Abb. 1: Einschlussführender Diabas mit feinkörniger Grundmasse. Das Gestein enthält abgerundete Xenolithe von Alkalifeldspat und eckige Quarz-Feldspat-sowie Quarz-Fragmente. Polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.AAbb. 2: Die runden Feldspäte sind stark alteriert, teilweise auch zoniert durch wechselnde Anteile dunkler Minerale, die vermutlich infolge von Reaktionen mit dem heißen basischen Magma entstanden.
Beim Aufstieg basaltischer Magmen aus dem Erdmantel oder von der Mantel-Kruste-Grenze können Teile des Nebengesteins mitgerissen und als Einschlüsse im basischen Gestein konserviert werden. Im nordischen Grundgebirge und als Geschiebe sind solche „einschlussführenden Diabase“ weit verbreitet. Sie besitzen eine feinkörnige oder doleritische, selten auch für das bloße Auge dicht erscheinende und mittel- bis dunkelgraue, manchmal auch etwas grünliche Grundmasse.
Menge, Art und Größe der Xenolithe (Gesteinsfragmente oder Einzelkristalle) sind variabel. Abgerundete Einschlüsse weisen auf eine teilweise Assimilation durch das basische Magma hin, dessen Temperatur deutlich über dem Schmelzpunkt quarz- und feldspatreicher Gesteine liegt. Runde Einschlüsse führten in der Vergangenheit wahrscheinlich zu der unglücklichen Bezeichnung „Gerölldiabas“. Nur in wenigen Fällen dürfte es sich tatsächlich um Geröll-Horizonte handeln, die in eine basaltische Schmelze eingetragen wurden.
Einschlussführende Diabase können monomikt (nur eine Gesteinsart als Fremdeinschluss) oder oligomikt/polymikt (mehrere Gesteinsarten) zusammengesetzt sein. Als Einschluss finden sich Plutonite und Gneise aller Art, Sandsteine und Quarzite (bzw. durch den Kontakt zum heißen basaischen Magma in Quarzite umgewandelte Sandsteine) sowie einzelne Quarze und Feldspäte. Häufiger als Fremdgesteins-Einschlüsse in Diabasen ist übrigens das umgekehrte Phänomen zu beobachten: Xenolithe feinkörniger basaltischer Gesteine in basischen bis sauren Plutoniten (Abb. 3).
Abb. 3: Basische Xenolithe (Basaltoide, Gabbro) in einem dioritischen Gestein. Kiesgrube Arendsee/Weggun, Brandenburg.
Die Geschiebekunde unterscheidet mehrere Typen einschlussführender Diabase: Björbo-Diabas, Brevik-Gerölldiabas und Ålsarp-Diabas. Neben diesen Typlokalitäten (Abb. 4) sind rund ein Dutzend weitere Vorkommen aus Blekinge, Mittelschweden (Grängesberg), von Bornholm sowie aus Norwegen und Finnland bekannt (HESEMANN 1975, KORN 1927, MEYER 1981, BARTOLOMÄUS & HERRENDORF 2003). Zu bedenken ist, dass einschlussführende Partien lokal begrenzt und ausschließlich in kleiner Ausdehnung innerhalb verschieden alter Gangschwärme in einem großen Gebiet zwischen Bornholm bis nach Dalarna auftreten. Die tatsächliche Anzahl der Vorkommen dürfte also bedeutend höher sein und es ist kaum möglich, spezifische Gesteinstypen mit einem begrenzten Herkunftsgebiet herauszustellen. Einschlussführende Diabase sind daher nicht als Leitgeschiebe geeignet. Dies gilt auch für den markanten Brevik-Typ mit Sandstein- bzw. Quarzit-Xenolithen (s. a. BARTOLOMÄUS & HERRENDORF 2003). Allenfalls eine grobe Typ-Bestimmung nach Art der Einschlüsse und/oder Beschaffenheit der Grundmasse ist möglich. So ähneln sich Björbo- und Alsarp-Typ hinsichtlich der Einschlüsse, der Ålsarp-Diabas besitzt eine ophitische, der Björbo-Diabas eine feinkörnige Grundmasse.
Abb. 4: Übersichtskarte einiger postorogener Diabas-Gangschwärme sowie im Text genannter Lokalitäten.
2. Anstehendproben
2.1. Brevik (West-Småland)
Abb. 5: „Brevik-Gerölldiabas“, Anstehendprobe, polierte Schnittfläche, Foto aus skan-kristallin.de.
Der „Brevik-Gerölldiabas“ enthält eckige bis schwach gerundete Einschlüsse von Sandsteinen sowie bis zu 10 % Granit- und Porphyr-Lithoklasten. Im Schwedischen heißt das Gestein diabaskonglomerat. Vorkommen dieses Gesteinstyps sind nicht auf das Gebiet von Brevik beschränkt (BARTOLOMÄUS & HERRENDORF 2003). Diabase dieses Typs haben Sandsteine jotnischen Alters (Lokalbezeichnung: Almesåkra-Sandstein) aufgenommen und besitzen „postjotnisches“ Alter (jünger als ca. 1.200 Millionen Jahre). Zur Zeit des Aufstiegs dieser basaltischen Magmen dürften die Sedimentgesteine der Almesåkra-Formation eine wesentlich größere Fläche eingenommen haben als heute, vgl. Anstehendprobe von Lokalität 2.4. (Abb. 11).
2.2. Ålsarp
Abb. 6: Alsarp-Diabas, Anstehendprobe mit polierter Schnittfläche, K.-D. Meyer leg., Foto aus skan-kristallin.de.
Der einschlussführende Ålsarp-Diabas besitzt eine ophitische Grundmasse und führt gerundete Xenolithe von roten Feldspäten. Für eine ausführliche Beschreibung und weitere Anstehendproben vgl. skan-kristallin.de und HESEMANN 1975:176. Der Besuch eines Straßenaufschlusses in der Nähe der Typlokalität Ålsarp in Ost-Småland (Lokalität 4) verlief eher enttäuschend, weil der anstehende Diabasgang keine Einschlüsse von runden Feldspäten enthielt. Lediglich der benachbarte Småland-Granit wies zahlreiche basische Xenolithe sowie unterschiedliche Stadien einer Vermengung mit basischen Gesteinen auf. Nach MEYER KD 1981 liegt der Aufschluss mit den einschlussführenden Partien 650 m weiter südwestlich (etwa 57.52943, 16.02641).
Abb. 7: Småland-Granit mit Diabas-Einschlüssen vom Straßenaufschluss bei Ålsarp. Breite des Abschlags ca. 15 cm. Abb. 8: Anstehender Småland-Monzogranit mit teilweise assimilierten Diabas-Xenolithen (dunkle und feinkörnige Partien); Aufnahme unter Wasser.
2.3. Björbo
Abb. 9: Björbo-Diabas aus Dalarna (4 km westlich von Björbo, K.-D. Meyer leg.) , Foto aus skan-kristallin.de.
Der Björbo-Diabas besitzt eine feinkörnige bis dichte Grundmasse und enthält runde und eigentümlich korrodierte Xenolithe aus rotem Feldspat. Quarz fehlt in dieser Probe, kann aber in Diabasen dieses Typs zusätzlich enthalten sein. Beschreibung eines Aufschlusses in MEYER 1981.
2.4. Södregården
Nördlich von Växjö wurde ein Diabasgang mit einer ungewöhnlichen Kombination von Einschlüssen aus Anorthosit und Sandstein/Quarzit beprobt (Lokalität 1). Nach WIKMAN 2000 (Kartenblatt Växjö NO, SGU) existieren in diesem Gebiet weitere Aufschlüsse mit ähnlichen Gesteinen.
Abb. 10: Große Anorthosit-Xenolithe und quarzitartige Einschlüsse in einem Diabas an der Lokalität Södregården. Bildbreite 30 cm.Abb. 11: Probe aus dem gleichen Aufschluss; Bruchfläche eines feinkörnigen Diabas mit doleritischem Gefüge sowie milchig-trüben Quarz-Einschlüssen. Aufnahme unter Wasser.
Die Xenolithe in Abb. 11 sind Sandsteine der Almesåkra-Formation, die bei der Aufnahme in das basaltische Magma in Quarzit umgewandelt wurden. Die in etwa zeitlich mit dem jotnischen Sandstein gebildeten Sedimentite der Almesåkra-Formation dürften einst ein wesentlich größeres Gebiet eingenommen haben, weil sie in einschlussführenden Diabasen weit außerhalb ihrer heutigen Verbreitung gefunden wurden. Die Lokalität Södregården liegt über 40 km südlich davon.
2.5. Forserum
In der Nähe der Lokalität Brevik fand sich ein einschlussführender Diabas mit gerundeten Feldspat-Xenolithen im Kontakt zu einem Småland-Granit (Lokalität 2). Es war nicht erkennbar, ob es sich dabei um die Grenze zu einem basischen Gang oder einen Xenolith im Granit handelt.
Abb. 12: Einschlussführender Diabas im Småland-Granit (Lokalität 2).
2.6. Värlebo
Einige Vorkommen von Gangporphyren im östlichen Småland werden von Diabasen begleitet, die den gleichen Aufstiegsweg nutzten und bevorzugt an den Flanken der sauren Gänge auftreten (bimodaler Magmatismus). Im Kontakt zu einem Påskallavik-Porphyr fand sich in der Nähe der Ortschaft Värlebo ein grüner Diabas, der gerundete Feldspäte und Blauquarz als Xenolithe führt (Lokalität 3).
Abb. 13: Graugrüner Diabas mit runden Einschlüssen von Feldspat und Blauquarz, die aus dem benachbarten Påskallavik-Porphyr stammen. Aufnahme unter Wasser.Abb. 14: Gleicher Stein, nasse Bruchfläche.
3. Geschiebefunde
Einschlussführende Diabase vom Brevik-Typ fallen manchmal durch ihr eigentümliches Verwitterungsverhalten auf: die quarzitischen Xenolithe widerstehen der Verwitterung stärker als das basische Gestein und treten als Relief auf der Geschiebeoberfläche hervor.
Abb. 15: Einschlussführender Diabas, Typ Brevik, trocken fotografiert, Geschiebe von den Spargelfeldern bei Schlunkendorf (S Potsdam), Slg. D. Lüttich.Abb. 16: Nahaufnahme der quarzitischen Klasten.Abb. 17: Brevik-Typ, nass fotografiert, Kiesgrube Hohensaaten (Brandenburg), Breite 19 cm.Abb. 18: Einschlussführender Diabas, Brevik-Typ, Geschiebefund mit polierter Schnittfläche. Die feinkörnige, graue und basaltartige Matrix führt eckige bis schwach gerundete Einschlüsse von Sandstein und ist leicht magnetisch, der Sandstein nicht. Fundort: Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, leg. G. Engelhardt.Abb. 19: Nahaufnahme. Auffällig sind die schwarzen Reaktionsränder um die Sandsteinfragmente, eine Folge mineralischer Veränderung des basaltischen Gesteins durch Stoffaustausch mit dem Sandstein (oder darin enthaltenen Fluiden), wahrscheinlich eine Umwandlung von Pyroxen in Amphibol.Abb. 20: Einschlussführender Diabas, Björbo-Typ mit feinkörniger Grundmasse. Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun bei Stettin, Aufnahme unter Wasser.Abb. 21: Nahaufnahme, runde Einschlüsse mit orangerotem Alkalifeldspat, grauem Quarz und wenigen dunklen Mineralen.Abb. 22: Einschlussführender Diabas, polierte Schnittfläche, Kiesgrube Niederlehme bei Berlin (D. Lüttich leg.).Abb. 23: Runde und eckige Feldspäte sowie bläulichgraue Quarzkörner als Einschlüsse in einem feinkörnigen Diabas. Strandgeröll von Westermarkelsdorf, Fehmarn, Aufnahme unter Wasser.Abb. 24: Grenze eines feinkörnigen basaltischen Gesteins zu einem Quarzporphyr, ähnlich dem Åland-Quarzporphyr. Mitten im Basalt befindet sich ein einzelnes Porphyr-Fragment. Während basische Xenolithe in Rapakiwi-Graniten, z. B. Granitporphyren, regelmäßig zu finden sind, kommen basaltische Gesteine mit Rapakiwi-Einschlüssen wesentlich seltener vor. Strandgeröll von Misdroy in Westpolen, Aufnahme unter Wasser.Abb. 25: Einschlussführender Diabas aus der Kiesgrube Hohensaaten (Brandenburg), Aufnahme einer frischen Bruchfläche unter Wasser.
Das Gestein enthält runde Feldspat- und Blauquarz-Einschlüsse sowie feinkörnige basaltische Xenolithe. Die Einschlüsse, besonders gut erkennbar ist dies an den Quarzen, weisen einen dunklen Reaktionssaum auf. Solche Säume, wie sie auch vom Åland-„Ringquarzporphyr“ bekannt sind, weisen auf Mineralumwandlungen an der Grenzfläche zweier Minerale hin. In diesem Fall dürfte es sich um Pyroxen und Quarz handeln, die aus chemischer Sicht „Antagonisten“ sind und für gewöhnlich nicht nebeneinander existieren, sondern ein chemisches Gleichgewicht anstreben (Bildung von Hornblende, die dunklen Säume um die Quarze).
Abb. 26: Einschlussführender Diabas mit großen Alkalifeldspat-Xenokristallen und runden Blauquarzen. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.Abb. 27: Einschlussführender Diabas, Großgeschiebe vom Rand des Tagebaus Welzow-Süd in Brandenburg, Höhe 90 cm.Abb. 28: Das Gestein enthält schwach gerundete Fragmente von Gneisen, Graniten und quarzreichen Partien.Abb. 29: Diabas mit Xenolithen bis 20 cm Größe. Einige der Xenolithe dürften Anorthosite sein, einige der größeren Feldspat-Xenokristalle wurden als Plagioklas bestimmt. Kiesgrube Hohensaaten, Breite des Steins 80 cm.Abb. 30: Gleicher Stein, Feldspat-Megakristall von ca. 12 cm Länge.
Gelegentlich finden sich Geschiebe einschlussführender basischer Gesteine, die deutliche Spuren einer tektonischen und metamorphen Überprägung aufweisen (Abb. 31-34). Sie stammen mit Sicherheit nicht aus postorogenen Dolerit-Gangschwärmen (Abb. 4), sondern dürften bedeutend älter sein.
Abb. 31: Einschlussführender Metabasit, Kiesgrube Niederlehme, Aufnahme unter Wasser.Abb. 32: Gleicher Stein, Detail der trockenen Geschiebeoberfläche.Abb. 33: Einschlussführender Metabasit oder Metakonglomerat mit basischer Matrix und Lithoklasten basischer bis intermediärer Gesteine, Breite 50 cm, Tagebau Profen, ca. 20 km S Leipzig.Abb. 34: Detailaufnahme der nassen Oberfläche.
4. Lokalitäten
Lokalität 1: Einschlussführender Diabas mit Anorthosit- und quarzitähnlichen Sandstein-Fragmenten; Diabasgang 850 m OSO Södregården, Kartenblatt Växjö NO; WGS84DD 57.20566, 14.73403.
Lokalität 2: Småland-Granit mit Partien einschlussführender Diabase; lose Steine vom Anstehenden am Wegesrand; Waldweg bei Olstorp, SW Forserum; 57.67967, 14.44153.
Lokalität 3: Einschlussführender Diabas im Kontakt zum Påskallavik-Porphyr; Bahnanschnitt 1 km NW des ehemaligen Bahnhofs Värlebo; 57.06050, 16.19424.
Lokalität 4: Diabasgang und Diabas-Xenolithe im Småland-Granit; Aufschluss an der Straße von Alsarp nach Sjunnarp (57.53253, 16.03591), Typlokalität liegt ca. 650 m weiter südwestlich (57.52943, 16.02641).
5. Literatur
BARTHOLOMÄUS WA & HERRENDORF G 2003 Ein großes Gerölldiabas-Geschiebe von Varel in Oldenburg – Geschiebekunde aktuell 19 (1): 1-15, 2 Taf., 6 Abb., 1 Tab., Hamburg / Greifswald.
KORN J 1927 Die wichtigsten Leitgeschiebe der nordischen kristallinen Gesteine im norddeutschen Flachlande ; Ein Führer für den Sammler kristalliner Geschiebe – VI+64 S., 48 farb. Abb. auf Taf. 1-6, 8 Farb-Ktn. auf Taf. 7-14, 1 Tab., Berlin (Preußische geologische Landesanstalt).
MEYER K-D 1981 Ein Vorkommen einschlußführender Diabase bei Björbo, 60 km WSW Falun, Dalarna / Mittelschweden – Der Geschiebesammler 15 (3): 93-98 (-106), 3 Taf., 3 Abb., Hamburg.
WIKMAN H 2000 Berggrundskartan 5E Växjö NO, skala 1:50 000. Sveriges geologiska undersökning Af 201.
Vom Parkplatz am Nordstrand Wittow, etwa 2,5 km westlich von Kap Arkona, führt ein Abstieg zum Strand. Wendet man sich nach Osten, werden die Steine bald größer, und nach 2 km erreicht man Gellort, den nördlichsten Punkt der Insel. Die Steilküste besteht hier wieder aus kreidigen Lockersedimenten. Am Gellort befindet sich auch der Siebenschneiderstein, der viertgrößte Findling auf Rügen.
Abb. 1: Strandabschnitt mit großen Geschieben, östlich vom Parkplatz am Nordufer auf der Insel Wittow.Abb. 2: Abstieg zum Siebenschneiderstein am Gellort.
Der Siebenschneiderstein besitzt ein Volumen von ca. 61m³. Laut Erfassungsbeleg Geotop des GLA Mecklenburg-Vorpommern (Bearbeiter W. Schulz) handelt sich um einen Karlshamm-Granit, einem etwa 1,4 Ga alten anorogenen Granit aus Blekinge in Südschweden.
Abb. 3: Die Oberfläche des Findlings ist stark angewittert. Stellenweise ist eine schalige Ablösungen zu beobachten, wahrscheinlich eine Folge von Verwitterung durch Frostsprengung.Abb. 4: Nur an einer Stelle ist das Gefüge des Findlings einigermaßen sichtbar und eine Ähnlichkeit mit dem Karlshamn-Granit erkennbar. Das Gestein enthält braunen Titanit.
Ein ausgesprochen interessantes Geschiebe befindet sich am einige hundert Meter westlich vom Siebenschneiderstein.
Abb. 5: Breite 75 cm.
Ein einsprenglingsarmer grüner Diabas und ein basisches Gestein mit sehr großen Plagioklas-Einsprenglingen steht im Kontakt mit einem sauren Porphyr vom Påskallavik-Typ (rechts unten). Solche Kontakte zwischen Gangporphyr und basischem Magma sind aus Ostsmåland bekannt. In diesen „gemischten Gängen“ nutzte zuerst das saure, später das basische Magma den gleichen Aufstiegsweg. Das basische Magma flankiert den sauren Gangporphyr, entstand also später. Im vorliegenden Fall scheint es mehrere basische Magmenschübe gegeben zu haben. Dabei wurde das feinkörnige und einsprenglingsarme Magma mechanisch mit dem Magma mit körniger Grundmasse und den großen Plagioklas-Einsprenglingen vermengt (magma mingling).
Abb. 6: Diabas mit körniger Grundmasse und großen Plagioklas-Einsprenglingen. Bildbreite 45 cm. Die Partie durchzieht eine etwa 1 cm breite Ader eines braunen Gesteins mit dichter Grundmasse, ohne Einsprenglinge (lokale, durch das heiße basische Magma aus dem Porphyr mobilisierte Schmelze?)Abb. 7: Nahaufnahme der gleichen Partie. Im Diabas mit körniger Grundmasse sind die Plagioklase unregelmäßig verteilt, einige davon gerundet. Andere Partien sehen aus wie Fragmente (Bildmitte rechts). Offenbar fand mehrfach eine Vermengung unterschiedlicher basischer Gesteine statt.Abb. 8: Der größte Plagioklas-Einsprengling (oder Xenokristall) ist 10 cm lang.Abb. 9: Detailaufnahme einer anderen Partie. Eine Epidotader durchschlägt mehrere Plagioklas-Einsprenglinge (oben).Abb. 10: Kontakt von Diabas und braunem Porphyr. Bildbreite ca. 25 cm.Abb. 11: Braune Porphyrpartie. Die runden Alkalifeldspat-Einsprenglinge mit dunklen Kernen sind typisches Erkennungsmerkmal des Påskallavik-Porphyrs. Bildbreite etwa 30 cm.Abb. 12: Die Grundmasse des Porphyrs wurde im Kontakt zum aufsteigenden Diabas-Magma aufgeschmolzen und assimiliert, nicht aber die runden Alkalifeldspäte. Sie häufen sich an dieser Stelle, teilweise sind sie von einem hellen Feldspat-Saum umgeben (Plagioklas aus dem Diabas-Magma?). Bildbreite ca. 13 cm.
Zwischen Nordstrand und Gellort sind noch weitere interessante Geschiebe zu finden, darunter auffällig viele größere Geschiebe von porphyrischen Amphiboliten (kleinkörnige Metabasite mit großen, runden Amphibol-Granoblasten, sog. „Uralit-Porphyrite“ oder „Uralit-Diabase“, Abb. 14-15).
Abb. 13: Påskallavik-Porphyr mit basischem Xenolith, Breite 24 cm. Das basische Gestein enthält einige runde Feldspäte (Xenokristalle) aus dem Porphyr. Auch hier muss das basische Magma zeitlich also nach dem Porphyr aufgestiegen sein.Abb. 14: Porphyrischer Amphibolit, Breite 22 cm.Abb. 15: Porphyrischer Amphibolit, Breite 24 cm.Abb. 16: Metabasit. Für einen porphyrischen Amphibolit enthält das Gestein zu wenig Amphibol. Es dürfte sich um einen metamorphen Leukogabbro oder -diorit handeln. Breite 25 cm.Abb. 17: Åland-Quarzporphyr, dunkle Variante, mit größeren grünen Plagioklas-Xenokristallen. Aufnahme unter Wasser.Abb. 18: Nahaufnahme des Gefüges; rechts oben ein unvollständiger Ringquarz.
Auch an diesem Küstenabschnitt ist der Braune Ostsee-Quarzporphyr ein häufiger Geschiebefund. Die nächsten Bilder zeigen zwei ausgefallene Varianten.
Abb. 19: Brauner Ostsee-Quarzporphyr mit einem aplitischen Xenolith. Aufnahme unter Wasser.Abb. 20: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 21: Brauner Ostsee-Quarzporphyr mit fleckiger Grundmasse (Fragmente, vulkanische Brekzie?); Aufnahme unter Wasser.Abb. 22: Der Porphyr enthält mit Quarz und Chalcedon gefüllte Hohlräume (Lithophysen). Stellenweise ist eine Bandtextur erkennbar (gebänderter Chalcedon = Achat).Abb. 23: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche.Abb. 24: Nahaufnahme. Einige Lithophysen sind mit bläulichem Chalcedon verfüllt.Abb. 25: Mafitreicher porphyrischer Rapakiwi, wahrscheinlich ein Nordingrå-Rapakiwi. Aufnahme unter Wasser.Abb. 26: Polierte Schnittfläche. Die meisten der grauen bis gelbbraunen Alkalifeldspäte besitzen undeutliche Konturen, einige einen nahezu quadratischen Umriss.Abb. 27: Nahaufnahme. Graugrüner Plagioklas ist in geringer Menge enthalten. Als dunkles Mineral tritt ganz überwiegend Amphibol auf. Eckige, teils idiomorphe mittelgraue Quarze sitzen in den Zwischenräumen der Feldspäte. Partien mit graphischen Verwachsungen sind nicht erkennbar.Abb. 28: Fleckengestein, leicht foliierter Granofels mit feinkörniger roter Matrix und dunklen Flecken. Breite 35 cm, Herkunft unbekannt.Abb. 29: Rotes Fleckengestein mit unregelmäßig konturierten Flecken in einer feinkörnigen Grundmasse. Solche Fleckengesteine kommen im Västervik-Gebiet, in ähnlicher Form aber auch in anderen Regionen vor. Breite 30 cm.Abb. 30: Västervik-Fleckengestein, polierte Schnittfläche, Geschiebe von Göhren (Nordperd).Abb. 31: Abendliche Stimmung am Gellort.
2.4. Lohme
Glück beim Finden wie auch beim Schneiden eines kambrischen Sandsteins hatte T. Brückner (Hilter). Der linke Grabgang mit dem Ichnofossil Monocraterion ist perfekt mittig getroffen.
Abb. 32: Außenseite des Geschiebes (Slg. T. Brückner).Abb. 33: Polierte Schnittfläche mit Monocraterion tentaculum (TORELL 1870).Abb. 34: In der Nahaufnahme erkennt man, dass beim Anlegen des Grabganges gröberes Sediment nachgesackt ist.
2.5. Sellin
Die nächsten Funde stammen vom Geröllstrand nordwestlich der Seebrücke Sellin.
Abb. 35: Seebrücke Sellin.Abb. 36: Hammarudda-Quarzporphyr, Breite 75 mm.Abb. 37: Åland-Rapakiwi mit Wiborgit-/Pyterlit-Mischgefüge, Aufnahme unter Wasser.Abb. 38: Vulkanit mit Blauquarz (Småland-Vulkanit); Breite 7,5 cm.Abb. 39: Rotbrauner Gangporphyr vom Påskallavik-Typ mit Blauquarz, Breite 11 cm.Abb. 40: Porphyrischer Monzogranit, NE-Småland-Granit vom Kinda-Typ; Breite 13 cm.Abb. 41: Monzogranit, Typ Filipstad, mit blass rötlich- bis braungrauem Alkalifeldspat und weißem bis grünlichgelbem Plagioklas. Breite 10,5 cm.Abb. 42: Biotitreicher Monzogranit mit grünem und rotbraunem Plagioklas, Breite 7 cm.Abb. 43: Plagioklasreicher Granitoid vom Typ Sala (Uppland-Granit), Breite 14 cm.Abb. 44: Roter Flasergneis, Breite 9 cm.Abb. 45: Roter Skolithos-Sandstein mit hellen Entfärbungsflecken, Breite 11 cm.
2.6. Mönchgut
Am südlichen Ende der Halbinsel Mönchgut liegt Klein Zicker. Vom Cafe „Zollhaus“ aus geht man eine niedrige Steilküste aus ockerbraunem Geschiebemergel entlang. Dieser Geschiebemergel des Mönchsguter Eislobus wurde vor 13.000 bis 15.000 Jahren während der weichselglazialen Mecklenburg-Phase abgelagert und ist ein sog. Ausschmelztill, d. h. er entstand durch sukzessives Abschmelzen des Eises während einer Stillstandslage.
Abb. 46: Steilküste auf Klein Zicker; ungeschichteter Till mit einem hohen Anteil an feinkörnigen Sedimenten (Ton, Sill) und wenigen größeren Steinen (dropstones).Abb. 47: Brutröhren der Schornsteinwespe (Odynerus spinipes) im Geschiebemergel.Abb. 48: Eigenartiges orthogonales Bruchmuster im Geschiebemergel. Sauerstoffhaltiges, entlang der Klüfte eindringendes Oberflächenwasser führte zu einer Oxidation von Fe II (grau) aus dem Geschiebemergel zu Fe III (Braunfärbung durch Bildung von Limonit).Abb. 49: Steilküste aus Geschiebelehm und Schmelzwassersanden am westlichen Ende der Halbinsel.Abb. 50: Åland-Ringquarzporphyr, Aufnahme unter Wasser.Abb. 51: Grüner Quarzporphyr, polierte Schnittfläche.Abb. 52: Nahaufnahme. Einige der eckigen bis kantengerundeten Quarze weisen Spuren einer magmatischen Korrosion auf.
Solche grünen Quarzporphyre werden immer wieder gefunden. Einige der eckigen bis kantengerundeten Quarze erinnern zwar an die magmatische korrodierten Quarze im Roten Ostsee-Quarzporphyr, allerdings kommen sie auch in Porphyren aus anderen Gebieten vor (u.a. Rödö).
Abb. 53: Bunter Granit vom Växjö-Typ, Aufnahme unter Wasser. Der Granittyp kommt verbreitet im nördlichen Småland vor.Abb. 54: Grobkörniges und pegmatitähnliches Gestein aus blauem Quarz, etwas weißem Feldspat und einem braunen Mineral (Amphibol oder Andalusit?). Aufnahme unter Wasser.Abb. 55: Tosterup-Konglomerat; überwiegend schwach kantengerundete Lithoklasten aus grünem Tonschiefer sowie ein rundes Quarzgeröll und ein rotbrauner Tonstein in einer sandigen, kalkgebundenen Matrix. Breite 20 cm.
Im westlichen Teil des Großen Zicker ist eine Steilküste aus Geschiebemergel und Schmelzwassersanden aufgeschlossen. Westlich der Zickerschen Berge liegt ein ausgedehnter Geschiebestrand.
Abb. 56: Blick von Klein Zicker auf die Zickerschen Berge.Abb. 57: Die grasbewachsenen Hügel der Zickerschen Berge im Westen von Möchsgut werden zur Weidewirtschaft genutzt.Abb. 58: Porphyrischer Rapakiwi; ähnliches Gefüge wie der Ostsee-Rapakiwi vom Nordbaltischen Pluton, allerdings ohne die charakteristischen kleinen Quarze um die Alkalifeldspäte. Polierte Schnittfläche, leg. D. Lüttich.Abb. 59: Granodiorit bis Quarzmonzodiorit, Aufnahme unter Wasser.Abb. 60: Mittelkörniger Granit aus blassrotem Alkalifeldspat (Karlsbader Zwillinge), braunrotem Plagioklas und grauem Quarz. Abgesehen von seiner Kleinkörnigkeit weist der Granit alle Merkmale des Lemland-Granits auf. Breite 13,5 cm.Abb. 61: Ein weiterer porphyrischer Granit mit rotem Plagioklas, vermutlich (post)svekofennisch, aber kein Lemland-Granit. Aufnahme unter Wasser.Abb. 62: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 63: Abendstimmung auf Groß Zicker.
Abb. 1: Steilküste auf Jasmund; Ablagerungen der Oberkreide (weiß) mit eingeschaltetem Geschiebemergel (grau).
Das bevorzugte Ziel für den geologisch interessierten Besucher von Rügen ist die beeindruckende Steilküste auf dem Inselteil Jasmund. Hier sind die als „Rügener Schreibkreide“ bezeichneten Sedimente sowie pleistozäne Ablagerungen aufgeschlossen. Nach einer kurzen Übersicht zu Rügens Geologie werden in dieser Artikelreihe Funde kristalliner Geschiebe von mehreren Stränden der Insel vorgestellt.
Die Rügener Schreibkreide ist ein krümeliger und wenig verfestigter Kalkstein, der von zahlreichen Feuersteinbändern durchzogen wird. Sie entstand in einem Zeitabschnitt der Oberkreide, im Maastricht, vor etwa 72-66 Millionen Jahren. Zu dieser Zeit bedeckte ein Flachmeer praktisch ganz Mitteleuropa. Nur einige Inseln ragten aus diesem Kreidemeer hervor, die Alpen gab es noch nicht. Ein tropisches Klima, aber eine recht kühle Wassertemperatur begünstigte das Wachstum kleinster, planktonisch lebender Meerestiere, aus denen die Schreibkreide zusammengesetzt ist. Im Wesentlichen sind dies die als Coccolithen bezeichneten Kalkplättchen von Algen der Ordnung Coccolithophorida, neben weiteren Kleinfossilien. Die Sedimentation erfolgte erstaunlich langsam, etwa 35 mm in 1.000 Jahren (REICH 1998). In der Schreibkreide finden sich auch zahlreiche Makrofossilien: Seeigel, Schwämme, Belemniten, Korallen, Muscheln, Bryozoen, Schnecken, Seesterne, Ammoniten und weitere (vgl. SCHULZ 2003: 347-351, REICH et al 2018).
Innerhalb der hellen Schreibkreide treten Lagen von dunkelgrauen Feuersteinen auf. Sie entstanden nach der Ablagerung der Kreideschichten während der Diagenese und bilden Konkretionen – massige Gesteine von rundlicher, knolliger, teils auch bizarrer Gestalt. Die Feuersteine sind der „Prototyp“ des nordischen Geschiebes, weil sie in glazialen Ablagerungen praktisch allgegenwärtig auftreten. Ihre südlichste Verbreitungsgrenze, die sog. „Feuersteinlinie“ kennzeichnet die Maximalausdehnung der nordischen Inlandvereisungen.
Abb. 2: Feuersteinlagen innerhalb der Rügener Schreibkreide, Steilküste nördlich von Sassnitz. Die Lagen sind annähernd gleich mächtig und regelhaft rhythmisch angeordnet. Abb. 3: Feuersteinlagen, Bildhöhe etwa 3 Meter.Abb. 4: Frisch ausgebrochene Feuersteine besitzen einen splittrigen Bruch und eine weiße Rinde. Mit der Zeit werden sie abgerollt, auf Grund ihrer Härte und Zähigkeit nur durch gegenseitige Bewegung im Brandungssaum. Bildbreite ca. 50 cm.
Vor den nordischen Inlandvereisungen bildeten die Schichten der Oberkreide ein mehr oder weniger ebenes und bis 400 m mächtiges Sedimentpaket. Diese Schichten sind auch heute im Untergrund noch großflächig verbreitet und durch jüngere Schichten verdeckt. Durch tektonische Vorgänge, wahrscheinlich Störungen des Untergrundes während der alpidischen Gebirgsbildung, kam es im Tertiär zu Hebungen. Durch leichte Verkippung bildeten sich Kreide-Horste. Einst verband ein etwa 100 km breites, in Ost-West-Richtung sich erstreckendes Kreidemassiv die Vorkommen von Rügen und Møn.
Die erosive Kraft des Inlandeises führte zu einer Abtragung der oberen 100 m dieses Massivs und zur Bildung kleiner und größerer Schollen, die in der Folge teils dachziegelartig verkippt oder sogar verfaltet wurden. Dabei konnten auch größere zusammenhängende Pakete der lockeren Kreidesedimente bewegt werden, weil der Untergrund gefroren war. Durch diese glazitektonischen Vorgänge gelangten die Kreidesedimente in ihre heutige Position und bilden ein komplexes Nebeneinander mit Geschiebemergeln und anderen glazialen Ablagerungen. Erst der Geschiebemergel des letzten weichselzeitlichen Eisvorstoßes liegt über den verschuppten kreidezeitlichen und glazialen Sedimenten, was auf eine zeitliche Einordnung der Glazitektonik in die Zeit bis zum Pommerschen Stadium der Weichselvereisung vor etwa 22.000 – 20.000 Jahren deutet.
Die Verkippung und Faltung der aufragenden Schollen lässt sich an den Feuersteinbändern stellenweise gut nachvollziehen (Abb. 5). Größere Kreideschollen sind vor allem im Nordteil der Insel auf Jasmund sowie an der NE-Spitze von Wittow aufgeschlossen. Kleinere Kreideschollen und -schlieren finden sich z. B. auch an der Steilküste von Dwasieden (Abb. 6).
Abb. 5: Gebogene Feuersteinlagen (Glazitektonik). Ursprünglich horizontal abgelagerte Kreide mit den typischen Feuersteinbändern. Durch die Kraft der Gletscher in der letzten Eiszeit kam es zur Aufschiebung, Verkippung und Stauchung der Kreide.Abb. 6: Geschiebemergel mit Kreideschlieren, Dwasieden.
Im letzten Stadium der Eisvorstöße, im späten Weichselglazial, wirkten die Inselkerne von Jasmund und Arkona als Hindernis. Der Gletscher teilte sich hier in zwei Eisströme. Ein südlich verlaufender sog. Oder-Eisstrom modellierte die hügelige Landschaft Ostrügens. Durch Stillstand und Abschmelzen des Eises entstanden die Endmoränen der sog. Mittelrügenschen Stillstandslage. Ihre heutige Gestalt nahm die Insel lange nach dem Rückzug des Eises an. Rügen war nach dem Abschmelzen des Eises zunächst Festland. Vor etwa 7.800 Jahren, zu Zeiten der Litorina-Transgression, wurde das Gebiet überflutet, nur die Inselkerne Jasmund, Wittow und Mönchgut lagen über dem Meeresspiegel. Durch Brandung entstanden an ihren Außenseiten Steilufer. Abgetragener Sand wurde durch Küstenströmungen in Gestalt von Nehrungen wieder ablagert und verbindet seitdem die Inselkerne miteinander. Im Naturschutzgebiet „Schmale Heide“ (Feuersteinfelder von Mukran) finden sich 14 Strandwälle aus Feuersteinen, die vor etwa 4.000 Jahren während mehrerer Sturmfluten aufgeschüttet wurden (Abb. 7).
Abb. 7: Feuersteinfelder von Mukran. Die wallartigen Akkumulationen von Feuersteinen sind Ablagerungen historischer Sturmfluten vor etwa 4.000 Jahren.
Rügens Steilküsten sind von einem beachtlichen Fortschreiten der Erosion betroffen, die Küstenlinie wird jährlich um durchschnittlich 30 cm zurückverlegt. Vor allem nach der Schneeschmelze und starken Regenfällen ereignen sich größere Abbrüche, Geschiebemergel und Schmelzwassersande zwischen die Kreidefelsen wirken dabei als Sollbruchstellen.
Abb. 8: Frischer Abbruch nördlich von Sassnitz (Mai 2012).Abb. 9: Bedrohlich hängen metergroße Geschiebe in der Steilwand bei Sassnitz.
Auf Rügen gibt es eine Vielzahl interessanter geologischer Lokalitäten, die im Text genannten sind auf der Karte Abb. 10 markiert.
Abb. 10: Übersichtskarte Rügen mit besuchten Lokalitäten: Nordufer Wittow und Kap Arkona (1), Dwasieden (2), Kreideküste nördlich Sassnitz (3), Klein Zicker (4), Groß Zicker (5), Dargast (6), Kreidemuseum Gummanz (7), Feuersteinfelder Mukran (8). Karte aus wikipedia.org, Urheber: devil m25, CC BY-SA 2.0 de.
Auf Jasmund wurde die Rügener Schreibkreide zur Gewinnung von Schlämmkreide früher in zahlreichen Steinbrüchen abgebaut. Ein aktiver Tagebau liegt bei Promoisel, ein aufgelassener Bruch bei Dargast.
Abb. 11: Aufgelassener Tagebau bei Dargast.
Das Kreidemuseum in Gummanz (www.kreidemuseum.de) informiert mit einer bergbautechnischen Sammlung und einem Freilichtbereich über die Historie des Kreideabbaus und die Verwendung der Rügener Schreibkreide, ein geologisch-paläontologischer Sammlungsteil über die Entstehung der Insel Rügen. Auch eine hervorragende Ausstellung mit Kreidefossilien kann besichtigt werden.
Abb. 12: Kreidemuseum GummanzAbb. 13: Ehemaliger Tagebau am Freilichtmuseum Gummanz.
Auf Rügen gibt es auch mehrere große Geschiebe, z. B. der Schwanenstein bei Lohme. Auf den Siebenschneiderstein (Karlshamn-Granit) wird im Abschnitt Kap Arkona eingegangen. Der größte Findling Norddeutschlands ist der Buskam östlich von Göhren.
Abb. 14: Schwanenstein bei Lohme.
2. Geschiebesammeln auf Rügen
Abb. 15: Steilküste nördlich von Sassnitz.
Die Geröllstrände auf Rügen bieten dem Geschiebesammler gute Fundmöglichkeiten. Auf ein übermäßiges „Abräumen“ der Strände sollte man allerdings verzichten und Steine mit Bedacht entnehmen, damit auch zukünftige Besucher noch die ganze Bandbreite an nordischen Geschieben vorfinden können. Vielleicht vermag eine gute fotografische Dokumentation den „Sammeltrieb“ ebenfalls zu befriedigen. Die meisten der hier gezeigten Gesteine liegen noch vor Ort. Das Hauptaugenmerk gilt den kristallinen Geschieben, die in drei Abschnitten vorgestellt werden:
Die kristalline Geschiebegemeinschaft auf Rügen ist stark von den Gesteinen des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB) geprägt, darunter die variationsreichen und oft bunten Småland-Granitoide und Småland-Porphyre. Allgemein häufig ist auch der Braune Ostsee-Quarzporphyr, der Rote Ostsee-Quarzporphyr tritt nur ganz vereinzelt auf. Rapakiwi-Gesteine von Åland sind in mäßiger Häufigkeit anzutreffen. Aus Dalarna finden sich nur wenige Kristallingesteine. Granite von Bornholm sind seltener, als es die Nähe zum Anstehenden und die Zugrichtung der Gletscher während der letzten Vereisung erwarten lässt.
Oslogesteine (z. B. Rhombenporphyre) oder SW-schwedisches Material fehlen vollständig, Rügen liegt jenseits ihrer Verbreitungsgrenzen. In diesem Zusammenhang sind Funde von dunklen und quarzfreien Porphyren mit rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglingen interessant, die dem Rhombenporphyr ähneln, aber kaum aus dem Oslograben stammen dürften (Abb. 2-4). Ein weiterer Fund eines ganz ähnlichen Porphyrs wird im Abschnitt „Dwasieden“ (Abb. 13) gezeigt und diskutiert.
Abb. 16: Rhombenführender Porphyr, Sassnitz.Abb. 17: RückseiteAbb. 18: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 19: Nahaufnahme einiger rhombenförmiger Feldspäte; rechts der Bildmitte ein Pyritkorn.
2.1. Sassnitz
Nördlich vom Hafen in Sassnitz wurden große Steine als Uferschutz abgelagert, neben zahlreichen Großgeschieben auch Lausitzer Granodiorit aus der Westlausitz als Fremdmaterial. Der Plutonit entstand im Zuge der Cadomischen Gebirgsbildung vor etwa 650-550 Millionen Jahren.
Abb. 20: Dunkler Xenolith in einem grauen Xenolith im Lausitzer Granodiorit. Uferbefestigung nördlich vom Hafen Sassnitz. Bildbreite 35 cm.
Etwas weiter nördlich beginnt die Steilküste von Jasmund. Aufragende Schollen von Schreibkreide wechseln sich mit Geschiebemergel und Schmelzwassersanden ab (Abb. 1). Bänder aus Feuerstein sind geradezu regelhaft in die Kreidesedimente eingeschaltet (Abb. 2). An einigen Stellen kann man auch eine Faltung dieser Bänder durch Tektonik oder Eistektonik beobachten (Abb. 5). Beim Aufenthalt am Fuße der Steilküste sollte stets die Gefahr von Steinschlag berücksichtigt werden. Besonders nach starkem Regen, während der Schneeschmelze und bei Sturm ist äußerste Vorsicht geboten.
Der vorgelagerte Geröllstrand besteht größtenteils aus schwarzen Feuersteinen. Jedes einzelne der wenigen eingestreuten Kristallingeschiebe lässt sich dadurch genauer in Augenschein nehmen. An Strandabschnitten mit aufgearbeiteten glazialen Ablagerungen treten diese auch zahlreicher in Erscheinung.
Abb. 21: Geröllstrand bei Sassnitz, Bildbreite 90 cm.Abb. 22: Brauner Ostsee-Quarzporphyr mit einem helleren Quarzporphyr als Xenolith. Aufnahme unter Wasser.Abb. 23: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 24: Porphyrischer Rapakiwi (Kökar-Rapakiwi?), Breite 11,5 cm.Abb. 25: Vollroter Granophyr mit hellem, teils bläulichem Quarz, Breite 12 cm.Abb. 26: Nahaufnahme.
Solche vollroten Granophyre (granitische Gesteine, die fast vollständig aus graphischen Verwachsungen von Feldspat und Quarz bestehen) sind z. B. aus dem Nordingrå-Pluton in Nordschweden, aber auch aus anderen Rapakiwi-Vorkommen bekannt. Mangels charakteristischer Merkmale lässt sich der Gesteinstyp nicht auf ein bestimmtes Vorkommen zurückführen.
Abb. 27: Roter Rapakiwi (Rödö-Rapakiwi), Breite 17 cm.Abb. 28: Das Gestein enthält weißen Calcit, sein Erscheinungsbild stimmt mit den Wiborgiten von Rödö überein (große, klare und magmatisch kaum korrodierte Quarze; gelber Plagioklas), wenn auch nur ein einzelnes größeres, von gelbem Plagioklas umsäumtes Kalifeldspat-Ovoid enthalten ist.Abb. 29: NahaufnahmeAbb. 30: Mischgestein aus einem Rapakiwi-Vorkommen. Die roten Bereiche bestehen aus graphischen Verwachsungen aus Quarz und Feldspat. Quarz bildet auch einzelne größere und rundliche Aggregate. Breite 13 cm.Abb. 31: Nahaufnahme des Gefüges.Abb. 32: Verhältnismäßig großes Geschiebe eines Bottenseeporphyrs, Typ Andeskeri, Breite 11,5 cm.Abb. 33: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser. Lagige oder schlierige Wechsel in der Färbung der Grundmasse sind in diesem Porphyrtyp häufig zu beobachten.Abb. 34: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 35: Polierte Schnittfläche.Abb. 36: Nahaufnahme des Gefüges. Die dunkelgrauen Quarze weisen deutliche Spuren einer magmatischen Korrosion auf (radiale Einbuchtungen durch Anschmelzung; aufgefüllt mit Grundmasse).
Häufigster Geschiebetyp in Sassnitz sind die bunten Granitoide des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB). Dazu gehören die mittelkörnigen Alkalifeldspatgranite vom Växjö-Typ mit blauem oder farblosem Quarz und braunem oder rotem Alkalifeldspat; weiterhin porphyrische Granite mit der typischen Dreifarbigkeit (blauer Quarz, brauner oder roter Alkalifeldspat sowie weißer, grüner, gelber oder orangefarbener Plagioklas). Die Anzahl der Leitgeschiebe unter den TIB-Graniten ist klein, da an verschiedenen Lokalitäten im Anstehenden Gesteine mit dem gleichen Gefüge auftreten.
Abb. 37: Mittelkörniger TIB-Granit (Flivik-Granit) aus Ost-Småland, Aufnahme unter Wasser.Abb. 38: In der Nahaufnahme sind größere Mengen an gelblichem Titanit sichtbar.
Aus Nordost-Småland und dem südlichen Östergötland dürften die folgenden Granite mit porphyrischem Gefüge stammen. Gemeinsam ist ihnen ein Anteil von gelbem bis orangerotem Plagioklas und viel Titanit.
Abb. 39: NE-Småland-Granit (ähnlich Kinda-Granit), Breite 14 cm.Abb. 40: NE-Småland-Granit (ähnlich Kinda-Granit), Breite 14 cm.Abb. 41: NahaufnahmeAbb. 42: Porphyrischer Granit mit Gefügewechsel, Breite 16 cm.Abb. 43: Ein weiterer Gefügewechsel in einem porphyrischen Granit (grüner sowie wahrscheinlich durch Metasomatose umgewandelter gelber Plagioklas). Breite 14 cm.
Die nächsten Bilder (Abb. 44-51) sind eine Zusammenstellung einiger der überaus zahlreichen gleich- und mittelkörnigen Småland-Granite vom Växjö-Typ.
Abb. 44: Gleichkörniger Alkalifeldspat-Granit (Växjö-Typ), Breite 28 cm.Abb. 45: Gleichkörniger Småland-Granit, Breite 11 cm.Abb. 46: Gleichkörniger Småland-Granit mit etwas Plagioklas (gelb); Breite 14 cm.Abb. 47: Gleichkörniger Småland-Monzogranit mit basischen Xenolithen, Breite 42 cmAbb. 48: Nahaufnahme. Der Xenolith wurde hydrothermal alteriert und zeigt einen Saum aus hellgrünem Epidot.Abb. 49: Gleichkörniger roter Alkalifeldspat-Granit (Växjö-Typ), Breite 13,5 cm.Abb. 50: Bunter Växjö-Granit, kommt in N-Småland verbreitet vor und besitzt eine gewisse Ähnlichkeit mit dem Siljan-Granit aus Dalarna. Breite 10,5 cm.Abb. 51: Quarzreicher mittelkörniger Granit vom Växjö-Typ, Breite 11 cm.Abb. 52: Porphyrischer roter Småland-Alkalifeldspatgranit, Breite 18 cm.Abb. 53: Braune und aplitähnliche Partie mit einer mittelkörnigen Übergangszone in einem grobkörnigen Monzogranit bis Quarzmonzonit (rechts und ganz links). Breite 45 cm.Abb. 54: NahaufnahmeAbb. 55: Granit mit zuckerkörnigem Quarz (TIB-Granit, Älö-Granit?). Breite 13 cm.Abb. 56: Quarzreicher Granitoid mit wenig hellbraunem Alkalifeldspat und kleineren, deutlich voneinander abgegrenzten Plagioklas-Aggregaten von weißer bis gelblichgrüner Farbe (Granodiorit). Breite 11 cm.Abb. 57: Bornholm-Granit (Vang-Granit), Breite 28 cm.Abb. 58: Nahaufnahme.
Typisch für die Bornholm-Granite ist das „verwaschene“ Gefüge mit unklaren Korngrenzen aus Kalifeldspat, Quarz und Plagioklas, die rötliche, über Korngrenzen hinweg laufende Hämatit-Imprägnierung sowie runde Ansammlungen von dunklen Mineralen (Biotit). Innerhalb des Biotits findet sich reichlich Titanit.
Abb. 59: (Bornholm?-)Streifengneis; Partien des Gesteins sind mit rotem Hämatit imprägniert. Breite 17 cm.
Auch Porphyrgeschiebe aus dem TIB finden sich in großer Zahl, darunter Porphyre vom Påskallavik- und Emarp-Typ. Nicht selten sind auch Gangporphyre mit einem deformierten Gefüge, erkennbar an schlierigen Ansammlungen und einer Vorzugsrichtung der dunklen Glimmerblättchen (Abb. 60).
Abb. 60: Deformierter Gangporphyr („Högsrum-Porphyr“), Breite 13 cm.Abb. 61: Småland-Gangporphyr vom Påskallavik-Typ, Breite 19 cm.Abb. 62: Roter Gangporphyr mit Blauquarz und körniger Grundmasse, Breite 10 cm.
Nur vereinzelt lassen sich am Strand von Sassnitz Kristallingesteine aus Dalarna entdecken.
Abb. 63: Älvdalen-Ignimbrit aus Dalarna, Breite 10,5 cm.Abb. 64: Auffälliger Plutonit mit rosafarbenen Alkalifeldspat-Einsprenglingen und weißer Grundmasse aus feinkörnigem Feldspat. Breite 17 cm.Abb. 65: Nahaufnahme. Quarzkörner sind nur vereinzelt aufzufinden, wahrscheinlich liegt der Quarzgehalt unter 5%. Wenn der Feldspat der weißen Grundmasse ausschließlich Plagioklas ist, dürfte es sich um einen Monzonit handeln (35-65% Alkalifeldspat am Gesamtfeldspatanteil, Quarz unter 5%).Abb. 66: Västervik-Fleckenquarzit, Breite 9 cm.Abb. 67: Kontakt zwischen Pegmatit und einem grauen Gneis, Breite 65 cm.Abb. 68: Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Der Pegmatit besteht fast ausschließlich aus Alkalifeldspat und großen Biotit-Aggregaten (bis 5 cm). Die grauen Partien innerhalb der Feldspäte weisen auf feinste Entmischungen von Albit und Kalifeldspat hin.Abb. 69: Geschichteter Sandstein. Die wellenförmige Oberseite der rötlichen Lagen deutet auf Strömungsrippel, während die grauen Lagen darüber planar ausgebildet sind (ruhiges Strömungsregime). Breite 25 cm.
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Die Steilküste bei Nienhagen, etwa 8 km westlich von Warnemünde, ist ein aktives Kliff aus weichselkaltzeitlichem Geschiebemergel, Geschiebelehm und Schmelzwassersanden. Hier finden sich zwei jüngere Geschiebemergel der Weichselvereisung, getrennt durch eine dünne Sand-, Kies- bzw. Gerölllage. Der liegende graue Geschiebemergel ist dem Hauptvorstoß des Pommerschen Stadiums vor 15.000 Jahren zuzuordnen, der braune Geschiebemergel dem vor ca. 13.200 Jahren einsetzenden Mecklenburger Stadium. Eine ähnliche Zusammensetzung findet sich am gesamten Küstenabschnitt von Geinitzort bis Kühlungsborn, während weiter östlich, entlang der Stoltera, Geschiebemergel älterer weichselzeitlicher Eisvorstöße abgelagert wurden (SCHULZ & PETERSS 1989, KLAFACK 1996).
Durch fortschreitende Küstenerosion ist das Nienhagener Kliff ständigen Veränderungen unterworfen, entsprechend ergeben sich immer neue Fundmöglichkeiten. Am westlichen Abstieg fallen zunächst große Blöcke von Larvikit ins Auge, die offenbar als Uferbefestigung dienen. Larvikit ist ein Anorthoklas-Syenit und kommt, wie alle übrigen Gesteine aus dem Oslograben sowie SW-schwedische Leitgeschiebe (Schonengranulit, Flammenpegmatit etc.), in Nienhagen nicht als Geschiebe vor.
Abb. 2: Larvikit als Uferbefestigung, Breite etwa 1 Meter.Abb. 3: Das Gestein ist sehr grobkörnig, einzelne Anorthoklas-Kristalle erreichen eine Länge von 4 cm. Trocken fotografiert, Bildbreite 22 cm.Abb. 4: Nahaufnahme, nass fotografiert. Einige der grünlichen Feldspäte besitzen den typisch blauen Schiller. Dieser entsteht durch Lichtbrechung an feinsten Entmischungslamellen innerhalb der Feldspäte.
Kristalline Geschiebe
In Nienhagen überwiegen ganz klar Magmatite und Vulkanite des Transkandinavischen Magmatitgürtels (TIB). Der Anteil an Åland- bzw. Rapakiwi-Gesteinen ist nicht besonders hoch (keine Bilder), der Braune Ostseeporphyr tritt hingegen sehr häufig auf. Dieser unterliegt – wie alle Vulkanite – Variationen hinsichtlich Farbe und Gefüge. Gemeinsame Merkmale dieses Porphyrtyps sind: Reichtum an Einsprenglingen, dichte Grundmasse, kleine Quarze, mafische Enklaven.
Abb. 5: Varianten des Braunen Ostsee-Quarzporphyrs. Bildbreite 25 cm.Abb. 6: Brauner Ostsee-Quarzporphyr mit orangefarbenen Feldspat-Einsprenglingen. Breite 10 cm.Abb. 7: Brauner Ostsee-Quarzporphyr mit weißen und roten Feldspat-Einsprenglingen, die deutliche Spuren magmatischer Korrosion zeigen. Leg. Sebastian Mantei.Abb. 8: Brauner Ostsee-Quarzporphyr, Feldspäte teilweise stark magmatisch korrodiert. Breite 8,5 cm.Abb. 9: Dem Braunen Ostsee-Quarzporphyr ähnliches Porphyrgeschiebe mit einer Abfolge verschiedener Gefügevarianten, vermutlich eine Folge von magma mingling bzw. einer mafischen Enklave.
Bei gehäuften Funden des Braunen Ostsee-Quarzporphyrs ist auch vermehrt mit Funden des Ostsee-Syenitporphyrs zu rechnen, dem ein ähnliches Herkunftsgebiet zugeschrieben wird. Aus Nienhagen liegen 4 Funde vor. Der gewöhnliche Ostsee-Syenitporphyr ist ein recht unauffälliges Gestein, einige seltene Varianten fallen ins Auge (Abb. 13-14).
Abb. 10: Ostsee-Syenitporphyr; grünlichgraue Grundmasse, schwarze Mandeln und Feldspateinsprenglinge in geringer Menge. Breite 15 cm.Abb. 11: Ostsee-Syenitporphyr, grünliche Variante. Die Grundmasse wird von einem Netz aus Rissen durchzogen; Aufnahme unter Wasser.Abb. 12: Ostsee-Syenitporphyr mit Gefügewechsel zwischen rotbrauner und grünlichgrauerGrundmasse; Aufnahme unter Wasser.Abb. 13: Ostsee-Syenitporphyr, seltene blaugraue Variante; Aufnahme unter Wasser (Sebastian Mantei leg.).Abb. 14: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.
Auch basaltische Mandelsteine sind häufig anzutreffen.
Abb. 15: Violettgrauer basaltischer Mandelstein. Breite 11 cm.Abb. 16: Basaltischer Mandelstein; zonierter Aufbau der Mandeln mit hellgrünem Epidot am Rand der ehemaligen Blasenhohlräume.Abb. 17: Sehr blasenreicher basaltischer Mandelstein. Das hornsteinartige und dichte rote Material sind Ausscheidungen von Jaspis.
Vulkanite und Magmatite (Porphyre und Granite) aus Småland bzw. dem Transskandinavischen Magmatitgürtel (TIB) sind die häufigsten Kristallingeschiebe in Nienhagen.
Abb. 18: Järeda-Granit; blassroter Småland-Granit mit viel Blauquarz. Besonderes Kennzeichen sind die feinen, mit dunklen Mineralen gefüllten Risse innerhalb der Feldspäte. Breite 13 cm.Abb. 19: Kinda-Granit. Porphyrischer Granit aus trübem, leicht bläulichem Quarz, größeren braunen Alkalifeldspäten und kleineren orangefarbenen Plagioklasen. Plagioklas bildet stellenweise unvollständige Säume um Alkalifeldspat. Innerhalb der dunklen Minerale ist gelblicher Titanit erkennbar.Abb. 20: Ein weiterer Kinda-Granit bzw. NE-Småland-Granit. Breite 11 cm.Abb. 21: Roter Småland-Granit (Filipstad-Typ) mit etwas gelblichem Plagioklas. Breite 17 cm.Abb. 22: Leicht deformierter Småland-Granit vom Växjö-Typ (gleichkörnig) mit blassrotem Alkalifeldspat und weißem bis gelblichem Plagioklas. Der Blick geht auf die Foliationsebene, dadurch wirkt das Gestein quarzreicher. Breite 12 cm.Abb. 23: Vollroter und grobkörniger Alkalifeldspatgranit, Breite 11 cm. Das Gefüge erscheint undeformiert; Plagioklas ist nicht erkennbar, Mafite nur in geringer Menge vorhanden. Es dürfte sich um einen Uthammar-Granit handeln.Abb. 24: Granit vom Typ Filipstad mit runden Feldspat-Ovoiden, teilweise umgeben von einem gelbem Plagioklassaum; ohne nähere Herkunftsangabe. Breite 13 cm.Abb. 25: Weißer Filipstad-Granit. Seltene Variante aus der Familie der Filipstad-Granite, evtl. als Leitgeschiebe für das westliche Värmland geeignet. Polierte Schnittfläche, leg. Sebastian Mantei.
Auch Granite aus anderen Gebieten als dem TIB finden sich in Nienhagen, z. B. der Karlshamn-Granit aus Blekinge, seltener auch Bornholm-Granite.
Abb. 26: Gneisgranit mit roten Flecken, evtl. von Bornholm. Breite 12 cm.Abb. 27: Karlshamn-Granit aus Blekinge, Aufnahme unter Wasser.Abb. 28: Der Granit enthält reichlich gelben Titanit.Abb. 29: Ein ähnlicher Granit, wahrscheinlich Karlshamn-Granit. Breite 12 cm.
Die meisten der zahlreichen Porphyr-Geschiebe sind auf das Gebiet des TIB zurückzuführen, vor allem auf Småland, wo ausgedehnte Porphyrgebiete existieren. Eine genauere Herkunftsangabe lässt sich aber meist nicht machen. Als Leitgeschiebe eignen sich der Paskallavik- und Emarp-Typ, mit Abstrichen auch Lönneberga-, Högsrum- und Nymala-Porphyr. Porphyre aus Dalarna treten in Nienhagen nur untergeordnet auf; häufiger sind – neben Bredvad- und Grönklitt-Porphyr – Geschiebe vom Typ „Einsprenglingsreicher Porphyr aus Dalarna“. Auch unter den Småland-Porphyren gibt es einsprenglingsreiche Varianten (Abb. 34). Sie enthalten Enklaven mit dunklen Mineralen und sind in der Regel leicht deformiert.
Abb. 30: Påskallavik-Porphyr, Breite 11 cm.Abb. 31: Deformierter Gangporphyr, „Högsrum-Porphyr„. Breite 9 cm.Abb. 32: Nymåla-Porphyr, Breite 9 cm.Abb. 33: Lönneberga-Porphyr, Breite 75 mm. Dieser Porphyrtyp ist in Nienhagen recht häufig anzutreffen.Abb. 34: Einsprenglingsreicher Porphyr (Småland-Porphyr), Breite 10 cm.Abb. 35: Quarzporphyr, Herkunft unbekannt. Breite 15 cm.Abb. 36: Aus Dalarna stammt dieser Lapillituff aus roten, violetten und braunen, teils gerundeten Porphyr-Klasten (Digerberg-Tuffit). Breite 14 cm.
Unter den kleineren Strandsteinen in Nienhagen kann man sehr viele basische Gesteine beobachten, vor allem Dolerite vom Asby-Ulvö-Typ.
Abb. 37: Schonen-Lamprophyr. Dunkles und basaltähnliches Gestein mit Einsprenglingen von Pyroxen (schwarz), Olivin (gelbbraun) sowie weißen Mandeln. Breite ca. 30 cm. Einziger Fund dieses Gesteinstyps in Nienhagen.Abb. 38: Dolerit mit grünem Olivin, Aufnahme unter Wasser.Abb. 39: Nahaufnahme.Abb. 40: Sehr grobkörniger Dolerit vom Åsby-Ulvö-Typ. Diese Variante ist aus Nordingrå (Ulvö) bekannt. Aufnahme unter Wasser.Abb. 41: Gabbroides Gestein mit Glimmer. Breite 9 cm.Abb. 42: Dioritisches Gestein mit länglichen Amphibolen und etwas Glimmer. Breite 16 cm.Abb. 43: Porphyroblastischer Amphibolit. Die runden Amphibol-Blasten sind ein deutlicher Hinweis auf seine metamorphe Bildung aus einem Gabbro oder Dolerit. Das Gestein kein Hornblendegabbro, da dieser zu einem großen Teil aus magmatisch gebildetem Amphibol bestehen muss. Breite 85 mm.
Unter den Metamorphiten sind Paragneise vom Sörmland-Typ mit violettroten Granat-Porphyroblasten sehr häufig anzutreffen. Auch die Fundmöglichkeiten für Fleckengesteine aus dem Västervik-Gebiet scheinen in Nienhagen günstig zu sein. Allerdings treten die violetten Västervik-Quarzite nur selten auf, obwohl sie mengenmäßig die Fleckengesteine überwiegen müssten.
Abb. 44: Paragneis vom Sörmland-Typ mit violettroten Granat-Porphyroblasten; Breite 10 cm.Abb. 45: Glimmerführender Quarzit mit weißen Sillimanit-Granoblasten. Solche Fleckenquarzite mit deformiertem Gefüge lassen sich nicht ausschließlich auf das Västervik-Gebiet zurückführen. Breite 14 cm.Abb. 46: Västervik-Fleckengestein (Cordierit-Granofels), Breite 12 cm.Abb. 47: Diverse Fleckengesteine aus der ehem. Sammlung Somann. Eine Erläuterung der Funde findet sich auf kristallin.de, Abb. 51.Abb. 48: Rotfleckiger Quarzit, Breite 8,5 cm.Abb. 49: Nahaufnahme.Abb. 50: Rotfleckiger Quarzit. Dieser Typ kommt auch im Västervik-Gebiet vor. Polierte Schnittfläche. Ehem. Sammlung Somann.Abb. 51: Silikatmarmor („Ophicalcit“), Breite 17 cm. Näheres zu Marmor.Abb. 52: Nahaufnahme unter Wasser.Abb. 53: Glimmerquarzit. Früher als „Weißer Glimmerschiefer von Schonen“ in KORN 1927 bezeichnetes Gestein kommt u. a. in Västana, aber auch an anderen Lokalitäten vor. Mitunter ist eine seltene Mineralisation phosphathaltiger Minerale zu beobachten. Kein Leitgeschiebe, Breite 13 cm.Abb. 54: Epidotisierter Magmatit (Metasomatit) aus rotem Alkalifeldspat, hellgrünem Epidot, epidotisiertem Plagioklas sowie etwas Quarz. Breite 12 cm.Abb. 55: Weitgehend aus Feldspäten bestehende Brekzie, Risse verfüllt mit feinkristallinem Quarz und Milchquarz. Breite 11 cm.Abb. 56: Tektonische Brekzie. Das Wirtgestein besteht aus rotem Alkalifeldspat und Quarz und besitzt eine granitische Zusammensetzung. Die Risse wurden mit feinkristallinem Quarz und Milchquarz verfüllt. Breite 12 cm.Abb. 57: Mylonitischer Augengneis mit hellen Feldspat-Porphyroblasten. Der als „Tännas-Augengneis“ bezeichnete Geschiebetyp dürften in vergleichbarer Ausbildung auch in anderen Mylonit-Vorkommen zu erwarten sein. Breite 9 cm.Abb. 58: Feinkörniger gebänderter Gneis (Leptit). Aufnahme unter Wasser.Abb. 59: Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Die Grundmasse besteht aus einem gleichkörnigem Gefüge aus Quarz und Feldspat.Abb. 60: Pegmatoide Quarz-Feldspat-Partie mit großen hellroten Granat-Porphyroblasten, wahrscheinlich Teil eines Leukosoms in einem Migmatit. Leg. Sebastian Mantei.Abb. 61: Nahaufnahme des Granats, durchsetzt von schwarzer Hornblende.
Sedimentärgeschiebe
In Nienhagen finden sich sehr viele Feuersteine. Günstig scheinen die Fundmöglichkeiten für Lias-Geschiebe (Toneisensteine mit Pflanzenresten) zu sein, weiterhin Kambrische Geschiebe (BUCHHOLZ 2011, HINZ-SCHALLREUTER & KOPPKA 1996), Stinkkalke, Silur-Geschiebe mit Graptolithen (MALETZ 1995, 1996) Gelegentlich kommen Roter Beyrichienkalk sowie Unterkreide-Geschiebe vor.
Abb. 62: „Rhät-Lias“-Geschiebe, Feinsandstein mit kohligen Pflanzenresten, leg. Sebastian Mantei.Abb. 63: Grünliche Sandstein-Konkretion (wahrscheinlich Unterkreide) mit phosphorischem Zement sowie Holzresten.Abb. 64: Bruchfläche.Abb. 65: Trias-Konglomerat („Caliche-Konglomerat“). Bunte Mergelklasten in einem sparitischen Zement. Leg. Georg Engelhardt (Potsdam).Abb. 66: Bruchfläche.Abb. 67: Nahaufnahme der Bruchfläche.Abb. 68: Roter Beyrichienkalk, Aufnahme unter Wasser.Abb. 69: Knolliger Dolomit mit Dolomit-Drusen.Abb. 70: Druse mit würfelförmigen Dolomit-Kristallen. Der Nachweis von Dolomit gelingt mit verdünnter Salzsäure: Dolomit zeigt nur eine sehr schwache Reaktion unter Bildung von CO2-Bläschen.Abb. 71: Sandstein-Konglomerat mit phosphoritisch gebundenen Klasten, Breite 13 cm.
Nach einem Hinweis von S. Mantei handelt es sich bei diesem Konglomerat nicht etwa um den unterkambrischen Rispeberg-Sandstein, vielmehr sprechen enthaltene Trilobitenreste von Agnostus pisiformis für das obere Mittelkambrium. Dies ist ungewöhnlich, da eine sandige Fazies in der A. pisiformis-Zone in der Literatur bisher nicht beschrieben wurde. Von hier bekannt sind entweder (Stink-)kalkige Konglomerate mit oder sandige Konglomerate ohne A. pisiformis.
Abb. 72: Steilufer und Geröllstrand bei Nienhagen.
Literatur
SCHULZ W & PETERSS K 1989 Geologische Verhältnisse im Steiluferbereich des Fischlandes sowie zwischen Stoltera und Kühlungsborn – In: Mitteilungen der Forschungsanstalt für Schiffahrt, Wasser- und Grundbau; Schriftenreihe Wasser- und Grundbau 54. Berlin: Forschungsanstalt für Schiffahrt, Wasser- und Grundbau. S. 132-148.
BUCHHOLZ A 2011 Ein Geschiebe des A[ht]iella jentzschi-Konglomerates von Nienhagen, Mecklenburg (Norddeutschland) – Mitteilungen der Naturforschenden Gesellschaft Mecklenburg 11 (1): 24-30, 14 Abb., Ludwigslust.
BÜLOW K VON 1937 Grundmoränenbilder – Zeitschrift für Geschiebeforschung und Flachlandsgeologie 13 (1): 5-8, 3 Abb., Leipzig.
GEINITZ E 1910 Das Uferprofil des Fischlandes – Mitteilungen aus der Großherzoglichen Mecklenburgischen Geologischen Landesanstalt 21: 11 S., 11 Taf., Rostock (Leopold i. Komm.).
HINZ-SCHALLREUTER I & KOPPKA J 1996 Die Ostrakodenfauna eines mittelkambrischen Geschiebes von Nienhagen (Mecklenburg) [The Ostracod Fauna of a Middle Cambrian Geschiebe from Nienhagen (Mecklenburg)] – Archiv für Geschiebekunde 2 (1): 27-42, 5 Taf., Hamburg.
KLAFAK R 1996 Bericht über die Exkursion zur Steilküste Nienhagen – Geschiebekunde aktuell 12 (2): 61, Hamburg.
MALETZ J 1995 Dicranograptus clingani in einem Geschiebe von Nienhagen (Mecklenburg) – Geschiebekunde aktuell 11 (2): 33-36, 2 Abb., Hamburg.
MALETZ J 1996 Saetograptus cf. leintwardinensis in einem Geschiebe von Nienhagen – Geschiebekunde aktuell 12 (4): 111-116, 2 Abb., Hamburg.
PETERSS K 1990 Strukturtektonische Untersuchungen glazigener Sedimente im Raum Stoltera-Kühlung – Zeitschrift für geologische Wissenschaften 18 (12): 1093-1103, 10 Abb., Berlin (Verlag für Geowissenschaften).
