum aus dunklen Mineralen (Melanosom).Abb. 24: Gleicher Aufschluss; rechts unterhalb der Bildmitte ein Xenolith eines Fleckengesteins, Relikt aus einer früheren metamorphen Episode.Abb. 25: Gleicher Aufschluss, großer Quarzit-Xenolith im Migmatit; Bildbreite 70 cm.
Während des Aufstiegs von Granitplutonen (ältere Loftahammar- und jüngere Småland-Granitoide) kam es zu einer kontaktmetamorphen Veränderung der Metasedimente und zur Bildung der sog. „Adergneise“ (veined gneiss). Streng genommen sind dies keine Gneise, sondern Granofelse, die von granitischen Leukosom-Adern lagenweise (konkordant) durchdrungen oder diskordant durchschlagen wurden (Abb. 7). Diese granitischen Schmelzen könnten direkt aus dem Granit-Magma stammen (Arterite) oder durch Aufschmelzung aus älteren Gesteinen (z. B. Metasedimenten) mobilisiert worden sein (Venite). GAVELIN 1984 nimmt an, dass es sich vorwiegend um Venite handelt (Abb. 26, 27), da im Gelände keine direkten räumlichen Beziehungen zwischen aufsteigenden Granitkörpern und der Entwicklung von Adergneisen zu beobachten sind. LOBERG 1963 verweist zudem auf die Möglichkeit der Entstehung leukokrater Partien in migmatitähnlichen Metamorphiten durch metamorphe Differentiation im festen Zustand.
Abb. 26: Gesteinsblöcke mit Partien aus blauem und massigem Quarzit, dunklen Gneispartien sowie roten und pegmatitartigen Bereichen. Bildbreite etwa 1 m; Bruchmaterial aus dem Straßenbau, Pepparängsvägen, südöstlich von Västervik, Lokalität 18.Abb. 27: Gleicher Aufschluss. Blauer und massiger Quarzit, rotgrauer Gneis und rote pegmatitartige Partien („Adergneis“). Breite 42 cm.
Die Fleckengesteine des Västervik-Gebiets sind Metasedimente, in denen eine Neubildung von Mineralen in Gestalt von Granoblasten (Flecken) erfolgte. In älterer Literatur findet sich der Begriff „Fleckengneis“, weil sie eine den Gneisen ähnliche Lagentextur aufweisen. Diese ist in der Regel aber ein Relikt sedimentärer Schichtung und spiegelt unterschiedliche Mineralgehalte der Ausgangsgesteine wider (Abb. 29, 30). In den meisten Fällen handelt es sich bei den Fleckengesteinen ganz eindeutig um Granofelse.
Eine Fleckenbildung kann sowohl unter Bedingungen der Kontakt- als auch der Regionalmetamorphose erfolgt und von metasomatischen Vorgängen begleitet sein (LOBERG 1963). Unter geringem Druck und hohen Temperaturen (max. 650 Grad) kam es in Al- und Mg-reichen Ausgangsgesteinen lokal zur Neubildung von Mineralen wie Sillimanit, Andalusit und Cordierit in Gestalt von Flecken (Granoblasten). Während der retrograden Metamorphose wurden die neu gebildeten Minerale teilweise verändert, so dass heute nur noch Relikte vorliegen (Chloritisierung von Feldspat, Biotit, Andalusit, Cordierit). Cordierit, Andalusit und Sillimanit sind weit verbreitete metamorphe Neubildungen, Kyanit und Granat kommen in den Metasedimenten des Västervik-Gebiets praktisch nicht vor.
Unklar ist meist, ob die Form der Flecken durch vorherige, gleichzeitige oder nachfolgende Tektonik verursacht wurde. Nach GAVELIN 1984 erfolgte die Bildung von Flecken zu unterschiedlichen Zeiten und unterschiedlichen Bedingungen. Abfolgen metamorpher Zonen mit charakteristischen Mineralisationen lassen sich im Anstehenden über größere Areale nicht verfolgen. Weiterhin stehen die Vorkommen von Andalusit und Sillimanit in keiner Beziehung zu Granitkontakten, „Granitisierung“ oder Migmatisierung. Unterschiedliche Metamorphosegrade müssen vereinfacht auf variable Bedingungen wie die Aktivität wässriger Fluide, K-Metasomatose und pH-Wert zurückgeführt werden.
Abb. 28: Dunkle und leicht ausgelängte Flecken in einem hellgrauen Quarzit. Straßenaufschluss bei Segelrum (Lok. 19), Bildbreite etwa 1 m.Abb. 29: Graues Fleckengestein in der Nähe des Hafens auf Östra Skälö (Lok. 1). Die Bildung der schwarzen Cordierit-Flecken erfolgte bevorzugt innerhalb toniger, Al- und Fe-reicher Lagen. Entsprechend lässt sich die primäre Sedimentstruktur anhand fleckenreicher und fleckenarmer Partien nachvollziehen. Bildbreite etwa 1 m.Abb. 30: Rotgraues Fleckengestein mit fleckenreichen Lagen und (quarzitischen) Partien ohne Flecken. Aufschluss bei Casimirsborg (Lok. 20), Bildbreite etwa 150 cm.Abb. 31: Gleicher Aufschluss. Bildbreite: 50 cm.
Die fleckenreichen Partien sind hier weitgehend undeformiert, lediglich im obersten Bildteil erkennt man zerdrückte Flecken. Beim bizarr geformten Bereich handelt es sich vermutlich um eine bereits während der Ablagerung vollzogene Veränderung der Sedimente (tidales Milleu, Verzahnung sandiger und toniger Schichten, s. SULTAN et al 2005). Die Kerne der Fleckengesteine von Casimirsborg enthalten nach RUSSELL 1969 Andalusit und Sillimanit. Im inneren Kern ist manchmal unalterierter (bläulicher) Cordierit erkennbar. Die Kerne könnten ursprünglich vollständig aus Cordierit bestanden haben.
Abb. 32: Aufschluss Casimirsborg, Bildbreite 60 cm. Bereits während der Ablagerung dürfte auch diese konglomeratähnliche Partie entstanden sein, mit grauen und quarzitischen „Klasten“ ohne Flecken (ehemals sandige Sedimente) und weitgehend undeformierten Flecken in der „Matrix“.Abb. 33: Orangerotes Västervik-Fleckengestein, Aufschluss am See Rummen (Lok. 21). Bildbreite 50 cm.Abb. 34: Orangerotes Metasediment mit unregelmäßig konturierten schwarzen Flecken und grauen Partien mit reliktischer Schichtung. Schäre Grönö (Lok. 22), Bildbreite 60 cm.Abb. 35: Rotgraues Fleckengestein mit länglichen Flecken, Aufnahme unter Wasser. Halde am Pepparangsvägen (Lok 18).Abb. 36: Orangerotes und feldspatreiches Metasediment mit grauen Metasediment-Xenolithen („Krökö-Gneis“); Schäre Braviken (Lok. 23). Abb. 37: Graue, braune und rote Fleckenquarzite (glimmerhaltige Quarzite mit Sillimanit-Granoblasten). Nahgeschiebe vom Strandwall SE Västervik (Lok. 3), Bildbreite 50 cm. Eine Anstehendprobe dieses Gesteinstyps zeigt Abb. 59.
Im Västervik-Gebiet wurden bisher zwei Geschiebe eines dunklen und biotitreichen Granofels mit orangefarbenen Alkalifeldspat-Porphyroblasten gefunden (Abb. 38). Ein Anstehendes konnte bisher nicht lokalisiert werden. Das Gestein wird an anderer Stelle näher beschrieben, weil sich mittlerweile in Norddeutschland mehrere Geschiebe dieses Typs fanden.
Abb. 38: Glimmereiches Metasediment mit orangefarbenen Alkalifeldspat-Granoblasten. Fossiler Strandwall bei Västervik (Lok. 3). Foto: M. Bräunlich, kristallin.de.
4. Granitoide Gesteine
Eine vereinfachte und auf Feldbeobachtungen gestützte Einteilung unterscheidet “ältere” und “jüngere” Granitoide. Neuere geochemische Untersuchungen (NOLTE et al 2011, KLEINHANNS et al 2014) ergaben ein differenziertes Bild von fünf verschiedenen Gruppen von Plutoniten. Das genetische Modell geht von einer Bildung von Granitplutonen während extensionaler Phasen der Gebirgsbildung aus. Dabei kam es zu einer Teilaufschmelzung von tief versenkten Metasedimenten durch Druckentlastung und mafic underplating. Für die magmatischen Schmelzen wird ein geringer Transportweg angenommen.
Zu den älteren Granitoiden gehören die Granite des Loftahammar-Massivs, die vor 1,86-1,84 Ga entstanden und nachfolgend in einer zweiten Faltungsphase deformiert wurden. Die Gesteine besitzen teilweise ein mylonitisches Gefüge (Abb. 39), können Xenolithe von Metasedimenten enthalten und wurden von zahlreichen jüngeren Diabasgängen durchschlagen (magma mingling mit mafischen Injektionen). Zu den älteren Granitoiden gehört auch ein Gürtel von Granodioriten, der den nördlichen und östlichen Teil der Metasedimente umgibt (s. Abb. 60-62). Eine Beschreibung des Geschiebetyps „Loftahammar-Augengneis“ findet sich hier.
Abb. 39: Loftahammar-Augengneis (Probe: T. Langmann, Lok. 24). Das Gestein erhielt sein mylonitisches Gefüge durch Deformation eines Granitoids an einer duktilen Scherzone. Kennzeichnend sind augenförmige große Feldspat-Porphyroblasten, die von feinkörnigen und welligen Partien mit dunklen Mineralen und granuliertem Quarz umgeben sind.
Die jüngeren Granite des Transskandinavischen Magmatitgürtels („Småland-Granite“) im Süden und Westen des Västervik-Gebiets weisen makroskopisch nur geringe Anzeichen einer Deformation auf und besitzen ein Alter 1,84-1,77 Ga. Lokal finden sich fließende Übergänge von Graniten und Metasedimenten mit „Migmatiten“ oder „Adergneisen“. Manchmal ist der Kontakt auch scharf (Abb. 40). Zum Teil handelt es sich um „typische“ Småland-Granite mit viel rotem Alkalifeldspat und Blauquarz (Abb. 41, 44). Andere Granite sind eher unauffällige Gesteine, wie der Skaftet-Granit, einer heterogenen Mischung mit einem Fließgefüge aus granodioritischem und granitischem Magma (Abb. 45).
Abb. 40: Scharfer Kontakt zwischen Västervik-Quarzit (rechts) und jüngerem Granit („Småland-Granit“, links). Bildbreite ca. 40 cm (Lok. 25).Abb. 41: Roter Alkalifeldspatgranit mit Blauquarz („jüngerer“ Granit, Småland-Granit), Aufnahme unter Wasser. Straßenaufschluss an der L135 (Lok. 26).Abb. 42: NE-Småland-Granit mit zerdrücktem („zuckerkörnigem“) Quarz, Aufnahme unter Wasser. Sog. „Edelhammar-Granit“ (vgl. skan- kristallin.de) aus einem aufgelassenen Steinbruch bei Västrum (Lok. 27).Abb. 43: Gleicher Stein, Nahaufnahme des Gefüges.Abb. 44. Leicht deformierter „jüngerer“ Granit, Straßenaufschluss am Skälövägen (Lok. 28).Abb. 45: Skaftet-Granit („jüngerer Granit“); Mischung eines granodioritischen und granitischen Magmas (magma mingling). Aufschluss in der Nähe der Kirche in Västrum (Lok. 29), Bildbreite etwa 1 m.
Zahlreich finden sich in den Aufschlüssen des Västervik-Gebiets Gänge und Adern aus Apliten, Pegmatiten (auch Turmalin-Pegmatite; Lok. 30, kein Foto) oder auch Blauquarz in den Metasedimenten.
Abb. 46: Ader mit Blauquarz in einem grauen Metasediment am Hafen Östra Skälö (Lok. 1).Abb. 47: Quarz-Feldspat-Ader mit stengeligen Amphibol-Kristallen; Bildbreite 25 cm; Straßenkreuzung Blankaholm/E4 (Lok. 31).
Hierbei könnte es sich um ein Quarz-Plagioklas-Gestein handeln, das GAVELIN 1984 in ähnlicher Form aus einem Aufschluss in der Nähe beschreibt (500 m N der Abzweigung nach Blankaholm). Es durchdringt die Metasedimente in Form heller Adern mit gebleichter und 1-2 cm breiter Reaktionszone und kristallisierte aus Lösungen, die aus Metabasiten innerhalb der älteren Granite mobilisiert wurden (Na-Metasomatose, Anreicherung von Plagioklas). Eine Probenahme und sichere Bestimmung von Plagioklas war nicht möglich.
Am Badplats Gunnebo (Lok. 32) steht ein mittelkörniger und grauer bis rotgrauer Granit an, der Xenolithe von migmatitisierten Metasedimenten führt. Die dunklen Xenolithe weisen eine Lagentextur auf. Teilweise besitzen sie scharfe Konturen, teilweise sind sie weitgehend assimiliert. Die Fragmente könnten beim Magmenaufstieg in der Dachregion des Plutons in den viskosen Granit eingetragen und von der Schmelze nicht mehr vollständig „verdaut“ worden sein.
Abb. 48: Granit vom Badplatz Gunnebo (Lok. 32) mit Xenolithen von Metasedimenten, Aufnahme unter Wasser.
5. Mylonite
Minerale wie Quarz und Feldspat werden in der oberen Erdkruste bei Einwirkung von gerichtetem Druck zerbrochen und granuliert (Sprödbruch). Bei geeigneter Tiefe und entsprechend hohen Temperaturen kommt es innerhalb einer Scherzone jedoch zu einer duktilen Deformation, bei der die Gesteine feinkörnig zermahlen (Mylonit = Mahlstein) und gleichzeitig große und augenförmige Feldspat-Aggregate heranwachsen können (sog. Porphyroblasten). Ein Beispiel für einen mylonitischen Gneis mit großen Feldspat-Porphyroblasten ist der Loftahammar-Augengranit (Abb. 39), der innerhalb einer großen NW-SE streichenden Deformationszone entstand (Loftahammar-Linköping-Deformationszone, LLDZ). Die LLDZ trennt die Gesteine des TIB im Süden von den Gesteinen der svekofennischen Domäne und deformierte in der Zeit ihrer Aktivität vor 1,8-1,78 Ga Gesteine im Umkreis von 10-15 km.
Am Langsjön westlich von Ankarsrum (Lok. 33) befindet sich ein Aufschluss einer kleinen Mylonitzone, die etwas jünger ist und nicht im Zusammenhang mit der LLDZ steht. Hier lässt sich der Einfluss einer duktilen Scherzone auf die umgebenen Gesteine gut studieren. Zwei unterschiedliche Granite sind durch eine nur etwa 1,5 – 2 m breite Scherzone mit Ultramyloniten voneinander getrennt und zu beiden Seiten von einem mehrere Meter breiten Übergangsbereich begleitet.
Abb. 49: Mylonitzone am Langsjön (Lok. 33). Die Scherzone ist der Bereich mit den dunklen Gesteinen. Nach Osten (rechts) geht sie mit scharfer Grenze in ein helles Quarz-Feldspat-Gestein und nach etwa einem Meter in einen hellen Småland-Granit über. Länge des Hammers 60 cm.Abb. 50: Ultramylonit mit epidot- und chloritreichen Lagen aus dem Zentrum der Scherzone. Das Gestein wurde stark zerschert und ist bedeutend feinkörniger als das Wirtgestein, aus dem es geformt wurde.Abb. 51: Auf der linken Seite (westlich) der Scherzone steht ein dunkler und mylonitisierter Småland-Granitoid mit großen Feldspat-Porphyroblasten an. Das Gestein ist von einer grünen Epidot-Ader durchzogen.Abb. 52: Einige Meter weiter findet sich ein biotitreicher und augenscheinlich weitgehend undeformierter Småland-Granit mit wenigen großen Blauquarzen.Abb. 53: Ganz anders sieht dieser rotgraue porphyrische Småland-Granit östlich der Scherzone aus, etwa 15 m entfernt vom Granit im vorigen Bild.
6. Metavulkanite
Zeugen einer vulkanischen Aktivität, die den TIB-Vulkaniten vorausging, finden sich nur untergeordnet und als Relikte im südlichen Teil des Västervik-Gebiets. Durch metamorphe Überprägung ist von den Ausgangsgesteinen kaum noch etwas zu erkennen (z. B. Migmatite auf dem Campingplatz Blankaholm, Abb. 23-25).
In einem kleinen Gebiet nördlich von Ankarsrum stehen Vulkanite an, die zu den ältesten des TIB gerechnet werden (GAVELIN 1984). Neben Andesiten, Basalten und Rhyolithen finden sich hier auch leicht deformierte Pyroklastite mit Epiklasten von Västervik-Quarzit. Letztere weisen darauf hin, dass die Vulkanite in diesem Gebiet direkt auf den Gesteinen der Västervik-Formation abgelagert wurden und somit zur Basis des TIB gehören dürften.
Abb. 54: Roter und deformierter Pyroklastit, loser Stein auf einer gerodeten Waldfläche nördlich von Ankarsrum (Lok. 34).Abb. 55: Bruchfläche des gleichen Gesteins, Vulkanit mit grauen und ausgelängten Quarzitklasten. Aufnahme unter Wasser.
7. Metabasite
Verschiedene Generationen von basischen Gesteinen durchziehen als Gänge oder Sills die Metasedimente und die älteren Granitoide. Auch eigenständige kleinere Massive kommen vor. Die ursprünglich basaltischen Gesteine wurden während der Metamorphose in Amphibolite umgewandelt (Metabasite).
Abb. 56: Kontakt eines Amphibolit-Körpers (links) mit hellem Västervik-Quarzit. Temporärer Aufschluss auf einer Baustelle auf Piperskärr (Lok. 11).Abb. 57: Die Grenze zwischen Quarzit und Amphibolit ist scharf. Mineralneubildungen durch kontaktmetamorphe Überprägung (z. B. Sillimanitflecken) sind nicht erkennbar. Lediglich einige Blauquarz-Partien finden sich im Kontaktbereich. Bildbreite 90 cm.Abb. 58: Grobkörniger Amphibolit, durchzogen von einer weißen Quarz-Feldspat-Ader. In unmittelbarer Nähe (Kontaktbereich) und vermutlich anstehend fand sich ein dunkelgrauer Fleckenquarzit. Fahrweg vom Parkplatz Tjust Motell Richtung Falkhagen (Lok. 35). Bildbreite 35 cm.Abb. 59: Dunkelgrauer und glimmerreicher Quarzit mit weißen Sillimanitflecken (Fleckenquarzit), Aufnahme des Gefüges unter Wasser; Lok. 35.
Injektionen mafischer Gesteine kommen besonders zahlreich in den älteren Granitoiden vor. Scharfe Kontakte lassen auf ein Eindringen nach der Erstarrung schließen (Abb. 60).
Abb. 60: Anatektischer Granodiorit (älterer Granitoid). Ein basaltischer Gang drang entlang der Foliation ein und wurde nachfolgend dextral zerschert. Andere Gänge an diesem Aufschluss weisen eine duktile Deformation auf. Händelöp (Lok. 36).
Ein längerer Küstenabschnitt mit diversen Aufschlüssen bei Grimsvik (Lok. 37, Abb. 61-62) zeigt verschiedene Stadien von magma mingling zwischen älteren Granodioriten des zentralen Granodiorit-Gürtels und basischen Intrusionen (Metagabbro). Hier lässt sich beobachten, wie mafische Gesteine durch das mobile Magma zerrissen wurden, teilweise sind auch Auflösungsvorgänge erkennbar.
Abb. 61: Kantige, durch das aufsteigende helle Magma fragmentierte, aber nur wenig assimilierte Metabasite. Küstenaufschluss bei Grimsvik (Lok. 37), Bildbreite 180 cm.Abb. 62: Duktile Deformation von Metabasiten, erkennbar an der Einregelung länglicher und gerundeter Fragmente („Fließtextur“). Auf eine zeitgleiche Entstehung beider Magmen weisen gelegentlich in den Metabasiten enthaltene Fragmente von Granodiorit hin. Bildbreite 120 cm.Abb. 63: Aufschluss mit basischen Metatuffiten am Hafen von Östra Skälö. Die vulkanischen Lockergesteine (Tuffe) wurden durch Metamorphose in Amphibolite bzw. Amphibol-Feldspat-Gesteine umgewandelt. Eine sedimentäre Schichtung ist in Gestalt dunkler und heller Partien nachvollziehbar (Lok. 1).Abb. 64. Gleicher Aufschluss, Nahaufnahme.
8. Verzeichnis der Lokalitäten
Abb. 65: Übersichtskarte der beprobten Lokalitäten. Kartenausschnitt aus BERGMAN et al 2012, Quelle: sgu.se.
1 – Hafen von Östra Skälö – zahlreiche Aufschlüsse im Hafengebiet und an der Fahrstrecke; Västervik-Fleckengestein: orangefarbene und graue Variante; Quarzader im Metasediment; Metabasite. 57.58986, 16.63201
2 – Campingplatz Blankaholm – Migmatite aus Metavulkaniten der Västervik-Formation; gekritzte Felsen. 57.588476, 16.516876.
3 – Fossiler Strandwall an der Straße nach Händelöp, SSE Västervik – Nahgeschiebe (Quarzite, Fleckenquarzite, Feldspat-porphyroblastischer Glimmerquarzit). 57.718765, 16.671451 (Parkplatz).
4 – Nahgeschiebe als Einfassung auf dem Parkplatz des ICA-Stormarknat Västervik.
57.767546, 16.595644
5 – Alter Wasserturm Västervik, Repslagaregatan 5 – Großflächiger Aufschluss mit Quarzit in div. Farbvarianten: hell, rötlich bis dunkelgrau; keine Fleckenbildung. Größter Teil der Quarzite ist mit Flechten bewachsen. 57.753211, 16.647462.
6 – Frischer Straßenaufschluß an der 135, kurz hinter Gamleby- hellgrauer und glimmerarmer Västervik-Quarzit; Västervik-Fleckengestein; graue Quarzite. 57.91547, 16.36795.
7 – Aufschluss an der Piste von Blankaholm nach Skjorted; Dunkelgrauer Västervik-Quarzit m. granitischen Adern; Felsen an einem Bootsanleger, kurz vor Skjorted.
57.623770, 16.511087.
8 – Wellenrippel in dunkelgrauem Quarzit, Straßenaufschluss an der E4; 57.86080, 16.42724 (Parkplatz); vom Parkplatz 300 m nach N gehen.
9 – Straßenaufschluss an der 135 – rotfleckiger Quarzit, div. Västervik-Quarzite. 57.91458, 16.30901 (Parkplatz); vom Parkplatz Richtung Westen gehen.
10 – Straßenaufschluss an der E22, Abfahrt Segelrum – helle Quarzite mit sedimentärer Reliktschichtung; Fleckenbildung. 57.850582, 16.432278.
11 – Großflächige Baustelle auf Piperskärr, temporärer Aufschluss – heller und roter Quarzit; in den Quarzit eingeschalteter Amphibolitkörper (ca. 20x20m). 57.76751, 16.66553.
16 – Björnhuvud, SW Västrum – migmatitischer Gneis; wenige Aufschlüsse in diesem Gebiet. 57.626283, 16.528614.
17 – Straßenaufschluss an der E4, Abfahrt Nytorp – graue Quarzite, sedimentäre Reliktstrukturen. 57.86056, 16.42667.
18 – Pepparängsvägen S Västervik, Halde aus temporären Strassenbaumaßnahmen – Västervik-Fleckengestein, blaue Quarzite. 57.722189, 16.673201 (Fundstelle erloschen).
19 – Straßenaufschluss an der E4, Abfahrt Segelrum – Västervik-Quarzit. 57.850582, 16.432278.
20 – Felsen an der Küste bei Casimirsborg (Privatgelände!) – Västervik-Fleckengestein. 57.874100, 16.435327.
21 – Großflächige Aufschlüsse am Wegesrand und im Gebiet des Nordufer des Rummen, NW Gamleby – rotes Västervik-Fleckengestein. Etwa 57.937173, 16.285627.
22 – Schäre Grönö bei Västervik – rotes Västervik-Fleckengestein. Etwa 57.715250, 16.720567.
23 – Schäre Braviken; Bratviken – rote Metasedimente. Etwa 57.721625, 16.706725, Gebiet größtenteils Privatbesitz.
24 – Straßenaufschluss an der 213, ca. 1,5 km westlich von Loftahammar – Loftahammar-Augengneis. 57.90857, 16.65788.
25 – Straßenaufschluss am Skälövägen – Kontakt zwischen Västervik-Quarzit und jüngerem Småland-Granit“. 57.60534, 16.60882; Parken: Rävrompan.
26 – Straßenaufschluss an der 135 – roter TIB-Augengranit mit Blauquarz. 57.91006, 16.18458.
29 – Aufschluss in der Nähe der Kirche in Västrum – Skaftet-Granit, jüngerer Granit („Småland-Granit“). Mingling von zwei Granit-Sorten. Parken an der Kirche in Västrum, ca. 57.658305, 16.574750.
30 – Strassenanschnitt an der Hauptstrasse ca. 1 km S von Gunnebo – Pegmatit mit intensivem Blauquarz, Kleiner Aufschluss (30x30cm). Etwa 57.709298, 16.541656.
31 – Frische Straßenaufschlüsse auf dem Parkplatz an der Abfahrt Blankaholm von der E 22 – hellgraue Quarzite; Quarzite mit schwarzen Flecken (deformiert); Quarz-Feldspat-Adern im Quarzit (Plagioklas?). 57.588424, 16.486632.
32 – Badplats Gunnebo – metasedimentäre Xenolithe im Granit; Aufschluss stark verwachsen. 57.716333, 16.563139.
33 – Mylonitzone am Langsjön – duktile Scherzone mit Myloniten und Småland-Graniten am Langsjön, westlich von Ankarsrum. 57.696139, 16.286194. Parken am kleinen Campingplatz auf der anderen Strassenseite.
34 – Waldfläche nördlich Ankarsrum, 1 km E von Stormandebo (Wegweiser: Stormbo) – Vulkanite des TIB mit Quarzit-Epiklasten. 57.738264, 16.351129.
35 – Fahrweg vom Parkplatz Tjust Motell Richtung Falkhagen, Felsen im Wald – Amphibolit; Fleckenquarzit. 57.86883, 16.41978.
36 – Aufschlüsse hinter dem Hafen von Händelöp – mafische Adern im Granodiorit. Etwa 57.674075, 16.748323; Parkplatz: 57.675382,16.744969.
37 – Grimsvik; einzelne Aufschlüsse an der Küste auf 2,5- 3 km Länge – magma mixing von Granodiorit und Gabbro. Parkmöglichkeit: 57.690645, 16.700778; durch den Wald zur Küste (57.692793, 16.703750).
38 – Piperskärr, nordwestlich von Västervik, Ufer des Gamlebyviken – Geschiebefund eines Feldspat-porphyroblastischen Glimmerquarzits. 57.83064, 16.54737.
9. Literatur
BERGMAN, STEPHENS, ANDERSSON, KATHOL & BERGMAN 2012 Sveriges berggrund, skala 1:1 miljon. Sveriges geologiska undersökning K 423. https://apps.sgu.se/geolagret/
GAVELIN S 1983 The Västervik Area in South-eastern Sweden – SGU Ser. Ba No. 32, 172 S, Uppsala.
KLEINHANNS I C, WHITEHOUSE M J , NOLTE N, BAEROC W, WILSKYC F, HANSENC B T, SCHOENBERG R 2014 Mode and timing of granitoid magmatism in the Västervik area (SE Sweden, Baltic Shield): Sr–Nd isotope and SIMS U–Pb age constraints – Lithos 212–215 (2015) 321–337; Elsevier.
LOBERG B 1963 The Formation of a Flecky Gneiss and Similar Phenomena in Relation to the Migmatite and Vein Gneiss Problem, Geologiska Föreningen i Stockholm Förhandlingar, 85:1, 3-109, DOI: 10.1080/11035896309448874.
NOLTE N 2012 Paläoproterozoisches Krustenwachstum (2.0 – 1.8 Ga) am Beispiel der Västervik-Region in SE-Schweden und dem Kamanjab Inlier in NW-Namibia – Dissertation zur Erlangung des mathematisch-naturwissenschaftlichen Doktorgrades “Doctor rerum naturalium” der Georg-August-Universität Göttingen; 403 S., Göttingen 2012.
NOLTE N, KLEINHANNS IC, BAERO W & HANSEN BT 2011 Petrography and whole-rock geochemical characteristics of Västervik granitoids to syenitoids, southeast Sweden: constraints on petrogenesis and tectonic setting at the southern margin of the Svecofennian domain, GFF, 133:3-4, 173-196.
PRUß V 2008 The Geology of the Västervik Area in SE-Sweden – A Geological Field Guide – 93 S., Verlag Dr. Müller, Saarbrücken.
RUSSELL V 1969 Porphyroblastic differentiation in fleck gneiss from Västervik, Sweden. GFF Vol. 91/2, Nr. 637, S. 217 – 282.
SULTAN L & PLINK-BJÖRKLUND P 2005 Depositional environments at a Palaeoproterozoic continental margin, Västervik Basin, SE Sweden – Precambrian Research 145 (2006) 243–271, Elsevier.
SULTAN L, CLAESSON S & PLINK-BJÖRKLUND P 2005 Proterozoic and Archaean ages of detrital zircon from the Palaeoproterozoic Västervik Basin, SE Sweden: Implications for provenance and timing of deposition, GFF, 127:1, 17-24, DOI:10.1080/11035890501271017.
TROPPENZ U-M, VINX R & SCHMÄLZLE D 2016 Bemerkenswerte Sedimentstrukturen in der 1,88-1,85 Milliarden Jahre alten Västervik-Formation, Schweden – Mitteilungen der Naturforschenden Gesellschaft Mecklenburg, 16. Jg. (2016), H. 1: 3-9, 9 Abb., Ludwigslust.
Västervik Berggrundskarta 1:250 000, Sveriges geologiska undersökning (SGU), 2009.
WILKE R 1997 Die Mineralien und Fundstellen von Schweden – 200 S., 16 Farb-Taf., München (Christian Weise).
