Inhaltsverzeichnis
1. Einleitung
2. Geographie Schwedens
3. Geographie des Kartiergebietes
4. Geologischer Rahmen
5. Regionale Geologie
6. Lithologie
7. Metamorphose
8. Tektonik
9. Schlußwort
10. Literaturverzeichnis
1. Einleitung
Vom 24.03. bis zum 05.04. 1996 wurde vom Institut für Geologische Wissenschaften und Geiseltalmuseum der Martin-Luther-Universität Halle / Wittenberg, unter der Leitung von Dr. Thomas Degen und Prf. Dr. Gregor Borg, ein Kartierkurs für Fortgeschrittene durchgeführt. Dabei erhielten sie Unterstützung von Torsten Westphal ( Diplomand am Institut).
Die Einzelkartierung, an der 11 Studenten des 6. Semesters des Institutes teilnahmen, führte uns an die Küste SW-Schwedens. Unser "Lager" schlugen wir in einem kleinen Ort namens Lökeberg auf. Dort wohnten wir zusammen in einem Haus an der Küste und verpflegten uns selbst. Die Stimmung war trotz Schnee und Regen gut. Aber anderes Wetter, war wohl im Winter auch nicht zu erwarten gewesen.
Die Kartiergebiete liegen in der näheren und weiteren Umgebung Lökebergs. Es gab Gebiete mit Küstenanteil, aber auch küstenfernere Gebiete. Bei einigen dieser Gebiete war die Geologie bekannt, bei anderen nur teilweise oder überhaupt nicht.
Kursplan:
Kartierkurs: SW-Schweden ( Lökeberg)
Leitung: Thomas J.Degen und Gregor Borg
Zeitraum: 24.03 - 05.04.1996
2. Geographie Schwedens
Eine der zahlreichen Halbinseln Europas ist die Halbinsel Skandinavien, mit der Form einer gebogenen Nase. Auf dieser Halbinsel liegen die beiden Königreiche Norwegen und Schweden. Schweden erstreckt sich im Osten der Skandinavischen Halbinsel auf einer Länge von 1577 km und einer Breite von bis zu 400 km ( Fläche ca. 440945 km² ).
Das Land läßt sich landschaftlich dreifach gliedern. Den nördlichen Teil ( Norrland ) bestimmt das sich nach Osten abdachende, aus Graniten und Gneisen aufgebaute Berg- u. Hügelland, das im Westen im kaledonisch gefalteten und einst stark vergletscherten skandinavischen Gebirge, den Skanden, bis über 2000 m ansteigt ( Kebnekajse 2117 m ). Dieser Teil ist nur dünn besiedelt, von zusammenhängenden Wäldern bewachsen und von vielen schnellenreichen Flüssen durchzogen, die das Gebiet nach SE zum Bottnischen Meerbusen hin entwässern. Südlich, auf der Breite Stockholms, folgt die Kernlandschaft Schwedens ( Svealand), die mittelschwedische Senke, mit ihren 4 großen und zahlreichen kleineren Seen. Sie bilden den Übergang zum moorreichen, bis fast 400 m ansteigenden südschwedischen Bergland ( Götaland ) mit dem südlich anschließenden Tiefland Schonens.
Die letzte Überformung erfuhr Skandinavien während der Eiszeiten des Quartärs. Gewaltige, bis zu 2000 m mächtige Inlandeismassen bedeckten Skandinavien sowie die benachbarten Gebiete. Durch die schürfenden Bewegungen der Eismassen, wurde das Land fast vollständig von seiner Verwitterungsdecke entblößt. Der Küste Schwedens sind auf weite Strecken Schären, rundgebuckelte, vom Eis glattgeschliffene kleine Inseln vorgelagert. Die schwedischen Fjorde sind im Gegensatz zu denen Norwegens weniger imposant.
3. Geographie des Kartiergebietes
Lökeberg ist ein kleiner Ort im nördlichen SW-Schweden, etwa 50 km nördlich Göteborgs, an der Küste des Skagerraks gelegen. Man erreicht Ihn von Göteborg über die E 6 und weiter über die Straße Nr. 168, Richtung Marstrand.
Das von mir bearbeitete Gebiet erstreckt sich im Umkreis von ca. 2 km um den Ort Lökeberg. An zwei Seiten des Kartiergebietes schließen sich weitere Kartiergebiete an, und zwar die von Katrin Kärner und Manja Gust. Die anderen zwei Grenzen werden durch die Küste von "Lökebergs kile" und die Straße Nr. 168 gebildet.
Im Kartiergebiet gab es keinerlei industrielle Anlagen, dafür viele Wiesen und Felder, also großflächig quartäre Bedeckung. Aus dem eigentlich flachen Land ragen einzelne Felseninseln ( Bsp.: Lindhamn, Kvarnekullen ), aber auch größere zusammenhängende Felsbereiche ,wie im östlichsten und südwestlichsten Gebietsabschnitt heraus. Trotzdem werden im Kartiergebiet nur Höhen bis zu 100 Metern erreicht ( Bsp.: Kulpetorpet 90 m und Ändeberget 75 m ).
Kartiert wurden alle fest anstehenden Gesteine, soweit erreichbar. Die höheren Felsenbereiche sind meist ohne Bewuchs, und bis auf Ausnahmen gut zu erreichen und zu kartieren. Beispiel für Ausnahme: SE-Teil des Ändeberget; Hier kann die Erstreckung des Amphibolitkörpers in oberen Teilen nur vermutet werden, da diese durch steile Felswände oder Bergeinschnitte nicht erreichbar waren, was auch für die steile östliche Felswand des Ändeberget gilt.
4. Geologischer Bau im Überblick
Die kartierte Region ist ein winziges Gebiet am Südwestrand des Baltischen Schildes (Svekonorwegidengürtel), in der westlichen Gneisregion Südschwedens gelegen. Es sind präkambrische Gesteine aufgeschlossen.
Europa als Ganzes läßt sich in vier geotektonische Grundeinheiten gliedern. Im Norden und Osten umfaßt die präkambrisch geprägte Osteuropäische Plattform (Fennosarmatia) den Baltischen Schild (Baltica, in etwa Fennoskandia), die Russische Tafel und den Ukrainischen Schild. In den Schilden tritt das im Verlauf mehrerer orogener Zyklen entstandene präkambrische, überwiegend kristalline Plattformfundament zutage. Die Russische Tafel dagegen ist mit phanerozoischen Deckschichten in allgemein flacher Lagerung bedeckt (Walter 1992). Als Grenzen der Plattform gelten die umgebenden Gebiete bzw. Orogene, deren Entstehungsalter jünger als präkambrisch ist. Im Südwesten gilt die Tornquist-Teisseyre-Zone als Grenze der Osteuropäische Plattform.
Die vorliegenden radiometrischen Altersdaten ergeben eine Dreigliederung des Baltischen Schildes in einen archäischen Kern im NE (ca. 2.8 -2.6 Mrd.a) und zwei nach SW folgende Anwachszonen, deren ältere unterproterozoisches Alter hat (ca. 2.0 - 1.8 Mrd.a) und deren jüngere in den Grenzbereich Mittel-/ Oberproterozoikum (ca. 1.2 -0.85 Mrd.a) gehört. In S-Norwegen, im angrenzenden SW-Schweden und auf den Lofoten liegt der jüngste Teil des Baltischen Schildes, der Svekonorwegidengürtel (ca. 1.2 - 085 Mrd.a) (Schönenberg & Neugebauer 1994).
Die kontinentale Kruste des Svekofennischen Bereiches des Baltischen Schildes war hauptsächlich zwischen 1.90 und 1.86 Mrd.a. entstanden bzw. konsolidiert. Danach wuchs die Fennoskandische Kruste nach Westen, und bildete bis vor ca. 0.9 Mrd.a (Spätsvekonorwegische Phase) einen weiteren Bereich kontinentaler Kruste in Südwest- und Westskandinavien aus (Southwest Scandinavian Domain, korrelierbar mit Grenville Provinz in Kanada, Svekonorwegische Orogenese). Diese neugebildete präkambrische Kruste wird auf Grund verschiedener Faltungs- und Metamorphosealter nochmals in unterschiedliche Komplexe unterteilt, die im Laufe ihrer Orogenese (Svekonorwegische) zusammengeschweißt und konsolidiert wurden sind (Haupterstreckung in N-S-Richtung, Möglichkeit: Akkretion verschiedenaltriger Inselbögen).
Die Grenze zwischen Svekofennian Domain und Southwest Scandinavian Domain bilden der Transscandinavian Igneous Belt (= TIB, ca. 1.83-1.65 Mrd.a) und die Protogine Zone (= PZ, Deformationsgürtel,Scheerzone), die sich westlich an den TIB anschließt. Der TIB ist ein breiter, 1600 km langer Gürtel aus Graniten verschiedenen Alters. Die PZ ist eine Kollisionszone, die zwischen 1.8 und 0.89 Mrd.a. durch die Kollision mehrerer Komplexe an den Svekofennischen Bereich entstand.
Einer dieser kollidierenden Komplexe war der Südwestschwedische Gneiskomplex (SGC). Durch die Mylonitezone (= MZ, Deformationsgürtel, Scheerzone) getrennt, wird der westliche Gneiskomplex Südschwedens noch mal in einen östlichen und westlichen Teil unterteilt.
Der westliche Bereich, in dem die Kartiergebiete liegen, besteht aus ca. 1.76 - 1.6 Mrd.a alten Ortho- und Paragneisen (Ahäll et al., 1990), in welche drei Generationen von Graniten (ca. 1.55, 1.25 und 0.9 Mrd.a ) intrudierten. Im Gestein sind mesoproterozoische und frühsvekonorwegische Überschiebungen wiederzuerkennen (Park et al., 1991). Die jüngste sbkrustale Gesteinseinheit im Westen ist die Dal Group. Sie beinhaltet low-grade Metasedimente , die zwischen 1.075 und 1.030 Mrd.a , auf einem 1.25 bis 1.2 Mrd.a alten granitischen Basements abgelagert wurde.
Zwischen MZ und PZ liegt der östliche Bereich des Gneiskomplexes Südschwedens, dessen nördlicher Teil von stark metamorphen, deformierten granitischen Gneisen (ca. 1.8 Mrd.a bis 1.6 Mrd.a) eingenommen wird (Lindh, 1987). Durch die letzte intensive Deformation und Metamorphose gibt es nur wenige klare Beweise für frühere Metamorphosen.
Der südliche Teil ist charakterisiert durch zahlreiche kleine Vorkommen granulitfaziellen Gesteins, und ist bekannt als die Südwestliche Granulit Provinz (= SGP), deren Ausbreitung nach Norden unklar ist (Johansson, et al., 1991).
5. Regionale Geologie
Die Kartiergebiete sind im südlichen Teil des Östfold-Marstrand-Gürtels (= westlicher Teil des Südwestschwedischen Gneiskomplexes) gelegen. Dieser Gürtel besteht hauptsächlich aus suprakrustalen Gneisen der Stora Le-Marstrand-Formation, z. B. Metasedimente (SLM; Samuelsson & Ahäll 1985). Sie wurden wahrscheinlich als Grauwacken und Vulkanite abgelagert (möglicherweise an einem Inselbogen) und werden von verschiedenen Intrusiva durchzogen. Die Intrusiva werden in vier Hauptgruppen (A bis D) unterteilt (Abb. ). A und B umfassen hauptsächlich granitoide Gesteine, C ist bimodal ausgebildet und D beinhaltet den Bohus-Iddefjord-Granit (siehe auch Lithologie) (Thorsten Westphal 1996). Beispiele für Intrusionen: Augengneis vor ca. 1.65 Mrd. Jahren, jüngerer Augengneis vor ca. 1.45 Mrd. Jahren, Bohus-Iddefjord-Granit vor ca. 0.89 Mrd. Jahren, Amphibolite (basisches Material) vor ca. 1.7 Mrd. Jahren.
In Tallage ist das Kristallin oft von einer dünnen Decke quartärer Bildungen überlagert.
Östlich schließen sich weitere suprakrustale Gneise sowie Intrusiva des Amal-Horred-Gürtels (mittlerer SGC) an. Im Nordwesten des Östfold-Marstrand-Gürtels (südliches Norwegen) liegt der Bamble-Telemark-Gürtel mit seinen proterozoischen Gesteinen. Beide Gürtel sind jedoch durch den Oslo-Graben voneinander getrennt(Torsten Westphal 1996).
Die Gesteine in den Kartiergebieten haben also ein Alter von rund 1.8 Mrd. Jahren, gehören somit in etwa zum mittleren Proterozoikum und wurden mehrfach deformiert und metamorph überprägt.
6. Lithologie
Als Ausgangsmaterial für die Gesteinsbildung dienten Sedimente (Erosionsprodukte der damals aufgeschlossenen Svekofennischen Kruste, einschließlich Transskandinavischen Vulkanite und Granitoide, Ahäll & Daly 1989) und mafische Vulkanite, die amphibolitfaziel metamorph überprägt wurden. Metamorphe Gesteine entstehen durch Umwandlung von Gesteinen aller Kategorien unter Bedingungen, die von denen ihrer ursprünglichen Bildung verschieden sind. Ursachen der Umwandlung sind veränderte Temperatur oder veränderter Druck oder tektonische Bewegungen und sehr häufig alle drei Faktoren gemeinsam (Wimmenauer 1985).
In den Kartiergebieten herrschen wenige Gesteinsarten vor. Dabei handelt es sich vorwiegend um Orthogneis, Metasediment, Pegmatit, Amphibolit und quartäre Ablagerungen. Es wird unterschieden zwischen Metasediment und migmatisierten Metasediment, genauso wie zwischen Orthogneis und migmatisierten Orthogneis. Grenzen zwischen Orthognei und Metasediment sind oft schwer ausmachbar. Durch Migmatisierung, oft in den Grenzbereichen, wird dies weiter erschwert.
Im in Abbildung 4 gezeigten Kartiergebiet, waren die Gesteine in Tallagen, bis auf Ausnahmen von quartären Ablagerungen überdeckt. Ansonsten traten folgende Gesteine in unterschiedlicher Menge zu tage: Orthogneis, Metasediment, migmatisiertes Metasediment (Migmatit) und Amphibolit.
Zwei Drittel des Gebietes werden von Orthogneis, ein Drittel von Metasediment eingenommen. Im Bereich des Metasediments konnte mit Schwierigkeiten noch ein Amphibolitkörper kartiert werden. Kartierwürdige (von der Größe abhängig) Pegmatitgänge waren nicht vorhanden. Lediglich vereinzelte kleine Quarz-, Feldspat- und Quarz-Feldspat-Adern durchziehen das Gestein (Aplite und Pegmatite; foliationskonkordant und foliationsdiskordant).
6.1. Orthogneis
-metamorphes Äquivalent der Granite, aus magmatischen Ausgangsprodukten (orthogen)
-mittel- bis grobkörniges Gefüge
-Gestein wirkt sehr massig, gebankt und feldspatreich (etwa 30 Vol.-% und mehr)
-bis zu 2 cm große fleischrote Kalifeldspäte, Plagioklase und Quarze, sowie Glimmer (Biotit, Muskovit) sind im Gestein enthalten
-diskontinuierliche Wechsellagerung heller Gemengteile (Feldspat, Quarz) und eingeregelter dunklerer Gemengteile = Lagen parallel orientierter Glimmer oder Amphibole)
-frische Farbe ist hell- bis dunkelgrau, bei vermehrten Orthoklasanteil aber auch leicht rötlich
-deutliche Foliierung--> gneisartiges Planargefüge. Minerale sind im Gestein eingeregelt.
6.2. Metasediment (Paragneis)
-Unterschied zum Orthogneis = durch Metamorphose aus sedimentären Ausgangsprodukten (paragen) entstanden
-Färbung im frischen Handstück ist hell- bis dunkelgraue, verwittert braun bis rotbraun
-Gestein erscheint sehr feinkörnig, viel glimmerreicher als Orthogneis
-Lagigkeit, sichtbar durch herausgewitterten Materialwechsel
-Makroskopisch erkennbare Gemengteile sind Quarz, Glimmer(Biotit, Muskovit), Plagioklase und teilweise Orthoklase.
-Im Gegensatz zum Orthogneis haben diese Minerale eine geringere Korngröße.
-Hauptminerale ,mit bis zu je 40 Vol.-%, sind Quarz, was anhand der hellgrauen Farbe und den fettglänzenden Bruchflächen gut erkennbar ist, und Plagioklas
-Zwischen dem Quarz existieren Lagen eines Glimmerminerals. Es ist dunkel, besitzt die Form von Plättchen, zeigt Perlmutglanz und ist mit dem Fingernagel leicht abschuppbar. Hierbei handelt es sich um Biotit.
-Im Kartiergebiet gab es auch grobkörnigere Metasedimente, die in ihrem Aussehen eher einem Orthogneis ähnelten. Hier treten noch deutlich größere Feldspäte (auch Orthoklase) und Muskovit hinzu
6.3. Migmatit
-migmatisiertes Metasediment (möglich auch migmatisierter Orthogneis), entstanden durch teilweise Aufschmelzung und Wiederkristallisation metamorphen Gesteins
-deutlicher Wechsel von hellen und dunklen Lagen (Melanosom); helle Lagen (Leukosom) bestehen aus Quarz und Feldspäten, dunkle Lagen beinhalten das Glimmermineral Biotit
-Gefügeelemente (nach Wimmenauer 1985):
Paläosom = unverändertes, metamorphes Ausgangsgestein; orientiertes Mineralgefüge
Neosom = Neubildungen aus metamorphen Gestein, Leuko-u. Melanosomschlieren
Leukosom = helle Gesteinsanteile (feldspat- und quarzreich)
Melanosom= dunkle (mafische) Gesteinsanteile, zwischen Paläosom und Leukosom oder zwischen zwei Leukosomen eingeschaltet; orientiertes Mineralgefüge
-Adertextur;Lagendicke zwischen 0.5 und 5 cm;
-Kleine, ständig die Richtung ändernde Falten oder Verfältelungen der verschiedenen Lagen sind zu sehen ---> Beispiel: ptygmatische Falten = eng gefaltete helle Adern mit oder ohne Melanosomsäume liegen in einer Matrix von Paläosom.
6.4. Amphibolit (Metabasit)
-metamorpher basischer Vulkanit
-mittelkörniges, auf Grund des Mineralbestandes dunkles (schwarzes) Gestein
-im Handstück sind deutlich nadelige Amphibolminerale erkennbar
-durch Einregelung der nadeligen Amphibole erhält das Gestein ein Parallelgefüge (parallel zur Schieferungsebene eingeregelt), Foliation wird deutlich
-es sind Plagioklase enthalten (weißlich-grünlich), an glänzenden Spaltflächen gut erkennbar
-Größe der Amphibole: 1-3 mm; Größe der Plagioklase: 0.5-2 mm
-weiterhin können rote bis rotbraune Granatporphyroblasten im Gestein vorkommen (durch Verwitterung schlecht identifizierbar)
6.5. Pegmatit
-erstarrt aus einer an flüchtigen Bestandteilen reichen Restschmelze meist granitischer plutonischer
-meist grob bis sehr grob kristallisiertes Ganggestein aus Quarz- und Feldspatmineralen
-Mineralgröße durchschnittlich 1-2 cm, aber auch viel größer (Riesenwuchs)
-Feldspäte: fleischrote Orthoklase als auch weißliche Plagioklase
-meist enthält der Pegmatit auch Biotitminerale
-oft Muttergestein reicher Mineralfunde
7. Metamorphose
Alle im Kartiergebiet vorkommenden Gesteine (außer quartäre Ablagerungen) resultieren aus dem Ergebnis einer metamorphen Umwandlung. Das heißt, sie wurden im festen Zustand hohen Temperaturen und Drücken ausgesetzt.
Einer Metamorphose können magmatische, sedimentäre oder bereits metamorphe Gesteine unterliegen. Unter Metamorphose versteht man die Umwandlung eines Gesteins unter sich ändernden physikalischen und chemischen Bedingungen (Druck, Temperatur, Chemismus= P, T, X). Diese Umwandlung vollzieht sich durch Umkristallisation mit oder ohne Verformung des Gesteinsgefüges und unter wesentlicher Beibehaltung des festen Zustandes. Bei hochgradiger Metamorphose kann es dabei zu einer teilweisen Aufschmelzung des Gesteins kommen (Anatexis). Metamorphose kann nur in gewissen Tiefen unterhalb der Erdoberfläche ablaufen. Als Ausnahmen gelten die Metamorphose durch Impakteinwirkung und durch Hitzeeinwirkung eines Lavastromes. Die untere Metamorphosegrenze liegt bei 200°C und 2 kbar, was einer Tiefe von ungefähr 7 km entspricht. Steigen die p-T-Werte über diese Grenze hinaus, schließen sich die existierenden Minerale zu neuen "Vergesellschaftungen" (Mineralparagenesen) zusammen, die unter den neuen Bedingungen beständig sind (im chemischen Gleichgewicht).
Nach dem Grad der Belastung, werden für die Metamorphose drei Tiefenstufen unterschieden. Die oberste Zone (der Erdoberfläche am nächsten) ist die Epizone. Darunter folgen die Mesozone, und als letztes folgt die Katazone (Temperaturänderung ca. 3°C auf 100m).
Je nach Ausgangsgestein entstehen während der Metamorphose unterschiedliche Produkte. Dies wird im allgemeinen durch Präfixe kenntlich gemacht, wie Meta- für metamorphes Gestein (Metagrauwacke, Metagranit), Ortho- für metamorphes Gestein magmatischer Abkunft und Para- für metamorphes Gestein sedimentärer Abkunft.
Wichtige Metamorphosefaktoren sind Druck und Temperatur, deren Verhältnisse durch bestimmte Anpassungen des Mineralinhaltes und Gesteinsgefüges an die neuen Bedingungen bzw. Umgebungen deutlich werden.(Matthes 1990).
In den Kartiergebieten erfolgte die Metamorphose als Regionale dynamothermische Metamorphose, allgemein als Regionalmetamorphose (RM) bekannt (drei Hauptfaktoren sind Temperatur, Druck und Bewegung, z.B. durch Auffaltung eines Orogens). Die Gesteine sind der Amphibolitfazies zuzuordnen.
Der Mineralbestand der regionalmetamorphen Gesteine ist abhängig von ihrer Zusammensetzung und von der Tiefe, in der die Umwandlung hauptsächlich stattfand. Auslöser einer RM können die wechselnd tiefe Versenkung der Schollen, oder die Hebung und Senkung der Wärmefront durch schwankende Energiezufuhr aus dem Erdmantel sein. Normalerweise steigt die Wärmefront während einer Orogenese empor. Mit Abschluß der Orogenese, sinkt die Wärmefront wieder ab. Das Gestein erstarrt zum Kraton.
Die RM tritt in Krustenbereichen auf, in denen sowohl hohe Drücke, als auch hohe Temperaturen herrschen. Einige regionalmetamorphe Gürtel sind die Folge von hohen Temperaturen und mäßigen bis höheren Druckverhältnissen, beispielsweise in der Nähe vulkanischer Inselbögen. Sie entstehen dort, wo die zubduzierten Platten tief in den Erdmantel eintauchen. Weitere RM-Zonen können sich z.B. in der Nähe von Tiefseerinnen (P=hoch, T=niedrig, Subduktion kalter ozeanischer Kruste), oder in tieferen Krustenstockwerken an den Grenzen konvergierender kontinentaler Platten bilden, wo Gebirgsketten aufsteigen (P=sehr hoch, T=sehr hoch),(Press & Siever 1995).
Wie schon angedeutet, existieren unterschiedliche Metamorphosegrade, die durch bestimmte Minerale definiert sind (Bsp.: Amphibol und Biotit typisch für Amphibolitfazies). Den niedrigsten Metamorphosegrad verdeutlicht die Zeolithfazies (P und T sehr niedrig, Zeolithminerale). Darauf folgt die Grünschieferfazies (gekennzeichnet durch Chlorit und Epidot).
Als nächstes geht der Grad der Metamorphose zur Amphibolitfazies über (gekennzeichnet durch Hornblende= Mineral der Amphibolgruppe, Plagioklas und Granat). Nun folgt, je nach P-T-Bedingungen, die Granulitfazies oder die Glaukophanschieferfazies (Blauschiefer-). Erstere ist eine hochgradige Metamorphose, unter hohen Temperaturen, aber vergleichsweise geringen Drücken (Ausgangsgestein z.B. basische Vulkanite). Dagegen bilden sich in der Glaukophanschieferfazies neue Minerale bei sehr hohem Druck und mittleren Temperaturen (z.B. Glaukophan= blaues Mineral der Amphibolgruppe). In der Eklogitfazies, entsteht unter extrem hohem Druck und mittleren bis hohen Temperaturen der Eklogit. In ihm sind große Mengen von Granat und Pyroxen enthalten(Press & Siever 1995).
Die Aufeinanderfolge verschiedener Mineralfazies innerhalb einer Region, die einer progressiven Metamorphose entspricht, wird auch als Faziesserie bezeichnet. Jede Faziesserie ist charakteristisch für den bei der Metamorphose herrschenden geothermischen Gradienten (dT, dP). Die Mitteldruck - Faziesserie hat einen mittleren geothermischen Gradienten von 30°C/km und ist typisch für die RM: a) Zeolithfazies, b) Prehnit-Pumpellyitfazies, c) Grünschieferfazies, d) Albit-Epidot-Amphibolitfazies, e) Amphibolitfazies und f) Granulitfazies. Druck und Temperatur nehmenn von a nach f im gleichen Verhältnis zu (Matthes1990).
Die Gesteine des Kartiergebietes entsprechen, wie schon erwähnt der Amphibolitfazies (Temperaturen über 500°C, bei einer Tiefe von 20 km und einem Druck von ca. 6 kbar). Man unterscheidet niedrig-gradierte und höher-gradierte Amphibolitfazies. Die niedrig-gradierte Amphibolitfazies entspricht den beiden Subfazies: 1. Staurolith-Almandin-Subfazies, 2. Disthen-Almandin-Muskovit-Subfazies. Metabasite liegen in der niedrig-gradierten Amphibolitfazies als mittel- bis grobkörnige Amphibolite vor, mit den Hauptmineralen Hornblende + Plagioklas (An 30-50 %) Epidot almandinbetonter Granat Biotit Quarz. Aus pellitischen Ausgangsmaterial bilden sich mittel- bis großschuppige Paragneise, mit den Hauptmineralen Quarz+ Muskovit + Biotit + almandinbetonter Granat > als 20 Vol.% Plagioklas Staurolith Disthen Epidot. Die Dominanz des Quarzes zeigt den Gesteinursprung als Sediment. In Orthogneisen koexistieren Quarz + Mikrolin + Plagioklas +(An 20-30 %)+Biotit+Muskovit. In den Amphiboliten der Amphibolfazies treten Plagioklas + Hornblenden auf und nicht Albit + Hornblende wie in der Epidot-Amphibolitfazies. Auch in der höher-gradierten Amphibolitfazies liegen Metabasite als Amphibolite vor, mit den Mineralparagenesen Hornblende + Plagioklas (An 50-70 %) Diopsid Quarz oder Hornblende + Plagioklas + almandinreicher Granat Quarz. Metapelite sind als Paragneise entwickelt, mit den Mineralparagenesen Sillimanit + almandinreicher Granat Biotit + Orthoklas + Plagioklas + Quarz oder almandinreicher Granat + Biotit + Orthoklas + Plagioklas + Quarz. (aus Matthes 1990)
Die Bereiche von migmatisierten Metasediment entstanden unter Temperaturbedingungen, die dem Schmelzpunkt der Gesteine sehr nah sind. Dabei kristallisieren Quarz- und Feldspatlagen, die Leukosome aus.
All diese Mineralparagenesen setzen sich hauptsächlich aus Mineralen zusammen, die auch im Gestein makroskopisch erkennbar waren (siehe Lithologie). Das zeigt deutlich, das die zu Anfang des Kapitels aufgestellte Behauptung , die Gesteine des Kartiergebietes wären aus dem amphibolitfaziellen Bereich der Regionalmetamorphose auch zutrifft.
8. Tektonik
Es ist sehr schwierig etwas über die Tektonik im Kartiergebiet auszusagen.
Wie schon im Rahmen des Überblickes über den geologischen Bau deutlich wird, wurden die Gesteine im Kartiergebiet mehrfach deformiert (siehe Geologischer Bau im Überblick). Deformiert heißt hier, sie wurden hauptsächlich gefaltet und zerschert. Dies müßte im Gesteinsbild eigentlich sichtbar werden.
Trotz Bemühungen waren im Kartiergebiet bis auf Foliation, ptygmatische Falten, Boudinage, eine Großfalte und einige wenige Krenulationen als tektonische Elemente, keinerlei weitere Falten und somit b-Achsen sichtbar und deshalb auch nicht einmeßbar. Natürlich ist es nicht auszuschließen, das eventuell doch vorhandene Falten übersehen wurden. Erst nach Beendigung der Kartierung; und während der Erstellung des dazugehörigen Berichtes wurde mir klar, das wohl einige Bergrücken Faltensättel waren.
Das häufigst auftretende tektonische Element waren ptygmatische Falten. Zu finden sind sie im migmatisierten Metasediment, seltener im Metasediment und vereinzelt im Orthogneis. Es handelt sich um disharmonische Falten in hochtemperierten Gesteinszonen, in denen die gefalteten Lagen geringe Fließfestigkeit sowie Kompetenzunterschiede zum Nebengestein aufweisen. Solche Falten werden auch als zms-Falten bezeichnet. Die Größen solcher Falten liegt im Zentimeterbereich bis Meterbereich. Die Falten sind durch unregelmäßige Orientierung der Achsenflächen gekennzeichnet. Die Flanken der Falten bzw. die "Faltenschenkel" sind ausgedünnt. Dagegen sind die Lagen im Bereich des Umknickens sehr viel dicker als die Flanken, da dort der Druckschatten lag.
Die Krenulation ist ein Indikator für Bewegungen auf oder im Gestein. Normalerweise handelt es sich um Zeugnisse von Scherbewegungen. Diese Strukturen entstehen durch Verformungskonzentration, welche als Folge eines retrograden Fluidtransportes und der Neukristallisation von Glimmern und deren Einregelung gefördert wird. Richtig sichtbar wird die Krenulation erst, wenn die Scherflächen dabei die Schieferung queren und eine Längung der Matrixkörner auftritt (Eisbacher 1991). Aus der Krenulation läßt sich der Sinn der Bewegung bestimmen. Meßbar sind Streckungslineare.
Eine Form der Durchbewegung metamorpher Gesteine wird durch die Foliation deutlich gemacht. Das heißt, sie äußert sich durch eine im Gestein erkennbare, makroskopisch erfaßbare Paralleltextur bzw. Bänderung. Die Paralleltextur wird unter anderem durch die Einregelung der z.B. Biotitminerale sichtbar. Foliationen sind im Luftbild verfolgbar.
Boudinage sind Verformungsdiskontinuitäten, die im Kontakt von kompetenten Gesteinslagen in stofflich inkompetenten Material durch Druckausübung entstehen können. Es kommt zur Zerteilung der kompetenten Lagen in linsenförmige Körper, die vom Matrixgestein umflossen werden. Die Kompetenz wird durch das Material und die Größe der Minerale bestimmt. So sind grobkörnige Bereiche meißt kompetenter als feinkörnige.
Die erwähnte Großfalte befindet sich an der SE - Spitze des Ändeberget, ungefähr 20m von der Hauptstraße 168 entfernt, auf dem Weg zur Pension. Es handelt sich um eine liegende Falte im Orthogneis, wobei hier zu bemerken ist, das teilweise viel feinkörnigere Lagen im Faltenbau eingeschlossen sind. Diese Lagen ähneln schon stark einem Metasediment. Das mag damit zusammenhängen, daß in unmittelbarer nähe die Grenze zum Metasediment verläuft. In der Falte (ca.. 45m vom Faltenkern entfernt) liegt auch der Amphibolitkörper. Dieser war aber, auf Grund des steilen Geländes, nur in seiner unteren Breite bzw. Mächtigkeit zu erreichen. Das Gleiche gilt für die Falte. Die Lage der Faltenachse war nur ungenau einzumessen. Sie taucht nach wenigen Metern ab. Eigentlich, war nur der obere Faltenschenkel zu sehen, da der Untere ebenfalls abtaucht. Durch die extreme Größe der Falte, änderten sich die für den oberen Faltenschenkel gemessenen bzw. meßbaren Lagewerte kaum..
9. Schlußwort
Da auf Metamorphose, geologischen Bau und Tektonik so gut wie möglich schon zuvor eingegangen wurde, möchte ich diese hier nicht noch einmal verteifen. Ich denke, daß die Zusammenhänge , vor allem zwischen der Metamorphose und der Entstehungsgeschichte des Gebietes, in den vorhergehenden Kapiteln deutlich wurde. Die Gründe für die Metamorphose lagen also in der Art der Entstehung des Baltischen Schildes und speziell des SGC, und wurden schon erläutert.
Probleme stellten sich vor allem in der Erarbeitung der Tektonik.
Die Streichwerte zu den gemessenen Foliationen, stimen im Großen und Ganzen mit der Morphologie des Geländes überein. Auf Grund der imm Kartiergebiet aufgenommenen tektonischen Werte, vermute ich einen weiträumigen Faltenbau. Dabei bilden die Sättel in der Landschaft die Faltensättel.
Als Abschluß möchte ich mich für die Betreuung und Hilfe seitens Th. Degen und G. Borg bedanken und hoffe, daß ich diesen Bericht möglichst nicht noch einmal schreiben muß.
Literaturverzeichnis
Eisbacher, G.H. (1991): Einführung in die Tektonik. - Stuttgart: Enke.
Gorbatschev, R. & Bogdanova, S. (1993): Frontiers in the Baltic Shield. - Precambrian Research, Volume 64: 3 - 21 (Special Volume The Baltic Shield).
Hall, A (1987): Igneous petrology. - London: Longman.
Matthes, S. (1990): Mineralogie. - Berlin-Heidelberg: Springer-Verlag.
Larson, S.A., Stigh, J. and Tallberg, E.-L. (1989): The deformation history of the eastern part of the Southwest Swedish Gneiss Belt. - Precambrian Research, Volume 31: 237 -257.
Press, F. & Siever, R. (1995): Allgemeine Geologie (Spektrum Lehrbuch). - Heidelberg-Berlin-Oxford: Spektrum Akademischer Verlag.
Schönenberg, R. & Neugebauer, J. (1994): Einführung in die Geologie Europas. - Freiburg im Breisgau: Rombach.
Wilson, M. (1989): Igneous Petrogenesis. - London: Unwin Hyman Ltd.
Wimmenauer, W. (1985): Petrographie der magmatischen und metamorphen Gesteine. - Stuttgart: Enke.