DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RAND0Y

DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RAND0Y- FOGN
Beiträge zur Metamorphose und zum Aufbau der kambro­
silurischen Gesteine des Stavanger-Gebietes I
GEORG MÜLLER und FRIEDRICH WURM
Minera/ogisch-Petrographisches Institut der Universität Kiel
MÜLLER, G. & WURM, F.: Die Gesteine der Inselgruppe Randöy-Fogn.
Beiträge zur Metamorphose und zum Aufbau der kambro-silurischen
Gesteine des Stavanger-Gebietes I. Norsk Geo/ogisk Tidsskrift, Vol. 48,
pp.
97-144.
Oslo
1969.
The metamorphism of the Stavanger district has become weil known
through the work of V. M. Goldschmidt
(1921).
The main point of
Goldschmidt's 'lnjektions-Kontaktmetamorphose' is the progressive
metamorphism of argillacious sediments and their transition into albite
schists and plagioclase gneisses by metasomatic solutions given off
from intruded trondhjemitic magmas. However, in contrast to the
statements of Goldschmidt, the 'Injektionsgneise' and trondhjemitic
intrusions were found to be weakly metamorphosed arkoses, grey­
wackes, quartzites, and argillacious sandstones. Rock fragments and
clastic grains of quartz, microcline, oligoclase, homblende, sphene, etc.
are weil preserved in a thoroughly re;;rystallized matrix. These obser­
vations are in accordance with the results of zircon investigations
published by Kalsbeek
(1964).
The isolated sills of the Stavanger area
are not of trondhjemitic origin because microcline perthite was found
to be a very common constituent (up to
25
per cent) in the igneous
rocks of Caledonian age. With the exception of these sills the whole
Cambro-Ordovician series have been formed into a homogenous matter
by Caledonian tectonics. Two systems of fold axes and related linear
elements of different age have been checked. The younger phase of
deformation shows unequal intensities over the whole district.
I.
EINLEITUNG
V. M. Goldschmidts Untersuchungen zur Metamorphose der kambrosilur­
ischen Gesteine im Raume von Stavanger (1921) erscheinen als in sich ge­
schlossener Problemkreis. Goldschmidt führte am Beispiel der kaledonischen
Metamorphite bei Stavanger einen neuen Metamorphosetyp ein- die meta­
somatische lnjektionsmetamorphose. Seine Vorstellung von der metasoma­
tischen Umwandlung von Phylliten schrittweise hin bis zu Feldspatgneisen
wurde heftig diskutiert und ging in die Lehrbücher der Petrographie ein.
Während viele Autoren, wie z. B. Eskola (1939), die Hypothese Goldschmidts
von der Injektionsmetamorphose als Musterbeispiel übernahmen, machte
Barth (1952) berechtigte Zweifel an der Stoffbilanz des Goldschmidtschen
Modelles geltend. Barth wies darauf hin, dass man ein Sediment nicht allein
98
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
durch Stoffzufuhren in kristalline Schiefer oder gar Granit umwandeln kann,
vor allem dann nicht, wenn keine deutliche Volumenzunahme zu beobachten
ist. Selbstverständlich müssen auch Stoffabtransporte berücksichtigt werden.
Ein weiterer Zweifel an der Hypothese Goldschmidts wurde durch Kals­
beek (1964) geäussert. Kalsbeek kam aufgrund von statistischen Untersuch­
ungen an Zirkonen aus Gesteinen von Stavanger und Umgebung zu der Fest­
stellung, dass die Zirkone der Injektionsgneise Goldschmidts nicht mit denen
der Phyllite übereinstimmen. Kalsbeek hält den Unterschied zwischen Phyllit­
und Gneiszirkonen für primär sedimentär. Er glaubt nicht an eine Zirkon­
neubildung in der Grünschieferfazies.
Soweit erscheint die Metamorphose im Stavanger-Gebiet als rein petrolo­
gisch-geochemisches Problem. Geht man jedoch auf die grosse Insel Ombo
im östlichen Teil des Bokn-Fjords, so findet man als Basis der Insel Phyllite
und im Osten und Westen der Insel diesen 'auflagemd die gleichen hellen
feinkörnigen Gneise wie auf den benachbarten Inseln und auf dem Festland.
Betrachtet man nun die Geologische Karte von Norwegen (N.G.U. Nr. 208),
so stossen hier zwei stark divergierende Interpretationen aufeinander. Die
Gneise im Westen der Insel sind als Injektionsgneise und Trondhjemite nach
Goldschmidt (1921) bezeichnet, die gleichen Gneise im Osten der Insel und
auf dem gegenüberliegenden Festland von J0sneset aber als Teile überscho­
bener Decken gedeutet.
Hier begegnet man einem grossen Problem, das bst seit hundert Jahren
Geologen und Petrographen bewegt hat. In grossen Teilen Westnorwegens
liegen auf niedrig metamorphen Phylliten ausgedehnte Gneismassen, die seit
jeher für höher metamorph gelten als die unterlagemden Phyllite.
C. W. Br0gger (1893) kam bei seinen Untersuchungen der Hardangervidda
zu der Erkenntnis, dass die Phyllite und die sie überlagemden Gneise einen
autochthonen Verband kambrosilurischer Sedimente darstellen. Die Gneise
sollen nach Br0gger (1893) durch Kontakteinwirkungen ehemals auflagernder
Intrusivmassen höher metamorph sein als die unterlagemden Phyllite.
K. 0. Bj0rlykke (1902), H. Reusch und J. Rekstad glaubten hingegen, dass
die Gneise überschobenen Decken zugehören. K. 0. Bj0rlykke (1905) revi­
dierte später seine Meinung und vertrat die Ansicht, dass die Gneise als ein
höherer Sparagmithorizont anzusehen sind. Gegen diese Ansicht Bj0rlykkes
nahm Kaldhol (1909), dem wir die genauesten geologischen Beschreibungen
von Ryfylke und Suldal verdanken, scharf Stellung.
Goldschmidt (1916, 1921) nahm zwischen Br0gger und den Anhängern der
überschiebungshypothese eine vorsichtige Mittelstellung ein. Als er 1913 zu
Probenaufsammlungen in das Gebiet von Stavanger kam, fand er, dass hier
die Gneise nicht nur auf den Phylliten lagern, sondern auch mit ihnen in sehr
komplexen Verband vorkommen. Die rasch und häufig wechselnde petro­
graphische Ausbildung inspirierte Goldschmidt zu seiner Injektionshypothese.
Die nunmehr neu aufgenommenen Untersuchungen im Stavanger-Gebiet
wurden von Herrn Prof. Dr. Tom. F. W. B:.uth, Oslo, und Herrn Prof. Dr.
F. Karl, Kiel angeregt. Die ursprüngliche Aufgabe war eine Überprüfung der
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE
RANDÖY-FOGN
99
Bilanzen metasomatischer Stoffumsätze der Injektionsmetamorphose mit mo­
dernen Untersuchungsmethoden. Da sich sehr bald grundsätzliche Zweifel an
der Präsenz einer Injektions-Kontakt-Metamorphose im Sinne Goldschmidts
ergaben, musste das Untersuchungsprogramm geändert werden.
Die 1966 begonnenen Arbeiten gliedern sich daher a) in die petrographi­
sche Kartierung zur Erfassung des stofflichen Bestandes und Aufbaus der
Gesteinsserien und mineralogisch-petrologische, sowie geochemische Unter­
suchungen zur Kennzeichnung der metamorphen Veränderungen des Mineral­
bestandes (G. Müller, Abschnitte 2, 3, 4) und b) petrotektonische Kartierung
zur Eingliederung der Serien in den kaledonischen Gebirgsbau und mikro­
skopische Untersuchung des Kristallisations- und Deformationsgeschehens
während der Metamorphose, sowie Vergleich der Korngefüge mit den im
Felde gemessenen tektonischen Daten (F. Wurm, Abschnitt 5).
2. AUFBAU UND GESTEINSABFOLGE DER
KAMBRO-SILURISCHEN SERIEN
Die petrographische Kartierung wurde 1966 im Gebiet zwischen Hjelmeland
und Fister begonnen und auf die Inseln Rand0y und Fogn ausgedehnt. Herr
Lektor T. Birkeland, Stavanger, überliess mir in überaus grosszügiger Weise
eine übersichtkarte (1 : 100 000) mit seinen bisherigen Kartierungsergebnissen
im Raume Fister, wodurch die Einarbeitung ausserordentlich erleichtert
wurde.
Figur 1. Lagekarte
1()()
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
Geologischer Schnitt durch Randiy
sw
400
NE
Randdsen
373
300
200
Figur 2. Geologischer Schnitt durch Randöy.
Länge: Höhe= 1:2,5
1 Präkambrische Porphyrgranitgneise und Amphibolite
2 Kambro-silurische Phyllite
3 Kambro-silurische Paragneise und Metatuffe
4 Störungen mit relativem Bewegungssinn.
Für die Arbeiten auf den Inseln standen die alten Übersichtskarten
1 : 400 000 von Kaldhol (1909), Reusch (1913) und 1 : 100 000 von Gold­
schmidt (1921) zur Verfügung. Im Frühjahr und Sommer 1967 wurden die
Arbeiten auf Halsn0y fortgesetzt. Die petrographisch-geologische Kartierung
wurde noch einmal von F. Wurm bei der Aufnahme der tektonischen Karte
(Tafel 1) kontrolliert und mit den kleinen Inseln ergänzt. Die petrographisch­
geologische Karte liegt uns nunmehr im Massstab 1 : 25 000 vor (Tafel 2).
2.1. Präkambrische Gesteine
Die Basis der Insel Rand0y wird von präkambrischen Mikroklin-Porphyr­
graniten eingenommen (Figur 2. - Profil von Rand0y). Die Granite sind
von meist N-S-streichenden Amphibolitgängen durchsetzt. Das Alter dieser
nur wenige Meter mächtigen Amphibolite ist unbekannt. Bei Dale (Rand0y)
ist zu erkennen, dass die Gangspalten noch einmal reaktiviert wurden und
aplitisch-pegmatitischen Schmelzen als Aufstiegswege gedient haben.
Der Granit wurde in einer Reihe von Proben mikroskopisch untersucht.
Er hat folgende petrographische Merkmale: Der Porphyrgranit besitzt das
richtungslos körnige Gefüge eines Tiefengesteins. Einzelne Feldspat- und
Quarzkörner weisen Rupturen auf, welche durch Quarz, Calcit und Glimmer
ausgefüllt wurden. Doch sind diese Erscheinungen mechanischer Beanspruch­
ung nicht stark.
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
101
Dominierend sind grosse Mikroklineinsprenglinge (Korngrösse bis zu 50
mm). Sie zeigen meist starke perthitische Botmischungen (Bandtypus) und
eine verschwommene Mikroklinvergitterung. Die Mikroklineinsprenglinge
enthalten häufig stark serizitisierte idiomorphe Oligoklas-Einschlüsse.
Ein anderer meist xenomorpher Mikroklintyp findet sich in der Grund­
masse des Granits. Seine Körner zeigen scharfe Mikroklinvergitterung und
nur geringe Botmischungen von Perthit im Spindeltyp.
Hypidiomorpher Oligoklas stellt einen bedeutenden Anteil der Grundmasse.
Er ist in engen Lamellen polysynthetisch nach (010) verzwillingt und stark
serizitisiert.
Albit bildet Anwachssäume um den Oligoklas oder kleine xenomorphe
Körner. Er ist selten verzwillingt und kaum serizitisiert.
In Aggregaten vergesellschaftet sind meist idiomorphe Kristalle von grün­
brauner Hornblende, grünem Biotit, stumpf säuligem Apatit und rundliche
Titanite. Hornblende und Biotit sind partiell chloritisiert. Sie umschliessen
vereinzelt idiomorphe Zirkone.
Quarz füllt als Restkristallisat die intergranularen Räume und verdrängt
z. T. alle früheren Kristallphasen. Auch poikilitisch Verwachsungen sind
zu beobachten.
Das Gestein zeigt lediglich die autometamorphe retrograde Umwandlung
des primären Mineralbestandes (Müller 1966). Es finden sich keine An­
zeichen eines Einflusses der kaledonischen Metamorphose auf den Por­
phyrgranit im Niveau 80 m unterhalb der kambrischen Phyllite.
Der Modalbestand aus einer 12 000-Punkte-Bestimmung mit dem point
counter am Porphyrgranit von Dale (Rand0y) ergibt sich wie folgt:
Mikrolin 36 Vol.-%, Oligoklas 22 Vol.-%, Albit 7 Vol.-%, Quarz 27
Vol.-%. Hornblende, Biotit und Chlorit 6 Vol.-%, Apatit, Titanit, Akzes­
sorien 2 Vol.-%.
Am östlichen Hof von Breidvik (Rand0y) ist die Grenze des Porphyr­
granites gegen das auflagemde Basissediment frisch aufgeschlossen. Der
Granit zeigt ein stark kataklastisches Gefüge. Die Mikroklineinsprenglinge
sind unter gleichzeitiger Rekristallisation in kleinere Felder zerlegt worden.
Rupturen sind meist durch Quarz, aber auch mit Calcit, Biotit, M'uskowit
und Titanit ausgefüllt.
Oligoklas ist zu Albit umkristallisiert. Die Serizitfülle ist bei der Um­
kristallisation des Feldspats aufgelöst worden.
Quarz ist in lagen- und walzenförmige Aggregate zerlegt worden. Horn­
blende und Biotit sind zu langfasrigen Aggregaten von Kleinkristallen
rekristallisiert. Sie sind von neugebildetem Muskowit begleitet, während
Chlorit gänzlich verschwunden ist.
Hier in Breidvik wie auch am Knarravägen bei Hovda und an anderen
SteHen Rand0ys zeigt sich eine deutliche Umformung des präkambrischen
Porphyrgranits durch die kaledonische Tektonik.
Doch ist die Wirkung der kaledonischen Tektonik nur auf wenige Meter
Tiefe beschränkt. 10--20 Meter unterhalb der Grenze gegen die auflagernden
102
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
Tabelle 1. Basis-Quarzite und Meta-Arkosen
(Liegende Gneise des 1. Phyllithorizontes, bzw. in den unteren Phyllit eingelagert)
Probe
53a
53b
Mikroklin
29,3
3,3
54
57b
103
4,3
5
15,8
seriz. Oligoklas
Albit
5
2,3
Phyllit-Komp.1
7,9
1,0
30
1,3
33,0
10
6329
6228
1,3
0,1
2,5
12,9
35,6
6,3
11 ,I
Biotit
0,5
Quarz
66,6
Calcit
Akzessorien2
87,5
Mittel
8,4 Vol.-%
I, I
24,5
16,3
35,0
13,8
10,9
1,6
57,6
45
62,4
48,3
18,2
55,1
1,4
3,7
2
0,8
0,9
6,5
2,2
0,4
0,4
3
1,3
0,3
4,8
1,5
1
Serizit, Chlorit und Muskowit
1
Titanit, Apatit, Klinozoisit, Erz, Zirkon, Hornblende
kambro-silurischen Gesteine ist eine kaledonische Einwirkung auf das
Gefüge und den Mineralbestand des Porphyrgranites kaum noch zu
bemerken.
2.2. Kambro-silurische met.:'lmorphe Sedimente
2.21. Die Basisquarzite und Meta-Arkosen
Die subkambrische Peneplain wird auf Rand0y, wie auch auf dem
benachbarten Festland durch eine nur sporadisch vorhandene Folge
klastischer Sedimente gekennzeichnet. Entsprechend dem Relief der Pene­
plain sind diese Sedimente in stark wechselnder Mächtigkeit ausgebildet.
Auf Rand0y und den im Westen vorgelagerten kleinen Inseln (B0r0yhol­
men) sind es feinkörnige Quarzite und Arkosen von < 15 m Mächtigkeit,
die mehr oder weniger grosse Anteile von Phyllit führen oder mit Phylliten
wechsellagem. Diese komplex zusammengesetzten Meta-Sedimente lassen
sich nicht immer auskartieren und sind deshalb in Figur 2 (Profil von
Rand0y) mit in den unteren Phyllit einbezogen. In der petrographischen
Karte (Tafel 2) sind Bereiche solcher Basisquarzite und Meta-Arkosen auf
Hattholmen SE Byre, B0r0yholmen und NW Hovda (Rand0y) dargestellt.
(Siehe Modalanalysen Nr. 6329, 6228 Tab. 1).
Das bei Breidvik dem Porphyrgranit auflagemde Sediment (siehe S. I01)
ist ein leicht metamorpher feinkörniger Sandstein, der hauptsächlich aus
wenig gerundetem Quarz, Mikroklin und Albitkömern (Korn- 0 I00-500
,um) besteht. Das Zwischen- und Bindemittel setzt sich aus rekristallisiertem
Quarz, Biotit und Muskowit (Korn- 0 I0-30 ,um) zusammen. Vereinzelt
sind Bruchstücke grobkörnigen Mikrolingranits zu beobachten. Akzessorien
sind Apatit, stark abgerundeter rhombischer Pyroxen, oxidierter Titanit,
abgerollter oxidierter Epidot und Zirkon (Modaler Mineralbestand 57 b,
Tab. 1).
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
103
Neben Quarziten (Tab. 1, Nr. 53 b) sind Meta-Arkosen (Tab. 1, Nr. 53 a)
häufig vertreten. Hauptkomponenten sind Quarzkörner und die Bruchstücke
von grossen Mikroklinkristallen der präkambrischen Porphyrgranite (Korn0 1-1,5 mm). Das Zwischenmittel wird vorwiegend aus rekristallisiertem
feinkörnigen Quarz und Muskowit gebildet (Korn- 0 20-50 ,um). In den
Arkoselagen, die häufig mit Quarziten wechsellagern, finden sich dünne
Lagen von Calcit und rundliche Calcitaggregate. Die Grenze zwischen
Quarzit- und Arkoselagen ist oft durch lagige Hämatitaggregate bezeichnet.
Der Prototyp eines aus nur wenig sortiertem klastischen Material auf­
gebauten Meta-Sandsteins (Meta-Grauwacke) ist der Gneis von Hattholmen
(Tab. 1, Nr. 6228). Relativ grosse abgerollte Körner von Mikroklin, Oligo­
klas, Quarz, Titan-Hornblende, Titanit und Granitbruchstücke liegen völlig
ungeregelt in einem phyllitischen Bindemittel, das aus Serizit, Chlorit, Biotit,
Quarz und Calcit zusammengesetzt ist (35 Vol.-%). Die Rekristallisation hat
ausschliesslich im Bindemittel gewirkt.
Die Probe 54 (Tab. 1) stellt mit 33 Vol.-% Phyllitkomponente einen über­
gangstyp zu den auflagernden Phylliten dar.
2.22. Der untere Phyllithorizont
Wie die Basisquarzite ist auch der untere Phyllit nicht im ganzen Unter­
suchungsraum anstehend. Der gesamte Schichtstapel des Kambra-Silurs fällt
an der Südostseite des Bokn-Fjords nach Nordwesten ein und verschwindet
im Fjord. Der untere Phyllit taucht erst wieder auf der Nordwestseite des
Fjordes im Raume Nedstrand aus dem Wasser auf. Ausserdem macht sich
noch eine senkrecht zum Geosynklinalverlauf gerichtete Verformung des
präkambrischen Untergrundes bemerkbar. Diese drückt sich in NW-SE
streichenden flachen Mulden und Sätteln aus. Als Folge dieser Verformung
taucht der untere Phyllit westlich Rand0y-Byre unter und kommt erst
wieder im Sattelkern einer steilstehenden Falte im östlichen Teil von Fogn
zum Vorsehen (siehe Karte Tafel 2).
Das äussere Bild und der Mineralbestand der Phyllite sind durchaus
nicht einheitlich. Auf Rand0y folgen nördlich Sandanger auf bereits phyllit­
haltige Basissandsteine (Tab. 1, Nr. 54) graue Phyllite (Tab. 2, Nr. 52 und
102), die aus feinen Schichten (0,2-1 mm Dicke) von Serizit und mit ihnen
wechsellagernden Quarzitlagen gleicher Dicke aufgebaut sind. Meist im
Grenzbereich von Serizit- zu Quarzlagen häufen sich kleine Blättchen blass­
grünen eisenarmen Chlorits. In den Quarzlagen findet sich neben Chlorit
neugebildeter idiomorpher Calcit, Klinozoisit und Aggregate feinkörnigen
Eisenoxids. In einzelnen Quarzlagen steigt der Calcitanteil bis auf 40 Vol-%.
Albit fehlt in den Quarzlagen nie. Doch sind die Gehalte meist < 5 Vol.
%. Es handelt sich um neugebildete völlig klare Kristalle, die fast niemals
verzwiilingt sind. Sie sind bei der quantitativen mikroskopischen Analyse
nur durch ihr negatives Chagrin vom Quarz zu unterscheiden.
Abgerollte klastische Schwermineralkörner sind nur vereinzelt zu finden.
·
104
GEORG MÜLLER UND FRIEDRJCH WURM
Tabelle 2.
Probe
Serizit
Chlorit
Quarz
Albit
Calcit
Granat
Biotit
Graphit
Erz
Apatit
Klinozoisit
Phyllite des unteren Phyllithorizontes
52
931
97
102
104
60241
Mittel
43,1
13,8
38,0
2,9
0,4
41,8
8,2
40,6
0,2
43,1
18,8
32,9
1,1
1,9
57,6
3,8
35,3
0,9
0,6
54,9
15,7
20,8
3 ,2
45,1
12,3
35,2
2,2
2,1
2,8
2,7
0,6
2,2
0,2
47,6 Vol.-%
12,1
33,8
1,8
0,5
0,8
0,4
1,2
1,5
0,1
0,2
0,8
0,4
0,5
0,1
0,1
2,6
0,9
5,3
0,3
2,2
0,6
0,4
0,8
Zirkon ist noch am häufigsten zu beobachten. Selten ist Rutil und grüner
Turmalin.
Idiomorphe stumpfsäulige Apatitkristalle (bis 130 ,um 0) sind als Neu­
bildungen sowohl in den Quarzlagen wie auch im Serizit anzutreffen. Hin­
gegen ist Pyrit und Graphit auf die ehemals tonige Komponente des Sedi­
ments beschränkt.
Nördlich Sandanger und am Südosthang des Randäsen folgen auf die
grauen Phyllite hellgrüne Quarzphyllite, die von zahlreichen Quarzlinsen
(bis zu 80 mm 0) durchsetzt sind. Die Mengenverhältnisse von Quarz zu
den Blattsilikaten schwanken ausserordentlich. So wurde in zwei Proben
aus dem gleichen Wegaufschluss (150 m östlich Schieferbrüche oberhalb
Käda) in der einen ein Verhältnis Phyllosilikate : Quarz
77 : 23 und in
der anderen Probe von 8 : 92 bestimmt. Im Durchschnitt liegt der Quarz­
gehalt über 60 Vol.-%. Die grünliche Gesteinsfarbe kommt durch wechselnde
Anteile von Klinochlor zustande.
Anzeichen des Sedimentationswechsels sind die deutlich erhöhten Hämatit­
gehalte in den obersten 1-2 Metern Quarzphyllit (Tab. 2, Nr. 93 I, 97) an
der Grenze zum auflagernden 2. Gneishorizont. Ferner finden sich neben
dem Serizit auch Aggregate neugebildeten Biotits und sehr vereinzelt kleine
Granatidioblasten. Die Granate sind offenbar nicht bis zum Ende der
Metamorphose stabil geblieben. Die wenigen Kristalle in den Phylliten auf
Rand0y sind sämtlich durch Fe-Prochlorit und Quarz korrodiert und haben
Fe-Oxide entmischt.
Die Grenze des unteren Phyllits zum 2. Gneishorizont im Hangenden ist
ebensowenig scharf wie die zu den sie unterlagernden Basisgneisen. In den
Steinbrüchen, die häufig auf der Phyllit-Gneis-Grenze angelegt sind, wechseln
Gneis- und Phyllitlagen von 100-500 mm Mächtigkeit mehrmals mitein­
ander. Die Gneise enthalten zahlreiche dünne Phyllitlagen ( < 1 mm Dicke),
welche das Gestein gut spaltbar und die "Schiefer" -Produktion rentabel
machen.
=
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
Tabelle 3.
Unterer Metatuff-Horizont, Basis des 2. Gneishorizontes
(Hangendes des 1. Phyllits, z. T. mit Phyllitlagen wechsellagemd)
Probe
Plagioklas3
Albit
Klinozoisit
Quarz
Hornblende'
Biotit
Klinochlor
Muskowit
Serizit
Calcit
Apatit
Titanit
Erz
105
48
93 JI
96
95
219
107
Mittel
20,8
18,3
41,8
44,3
17,9
16,3
2,3
42,1
16,4
16,9
5,4
39,1
16,6
1,3
39,6
0,8
0,8
26,7
10,1
2,5
49,2
1,7
6,1
2,4
14,0
25,9
7,8
11,7
6,9
16,1
11,3
1,4
0,7
0,6
0,4
0,1
0,2
0,8
0,3
1,0
1,1
2,4
0,4
2,7 Vol.-%
33,2
14,5
15,1
16,8
3,0
3,6
0,8
7,3
1,3
0,6
0,8
0,3
0,6
16,8
1,3
0,2
0,1
0,1
3,0
19,5
1,0
0,6
0,4
7,7
3,8
0,7
1,1
0,6
3
saussuritisiert
' zum grössten Teil in Aktinolith umgewandelt
Auf Fogn zeichnen sich die dunklen Phyllite des unteren Phyllithorizontes
durch höhere Graphit- und Granatgehalte aus (Tab. 2, Nr. I04, 6024). Auch
hier sind die Granate sämtlich instabil geworden. Kränze von Hämatit und
Titanit bezeichnen reliktisch die Umrisse der Idioblasten, während grosse
Teile des Granats durch Prochlorit, Biotit, Calcit, Muskowit und Quarz
ersetzt sind.
2.23. Der untere Metatuff-Horizont
Äusserlich unterscheiden sich die Gneise im Hangenden des unteren Phyllit­
horizontes mit ihren hellen Farben, ihrer Feinkörnigkeit und in der Lage­
rungsfarm nicht wesentlich von den Basisgneisen im Liegenden der Phyllite.
Doch ist der Mineralbestand und das Gefüge der Komponenten im Dünn­
schliff in den beiden Gneishorizonten sehr unterschiedlich.
Handelt es sich bei den Basisgneisen um metamorph kaum veränderte,
nur im Bindemittel rekristallisierte Sandsteine, so sind hingegen die Gneise
im unmittelbaren Hangenden der Phyllite stark rekristallisiert. Auffallendste
Unterschiede sind das völlige Fehlen von Mikroklin, die starke Präsenz von
Albit und Klinozoisit, das Auftreten von Amphibolen und Biotit in den
Gneisen, die den Phylliten auflagern. Quarz tritt hingegen stark zurück.
Diese Unterschiede fallen sofort beim Vergleich der Mittelwerte in den
Tabellen I und 3, und in den Diagrammen der Figur 4 ins Auge.
Die Tabelle 3 lässt sich teilen. Die Proben Nr. 48, 93 II und 96 besitzen
im Gegensatz zu den anderen Proben phyllitische, quarzitische und calcitische
Lagen und sind weitgehend frei von Amphibolen.
Von der anderen Gruppe ist die Probe I 07 am repräsentativsten. Sie
106
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
stammt aus dem Gneiszug zwischen den beiden Phyllithorizonten bei Seivag
auf Fogn. Das Gestein besteht aus einem Zwischen- und Bindemittel ( ,....., 40
Vol.-%) von feinkörnigem (10-30 ,um
0), neugebildetem Albit, Klino­
zoisit, Quarz, Calcit, Apatit und Titanit, in welchem bis zu 1 mm grosse
Plagioklas- und Amphibolkristalle liegen. Die Plagioklase zeigen teilweise
noch idiomorphen Habitus, sind jedoch meistens von den Randbereichen
her durch Albit und Klinozoisit verdrängt worden. Sie sind saussuritisiert,
und es finden sich viele Hinweise, dass auch ein Teil der Albit-Klinozoisit­
Komponenten des Zwischenmittels durch Zerfall und Rekristallisation von
Plagioklasen entstanden ist. Dem Klinozoisit-Anteil entsprechend dürfte es
sich bei den primären Plagioklasen um Andesin An 35-40 gehandelt haben.
Die auffallendste Komponente bilden blassbraune Hornblenden, die häufig
nur noch im Kern die Eigenfarbe erkennen lassen. In den Randbereichen
und z. T. auch weit in die Kernbereiche eingreifend sind die Hornblenden
unter Abscheidung von Titanit-Reaktionssäumen in blassgrünlichen bis völlig
farblosen Aktinolith umgewandelt. Während die Lichtbrechung der aktino­
lithisierten Bereiche deutlich erniedrigt ist, sind die Interferenzfarben lebhafter
und reichen bis in die 2. Ordnung.
Ein grosser Teil des Amphibols ist sekundär in grünen Biotit und in
Klinochlor
umgewandelt
worden.
Es
finden
sich
eine
Menge
Pseudo­
morphosen von Phyllosilikaten nach Amphibol. Nur grössere Amphibole
scheinen sich erhalten zu haben. Doch auch diese sind randlieh häufig in
Biotit oder Chlorit übergegangen.
Die Zusammensetzung der Probe I 07 deutet auf den prämetamorphen
Mineralbestand eines andesitischen Tuffes mit
Hornblende und 5-10% Quarz
E. Kildal (1966) aus
dem
Gebiet
hin.
Das
,.....,
ist
Sand/Suldal
50 % Andesin, 35-40 %
insofern
interessant,
ein andesitisches
als
Gestein
kambro-silurischen Alters erwähnt hat.
An der Südspitze von Halsn0y steht im gleichen stratigraphischen Niveau
zwischen unterem und oberem Phyllithorizont ein ähnlicher Tuff wie auf
Fogn an. Die Probe 219 (Tab. 3) enthält noch ungleich mehr
Amphibol
(49,3 Vol.-%). Auch hier handelt es sich um Mg-Hornblende mit blass--grün­
lichen bis schwach-bräunlichen Eigenfarben, die meist randlieh in Aktinolith.
Klinochlor oder Biotit umgewandelt ist. Der sekundäre Biotit hat eine gelb­
bräunliche helle Eigenfarbe, relativ niedrige Lichtbrechung und gehört dem
Mg-reicheren Ende der Biotit-Mischkristallreihe an. Sowohl die Hornblende
selbst, wie ihre Umwandlungsprodukte Klinochlor und phlogopitischer Biotit
und der niedrige Erzgehalt deuten darauf hin, dass es ein relativ eisenarmes
andesitisches Magma gewesen sein muss, aus dem die Tuffe gebildet wurden.
Auch
auf
Rand0y finden
sich in den
Gneisen unmittelbar über dem
unteren Phylltthorizont solche amphibolreichen Tufflagen (Nr. 95, Tabelle 3).
Die Tufflagen wechseln im Dünnschliff mit Phyllit- und Calcitlagen (Nr. 96,
Tabelle 3). Daneben treten auch Gneise auf, die neben Phyllit- und Quarzit­
lagen
völlig
rekristallisierte
tuffogene
basische
Plagioklase, jedoch keine
Amphibole enthalten (Nr. 48 und 93 II. Tabelle 3).
Die
Mächtigkeit
des
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
107
unteren Tuffhorizontes beträgt nur einige Meter. Im oberen Teil der Stein­
brüche bei Käda und Sandanger gehen die Tuffe in Mischgneise über, welche
zu den Arkosen des 2. Gneishorizontes überleiten. Neben den Tuffkompo­
nenten tritt in zunehmendem Masse wieder die Verwitterungsfracht der
präkambrischen Porphyrgranite auf, - Mikroklinbruchstücke, serizitisierte
Oligoklase, vereinzelte Granitgerölle und Quarz. Der Mineralbestand eines
solchen Mischgneises (Nr. 94) aus der Wand oberhalb der Steinbrüche von
Käda sei hier mitgeteilt: Mikroklin 1,2 %, serizitisierter Oligoklas 2,8 %, Amphibol 9,3 %, Albit 41,5 %, Klinozoisit 14,7 %. Apatit 0,5 %, Titanit
und Erz 1,1 %.
2.24. Der Gneishorizont zwischen unterem und oberem Phyllit
Im Gegensatz zu den Basisgneisen und dem unteren Phyllithorizont, die in
der Mulde zwischen Rand0y und Fogn unter Meeresniveau abtauchen, ist
der durch andesitische Tuffe eingeleitete 2. Gneishorizont im ganzen Unter­
suchungsraum aufgeschlossen.
Im Ganzen stärker rekristallisiert gleichen die Gneise im Mineralbestand
doch sehr den Meta-Arkosen der Basisgneise. Relativ grosse Mikroklin- und
Oligoklaskörner (1-3 mm 0 ), vereinzelte oxidierte abgerollte Titanhorn­
blenden und Titanitkörner, sowie einzelne Granitbruchstücke liegen verstreut
in einem weitgehend rekristallisierten feinkörnigen Zwischenmittel (Korn­
grösse 10-50 ,um 0 ), das vorwiegend aus Albit und Quarz besteht. Die
Mikroklirre zeigen eine starke Sammelkristallisation der Perthitkomponente.
Nur selten sind noch feine Perthit-Spindeln erhalten. Meist durchziehen
breite Albitstreifen die Mikroklirre und gleichen den durch Albit verheilten
Rupturen.
Die serizitisierten Oligoklase zeigen eine intensive Sammelkristallisation
der Muskowitkomponente. Sie liegen zum grossen Teil völlig rekristallisiert
als feinkörnige Grundmasse vor.
Besonders aufffallend drückt sich der Materialwechsel von den inter­
mediären Tuffen zu den Arkosen durch den starken Rückgang von Klino­
zoisit aus (Figur 4). Der Mittelwert des Klinozoisits fällt von 15 auf 3
Vol.-% ab.
Der Quarzgehalt der Meta-Arkosen ist relativ hoch. In ihnen sind fast
rein quarzitische Lagen zu beobachten, die häufig mit Calcit-Lagen
vergesellschaftet sind.
Der Schwermineralanteil der Metaarkosen ist sehr gering. Vereinzelt sind
abgerollte Körner von Pyroxen, Zirkon und grünem Turmalin zu beobachten.
Apatit ist weitgehend rekristallisiert. Der Gehalt an feinkörnigen Aggregaten
von Eisenoxiden ist ebenfalls gering. Titanit ist häufiger zu finden, doch sind
viele der Körner zu feinkörnigen Aggregaten rekristallisiert, und es lassen
sich alle Stadien der Auflösung der klastischen oxidierten Körner in fein­
körnige Aggregate beobachten.
Mit Annäherung an den oberen Phyllithorizont führen die Arkosen
phyllitische Lagen, die in Teilen durch Sammelkristallisation des Serizits
108
GEORG MÜLLER UND FRJEDRJCH WURM
Tabelle 4. Meta-Arkosen zwischen dem
(z. T.
Probe
Mikroklin
seriz. Oligoklas
Albit
sauss. Plagioklas
Klinozoisit
Quarz
Biotit
Erz
Gneishorizont)
6327
6125
109
109a
Mittel
16,5
11,3
7,8
2,9
3,6
43,4
5,0
16,i
18,8
14,0
25,5
9,7
10,8
32,7
11,7
15,9
26,5
12,9
18,1
25,6
2,4
26,9
1,5
0,3
2,6
5,3
1,3
0,6
0,8
3,2
38,4
0,5
3,5
24,4
9,3
3,9
26,3
8,9
4,1
5,4
1,2
0,9
1,2
14,5 Vol.-%
11,7
23,6
0,5
2,8
33,3
5,5
<0,1
4,4
1,3
0,8
0,8
0,2
0,6
23,3
0,4
40,3
8,1
8,1
7,9
0,5
0,2
0,7
0,9
1,7
0,3
0,9
Calcit
Apatit
(2.
92
Serizit
Titanit
und 2. Phyllithorizont
45
Chlorit
Muskowit
1.
etwas phyllit- und metatuff-führend)
0,3
0,2
1,4
0,7
1,2
1,0
0,1
in Muskowit übergegangen sind. Wahrscheinlich ist der überwiegende Teil
des Muskowits der Meta-Arkosen aus tonigen Komponenten des Zwischen­
mittels entstanden (Probe 109, Tab. 4).
Ein Mischgneis anderen Typs bildet auf Rand0y den Abschluss des 2.
Gneishorizontes. Er ist am Gipfel des- Randäsen das unmittelbare Liegende
des
oberen
Phyllithorizontes.
Neben
die
Mikroklingranit-Komponenten
Quarz, Mikroklin und Oligoklas treten hier in merklicher Konzentration
ehemalige basische Feldspatanteile, nämlich saussuritisierter Plagioklas und
19,1% Klinozoisit auf. Der Mineralbestand der Modalanalyse Probe 91
ist: Quarz 40,1, Mikroklin 0,4, Albit 27,1, saussuritisierter Plagioklas 4,8,
Klinozoisit 19,1, Muskowit 6,6, Titanit, Apatit und Erz 1,9 Vol.-%.
2.5. Der obere Phyllithorizont
Auf Rand0y und Fogn bildet der obere Phyllit einen durchziehenden Hori­
zont von 3�0 m Mächtigkeit (siehe Tafel 2). Auf Halsn0y löst sich
jedoch der Phyllit in einzelnen Lagen, Linsen und Bänder auf. Solche hori­
zontalen
Faziesverzahnungen
von
feinklastischem
Material
mit
gröber­
klastischen Sedimenten sind von F. Wurm auch auf dem Festland nordöst­
lich Fister und östlich Strand beobachtet worden.
Der Mineralbestand des oberen Phyllithorizontes unterscheidet sich nicht
grundsätzlich von den unteren Phylliten. Das zeigt die Tabelle 5 mit einigen
Modalanalysen. Eine Besonderheit stellt die Probe 110 von der Faltenstirn
auf Fogn mit ihrem ungewöhnlich hohen Graphitgehalt von 12,5 Vol.-% dar.
Der Granat der oberen Phyllite zeigt die gleichen Merkmale von Insta­
bilität wie der Granat des unteren Phyllithorizontes. Auch hier sind an fast
allen Idioblasten Entmischungen von Erz und Verdrängungen durch Chlorit,
Biotit, Calcit und Quarz zu beobachten.
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
Tabelle
5.
109
Phyllite des oberen Phyllithorizontes
Probe
Serizit
Chlorit
Biotit
Quarz
Albit
Granat
Calcit
Apatit
Titanit
Graphit
Erz
90
6526
110
602411
Mittel
61,8
6,7
49,2
12,3
55,9
44,8
13,5
28,9
1,2
28,2
4,6
3,1
1,3
18,2
6,5
4,4
0,2
0,5
0,3
0,4
0,1
0,6
1,3
0,6
0,8
12,5
0,4
52,9 Vol.-%
8,1
0,3
27,0
4,3
2,4
0,1
0,1
0,5
3,8
0,5
32,7
5,1
2,0
0,2
1,0
0,7
2.26. Der 3. Gneishorizont
Auf die oberen Phyllite folgt ein weiterer Horizont von Paragneisen. Wie
man der Karte 2 entnehmen kann, sind in diese Gneise aber noch Linsen
von Phyllit eingelagert. So stehen auf dem Gipfel des Koll (Rand0y) solche
Phyllitlinsen an. Auch auf Fogn finden sich in den Meta-Arkosen des 3.
Geishorizontes eingelagerte Phyllitbänder und -linsen. Sie sind durch den
Strassenbau dei Erä.s, B0 und südlich Sreb0vä.g frisch aufgeschlossen. Die
Gneise selbst enthalten noch häufig feine phyllitische Lagen und serizitische
Anteile im Zwischenmittel. Das ist der Tabelle 6 zu entnehmen. So besitzt
die Meta-Arkose Nr. 124 NW. Trevland etwa 20 % Phyllit mit 0,2% Granat.
Und selbst 5 km südwestlich der Hangendgrenze des 2. Phyllithorizontes
Tabelle 6. Meta-Arkosen im Hangenden des oberen Phyllithorizontes
(z. T. serizitführend, mit starker Zunahme von Meta-Tuffen zum Hangenden hin)
Probe
6425
6325
6324
124
104
121
111
Mittel
Mikroklin
Oligoklas
Albit
Klinozoisit
Quarz
Biotit
Chlorit
Muskowit
Serizit
Calcit
Granat
Apatit
Titanit
Erz
7,4
8,4
40,3
1,8
27,1
6,0
6,9
8,7
44,3
0,1
33,1
0,1
1,9
4,5
26,5
8,8
12,9"
35,0
4,2
26,6
6,3
3,7
3,1
0,5
3,7
2,5
6,3
9,8
42,5
2,4
33,5
0,2
0,1
4,9
5,1
20,6
11,7
34,1
0,2
29,8
1,5
0,3
1,4
0,5
0,4
7,7
17,9
26,3
1,9
16,1
10,5
0,3
6,3
7,3
2,6
0,2
0,5
1,0
0,1
0,2
0,3
8,5 Vol.-%
10,6
35,6
1,5
28,6
4,0
0,4
4,5
4,6
0,8
<0,1
0,1
0,5
0,3
5
0,1
0,1
0,1
dabei 3,9% saussuritisierter Andesin
33,8
3,2
2,1
6,7
19,4
1,4
0,2
0,3
0,2
0,4
0,3
2,3
0,5
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
110
zeigt eine Arkose von Hovda (SW-Fogn) noch 7,3% Phyllitkomponente
im Zwischenmittel.
Die Paragneise des 3. Horizontes
zeigen
mineralogisch-petrographisch
grosse Ähnlichkeit mit dem 2. und 1. Gneishorizont Der Verwitterungsschutt
präkambrischer Porphyrgranite in Form von Mikroklin-, Oligoklas- und
Quarzkörnern
liegt
Zwischenmittel.
in
Der
einem
rekristallisierten feinkörnigen Albit-Quarz­
Klinozoisit-Gehalt
ist
gering
und
anorthitreichere
Plagioklase fehlen. Im Dünnschliff wechseln Arkose- mit Quarzitlagen.
Die ausserordentliche Ähnlichkeit der Meta-Arkosen des 2. und 3. Gneis­
horizontes wird beim Vergleich der Tabelle 4 und 6 deutlich. Bei Betracht­
ung der
Mittelwerte
ergibt
sich für
den 3. Gneishorizont lediglich ein
höherer Albitwert, während Mikroklin, Oligoklas und Quarz entsprechend
geringere Werte zeigen als der 2. Gneishorizont Im Nordteil von Halsn0y
(Plateau von Halsne) und mit Annäherung an die Nordwest- und Nordküste
von Fogn häufen sich in den Meta-Arkosen des 3. Gneishorizontes dunkle
Lagen von wenigen bis zu 100 Millimetern Mächtigkeit. Es handelt sich
hierbei um
L:1gen
basischer
Tuffe, die in die Serie der Grünen Schiefer
Goldschmidts auf Finn0y und Rennes0y überleiten.
•
Selbstverständlich treten neben reinen Meta-Arkosen und Meta-Tuffen
auch
Mischtypen
beschrieben
Anteilen
auf.
werden.
aus
dem
Eine solche Probe soll zur Charakterisierung kurz
Die
Probe
112
stellt
eine
Meta-Arkose mit Tuff­
Strassenaufschluss 400 m nördlich Eide (Strasse nach
Myri auf Fogn) dar. Es handelt sich um ein stark rekristallisiertes Gestein.
Selbst ein Teil der Mikrokline ist in neugebildeten Kristallen < 60 ,um 0
rekristallisiert.
idiomorphe
kommen
Vereinzelt
finden
Mikroklinkristalle
serizitisierte
sich
oder
aber
noch
Bruchstücke
bis
von
zu
15
mm
solchen.
lange
Daneben
Oligoklase, aber auch wenige stark saussuritisierte
Plagioklase vor.
Der noch erh:1ltene klastische Altbestand ist Mikroklin 5,5 %. Oligoklas
4,7%. saussuritisierter Plagioklas 0,6 Vol.-%. die neugebildeten Rekristal­
lisate sind Albit 32,2%. Mikroklin 5,7%. Quarz 30,1%. Muskowit 10,6
%. Biotit 1,6%. Chlorit 0,1%. Epidot 7,5 %. Titanit 1,1%. Calcit 0,3 %.
Der relativ hohe Epidotgehalt lässt darauf schliessen, dass ehemals ein
bedeutender Anteil b:1sischen Plagioklases vorhanden gewesen ist.
2.27. Der 2. Meta-Tuffhorizont
Die ausserordentlichen Unterschiede zwischen den Mineralbeständen der
Meta-Arkosen und den in sie eingelagerten Tuffen sollen im Vergleich der
Meta-Arkose Nr. 121 (Tabelle 6) mit dem Meta-Tuff Nr. 123 (Tabelle 7)
besprochen werden. Beide Proben stammen aus einem Strassenaufschluss
bei Eräs auf Fogn und wurden 120 mm voneinander entfernt genommen.
In der Meta-Arkose haben klastischer Mikroklin und Oligoklas einen
Anteil von über 30 Vol.-%; 34,1% Albit und 29,8% Quarz sind weitgehend
rekristallisiertes Zwischenmittel. Wenn man den sehr geringen Anteil des
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
111
Tabelle 7.2. Metatuff-Horizont
Probe
Andesin (z. T. sauss.)
Albit
Klinozoisit-Epidot
Quarz
grüne Hornblende
Biotit
I�- Prochlorit
Muskowit
Titanit
Apatit
Calcit
Erz
216
89
40,57
21,6
12,96
8,0
3,6
3,1
7,2
1,5
0,2
1,4
216a
215
123
18,17
16,1
23,3
9,5 26,4
9,9 1,8
0,1
30,0 41,5
1,3
1,1
1,7
1,5
6,2
2,2
1,3
1,9
3,3
0,9
1,9
(30,1)6
9,2
35,9
27,0
(23,3)7
0,2
2,9
74,9
0,2
2,0
1,2
49,7
2,8
0,4
1,9
6,0
45,5
7,7
1,2
7,3
0,1
5,6
0,9
2,8
0,4
5,2
1,5
7,5
113
Mittel
21,8 Vo!.-%
10,1
8,8
5,0
28,4
14,3
1,2
1,7
4,3
0,8
0,8
2,8
s ohne Klinozoisit-Fülle
7 mit Klinozoisit-Fülle
Klinozoisits 0,2 %. Biotits und Chlorits 1,8% und Calcits 0,4 % zusammen­
zieht, bestehen die restlichen 95 Vol.-% des Gesteins aus Alkali-Feldspat
und Quarz.
Die Tuffprobe hingegen besitzt nur etwa 25 Vol.-% Alkalifeldspat und
Quarz. Dominierend sind hier die Ca-, Mg-, Fe- und Ti-Minerale. Saus­
suritisierter Plagioklas, Klinozoisit bis Epidot, Calcit, Apatit, Biotit, Chlorit,
Titanit (6,2 %) und Eisenoxide machen zusammen über 70 Vol.-% des
Gesteins aus.
Ganz analoge Verhältnisse zeigen die Meta-Arkose Nr. 111 (Tab. 6) und
der Meta-Tuff Nr. 113 (Tab. 7), die wechsellagernd aus einem Aufschluss
bei Eide (Fogn) entnommen wurden.
Der Meta-Tuff Nr. 123 ist weitgehend metamorph rekristallisiert. Die noch
am besten in prämetamorphen Formen erhaltene Komponente ist Plagioklas
in reliktisch idiomorphen Körnern von 0,5-2 mm 0. Es handelt sich jetzt
um Albite, die zahlreiche Klinozoisit-Kristalle (5-20 ,um 0) umschliessen.
Der Saussurit hat eine weitgehende Sammelkristallisation erfahren.
Braune Titanhornblenden und Titanite haben die Metamorphose nur in
wenigen Kristallen überstanden. Die Titanite sind zu Aggregaten rundlicher
Kleinkörner umkristallisiert. Die Titanhornblende ist zum grössten Teil in
grünen Biotit, Fe-Prochlorit und in geringem Masse auch in Muskowit um­
gewandelt worden. Es sind zahlreiche Pseudomorphosen nach Hornblende
�rhalten.
Quarz, Albit und Spidot bilden völlig rekristallisiert das feinkörnige Zwi­
schenmittel (20--100 ,um Korngrösse).
Calcit liegt im Zwischenmittel mit bis zu 2 mm grossen Kristallaggregaten.
Einen anderen Typ stellen die Amphibol-Lagen-Tuffe auf Nord-Halsn0y
dar. Intensiv grüngefärbte Hornblenden mit starkem Pleochroismus nach
112
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
Blau und Gelb-Braun dominieren mit Mengenanteilen zwischen 45 und 75
Vol.-% (Tab. 7, Nr. 215, 216, 216 a). Auch hier ist ein Teil der Amphibole
sekundär in Biotit und Chlorit übergegangen. Die Titanitgehalte sind wie auf
Fogn bemerkenswert hoch. Doch ist nicht zu übersehen, dass der Anteil der
dunklen Gemengteile in den Amphibol-Lagen-Tuffen auf Halsn0y (60-90
Vol.-%) deutlich höher ist als auf Fogn (45 Vol.-%). Das gilt besonders
auch für Magnetit und Hämatit.
Ausser diesem quantitativen Unterschied gibt es aber auch qualitative. Die
Plagioklase des oberen Tuffhorizontes auf Nord-Halsn0y haben relativ wenig
Klinozoisit ausgeschieden und liegen als Ca-reichere Glieder der Grenze Oli­
goklas-Andesin vor. Ihre Lichtbrechung liegt zwischen 1,535 und 1,540, op­
tischer Charakter negativ, 2 Vx schwankt um 85°. Auf Fogn und Rand0y
finden sich hingegen nur Plagioklase, die stärker saussuritisiert sind und
ihren optischen Daten nach Albite sind.
Bezeichnend für die Plagioklase des oberen Tuffhorizontes auf Nord­
Halsn0y ist die Probe 216 a. Die relativ stark vertretene Plagioklaskompo­
nente erscheint völlig rekristallisiert. Die Kristalle sind xenomorph ohne eine
bevorzugte Richtung, erscheinen klar und zeigen kaum jemals Verzwillingung.
Bei der Rekristallisation wurde etwas Klinozoisit ausgeschieden. Die meist
gedrungenen idiomorphen Klinozoisit-Säulchen sind häufig im Plagioklas ein­
geschlossen oder liegen auf seinen Korngrenzen, desgleichen kleine Quarze.
Auch die Hornblenden erscheinen im Dünnschliff nicht merklich geregelt.
Sie sind mit ihren Sekundärmineralen Biotit und Fe-Prochlorit, sowie mit
Titanit und Erz vergesellschaftet.
Titanit liegt zum Teil noch in idiomorphen Sphenkristallen vor. Der grös­
sere Teil ist jedoch in feinkörnigen Aggregaten rekristallisiert.
Magnetit und Hämatit erscheinen des öfteren idiomorph, und Hämatit ist
teilweise von Lepidokrokit-Kränzen umgeben.
Apatit ist grassteils rekristallisiert oder neugebildet Von den im Dünn­
schliff allgemein sehr transparenten metamorph gebildeten Apatitkristallen
lassen sich in den Tuffen des oberen Horizontes auf Nord-Halsn0y Kristalle
unterscheiden, die die starke Trübung (Mikroeinschlüsse) magmatisch gebil­
deter Apatite besitzen.
Bei gleichen mineralogischen Komponenten zeigt die Probe 216 gegenüber
216 a ein völlig anderes Gefüge. Die Amphibole sind in dieser Probe gut
geregelt. Die .Querschnitte der Amphibole haben ein Längen-Dicken-Verhält­
nis von 5 : 1. Auch Titanit und Erzminerale sind meist in langgestreckten
Aggregaten rekristallisiert, miteinander verwachsen und parallel zur Längs­
streckung der Hornblenden orientiert.
Einen völlig anderen Typ des oberen Tuffhorizontes repräsentiert der
Meta-Plagioklas-Tuff vom Gipfel des Randäsen auf Rand0y. Vom prämeta­
morphen Gefüge des Mineralbestandes sind 0,8-3,5 mm grosse idiomorphe
Plagioklase erhalten. Sie nehmen 40,5 Vol.-% des Gesteins ein (siehe Tab. 7,
Nr. 89). Die Plagioklase haben sich jedoch unter Einwirkung der Metamor­
phose in Albit (30,1 %) und Saussurit (10,4 %) entmischt. Der Saussurit hat
·
\
\
J
•
•
•
•
_y
Tafel I.
Tektonische Übersichtskarte von der Inselgruppe Randöy-Fogn (Stavanger-Gebiet, SW Norwegen). Aufgenommen von Friedrich Wurm
TEKTONISCHE UBERSICHTSKARTE
0
Tkm
Tkm
I
'·····
2km
I
Streichen und Vergenz der Faltenachsen im
� � ..
Kambrosi/ur:
� JUnger.j/ßj J "'·"a"lter.,/ßa )
.
••
1967.
•
•
Abgrenzung
der Homogenbereiche
KAMBROS/LUR:
[V\7'VJ.
PARAGNEIS (meta morphe S andsteine, Ark osen, G rauwacken)
Geologisch -petrographische Übersichtskarft::
intermediäre INTRUSIVA
als L agergänge
PARAGNEIS mit wechselndem
Anteil b as is cher T uffe
� 41
0
I km
SKOGAHOLM
8-ACHSEN:
�
PRÄKAMBRIUM:
vo rw iegend PORPHY RG RANITGNEISE,
ve r e inzelt
PARAGNEIS u nd AMPHIBOLIT
jünger
älter
0
SMALAHOLM
STÖRUNGEN:
(8')
�
...
;tl( -<..... ...,...
(8)
zweiaktige Prägung
(8 )> 8')
g esichert
vermutet
Abstand derIsohypsen: 30m
�
STOR0Y
OMBO
@
RAND�Y
HER0Y
Cv
4f o
TEISTH%M•
Tafel
2km
QUARZGÄNGE
PHYLLITE, z Gran at und gröber­
kl a stischen E i n/ agerungen
�
lXXJ
I km
n�set
2. Geologisch-petrographische Übersichtskarte von der Inselgruppe Randöy-Fogn (Stavanger-Gebiet, SW Norwegen). Aufgenommen von Georg Müller
1966/67
und Friedrich Wurm
1967.
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
113
sich in Klinozoisit-Kristallen der Korngrösse 10-70 ,um 0 gesammelt. Auch
ein grosser Teil des Zwischenmittels scheint aus der Rekristallisation basi­
scher Plagioklase oder aus basischem Feldspat-Glas hervorgegangen zu sein.
2.28. Der granodioritische Lagergang auf Halsn(/)y-Bokn
Auf dem Wege über die Insel Halsn0y gelangt man von Süden nach Nor­
den in immer höhere stratigraphische Horizonte, denn die Schichten fallen
nach NW ein. Im zentralen Teil der Insel ist die Abfolge des 3. Gneishori­
zontes durch einen 80-100 m mächtigen intrusiven Lagergang unterbrochen.
Die Grenzen des Lagerganges sind auf weite Strecken hin ausgezeichnet auf­
geschlossen. Im Westen, Süden und Osten ist es die Grenze gegen die liegen­
den Gneise, im Norden die Grenze gegen die hangenden Gneise und Tuffe
des oberen Tuffhorizontes (siehe Karte - Tafel 2).
In stratigraphisch gleicher Höhe liegt der intrusive Lagergang auf Bokn.
Auch ihn unterlagern Meta-Arkosen des 3. Gneishorizontes, die phyllitische
Einlagerungen besitzen (Tab. 6, Nr. 6325). Das Dach des Lagerganges ist auf
Bokn bereits abgetragen. Es ist wahrscheinlich, dass es sich bei den intrusiven
Gesteinen auf Bokn und Halsn0y um zwei Restteile eines ehemals zusam­
menhängenden grösseren Lagerganges handelt. Darauf deutet auch die grosse
Ähnlichkeit der Intrusivgesteine von Bokn und Halsn0y hin.
Es handelt sich um richtungslos körnige Tiefengesteine, die deutlich eine
magmatische Kristallisationsabfolge erkennen lassen. Hauptkomponente ist
idiomorpher bis hypidiomorpher Plagioklas in Korngrössen zwischen 2 und
I 0 mm. Die Kristalle zeigen des öfteren leichten Zonarbau und sind poly­
synthetisch nach (010) und [0 10] verzwillingt.
Die Plagioklase sind retrograd verändert. Man muss offenbar zwei Um­
wandlungsphasen unterscheiden. Autometamorph retrograd ist die Seriziti­
sierung und die Antiperthitausscheidung (Mikroklin) in den Plagioklasen
(Müller 1966). Die Saussuritbildung ist hingegen durch regionalmetamorphe
Einflüsse bewirkt. Sowohl Serizit wie auch Saussurit sind durch Sammelkris­
tallisation zu Muskowit und Klinozoisit vergröbert.
Nächst wichtiger Bestandteil ist Mikroklin. Auch beim Kalifeldspat sind
untergeordnet idiomorphe und hypidiomorphe Kristalle zu beobachten. Per­
thit ist in feinen Spindeln entmischt und hat keine wesentliche Sammelkris­
tallisation erfahren. Die Mikrokline enthalten völlig idiomorphe Einschlüsse
von Plagioklas (50-320 pm 0 ).
Die jüngste Feldspatart ist Albit. Albit verdrängt sowohl Plagioklas wie
auch Mikroklin, und es ist nicht zu entscheiden, wieviel Albit g..:gen Ende
der magmatischen Kristallisation entstanden ist und welcher Anteil durch
metamorphe Rekristallisation aus primär anorthitreicherem Plagioklas gebil­
det wurde.
Quarz ist noch in grossen xenomorphen Körnern erhalten. Es handelt sich
um eine einschlussarme transparente Varietät. Randliehe Mörtelstrukturen
sind bei den Quarzen oft zu beobachten. Wie auch die Feldspäte ist Quarz
2
114
Tabelle
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
8.
Kaiedonische Meta-Granodiorite
Probe
217
218
Mikroklin
20,7
23,4
Umgewandelter Plagioklas
a) Albit
b) Serizit
c) Klinozoisitfülle
Albit
Epidot
Quarz
Aktinolith (nach Hornblende)
grünblauer Amphibol
Biotit
Chlorit
Granat
Titanit
Apatit
Erz
24,9
16,5
1,1
7,3
9,4
3,0
25,0
0,1
29,1
24,0
0,4
4,7
7,0
0,3
26,7
13,8
0,6
1,2
0,5
0,4
0,4
Vol.-%
6,0
4,8
1,2
0,6
0,9
häufig von Rupturen durchzogen. Doch hat sich diese mechanische Bean­
spruchung nicht so stark ausgewirkt, dass die Gefügemerkmale des Tiefenge­
steins zerstört worden wären.
Braune Hornblenden waren offenbar der dominierende dunkle Gemengteil
im prämetamorphen Zustand des Gesteins. Jetzt findet man sie nur noch
reliktisch in Biotitaggregaten. Während im Kern die braune Eigenfarbe er­
halten ist, sind die Ränder in Aktinolith umgewandelt. Der überwiegende
Teil der Hornblende ist in braunen Biotit umgewandelt. Pseudomorphosen
eines eisenreichen Prochlorits nach Hornblende finden sich hingegen nur
selten.
Eine Ausnahme bezüglich des Amphibols bildet die Lagergang-Apophyse
in den Tuffen bei Kurreset auf Halsn0y. Hier findet sich im Intrusivgestein
der blaugrüne Amphibol der auflagemden Tuffe. Es ist wahrscheinlich, dass
diese Amphibole aus den Tuffen aufgenommen worden sind. Es lassen sich
nämlich zahlreiche skelettartige grüne Amphibole beobachten, deren innere
Bereiche völlig durch Biotit und Quarz ersetzt sind. Auf diese Amphibole
hat schon Goldschmidt (1921) auf S. 26 seiner Arbeit aufmerksam gemacht.
In den Biotit-Homblende-Aggregaten der Tiefengesteine auf Bokn und
Halsn0y ist die Neubildung von Granat ein interessantes Faktum. Titanit ist
selten idiomorph ausgebildet. Kleine rundliche Kristalle finden sich mit Biotit,
Granat und Epidot vergesellschaftet.
Neben Klinozoisit ist noch Orthit zu beob:tchten. Orthit ist stets mit Mag­
netit vergesellschaftet. Seine idiomorphen Kristalle zeigen isotropisierte brau­
ne Kerne und haben in den umgebenden Amphibolen und Biotiten radio­
aktiv gestörte Höfe hervorgerufen.
Den Mineralbestand zweier Meta-Granodiorite von Bokn und Halsn0y
zeigt Tabelle 8.
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
115
Figur 3. Geröll eines präkambrischen Mikroklingranites (bestehend aus Quarz, Oligoklas und
Hornblende) in einer feinkörnigen Meta-Arkose. 2. Gneishorizont, Randöy, Probe 92, +Pol.,
Grünfilter. Der Massstab in diesem und allenfolgenden Micrvfotos entspricht 200 p.m.
3. ABLAGERUNGSBEDINGUNGEN UND GENESE DER
KAMBRO-SILURISCHEN SEDIMENTE
Die im Abschnitt 2 beschriebene Sedimentfolge zeigt einen kontinuierlichen
Zug. Von den stratigraphisch niedrigsten Gliedern der Serie (Basisquarzite
und Arkosen) bis zu den höchsten Schichten (3. Gneishorizont) hält mit
einigen Unterbrechungen (Phyllit- und Tuffhorizonte) die Ablagerung von
gröberem Verwitterungsmaterial präkambrischer Granite an (Fig. 3).
Diese anhaltende Lieferung von Mikroklin, Oligoklas und Quarz ist im
Blockdiagramm der Figur 4 a dargestellt. Die Werte entsprechen jeweils dem
Mittel aller Modalanalysen eines Horizontes aus den Tabellen 1-7. In den
Tuffhorizonten und in den Phylliten fehlen Mikroklin und Oligoklas gänzlich.
Wie dem Blockdiagramm zu entnehmen ist, sind die quarzitischen Anteile
in den Gneisen des Basishorizontes am grössten.
Die Mikroklin- und Oligoklas-Schüttung ist hingegen im 2. Gneishorizont
am ausgeprägtesten. Im 3. Gneishorizont wird bereits eine Verdünnung des
klastischen durch tuffogenes Material wirksam. Das zeigt sich auch im Dia­
gramm des Quarzes, in dem der mittlere Quarzgehalt von 55,1 Vol.-% (1.
Gneishorizont) über 33,3 Vol.-% bis zum 3. Gneishorizont mit 28,6 Vol.-%
ständig abnimmt.
116
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
Klinozoisit
Albit
•
0
A ndosin fZI
2T-H
....
3. G-H
!==:=:=:=:=::::J
2P-H
p
2 G-H
�-=====:::J
1.0-H
t==:::::J
20
10
Figur
10
40
•
0
Quarz
10
20
20
30
40
50
60 Vol-�.
4a. Quantitativer Mineralbestand der metamorphen Serie des Kambro-Silurs.
(G-H
Biofit
2. T-H
30
Oligoklos
Mikrokfin
=
•
Gneishorizont, P-H
+
Amphibol
0
=
Phyllithorizont,
Chlorit
+
T-H = Metatuff-Horizont).
Muscovit
+
Sericit
1--�===:=:=:::::J
J.G-H
2p-H
2.G-H
I.T-H
<P-H
I.G-H
•====::::J
j
t
L-�1� 0 --�2--0--,J�o--'•o
---��
Figur
10
20
30
40
50
60
70 Vol-%
4b. Quantitativer Mineralbestand der metamorphen Serie des Kambro-Silurs.
Die monotone Folge von Mikroklin-Oligoklas-Albit-Arkosen und Quarziten
weist darauf hin, dass schon im Kambro-Silur die heute im Südosten der
Geosynklinale so aussecordentlich weit verbreiteten präkambrischen Mikro­
klingranite fast ausschliesslich die Lieferanten für die Sedimentbildung waren.
Betrachtet man in Figur 4 a die Mikroklin-Plagioklas-Verhältnisse der drei
Gneishorizonte, so ist eine starke Mikroklinverarmung der Arkosen gegen­
über den Liefergesteinen festzustellen. Im präkambrischen Porphyrgranit ist
das Verhältnis Kf: Plag= 1,2: 1, im 1. Gneishorizont hingegen nur 0,5: 1,
im 2. Gneishorizont 0,4: 1 und im 3. Gneishorizont mit 0 ,2: 1 noch niedriger.
Auf die grössere Stabilität von Natronfeldspat gegenüber Kalifeldspat bei der
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
117
·-
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.,
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Figur 5. Klastisches Titanitkorn mit gut erhaltener Kristallform,
Probe 92, Randöy,
//
z.
T. oxidiert. Meta-Arkose,
Pol., Grünfilter.
Verwitterung von Eruptivgesteinen hat kürzlich Wedepohl (1967, S. 107) auf­
merksam gemacht. Auch die von Wedepohl ( 1967) angeführte fast restlose
Auflösung der Amphibole und Biotite bei der Verwitterung von Eruptivge­
steinen findet hier eine Parallele. Nur äusserst selten sind noch dedritische
braune Hornblenden in den Arkosen erhalten. Die Mg-reichen Biotite sind
hingegen metamorphe Neubildungen (Figur 4 b).
Das gilt analog für die beiden Phyllithorizonte. Neben muskowitischem
Glimmer sind nur Neubildungen phlogopitischen Biotits und Klinochlors ver­
treten. Während der Verwitterung und des Sedimenttransportes ist offenbar
eine weitgehende Abtrennung des Eisens bzw. der eisenhaltigen Minerale
(Hornblende, Meroxen) der Mikroklingranite erfolgt.
Es besteht kein Zweifel, dass die Tonminerale und der Quarz der Phyllit­
horizonte ebenfalls grossteils aus der Verwitterung der präkambrischen Mi­
kroklingranite stammen. Der häufige Sedimentwechsel lässt auf eine diskon­
tinuierliche Absenkung des Untersuchungsraumes während des Kambro-Silurs
schliessen. Allerdings erfolgte der Wechsel niemals abrupt. Der Phyllit kün­
digt sich schon mit dünnen Lagen und Linsen in den oberen Horizonten der
unterlagernden Gneise an und ist auch stets noch in den hangenden Gneisen
anzutreffen. Solche Mischglieder sind mit den Proben Nr. 2328, 54, 190 und
124 beschrieben worden.
In allen Gneisen sind klastische Körner von Mikroklin, Oligoklas, Titan­
hornblende, Titanit und Granitgerölle erhalten (Figur 5). Sie liegen meist im
118
GI!ORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
Figur 6. Klastisches Hornblendekom, oxidiert und abgerundet, präsedimentäre Rupturen
durch Quarz geschlossen. Meta-Arkose von der Faziesgrenze gegen den I. Tuffhorizont,
Probe 93 Ha, Randöy,
1/ Pol.,
Grünfilter.
Korngrössenbereich von 0,2-2,0 mrn 0 und entsprechen damit den Grob­
sanden nach der Einteilung der klastischen Sedimente von Correns (1939).
Vereinzelt reicht die Korngrösse von Mikroklinbruchstücken in den Bereich
des Feinkieses (2-20 mm 0) hinein.
Selbstverständlich sind auch Körner geringerer Korngrösse in grossen An­
teilen vorhanden, doch ist ein bedeutender Teil bei der Metamorphose re­
kristallisiert. In den völlig rekristallisierten Quarzitlagen der Phyllite deuten
vereinzelte dedritische Schwermineralkörner (Zirkon, Turmalin) auf primäre
Korngrössen von < 50 ,um 0 in den sandigen Einlagerungen hin. Die mit
den quarzitischen Lagen vergesellschafteten rekristallisierten Lagen und Ag­
gregate von Calcit sind wahrscheinlich primär synsedimentärer Natur. Viel­
leicht handelt es sich aber auch um primär organisches Karbonat, denn be­
sonders die Phyllite auf Fogn sind sehr graphithaltig.
Die Ablagerung der kambro-silurischen Sedimente im Raume Rand0y-Fogn
erfolgte in nicht allzu grosser Entfernung von der Küste. Bei der diskonti­
nuierlichen Absenkung wurden offenbar tiefgreifende tektonische Störungen
wirksam, an denen die Förderung initialgeosynklinaler Vulkanite einsetzte.
So ist es für die tektonische Unruhe bezeichnend, dass die relativ ruhige
Sedimentation feinklastischen Materials sowohl im unteren wie auch im obe­
ren Phyllithorizont abrupt durch die Ablagerung von andesitischen und ba­
saltischen Tuffen beendet wird.
Die Inhomogenität der Tufflagen lässt darauf schliessen, dass das vulka-
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
119
nische Lockermaterial nicht immer auf primärem Ablagerungsort liegt. Wahr­
scheinlich ist, wie auch in jungen Vulkangebieten, ein grosser Teil der Lock­
ermassen mehr oder weniger stark umgelagert worden. Darauf deuten be­
sonders die Proben Nr. 81 und 216 (Tabelle
7) hin. In der einen Probe sind
fast nur die schweren dunklen Gemengteile vertreten, in der anderen hingegen
die spezifisch leichteren hellen Minerale. Wahrscheinlich entspricht die Probe
Nr. 123 noch am besten der ursprünglichen Zusammensetzung beim Aus­
wurf des Tuffes. Analoge Verhältnisse zeichnen sich in den unteren Tuffen
ab (Tabelle 3). Selbstverständlich muss auch mit Windsichtung gerechnet
werden.
4. METAMORPHE REKRISTALLISATION UND
MINERALNEUBILDUNG
Aus den petrographischen Untersuchungen des Abschnittes 2 ergibt sich
eine Zweiteilung des Mineralbestandes der kambro-silurischen Gesteine in
einen prämetamorphen Altbestand und die metamorphen Neubildungen. Am
widerstandsfähigsten gegen die Metamorphose erweist sich in allen Horizon­
ten der Serie Mikroklin. Nur in der Probe Nr. 112 (Westteil Fogn) konnte
eine merkliche Rekristallisation des Mikroklins beobachtet werden. Von 11,2
Vol.-% besteht etwa die Hälfte (5,7 %) aus neugebildeten xenomorphen
Kristallen, die einen wesentlichen Bestandteil des Zwischenmittels ausmachen.
Dieser neugebildete Kalifeldspat unterscheidet sich, abgesehen von seiner
geringen Komgrösse ( < 100 ,um 0 ), von dem prämetamorphen klastischen
Mikroklin durch das völlige Fehlen von Perthit und durch seine scharfe
Zwillingsvergitterung. In den prämetamorphen Kalifeldspatkömern ist immer
Perthit vorhanden. Meist ist er in breiten unregelmässigen Lamellen gesam­
melt.
Häufig ist in den Meta-Arkosen eine Verdrängung des Kalifeldspats durch
Albitneubildung zu beobachten (Fig.
7).
In den Meta-Granodioriten von Bokn und Halsn0y ist die Mikroklin­
verdrängung durch Albit wohl weniger den metamorphen Einflüssen zuzu­
schreiben, als viel mehr eine Erscheinung der spätmagmatischen Albitkris­
tallisation.
Eine ebenfalls wenig von der kaledonischen
Metamorphose veränderte
Komponente ist der Oligoklas der Meta-Arkosen und Meta-Granodiorite.
Abgesehen von einer schwachen Saussuritisierung erfolgte lediglich eine Sam­
mdkristallisation des pneumatolytisch-hydrothermalen prämetamorphen Seri­
zits in den Oligoklasen zu Muskowitkristallen.
Der neugebildete Klinozoisit neben einem starken Albit-Anteil im Zwi­
schenmittel der Meta-Arkosen (1., 2. und 3. Gneishorizont, Figur
4) weist
jedoch auf eine teilweise Rekristallisation von Plagioklas unter Bildung von
Albit und Klinozoisit hin. Doch ist sicherlich nicht der gesamte Albit des
120
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
Figur 7. Metarr orphe Verdrängung von klastischem präkambrischen Mikroklin durch Albit.
.
Meta-Arkose, Probe 109, Fogn, + Pol. Der Mussstab in diesem und allen folgenden Micro·
fotos entspricht 200 pm.
Zwischenmittels durch den metamorphen Zerfall von Ca-reicheren Plagio­
klaskristallen zu erklären. Ein Teil des Albits kann aus den präkambrischen
Porphyrgraniten hergeleitet werden, in denen er (Madalanalyse S. 101) vertre­
ten ist. Auf die Stabilität des Albits bei der Verwitterung und dem Transport
wurde schon auf S. 116 hingewiesen.
Sehr empfindlich haben offensichtlich anorthitreichere Plagioklase bei der
Metamorphose reagiert. Das zeigt die starke Klinozoisitbildung in den Pla­
gioklasen der beiden Tuffhorizonte und der tuffitischen Meta-Arkosen (Fi­
gur 4). Ein Musterbeispiel ist hierfür die Probe Nr. 89 (Tabelle 7), in der
noch 40,5 Vol.-% prämetamorpher Plagioklasstrukturen erhalten sind. Jedoch
sind die idiomorphen Kristalle (0,8-3,5 mm 0) völlig in Albit und Klino­
zoisit entmischt (Fig. 8). Ein grosser Teil des ehemaligen Plagioklases ist
unter Verlust des prämetamorphen Habitus völlig rekristallisiert und bildet
in Form von Albit, Klinozoisit, Muskowit und Quarz ein feinkörniges Zwi­
schenmitteL
Wie stark die metamorphe Rekristallisation des Plagioklases wirksam war,
zeigt das Albit-Klinozoisit-Verhältnis von 51,7: 23,3 Vol.-% in der Probe 89.
Es weist darauf hin, dass wir dem Ca-Gehalt des Klinozoisits entsprechend
die Zusammensetzung der prämetamorphen Plagioklase im Grenzbereich
Andesin - Labradorit annehmen müssen.
Eine Sonderstellung nehmen die Plagioklase der Tuffe auf Nord-Halsn0y
ein. Auch sie sind zweifellos zum grossen Teil rekristallisiert. Nur in der
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
Figur 8. Metamorphe Klinozoisit-Bildung in einem Plagioklaskorn
12 1
// (010). Meta-Tuffit,
Probe 89, Randöy, // Pol., Grünfilter.
Figur 9. Metamorphe Umwandlung von Hornblende in Aktinolith. Nur der Kern des Am­
phibols ist noch Hornblende. (K)=Korrosionskaverne, wohl ehemals mit Glas gefüllt, ent­
hält jetzt Albit, Klinozoisit und Titanit. Meta-Tuff, Probe 95, Randöy, // Pol., Grünfilter,
122
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
Probe Nr. 216 a finden sich prämetamorphe Plagioklase, die schwach saus­
suritisiert sind. Ihren optischen Daten entsprechend handelt es sich bei diesen
Plagioklasen um Mischkristalle des Grenzbereiches Oligoklas-Andesin, die
offenbar vor der Saussuritisierung noch höhere Anorthitgehalte besassen.
Diese Plagioklase des Grenzbereiches Oligoklas-Andesin scheinen einem hö­
heren Metamorphosegrad zu entsprechen als alle anderen untersuchten Pla­
gioklase, die sämtlich dem Albit nahestehen. Darauf wird noch bei der Be­
sprechung der Amphibole zurückzukommen sein.
Der Quarz ist in den Gneisen und Phylliten fast gänzlich unter Zerlegung
der Körner in Mosaike rekristallisiert. Eine Ausnahme machen nur die La­
gerganggesteine auf Halsn0y und Bokn. In ihnen der Quarz typisch magma­
tisch und kaum verändert.
Der geringe Quarzanteil der basischen Tuffe des 2. Tuffhorizontes (Figur
4) ist sicherlich sekundär bei der metamorphen Umbildung des Mineralbe­
standes entstanden. Die titanhaltigen Mg-reichen Hornblenden des unteren
Tuffhorizontes sind im ganzen Untersuchungsgebiet, auch auf Halsn0y, währ­
end der Metamorphose instabil geworden und zu verschieden grossen Antei­
len unter Abscheidung von Titanit in Aktinolith übergegangen (Figur 9).
Wechselnde Anteile des Amphibols sind in Klinochlor und Biotit umgewan­
delt worden. Diese retrograde Metamorphose ist auf Fogn besonders stark
ausgeprägt. Analoge Verhältnisse zeigen die Granodiorite auf Bokn und
Halsn0y, in denen braune Hornblende zum geringen Teil in Aktinolith, meist
aber in Biotit umgewandelt ist. Bei diesen Reaktionen wurde Titanit und
Epidot in kleinen Kristallen neugebildet
Auf Fogn sind im oberen Tuffhorizont noch Relikte von Titanhornblenden
zu finden. Die primären dunklen Gemengteile sind fast gänzlich in Biotit und
Fe-Prochlorit überführt.
Entsprechend dem Vorkommen anorthitreicherer Plagioklase im Hangen­
den des Lakkolithen auf Nord-Halsn0y nehmen dort auch die Amphibole
eine Sonderstellung ein. Es handelt sich bei ihnen um blaugrüne Hornblenden
mit sehr intensiven Eigenfarben.
Aus dem unterschiedlichen Mineralbestand in den beiden Tuffhorizonten
auf Halsn0y und Fogn lassen sich folgende Rückschlüsse ziehen:
1) - Der untere Tuffhorizont enthielt primär relativ eisenarme andesitische
Pyroklastika, die im ganzen Untersuchungsraum retrograd metamorph
verändert sind. Die prämetamorphen Andesin-Oligoklas-Kristalle rekris­
tallisierten unter Bildung von Albit und Klinozoisit. Die retrograde Um­
wandlung der Amphibole in Klinochlor und Biotit nimmt von Rand0y
im Osten über Halsn0y nach Westen zu und ist auf Fogn am stärksten
ausgeprägt.
2) - Der obere Tuffhorizont enthielt primär eisenreichere basaltische Pyro­
klastika, die ebenfalls im ganzen Untersuchungsgebiet retrograd meta­
morph umgeformt worden sind. Doch während auf Rand0y und Fogn der
primäre Labrador-Andesin in Albit und Klinozoit überging, wurde auf
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
123
Figur 10. Retrograd metamorphe Zersetzung von Granat in Fe-Prochlorit, Quarz, Hämatit­
Calcit und Titanit. Phyllit, Probe 104, Fogil, II Pol., Grünfilter.
Nord-Hals00y weniger Klinozoisit ausgeschieden, und der Plagioklas liegt
nunmehr als Andesin-Oligoklas vor.
Parallel zu diesem höheren Metamorphosegrad der Feldspäte bildeten sich
in den Tuffen Nord-Halsn0ys eisenreiche Hornblenden.
Es sind also in dem ganz eng begrenzten Gebiet von Nord-Halsn0y die
dem granodioritischen Lagergang auflagernden basischen Tuffe des 2. Tuff­
horizontes durch einen höheren Metamorphosegrad ausgezeichnet. Leider
sind diese Schichten weit erodiert und nur noch 30---40 Meter mächtig, so
dass der Verlauf der Kontakt-Metamorphose in das Hangende hinein nicht
verfolgt werden kann.
Granat ist eine metamorphe Neubildung in den Phylliten beider Horizonte.
Jedoch ist der Durchschnittsgehalt des 2. Phyllithorizontes drei mal höher als
der des 1. Horizontes. Auch regional ergeben sich deutliche Unterschiede.
Während Granat auf Rand0y nur in Spuren vorkommt, ist er auf Fogn und
Halsn0y mit einigen Prozent vertreten. Es wird eine Frage an spätere chem­
ische Untersuchungen sein, ob das Fehlen oder die Anwesenheit von Granat
eine Funktion der chemischen Zusammensetzung des Eduktes ist. Der Grad
der Metamorphose ist in allen Phylliten gleich.
Alle Granate weisen darauf hin, dass sie gegen Ende der Metamorphose
nicht mehr stabil waren. Sie wurden durch Chlorit, Biotit und Quarz ver­
drängt (Fig. 10). Wo die Kavernenbildung noch nicht fortgeschritten ist, sind
doch stets Entmischungen von Erz und Titanit zu beobachten.
124
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
Biotit, Chlorit und Muskowit sind in allen Horizonten als metamorphe
Neubildungen vertreten. Die Schichtsilikate entstanden in der aufsteigenden
Metamorphose aus den Tonmineralen des feinklastischen Sedimentanteils
oder durch Sammelkristallisation von serizitisierten Plagioklasen. Diese Bio­
tite und Chlorite sind Mg-reich.
Ein anderer Teil von Biotit und Chlorit wurde retrograd aus Amphibolen
in den Tuffhorizonten gebildet. Im 1. Horizont entstanden Mg-Biotit und
Klinochlor, im
2. hingegen kristallisierten entsprechend den eisenreichen
Hornblenden als Ausgangsmaterial Fe-Prochlorite und eisenreichere Biotite.
Titanit ist in allen Gneishorizonten prämetamorph mit oxidierten mehr
oder weniger abgerollten Kristallen vorhanden. Der grössere Teil des Titanits
ist jedoch unter Auflösung der idiomorphen Kornformen in Aggregate zahl­
reicher Kristallite umgeformt worden. In den basischen Tuffen ist die Re­
kristallisation von Titanit nur sehr schwach gewesen.
Zusammenfassend ist festzustellen, dass der metamorphe Mineralbestand
der kambro-silurischen Gesteine im Raume Rand0y-Fogn eine eindeutige
Definition der kaledonischen Metamorphose dieses Gebietes gestattet. Alle
Metamorphoseerscheinungen lassen sich auf die Einwirkung der kaieda­
nisehen Regionalmetamorphose zurückführen. Eine Ausnahme macht lediglich
der tutfitisehe Gneishorizont im Hangendkontakt des intrusiven Lagergangs
auf Nord-Halsn0y, in dem mit der Überlagerung der Regionalmetamorphose
durch eine thermische Kontaktmetamorphose in einem sehr eng begrenzten
Raum gerechnet werden muss.
Die Gesteine aller untersuchten Horizonte liegen in der Grünschieferfazies
vor. Das gilt uneingeschränkt sowohl für die Phyllite, wie auch für die Meta­
Arkosen, Meta-Tuffe und Meta-Granodiorite. Alle Gesteine beinhalten den
metamorphen Mineralbestand der
Quarz-Albit-Epidot-Biotit-Subfazies des
Barrow-Typs, Grünschieferfazies B.
1.2 nach Winkler (1967).
Doch ist in den Phylliten ebenso wie in allen Gneisen und Meta-Tuffen
neben Biotit und Muskowit auch Chlorit in wechselnden Anteilen vorhanden.
Dieser Mineralbestand entspricht nach Winkler (1967) der Quarz-Aibit-Mus­
kowit-Chlorit-Subfazies B.
1.1. Offenbar hat sich in den untersuchten kale­
donischen Metamorphiten das Gleichgewicht für die höher metamorphe Sub­
fazies B.
1.2 nicht völlig eingestellt.
Aus der Tatsache, dass die eisenreichen Hornblenden des oberen Tuffho­
rizontes und der geringe Granatanteil in den Phylliten neben Biotit auch in
Fe-Prochlorit umgewandelt worden sind, ist zu schliessen, dass die Meta­
morphose
in einer aufsteigenden Phase über die Subfazies B. 1.1 zeitweilig
1.2 erreicht hat und dann im retrogra­
die pT-Bedingungen der Subfazies B.
den Verlauf wieder die Subfazies B. 1.1 eingestellt hat.
Es ist möglich, wenn auch nicht wahrscheinlich, dass zeitweilig die Bedin­
gungen für die Bildung der Subfazies B.
1.3 (Quarz-Albit-Epidot-Aimandin)
erreicht worden sind. Die geringe Granatbildung könnte hierfür ein Hinweis
sein. Diese untergeordnete Frage wird sich mit einer chemischen Analyse
des Granats beantworten lassen. Von Goldschmidt
(1921) sind Granatanaly-
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
125
sen aus dem südwestlich benachbarten Raum mitgeteilt worden, die bis zu
12,28 Gewichts-% MnO enthalten. Die Zusammensetzung dieses Granats ist:
Almandin 55,7 %. Spessartin 28,4 %. Grossular 8,1 %. Andradit 4,4% und
Pyrop 3,4 %. Es ist seit langem bekannt, dass sich mit steigendem Spessar­
tingehalt Granat schon in den niedrigen Bereichen der Grünschieferfazies
entwickeln kann. Damit würde also die Subfazies B. 1.3 für die Metamorphite
des Untersuchungsraumes nicht wahrscheinlich gemacht.
Für einen relativ niedrigen Metamorphosegrad sprechen auch die Quarz­
Calcit-Lagen in den Meta-Arkosen und Phylliten. Die restlichen beobachteten
Minerale Mikroklin, Aktinolith, Titanit und der von Goldschmidt (1921)
beschriebene Chloritoid (bisher nicht aufgefunden) sind sämtlich in der Grün­
schieferfazies stabil. Dagegen fehlen alle Anzeichen höhermetamorpher Fa­
zies, wie Staurolith, Disthen oder gar Sillimanit.
Eine Ausnahme macht nur das kleine Plateau von Halsne. Hier ist Andesin
neben eisenreicher Hornblende stabil gewesen. Da es sich um einen 30---40
Meter mächtigen Horizont basischer Tuffite handelt, die den hangenden Kon­
takt zu dem unterlagenden granodioritischen Lagergang bilden, ist die Re­
gionalmetamorphose offenbar durch eine Kontaktmetamorphose überlagert
worden. Im Kontaktbereich zum Lagergang stellte sich der Mineralbestand
höherer Fazies (Amphibolit-Fazies) ein, den die Regionalmetamorphose nur
noch schwach retrograd verändert hat. Die retrograde Biotit- und Chlorit­
bildung auf Kosten von Amphibol ist auch hier vorhanden, aber weit schwä­
cher ausgeprägt als in den Tuffen auf Fogn. Dieser Umstand zeigt neben
anderen Indizien, dass die Lagergangintrusionen gegen Ende der Metamor­
phose erfolgten. Ein anderer Hinweis ist z. B. auch das tektonisch nur
schwach veränderte Tiefengesteinsgefüge der Lagerganggesteine, ja selbst
ihrer wenig mächtigen Apophysen bei Kuneset (Halsn0y).
5. PETROTEKTONIK U ND GEFüGEKUNDE
5.1. Einführung und allgemeine Ergebnisse
Der Inselraum Rand0y-Fogn wurde für die vorliegende Arbeit deshalb
ausgewählt, weil die stratigraphische Abfolge der kambroordovizischen Ge­
steine hier besonders vollständig und gut aufgeschlossen ist. Auch die tekton­
ischen Daten und Beobachtungen sind sehr vielfältig, doch können sie erst
nach Bearbeitung eines grösseren Gebietes richtig eingeschätzt werden.
Im Folgenden werden die Ergebnisse der tektonischen Feldarbeit mitge­
teilt. Aus ihnen lassen sich erste Folgerungen über den Bau des kaledon­
ischen Gebirges in diesem Raum ableiten. Sie werden durch die Resultate
aus den schon bearbeiteten kambro-ordovizischen Gesteinen vom Festland
SE des Inselgebietes gestützt.
Die Geländearbeit galt einmal der Messung von Feinlineationen (L), Fal­
tenachsen (B) und auch Schichtflächen (s). Dabei Iiessen sich in den Phylliten
126
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
meist stoffliche Trennflächen (ss) und Schieferungsflächen (sf) unterscheiden.
Zum anderen wurden im Bezug auf die Faltenachsen homogen verformte
Bereiche kartiert. Zum dritten galt die Untersuchung den Lagerungsbeziehun­
gen und dem tektonischen Verhalten der kambro-ordovizischen Gesteine un­
tereinander und ihrer Beziehung zum präkambrischen Untergrund. Dazu kam
noch die Frage nach der Vergenz der Faltung, als einem unmittelbaren Hin­
weis auf die Richtung des tektonischen Transports. In der tektonischen Über­
sichtskarte (Tafel 1) sind die Resultate dieser Untersuchungen zusammen­
fassend dargestellt. Ihr ist auch die geographische Lage der Proben zu ent­
nehmen, deren Quarzkorngefüge auf dem Universal-Drehtisch vermessen
wurde (siehe Abschnitt 5.3, S. 132). Weitere Angaben über die Entnahme­
stellen der Proben in der Probenliste S. 143.
Die kambro-ordovizischen Gesteine des bisher bearbeiteten Raumes zeigen
mit Ausnahme der grossenteils massigen Intrusiva auf Halsn0y und Bokn die
Wirkung einer intensiven, regional verbreiteten Tektonik. Es lassen sich in
den kaledonischen Serien fast durchweg zwei Prägungsakte nachweisen. Sie
sind meist deutlich unterscheidbar, denn entweder wurden Faltenachsen und
B-Lineationen der älteren Generation (La und Ba) um die jüngeren B-Achsen
(BJ) gefaltet (Tafel 1), oder eine jüngere Kleinfaltung (LJ) hat die ältere
Feinlineation (La) gewellt.
Die Ausdehnung der in Bezug auf die Faltenachsen homogen verformten
Bereiche schwankt zwischen mehreren Quadratkilometern und einigen Hek­
tar. Wie die tektonische Karte (Tafel 1) zeigt, sind die Homogenbereiche im
Inselgebiet Rand0y-Fogn relativ gross. Ihr Genitätsgrad zeigt stärkere Un­
terschiede. Die Bezirke von SW-Fogn und Bokn-S-Halsn0y müssen schon
als Übergangsbereiche mit grösserer Inhomogenität angesehen werden.
Es ist bemerkenswert, dass sich Änderungen im Streichen der jüngeren
Achsen auch auf die älteren Lineare auswirken. Der Winkel zwischen beiden
Achsenrichtungen bleibt in einem gewissen Streubereich konstant, und somit
muss ein genetischer Zusammenhang zwischen beiden Systemen angenommen
werden.
Eine erste Untersuchung der Beziehungen zwischen Kristallisation und
Deformation ergab eine sehr starke postdeformative Kristallisation. Die Glim­
merminerale sind auch bei starker Verfaltung des Gesteins in Polygonzügen
angeordnet. Dagegen zeigen die Feldspäte des klastischen Altbestandes in den
Meta-Arkosen der Gneishorizonte häufig gekrümmte Plagioklaslamellen und
spezifische Mikroklirrgitter Dieser prämetamorphe Mineralbestand der Para­
gneise stammt aus präkambrischen Graniten (siehe Abschnitt 2.2, S. 102).
Während der kaledonischen Metamorphose erfolgte in den prämetamorphen
Feldspäten vorwiegend eine Sammelkristallisation von Perthit, von Serizit zu
Muskowit und Saussurit zu Klinozoisit (siehe Abschnitt 4, s. 119). Doch
kam es im Gegensatz zum völlig rekristallisierten Quarz in den Feldspäten
immer nur teilweise zur Kornzerlegung und Rekristallisation, so dass prä­
kristallirre Deformationen des Altbestandes bewahrt blieben.
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
127
5.2. Tektonische Merkmale der einzelnen Schichtglieder
Die Glieder der kaledonischen Gesteinserie im Inselgebiet Rand0y-Fogn
zeigen jeweils charakteristische Merkmale in ihrem tektonischen Baustil und
sollen deshalb in stratigraphischer Abfolge erläutert werden. Den Abtei­
lungsgrenzen wird besondere Aufmerksamkeit gewidmet, weil diese in der
geologischen Deutung des Stavanger-Gebietes durch V. M. Goldschmidt
u. a. eine erhebliche Rolle spielen.
5.21. Tektonische Verhältnisse im Präkambrium
Die grobkörnigen präkambrischen Porphyrgranite der Insel Rand0y zeigen
nur an der Grenze gegen die kambro-ordovizischen Gesteine im Hangenden
Spuren tektonischer Beanspruchung. Die bereichsweise mehrere Zehnermeter
tief greifende Vergneisung der Granite geht sicher zu Lasten der kaledo­
nischen Orogenese. Die vergneisten präkambrischen Porphyrgranite und
kambro-ordovizischen Basisgneise zeigen nämlich gleichgerichtete tektonische
Elemente, und beide haben zwei gefügeprägende Deformationen durch··
gemacht.
Die subkambrische Peneplain wurde durch die kaledonische Orogenese
deformiert. Sie zeigt im Bereich von Rand0y eine nur schwache Neigung
und taucht NW der Insel unter den Meeresspiegel ab. Das subkambrische
Relief wirkt sich auf den Verlauf der kaledonischen Strukturen im fest­
ländischen Gebiet SE Rand0y und Fogn stellenweisen sehr stark aus. Im
Bereich der vorliegenden Karte (Tafel 1) macht sich nur S Käda am Verlauf
der Schichtgrenzen ein schwaches Relief bemerkbar. Zwar vermutet Kaldhol
(1909, S. 41) in der Paragneis-Einschaltung im Phyllit an der Bucht W
Hovda eine Aufragung des präkambrischen Untergrundes, doch weisen
petrographische Zusammensetzung und Verformungsstil diesen Paragneis
eindeutig ins Kambro-Ordoviz. Gegen die zentralen Teile des Bokn-Fjords
wird der mutmassliche Enfluss des subkambrischen Relief auf die Richtun­
gen der kaledonischen Tektonik offenbar immer geringer. Die bisherigen
Beobachtungen im NW des Gebietes bestätigen diese Annahme.
Auch weiter im NE, im Raum Sand, scheinen die tektonischen Rich­
tungen sehr konstant zu sein (Kildal 1967, S. 199 f).
5.22. Tektonische Verhält11isse in den kaledonischen Serien
5.221. Die Phyllite
Die Streuung der Faltenachsen in einem einzelnen Phyllitaufschluss kann
sehr stark und verwirrend sein. Doch zeigen die Achsenstreichlinienkarte
(Tafel 1) und Gefüge-Diagramme der Phyllitgebiete zwischen Rand0y und
Byre einen geringeren Wechsel in den Streichrichtungen als er im Verbreit­
ungsgebiet der Paragneise zu beobachten ist. Die höhere Plastizität und
128
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
leichtere Faltbarkeit der Phyllite führt vermutlich dazu, dass sich Uneben­
heiten des Untergrundes nur in einem kleinen Umkreis auf die Richtung
der Faltenachsen auswirken können, während es in den starrer reagierenden
Paragneisen eher zu weitgespannten Ablenkungen kommt.
Die Phyllite zeigen häufig einen sehr raschen Wechsel zwischen intensiv
spezialgefalteten Formen im Meterbereich und völlig zerscherten, ungefaltet
erscheinenden Partien. Diese Zerscherung haben nur wenige der älteren
B-Achsen und Lineare überdauert, und selbst die linearen Elemente der
jüngeren Prägung sind undeutlich ausgebildet. Der Winkel zwischen Schicht­
und Schieferungsflächen schwankt sehr stark. Häufig sind ss und sf nicht
zu trennen. Unter dem Mikroskop wird der unterschiedliche Grad der
Zerscherung besonders deutlich. Diese reicht von schwach sigmoidalen
Verbiegungen bis zu eng stehenden Scherflächenscharen, deren Bewegungs­
sinn und -weite sich durch abgerissene Quarzbändchen noch rekonstruieren
lässt.
Sofern es erkennbar ist, hat die Kristallisation auch diese Bewegungen
überdauert.
Die Mächtigkeitsschwankungen des 1. Phyllithorizontes auf Rand0y (siehe
Figur 2 und Tafel 2) sind zu einem Teil sicher noch Auswirkungen des
subkambrischen Reliefs, das durch die klastischen Ausgangsgesteine der
Basisquarzite und Arkosen noch nicht restlos ausgeglichen war. Darüber­
hinaus machen sich bei den unterschiedlichen Mächtigkeiten des 1. Phyllit­
horizontes N und S des Randäsen sowie SW und NE des Koll aber auch
tektonische Einflüsse bemerkbar. Die wechselnde Dicke des 2. Phyllit­
horizontes im NE von Rand0y demonstriert dies sehr deutlich. Das unter­
meerische Relief war zum Zeitpunkt der Ablagerung des feinklastischen
Eduktes dieser Phyllite wohl weitgehend ausgeglichen, so dass Mächtig­
keitsschwankungen in erster Linie als Folge tektonischer Einengung ange­
sehen werden müssen. Die Phyllite aus diesem Einengungsbereich im NW­
Abhang des Koll wirken massig und sind völlig inhomogen gefaltet. Diesen
Verformungstyp findet man gelegentlich auch in den Phylliten zwischen SW­
Rand0y und NE-Fogn.
Der Verlauf der Grenzen zu den Paragneisen im Hangenden und Lieg­
enden zeigt deutlich, dass der 2. Phyllithorizont insgesamt flach liegt. Seine
Mächtigkeit und Ausstrichbreite am Randäsen und auch die der ausge­
dehnten höheren Phyllit-Einschaltungen am Koll sind in der Karte (Tafel 2)
teilweise stark übertrieben gezeichnet.
5.222. Art und Verlauf der Gesteinsgrenzen innerhalb der kambro­
ordovizischen Schichtfolge
Die verschiedenen Phyllit- und Paragneishorizonte sind im Gelände meist
nicht scharf voneinander zu trennen, sondern der Übergang vollzieht sich
in Zonen mit starker Wechsellagerung. Diese Erscheinung geht jedoch
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
129
.Figur 11. Metatuff-Einschaltung im unteren Teil des 2. Gneishorizontes, Wechsellagerung
und isoklinale Verfaltung mit Phyllit. B-Achse: N 60 W/5 SE (ältere Generation). Schiefer­
-·bruch Sandanger auf Randöy.
bereichsweise nicht nur auf die Lieferung verschiedenartiger Sedimente,
.sondern auch auf eine intensive Durchbewegung zurück, die Phyllit und
Paragneis in beinahe isoklinalen, liegenden Falten verformt hat (Fig. 11).
Besonders die Grenze des I. Phyllithorizontes zur I. Metatuff-Einschaltung
im 2. Gneishorizont zeigt eine solch extreme Tektonisierung im Aufschluss­
:bereich.
Die Karte von Rand0y lässt dieses Verformungsbild nicht erkennen. In
ihrem Verlauf gegen SW liegt diese Grenze (1. Phyllit - 2. Gneis) zwischen
Rand0y und Fogn meist unter Wasser. Ihr Verlauf und ihre Gestalt lassen
sich deshalb in diesem Raum nur ungefähr angeben. Von der W-Spitzc
Rand0ys ausgehend läuft sie über Her0y direkt nach S um S Bu0y nach W
umzubiegen und über Teistholm die NE-Küste von Fogn zu erreichen.
Der 2. Gneishorizont hat auf Fogn stark an Mächtigkeit verloren, ist an
einigen Stellen unterbrochen und auf dem Festland SE der Insel nur noch
vereinzelt anzutreffen. Die Grenze zwischen 2. Phyllit- und 3. Gneishorizont
ist auf Fogn markanter ausgebildet. In einer grossen Faltenstruktur be­
schreibt sie im E-Teil der Insel einen Parabelbogen mit etwa 2 km Durch­
messer, dessen Gestalt durch den parallel verlaufenden 2. Gneishorizont
-noch unterstrichen wird. Die Grenze läuft dann in südöstlicher Richtung
zum Festland bei Fiskä. weiter.
Im Verlauf der Grenzen zwischen Phylliten und Gneisen lässt sich der
Bauplan dieses Gebietes recht gut ablesen. Er wurde in seiner heutigen
_3
130
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
Gestalt im wesentlichen schon durch den älteren Prägungsakt bestimmt. Auf
eine WNW-ESE streichende Muldenstruktur, in welcher unter anderem die
Insel Bu0y, Byre und Bokn liegen, folgt im E-Teil von Fogn ein SW­
vergentes Antiklinorium, in dem die Faltenachsen mit 20-40° nach NW
abtauchen (siehe das Diagramm von NE-Fogn in Tafel 1).
Diese Neigung ist die Folge der jüngeren Deformation, die das früher
geformte SW-vergente Antiklinorium aber sonst nicht mehr verändert hat.
Nur im Aufschlussbereich wurden die SW-vergenten liegenden Falten um
Ba häufig sekundär noch um Bi SE-vergent verformt. Dieses Bauprinzip ist
im Raum SW Rand0y an der Grenze von Phylliten zu Paragneisen sehr weit
verbreitet. Es entstanden oft komplizierte Verformungsbilder. Es zeigt sich,
dass intensiv verfaltete Paragneis-Einschaltungen mehrmals das Rückgrat der
kleinen Phyllitinseln (N-B0r0yholm, Inseln W. Byre, Teistholm) bilden. Sie
haben deren Abtragung vermutlich stark verzögert.
Unter- und Obergrenze der granodioritischen Lagergänge auf Bokn und
Halsn0y zeigen immer nur weitgespannte Wellung. Dies ist auch dann der
Fall, wenn die Paragneise im Liegenden und Hangenden intensiv verfaltet
sind (Fig. 12)
.
Figur 12. Auflagerung des an
der
Basis
grob
gehankten
Granodiorits von Halsnöy,
Westküste bei Viarvik. Im
Vordergrund und liegend,­
gefalteter Paragneis.
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
131
Figur 13. SE-vergente Faltung im Paragneis an der SE-Küste von Fogn bei Vardnes. BJ um
N70E.
5.223. Die Paragneise
Die aus Tuffen, Arkosen und Quarziten entstandenen Paragneise sind meist
gut geschichtet und daher leicht faltbar. Sie bieten dank ihrer weiten hori­
zontalen Verbreitung und ihrer annähernd konstanten Mächtigkeit ideale
Voraussetzungen für eine grossräumige tektonische Analyse. Seit der Abräu­
mung des Verwitterungsschuttes in der Eiszeit war die Bodenbildung nur
gering, und so herrschen ideale Aufschlussverhältnisse. Neben der jüngeren
Verformung, die in der Gefügep räg ung der Paragneise dominiert, existieren
immer wieder Faltenstrukturen und Lineationen der älteren Prägung. Es
gibt jedoch auch mehrere Gebiete, in denen sich nur die ältere Prägung
ausgewirkt hat, zum Beispiel der NW-Teil des Koll auf Rand0y, der NW­
Teil von Halsn0y und die Scheitelregion des Antiklinoriums auf Fogn. Im
Handstückbereich hat das Gestein gegenüber der zweiten Beanspruchung
meist ziemlich starr reagiert. Die Feinlineation (La). die als Feinfältelung
aufzufassen ist, blieb fast stets erhalten. Die jüngere Lineation (LJ) bildet
sich hingegen immer wesentlich gröber in Form einer Kleinfaltung aus.
Der 1. Metatuffhorizont besitzt einen besonders ausgeprägten Faltungsstil.
Das dünnplattige Gestein zeigt Isoklinalfalten (Fig. 11), die einige Zehner­
meter lang werden können. Die Ausdehnung der Falten in den Meta-Arkosen
wird vor allem durch das Gesetz der Stauchfaltengrösse bestimmt (Fig. 13).
Aus der intensiven Verformung kann man auf eine relativ gute Teilbeweg­
lichkeit während der Verformung schliessen.
132
GEORG MÜLLER UND FRIEDRJCH WURM
5.224. Die kaledonischen Intrusivgesteine
Der grosse, ehemals wohl zusammenhängende Granodiorit-Lagergang von
Halsn0y-Bokn und auch die drei kleinen Apophysen im N von Halsn0y liegen
konkordant in den kambro-ordovizischen Paragneisen. Die Vergneisung des
Granodiorits reicht im allgemeinen nur einige Dezimeter von den Kontakt­
flächen in das Innere der Intrusivgesteinskörper hinein.
In tieferen Bereichen treten vereinzelt gekrümmte Gefüge auf (200 m N
Skardtveit auf Halsn0y), doch entstanden sie vermutlich atektonisch bei der
Platznahme des Intrusivgesteins. Die Untersuchung des Quarzkorngefüges
einer Probe aus etwa 2 Metern Entfernung vom Nebengesteinskontakt be­
stätigte, dass keine durchgreifende Tektonisierung vorliegt. Es konnte keiner­
lei Regelung gefunden werden. Die fehlende Regelung wird unter anderem
auch als Hinweis auf die spättektonische Kristallisation der Granodiorite
angesehen.
5.3. Die Auswirkungen der kaledonischen Orogenese auf das Quarzgefüge
Die Messung von Quarzkorngefügen auf dem U-Tisch soll die Beziehungen
zwischen makroskopischem Verformungsbild und mikroskopisch erfassbarer
Korngefügeregelung aufklären. Im einzelnen ist daher der Regelungsgrad in
ein- und mehraktig geprägten Gesteinen und der Einfluss des jüngeren Prä­
gungsaktes auf ein bereits früher geregeltes Korngefüge von besonderem
Interesse. Im Folgenden werden die ersten Ergebnisse anhand einiger Bei­
spiele mitgeteilt.
Bei der Auswahl der Paragneisproben wurde auf eine etwa gleiche quarz­
reiche Zusammensetzung geachtet. Es hat sich aber erwiesen, dass der Mi­
neralbestand der hier untersuchten Gesteine keine Wirkung auf den Regel­
ungsgrad ausübte.
In gefalteten Gesteinen ordnen sich die Quarzkörner meist nach der a-Regel
(Sander 1950, S. 142). Ihre kristallographischen c-Achsen stehen senkrecht
auf den s- (ab-) Flächen. Die Durchstichpunkte sind deshalb in der Lagen­
kugel in einem Gürtel um B angeordnet. Sie liegen also ungefähr in der ac­
Ebene. Die Mehrzahl der untersuchten Gesteine zeigt diesen Regelungstyp.
Nur in einem Fall haben sich Quarz-e-Achsen parallel zur Falten-B-Achse
geordnet.
Die Proben wurden nach der Intensität der Verformung und ihrer Zuge­
hörigkeit zum älteren oder jüngeren Bewegungsplan in mehrere Typen einge­
teilt. Das Komgefüge-Diagramm jeweils einer repräsentativen Probe soll
dargestellt und erläutert werden. Die Diagramme wurden zum besseren Ver­
gleich in die Horizontale rotiert und nach Norden ausgerichtet. Sie sind in
der Figur 14 wiedergegeben.
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
133
6 _, -3-2-1-0
'-3-2-1-0
Figur 14. Quarzgefüge-Diagramme im Schmidtschen Netz (Projektion in die untere Halb­
kugel) von jeweils 250c-Achsen. Lage der Proben in Tafel! und Probenliste S. 143.
A.E.=Achsen-(ac)Ebene; B=Faltenachsen (älter oder jünger); L=Lineationen der Fein­
fältelungen (alt oder jung).
Probe (A). Westküste von Halsn0y, SW Skardtveit:
Schwach gebogenes Stück aus dem flachen Schenkel einer jün­
geren (Bi)-Falte mit deutlich älterer Lineation (La),
(Diagram A, Figur 14).
134
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
Das auffällige Maximum um den Durchstichpunkt von Bi entspricht einer
Ausrichtung der Quarz-e-Achsen parallel B. Eine solche Regelung wurde
bisher nur in dieser Probe beobachtet. Sie lässt sich wahrscheinlich auf eine
dehnende Bewegungskomponente fl B, im Faltenschenkel zurückführen, durch
welche ein Teil der Quarzkörner mit ihren c-Achsen parallel zur Falten­
achse des Gesteins eingeregelt wurde.
Das Diagramm zeigt ferner zwei schwach besetzte Gürtel, die der allgemein
verbreiteten Ausrichtung der Quarz-e-Achsen nach der a-Regel entsprechen.
Die jüngeren B-Achsen und die älteren Lineare, sowie die ihnen zugehörigen
Quarzachsen-Gürtel schneiden sich in diesem Probenhandstück etwa recht­
winklig. Beide Gürtel weisen ungefähr die gleiche Besetzungsdichte auf. Dar­
aus folgt einmal, dass während der jüngeren Beanspruchung keine Umre­
gelung des älteren Gefüges stattfand und zum andem, dass die Intensität der
Prägungsakte, was die Ausrichtung nach der a-Regel angeht, etwa gleich
gewesen ist.
Probe (B). Käda-Schieferbruch auf Rand0y:
Flach liegendes, plattig ausgebildetes Gesteinsstück ("Schiefer")
mit feiner älterer Lineation La und gröberer Wellung Bi,
(Diagramm B).
Nach dem makroskopischen Befund wäre etwa das gleiche Komgefügebild
wie bei Probe (A) zu erwarten. Die jüngere Deformationsphase hat aber auf
die Regelung der Quarzkörner offenbar keinen Einfluss gehabt, denn aus der
Verteilung der Quarzachsen im Komgefüge-Diagramm lässt sich keine Be­
ziehung zur jungen Wellung um Bi herstellen.
Probe (C). Rand0y, Küste SW Käda:
Kaledonisch geprägter, schwach um Bi gebogener Basis­
Quarzit mit älterer Lineation, (Diagramm C).
Wie bei dieser Probe, ist die Regelung der Quarzkomgefüge aller unter­
suchten Proben aus dem Grenzbereich Präkambrium Kambro-Ordoviz, deren
tektonische Elemente kaledonisch geprägt wurden, überwiegend dem älteren
Beanspruchungsplan zuzuordenen. Der Gürtel um Bi ist nur sehr schwach
besetzt, obwohl die unmittelbar hangenden Phyllite intensiv um WNW-ESE
gerichtete BrAchsen gefaltet sind. Die relativ hohe Konzentration von Quarz­
e-Achsen um den Durchstichpunkt von Bi könnte wie bei Probe A mit einer
Einregelung 1/ Bi zusammenhängen.
Probe (D). Rand0y, N-Abhang des Koll:
Eng um Ba gefalteter Quarzit, keine Spuren einer jüngeren
Prägung, (Diagramm D).
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
135
Nur bei einaktiger Prägung konnte eine so gute Regelung beobachtet wer­
den. Der breite scharf begrenzte Gürtel liegt genau in der ac-Ebene.
Die folgenden Gefüge-Diagramme (E)- (G) wurden im Scheitel von hand­
stückgrossen Falten ermittelt, die aus Gesteinen mit mehraktiger Deformation
stammen.
Bei der Diskussion der Gefüge-Diagramme dieser Proben ist zu beachten,
dass das heute vorliegende Regelungsbild solcher gefalteten Proben wesent­
lich komplizierter ist als jenes in ungefalteten. In den ungefalteten Proben
bildet die ältere Lineation eine Gerade und ihr Winkel mit Bi bleibt kon­
stant. Sind die Quarzachsen in Gürteln um La und BJ angeordnet, so stehen
jene in eindeutiger, durch diesen Winkel bestimmter Beziehung zueinander
(Diagram A, Figur 14). Stellt die Probe eine Falte der jüngeren Generation
mit der Achse Bi dar, um welche eine ältere Lineation (La) gebogen wurde,
(Diagramm F und G), so ändert sich der Winkel zwischen La und BJ kon­
tinuierlich. Die ursprünglich radial um La in einem schmalen Gürtel ange­
ordneten Quarz-e-Achsen wurden bei der Verbiegung von La um Bi verstellt.
Ihre Verteilung im Raum ist von der Stärke der Verbiegung und damit von
der Gestalt der Falte um Bi abhängig (J. G. Ramsay 1960, Figur 4, S. 78).
Letztere bestimmte also die Streuung der Quarzachsen um La und führt zu
der unregelmässigen Verzerrung des Gürtels der Quarzachsen um Bi.
Probe (E). SE-Spitze von Hals00y:
Falte um Ba aus zweiaktig verformtem Bereich,
(Diagramm E).
Die jüngere Deformation hat an der Probe keine eindeutig ablesb:nen
Spuren hinterlassen, doch zeigt der Gürtel der Quarz-e-Achsen eine stärkere
Streuung als der im Diagramm (D). Beide Falten (D und E) entstanden zwar
während der älteren Deformationsphase, doch hat sich in unmittelbarer Um­
gebung von Probe (E) auch die jüngere Deformation ausgewirkt und offen­
sichtlich die Komgefügeregelung im gesamten Aufschluss beeinträchtigt.
Probe (F). Fogn, Strasse E Eidsväg: (Diagramm F).
Die Quarzachsen bilden einen deutlichen Gürtel um Bi. La
streicht ungefähr NW-SE und ist schwach nach NW geneigt.
Eine exakte Einmessung war nicht möglich. Die starke Ver­
breiterung des Gürtels um Bi im SE-Quadranten des Dia­
gramms wird jedoch sicher durch die um La angeordneten
Quarz-e-Achsen verursacht.
Probe (G). Fogn, 500 m SE Sreb0väg: (Diagramm G).
Das Probenstück stellt eine komplette jüngere Falte mit gro­
ber, steil nach NW einfallender L-Lineation dar. Sie streicht
etwa NW-SE, doch war auch hier eine exakte Einmessung
nicht möglich. Die schlechte Regelung und der nur unvoll-
136
GEORG MÜLLER
UND
FRIEDRICH WURM
ständig ausgebildete Gürtel um Bi sprechen für eine etwa:.
gleichberechtigte Anordnung der Quarz-e-Achsen um La und_
Bi.
Zus ammenfassend ist über die Ergebnisse der Quarzkorngefüge-Messungen.
folgendes zu sagen: Die Quarzkorngefüge der bisher untersuchten Paragneis­
proben lassen keine tektonischen Elemente erkennen, die nicht auch im Pro­
benhandstück wenigstens schwach zu beobachten sind. Die Korngefügeunter­
suchung erbringt jedoch Aufschlüsse über den Einfluss der Deformations-­
phasen auf das Korngefüge.
Einaktig geprägte Bereiche zeigen die deutlichste Regelung (Diagramm
D) ..
In den zweiphasig deformierten Gebieten sind die Quarzkörner an flachlie­
genden Proben zum einen Teil gleichberechtigt um die älteren und jüngeren.
Lineationen angeordnet und zum anderen Teil mit ihren c-Achsen parallel'
zur jüngeren Faltenachse eingeregelt (Diagramm A).
In gefalteten Probenhandstücken ordnen sich die Quarz-e-Achsen immer
deutlich zu einem ac-Gürtel um die Faltenachse. Es ist dabei gleichgültig,
ob diese der älteren Faltung (Diagramm E) oder jüngeren (Diagramm F und
G) angehört. Eine zusätzliche jüngere bzw. ältere Beanspruchung äussert
sich gegenüber gefalteten Proben aus nur einaktig geprägten Bereichen in
einer stärkeren Streuung der Quarzachsen (Diagramm F u. G). Das Korn­
gefüge von Falten der älteren Generation hat also nur eine sehr schwache·
Umregelung erfahren, wenn die äussere Gestalt der Falte erhalten blieb.
Ebenso kam es in Falten der jüngeren Generation zu einer Weitgehenden­
Neuorientierung älterer Regelungen.
überraschende Ergebnisse lieferte die Untersuchung der Korngefüge von
Basis-Quarziten und -Gneisen des 1. Gneishorizontes und von Proben aus.
der Metatuff-Einschaltung im 2. Gneishorizont Die deutlich entwickelte jün­
gere Biegung bzw. Kleinfältelung kommt im Korngefügebild nur sehr schwach.
zum Ausdruch (Diagramme B und C, Figur 14). Die jüngere Deformation
hat sich in diesen Gesteinen nur schwach im Korngefüge ausgewirkt.
Eine Abhängigkeit des Regelungsgrades der Quarzkörner vom Mineralbe­
stand des Gesteins besteht nicht, denn einaktig geprägte Quarzite zeigen keine­
bessere Regelung als gleichartig beanspruchte Quarz-Feldspat-Glimmer-Ge­
steine. Umgekehrt haben ältere Bewegungsphasen in letzteren auch keine
deutlicheren Spuren hinterlassen als in den Quarziten, für die doch eine'
grössere Neigung zu Umkristallis::ttionen zu erwarten wäre.
5.4. Die Erscheinungen der Bruchtektonik
Auffallenderweise bleiben Verwerfungen auf Rand0y beschränkt. Wie dic­
homoachse Klüftung können auch sie schon während der kaledonischen
Orogenese entstanden sein. Das ist heute jedoch schwer zu belegen, weil eine
postkaledonische Sedimentauflage fehlt und daher die Datierung unmöglich.
·
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
137
wird. Es besteht ferner die Wahrscheinlichkeit einer Wiederbetätigung solcher
Störungen in jüngster Zeit.
Hinweise zur Datierung der Verwerfungen ergeben sich am ehesten aus
der Morphologie der Störungszonen. Die postglazialen Störungen werden
auch bei geringem Versetzungsbetrag von sehr schroffen unausgeglichenen
Geländeformen begleitet. So markieren scharf geschnittene Geländestufen die
Verwerfungen NW Käda und parallel der Sandanger-Störung. Hat das Eis
jedoch die Höhenunterschiede zwischen Hoch- und Tiefscholle weitgehend
ausgeglichen, so ist die Verwerfung präglazial und man kann mit einer kale­
donischen Anlage rechnen. Für grössere tektonische Ereignisse im Tertiär gibt
es keine Anhaltspunkte.
Unter dieser Voraussetzung hätte die Sandanger-Störung auf Rand0y ka­
ledonisches Alter. Ihre Wiederbelebung in jüngerer Zeit beweist aber die
mächtige mit Calcit verheilte Störungsbrekzie im Sattel zwischen Koll und
Randäsen. Eine analoge Erscheinung beschreibt Feyling-Hanssen (1966, Fi­
gur 2) von einer ebenfalls altangelegten, letzmalig präwürmzeitlich betätigten
Störungszone bei Sandnes.
6. DISKUSSION DER UNTERSUCHUNGSERGEBNISSE
Stellen wir doch einmal kurz die Ergebnisse der Untersuchungen Goldschmidts
(1921) den hier gewonnenen gegenüber. Goldschmidt teilte die kambro-si­
lurischen Gesteine des Stavanger-Gebietes in eine untere Phyllitabteilung und
in eine obere Abteilung der grünen Schiefer ein. "An den allermeisten Stellen
treten die Gesteine der Phyllitabteilung nicht in unmittelbare Berührung mit
den grünen Schiefem, da gerade die Grenze beider Schichtreihen durch jün­
gere Intrusivgesteine eingenommen wird, welche die stratigraphische Grenze
als Intrusionen bevorzugten" (Goldschmidt 1921 S. 10).
Von diesen lnstrusivgesteinen in Form ausgedehnter Lakkolithe ging nach
Goldschmidts Vorstellung eine weitverbreitete metasomatische Injektion vor
allem der unterliegenden Phyllite aus, die vom Intrusionskontakt aus eine kon­
tinuierliche Reihe immer schwächer metasomatisch veränderter Gesteine bis
hin zu den lediglich regionalmetamorphen Phylliten schuf. Diese injektionsme­
tamorphe Gesteinsreihe Goldschmidts ist in der Tabelle 9 dargestellt. Sie ist
dem.Buche Goldschmidts (1921 S. 110) entnommen. In ihr sind 11 chemische
Analysen von 48 Gesteinen in 11 durchaus ungleichwertige Spalten nach fallen­
den Sio2- und Na20- Werten eingeteilt. Die 5 Si02-reichsten Spalten (VII-XI)
sind nur durch je 1 Gestein belegt. Die Spalte I repräsentiert hingegen 18
Phyllite. Zur Herkunft der injizierten Stoffe führt Goldschmidt auf S. 118 aus:
"Die zugeführte Kieselsäure entstammt sicherlich den Intrusivgesteinen, eben­
so das Natron" und ferner: "Man wird zu der Auffassung gedrängt, es hät­
ten die injizierenden Lösungen freies Alkalisilikat enthalten, sozusagen eine
art "Wasserglas" (Goldschmidt S. 119).
Quarz-
Muskovit-
Quarz-
Muskovit-
Chlorit-
Granat-
Phyllit,
Mittels
57,29
Quarz-
Muskovit-
Chlorit-
Phyllit,
Mittel1s
58,32
Si02
0, 16
2,25
2,42
1,66
-
1,8 1
0,08
-
0,05
0,17
2,92
0,4 1
1,76
0,37
0,10
1,40
4,30
0,14
0,05
0,11
0,05
4,00
0,22
1,85
0,66
0,10
1,26
4,49
0,15
0,43
0,06
0,05
4,05
MgO
CaO
BaO
Na20
K20
P20s
co2
s
H20-105°
H20+105o
4,02
0,07
0,04
0,52
0,16
3,16
2,28
0,07
2,07
2,19
0,35
5,78
1,44
MnO
1,32
5,65
2,40
5,48
2,0 1
4,98
FeO
16,27
0,81
62,10
Mittel6
braun,
Schiefer,
Granat-
Biotit-
Muskovit-
Quarz-
IV
Fe203
A1203
0,80
18,50
0,97
20,60
0,98
20,00
Ti02
60,62
Bru
Phyllit
Granat-
Biotit-
111
II
I
Tabelle 9. Analysendaten aus Golschmidt 1921, S. 110
1,73
0,12
-
0,13
0, 17
3,82
2,00
0, 1 1
2,04
2,04
0, 14
3,92
2,24
16,54
0,70
64,35
Mitte14
grau,
schiefer,
Glimmer-
Granat-
Biotit-
Muskovit-
Quarz-
V
Gneis
VIII
Gneis,
IX
76,63
0,14
12,20
74,56
0,16
13,33
70,92
0,3 1
14,42
0,45
14,30
0,55
14,86
1,92
0,33
0,03
0,04
0,96
0,02
0,20
0,95
0,05
0, 15
1,82
0, 12
0, 16
0,02
0,02
0,03
0,5 1
0,10
0,10
0,49
0,45
0,04
Spur
4,57
4,72
5,42
0,05
2,94
5,4 1
3,40
3,48
3,29
0,18
3,53
4,87
Spur
0,20
0, 13
-
0,06
0,23
Spur
0,90
2,10
2,18
1,82
0,30
0,20
0,28
0,14
Spur
Spur
0,07
0,46
0,67
0,09
0,03
0,62
0,83
0,52
1,07
0,88
1,9 1
1,02
3,80
0,55
3,96
Rosholmen
68,27
66,52
Bm
Naversnes
aplit
Vistnes
Fyrlykt
Grar.it-
XI
Granit
X
Line
Augengneis, (Augengneis) dunkle Lage,
reicher-
Glimmer-
VII
Spur
0,85
0, 19
3,46
3,09
0,10
2,92
1,48
0,05
4,18
1,36
15,45
0,59
64,70
Mittel6
Schiefer,
blasten-
porphyro-
Albit-
VI
�
c::
I"
;.:::
�::t:
0
�
."
�0
C:::
!""
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"'
I"
;.:::
�
"'
0
......
w
00
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
139
Die hier mitgeteilten Untersuchungen ergeben ein ganz anderes Bild. Die
untere Abteilung Goldschmidts, die Phyllitabteilung, ist differenziert in eine
Folge von 3 Gneis-, 2 Phyllit- und 2 Tuffhorizonten. Es gibt keine Abteil­
ungsgrenze im eigentlichen Sinne, sondern einen kontinuierlichen Übergang
von den Phylliten über immer stärker tuffogenes Material enthaltende Meta­
Sandsteine bis in die obere Abteilung der Grünschiefer hinein. Die von Gold­
schmidt als Injektionsgneise und Trondhjemite angesehenen Gesteine auf
Fogn und Rand�y stellen eine im Streichen eindeutig verfolgbare Serie me­
tamorpher Quarzite, Arkosen, Grauwacken, andesitischer und basaltischer
Tuffe dar. Alle diese Meta-Sedimente liegen in der Grünschieferfazies vor.
Lakkolithe haben nur geringe Verbreitung. Sie sind aber ausserordentlich
typisch und nur schwach metamorph verändert auf Halsn0y und Bokn anzu­
treffen. Bemerkenswert ist es, dass es sich nicht um Trondhjemite, sondern
um Meta-Granodiorite handelt. Damit wird die von Goldschmidt postulierte
Na-Metasomatose noch problematischer.
Eine merkliche Metasomatose des Nebengesteins ist auf Bokn-Halsn0y
nirgends festzustellen, obwohl der Kontakt gegen das über- und unterlagemde
Nebengestein über viele Kilometer hin aufgeschlossen ist. Nur im unmittelbar
Hangenden des Lagergangs auf Halsn0y sind in den Mineralbeständen der
Nebengesteine Anzeichen einer schwachen Thermo-Kontaktmetamorphose
vorhanden.
Von den Verfassern wurden auch die Kontakte von Lakkolithen ausser­
halb des Untersuchungsgebietes, so die Grenzen des Lagergangs am Ormakam
östlich Fiskä und von Lakkolithen auf Nord-Rennes0y untersucht. Es ergeben
sich keinerlei Hinweise einer injektionsmetamorphen Beeinflussung der un­
terlagernden Phyllite und Metasandsteine. Das gilt für den gesamten Unter­
suchungsraum Goldschmidts. Die "Abteilungsgrenze" Goldschmidts als frag­
liches Intrusionsniveau wurde von G. Müller 1966 und 1967 in ihrer ganzen
Längserstreckung von Kap Vistnes westlich Stavanger bis zur Insel Ombo
im Nordosten untersucht.
Wie aber kommen diese eklatanten Unterschiede zwischen der Beurteilung
der metamorphen Gesteine im Stavanger-Gebiete von Goldschmidt und der
hier vertretenen zustande? Dte Differenzen sind in der Untersuchungsmetho­
dik begründet! Die hier in den Tabellen 1-8 und im Text mitgeteilten mehr
als 50 Gesteinsanalysen umfassen Proben, die in einem relativ eng begrenzten
Gebiet ( < 10% des Goldschmidtschen Untersuchungsareals) lithofaziell aus­
kartierten Horizonten entnommen wurden. Die in einer Tabelle zusammenge­
fassten Analysen repräsentieren also jeweils eine genetische und geologisch
So ist zum Beispiel der Gneishorizont zwischen unterem
und oberem Phyllit als stratigraphische und genetische Einheit von Rand0y
im Osten über die kleinen Inseln bis nach Fogn im Westen durch die Ana­
lysen der Tabelle 4 und die Analyse Nr. 91 belegt.
Es handelt sich hierbei um Modalanalysen, die den wahren Mineralbestand
wiedergeben. Alle die Genese und Metamorphose der Gesteine betreffenden
Folgerungen in den Abschnitten 3 und 4, basieren auf den qualitativen
räumliche Einheit.
140
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
und quantitativen mikroskopischen Untersuchungen (Abschnitt 2) und auf
den Kartierarbeiten.
Goldschmidt (1921) beschritt hingegen einen ganz anderen Weg. Er liess.
von 48 Gesteinen des Stavanger-Raumes 11 chemische Vollanalysen anferti­
gen und berechnete aus diesen den Mineralbestand. Er ordnete die Gesteins­
analysen nach rein chemischen Gesichtspunkten, in der auf S. 138 wieder­
gegebenen Tabelle 9 nach den Si02- und Na20-Daten. Vergleicht man die
Fundorte der analysierten Gesteine, so sieht man sofort, dass sie in keinerlei
genetischer oder stratigraphischer Beziehung zu einander stehen. Der Granit
von Vistnes (Spalte X, Tabelle 9) ist vom chemisch nächststehenden Granit­
aplit von Naversnes/Finn0y (Spalte XI) 25 km entfernt, während die Ent­
fernung zum Gestein der Spalte IX, Gneis von Line, 9 km in der gleichen
Richtung beträgt. Die Gesteine der Spalten VIII-VI in Tabelle 9 liegen zum
Teil auf den Inseln 4 km nördlich Stavanger, zum anderen auf dem Festland
7 km westlich Stavanger. Die nächste Gruppe der Spalte IV birgt 2 Proben.
die 28 km NNE Stavanger von der Insel Tjul stammen, während die anderen
2 etwa 10 km NE, auf den Inseln Brims0y und Talgje entnommen wurden.
Die Proben der Phyllitgruppen I-III streuen über den ganzen Untersuch­
ungsraum von etwa 400 km2.
Eine Kritik an der Methode Goldschmidts hat bereits Kalsbeek (1964)
geübt, indem er neben die Analysendaten der Spalten I-VII der Tabelle 9'
Durchschnittswerte der chemischen Zusammensetzung von Schiefern, Grau­
wacken und Warwentonen nach Pettijohn stellte. Dabei ergeben sich ver­
blüffende Übereinstimmungen der chemischen Daten der Sedimente mit denen
der Injektionsgesteine Goldschmidts.
Wichtig erscheint es jedoch, ausdrücklich darauf hinzuweisen, dass die
Injektionsmetamorphose auch beim aufmerksamsten Studium des Buches von
Goldschmidt durch kein einziges metamorphes Profil einer genetisch zusam­
mengehörenden Gesteinsgruppe belegt ist. Die Sammlung von Gesteinsanaly­
sen (Tabelle 9), mit der die Injektionsmetamorphose von Goldschmidt be­
gründet wurde, ist bezogen auf die Metamorphoseerscheinungen des Stavan­
ger-Gebietes in jeder Hinsicht willkürlich.
Die Abhandlung V. M. Goldschmidts (1921) über das Stavanger-Gebiet
galt zwar in erster Linie Metamorphoseproblemen, doch werden in ihr auch
tektonische Vorstellungen entwickelt. Diese sollen neben dem von Kaldhol
(1909) und Reusch (1913) entwickelten tektonischen Konzept kurz diskutiert
werden.
Die Karte von Goldschmidt zeigt im NE-Teil von Fogn vier parallele.
SW-NE-streichende Trondhjemit-Zungen. Sie greifen in die Phyllite hinein.
die von der NE-Küste der Insel bis nach Rand0y ein grösseres Areal ein­
nehmen. Dazu schreibt Goldschmidt (1921, S. 39): "Wir erblicken auf der
Insel Fogn einen schrägen Schnitt durch die Intrusivmasse selbst, mit ihrem
zusammengesetzten Bau aus mehreren Einzel-Lakkolithen". Das Ergebnis
unserer Kartierung in diesem Raum zeigt die Karte (Tafel 2).
Das Antiklinorium von NE-Fogn (siehe Abschnitt 5.222 S. 130) widerlegt
DIE GESTEINE DER INSELGRUPPE RANDÖY-FOGN
141
Goldschmidts Auffassung von einem starken Gegensatz zwischen flach­
welligem, weitem Grossbau und intensivster wirrer Kleinfältelung im Auf­
schlussbereich, welche teilweise sogar ptygmatische Züge tragen soll (1921,
s. 40).
Die Beobachtungen im Felde und ihre Auswertung in der tektonischen
Karte (Tafel 1), den B-Achsen- und Komgefüge-Diagrammen zeigen wohl
.deutlich genug, dass die kaledonischen Serien in allen Dimensionen nach
einem Beanspruchungsplan geprägt wurden. Ihm fügt sich die Mehrzahl der
Faltenachsen auch bei sehr starker Durchbewegung ein. Zwar entstehen sehr
verwirrende Aufschlussbilder, wenn Falten der älteren und jüngeren Defor­
mation etwa gleichberechtigt entwickelt sind, doch ist es nicht gerechtfertigt,
diese Bereiche als ptygmatisch gefaltet und ohne Wirkung der regionalen
Tektonik entstanden zu betrachten (Goldschmidt 1921, S. 40). Das tektonische
Grundkonzept bleibt auch in diesen Gebieten erhalten.
Ein Teil der von Goldschmidt beschriebenen Intrusivgesteine soll in halb
erstarrtem Zustand gegen SE über die Phyllite geschoben und dabei an der
Unterseite mylonitisiert worden sein. Die intensive Verfaltung der verschie­
denen Phyllit- und Paragneishorizonte (siehe Abschnitt 5.222 S. 130) macht
eine solche Vorstellung sehr unwahrscheinlich. Auch fehlt uns bis jetzt jeder
Hinweis auf Mylonitisierungs-Erscheinungen.
Mit der Frage von Deckenüberschiebungen setzt sich auch Kaldhol (1909)
auseinander. Er beschreibt die Lagerungsverhältnisse im Inselgebiet Rand0y­
Fogn recht genau, lehnt es jedoch ab, die Gneise über den Phylliten generell
als überschoben anzushen.
Dagegen stellen die Gneise nach Meinung von Reusch (1913) überscho­
benes präkambrisches Grundgebirge dar, ohne dass diese Behauptung näher
begründet würde.
In jüngster Zeit hat sich I. Hemes (1966), wenn auch mehr am Rande, mit
dem Bau der Kaiedoniden im Raume Stavanger befasst. Er vermutet in den
Gneisen des Stavanger-Gebietes Decken, welche aus dem eugeosynklinalen
Teil der kaledonischen Geosynklinale im NW stammen sollen. Konkrete
Hinweise zur Stützung dieser Hypothese werden jedoch nicht angeführt. Auf
keinen Fall dürfen die Ergebnisse Kalsbeeks (1964), wie das durch Hemes
(1966 S. 461) getan wird, benutzt werden, eugeosynklinale Decken für das
Stavanger-Gebiet zu konstruieren. Hierüber sagen die Zirkon-Untersuchungen
Kalsbeeks gar nichts aus.
Nach unseren bisherigen Untersuchungen handelt es sich bei den Phylliten
und Gneisen des Stavanger-Gebietes um eine autochthone kambrosilurische
Serie von metamorphen fein- und gröberklastischen Sedimenten, · wie sie
analog von Br0gger (1893) für die Hardangervidda beschrieben wurde.
Für eine weiträumige Kontakt-Injektionsmetamorphose im Sinne von Gold­
schmidt (1921) konnten bisher keine Anhaltspunkte gefunden werden. Sowohl
die Phyllite wie auch die Paragneise liegen in regionalmetamorpher Grün­
schieferfazies vor. Es besteht die begründete Aussicht, alle Metamorphose­
fragen in den kambro-silurischen Gesteinen des Stavanger-Raumes mit den
142
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
Auswirkungen der kaledonischen Regionalmetamorphose klären zu können.
Den Herren Professoren T. F. W. Barth, Oslo, und F. Karl, Kiel, sowie
Herrn Lektor T. Birkeland, Stavanger, sind wir für ihre Hilfeleistungen sehr
zu Dank verpflichtet. Der Deutschen Forschungsgemeinschaft, Bad Godes­
berg, verdanken wir die Finanzierung eines grossen Teiles unserer Unter­
suchungsarbeiten.
Mineralogisch-Petrographisches Institut der Universität Kiel,
Olshausenstrasse 40-60, 2300 Kiel, Deutschland
26. Juli 1968
LITERATURVERZEICHNIS
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PROBENVERZEICHNIS
Probe
72
Gesteinsart
Fundort
Porphyrgranitgneis
StrassenaufschlussDale/Randöy
53a
Metaarkose
Weg zumSteinbruch Sandanger/Randöy
53b
Quarzit
Weg zumSteinbruch Sandanger/Randöy
54
57b
103
6329
6228
Grauwacke
Metaarkose
Metasandstein
Anstieg zumSteinbruchSandanger/Randöy
östliches Haus Breidvik/Randöy
Weg 1,5 km östl.Hovda/Randöy
Metaarkose
BöröyholmSWRandöy
Metagrauwacke
HattholmSWRandöy
52
Phyllit
l. Kehre des Weges N Sandanger/Randöy
931
Phyllit
200 mS Pass Sandanger-Breidvik
97
Phyllit
102
Phyllit
Südosthang desRandäsen/Randöy
104
Phyllit
StrasseS Storaviki/Fogn
6024 I
48
SteinbruchN Käda/Randöy
Phyllit
StrasseS Trevland/Fogn
Metatuff
Steinbruch NSandanger/Randöy
93II
Metatuffit
94
Metatuff
100 mS Pass Sandanger-Breidvik
Steilwand oberhalb Käda/Randöy
95
Metatuff
Steinbruch N Käda/Randöy
96
Metatuff
Steinbruch N Käda/Randöy
219
Metatuff
Südspitze vonHalsnöy
107
Metatuff
45
Metaarkose
500 m WSelväg/Fogn
SW-Hang des Koll/Randöy
92
Metaarkose
O sthang des Randäsen/Randöy
6327
Metaarkose
Nordspitze vonForeöy SEHalsnöy
6125
Metaarkose
109
Metaarkose
109a
MalöySE Bokn
Dungfjeii/Fogn
Metaarkose
500 m NESelväg/Fogn
91
Meta-Sandstein
Unterhalb des Randäsen-Gipfels/Randöy
90
Phyllit
RandäsenG
ipfei/Randöy
6526
Phyllit
StrasseS Eige/Halsnöy
110
Phyllit
100 mSFeriekoloni/Fogn
6024II
Phyllit
StrasseSE Trevland/Fogn
6425
Metaarkose
Storöy WHalsnöy
6325
Metaarkose
NES
- pitzeBokn/NEFogn
6324
Metaarkose
NW-SpitzeBokn/NEFogn
124
MetaS
- andstein
KaiSörväg/Fogn
104
Metaarkose
KaiSreböväg/Fogn
121
Metaarkose
111
Metaarkose
Hovda/Fogn
112
Metaarkose mit
Strasse südlich Myri/Fogn
tuffogenen Komponenten
Langaland/Fogn
144
GEORG MÜLLER UND FRIEDRICH WURM
89
Metatuff
Gipfel des Randäsen/Randöy
216
Metatuff
Strasse bei Kuneset/Halsnöy
216a
Metatuff
Strasse nördl. Skardtveit/Halsnöy
215
Metatuff
Steilküste Bätviki/Halsnöy
123
Metatuff
Strasse E Eräs/Fogn
113
Metatuff
Strasse N Eide/Fogn
217
Meta-Granodiorit
Storfjell/Bokn
218
Meta-Granodiorit
Kuneset/Bokn
A
Paragneis
Halsnöy,
Westküste
N Viarvik.
s:
N80
E/25 S; L: N 40 W/20 SE B·: N 60 E/6
NE Planquadrat: 66325/1
B
Paragneis
Randöy, E-Rand der Käda-Schieferbrüche.
s: NN 70 E/18 NW L: N 4 W/15 NB·:
N 88 W/5 W 67330/1
c
Paragneis
D
Paragneis
Randöy, Kai SW Käda. s: N 70 W/15 SW
L: N 18 E/10 N B·: N 68 W/5 NW 66329/1
Randöy, 1 km N des Koll-Gipfels. s: N 42
W/60 NE B : N 40 W/5 NW 68332/1
E
Paragneis
Halsnöy, SE-Spitze. s: N 36 E/30 NW B :
F
Paragneis
Fogn, Strasse NE Eidsväg. s: N 25 E/45
G
Paragneis
N 90/18 W 63327/1
NWB·: N 22 E/15 SW 58323/V
Fogn, Strasseneinschnitt 200
m
land. s: N 35 E/58 NW 60324/11
SE Trev­