NoRSK GEOLOGISK TIDSSKRIFT

NoRSK GEOLOGISK
TIDSSKRIFT
UTGIT AV
NORSK GEOLOGISK FORENING
MED STATSBIDRAG SAMT MED BIDRAG FRA NANSEN­
FONDET OG SULITELMAFONDET
HEFTE 2
BIND IX.
Side
OLAF ANTON BROCH:
Ein Suprakrustaler Gneiskomplex
auf der Halbinsel Nesodden bei Oslo (mit 9 Textflguren,
16 Tafeln u. l Karte)
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81
OSLO 1926
A.
W. BRØGGERS BOKTRYKKER l A/5
Av Nor sk geologisk tidssk rift er utkommet:
Bind l. 1905-1909.
Pris 8 kroner.
In n h o l d: Hans Reusch: En eiendommelighed ved Skandinaviens hovedvandskille.
English Summary. }. H. L. Vogt: O ber anchi-eutektische und anchimonomineralische
Eruptivgesteine. Johan Kiær: Kalstadkalken. English Summary. }. Rekstad: . Et profil
fra de løse masser ved Fredrikshald. English Summary. }. H. L. Vogt: Ober die
schriige Senkung_ und die spiitere schriige Hebung des Landes im nordlichen Norwegen.
/. H. L. Vogt: O ber die lokale Glaciation an den Lofoteninseln am Schlusse der
Eiszeit. }. Rekstad: Iagttagelser over landets hævning siden istiden på øerne i Bokn­
fjord. English Summary.
Th. Vogt: Schwerspat aus norwegischen Vorkommen.
K. O. Bjørlykke: Et par nye fossilfund. Adolf Hoel: Geologiske iagttagelser på Spits.
A. W. Brøgger: Et fund av en
bergenekspedisjonene 1906 og 1907. English Summary.
benpil med flintegger fra yngre stenalder. K. O. Bjørlykke og}. Schetelig: Norsk geolo­
gisk forenings historie og virksomhet til utgangen av 1909.
Bind Il. 1910-1913.
Pris 12 kroner.
I n n h o l d: K. O. Bjørlykke: Fjellproblemets stilling .i. Norge og Sverige ved
utgangen av 1909. English.. Summary.
Olaf Holtedahl: Uber einige norwegische
Oleniden.
Thorolf Vogt: Uber Petalit von Elba.
W. Werenskiold: Om iserosjon.
English Summary. K. O. Bjørlykke: En hardpandannelse i Norge - i arid klima.
English Summary.
Olaf Holtedahl:
Hennungsbygdens alunskiferfelt.
Deutsches
Resume.
P. A. Øyen: Nogen bemerkninger om raperioden i Norge. English Summary.
H. Reusch: Et par skuringsfenomener.
}. Schetelig: Mineralogische Studien I .
/ . Schetelig: Hitteren o g Smølen. } . H . L . Vogt: O m t o endemorenetrin i det nord­
H. Reusch:
lige Norge samt om endemorenenes størrelse og betydning for opdemning.
Terrengets former ved Hols kirke i Hallingdal. Mindre meddelelser. Norsk geologisk
forenings virksomhet 1910-1912. Literatur 1911-1912.
Bind Ill. 1914-1915.
Pris 8 kroner.
I n n h o l d: }. H. L. Vogt: Preglaciale dalløp i Trøndelagen. Deutsches Resume.
K.O. Bjørlykke: Havler og morene. English Summary.
C. W. Carstens: Teoretiske
betraktninger over krystallisasjonsrekkefølgen i et kismagma. }. P. Ravn og Th. Vogt:
Om en blokk av neocom fra Havø i Vesterålen. Deutsches Resume. }. Bråstad:
Discinella Holsti-faunaen ved Bråstadelven nord for Gjøvik. English Summary.
/. Schetelig: Skapolit fra sydnorske pegmatitganger. English Summary. G. Holmsen:
Om sporene efter en lokal bredannelse yngre enn storbreens avsmeltningsperiode i
den skandinaviske halvøs bresjøområde. }. Rekstad: Om strandlinjer og strandlinje­
dannelse. English Summary.
H. Reusch: Vieskaret i Førde i Søndfjord. English
Summary.
Mindre meddelelser. Norsk geologisk forenings virksomhet 1913-1914.
Literatur 1913-1914.
Bind IV. 1916-1917.
Pris 8 kroner.
I n n h o Id: John Oxaal: Huler av Grønlitypen.
Gunnar Holmsen: Om strand­
linjenes fald omkring gabbroområder. English Summary. Hans Reusch: Morene
over laget grus ved Bergen. English Summary.
Gunnar Holmsen: Forskyvninger i
snelinjens hø ide under avsmeltningsperioden. English Summary.
D. Danielsen: De
gamle havmerkene i Brufjellet ved Åensire.
Th. Vogt: Om recente og gamle strand­
linjer i fast fjell. English Summary. Th. Vogt: Kupfervitriol und Gips von Løkken
C. Bugge: Kort oversikt over de sølvførende ganger på Kongs­
Grube in Meldalen.
berg. }. Schetelig: Vismutblyglans fra Skjoldevik pr. Haugesund. }. H. L. Vogt: Die
Sulfid-Silikatschmelzlosungen. }. Schetelig: Høgbomit i norsk jernmalm.
Mindre
meddelelser.
Norsk geologisk forenings virksomhet 1915-1916. Literatur 1915-1916.
Bind V. 1918-1919.
Pris 15 kroner.
In n h o l d: C. W. Carstens: Norske peridotiter l-Ir. E. A. Stensio: Notes on
some Fish Remains collected at Hornsund by the Norwegian Spitzbergen Expedition
in 1917. Olaf Holtedahl: Notes on the Ordovician Fossils from Bear Island collected
during the Swedish Expeditions of 1898 and 1899. H. Reusch: En asbestforekomst i
Vanylven.
W. Werenskiold: Eksplosjonsrør ved Lysaker. Olaf Holtedahl: On the
EIN SUPRAKRUSTALER
GNEISKOMPLEX AUF DER HALBINSEL
NESODDEN BEI OSLO
MIT 16 TAFELN UND EINER KARTE
VON
OLAF ANTON BROCH
Vorwort.
N
achfolgend wird die deutsche, nur wenig umgearbeitete Ausgabe
einer Abhandlung veröffentlicht, welche der mathematisch­
naturwissenschaftlichen Fakultät der Universität in Oslo zur Er­
langung der Würde eines "cand. real. " 's vorgelegt wurde.
Ich möchte an dieser Stelle meinen zwei Lehrern, den
Universitätsprofessoren jAKOB ScHETELIG und V. M.
GoLDSCHMIDT, meinen herzlichsten Dank aussprechen für das
liebenswürdige Entgegenkommen, welches sie mir stets während
meiner Arbeit, die im Mineralogischen Institut und Mineralogisch­
Geologischen Museum der Universität ausgeführt wurde, er­
wiesen haben.
Den Namen des Professors j AtOB ScHETEUG, Direktor
des Geologischen Museums, will ich um so mehr speziell her­
vorheben, weil der Umfang seiner Hilfe in keiner Weise aus
Herren
der Abhandlung hervorgehen wird. - Auf seine Veranlassung
wurde die Arbeit aufgenommen
(vgl. " Einleitung''), und die
Ergebnisse sind mit ihm stets eingehend diskuttiert worden. Seine wertvollen Anweisungen gingen immer darauf hinaus, mir
der, geeigneten Weg der Forschung zu zeigen, ohne mich "der
Freude der Entdeckung" zu berauben.
Auch
Professor
Dr. V. M. GoLDSCHMIDT,
Direktor des
Mineralogischen Instituts, hat aber immer das regste Interesse
für die Arbeit gezeigt, was schon öfters aus der Abhandlung
selbst hervorgehen wird. -- Als Lehrer der Mineralogie und
Petrographie der
Universität hat er mich früher, und auch
während der Ausführung dieser Arbeit, in die petrographischen
Arbeitsmethoden eingeführt.
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
6
OLAF ANTON BROCH
82
Im Museum und im Institut habe ich Arbeitsplatz und die
besten Arbeitsbedingungen g e funden.
Alle Appar a te standen
immer zu meiner Verfügung, Instrumente sind auf meine Ver­
anlassung neu eingekauft worden, etwa 300 Dün m : c h li �e sind
vom Präparanten der Universität angefertigt worden, photo­
graphische Aufnahmen sind im Museum dargestellt etc. etc. Den beiden Herren Direktoren sage ich dafür meinen besten
Dank.
Weiter bin ich den im Museum und Institut angestellten
Damen und Herren in verschiedener Weise zu größtem Dank
verpflichtet. Speziell möchte ich Chemikerin, Frl. HELGA HouGEN
für Hilfe und Unterricht bei der Ausführung der Gesteinsanalysen
danken.
Bei der Feldarbeit sind mir die topographischen Karten,
die mir die Herren Ingenieur SrowNER-SVENDSEN und Land­
messer GR0NDAHL freundliehst überlassen haben, zu großem
Nutzen gewesen.
Reihe von
Die genannten Herren,
Einwohnern
Nesoddens
haben
sowie eine ganze
mich
durch ihr
immer freundliches Entgegenkommen sehr verpflichtet.
Das Durchsehen des deutschen Manuskriptes wurde von
meinem Freund, Herrn Dr. B. BoDDING WIGER besorgt.
Daß die
Darstellung dieser Arbeit bunt und verwickelt
ausgefallen ist, wird kaum jemand stärker fühlen als der Ver­
fasser selbst. Die hier behandelten geologischen Verhältnisse
bieten aber ein so buntes und verworrenes Bild, daß eine
glückliche formelle Behandlung bei einigermaßen gedrängter
Darstellung kaum erreichbar ist.
Oslo, Juni 1926.
Olaf Anton Brach.
GNEISKOMPLEX
AUF
83
NESODDEN
Einleitung.
Nur etwa fünf Kilometer südwestlich von 0 s I o (früher
K r i s t i a n i a)
liegt
Tangen
(Nesodtangen).
die
n_ördlichste
Spitze der schmalen Halbinsel N e s o d d e n.
Diese Halbinsel
wird westlich und nordwestlich vom 0 s I o f j o r d, östlich und
nordöstlich
vom
B u n d e f jo r d
begrenzt.
-
Die markierte
Talsenkung zwischen H a l a n g s p o l l e n und B r e v i k (vgl. die
Situationskarte, die der geologischen Karte beigefügt ist) bildet
die
natürliche, südliche Abgrenzung der Halbinsel 1. - Die
Fig. I. Die Halbinsel N esodden von Oslo (N ordosten) aus gesehen. Das Vorland
(etwas idealisiert) wird von suprakrustalen Gesteinen eingenommen (S. 207). Im Vordergrunde die silurischen Inseln des Bundefjords und das Silurland
Oslos; im Hintergrunde die Hügel des Oslogebietes.
geologische Einheit "Nesodden" entspricht somit dem Kirch­
spiel Nesodden, sowie einem Teil des Kirchspiels Frogn.
Von den (spärlichen) qu a r t ä r e n Ablagerungen, den p o s t­
k a I e d o n i s c h e n G ä n g e n, - die mit den Eruptivgesteinen
des Oslogebietes verknüpft sind, - und den p o s t k a I e d o­
n i s c h e n Br e c c i e n abgesehen, ist Nesodden wahrscheinlich
nur aus p r ä k a m b r i s c h e n Gesteinen aufgebaut.
Wie die meisten Urgebirgsgebiete Norwegens ist N es­
odden geologisch sehr unvollkommen, ja, fast gar nicht unter­
sucht worden.
Im geologischen Museum der Universit ät finden sich einige
Handstücke, die aus Nesodden stammen, und zwar L e p t i t
I
(7) S. !58.
OLAF ANTON BROCH
84
(sog. "Quarzschiefer" ) und G l i m m e r s c h i e f e r, sowie einige
Stufen mit D i s t h e n, St a u r o I i t h und G r a n a t. - Mehrere
dieser Spezimina entstammen der Zeit des Professors KEILHAU
(1834-1858) ( Disthen von Nesodden wird von ScHEERER 1
erwähnt);
andere sind von
Einwohnern
Nesoddens in den
letzten paar Dezennien zum Museum eingesandt worden.
Von Zeit zu Zeit haben Studentenexkursionen nach dem
Strande
N esoddens
stattgefunden,
wobei
freilich
nur
recht
flüchtige Untersuchungen unternommen werden konnten.
Professor ScHETELIG2 (vgl. das Vorwort) hat einige Re­
kognoszierungsreisen innerhalb Nesodden vorgenommen, und
hat auf Grundlage seiner Beobachtungen im Felde und des im
Museum vorliegenden Materials erschlossen, daß hier Gesteine
wahrscheinlich s u p r a k r u s t a I e n Ursprungs vorhanden sind.
Die Aufgabe des Verfassers wurde somit, die Ausbreitung
dieser Gesteine festzustellen, sowie ihre Grenzen gegen den
Gneisgr anit
zu
untersuchen,
aus dem Nesodden augen­
scheinlich größtenteils besteht.
Die
Untersuchungen bestätigen, nach den Anschauungen
des Verfassers, die Annahme des Professors ScHETELIG: daß
sich in Nesodden Gesteine finden, welche auf der Erdoberfläche
und
gebildet sind. -- Diese Gesteine sind stark metamorphosiert,
ihre ursprüngliche Natur kann nur bis zu einem gewissen Grade
festgestellt werden. Sie bilden aber eine deutliche Einheit und
sollen, der Auffassung ScHETELIGS gemäß, als s u p r a k r u s t a I e
G e s t e i n e bezeichnet werden.
Nach den bisherigen Untersuchungen existieren innerhalb
Nesodden mindestens zwei kleine Gebiete solcher suprakrustalen
Gesteine. - Das eine befindet sich auf der Westseite bei Spro
(vgl. die Situationskarte), und wird im folgenden nur kürzlich
erwähnt werden.
Das andere liegt auf der Nordostseite (siehe
die Karte), und bezeichnet den Gegenstand dieser Abhandlung. ­
Die Gesteine dieses Gebietes werden im folgenden zusammen­
fassend als " S u p r a k r u s t a I k o m p I e x" dem Gneisgranit und
den Pegmatitgängen gegenübergestellt.
1
2
(47).
(48).
GNEISKOMPLEX
AUF
85
NESODDEN
Übersicht über die Tektonik des Gebietes.
Welche die Gesteine sind, die im vorhandenen Gebiete auftreten, geht
aus einem BI ick auf die Farbenerklärung der geologischen Karte hervor.
Ihre Namen werden in diesem Abschnitt ohne weiteres benutzt, ihre nähere
Beschreibung erfolgt in den späteren Abschnitten.
Der Gneisgranit ist jü n g e r als die suprakrustalen Ge­
steine. Von der Kontaktzone sei hier nur erwähnt, daß es sich
um einen typischen I n t r u s i v k o n t a k t handelt, und daß man
an gewissen Stellen typischen M i g m a t i t sieht, wie er häufig
aus dem skandinavischen Urgebirge beschrieben worden ist 1.
Wie
schon
S tre i c h e n'''
aus
der
innerhalb
Topographie
des
meisten Stellen N bis NNW.
hervorgeht,
ist
das
Suprakrustalkomplexes
an
den
Das Streichen des Granites ist
an der Grenze gewöhnlich mit dem der suprakrustalen Gesteine
konform, und ebenso mit dem der typischen Kontaktgesteine
(.,Natron-Tonerde-Gesteine"'"' ''). --- Das F a I I e n ist gewöhnlich
ziemlich steil, und an den meisten Stellen östlich.
Im südlichen und nördlichen Teil des Gebietes weichen
indessen die Verhältnisse etwas ab.
Im südlichen Teil befindet sich die eigentliche Migmatitzone,
die dem Ufer entlang gut aufgeschlossen ist. Das Streichen wird hier
von den suprakrustalen Komponenten des Migmatites, und zwar
von Ieptitischem Gneis und Glimmerschiefer''"'"'', deutlich markiert;
es ist etwas veränderlich, überwiegend aber ungefähr ö s t I i c h e r
Richtung. Das Fallen ist nördlich und ziemlich steil. Im Migmatit
lassen sich hie und da Falten beobachten. Die Faltungsachsen
fallen gegen Norden, der Abstand der Achsenebenen benachbarter
(Fig. l, Tafel IV).
Falten beträgt gewöhnlich ein paar Meter.
Nordwärts, längs des Strandes, kommt man aus der
Migmatitzone in ein Gebiet von Glimmerschiefer, leptitischem
Gneis und eigentümlichen .,Veniten" hinein. - Bei diesen
I
*
(5!1.
Die Angaben über Streichen und Fallen beziehen sich, wenn nicht
anderes gesagt, auf die Schiefrigkeitsfläche.
**
''**
Für einige einzelne dieser Kontaktgesteine läßt sich das Streichen kaum
beobachten, - sie können massenförmige Textur besitzen.
Auch biotitisierte Amphibolitschollen kommen im Migmatit vor.
86
OLAF ANTON BROCH
Gesteinen, und zwar wesentlich bei den Veniten kommt Fältelung
vor.
Die Faltungsachsen sind wie diejenigen der Faltung im
Migmatit orientiert, der Abstand der Achsenebenen benachbarter
Falten hat eine Größenordnung von etwa zehn Zentimetern.
Ein wenig südlich von Strandstuen, bei [12,3 4,4] ':' erleidet
·
die Schiefrigkeitsfläche eine B i e g u n g (wie
dies etwa vom
Verlauf des großen Amphibolitganges angedeutet wird).
Das
Streichen
steil
wird
nördlich,
das
Fallen senkrecht,
oder
w e s t l i c h.
Von Strandstuen an sind die Gesteine, die am Strande
auftreten,
fast
ausschließlich
Leptit,
leptitischer
Gneis
und
Glimmerschiefer, bei Helvik [II 14] tritt das oben erwähnte
·
östliche Fallen ein.
Von hier an setzt sich dieses ziemlich
steile, östliche Fallen bis zur Nordspitze Nesoddens (Tangen)
fort.
Im nördlichsten Teil wird das Streichen ein wenig mehr
westlich.
Dies alles gilt jedoch nur für die Ostseite der Halbinsel.
Ein Profil, z. B. von Oksval [5,3 23,8] nach Nordwesten hin
·
gezeichnet, würde klarlegen, wie das Fallen im nördlichen Teil
gegen Westen hin abnimmt.
In der Tat wird es an einigen
Stellen horizontal oder ganz schwach östlich bis nördlich.
mag somit aussehen als gehe das
Es
Streichen kontinuierlich in
ein westliches über.
An der Westseite, am Oslofjord, wird das hier zu ent­
werfende Bild der Tektonik von der großen Verwerfung zer­
schnitten, welche die Ostgrenze des Oslogebietes bezeichnet 1
(s. die Situationskarte). --Allerdings scheinen die Beobachtungen
in der Nähe von Flaskebäk [0 23] gewisse Schlußfolgerungen
zu erlauben.
·
Die Aufschlüsse sind hier nur wenig an Zahl (eine Moräne
am Fuße des westlichen Abhanges
der Halbinsel ist in die
Karte als "Wiesen" eingezeichnet), scheinen jedoch zu zeigen, daß
das Fallen hier westlich, das Streichen N bis NNO gerichtet ist.
Bei
[1,2 20,5]
·
kann ein
beobachtet werden (Fig. 2).
* Zahlen in [
I
(7).
flacher Sattel im
Gneisgranit
Die Faltungsachse fällt schwach
J beziehen sich auf das Koordinatensystem der Karte.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
87
N !5° 0.- Auf der Ostseite des Sattels ist das Fallen östlich,
und der Gneisgranit bildet hier unzweifelhaft das Liegende des
Suprakrustalkomplexes.
Auf der Westseite ist das Fallen westlich.
Bei Flaskebäk und ein wenig südlich von Flaskebäk stehen
suprakrustale Gesteine westlichen Fallens an.
Das
Vorhandensein
der
benachbarten, postkaledonischen
Grabenversenkung des Oslofjords deutet die Möglichkeit· an,
daß das westliche Fallen an der Westseite des Gebietes vielleicht
I
Fig. 2.
Sattel im Gneisgranit mit Einlagerung von Amphibolit.
Photographie gegen Norden aufgenommen.
nicht präkambrisch bedingt sei, daß es aber als eine großartige
Schleppungserscheinung mit U mbiegung der ganzen U rgebirgs­
platte aufgefaßt werden könnte*.
jedoch sieht man im Suprakrustalkomplex in der Nähe
von Tangen f0,7
·
28,3] (z. B. bei [0,8
der Schiefrigkeitsfläche
*
(Fig. 3).
Unzweideutige Schleppung läßt
·
26,3]) wiederholte Faltung
Die Faltungsachseo sind hier
sich bei
[0,5
·
26,0] beobachten.
Ein
Mänait(?)-Gang ist hier ungefähr in der Meeresoberfläche wie mit einem
Messer in nord-südlicher
geschnitten.
gegen Osten oder
Gesteine
Richtung
von der
Verwerfungsebene ab­
Auf der Ostseite des "Schnittes" fällt der Komplex schwach
Norden ab,
auf der
Westseite sind suprakrustale
(Glimmerschiefer) mit steilen westlichem
Fallen zu sehen.
OLAF ANTON BROCH
88
wie diejenige des oben erwähnten Sattels im Gneisgranit orientiert,
d avon abgesehen, daß sie ein steileres Fallen aufweisen*.
Diese wiederholte Faltung als postkaledonische Schleppungs­
erscheinung aufzufassen, dürfte weniger natürlich fallen; eher
möchte sie wohl durch präkambrische Faltungsbewegungen her­
vorgerufen sein.
·
Die obenerwähnte, gleichmäßige Orientierung der Faltungs­
achsen deutet nun wahrscheinlich darauf, daß die Faltung des
. Fig. 3.
Wiederholte Faltung des Glimmerschiefers bei Tangen.
Photographie gegen Süden aufgenommen.
Gneisgranites und
diejenige
der
suprakrustalen
Gesteine
an
Tangen gemeinschaftlichen Ursprungs sind.
Demgemäß dürfte die Tektonik als p r ä k a m bri s c h b e­
d i n g t und p e r i k l i n a l interpretiert werden.
Nicht unwahr­
scheinlich steht man einem granitischen Antiklinalbatholith im
Sinne GEIJERS 1 gegenüber; im Osten, Norden und eventuell im
Westen von suprakrustalen Gesteinen flankiert.
*
Derartige
Faltung
der
Schiefrigkeitsebene
Suprakrustalkomplex beobachtet werden.
Faltungsachsen ist gewöhnlich ungefähr
kann
auch
anderswo
im
Die Horizontalprojektion der
N-S gerichtet.
Die Achsen
fallen in den meisten Fällen gegen Norden, können aber auch horizontal
sein.
1
In vereinzelten
(17) S. 91.
Fällen ist südliches
Fallen beobachtet worden.
89
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Eine Stütze dieser Auffassung bildet auch die Existenz der
in der Einleitung erwähnten, suprakrustalen Gesteine auf der
Westseite der Halbinsel (an Spro, s. die Situationskarte).
Der Gneisgranit
Der Gneisgranit wurde bisher als eine Einheit behandelt.
Schon aus
den Beobachtungen im Felde geht aber hervor, daß verschiedene, gneisgranit­
ähnliche Gesteinstypen auftreten.
I.
Beobachtungen im Felde.
An Sörbystrand [12,7 0,4] und südlich davon (außerhalb
·
des kartierten Gebietes) tritt h e 11 er G n e i s g r a n i t auf, hell­
grau mit einem Stich ins Rötliche.
Das mittelkörnige und gewöhnlich gleichkörnige Gestein ist
verhältnismäßig wenig schiefrig. Hie und da treten porphyrische
Varietäten auf, auch feinkörnige Fazies sind beobachtet worden. Dieses anscheinend wenig metamorphe Gestein wurde T o r v v i k­
g r a n i t genannt
(nach der Schiffsanlaufsstelle Torvvik, etwa
500 m südlich von Sörbystrand).
Am Strande auf der Nordseite der Brücke "Sörbystrand"
sieht man außer dem hellen Torvvikgranit einen dunkleren
Typus als integrierender Bestandteil des Migmatites.
Es sieht
so aus, als stehe dieser dunkle Granittypus zu dem Torvvik­
granit in demselben Verhältnis wie die glimmerschieferartigen
und amphibolitischen Komponenten des Migmatites, d. h. daß
er älter als der Torvvikgranit sei.
(Fig. 3, Tafel IV).
Derartige dunkle, gneisgranitähnliche Gesteine kommen im
Solberg-Wald und Flateby-Wald
[10,4
·
1,3] und Flateby [7,5
·
(Wälder der
3, 7] !7,4
·
Höfe Solberg
4,7]) in recht großer
Menge vor. Ihr eigentliches Gebiet liegt etwa zwischen den
Punkten [12,0 2,0] [9,0 2,0] [8,5 7,0] [9,5 7,0] [10,0 5,0]
·
·
·
·
·
[12,0 4,0]. - Im Walde sind sie nicht sehr gut aufgeschlossen.
·
Z. T. sieht es aus,
als können sie recht
große, zusammen­
hängende Gebiete einnehmen, z. T. wechseln sie schlierenförmig
mit hellem Gneisgranit
Die Schlieren laufen dem Streichen
parallel und können unscharf begrenzt sein.
Diese dunklen Gesteine zeichnen sich makroskopisch be­
sonders durch reichlichen
Biotilgehalt aus,
außerdem lassen
90
OLAF ANTON BROCH
sich Quarz, Feldspat und oft auch Granat wahrnehmen.
Auch
hornblendereichere Varietäten sind beobachtet worden. - Es gilt
von ihnen allen, daß sie fast immer sehr deutlich planschiefrig
sind, und zwar insbesondere die glimmerreicheren Typen.
genannten
dunklen
Die
Gesteine werden in dieser Abhandlung
zusammenfassend als ,.G n e i s g r a n i t e b a s i s c h e r F a z i e s "
( " b a s i s c h e G n e i sg r a n i t e " ) bezeichnet. - Es muß sofort
betont werden, daß der Ausdruck "Gneisgranite basischer Fazies"
für deskriptive Zwecke aufgestellt worden ist.
Ob er wirklich
eine einheitliche Gattung bedeutet, bleibt vorläufig eine offene
Frage.
Nach den bisherigen Erfahrungen scheinen aber die
basischen Gneisgranite der Grenzzone des Granites zu gehören,
und zwar sind sie fast ausschließlich in der Nähe des Migmatites
beobachtet worden; sie bilden im großen gesehen etwa eine
Übergangszone zwischen diesem und dem Gneisgranit ':'. Eine
vorläufige Skizzierung ihres möglichen Ursprunges wird später
( S. 141 ff. ) entworfen - wenn auch unter allem Vorbehalten.
Der im nördlichen Teil des Gebietes auftretende Gneisgranit
ist gewöhnlich von roter Farbe.
( Diese Farbe entstammt viel­
leicht kleinen Eisenglanzschuppen, die in einigen Dünnschliffen
im Plagioklas und Mikroklin wahrgenommen wurden). - Nach
ihrem makroskopischen Aussehen sind diese "r o t e n Gneis­
g r a n i t e" nicht viel, wenn überhaupt, basischer als der Torvvik­
granit. Augenscheinlich sind sie metamorph, teils mit plan­
schiefriger, teils mit lentikulärer Textur. - Der makroskopische
Mineralinhalt ist gewöhnlich der des Torvvikgranites; anstatt
Biotites kann Hornblende auftreten, hie und da kommen
poikiloblastische Granaten vor.
In dem Gebiet der roten Gneisgranite kommen lokal Gneise vor, deren
grünliche Farbe auf Epidotgehalt deutet. Ein derartiges, e p i d o t f ü h r e n d e s
G e s t e i n (S. I02) kommt z. B. westlich vom See Skoklefaldtjern vor (ein wenig
außerhalb der Karte).
* Basischer Gneisgranit tritt auch östlich von Skoklefaldtjern bei (5,0 16,0]
·
als schmale Grenzzone gegen den Suprakrustalkomplex auf.
Ein anscheinend ziemlich basischer (dunkler) Gneisgranit tritt in der
Grenzzone in der Nähe von Solhaug (8,4 7,6) auf. Gemäß den petro­
·
graphischen Untersuchungen gehört jedoch dieses letzteres Gestein den
"roten Gneisgraniten" an (s. unten).
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
91
In der Nähe streicht gegen Norden hin mit steilem Fallen eine Myl o n i t­
zo n e von etwa 10 m Mächtigkeit (S. I 02).
Ein feinkörniger G n e i s g r a n it m i t r o t e n F e l d s p a t a u g e n tritt
mit einer Mächtigkeit von etwa 10 m bei [6,2 · 9,0] auf (S. 102), d. h. ungefähr
in der Fortsetzung der Mylonitzone.
In der Nähe von Flaskebäk ist der G n e i s g r a n i t bisweilen vo n
h e l l e n A d e r n d u r c h g e s e t z t (S. l03) ( z .B.bei [0,7·20,4]), anscheinend
Spalten mit Quarz ausgeheilt.
Sie sind wohl wahrscheinlich in Verbindung
mit den postkaledonischen Verwerfungsbewegungen gebildet.
Unter den eingesammelten Handstücken von r o t e m G n e i s­
g r a n i t findet sich eines, welches makroskopisch den gewöhnlichen
Mineralinhalt: Quarz, roten Feldspat und Biotit zeigt. Im Dünn­
schliff stellte sich aber heraus, daß der F e 1 d s p a t ein eigentümlicher,
und zwar p e r t h i t i s c h e r ist (S. 103). Das Vorkommen dieses
Gneises scheint recht lokal begrenzt zu sein (S. I 04, Petitnotiz).
II. Petrographische Untersuchungen.
a.
a.
Torvvikgranit.
QuaI itati ve
m
Zwischen Sörbystrand und Torvvik.
i n e r a I o g i s c h e Z u s a m m e n s e t z u n g.
( Fi g. I, Taf el XI).
Die
H a u p tg e m e n g t e il e ':'
Myrmekit),
Plagioklas
sind Quarz, Mikroklin ( m.
und Biotit
g e m e n g t e il e sind Apatit,
(Lepidomelan).
Zirkon,
Neben­
Titanit(?), Granat, samt
Serizit, Chlorit und Kalkspat.
Die Quarzkörner zeigen unregelmäßige Umgrenzung. Die
Auslöschung ist undulös*'\ jedes Körnchen scheint in unregelmäßig
begrenzte Teile von leicht verschiedener Orientierung aufgebrochen
zu sein.
Einschlüsse von Zirkon (Durchmesser ca. 0,05 mm), Apatit
(D. ca. 0,05), unzersetztem Biotit (D. 0,02-0,2) sowie von kleinen
Individuen von Mikroklin (D. 0,2) sind wahrgenommen worden. ­
Ganz kleine, farblose Einschlüsse (D. 0,005) mit niedriger Licht­
brechung sind im Quarz- und zwar nur im Quarz- vorhanden*':":'.
* Als Hauptgemengteile werden die Mineralien bezeichnet, welche in großer
Menge im Gestein vorkommen, als Nebengemengteile diejenigen, die
in kleiner Menge vorhanden sind.
** U ndulöse Auslöschung zeigt der Quarz sämtlicher in dieser Arbeit be­
handelten, präkambrischen Gesteine.
*** Derartige kleine Einschlüsse kommen im Quarz praktisch bei sämtlichen
hier untersuchten Gesteinen vor.
92
OLAF ANTON BROCH
Der Mikroklin, bei Nieals + Geflechtstruktur aufweisend, zeigt
kleine, subparallele Spindeln höherer Licht- und Doppelbrechung,
wahrscheinlich aus Albit. Die Grenzlinie der Mikroklinkörner ist
wellig, das Mineral gewöhnlich unzersetzt.
Einschlüsse von Zirkon etc. wie beim Quarz, dazu kleine,
rundliche Quarzkörner (D. ca. 0, 15 mm) und gleich große Plagioklas­
individuen.
Der Plagioklas zeigt Albit- und Periklinlamellierung. Seine
Zu s a m m e n s e t z u n g':' ist Ab8,, An1ö mit etwas saurerer Randzone.
Einschlüsse wie beim Quarz und Mikroklin. In einem Indi­
viduum wurden kleine, tropfenförmige Granate (D. ca. 0,15 mm)
wahrgenommen.
Der Plagioklas ist etwas zersetzt (serizitisiert). Die kleinen
farblosen Einschlüsse lassen sich vom Muskovit nicht unterscheiden.
Myrmckit ist in großer Menge vorhanden, und so gut wie
immer, deutlich an Mikroklin geknüpft. Die Zusammensetzung
des Myrmekitplagioklases ist nicht genau festgestellt , der letztere
scheint um ein wenig saurer als der übrige Plagioklas zu sein.
Auch der Myrmekitplagioklas weist saure Randzone auf. Quarz
ist auch in dieser Randzone vorhanden; wenn aber die "Würmer"
angenähert senkrecht auf die Umgrenzung des Myrmekites stehen,
was oft der Fall ist, so sehen sie in der Randzone gleich wie
eingeschnürt aus�":'. Die Umgrenzung der Myrmekitkörner ist
gewöhnlich wellig, jedoch sind einige Individuen gegen Mikroklin
idiomorph begrenzt (s. Fig. 1 Tafel XI)*':":'.
Biotit ist als leistenförmige Individuen vorhanden mit starkem
Pleochroismus:
x
'
h e l l o l ive n g r ü n <y' s c h w a r z g r ü n b i s o p a k.
Schnitte ohne Spaltrisse zeigen: y ß s c h war z, 2 E k 1 e i n,
vielleicht 0. Der Biotit ist somit ein Lepidomelan.
Der Biotit zeigt einen höheren Grad von I d i omorp h i e als
die übrigen Hauptgemengteile, er ist (gegen Quarz) etwas korrodiert.
Einschlüsse von Zirkon (und Titanit?) von pleochroitischen
Höfen umgeben, sowie von Apatit wurden wahrgenommen.
Der Biotit ist etwas zersetzt; er führt sekundär ausgeschiedenes
Eisenerz, wahrscheinlich Eisenglanz (bei auffallendem Licht oft rot,
sonst schwarz-opak). Wenn Eisenerz in größerer Menge vor=
" Wo nichts anderes gesagt wird, ist die Zusammensetzung der Plagioklase
immer mittels mehrerer a- und :z-Schnitte,- möglichst unter Kontrollierung
der Lichtbrechung gegen Canadabalsam und Quarz, -- nach Becke (2J
bestimmt.
** vgl. (2).
** * vgl.(l5) S. 27. I.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
93
handen ist, erscheint der Biotit chloritisiert (blaßgrün mit schwachem
Pleochroismus und niedriger Doppelbrechung).
Apatit kommt als rundliche Körnchen (D. 0,05) vor (s. oben) .
Der Zirkon (s. oben) zeigt oft rektanguläre (idiomorphe) Um­
grenzung (D wie beim Apatit).
Titanit (?). Bezüglich einiger kleinen Körnchen ließ sich
nicht sicher feststeHen, ob sie Zirkon oder Titanit seien. Außerdem
finden sich, oft im Biotit eingeschlossen, trübe Aggregate, die aus
Kalkspat samt einer unorientierten, opaken Masse mit gelblichem,
mattem (sammetähnlichem) Reflex bestehen. Sie sind wahrscheinlich
Pseudomorphosen nach Titanit (s. S. 98)''.
Granat als kleine, tropfenförmige Individuen m. 0,15-0, 30 mm.l
von schwacher roter Farbe kommt in kleiner Menge vor (s. auch
oben beim Plagioklas) .
Kleine Einschlüsse von chloritisiertem Biotit(?) sind vorgefunden.
Kalkspat, mit schmalen Zwillingslamellen, ist in nicht ganz
unwesentlicher Menge vorhanden. Er scheint immer an schwach­
grünem Chlorit mit niedriger Doppelbrechung und unternormaler
Interferenzfarbe geknüpft zu sein, und zwar so, daß der Kalkspat
größere Parteien innerhalb des Chloritindividuums bildet, indem
gleichzeitig subparallele Zipfel (oder Fäserchen) von Chlorit etwa
wie Überreste im Kalkspat liegen. - Diese Chlorit-Kalkspat­
Aggregate sind anscheinend an Biotit geknüpft.
�·
St r u k tur.
Der mittlere K o r n d u r c h m e s s er':":' des Granites beträgt
etwa 0,4 mm die Mikroklinindividuen können Durchmesser bis
'' Ähnliche Zersetzungsprodukte von Rutil
jedoch ohne Kalkspat sind bei anderen Gesteinen wahrgenommen worden (s. S. 165l.
''"' Die Messung der mittleren Korndurchmesser wird bei Nicols
durch
Abzählung der Körner auf zwei Systemen von Indikatrixlinien zu
1,785 mm (entsprechend der Länge des Okularmikrometers) unter­
nommen. Die Linien eines Systemes sind untereinander parallel und
willkürlich über die Ebene des Dünnschliffes verteilt. Ihre Anzahl
variiert mit der Korngröße des Gesteins und beträgt gewöhnlich min­
destens 5 (bei grabkörnigeren Gesteinen wurden Indikatrixlinien zu
4,05 mm verwendet - der schwächsten Vergrößerung des Mikroskopes
entsprechend). Die Linien des einen Systemes stehen auf denjenigen
des Anderen senkrecht.
Einschlüsse werden als Körner gerechnet, jedoch nicht solche die als
sekundär angesehen werden (Serizit etc.). Ein Mineral mit undulöser
Auslöschung wird als mehrere Körner gerechnet, falls bei Nicols-'- deut.
lieh diskontinuerliche Übergänge wahrgenommen werden.
·��
c-
OLAF ANTON BROCH
94
auf 5 mm aufwdsen.
(In porphyrischen Varietäten sind mehr
als zentimetergroße Feldspateinsprenglinge vorhanden).
Die S t r u k t u r wurde als diejenige eines im wesentlichen
unverände rten Erstarrungsgesteins aufge faßt (s. Fig. I, Tafel XI).
Die Kristallisationsfolge dürfte etwa die nachfolgende sein:
1.
Apatit, Zirkon, Titanit.
2.
Biotit.
3.
Grana•.
4. -Plagioklas, Mikroklin, Quarz.
Sekundär: Chlorit, Kalkspat, Serizit.
Spuren einer Mörtelstruktur deuten auf eine beginnende
Metamorph ose. - Inwieweit das Au ftreten von Myrmekit e in
Zeichen stattge funde ner Metamorphose ist, bleibt wohl
noch
etwas zwei felha ft (vgl. etwa Es KOLA 1 ) .
y.
Q u a n t i t a t i ve che m i sch e u n d m i n e r a l o g i sche
Z u s a m m e n s e tz u n g .
Das
2,655
s p e z i fi sch e
be stimmt.
Auf
G e w i c ht
Grundlage
des
Gesteins
wurde
der ch e m i sche n
zu
A n a-
1 y s e des Gesteins wurde die quantitative, mineralogische Zu­
sammensetzung in folgender Weise festgestellt (s. Tabelle 2*):
1. Zirkon wurde nicht mitberechnet
2. Von dem kleinen S-Gehalt wurde abgesehen.
3.
P205 wurde als Apatit verrechnet.
4.
C02 wurde als Kalkspat verrechnet.
5. Überschuß an CaO wurde als Anorthit verrechnet.
6. Na20 wurde als Albit verrechnet.
7. Geometrisch wurde 0,11 O;o Granat gefunden, welcher
als
Al­
mandin berechnet wurde.
8. Der Biotit ist (s. oben) ein etwas zersetzter
Lepidomelan.
Falls
angenommen wird, daß der Anteil der femischen Komponenten, welcher nicht
im Granat gebunden ist, sich im Biotit findet, zeigt die Analyse ein einem
Lepidomelan
entsprecnendes Verhältnis FeO
melan aus Brevik,
II, Tabelle 1).
(+
Fe203): MgO (vgl. Lepido­
Wenn weiter angenommen wird, daß der
zersetzte Biotit einen höheren Wassergehalt aufweist als der entsprechende
unzersetzte, so ist auch der H20-.Gehalt der Analyse nicht unwahrscheinlich.1
(15).
*
Die Zahlen der Tabellen sind mit zwei Dezimalen angegeben, um den
Vergleich mit den Analysenwerten zu erleichtern.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Zwei Analysen
(lll
und IV, Tabelle
95
1) von einem Lepidomelan und dessen
Umwandlungsprodukt durch Clarke und Riggs bestätigen die von vornherein
wahrscheinliche Vermutung, daß bei der Umwandlung eines Biotites unter
Wasseraufnahme sein
und (K20
-r
H20)
Prozentgehalt an
Si02,
Al203, (Fe203
+-
FeO),
MgO
annähernd unverändert bleibt. Eine entsprechende An­
näherung ist bei der vorliegenden Berechnung hinreichend.
31,24 Dia (Fe203 + FeO). Für den
3,15 O/o dieser Oxyde übrig. Der Quotient
Für MgO beträgt der entsprechende Quotient 0,094, also
Der Lepidomelan aus Brevik enthält
Biotit im
beträgt
Torvvikgranit bleiben
0,100.
beinahe dasselbe. - Multipliziert man die
(K20 -;- H20) der Lepidomelananalyse mit 1/z
Prozentzahlen
(0,100
-r
für Si02, Al203,
0,094), so findet man
recht wahrscheinliche Werte dieser Oxyde im Biotit des Granites (als Pro­
zente des Bauschalchemismus). Indem der H20-Gehalt infolge der Analyse
0,91 O/o beträgt, ergibt sich weiter (mit der obenerwähnten Annäherung) der
K20-Gehalt. Werden Ti02 und MnO zum Biotit verrechnet, so erhält man
den in der Tabelle
2 mitgeteilten Biotitgehalt. Auf 100 o;o umgerechnet er­
gibt sich die in der Tabelle I unter I angeführte Biotitzusammensetzung.
Tabelle I.
II
Si02 • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • •
Ti02 .. . . . . . .. .. . . . .. . ....
Al203 • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • •
Fe203 . ..... . .... .. .... ...
FeO . .. ....... ....... .....
MnO .. ...................
MgO .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
K20 .... ..................
H.o . . . .. . . . .. . ...... . .. . .
111
IV
V
33,5
3,0
12,2
8,8
23,5
0,4
6,5
2,9
9,2
33,42
3,14
12,22
9,41
21,83
0,72
6,84
7,86
4,32
34,21
34,61
33,83
16,53
20,15
14,17
0,91
1,34
6,50
4,55
17,95
31,25
3,01
0,34
1,08
1,96
13,40
8,42
23,01
100,0
100,78
100,31
_
_l_E_
100,06
7,54
0
9,87
----
99,07
I. Berechnete Zusammensetzung des Biotites im Torvvikgranit.
II. Lepidomelan, Brevik
111.
do.
Na20,
,
Pikes
0,08 ü;o F).
I
(einschl. 1,02 O;o Na20).
Peak,
Colorado 2
(einschl.
0,48 o;o CaO, I ,43 o ;o
IV. Stark umgewandelter Teil von 11!3 (einschl. 0,81 o;o CaO,
0,54 Ojo F).
V. "Voigtit"
(Schmid)4, nach Tschermak 4 das Umwandlungsprodukt eines
Biotites (einschl. 2,04 O!o CaO,
I
S.
413.
11.
2
S. 290.
F.
S. 290.
G.
(40)
(10)
3 (10)
4 (49)
(56).
0,89 o.o Na,O,
0,96 o;o Na20).
OLAF ANTON BROCH
96
Die in dieser Weise erlangte Biotitzusllmmensetzung bezeichnet in der
Wirklichkeit
den
Durchschnitt
vom
Biotit und Chlorit des Gesteins (auch
wird sekundär ausgeschiedenes Erz in dieser Weise zum "Biotit" gerechnet).
Es ist wohl nicht unwahrscheinlich, daß die angeführten Vergleichsanalysen
ähnliche Durchschnittswerte bezeichnen.
9. Für Kalifeldspat bleiben 5,03 o,'o K20 übrig.
10. Der Überschuß an Si02 wird als Quarz angesehen.
Tabelle 2.
�
0.
<t:
Si02 • • • • 0 0 0 . 0
Ti02 . . . . .. . ..
Al203 • • • • • • • • •
Fe,O" .. .. . . . . .
FeO . . . . . . . . ..
MnO . . . . .... .
MgO .. . ......
Caü ..........
Na20 .. .......
K20 ..........
H20·c- ........
H20+ ........
P205 ..... ....
C02 ..........
s . . ...... . . ..
Summe .......
Heller Gneisgranit (Torvvikgranit).
�0
u
öl
u
c
<t:
0.
rn
c
"'
c
;:::
·_.",
.D
ö
CQ
<t:
.:;:(
.:2
��
:::<:
2,35 14,77 0,04 3,30 19,31
0,30
1,99 3,87 0,02 1,21 5,45
0,87
0,04 2,28
0,04
0,64
0,26 0,09 1,09
2,54
0,29 5,03
0,91
-
-
-
-
0,20
-
"'
"'
E
E
"'
N
....
"'
"'
Cl
C})
..:::-"'
c
<t:
CFJ
72,85
0,30
12,21
0,87
2,32
0,04
0,64
1,44
2,54
5,32
0,91
0,30
0,20
0,07
72,85
0,30
33,08
12.54
0,87
2,32
0,04
0,64
1,44
2,54
5,32
0,91
-
-
0,20
0,07
0,07
0,02
-- -- -- -- -- -- -- -- -- --
0,46 0,16 5,43 21,18 0,10 9,84 29,78
1 1 1
G . ... . . ... . . · 3,22 2,79
V . ... . . ...... 0,146 0,057
2,63 8
I 0,095
1 1 1 1
100,04 37,562
33,08 100,04 100,03
1
4,05 3,18 2,5 61 2,6495
0,025 3,104 11,64 12,495 37,562
=
Gefunden:
s
-�
s
��
2,661
2,655
I
Analyse und Modusbestimmung des Verfassers.
Diese Berechnungswerte ergibt 12,54 ° o Al2 03, die Analyse
zeigt 12,21 ° o.
Die berechnete Plagioklaszusammensetzung ist
AbR1An19, die mikroskopisch gefundene ist AbH;;An15 (etwas CaO
wäre vielleicht als Titanit zu verrechnen).
Das spezifische Gewicht des Gesteins wurde nach
SCHMIDT 1
berechnet.
Plagioklas's (Ab85An15)
1 (23).
GoLD­
Die Zahl des spezifischen Gewichtes des
wurde dem
Rosenbusch-Wülfingschen
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Lehrbuch 1
97
entnommen, - als Dichte des Biotites wurde die­
jenige des Lepidomelans aus Brevik angenommen.
Nach der Beschreibung ÜXA ALS2 s cheint der Smaalens­
granit (Öst foldgranit, Idefjordsgranit) ein dem Torvvikgranit
verwandter T ypus zu sein.
Der Torvvikgranit ist etwas reicher
an femischen Gemengteilen.
(S. 89) zeigt mikroskopisch
Die feinkörnige Fazies des Torvvikgranites
einen
ähnlichen
wenig grüne
Mineralinhalt.
Außer
dem
grünen
Biotit
ließ
sich
ein
Hornblende wahrnehmen. Der mittlere Korndurchmesser be­
trägt 0,2 mm.
b. "Gneisgranite basischer Fazies".
Die au f S. 89 ff. erwähnten, dunkleren Gneise führen als
Ha u p t g e m e n g t e i I e Quarz,
Plagioklas und Biotit.
führen grüne Hornblende anstatt Biotit.
können
auch
nebeneinander
vorkommen.
Mikroklin
feldspat) fehlt oder kommt in sehr kleiner Menge vor.
läßt sich makroskopisch wahrnehmen.
Einige
Hornblende und Biotit
(Kali­
Granat
N e b e n g e m e n g t e iI e
sind gewöhnlich Apatit, Titanit und Zirkon.
Schwefelkies ist
mitunter beobachtet worden, vielleicht auch Orthit (?).
Kalk­
spat kommt häufig vor.
Die Gesteine sind gewöhnlich ziemlich zersetzt; sie zeigen
unfrischen Biotit und stark serizitisierten Plagioklas.
(wenigen)
Nach den
Bestimmungen schwankt die Zusammensetzung des
letztgenannten Minerals zwischen Ab80An"0 und Ab,0An30•
Die
St r u k t u r
ist kristalloblastisch
(granoblastisch), die
T e xt u r schiefrig.
Ein biotitführender Typus aus [9,2 3, 8] im Flateby-Wald
·
wurde etwas näher untersucht (s. F ig. 2, Tafel Xll.
Im Mikro­
skop konnten folgende Mineralien festgestellt werden:
Quarz mit unregelmäßiger Begrenzung und undulöser Aus­
löschung, kleine Einschlüsse von Biotit, Zirkon etc. führend.
Plagioklas mit einer gewissen Andeutung polygonaler Be­
grenzung, jedoch darf hier von deutlicher Pflasterstruktur nicht
I
2
(4tll S. 348.
145' S. 84.
;-.Jorsk Geol. Tidsskr. IX.
7
OLAF ANTON BROCH
98
gesprochen werden. Das Mineral ist stark serizitisiert, seine Zu­
sammensetzung ließ sich nicht bestimm en. Zwillingslamellierung
kommt vor. Die Lichtbrechung ist höher als die des Canada­
balsams.
Als Einschlüsse wurden an ein paar Stellen kleine Individuen
'
von Mikroklin (mit karakteristischer Zwillingsstruktur und y nie­
driger als die Lichtbrechung des Canadabalsams). Ob diese Ein­
schlüsse etwa in größerer Menge vorhanden sind, konnte wegen
der Serizitisierung nicht festgestellt werden. Nach Musterung der
Feldspatkörner am Dünnschliffrande zu schließen, woselbst Mine­
ralien mit niedriger Lichtbrechung verhältnismäßig leicht zu ent­
decken wären, dürfte es eher ausgeschlossen sein.
Biotit, teilweise chloritisiert und sagenitführend. Er zeigt den
Pleochroismus:
'
schmutzigbraun.
rx' farblos (gelblich) < y
Die Individuen können gebogen sein, Kalkspat liegt oft als
ca. 0, 05 mm dichte Platten auf deren Spaltflächen.
Einschlüsse von Titanit kommen reichlich vor. Die Titanit­
körner sind z. T. unzersetzt, z. T. sind sie am Rande in trübe Aggre­
gate umgewandelt, welche mit den oben (S. 93 ) beschriebenen
identisch zu sein scheinen.
Chlorit mit schwachem Pleochroismus (grünlich-farblos) , höchst
wahrscheinlich auf Kosten des Biotitt:os gebildet. Außerdem lassen
sich unorientierte Aggregate aus Chlorit und Serizit wahrnehmen.
Titanit (s. auch oben unter Biotit) in großer Menge. (Die
Menge wurde nach Rosiwal auf 2, 3 Gewichtsprozenten geschätzt.)
Die kleinen, schwach braunen, oft spitz rhombenförmig begrenz ten
Körnchen sind z. T. perlschnurartig angeordnet.
Apatit als häufige, rundliche Körnchen.
Zirkon in kleinen Mengen.
Kalkspat, s. oben unter Biotit.
Roter Granat kann makroskopisch beobachtet werden. Seine
Lichtbrechung wurde mittels der Prismenmethode bestimmt. Sie
beträgt 1, 804 - es handelt sich also um einen Almandin. (Nach
Eskola 1 würde seine Formel FenMg24Ca4 sein, falls das Gestein
als G:anit angesehen wird. Wird es als "Gneis oder Glimmer­
schiefer" genommen, so ist die Formel Fe72Mg16Ca12.)
Das s p e z i f is c h e G e w i c h t des Gesteins is t 2,753.
Die che m i s c h e A n a I y s e des Gesteins ergab die unten
in der Tabelle 3 angegebene Zus ammenset zung.
I
(18) S. 8 ff.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
99
Tabelle 3.
"Basischer Gneisgranit", Flateby- Wald.
fvlol :Zahl
,
I
Si02
Ti02
Al2Üo
..
Fe203 .
FeO ..
MnO . ......
MgO . . .... .
CaO .. . . . . .
Na20 . .. . .
K20 .. .. . . ..
H20
H20+ ... . .
P200 . . . . .. .
...
62,41
0,95
15,01
1,56
5,39
1,040
0,012
0,147
0,010
0,075
0,06
0,001
2,74
2,88
2,12
3,09
2,45
0,22
0,068
0,052
0,034
0,033
0,22
0,001
0,77
0,02
0,018
.
. .
co2 ........
s .. .. .. ..
l
Q
27,30
5,00
18,35
17,82
8,62
c
or
ab
an
2: sal
77,09
MgSiO,
hy I
\ FeSi03
mt
il
ap
cc
� fern
6,80
7,00
2,32
2,58
0,34
1,80
20,84
97,93
99,89
Analyse und Normberechnung des Verfassers.
Eine Modusberechnung würde mit der starken, sekundären
Umwandlung von zweifelhaftem Wert sein.
Nur sei bemerkt,
daß das nach Abzug von Apatit, Titanit und Kalkspat über­
schüssige CaO, mit dem Na20 der Analyse die Plagioklaszu­
sammensetzung Ab75An25 ergibt
.
Die hohen, normativen Werte
von C (und Q) sind in der sekundären Umwandlung b egrü ndet
Handstücke, etwas nördlicher im Flateby-Wald [8,3 6,0] eingesammelt,
zeigen Gneistypen, die von den soeben beschriebenen nur wenig abweichen.
Im Dünnschliff von einem der Handstücke ( Plagioklaszusammensetzung
Ab70An30) wurde ein wenig Mikroklin wahrgenommen. Eine andere Probe
(Plagioklaszusammensetzung ungefähr Ab8uAn20) führt ein wenig grüne Horn­
blende. Beide führen Biotit. Kleine, frische Einschlüsse von Biotit im Quarz
zeigen den Pleochroismus des Biotites im Torvvikgranit (gelb-grün).
Aus demselben Ort stammt ein Typus, der grüne, poikiloblastische
Hornblende als Fernischen Bestandteil führt, daneben ein wenig zersetzten
Biotit. Er ist mikroklinfrei, die Plagioklaszusammensetzung ist Ab70An30.
Etwas östlicher, bei [9,3 6,2], also in der Nähe der Granitgrenze, wurde
ein ähnlicher, hornblendeführender Gneis gefunden. Dieser Gneis enthält
auch Epidot, z. T. als Einschlüsse in der Hornblende (vgl. S. 102 u. 188).
·
·
OLAF ANTON BROCH
100
Der basische Gneisgranit, der östlich von Skoklefaldtjern an
[ 5, 0 16, 0] auftritt (Fußnote S. 90) ist mit den basischen Gneis­
graniten des Flatebywaldes verwandt. - Seine hellen Mineralien
sind Quarz und Plagioklas. Mikroklin ist in kleiner Menge vor­
handen.
Der Plagioklas ist etwas serizitisiert, seine Zusammensetzung
ist Ab70An25• Die Körner zeigen frische Randzonen von Albit*, der
Übergang zwischen Kern und Rand ist diskontinuierlich. - Die
dunklen Gemengteile sind grüner Biotit und poikilitisch durch­
löcherter Granat. Dazu kommen noch Apatit, Zirkon(?) und Titanit (?).
Ein Individuum von Schwefelkies mit quadratischem, (idiomorphem)
Querschnitt (0, 1 mm) wurde beobachtet, auch ein wenig Kalkspat.
·
c. Die roten Gneisgranite.
In diesem Abschnitt erfolgt die petrographische Beschreibung der S. 90 ff.
erwähnten Gneise. Die epidotführenden Gesteine und diejenigen mit perthi­
tischem Feldspat, sowie der Mylonit wurden als Abkömmlinge von "roten
Gneisgraniten" aufgefaßt.
Die "roten Gneisgranite" (s. Fig. 3, Ta fel XI) sind
der mikroskopischen
nahe verwandt.
Untersuchung
mit
gemäß
dem Torvvikgranite
Die Dünnschliffe weisen gewöhnlich Reichtum
an Quarz und Mikroklin auf. Der Plagioklas zeigt einen stark
serizitisierten
bestimmen ist.
Kern,
dessen
Zusammensetzung
schwierig
zu
Nach vereinzelten Auslöschungsbestimmungen
zu urteilen, scheint sie derjenigen des Plagioklases im Torvvik­
granit ähnlich zu sein.
Die frische Randzone
ist saurer als der Kern.
des Plagioklases
Myrmekit ist fast immer vorhanden
und zeigt gewöhnlich konvexe Begrenzung gegen Mikroklin.
Wenn der Biotit unzersetzt ist,
ist er immer grün mit dem
Pleochroismus:
cx'gelb < y' grün (bläulichgrün-schwarzgrün-opak).
Die
früher erwähnte Sc h i e f r i g k e i t der roten Gneis­
granite äußert sich im Dünnschliff durch eine deutliche Parallel­
anordnung der Glimmerblätter.
Der mittlere K o r n d u r c h m e s s e r ist gewöhnlich um ein
wenig
*
kleiner
als
der
des
Torvvikgranites (er beträgt etwa
Ein Individuum zeigt die Auslöschungswerte: Kern a, 7, Randzone
a -7- 8,5 (Verkürzungen nach ßecke (2)).
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
10 1
0,3 mm.�'), was wohl hauptsächlich in Zerbrechung der Quarz ­
körner begründet ist.
Daß die m e t a m o r p h e Um b i I d u n g bei diesen Gesteinen
weiter vorgerückt ist als bei dem Torvvikgranit, beweisen auch
die großen, von Quarz und Feldspat poikilitisch durchlöcherten
Granate (Fig. 3, Tafel XI). Weiter ist die St r u k t ur als knstallo­
Ioblastisch zu bezeichnen.
Betreffs des Mineralinhaltes läßt sich noch folgendes hin­
zufügen:
Titanit, als kleine, schwach braunfärbige, oft spitz rhombenförmig
begrenzte Körner, ist häufig. Oft ist er in Biotit (u. Hornblende,
s. unten) eingeschlossen, oft wird er als zerstreute Körnchen im
Dünnschliff beobachtet, bisweilen sind die Körnchen perlschn_urartig
angeordnet. - In einigen Dünnchliffen lassen sich "die trüben
Aggregate" (vgl. S. 93 u. 98) wahrnehmen, z. T. als opake Rand­
zonen mit einem Kern von unzersetztem Titanit.
Grün e Hornblende ist neben dem grünen Biotit in mehreren
Dünnschliffen beobachtet worden, die erstere z. T. in größerer
Menge als der letztere. - Sie zeigt gewöhnlich eine gebuchtete
Grenzlinie und ist am öftesten von Quarz und Feldspat poikilitisch
durchlöchert; dabei scheinen die Einschlüsse von Plagioklas gegenüber
der. anderen zu überwiegen. - Ihr PIe o c h r o i s m u s ist: rx' hell
gelbgrün < y' dunkelgrün mit einem Stich ins Bläuliche (y' ein
wenig bläulicher als beim Biotit). Die D o p p e I b r e c h u n g wurde
mittels der Polarisationsfarbe auf 0, 015-0, 02 geschätzt, die A u s ­
I ö s c h u n g ist schief, de' A c h s e n w i nkeI ca. 70'' (nach der
Hype rbe lkrümm ung) , der opti s che Chara k te r negativ.
Die Hornblende ist, wie der Biotit, z. T. etwas zersetzt, mit
Eisenerz auf Spaltflächen ausgeschieden. Oft ist sie teilweise oder
vollständig chloritisiert.
Orthit (?) kommt als Seltenheit vor und wird in der Regel
als kleine, schwach braune, anscheinend etwas zersetzte Körnchen
beobachtet. Wenn die Körnchen in Hornblende oder Biotit ein­
geschlossen vorkommen, sind sie von pleochroitischen Höfen um­
geben. - In einem hornblendeführenden Granittypus von " Hen­
skogen" [9, 2 7, 7J tritt dieses Mineral in recht großer Menge auf,
teils als kleine Einschlüsse in Horn blende, teils als größere Körner
(Durchmesser bis ca. 0, 5 mm) . Der Pleochroismus des Minerals
·
*
In der Richtung parallel der Trace der Schiefrigkeit gemessen, ist der
mittlere Korndurchmesser größer als in der darauf senkrechten.
102
OLAF ANTON BROCH
ist sehr undeutlich, bis kaum wahrnehmbar. Die Körner sind von
unregelmäßigen Rissen durchsetzt und verraten bei Nicols + eine
Doppelbrechung, die innerhalb eines und desselben Individuums
an Stärke wechselt (lnterferenzfarbe: schwarz bis gelb I. Ordnung).
- Das Mineral wurde auch als Randzone eines farblosen Kernes
( Epidot?) wahrgenommen.':'
Schwefelkies kommt als Seltenheit vor.
Epidot-Klinozoisit (oder z. T. Zoisit?) wurde wahrgenommen
als kleine Einschlüsse im Plagioklas. Gleichzeitig tritt immer Seri­
zitisierung auf, und Serizitisierung allein scheint die häufigste
sekundäre Umbildung des Plagioklases zu sein.
Größere Körner von Epidot können in vereinzelten Fällen
vorkommen. So sind sie z. B. als Einschlüsse in der Hornblende
des eben erwähnten Gneisgranites von Henskogen wahrgenommen
worden (vgl. S. 188).
Der e p i d o t f ü h r e n d e G n e i s (Fig. 4, Tafel XI) (S. 90) zeigt im
Dünnschliff: Quarz, Mikroklin, Plagioklas (mit Serizit und Epidot), Chlorit,
Epidot, Titanit und Apatit.
Der Epidot kommt, von zerstreuten kleinen Individuen im Plagioklas
abgesehen, als rundliche Körnchen mit einem Durchmesser von etwa 0,2 mm
vor, und zwar in parallelen Zonen angeordnet. Z w i II i n g e nach (100) sind
häufig. Die A u s I ö s c h u n g ist schief und dispergierend. Die D o p p e 1b r e c h u n g dürfte (nach der Interferenzfarbe) 0,025---0,03 sein. A c h s e n ­
s c h n i tte mit und ohne Spaltrisse lassen sich wahrnehmen:
I.
Achse A (Spaltrisse), 'l.• den Spaltrissen parallel, Achsenebene darauf
senkrecht, p > " (um :z) .
2. Achse B (schlecht entwickelte oder keine Spaltrisse), ? < "·
O p t i sch e r Ch a r a k t e r negativ. - Nach Goldschlagt somit etn
eisenreicher Epidot (mit ca. 200o des Eisensilikates).
Der M y 1 o n i t (Fig. 5, Tafel XI), S. 91 erwähnt, besteht vorwiegend aus
Q uarz und Klinozoisit, daneben findet sich zersetzter Plagioklas, ein wenig
Muskm•it (u. Serizit). -- Quarz und K!inozoisit ist in parallel laufenden Zonen
angeordnet, der Plagioklas ist an die Klinozoisitzonen geknüpft. - Das
Gestein senkrecht auf die Richtung der Zonen durchsetzend, können mikro­
skopische, schmale Risse beobachtet werden, die mit einem feinkörnigen
Gemenge (Korndurchmesser 0,002-0,03 mm) aus (Klino-?)Zoisit, Muskovit
und Quarz gefüllt sind. - Der mittlere Korndurchmesser des Mylonites
beträgt 0,09 mm.
Der G n e i s g r a n i t m i t r o t e n F e I d s p a t a u g e n (S. 91) führt größere
Quarz- und Feldspatindividuen, von kleineren umgeben. Er ist von Rissen
*
1
Im selben Dünnschliff sieht man Epidot mit myrmekitähnlicher Struktur.
Die "Würmer" scheinen aus Quarz zu bestehen.
(21).
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
103
durchsetzt, welche mit einer feinkörnigen Masse aus Quarz, Plagioklas,
Eisenerz, und ein wenig Chlorit gefüllt sind. Außer den genannten Mineralien
enthält das Gestein Mikroklin, Myrmekit, Chlorit (mit Eisenglanzschuppen),
Titanit und Kalkspat. Der Plagioklas ist serizitisiert, bei Nicols , erscheint
er flec:kig, vielleicht perthitisch (s. unten). Die K a t a k 1 a s s t r u k t u r deutet
darauf, daß dieses Gestein (wie auch der Mylonit) eine Zermalmungszone der
roten Gneisgranite repräsentiert. Auf h y d r o t h e r m a 1 e Tä t i g k e i t deutet
das Vorkommen, von Kalkspat und Chlorit.
Dünnschliffe von G n e i s g r a n i t m i t h e I I e n A d e r n (S. 91) lassen
ebenfalls Kataklasstruktur erkennen. Feine Risse (0,02 mm) mit Quarz,
Plagioklas, Chlorit und Kalkspat gefüllt lassen sich wahrnehmen. Wenn die
Risse durch Quarzkörner hindurchlaufen, führen sie, außer Chlorit und Kalk­
spat, vorwiegend Quarz. - Der Plagioklas des Gesteins ist serizitisiert, seine
Zwillingslamellen bisweilen gebogen. Einschlüsse (?) (vgl. die später folgenden
Bemerkungen über perthitischen Feldspat S. 122 ff.) von Mikroklin sind im
Plagioklas vorzutlnden, jedoch nur selten. Der Plagioklas weist unzersetzte,
aderförrnige Parteien auf, welche dieselbe Orientierung wie die zersetzten
zeigen, auch selbständige, frische Individuen kommen vor.
Der Gn e i s g r a n i t m i t p e r t h i t i s c h e m F e l d s p a t (S. 91)
(Fig. 6, Tafel XI) enthält Quarz, Mikroperthit und Biotit. samt
Apatit, Zirkon, Titanit (?) und Kalkspat.
Der Quarz ist in Individuen mit verschiedener Orientierung
zerbrochen, welche undulöse Auslöschung zeigen. Außer den größeren
Individuen finden sich kleinere, die im Perthit eingeschlossen sind.
Der Feldspat erscheint bei Nicols + unregelmäßig gefleckt
'
(Fig. 6, Tafel XI), aus zwei Komponenten bestehend, von denen die
eine eine höhere Doppelbrechung als die andere aufweist. Die
erstere ist ein verhältnismäßig unzersetzter Plagioklas, bisweilen
mit Zwillingslamellen. Die Zusammensetzung ist Ab91Anw Die
letztere ist mit ihrer niedrigen Licht- und Doppelbrechung ein
Kalifeldspat, weist aber nicht die Zwillingsstruktur des Mikroklins
auf. Er ist anscheinend völlig unzersetzt. -- Der Plagioklas scheint
den Hauptbestandteil zu bilden, seine Menge übertrifft jedoch die­
jenige des Kalifeldspats nicht um vieles':' . Die Umgrenzung des
Feldspates ist unregelmäßig.
Außer dem Perlhit lassen sich
Individuen von stark serizitisiertem Plagioklas, der vielleicht nicht
perthitisch ist, wahrnehmen.
Der Biofit zeigt, wenn er unzersetzt ist (d. h. als kleine Ein­
schlüsse im Quarz) , den gewöhnlichen Pleochroismus (gelb�grün) .
�
*
Den Feldspat als Antiperlhit zu bezeichnen ist vielleicht nicht berech­
tigt, es scheint, als ob ihm eine besondere Bildungsweise zugeschrieben
werden muß (S. 122).
104
OLAF ANTON BROCH
Die größeren Individuen sind indessen mehr-weniger chloritisiert
(mit ausgeschiedenen Eisenglanzschuppen).
Apatit und Zirkon treten wie in den übrigen Gneisgraniten
auf, Titanit (?) ist durch die oben (S. 101) erwähnten Pseudo­
morphosen vertreten.
Die S t r u k t u r des Gesteins ist kristalloblastisch. Die Schie­
frigkeit äußert sich im Dünnschliff durch Parallelität der Biotit- ( u.
Chlorit-) Leisten, sowie dadurch, daß der mittlere Korndurchmesser,
in der Richtung der Trace der Schiefrigkeit gemessen, größer aus­
fällt als bei Messung in der darauf senkrechten Richtung. Endlich
ist z. T. eine Anordnung der Gemengteile in Zonen wahrzunehmen.
Ein Handstück des soeben beschriebenen Gesteins wurde \'Om Verf.
bei der ersten Rekognoszierungsexkursion innerhalb Nesodden (1921) mit­
genommen. Später (1924) wurden Handstücke von rotem Gneisgranit aus der
Nähe des Fundortes eingesammelt. Die mikroskopische Durchmusterung des
eingesammelten Materials zeigte, daß der "Perthitgneis" nur ganz lokal auf­
treten kann - die untersuchten Gesteine gehörten ausnahmslos zu den ge­
wöhnlichen, roten Gneisgraniten. - Jedoch zeigte erneute Untersuchung der
Dünnschliffe von roten Gneisgraniten, daß vereinzelte Individuen von "perthi­
tischem Plagioklas" (wenn auch nicht von genau demselben Typus wie der
beschriebene) in einigen von diesen Gesteinen auftreten.
Ein interessantes Beispiel weist ein Spezimen auf, welches in der Nähe
des Fundortes vom "Perthitgneis" (ca. [1,5 21,5]) genommen wurde. - Im
Dünnschliff sieht man wie gewöhnlich: Quarz, Mikroklin, Myrmekit, seriziti­
sierten Plagioklas, Chlorit (augenscheinlich nach Biotit) und vielleicht Kalk­
spat, daneben noch Titanit und Apatit. - In einem Teil des Dünnschliffes
mit feinen, epidotführenden Rissen ist nicht Mikroklin, sondern ein perlhi­
lischer Feldspat zu sehen. Der Plagioklaskomponent des letztgenannten ist
ziemlich stark serizitisiert, wenn auch nicht so stark wie der übrige Plagio­
klas des Gesteins, von dem nicht mit voller Sicherheit entschieden werden
kann, ob er vielleicht perthitisch sei. Bei Nieals + sieht man den Plagioklas
des erwähnten Teils des Dünnschliffes - oft mit Zwillingslamellen - flecken­
förmige Parteien von Kalifeldspat netzförmig umgeben. Der Kalifeldspat zeigt
keine Zwillingsstruktur, er überschreitet oft die Zwillingsgrenze des Plagio­
klases ohne die optische Orientierung zu ändern.
·
Von den bisher untersuchten Gneisgraniten, welche Mikro­
perthit (" perthitischen Plagioklas") führen, läßt sich zusammen­
fassend folgendes sagen:
1.
2.
3.
4.
Sie
Sie
Sie
Sie
sind metamorph, z. T. stark schiefrig.
zeigen oft Kataklasen.
sind z. T. mikroklinarm oder -frei.
verraten hydrothermale Umwandlung (Chlorit, Kalkspat).
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
lOS
Bezüglich des 4. Punktes sei bemerkt, daß hydrothecmale Um­
mit Chlocitisierung überhaupt bei den Gesteinen des
wandlung
untersuchten Gebietes recht häufig vorkommt.
Über die Bildungsweise der eigentümlichen Perthite vgl. S. 122 ff.
Die Bezeichnung ,. rote Gneisgranite" bezieht sich auf das Hauptgestein
im nördlichen Teil des Granitgebietes. Graugefärbte Varietäten treten zwar
auch auf, jedoch in verhältnismäßig kleiner Menge. Mikroskopisch sind sie vom
roten Gestein nicht zu unterscheiden. - Der etwas dunkle Typus von Sol­
haug (Fußnote S. 90) gehört mikroskopisch zu den roten Gneisgraniten; sein
totaler Eisengehalt, als FeO berechnet, beträgt (nach Analyse von Frl.
H. HouGEN) 2,ssoo.
Zusammenfassung und einige Schlußfolgerungen.
Der im südlichen Teil des untersuchten Gneisgranitgebietes
auftretende, sog. T o r v v i k g r a n i t ist ein recht saurer Granit
mit Kalivormacht Die im nördlichen Teil auftretenden sog.
"r o t e n G n e i s g r a n i t e" sind mit dem Torvvikgranite ver­
wandt. Nach den bisherigen Beobachtungen zu urteilen, sind sie
wahrscheinlich als dessen metamorphe Äquivalente aufzufassen.
Die Metamorphose fand - wenigstens in ihren letzten Phasen
- bei niedriger Temperatur statt, worauf insbesondere das
Auftreten von Kataklasstrukturen, zumal von Mylonitisierung,
deutet. - Die Bedeutung der stellenweise auftretenden, eigen­
tümlichen Perthite wird später diskuttiert werden .(S. 122 ff. ).
In der Grenzzone zwischen Granit und suprakrustalen
Gesteinen wird an einer gewissen Stelle Migmatit beobachtet
(s. die Karte). Dessen etwaige Fortsetzung bilden die sog.
"b a s i s c h e n G n e i s g r a n i t e" - an Biotit oder Hornblende
reichere, metamorphe Gesteine, die, wenigstens zum Teil, älter
als der Torvvikgranit zu sein scheinen. Stellenweise wechseln
sie ohne scharfe Grenzen schlierenförmig mit hellem Gneis­
granit. Der Versuch einer Deutung dieser zuletztgenannten
Erscheinungen wird später (S. 141 )f. ) kürzlich angedeutet werden.
Leptite.- Leptitische Gneise. - Glimmerschiefer.
Als Name gewisser, feinkörniger, präkambrischer Gesteine, die früher
oft als Granulite oder Hälleflinten bezeichnet wurden, haben schwedische
und finnländische Geologen �eit den letzten Jahren das Wort "Leptit" ein-
106
OLAF ANION BROCH
geführt 1. Die nähere Präzisierung des Begriffes erbietet gewisse Schwierig­
keiten, verschiedene Verfasser legen dem Wort nicht genau dieselbe Bedeutung
zu lvgl. Diskussion in "Geologiska Föreningen"2). Nur so viel läßt sich sagen,
daß viele, vielleicht die meisten Gesteine, auf welche der Name Leptit ange­
wandt worden ist, als suprakrustale Gesteine, und zwar oft als ursprüngliche
Laven und Tuffe aufgefaßt wurden.
Mit "Leptit" sollen in dieser Abhandlung bezeichnet werden: fei n­
kö r n i g e , (m e t a m o r phe), v o r z u g s w e i s e w e n i g s chi e f r i g e , p r ä­
k a m b r i s che G e s t e i n e, f ü r w e l ch e z ufo l g e ihr e r g e o l o g i sche n
A s s o z i a t i o n u n d pe t r o g r a ph i s ch-che m i s che n Cha r ak t e r e i n
s u p r ak r u s t a l e r Ur s p r u n g w ahr s ch e i n l i ch o d e r d o ch n i cht
a u s g e s ch l o s s e n i s t .
I.
Beobachtungen im Felde.
Der größere Teil des Gebietes der suprakrustalen Gesteine
wird von L e p t i t e n , l e p t i t i s c h e n G n e i s e n (s. unten) und
G l i m m e rsc h i e f e r n eingenommen.
Die t yp i s c h e n L e p t i t e sind feinkörnige, hell bläulich­
graue Gesteine, oft mit einem Stich ins bräunlichviolette (Biotit)
oder grünliche (Chlorit). Sie zeigen eine massenförmige Textur
mit wenig ausgesprägter oder fast fehlender Schiefrigkeit und
keine bevorzugte Teilbarkeitsebenen. Sie sind oft von Dia­
klasen durchsetzt; eine Andeutung horizontaler, bankiger(?)
Absonderung kann an einzelnen Orten (z. B. bei Strandheim
[11,5 12,4]) wahrgenommen werden. - Die Gesteine sind
gewöhnlich gleichmäßig körnig':'. Einige sind so feinkörnig, daß
die einzelnen Hauptgemengteile kaum unterschieden werden
können; die letztgenannten Gesteine sehen makroskopisch quar­
zitähnlich. In der Regel läßt sich jedoch Biotit, bisweilen Mus­
kovit wahrnehmen. Zum Teil können unter der Lupe Körner
von Quarz und Feldspat erkannt werden.
·
Als eine äußerst seltene Erscheinung, nur ein paarmal wahrgenommen,
sind im Leptit des behandelten Gebietes vereinzelte schmale "Schlieren"
oder Adern vorzufinden, welche Granat -- bisweilen auch Epidot - in einer
hellen Grundmasse führen. Diese Schlieren sind gegen angrenzenden Leptit
nicht scharf abgegrenzt.
I
(35).
2 (36).
* s. "Blastoporphyrischer Leptit" S. 118.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
107
Von den typischen Leptiten nicht prinzipiell verschieden
sind höchst wahrscheinlich etwas schiefrige, sonst den Leptiten
sehr ähnliche Gesteine, in denen Muskovit oft leicht festzustellen
ist. Sie können als s c h i e f r i g e L e p t i t e bezeichnet werden. -­
Außer den typischen Leptiten und den feinkörnigen, "schie­
frigen Leptiten" kommen in großer Menge etwas mehr grob­
körnige, z. T. gneisartige Gesteine vor, die makroskopisch wie auch mikroskopisch - einerseits den obenerwähnten lepti­
tischen Gesteinen recht ähnlich sind, andererseits (wenn mehr
schiefrig, s. unten) von Glimmerschiefern kaum zu unterscheiden
sind. Sie sind beinahe überall innerhalb des Leptit-Glimmer­
schiefer-Gebietes zu finden und werden hier "I e p t i t i s c h e
G n e i s e " genannt. Diese leptitischen Gneise sind oft muskovit­
reich, sie sind mehr oder weniger schiefrig; die schiefrigen Typen
könnten ebensogut als Glimmerschiefer bezeichnet werden. Es sieht so aus, als ob alle petrographischen Übergangstypen
zwischen Leptiten und Glimmerschiefern im vorhandenen Ge­
biete sich finden.
Bei der Durchmusterung des eingesammelten Materials hat sich auch
herausgestellt, daß Gesteine, die durchaus gleich sind, aber an verschiedenen
Stellen eingesammelt wurden, während der Feldarbeit das eine Mal als
Glimmerschiefer, das andere Mal als leptitische Gneise bezeichnet wurden.
Ebenso sind einander durchaus ähnliche Gesteine bisweilen als schiefrige
Leptite, bisweilen als leptitische Gneise bezeichnet worden. Die Gattung
der leptitischen Gneise wurde somit in der Tat deshalb zwischen diejenigen
der Leptite und Glimmerschiefer eingeschaltet, weil diese durch Übergangs­
typen miteinander verknüpft zu sein scheinen, wenn auch die t y pis che n
Vertreter der beiden Gattungen sehr verschieden sind. Man versteht aber,
daß die Abgrenzung der Gattung der leptitischen Gneise eine subjektive
werden mußte.
Bedeutungsvoll scheint es zu sein, daß typische Leptite in
der Nähe des Gneisgranites nicht auftreten. Wo die Kontakt­
zone nicht von " Natron-Tonerde-Gesteinen" eingenommen
wird, treten "leptitische Gneise" und Glimmerschiefer auf. Auch am "Berger-Weg" (der Weg, der sich von Berger Brücke
[11 ,9 7,8] nach Westen hin buchtet, s. die Karte), wo Pegmatit­
gänge und ptygmatische Pegmatitadern in großer Menge auf­
treten, werden keine typischen Leptite, sondern Glimmersch iefer
und leptitische Gneise vorgefunden.
·
108
OLAF ANTON BROCH
Es könnte somit aussehen, als ob aus den Leptiten durch
Metamorphose Gesteine gebildet wurden, die sich von den sog.
leptitischen Gneisen nicht unterscheiden lassen. Daß zu einem
großen Teil die leptitischen Gneise und (s. oben) deshalb auch
viele Glimmerschiefer ähnlichen Ursprungs wie die Leptite sind,
scheint also nach den feldgeologischen Beobachtungen nicht
unwahrscheinlich zu sein. -jedoch geht aus den petrographischen
Untersuchungen (s. unten) hervor, daß die Leptite, wenn auch
untereinander verwandt, so doch nicht mineralogisch-chemisch
identisch sind.
An den meisten Stellen innerhalb des Gebietes wechseln
Leptit (beziehungsweise schiefriger Leptit oder leptitischer Gneis)
mit Glimmerschiefer (bez. leptitischem Gneis) in schmalen Zonen,
und oft können Bruchstücke von Glimmerschiefer in Leptit
wahrgenommen werden, seltener umgekehrt (Fig. 2, Tafel VII).
Der Maßstab der Karte erlaubt somit unmöglich eine exakte
Kartierung. Der größte Anteil des Gebietes wurde deshalb als
"Glimmerschiefer-Leptit-Komplex" eingezeichnet. Dabei wurde
versucht, dem Grade der Schiefrigkeit, beziehungsweise der
Menge der Glimmerschieferkomponenten, durch mehr oder
weniger dichte Schraffierung (mit grüner Farbe) schätzungsweise
einen Ausdruck zu geben.
Die Schraffierun g gibt auch d i e
Richtung des Streichens an.
Einige mehr ausgeprägte G!immerschiefergebiete, die zum
Teil deutliche Grenzen gegen Leptit (leptitischen Gneis) auf­
weisen, erlaubten eine genauere Kartierung. - Unter solchen
Gebieten scheint das zwischen Ursvik [7,5 19,5] und dem
Berger-Weg (S. I 07) liegende, sich durch einen etwas abwei­
chenden Glimmerschiefertypus von den übrigen zu unterscheiden.
Dieser Glimmerschiefer enthält oft Granat, und oft können sehr
charakteristische granatführende Quarzlinsen (S. 190) wahrge­
nommen werden. - Durch die etwas dunklere, bräunliche Farbe
seiner verwitterten Oberfläche läßt sich dieser Glimmerschiefer
an den meisten Stellen ziemlich leicht von den leptitischen
Gneisen unterscheiden, und zwar ist er gegen die letztgenannten
scharf abgegrenzt. Dieser Gesteinstypus wird in der vorhandenen
Abhandlung als "p l a n s c h i e f ri g e r G r a n at g l i m m e r s c h i e f e r
d e s B e r g e r -W e g s" bezeichnet (S. 123).
·
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
109
Granatführende Glimmerschiefer treten sonst nur vereinzelt
und als sehr kleine Vorkommen auf.
Bei "F u r u k o l l e n" [2,0 26,2) konme die etwaige Ausbreitung eines
grobkörnigen, gneisartigen Glimmerschiefers (oder leptitischen Gneises) in die
Karte eingezeichnet werden (S. 126).
Am Hofe T a n g e n [ 1,5 27,9) wurde ein Glimmerschiefertypus angetroffen,
der wegen seines feinschuppigen Muskovites als S e r i z i t s c h i ef e r be­
zeichnet werden kann. Makroskopisch lassen sich biotitreichere Parteien
fleckenweise auf der Schiefrigkeitsfläche wahrnehmen (S. 126).
·
·
Ähnliche Gesteine kommen an einigen wenigen anderen Stellen in
kleiner Menge vor.
Bei 0 k s v a l [5,3 23,8] steht ein etwas eigentümlicher Serizitschiefer
·
an. Er wurde als "s c h e c k i g e r S e r i z i t s c h i e f e r" bezeichnet, weil
beliebige Durchschnitte helle fleckenförmige Parteien aufweisen (Durch­
messer ca. 3-4 mm), von dunkler, biotitreicher Grundmasse umgeben. Der
Abstand zwischen benachbarten, hellen Flecken ist kleiner als der Durch­
messer eines Fleckens.
Alle bisher erwähnten, schiefrigen Gesteine zeigen plane
Schiefrigkeit. - G e f ä I t e l t e r G r a n a tg l i m m e r s c h i e f e r
ist z. B. am Berger-Weg bei [10,3 7,7] zu finden (s. Fig. 1,
Tafel VII). Mit HoLMQUIST 1 könnte man ihn als einen Venit
bezeichnen, er wird auch später (S. 126, 159, 194) erwähnt
werden.
Die G r e n z I i n i e i m F e I d e (s. auch oben) zwischen
Glimmerschiefern und Leptiten ist, wenn sie dem Streichen
entlang verlauft -was am gewöhnlichsten ist- häufigst ziemlich
gerade, ungefähr N-S-laufend. Sonst hat sie oft, im großen
(s. die Karte) wie im kleinen gesehen, einen zickzackförmigen
Verlauf. Dabei sieht man oft linsenförmige Bruchstücke aus
Glimmerschiefer im Leptit (Fig. l, Tafel I). Überhaupt sind
Bruchstücke von Glimmerschiefer im Leptit, wie oben erwähnt,
häufig zu finden. - Daraus zu erschließen, daß die Leptite
etwa als jüngere Intrusivgesteine aufzufassen seien, würde jedoch
allzu kühn sein. HoLMQUIST 2 erwähnt ähnliche Strukturen auf
Runmarö, wo j ü n g e r e sog. Metabasitgänge durch Streckungs­
und StaUungsbewegungen als Bruchstücke im angrenzenden
Leptit verteilt worden sind. - Derartige Erscheinungen dürften
·
I
2
(33) S. 629.
(341 S. 206.
110
OLAF ANTON BROCH
in Urgebirgsgebieten häufig sein 1, so daß eine Bestimmung des
gegenseitigen A 1 t e r s v e r h ä I t n i s s e s von Leptit und Glimmer­
schiefer (insb. dem Granatglimmerschiefer des Berger-Wegs) auf
die obenerwähnte Grundlage nicht erlaubt ist.
(Wie
schiefrige
daß
die
oben
erwähnt,
scheinen
Abkömmlinge von
Leptite
schieden
sind,
auch
Leptiten zu
mineralogisch-chemisch
also
möglicherweise
viele
Glimmerschiefer
sein, auch ist erwähnt,
untereinander etwas ver­
keine
genetische Einheit be­
zeichnen.)
An einer einzigen Stelle, ca. [ 1 1,8 9,5] , ist eine ptygmatische Zone von
etwas schiefrigem Leptit in Glimmerschiefer beobachtet worden 1Fig. 2, Tafel i).
Die Zone überquert die Schiefrigkeit des Glimmerschiefers und entspringt
einer größeren Leptitpartei. Sie könnte als eine Apophyse aufgefaßt werden
-- eine Auffassung, die allerdings gar nicht zwingend ist. (Der Glimmer­
schiefer an dieser Stelle ist möglicherweise mit dem planschiefrigen Granat­
glimmerschiefer des Berger-Wegs verknüpft, er führt jedoch keine Granate.)
·
Der zickzackförmige Verlauf der Grenzlinie zwischen Leptit
und Glimmerschiefer, das spitze nördliche und südliche Auskeilen
der größeren Leptitmassen bei Helvik l11 ,0 · 12,0] und Berger
[11,9 7,8], sowie die wirre Vermischung von Glimmerschiefer
und Leptit innerhalb fast des ganzen Gebietes, dürfen wohl am
besten als Erscheinungen intensiver Faltungsbewegungen gedeutet
werden.
·
Der Verlauf der Schiefrigkeitsfläche und die Richtungen deren Faltungs­
achsen wurde früher behandelt (s. den Überblick über die Tektonik).
II.
a.
Petrographische Untersuchungen.
Leptite, schiefrige Leptite, leptitische Gneise.
Q u a I i t at i v e m i n e r a I o g i s c h e Z u s a mm e n s et z u n g.
(Fig. 1 u. 2, Tafel XII).
x.
Die Durchmusterung einer großen Anzahl von Dünnschliffen zeigte,
daß der Mineralinhalt der Leptite, der schiefrigen Leptite, und der leptitischen
Gneise zwar innerhalb jeder der drei Gat1ungen etwas wechselnd ist (s. unten),
daß aber die unten angeführten Mineralkombinationen in jeder Gattung vor­
kommen, so daß betreffs Mineralinhalts kein wesentlicher Unterschied zwischen
diesen Gesteinen besteht.
I
(34) S. 622.
!II
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Die nachfolgenden H a u pt g e m e n g t e i I e sind wahrgenom­
men: Quarz, Plagioklas, Mikroklin (u.Myrmekit), Biotit (u. Chlorit),
Muskovit.
Diese Komponenten kommen in wechselndem Mengen­
verhältnis vor, der Quarz ist immer vorherrschend. Folgende
Kombinationen sind beobachtet worden,,; :
!.
2.
Quarz Plagioklas Mikroklin Biotit Muskovit.
3.
4.
5.
( )
.,
6.
( )
( )
"
7.
"
( )
8.
"
Die 1. Kombination ist die gewöhnlichste, die übrigen ver­
hältnismäßig selten. Unter 5, 6, 7 und 8 ist angedeutet, wie die
I. Kombination mit dem wechselnden Mengenverhältnis der
Komponente sozusagen gegen 2. 3. oder 4. hin neigen kann.
Im Felde sind die typischen Leptite, wie aus den Feldbeobachtungen
hervorging, einander sehr ähnlich, so daß vom makroskopischen Aussehen
die Mineralkombination niemals erschlossen werden kann. Auch gibt die
Lokalität hierüber keine Auskunft. So wurden z. B. bei der Untersuchung
von Dünnschliffen von Proben, die auf der Strecke zwischen [9,8 11 ,2] und
[9,8 9,3) gesammelt waren, sämtliche der obenerwähnten Mineralkombina­
tionen vorgefunden, ohne daß je von vornherein erschlossen werden konnte,
welche zu erwarten sei, auch wenn ein Dünnschliff einer Probe entstammte,
·
·
welche in unmittelbarer Nachbarschaft anderer, schon untersuchten Proben
eingesammelt war.
Betreffs der Hauptgemengteile soll das nachfolgende er­
wähnt werden:
Der
Plagioklas
ist
immer
mehr
oder
weniger
serizitisiert.
Sekundäre Unwandlung unter Bildung von Epidotmineralien scheint
eine quantitativ völlig untergeordnete Rolle zu spielen. - Zwillings­
lamellierung nach dem Albitgesetz, seltener nach dem Periklingesetz,
kommt vor.
Für die Lamellierung sowie nach dem erstgenannten
wie nach dem letzgenannten Gesetz gilt, daß die Lamellen des einen
Systems oft wenig an Zahl und schmal sind, diejenige des anderen
breit.
*
Oft fehlt Zwillingslamellierung.
Wenn hier ein Mineral in (
) geschrieben ist, bedeutet dies, daß es
in sehr kleiner Menge vorkommt (etwa 1-3 Körnchen in einem
Dünnschliff!.
112
OLAF ANTON BROCH
Die
Zusammensetzung
und ca. Ab,0 An30,
schwankt
und scheint von der
zwischen
Abno An10 *
Mineralkombination
des
Gesteins nicht abhängig zu sein.
Der Mikroklin zeigt die gewöhnliche Gitterlamellierung.
Aus­
nahmsweise können die Gesteine K a l i f e l d s p a t o h n e Z w i l l i n g s­
biId u n g e n führen.
Myrmekit kann in mikroklinführenden Leptiten beobachtet werden,
jedoch nur in kleiner Menge.
Der Biutit zeigt, wenn er unzersetzt ist, den PIe o c h r o i s m u s :
schwach gelb
rx'
< y' rein dunkelbraun.
Dieser b r a u n e B i o t i t scheint einen charakteristischen Unter­
schied
zwischen einerseits dem Gneisgranit und andererseits den
Leptiten- ja, d e n G e s t e i n e n d e s S u p r a k r u s t aIk o m p I e x e s
ü b e r h a u p t - zu bilden. - Oft ist er etwas chloritisiert (geblaßt),
mit Sagenil und sekundär ausgeschiedenem Erz.
Biotit
Chlorit
ferenzfarbe
auftreten.
und
den
Der
Chlorit
Pleochroismus:
Auch kann anstatt
zeigt anomale, blaue Inter­
farblos
(gelblich)-schwach
bläulichgrün, und führt oft kleine Einschlüsse, wahrscheinlich von
Zirkon; wie im Biotit von pleochroitischen Höfen umgeben.
Muskovit tritt bisweilen in recht großen Mengen auf.
Als N eb e n g e m e n g t e i l e sind wahrgenommen worden:
Apatit, Zirkon, Rutil, Titanit, Schwefelkies, Turmalin, Kalkspat,
Eisenerz.
Apatit ist immer in größerer oder kleinerer Menge vorhanden,
und
zwar
als
kleine,
rundliche
oder
abgerundet
rektanguläre
Körnchen.
Zirkon
Körnchen
ist
gewöhnlich,
zeigen
vielleicht
Umgrenzung
wie
der
immer
vorhanden.
Apatit, oft
Die
sind sie im
Biotit eingeschlossen und von pleochroitischen Höfen umgeben.
Rutil ist sehr oft als kleine, gelbbraune oder grünliche Körner
mit schwachem Pleochroismus wahrzunehmen.
Die Umgrenzung
ist gewöhnlich unregelmäßig rundlich, bisweilen sieht man Andeutung
rektangulärer Begrenzung.
schlüssen
von
Biotit
worden. - Zwillinge
ist
Auch allotriomorpher
(bei
kommen
Ieptitischen
Rutil
mit
Ein­
Gneisen) vorgefunden
ausnahmsweise
vor.
-
Sagenit­
gewebe wurde oben (Biotit) erwähnt.
Titanit ist selten mit Sicherheit beobachtet.
Einige der klein­
sten Körnchen, welche als Zirkon angesehen wurden, sind vielleicht
in der Wirklichkeit Titanit.
Der analysierte
Leptit von
Ursvik
(s. unten) enthält sowohl Rutil als Titanit.
''' Plagioklas mit weniger als 10 Oo An ist in leptitischen Gesteinen wahr­
genommen, scheint jedoch .,posterieur" zu sein (S. 120 ff., 126 ff.).
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Schwefelkies
vorkommender
morphe
ist ein häufiger,
Nebengemengteil
Körnchen (Hexaeder),
113
wenn auch in kleinen Mengen
und ist als
oft
mit
kleine,
streng
idio­
einer schmalen Randzone
von Hämatit wahrzunehmen.
Turmalin * kommt mehr sporadisch vor und ließ sich als ein­
zelne, verhältnismäßig idiomorphe und zwar recht große Säulchen
(Durchmesser ca. 0, 1-0,2 mm) in einigen Dünnschliffen beobachten.
Die Säulchen sind von unregelmäßigen Rissen durchquert und zeigen
den Pleochroismus:
uJ
(y') gelblich braun >
'
c:
(x') farblos.
In der Nähe der Grenze des Suprakrustalkomplexes gegen Granit sind
feinkörnige, turmalinreiche Gesteine in kleiner Menge gefunden. Sie werden
später iS. 180, Fußnote) behandelt werden.
Kalkspat
ist häufig,
in kleinen Mengen,
oft an Rissen, vor­
handen.
Eisenerz,
z. T. sicherlich Hämatit,
ist
öfters in Chlorit und
zersetztem Biotit vorzufinden.
�· S t r u k t u r u n d T ex t u r.
Die typischen Leptite sind gleichkörnig mit dem mittleren
Korndurchmesser 0, I 0-0,14 mm.
Größere Korndurch­
messer. bis auf ca. 0,25 mm, haben die leptitischen Gneise.
Oben wurde mitgeteilt, daß der Mineralinhalt der Leptite und
der leptitischen Gneise derselbe ist. - Aus der mikroskopischen
�-
Untersuchung ging weiter
hervor,
daß
auch die Unterschiede
an Struktur und Korngröße eine scharfe Sonderung zwischen
den genannten Gattungen nicht rechtfertigen, alle Übergangs­
typen ließen s ich auch mikroskopisch feststellen. (Es hat sich
herausgestellt, daß wenn ein Leptit makroskopisch als "typisch"
bezeichnet wurde, sein mittlerer Korndurchmesser nie mehr
als 0,14 m rn betrug.)
Die Struktur der Gesteine ist k r i s t a II o b I a s t i s c h. Die
typischen Leptite sind gr a n o b l a s t i s c h; ihre Hauptgemengteile
sind rundlich, mit welliger bis zackiger Umgrenzung. (001) ist
gewöhnlich bei Muskovit und Biotit entwickelt, sonst sind die
':' S. auch Fußnote S. 124.
:-lorsk Geol. Tidsskr. IX.
8
114
OLAF ANTON BROCH
Hauptgemengteile völlig xenoblastisch ':' und deren kristallo­
blastische Reihe ist:
Muskovit - Biotit
Plagioklas - Quarz
Mikroklin.
Die leptitischen Gneise weisen alle Übergänge zwischen
granoblastische und I e p i d o b I a s t i s c h e Struktur auf.
Die massenförmige bis schiefrige T ex t u r wurde oben
(S. 106 ff.) erwähnt. Die Schiefrigkeit macht sich im Dünnschliff
durch parallele Anordnung der Glimmerblätter geltend; wenn
sie mehr ausgesprochen ist - d. h. bei vielen leptitischen
Gneisen -- durch größeren mittleren Korndurchmesser der
Quarz- und Feldspatkörner in der Richtung der Schiefrigkeit
als in der darauf senkrechten Richtung.
I·
Qu a n t i t a t i v e m i n e r a l o g i s c h e u n d c h e m i s c h e
Z u s a m m e n s e t z u n g.
Aus den angeführten Beobachtungen geht hervor, daß die
Leptite innerhalb des studierten Gebietes saure Gesteine mit etwas
schwankender Zusammensetzung sind. N ä h e r u n t e r s u c h t
wurde ein etwas schiefriger Leptit mit der Mineralkombination 1
(S. 111), an "Skovrein" in der Mähe von Helvik genommen
(ca. [9,4 11,5] (s. Fig. 1, Tafel XII). Nebengemengteile sind
Apatit und Zirkon. Die Zusammensetzung des Plagioklases
wurde mikroskopisch zu Ab71An29 bestimmt. Der Biotit ist
etwas chloritisiert. Der mittlere K o r n d u r c h m e s s e r beträgt
0,12 mm. Das s p e z i f i s c h e G e wic h t wurde als 2,708 be­
stimmt. - Auf Grundlage der c h e m i s c h e n A n a I y s e wurde
die folgende Mineralberechnung ausgeführt:
·
I, 2, 3, 4, 5, 6, s. S. 94.
7. Mittels der Planimetermethode von jOHANNSEN I wurde der Gehalt
an Muskovit in Volumprozenten bestimmt. 8 Gesichtsfelder mit einem
Durchmesser von je 2 mm ergaben: 6,80- 8,30 - 7,38 - 5,10 -- 10,605,58
5,71 - 9,28 - im Mittel 7,34 Oo. - Als spezifisches Gewicht für
':' Aneinander grenzende Plagioklasindividuen der leptitischen Gneise
können geradlinige Begrenzung aufweisen.
1 (38).
GNEISKOMPLEX AUF N ESODDEN
115
Muskovit wurde 2,87 angenommen. Der Gehalt an Muskovit in Gewichts­
prozenten ist somit 7,81. Die Zusammensetzung und das spezifische Gewicht
des Muskovites wurde dem "Circular MineralSlide Rule" MEADS I entnommen.
8. Die Analyse ergibt ein Verhältnis MgO: Fe203: FeO, welches dem­
jenigen des Lepidomelans aus Wärmland 2 entspricht. Durch ein demjenigen
S. 94 beschriebenen ähnliches Verfahren wurde die Biotit- (oder Biotit
Chlorit-)Zusammensetzung der Tabelle 4 erreicht.
···
Tabelle 4.
Si02
TiO, .............
Al,03
Fe203.
... .. ..
........
FeO
MnO .............
MgO .............
K,O ..............
H,O .............
.
•
.
.
.
.
•
.
.
.
•
.
.
.
•
.
.
•
.
.
.
.
•
•
.
•
.
I.
I I.
.
l
TI!
37,0
2,9
16,0
6,6
14,7
0,2
11,5
5,7
5,4
37,04
2,12
15,96
6,63
14,43
12,26
8,37
2,64
--��;;-��
Berechnete Zusammensetzung des Biotites im Leptit, "Skovrein".
Lepidomelan, Wärmland2 (einschl. 0,44 oo
. F, 0,27 Oo
f Na20J.
9. Der Überrest an K,O (2,31 O'o) als Kalifeldspat (Mikroklin) verrechnet,
verlangt 2,49 oo Al203• Die Analyse zeigt nur 1,88oo, was vielleicht die
niedrige Summe erklärt.
10. Der Überrest an Si02 wird als Quarz angesehen.
Der Berechnung sollen die folgenden Bemerkungen angeknüpft werden:
Die Zusammensetzung des Plagioklases ist, wenn alles Kalk- und Natronsilikat
in Anspruch genommen wird, Ab75An25• Mikroskopisch wurde IS. oben) Ab71An29
gefunden. Jedoch dürfte wohl der Mikroklin etwas Albitsilikat enthalten. Bei
der Berechnung des sp. Gewichtes wurde deshalb ein solcher Anteil des
berechneten Albites zum Kalifeldspat addiert, so daß die Plagioklaszusammen­
setzung mit dem restierenden Albit Ab71An29 ausmachte (s. Tabelle 5).
Das sp. Gewicht des Plagioklases wurde dem Rosenbusch-Wülfingschen
Lehrbuch entnommen. Als sp. G. für den supponierten, natronhaltigen
Kalifeldspat wurde dasjenige des Kalifeldspates von Bolton, Massachussetts3,
benutzt, der einen ähnlichen Natrongehalt aufweist. - Das in der Tabelle
angeführte sp. Gewicht des Biotites (2,9) ist dasjenige des "average" Biotites
des "Circular Mineral Slide Rule" 1; ein etwas höherer Wert dürfte mit der
-­
II
1 (42).
2 (12) Bd. S. 694. 117.
3 (31) B. II S. 1403.
116
OLAF ANTON BROCH
berechneten ßiotitzusammensetzung nicht unwahrscheinlich sein und würde
auch eine bessere Übereinsstimmung zwischen dem berechneten und ge­
fundenen sp. Gewicht des Gesteins ergeben.
Tabelle 5.
Leptit, "Skovrein".
�
-5
�
u
"i;i
'öl
u
0..
-<
Si02 .. . .. .
Ti02 . ....
AI,03
Fe203
FeO ........
MnO . ...
MgO .
CaO ........
Na20 .......
K20 ........
.
H,o-:-. .
H20+
P205
.
CO, . . ..
s
.
..
Summe .....
.
•
.
.
•
.
.
•
•
.
.
•
•
.
.
.
.
.
.
.
.
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.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
-
0,26
.
.
.
"
.
.
8,87
-
-
44,19
-
0,20
-
-
-
,
2,31
-
0,03
-
-
-- -- --
0,46
0,05 4,74 1 13,23 7,81 15,64
Ab 1s An2n
"
I 0,1455
3,161 2,72 1
0,0184
"
Ab11An,"
I
16,10
"
1
--- ---
44,19
-- ---
--
4,74110,80
2,664
5,8240
13,67
1
t:
-<
73,65 73,65
0,45 0,45
12,13 11,51
1,03 1,03
2,31 2,31
0,03 0,03
1,81 1,81
1,28 1,28
1,56 1,56
4,12 4,12
l,Hl I, 19
0,15
0,20 0,20
0,03 0,0,�
0,0.3
99,79 99,35
2,49
0,92 0,89
0,35 0,84
-
'öl
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1,56
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0,02 1,00
--
"
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2,16 9,11 3,53 5,79
0,45
1,58 2,56 3,01 2,49
1,03
2,31
-
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"
"
1
1
I
2,87 2,9 2,586 1 2,653
I
2,722 5,395 5,2820116,695037,0149 1
s
99,79.'37,0149
Gefunden: s
�
-,
2,692
2,708
Analyse und Modusbestimmung des Verfassers.
Auch ein Leptit der Mi n e r a I k o m bin a t i o n 4 (S. 111)
(Fig. 2, Tafel XII) aus Ursvik [7,5 19,5] wurde a n a l y s i e r t.
Seine Nebengemengteile waren: Apatit, Titanit, Rutil, Zirkon,
Schwefelkies, hierzu noch ein wenig Kalkspat.- Die Zusammen­
setzung des Plagioklases ist gemäß mikroskopischer Unter­
suchung Ab69 An:u· Der mittlere K o r n d u r c h me s s e r beträgt
0,13 mm, das s p e z i f i s c h e Ge w i c h t wurde zu 2,710 be­
stimmt. - Die M i n e r a I b e r e c h n u n g wurde folgendermaßen
unternommen (s. Tabelle 7):
·
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
1. s.
117
S. 94.
S
wurd e als Schwefelkies verrechnet. Die hierzu nötige Eisenmenge
wurde dem Eisensesquioxyd e der Analyse entnommen* ( vgl. Tabelle 7) .
3. Der kleine TiO,-Gehalt wurde als gleichmäßig zwischen Rutil, Titanit
und Biotit verteilt angesehen, was für diese Berechnung hir.reichend genau
2.
sein dürfte.
4. P205 wurde als Apatit verrechnet.
5. Der Überrest an CaO wurde als Anorthit verrechnet.
6. Na20 wurJe als Albit verrechnet. (Die nach der Analyse berechnete
Plagioklaszusam:11enzetzung ist demgemäß Ab67 An33. )
7. Fe203, FeO, MgO, H20 und der Überrest an Al203 sind in ungefähr
demselben Verhältnis wie im Biotit des Freibergergneises ill, Tabelle 6) vor­
handen. Falls angenommen wird, daß der Biotit des Leptites denselben Gehalt
an Si02 und K20 wie der erwähnte Freibergerbiotit aufweist, erhält man die
Biotitzusammensetzung I der Tabelle 6.
Tabelle 6.
Il
Si02 . . . . . . . . . . . . .
Ti02
A l20s . . . . . . . . . . . .
Fe20s . . . . . . . . . . . . .
FeO . ... .. ... . ... .
MnO ..... . ..... . .
MgO ... . . .. .
K 20 . . . . . .. . . . .. . .
.
•
I.
I!.
•
•
•
•
.
.
•
•
•
•
•
•
H20 . . . . . . . . .. . .
.
33, 1
1,2
19,8
5,8
17,3
0,3
9,2
8,9
4,4
33,09
3,05
20,03
2,85
17,94
0,26
8,70
8,88
3,75
100,0
99,97
Berechnete Zusammenzetzung des Biotites im Leptit, Ursvik.
Biotit aus Freibergergneis I (einschl. 0,48 Oio N a 20, 0,94 Oio CaO).
Gemäß dieser Berechnung zeigt die Analyse einen um 0,41 zu hohen
Prozent an K20. Die Kalibestimmung der Analyse dürfte allzu hoch aus­
gefallen sein, der Plagioklas des Gesteins ist nur wenig serizitisiert.
8. Der Überrest an Si02 wurde als Quarz angesehen.
Die Berechnung des sp. Gewichtes erfolgte wie früher. Der Biotit hat
eine Zusammensetzung wie die Haughtonite HEDDLEs2. Als Mittelwert d es
spezifischen Gewichtes der Haughtonite gibt HEDDLE 3,04 an, welche Zahl
hier verwendet wurde. (Allerdings schwanken die angegebenen Werte der
spezifischen Gewichte der Haughtonite ziemlich stark.)
*
FeO wurde im CooK'schen Apparat bestimmt (s. "Arbeitsmethoden").
I
(12) Bd. 11 S. 697. 14S.
2 (29).
118
OLAF ANTON BROCH
Tabelle 7. Leptit, Ursvik.
c""
�
·
"5
SiO, . . . .
FeO .
MgO
MnO
CaO .
.
.
.
.
..
.
.
..
..
..
Na20 ...
K20 ....
H20-·· ..
H20+ ..
P20s . .
C02 . . .
s ....
.
..
.1
.. l
Summe
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Al,03 ...
Fe203
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0,22 2,36
0,08
2,61
0, 17
0, 15
1
1
0,28 0, 1 1 0,27 0,39 1 1,73 22, 1 1 10,26
G . ... 5,19 4,25 3,5 3, 16
V ...... 0,054 0,026 0,077 0, 123
2.664
12,777
s
Gefunden: s
99, 19.36,557
�
1
l
<C
----
-
=
!
54, 04
2,7 10
0,74
1,77 1,77
0,94 0,94
0,03 0,03
2,66 2,66
2,6 1 2,6 1
0,91 1,32
0,45 0,45
0,12
0, 17 0, 17
0
0, 15 0, 15
-
l
l
l
99, 19 99,78 o.o6 99,72
3,04 2,653
3,375 20, 125 36,557
'
---
77,80 77,80
0,34 0,34
10,62 10,62
0,80 0,06
0,74
-
0,9 1
0,45
2
0
+
�
::l
VJ
3,40 54,04
0, 12
4,29 2,03
0, 6 1
1,77
0,94
0,03
...
"'(::;
E
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ro
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·
5,07 15,2 1
4,30
0,13
1
<C
0,08
0, 1 1
0, 1 1
1
0..
VJ
OJ
(f)
OJ
I :I :I
2,692
Analyse und Modusbestimmung des Verfassers.
Die untersuchten Leptite sind chemisch mit den sauren
Gliedern der Granitfamilie verwandt; die oben angeführten
Analysen entsprechen ungefähr denjenigen der Liparite.
Anhang 1.
Blastoporphyrischer Leptit.
Am Strande nicht weit südlich von Helvik, bei [ II ,5 12,0],
finden sich einige kleine Vorkommen eines feinkörnigen, hell­
grauen, porphyrisch aussehenden Gesteins, das sich wegen seiner
Farbe im Felde zum Teil nur wenig von den umgebenden
Leptiten unterscheidet'�. Es handelt sich dabei von schmalen,
dem Streichen parallel laufenden Zonen. Die Mächtigkeit konnte
in ein paar Fällen bestimmt werden und betrug 1-2 m. Die
Grenze ist scharf. Es dreht sich vielleicht um jüngere Intrusionen.
·
* Andere kleine Vorkommen des Gesteins sind deshalb vielleicht über­
sehen worden.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
119
M i k r o s k o p i s c h (Fig. 3 u. 4, Tafel XII) sieht man Quarz,
Plagioklas, Biotit, Muskovit, Apatit, Zirkon. Die Mineralien bilden
eine feinkörnige G r u n d m a s s e, deren mittlerer K o r n d u r c h­
m e s s e r in einem Dünnschliff als 0, 13 mm festgestellt wurde.
S t r u k t u r e II ist diese Grundmasse derjenigen der Leptite ähnlich.
Betreffs der Mineralien mag erwähnt werden, daß die PIa g i o k Ia s­
z u s a m m e n s e t zu n g etwa Ab80An20 (ein o:-Schnitt in einem Dünn­
schliff), und daß der Biotit der bei den Leptiten gewöhnliche
br a u n e ist (vgl. S. 112). Weiter ist der recht reichliche Muskovit­
gehalt zu betonen.
In der feinkörnigen Grundmasse liegen größere Quarzkörner
(Durchmesser bis ca. 5 mm) - die aber in Teile mit etwas ver­
schiedener optischer Orientierung zerbrochen sind (vgl. Fig. 3,
Tafel XII). Diese Quarzkörner scheinen von Einschlüssen frei zu
sein; sie sind gewöhnlich länglich (spitz linsenförmig), die Um­
grenzung ist wellig; sie sind, wie es scheint, an der Grenze gegen
Mikroklin und Quarz der Grundmasse korrodiert.
Ähnliche Mikroklinkörner sind ebenfalls anwesend (Fig. 4,
Tafel XII). Diese Körner sind Aggregate von mehreren (größeren)
Individuen 1, die gegeneinander gewöhnlich geradlinige Begrenzung
aufweisen.
Diese Gesteine wurden als pnmar porphyrisch aufgefaßt
und scheinen ähnlich wie die Leptite zusammengesetzt zu sein.
Sie wurden "blastoporphyrische Leptite" genannt, wobei es fest­
zuhalten ist, daß die im behandelten Gebiete auftretenden Leptite
überhaupt nicht ohne weiteres als eine geologische Einheit zu
fassen sind.
Oben wurde erwähnt, daß diese Gesteine vielleicht int r u s i v
seien. Wenn dies der Fall sein sollte, so würden si e jünger als
der umgebende Leptit sein (bei [II ,5 12,01 von der Min eral­
kombination I. S. 111 ). jedoch kann ihr intrusiver Charakter
gar nicht als bewiesen angesehen werden, sie könnten indem
sie dem Streichen paralel laufen mit fast ebenso großer Wahr­
scheinlichkeit als extrusiv aufgefaßt werden.
·
Das porphyrische Gestein ist, wie aus dem oben angeführten hervorgeht,
chemisch und z. T. petrographisch mit den Leptiten nahe verwandt. Das Vor­
handensein \'011 braunem Biotit und der große Muskovitgehalt sprechen gegen
ihre Angehörigkeit zum Gneisgranit
I
vgl. (52) S. 466.
120
OLAF ANION BROCH
Anhang 2.
Erscheinungen der Kataklase.
Makroskopisch Jassen sich bei den Leptiten häufig schmale,
oft dunkelgefärbte Risse wahrnehmen, deren Breite selten I mm
erreicht. Besonders häufig sind sie in der Nähe von Tangen
[0,6 28,3] anzutreffen. - Die mikroskopische Untersuchung
zeigte, daß die Risse mit einem in der Regei sehr feinkörnigen
Material aus scharfeckigem Quarz und Feldspat ("Mikrobreccie" )
gefüllt sind. Weiter ist gewöhnlich Chlorit und Kalkspat vor­
handen. Die Körner sind mit einer Masse zusammengekittet,
deren Bestand oft schwierig zu bestimmen ist. Es sieht so
aus, als ob sie oft, außer aus Chlorit und Kalkspat, aus Feldspat
mit niedriger Lichtbrechung, vielleicht Kalifeldspat, besteht.
In mehreren Fällen hat sich herausgestellt, daß diese
"rissigen" Leptite einen mi k r o p e r t h i t i s c h e n F e l d s p at
(vgl. unten) führen. Einige Beobachtungen im Dünnschliff eines
solchen Leptites aus "Knatten" [2,2 26,7] sollen als Beispiel
erwähnt werden. (Fig. 5 u. 6, Tafel XII).
Der Mineralinhalt des Gesteins ist Quarz, Mikroperthit,
Chlorit, Apatit, Schwefelkies, Kalkspat; überdies ein wenig Mikro­
klin (s. unten), vielleicht etwas "nicht perthitischer Plagioklas" ,
samt Schachbrettalbit(?).
Der Mikroperlhit (Fig. 6, Tafel XII) besteht gleich wie aus
einer "Grundmasse" von z. T. zwillingslamelliertem Plagioklas
(Ab92 Ans), in welchem fleckenartige Parteien von Kalifeldspat,
gewöhnlich mit verwaschenen Konturen vorhanden sind (vgl. S.l 03)
Häufig lassen sich auch Kerne aus Kalifeldspat, von Plagioklas
umgeben, wahrnehmen. - Der Kalifeldspat zeigt anscheinend
keine Zwillingsstruktur.
Zwei kleine Individuen von Mikroklin wurden im Dünn­
schliff entdeckt. Das eine war in einer eigentümlichen Weise
mit Mikroperthit verwachsen (s. Fig. 4).
Die Mikrobreccie der R i s s e besteht unzweifelhaft z. T.
aus Quarz und Perthit. Zum Teil ist das Material so feinkörnig,
daß die Gemengteile nicht bestimmt werden können. Die Masse
hat eine Lichtbrechung, die niedriger ist als diejenige des Canada­
balsams, und könnte somit aus Kalifeldspat allein bestehen.
jedoch ist die Anwesenheit eines sauren Plagioklases natürlich
·
·
.
121
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
nicht ausgeschlossen, so daß vielleicht auch die kleinsten Körnchen
aus Perthit bestehen. - Unter den Mineralien der Mikrobreccie
finden sich auch einige Körnchen von Plagioklas, die mit ihrer
unregelmäßigen Zwillingslamellierung an Schachbrettalbit er­
innern - weiter sind in kleiner Menge Chlorit, in größerer
Menge Kalkspat wahrzunehmen.
(Die Risse könnten an einigen Stellen etwa als "Kalkspat mit ein­
geschlossener Mikrobreccie" charakterisiert werden - über relativ große
Teile der Risse löscht der Kalkspat einheitlich aus
s. fig. 5, Tafel X I I).
Kataklaseerscheinungen
kommen auch (seltener) an­
e.B
derswo im untersuchten Gebiete
vor. Als Beispiel sei erwähnt,
daß in einem Dünnschliff des
soeben beschriebenen, "blasto­
porphyrischen Leptites" (An­
hang I , oben) ein ähnlicher
Riß mit Mikrobreccie wahr­
genommen wurde. Die Breite
des Risses betrug ca. 0, 1 mm,
das Material der Breccie war
sehr feinkörnig, so daß dessen
Natur nicht festgestellt werden fig. 4. Verwachsung von Mikroklin
konnte. Außer Chlorit und (Geflechtstruktur) und Perlhit (weiß
Kalifeldspat);
P lag iok la s , schwarz
Kalkspat besteht es indessen von Perlhit (P), Plagioklas(? )
(Pli und
aus
höchst wahrscheinlich
Canadabalsam (CBJ umgeben.
Quarz und Feldspat. Mikroklin­
Vergr. 165.
körner, welche dem Risse an­
grenzen, können gegen den letztgenannten eine schmale Randzone
aus Plagioklas aufweisen, zum Teil sind die genannten Mikroklin­
körner aderförmig mit Plagioklas durchwoben.
Auch Risse ohne Mikrobreccie kommen in den Leptiten
vor, insbesondere in der Nähe von Tangen. Diese Risse sind
gewöhnlich mit derjenigen Substanz ausgeheilt, woraus das
Mineral besteht, welches sie durchsetzen. So beim Plagioklas
mit neugebildetem Albit, bei Quarz mit Quarz etc.
=
=
122
OLAF ANTON BROCH
Anhang 3. Perthitischer Feldspat (Mikroperthit) in den
Leptiten und verwandten Gesteinen.
Oben ( Anhang 2) wurde erwähnt, daß Ji'\ikroperthit oft in
mechanisch beanspruchten Leptiten vorkommt. Es möchte hier
nur hinzugefügt werden, daß Dünnschliffe, die keine Risse auf­
weisen'\ auch ähnlichen Ji'\ikroperthit führen können, z. T. als
sporadische Individuen, z. T. in Zonen angeordnet; in diesem letzten
Falle war der Ji'\ikroperthit in einem Dünnschliff von radialstrahligem
Chlorit begleitet.
Die mikroperthitführenden Gesteine enthalten fast aus­
nahmslos Chlorit, oder doch stark zersetzten Biotit, oft auch
Kalkspat. Der behandelte, eigentümliche Mikroperthit scheint
in Gesteinen aus dem Gebiete in der Nähe von Tangen am
häufigsten vorzukommen.
Wie aus dem obigen (Anh. 2 u. 3) und dem S. 103 ff. an­
geführten hervorgeht, ist der perthitische Feldspat, der in den
roten Gneisgraniten und den Leptiten bisweilen auftritt, von
demselben, eigentümlichen Typus (vgl. Fig. 6, Tafel XI u. Fig. 6,
Tafel XII). Auch sind die Erscheinungen, welche das Auftreten
dieses Perthites begleiten, bei den Gneisgraniten und den Lep­
titen durchaus ähnlich. Somit dürften die genannten Perthit­
vorkommen bei den ersteren und bei den letzteren bezüglich
ihres Ursprunges identisch, und zwar als sekundär zu bezeich­
nen sein.
Die Assoziation des Perthites mit Chlorit und Kalkspat
könnte vielleicht auf hydrothermale Bildung des erstgenannten
hindeuten, man könnte etwa an infiltrative Prozesse denken.
Ob hierbei Stoffzufuhr stattgefunden hat, muß dahinbleiben.
Die Bildungen möchten als metasomatisch bezeichnet werden,
jedoch vorläufig nur im weitesten Sinne (im Sinne Lindgrensl).
- Ihr besonders reichliches Auftreten in der Nähe von Tangen,
sowie ihre oft wahrgenommene Anknüpfung an Kataklase­
erscheinungen, ließe sich dahin deuten, daß sie vielleicht irgend* Feine Risse im umgebenden Gestein können natürlich im Felde übersehen worden sein.
I
(4 1).
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
1 23
wie mit den postkaledonischen Vorgängen im Oslogebiet ver­
knüpft sind. - Inwieweit die letztgenannten Erscheinungen
etwas wirklich gesetzmäßiges darstellen, würde erst eine syste­
matische Untersuchung der Gneise in der Nähe der post­
kaledonischen Verwerfungen klarlegen können. Bis weitere
Untersuchungen vorliegen, sei nur bemerkt, daß diese Perthite
den Anschauungen des Verfassers nach gewisse Züge mit den­
jenigen der Fenite 1 gemeinsam zu haben scheinen.
b.
Glimmerschiefer.
1.
Der planschiefrige Granatglimmerschiefer des Berger-Wegs
(vgl. S. I 08).
a.
Qu a I i t a t i v e m i n e r a I o g i s c h e Z u s a m m e n s e t z u n g
(Fig. I , Tafel XIII).
Am Berger-Weg [ 1 0,9 8,2] wurde Material für nähere
Untersuchung eingesammelt. Die mikroskopische Untersuchung
ergab den M i n e r a I i n h a I t: Quarz, Plagioklas, Granat, Tur­
·
malin,
Biotit,
Muskovit,
Apatit,
Zirkon,
Rutil,
Titanit (?),
Eisenerz, Schwefelkies.
Der Quarz hat wellig-gezackte Umgrenzung und ist in der
Richtung der Schiefrigkeit abgeplattet.
Der Plagioklas hat ähnliche Umgrenzung, Zwillinge sind nicht
beobach tet worden. Die Zusamme nse tzu ng ist (annähernd)
Abso Aneo·
Der Granat wird im Dünnschliff als rundlich begrenzte,
schwach rote Körner mit einem Durchmesser von ca. 5 mm ge­
sehen. Das Mineral ist von kleinen, scharfeckigen Quarzkörnern
poikilitisch durchlöchert. ( Wegen der poikilitischen Durchlöcherung
kann die idioblastische Ausbildung des Granates im Dünnschliff
nicht immer deutlich wahrgenommen werden.) Auch (wenige) Ein­
schlüsse von Biotit und Turmalin sind vorhanden. - Um die
Granate herum schmiegen sich Glimmerblätter. - Makroskopisch
läßt sich wahrnemen, daß der Granat die Farbe des Almandins hat und
zum Teil recht klar ist. Er ist idiomorph ((211) nebst kleinen Flächen
(110)). Das s p e z i f i s c h e G e w i c h t beträgt nach der Schwebe­
methode ( Westphalsche Wage, Clericis Flüssigkeit) ca. 4,03, die
1
(9)
s. 150 ff.
124
OLAF ANTON BROCH
Lichtbrechung nach der Prismenmethode I ,804.
Nach FüRD 1 ist
die Zusammensetzung somit 7 Almandin + 2 Pyrop + I Andradit
(bez. 7 Almandin + 3 Grossular), nach dem Diagramme EsKOLAs2
ergibt sich die Formel Fe73Mg16Ca11.
Turmalin. In einem Dünnschliff des Analysenmaterials (s. unten)
ließ sich ein Individuum in Granat eingeschlossen wahrnehmen.
Das Mineral ist sonst recht häufig und kommt als idiomorphe
Prismen vor (Größe ca. 0,3
0, I mm), zum Teil in unorientierten
Aggregaten'': (Pseudomorphosen) von stark gefärbtem Chlorit (je­
doch ohne Muskovit3 umgewandelt.
Der Biotit ist wie derjenige der Leptite brauner Farbe (vgl.
S. 112). Er kann z. T. etwas chloritisiert sein.
Der Muskovit ist in größerer Menge als der Biotit vorhanden.
Biotit und Muskovit sind subparalell angeordnet.
Apatit ist vorhanden, gewöhnlich als kleine, rundliche Körner.
Der Zirkon ist z. T. im Biotit eingeschlossen und von pleo­
chroitischen Höfen umgeben.
Sowohl Rutil als Titanit (?) kommen vor, wenn auch in sehr
kleinen Mengen.
Schwefelkies ( Magnetkies?). Ein einziges Individuum mit fran­
siger Umgrenzung, etwa wie zerbrochen aussehend, wurde wahr­
genommen.
Eisenerz. Kleine Mengen schwarzen, opaken Materials, die
z. T. an Biotit geknüpft sind, wurden als Eisenerz angesehen.
-
Anm. In einem Dünnschliff ließ sich ein größeres (D. ca. 3 mml, strahlig
bis wirbeiförmiges Aggregat von Muskovit ( Serizit) und ein wenig blallgrünem
Chlorit wahrnehmen. Auf zwei Seiten löst es sich strahlenförmig zwischen
Quarzkörnern auf, auf zwei anderen Seiten ist es von Muskovit (m. Biotit)
und Granat begrenzt. Das Aggregat ist unzweifelhaft ein Umwandlungsprodukt
(von Disthen?), kaum aber von Turmalin. (Ein völlig idiomorphes Individuum
von T. ist in der Masse in der Nähe deren Grenze eingeschlossen.!
ß. S t r u k t u r u n d Te x t u r .
Die deutlich plan::::chiefrige Textur ist von ParaHelanordnung
der Glimmerblätter, von Abplattung der Quarz- und Plagioklas­
körner und von einer mcht sehr deutlich wahrnehmbaren
I
(19).
2
(18). S. 9.
3
Ähnliche Aggregate lassen sich (seltener) bei den Leptiten und den
leptitischen Gneisen wahrnehmen.
(421 S. 45.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
1 25
Sonderung in glimmerreicheren und -armeren Zonen bedingt.
Der mittlere K o r n d u r c h m e s s e r wurde wie auf S. 93 ( Fuß­
note) angegeben bestimmt und betrug 0, 1 9 mm. ( In der Richtung
der Trace der Schiefrigkeit gemessen beträgt der Korndurch­
messer 0,27 mm, in der derauf senkrechten 0, 1 1 mm. ) Das
Gestein weist deutliche Kristallisationsschiefrigkeit auf.
y.
C h e m i s c h e Z u s a m m e ns e t z u n g.
Das s p e z i f i s c h e G e w i c h t des Gesteins wurde zu 2,785
bestimmt. Die chemische Analyse ergab das in der Tabelle 8
angeführte Resultat.
Tabelle 8.
"Planschiefriger Granatglimmerschiefer des Berger- Wegs."
O;o
SiO,................
TiO, ................
Al203 • • • . • • • • • . • • • . •
Fe20s...............
Feü . . ..............
MnO ........... .. . .
i'v\gO .. . ....... .....
CaO ................
Na20 . ..............
K20 . . . . .... .... ... .
H20
. . . ... ........
H20 + . . .. . . . .. . . . .
P20,................
co2 . . . . ...... . . .
s...................
60,33
0,59
18,73
1,85
4,16
0,08
2,66
1. 10
2,23
4,72
2,21
0,30
0,12
o,o9
0,02
99,19
Analyse des Verfassers.
S. 108 wurde erwähnt, daß zwischen dem Berger-Weg (S. 1 07)
und Ursvik 17,5 1 9,5] ein anscheined einheitliches Gebiet von
Granatglimmerschiefer auftritt. Die mikroskopische Untersuchung
der eingesammelten Proben hat gezeigt, daß der Mineralinhalt zierr�­
lich konstant ist, und zwar besteht er aus Quarz, Plagioklas (Oligo­
klas -- Andesin) Muskovit und Biotit. Der Granat ist ziemlich
unregelmäßig verteilt und kann über recht großen Gebieten fehlen.
Turmalin kommt selten vor. - Glimmerschiefer, die außer den
genannten Hauptgemengteilen Mikroklin führen, kommen ebenfalls
im erwähnten Gebiete vor, anscheinend jedoch nur in dessen Grenz·
126
OLAF ANTON BROCH
zone, wo auch Leptite und leptitische Gneise auftreten. Es sieht
so aus, als ob der echte Granatglimmerschiefer in diesem Gebiete
durchgehends kalifeldspatfrei sei.
Anm. Der g e f ä l t e l t e G r a n a t g l i m m e rsc h i e f e r von [10,3·7,7]
(Fig. 1, Tafel Vll) zeigt mikroskopisch die Mineralzusammensetzung und
Struktur des planschiefrigen. Die helleren Adern, welche den v e n i t i s c h e n
Habitus hervorrufen, bezeichnen Anreicherung von Quarz und Plagioklas, die
dunkleren bestehen wesentlich aus Glimmer. Die F a 1 t u n g ist nicht kon­
form. Der sinusoide Verlauf der quarzreichen Adern ist aus der Fig. 1, Tafel V II
ersichtlich. Die glimmerreicheren Parteien zeigen spitzwinklige Faltung mit
angenähert planen Schenkeln.
2. Andere Glimmerschiefer.
Der Glimmerschiefer von "F u r u k o 11 e n" (S. 109) führt Quarz, Plagio­
klas ( A b70An30 etwas serizitisiert, z. T. mit schmalen Albit- u. Periklinlamellen),
Mikroklin (in recht großer Menge), Myrmekit (wenig), Biotit (etwas chlori­
tisic:rt), iHuskcwit (in verhältnismäßig kleiner Menge), samt Zirkon und Apatit.
Sein mittlerer K o r n d u r c h m e s s e r beträgt 0, 15 mm. Nach dem
mikroskopischen Aussehen könnte dieser Glimmerschiefer ebensogut als
.,schiefriger, leptitischer Gneis" bezeichnet werden.
Der S e r i z i t z c h i e f e r (S. 109) von Tangen führt Quarz, Plagioklas,
Mikroperthit, Biotit, Muskovit (Chlorit -- sehr wenig) und die Nebenge­
mengteile Apatit, Zirkon (?) und Turmalin.
Der Plagioklas ist gemäß sei ner Lichtbrechung(< Canadabalsam) s a ue r
(5--10 n o An).
Der Mikroperthit (vgl. die Ausführungen S. 122 ff.) kommt nicht häufig
vor. Nach dem mikroskopischen Bild könnte er etwa als "Plagioklas, mit
Kalifeldspat gefleckt" bezeichnet werden.
Der Biofit ist braun, z. T. etwas chloritisiert.
Muskovit i st in großer Menge vorhanden. Sowohl der Muskovit als der
Biotit kommen als kleine Schuppen vor.
Ein S e r i z i t s c h i e f e r, welcher in unbedeutender Menge im Leptit­
gebiet zwischen Oksval [5,3 · 23,8] und Ursvik [7,5 · 19,5] vorkommt, ist
makro- und mikroskopisch dem soeben beschriebenen ziemlich ähnlich.
Sein Mineralinhalt ist Quarz, Plagioklas, Mikroklin (in recht großer Menge),
Biotit, Muskovit, Zirkon, Apatit, Eisenerz. - Der mittlere Ko r n d u r c h ­
m e s s e r beträgt 0, 10 mm.
Der "sch e c k i g e S e r i z i t s c h i efe r " aus Oksval (S. 109) führt Quarz,
Plagioklas (Kalifeldspat), chloritisierten Biotit, Muskovit and
Eisenerz.
Die hellen "fleckenförmigen Parteien" bestehen aus Muskovit, Quarz
und Plagioklas. Der Muskovit ist von Plagioklas und von etwas Quarz poikili­
tisch durchlöchert, wodurch myrmekitähliche Strukturen entstehen, die sich
am besten in Schnitte senkrecht der c-Achse des Muskovites wahrnehmen
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
1 27
lassen. - In Streupräparaten mit einer Immersionsflüssigkeit von der Licht­
brechung n 1,5267 konnte festgestellt werden, daß Kalifeldspat nur in äußerst
geringer Menge vorhanden, und daß der Plagioklas ein sehr saurer ist (3so.o An).
Die dunkleren Parteien sind gegen die hellen nicht scharf abgegrenzt.
Sie führen chloritisierten Biotit.
Im Dünnschliff läßt sich keine Paralleltextur nachweisen, die c-Achsen
der Muskovitindividuen können beliebige Winkel mit der Ebene des Dünn­
schliffes einschließen. Das Gestein ist sehr feinkörnig und ist wahrschein­
lich mit den oben erwähnten Serizitschiefern nahe verwandt, seine Struktur
möchte als p o i k i I o b I a s t i s c h b i s d i a b I a s t i s c h charakterisiert werden
(s. auch S. 138).
�
Dünnschliffe der "gewöhnlichen Glimmerschiefer", die inner­
halb des "Glimmerschiefer-Leptit- Komplexes" verbreitet sind (vgl.
S. 108 ff.), zeigen, daß diese hinsichtlich Struktur (Textur) und
Korngröße dem planschiefrigen Granatglimmerschiefer des Berger­
Wegs ähnlich sind.
Ihre Hauptgemengteile sind: Quarz, Plagio­
klas, Mikroklin, Muskovit und Biotit. Mikroklin kann fehlen.
Der Mineralinhalt ist somit (qualitativ) derjenige der Leptite und
1eptitischen Gneise. Der Muskovitgehalt ist größer als bei den
meisten letztgenannten, jedoch gibt es auch mit Hinblick hierauf
Übergänge zwischen Glimmerschiefern und leptitischen Gneisen
( vgl. S. 107, I 13).
�
�
Zusammenfassung und einige Schlußfolgerungen.
In dem untersuchten Gebiete kommen feinkörnige Gesteine,
sog. Leptite vor. Die t y p i s c h e n L e p ti t e sehen makro­
skopisch ganz gleich aus, sie sind feinkörnige, massenförmige
Gesteine, deren helle Farbe ihren kieselsäurereichen Chemismus
verraten. Mikroskopisch haben sie Quarzreichtum und grano­
blastische Struktur gemeinsam. Die verschiedenen Kombinationen
ihrer Hauptgemengteile sind S. 1 1 1 tabellarisch zusammen­
gestellt.
Die genauere Untersuchung hat erwiesen (s. Tabelle
5 und 7), daß die Gesteine chemisch mit Lipariten verwandt
sind. Außer den gleichkörnigen Leptiten kommen in sehr kleiner
Menge porphyrische, leptitähnliche Gesteine ( blastoporphyrische
Leptite ) vor; sie sind vielleicht als jüngere Intrusivgesteine
aufzufassen. - Die Leptite ohne weiteres als geologische Ein­
heit zu bezeichnen ist wohl kaum erlaubt, allerdings ist es deren
Chemismus und Struktur nach nicht ausgeschlossen, daß sie
�
"
"
128
OLAF ANTON BROCH
umgewandelte L a v e n oder T u f f e bezeichnen, wenn auch
natürlich ursprüngliche Arehosen oder sogar feinkörnige Intru­
siven nicht ausgeschlossen sind ( vgl. auch S. 1 67, 1 96).
An den Leptiten geknüpft kommen in kleiner Menge
S e r i z i t s c h i e f e r vor, die wohl ziemlich zwanglos als Abkömm­
linge von Leptiten gedeutet werden können ( s. auch S. 1 38).
M1t den Leptiten eine wirre Mischung bildend, z. T. als
Bruchstücke in den erstgenannten verteilt, kommen in großer
Menge G l i m m e r s c h i e f e r vor, deren Mineralinhalt qualitativ
derjenige der Leptite ist. Sie unterscheiden sich strukturell und
durch höheren Muskovitgehalt von den erstgenannten.
Die Gattung der "le p t i t i s c h e n G n e i s e" wurde für Gesteine
aufgestellt, welche in großer Menge im Glimmerschiefer-Leptit­
Gebiet auftreten und petrographisch eine Zwischenlage zwischen
den Leptiten und den meisten Glimmerschiefern einnehmen
( vgl. auch S. 1 67, 1 96). Die Sonderung einerseits zwischen
"schiefrigen Leptiten" und leptitischen Gneisen, andererseits
zwischen leptitischen Gneisen und den genanten Glimmer­
schiefern ist keine scharfe, und zwar als eine recht subjektive
zu bezeichnen. - Diese petrographisch unscharfe Abgrenzung
könnte vielleicht auf einen gemeinsamen Ursprung hindeuten,
nicht unwahrscheinlich sind viele dieser Glimmerschiefer als
Abkömmlinge von Leptiten zu fassen.
Betreffs des Auftretens von eigentümlichen, s e k u n d ä r e n
P e r t h i t e n in leptitischen Gesteinen (und Granit) sei auf das
S. 1 22 ff. angeführte hingewiesen.
Zwischen Ursvik [7, 5 19,5] und dem Berger-Weg ( S. 1 07)
liegt ein Granatglimmerschiefergebiet Der G r a n a t g l i m m e r ­
s c h i e f e r scheint unter den Glimmerschiefern eine besondere
Lage einzunehmen, und wird später wiederum zur Besprechung
kommen ( S. 159, 1 96). Mit ihm verknüpft, und wahrscheinlich
als eine venitisch entwickelte Fazies des erwähnten planschief­
rigen Granatglimmerschiefers aufzufassen, ist der gefältelte
Granatglimmerschiefer, welcher ebenfalls am Berger-Weg auftritt.
Die venitische Entwickelung dürfte in irgendeiner Weise mit
der gefältelten Textur in Verbindung stehen, und weil nichts
darauf hindeutet, daß die Textur durch Stoffzufuhr hervorgeruft
·
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
129
worden ist, kann man mit HOLMQUIST 1 das Gestein als einen
endamorphen Venit bezeichnen, wahrscheinlich auch als epigene­
tisch, weil der planschie frige Granatglimmerschie fer keine deut­
lich gebänderte Textur aufweist (s. auch S. 159).
Amphibolitgänge.
I. Beobachtungen im Felde.
a. Verlauf, Alter etc. der Gänge.
Große Mengen von Amphibolit sind bei S t r a n d s t u e n
[12,0·5,0] und im Fl a t e b y- W al d vorhanden. Bei Strand­
stuen ist leicht festzustellen, daß es sich um gang förmige Massen
mit Mächtigkeit bis auf 20 m handelt. Dies ließ sich in dem
zum Teil stark überdeckten Waldterrain erst durch detaillierte
Kartierung nachweisen (vgl. die Karte)':'. Ob diese Massen alle
miteinander zusammenhangen, ließ sich nicht entscheiden; daß
sie mitunter auskeilen können, ist nachgewiesen [II ,6 ·5,6]. Im
Walde grenzen sie gegen "Natron-Tonerde-Gesteine" an, die
Grenzen sind schar f, aber recht o ft überdeckt. Bei [10,I · 5,7]
ist ein solcher Gang verzweigt, indem eine Apophyse (? ?) in
das angrenzende "Natron-Tonerde-Gestein" ( Staurolith-Augen­
gneis) hineinläu ft. Ein wenig östlicher ist der mächtige Gang
anscheinend von Staurolith-Augengneis abgeschnitten (die Grenze
ist nicht entblößt). Mit dem gewöhnlichen Verlauf dieser Gänge
(s. die Karte) ist es aber möglich, daß er hier eine Umbiegung
in der Richtung N W erleidet. Außer von mehr massenförmigen
"Natron-Tonerde-Gesteinen" sind diese Gänge auch z. T. von
gefältelten Gesteinen umgeben. Diese letztere Erscheinung, sowie
der stark gebogene Verlauf der Gänge samt die Änderung
des Streichens im Gebiet dieser Gesteine ( s. "Überblick über
die Tektonik"), deutet alles au f intensi ve Faltungsbewegungen
hin. - Wahrscheinlich bezeichnen alle diese Amphibolitgänge
eine ursprünglich zusammenhangende Gesteinsmasse, welche
1 (33) s. 630.
" Die Aufschlüsse sind in die Karte mit dunkelbrauner Farbe eingezeichnet.
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
9
130
OLAF ANTON BROCH
später ge faltet und in kürzere Teile zerteilt worden ist. - Gegen
Norden hin keilen diese Massen offenbar öfters zwischen die
"Natron-Tonerde- Gesteine" aus, im Nordwesten verschwindet
eine der Massen unter die Erdbedeckung an einer Stelle
[9,5 5,9], wo sie ihrer Richtung nach vielleicht in den Gneis­
granit hineintaucht Es ist nicht gelungen den Gang in de m
Gneisgranit - an der betreffenden Stelle zwar "basischem
Gneisgranit" - wiederzufinden. Immerhin ist der Granit hier
zum Teil stark überdeckt.
Kleine Amphibolitgänge, die am B e r g e r-W e g ( S. 107)
( s. Fig. 5. S. 143) begegnen, sind wahrscheinlich mit dem großen
Gang bei Str andstuen verknüpft. Bei [12,0 5,31 streicht näm­
lich ein Amphibolitgang von 3 m Mächtigkeit gegen Norden
hin, dessen Fortsetzung bei [ II ,8 6,2] linsenförmig ausgewalzt
wa hrgenommen wird. Die Linsen haben eine Länge von ca.
10 m und eine maximale Mächtigkeit von 75 cm und sind mit­
einander verbunden. Eine ähnliche Linse ist bei [ II,5 7,4] wahr­
zunehmen.
Kleine Amphibolitgänge die nur selten (z. B. bei [6,5 17,3]
[5,2 16,8], [0,7 25,3]) eine Mächtigkeit bis auf 2-3 m erreichen,
sind recht häufig im GI i m m e r s c h i e f e r - L e p t i t- G e b i e t an­
zutreffen. Sie laufen gewöhnlich dem Streichen parallel, was
aber nicht immer der Fall ist (s. unten). Diese Gänge wurden
bei der Feldarbeit nicht verfolgt, was im Walde eine sehr
schwierige und undankbare Arbeit sein würde. Oben wurde
aber klargelegt, daß sie zum Teil linsenförmig ausgewalzt sind.
Daß sie indessen auch ununterbrochen fortsetzen können, und
zwar über lange Strecken, ließ sich nicht weit nördlich von
Ursvik bei [6,8 21,4] feststellen. Eiil Gang von 1,5-2 m
Mächtigkeit ließ sich hier von der Strandlinie an 200 m gegen
Nord-Westen hin ver folgen (s. die Karte). Bei dem ersten
Anblick scheint der Gang geradlinig zu verlaufen. Die nähere
Untersuchung stellte heraus, daß der Verlau f schwach bogen­
förmig ist, und daß die Gänge (s. unten) oft zusammengeklappt
( verdoppelt) sind, wodurch bisweilen schmale, linsenförmige
Leptitstücke in den Amphibolit eingeschlossen worden sind.
Der erwähnte Gang gehört einer Serie steilstehender Gänge
·
·
·
·
·
·
·
·
GNEISKOMPLEX
AUF
NESODDEN
131
an':', welche an Ursvik [7,5 19,5] und längs des U fers Ursvik­
Oks val [5,3 23,8] wahrzunehmen sind. Alle diese Gänge laufen
nach Nord-Westen hin, durchschneiden somit die Schiefrigkeit­
fläche des Glimmerschie fer-Leptit-Komplexes (Fig. 3, Ta fel I).
Sie lassen sich aber nicht alle so weit ver folgen wie der oben­
erwähnte. So wurde bei [7,0 20,6] festgestellt, daß ein Gang von
2 m Mächtigkeit schon 3 m westlich von der Strandlinie ver­
schwindet, indem er anscheinend unter dem Leptit hineintaucht
- Es ist wahrscheinlich, daß die neun Gänge der erwähnten
Serie eine ursprünglich kleinere Anzahl repräsentieren, die durch
Faltung anscheinend verviel fältigt worden ist.
Im Mi g m a t i t sind kleine Schollen von Amphibolit in
nicht unwesentlicher Menge vorhanden. Sie haben gewöhnlich
die Form stark ausgewalzter und z. T. gebogener Gänge, die
Gang form kann bisweilen auch recht gut erhalten sein.
Auch außerhalb der eigentlichen Migmatitzone läßt sich im
G n e i s g r a n i t Amphibolit nicht selten warhnehmen. Größere
gangförmige Massen mit ca. 10 m Mächtigkeit wurden bei
[6,5 9,0], [6,1 11,1] und [5,0 14,4] vorge funden. Ob diese
Gänge miteinander ununterbrochenen Zusammenhang haben,
oder ob sie im Gneisgranit verteilte Schollen eines Ganges
bezeichnen, läßt sich nicht feststellen. - Kleinere Schollen von
Amphibolit sind im Gneisgranit hie und da zerstreut.
·
·
·
·
·
·
Die Amphibolitgänge an Strandstuen, und unzwei felha ft zum
übe rhau pt die im Glimmerschiefer­
Leptit-Gebiet vorkommenden, sind älter als die Pegmatitintru­
sionen. So sind im mächtigen Amphibolitgang südöstlich von
Strandstuen bei [ 12,4 4,4] schmale pegmatitische Adern der
Schie frigkeit parallel intrudiert. Zum Teil sind die Adern auch
durchsetzend, und weiter sieht man hier ptygmatische Pegmatit­
adern, die längs der Ganggrenze intrudiert sind. - Die Amphi­
bolitgänge des Glimmerschiefer-Leptit-Gebietes sind am Berger­
Weg und bei Urs vik von Pegmatitgängen durchsetzt. - Daß
die erwähnten Amphibolitgänge älter als die jüngste (präkam­
brische) Faltung sind, dürfte oben klargelegt worden sein. Die
größeren Teil, vielleicht
·
" Neun Gänge wurden observiert.
132
OLAF ANTON BROCH
Gänge an Ursvik sind anscheinend jünger als die Leptite, und
es wird somit wahrscheinlich, daß die Amphibolite intrusiv sind,
daß also deren suprakrustale Charakter recht zweifelhaft ist. Wie die Leptite können aber natürlich auch die Amphibolite
nicht ohne weiteres als eine genetisch einheitliche Gruppe auf­
gefaßt werden, wenn auch so eine Auffassung betreffends der
großen Amphibolitgänge an Strandstuen und im Flateby-Wald,
sowie betreffe nds der kleinen Gänge im Glimmerschiefer-Leptit­
Gebiet als recht wahrscheinlich zu bezeichnen ist.
Die Amphibolitschollen im M i g m a t i t sind älter als der
Gneisgranit und können somit ähnlichen Ursprungs wie die
soeben erwähnten Amphibolitgänge sein. Ob dasselbe auch für
die größeren Amphibolitgänge im G n e i s g r a n i t gilt, läßt sich
kaum endgültig entscheiden. Daß so was nicht völlig aus­
geschlossen ist, wird später erläutert werde n ( S. 141 ff.).
b.
Das Aussehen der Gesteine (makroskopische Mineralzusammensetzung,
Textur, Biotitisierung etc.).
Die Amphibolite sind auf frischem Bruche gewöhnlich fast
g anz schwarz gefärbt und scheinen dann aus Hornblende mit
nur kleinen Mengen von hellen Gemengteilen zu bestehen. Sie
sind gewöhnlich gleichkörnig und planschiefrig. Ein bräunliches
Schimmern auf der Schiefrigkeitsfläche läßt sich bisweilen
wahrnehmen und verrät die Anwesenheit von Biotit. Der
Biotit kann auch, z. B. bei den Amphibolitschollen im Migmatit,
der herrschende femische Gemengteil sein, und die Bezeichnung
des Gesteins als Amphibolit ist in diesem Fall descriptiv· fehler­
haft, jedoch (s. unten ) genetisch berechtigt. Die Amphibolite
sind bisweilen chloritisiert und in dem Falle von blaß grünlich­
grauer Farbe. - Die verwitterte Oberfläche der Gesteine ist
gewöhnlich bräunlich.
Idiomorphe Feldspat-Individuen mit rektangulärer Begren­
zung':' ließen sich in kleiner Anzahl auf der glazialgeschliffenen
Oberfläche des großen Amphibolitganges südlich von Strand­
stuen wahrnehmen. Diese Feldspatindividuen sind wahrschein­
lich als primäre P o r p h y r- Einsprenglinge zu deuten.
" Die Größe eines solchen Individuums wurde zu 20 >< 14 mm gemessen.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
1 33
Granat ist oft wahrzunehmen, jedoch nicht immer. Die
Individuen sind oft sehr unregel mäßig innerhalb eines und
desselben Ganges verteilt, so daß deren An- oder Abwesenheit
kaum von prinzipieller Bedeu tung ist. Sie sind gewöhnlich
deutlich idioblastisch, mit sechseckigem Querschnitt (llO)'Z' . Die
Farbe ist bläulich rot; mit derjenigen der Granate des Granat­
glimmerschiefers verglichen ( S. 123), etwas dunkler, vielleicht
auch durchgehends ein wenig bräunlicher. - O ft wurde wahr­
genommen, daß die Granate in der Nähe der Ganggrenze
größer sind als in der Gangmitte. An der Grenze des großen
Amphibolitganges bei Strandstuen beträgt beispielsweise der
Durchmesser der Granate 4-5 cm, in der Gangmitte nur ca.
0,5 cm. - Faustgroße Granate (110) kommen an der Grenze
des Amphibolitganges bei [ 5 ,3 16,7J vor.
Oben wurde erwähnt, daß die Amphibolite bisweilen b i o t i t­
f ü h r e n d sind, und daß Biotit sogar der herrschende femische
Gemengteil sein kann. Auf Veranlassung des Herrn Professor
V. M. GoLDSCHMlDT, der auf das Au ftreten biotitreicher Amphi­
bolite in der Nähe von granirischen Intrusivkontakten 1 auf­
merksam gemacht hat, wurden einige Beobachtungen über diese
Erscheinung gemacht. Goldschmidt hat dabei folgende allgemeine
Züge mitgeteilt:
Gange weisen längs ihrer Grenzzone oft großen B i o t i t­
r e i c h t u m auf. Wo das Gestein Biotit führt, enthält es auch
verhältnismäßig viel Pl agioklas (bez. Epidot oder Kalkspat etc.).
Der Biotit ist unzweifelhaft auf Kos ten des Amphibols unter
Zufuhr von K gebildet. Dabei ist Ca ausgeschieden worden
und kann im Plagioklas (bez. Epidot, Kalkspat etc.) wieder­
gefunden werden.
·
Schon 1908 erwähnt BECKE in seinem Vortrage " Ü ber Myrmekit" 2
"die kaum abzuleugnende Abgabe von K a n den Kontakthof der Tiefen­
gesteine". - Metasomatischer Kalizufuhr zu granitischen Kontaktgesteinen
ist weiter von ERDMANNSDÖRFFER3 behandelt worden. Seine Resultate
*
In einer Amphibolitscholle im Migmatit waren die Granate linsenförmig
ausgewalzt.
I (22).
2 (3).
3 ( 131. S. 790.
13 4
OLAF ANTON BROCH
wurden von GoLDSCHMIDT diskuttiertl, der sich später in seiner Abhand­
lung über das Stavangergebiet2 so äußert: ., Metasomatische Prozesse dürften
sich in Amphiboliten vorwiegend durch Biotitbildung äußern." - Die große
Verbreitung biotitisierter Amphibolite im Urgebirge scheint erst von dem
letztgenannten Verfasser in den Vordergrund gezogen zu sein.
Im G Ii m m e r s c h i efe r- L e p t i t- G e b i e t wurden insbeson­
dere die Gänge im Leptit bei Ursvik untersucht. Die Gänge weisen
eine
20-30 cm mächtige Grenzzone auf, die aus einem anschei­
nend grobkörnigen Gestein mit Augentextur besteht; hell bläulich­
graue (oder grünliche) Linsen mit Durchmessern von wenigen mm,
die
wie
die
mikroskopische
Untersuchung
(s. unten) zeigte, aus
Plagioklas und Quarz bestehen, liegen ziemlich
dicht
aneinander
in einer biotitreichen Grundmasse. Makroskopisch läßt sich in dieser
Zone keine Hornblende wahrnehmen. Das Gestein der Grenzzone
geht gradweise in den gewöhnlichen, gleichkörnigen Amphibolit der
Gangmitte über.':'
der
Aber auch dieser Amphibolit, selbst in der Mitte
mächtigsten Gänge
(3 m), weist neben Hornblende auch ein
50-60 cm auf­
wenig Biotit auf. Gänge, die Mächtigkeiteil bis auf
weisen, sind (makroskopisch) anscheinend völlig biotitisiert.
Die Amphibolitschollen
keiten von
im
M i g m a t i t können bei Mächtig­
l m vollständig biotitisiert, somit die Hornblende - wie
aus den mikroskopischen Untersuchungen hervorgeht - bisweilen
völlig von Biotit ersetzt sein. Eine Augentextur ist hier nicht vor­
handen und scheint überhaupt zu den Amphibolitgängen bei Ursvik
begrenzt zu sein.
Die Amphibolitgänge im Gneisgranit sind unzweifelhaft- wie die
Durchmusterung der Handstücke zeigte - mehr
oder weniger bioti­
tisiert, jedoch liegen hier nicht systematische Beobachtungen vor.
In der Nähe der G r a n i t g r e n z e , innerhalb des Suprakrustal­
komplexes, wurde
insbesondere
der
s t u e n (bei [12,4·4,4]) erforscht.
hier eine Mächtigkeit von etwa
Gang südlich
von
Strand­
Die biotitisierte Grenzzone hat
50 cm und geht gradweise in den
echten Granatamphibolit über, aus welchem die Gangmitte besteht.
- Eine schmale, pegmatitische Ader (1 cm), die in nordwestlicher
Richtung den Amphibolitgang*�' durchsetzt,
von biotitisiertem Gestein
(Mächtigkeit
ist
zu
beiden
Seiten
l 0 cm) umgeben, dagegen
läßt sich keine Biotitisierung längs N-S-laufender
Pegmatitadern
wahrnehmen.- Wo die großen Amphibolitgänge an ,. Natron- TonerdeI (24).
2 (25). S. 54.
* Die von Eskola in dem Orijärvi-Gebiete beobachtete Erscheinung, daß
die Schiefrigkeit der Amphibolitgänge im allgemeinen parallel der Gang­
grenze läuft ((15) S. 118), tritt in diesem Gebiete nicht auf.
** Die Schiefrigkeitsebene des Amphibolites streicht hier ungefähr N -S.
GNEISKOMPLEX
Gesteine"
grenzen,
scheint
AUF
die
135
NESODDEN
Biotitisierung
von
derselben
Größenordnung zu sein wie bei Strandstuen.
Nach den bisherigen Beobachtungen sieht es somit aus,
als ob die Biotitisierung ziemlich weit außerhalb der Granit­
grenze vor sich gegangen ist. Auch scheint sie in der Nähe
dieser Grenze nicht greifbar stärker zu sein als z. B. bei Ursvik.
Bei Intrusivkontakten scheint somit die Erscheinung, wie von
GoLDSCHMIDT angenommen, regionalen Charakters zu sein. Es verdient vielleicht Erwähnung, daß sowohl bei Ursvik wie
bei Strandstuen viel Pegmatitmaterial vorhanden ist.
II.
Petrographische Untersuchungen.
Die M i t t e des Amphibolitganges südöstlich von S t r a n d ­
s t u e n l12,4 4,4] führt die M i n e r a l i e n: Hornblende. Granat,
Ilmenit, Plagioklas, Quarz, Biotit, Apatit, Zirkon (?) (Fig. 3,
Tafel XIII).
·
Die
Hornblende ist der alles überwiegende Bestandteil: Kurze
(110), T e r m i n a l f l ä c h e n s c h l e cht entwickelt,
Z wil l i n g e (nach (100)) s e l t e n , 2V ca. 80" (Hyperbelkrümmung),
Pr i s m e n
optischer
Charakter
negativ,
Schnitte
senkrecht
ß
zeigen
(ß'
bräun­
starken PIe o c h r o i s m u s:
"{ grün (bläulich)
>
x
farblos (gelblich)
Andere Schnitte können bräunliche Farbe aufweisen
lichgrün). D o p p e Ib r e c h u n g
Schnitten senkr e cht ß).
Granat.
0,025-0,030 (Interferenzfarbe in
c:y=13-14
5 mm, i d i o b l a s t i s c h
Durchmesser ca.
(110), im
Dünnschliff schwach rot. E i n s c h Iü s s e von Hornblende, Ilmenit,
Quarz.
Der
p o i k i Io b Ia s t i s c h e
gesprochen wie
derjenige
der
Charakter
Granate
und in den granatführenden Gneisgraniten.
spezifisches
nicht
so
aus­
L i c h t b r e c h u n g und
1,795 bez. 3,95 bestimmt
(S. 123). Nach FoRo 1 : 6 Almandin + 3 P yrop + 1 Andradit, nach
E SKOLA2:
Die
G e w i c h t wurden
ist
im Granatglimmerschiefer
Fe62Mg14Ca24 - somit
Bestimmung
des
(19).
(18).
keine gute Übereinsstimmung.
sp. Gewichtes dürfte etwas unsicher sein,
was aber - wie ein Blick auf die
1
zu
Diagramme
Fords beweist -
136
die
OLAF ANTON BROCH
Unübereinstimmung
nicht
erklärt.
Die
Lichtbrechung
dürfte
ziemlich genau bestimmt sein*.
Ilmenit:
bisweilen
in
Große Mengen von allotriomorphen, opaken Körnern,
Granat
und
Hornblende
eingeschlossen.
Mit
dem
Stahlmagnete konnte kein Erz dem pulverisierten Gestein entzogen
werden (s. auch Ilmenit der Ganggrenze, unten). Der Ilmenitreichtum
entspricht chemisch einem hohen Ti02-Gehalt (s. unten).
Plagioklas'�*:
In kleiner Menge als allotriomorphe Körnchen zwi­
schen den Horblendeindividuen. Zwillinge kommen vor. Das Mineral
ist stark serizitisiert, so daß seine Z u s a
m
m e n s e t z u n g schwierig
festzustellen ist. Ein x-Schnitt zeigte den Auslöschungswert
so daß
der
Plagioklas
24-25
°,
ein basischer Andesin oder saurer Labra­
dorit sein dürfte.
ist in sehr kleiner Menge als
Quarz
kleine
Körnchen
vor­
handen.
Biotit.
Kleine, frische, b r a u n e Schuppen lassen sich in kleiner
Menge wahrnehmen
Apatit, als
Zirkon (?):
Biotit
(3�4 Individuen in einem Dünnschliff) .
kleine, runde Körnchen, ist verhältnismäßig häufig.
Kleine, z. T. bräunliche Körner in Hornblende und
eingeschlossen
umgeben.
(Orthit
z. T.
und von markierten, pleochroitischen Höfen
?).
Die S t r u k t u r ist k ristalloblastisch mit der Reihe:
Granat .. . .. . . ... . . .. idioblastisch
Hornblende
Ilmenit, Plagioklas . . .. xenoblastisch
Der mittlere K o r n d u r ch m e s s e r ist 0,20 mm (von den
Granaten wurde bei der Messung abgesehen).
Die G a n g g ren z e (F ig . 4, Tafel XIII)':":":' desselben Amphi­
bolitganges weist ungefähr gleichgroße Menge von braunem
Biotit und grüner Hornblende auf.
Die Hornblende ist am
Rande und z. T. im Inneren etwas chloritisiert.
Die
Granate
(Durchmesser
4-5 cm s. S. 133) sind wie die­
3,95).
jenigen der Gangmitte zusammengesetzt (n =I, 793, sp. G. ca.
" Goniometerablesungen gemäß dem Schema von M. WEBSKY Zeitschr.
Krist. 4. 1880.
** Dünnschliffe mit idiomorphen Feldspateinsprenglingen (S. 132) sind nicht
angefertigt worden.
*** Die Dünn schliffe wurden vom Analysenmaterial angefertigt. (s. unten).
Ihr Abstand von der Ganggrenze ist deshalb nicht genau festgestellt,
er beträgt 0---50 cm.
137
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Der
scheint in
Plagioklas
mitte vorhanden
größerer Menge als in der Gang­
zu sein, vielleicht ist dies auch mit dem Quarz
der Fall.
Die
Ilmenitkörner
der Ganggrenze sind kleiner, aber häufiger
als diejenigen der Gangmitte. Sie sind am Rande oft in
Leukoxen
umgewandelt.
Die Ganggrenze ist vielleicht ein wenig feinkörniger als
die Gangmitte.
Das s p e z i f i s c h e G e w i c h t der Gangmitte wurde zu
3, 122, dasjenige der Ganggrenze zu 2,992 bestimmt. - Durch­
schnittsproben ( S. 209) der Gangmitte und -grenze wurden ana­
lysiert (s. Tabelle 9). Die Analyse der Ganggrenze (übrigens in
der Hauptanalyse teilweise verunglückt) entspricht der durch­
schnittlichen Zusammensetzung einer Zone von 50 cm Mächtigkeit.
Tabelle 9.
Granatamphibolit,
I
Si02 .. . ..
Ti02
Al20s
Fe20s . ...
FeO ........
MnO .......
MgO . .....
CaO ... ...
Na20 .......
.
•
.
0
•
•
•
• •
'
•
•
0
•
.
•
.
.
.
K.o ........
H20 H20 + .....
P 20s ... . .
co 2 .. .....
s . . . ...
•
•
.
.
.
.
.
.
•
•
.
0
Gang
mitte
-
I
Strandstuen.
Ganggrenze
Einzelwerte
45,28 45,64
2,53 2,43
15,96
1,96 2,28
12,79 12,61
0,25 0,20
6,04 6,42
8,41 5,38
2,33 1,41
1,61 3,17
1,25 2,28
0,14 0,32
0,61 0,56
0,00 0,34
0,10 0,08
Mittel
45,40
2,28
45,52
2,35
1,90
2,09
12,61
0,20
-
6,44
5,51
1,58
2,92
2,43
0,32
-
6,43
5,45
1,49
3.04
2,36
0,32
0,56
0,34
0,08
I
Diffe
renz
-
0,24
-7-0,18
�
0,13
"""'"""0,18
-7- 0,05
+ 0,38
-7- 2,96
-7- 0,84
+ 1,43
+ 1,1l
1-:
-7- 0,05
_;_ 0,34
-7- 0,02
--
99,26
Analysen des Verfassers.
Bei dem Vergleich der chemischen Zusammensetzung der
Gangmitte mit derjenigen der Ganggrenze ist die starke Ab­
nahme von Caü mit gleichzeitiger Zunahme von K20 (und H20)
138
OLAF ANTON BROCH
sehr auffällig. Die prozentische Differenz . der CaO-Gehalte
von Gangmitte und Ganggrenze beträgt beinahe 3, und die
Differenz der in Silikaten gebundenen CaO-Mengen ist un­
zweifelhaft größer, weil das Grenzgestein Karbonate ( C02)':'
samt Leukoxen enthält. Die Na20 -Menge in der Ganggrenze
ist kleiner als diejenige der Gangmitte. Der H20 -Gehalt ist
größer, teils wegen der Biotitbildung, teils aber auch wegen
sekundärer Hydratisierung ( Chlorit, s. oben). Die übrigen
Differenzen sind verhältnismäßig klein. Die scheinbare Zunahme
des MgO-Gehaltes könnte vielleicht in einem primären Unter­
schied zwischen Ganggrenze und Gangmitte begründet sein,
ebenso wahrscheinlich ist sie aber in diesem Falle innerhalb
der Analysenfehler zu suchen (s. oben).
Dies letzteres darf dagegen betreffs der anderen (größeren)
Differenzen ausgeschlossen sein. Besonders interessant ist dann
die Ve r d r ä n g u n g v o n Ca d u r c h K, ein metasomatischer
Prozeß, der überhaupt häufig sein dürfte.
So sieht man innerhalb des hier behandelten Gebietes, wie die basischen
Plagioklase gewöhnlich stärker serizitisiert sind als die sauren. - Die poikilo­
blastische Verwachsung von Albit, Quarz und Muskovit im "scheckigen
Serizitschiefer" von Oksval (S. 126) könnte wie durch metasomatische Ver­
drängung des ,,Anorthitkalkes"
mittels Kali (in einer niedrigeren Temperatur­
zone) gedacht werden. Vielleicht mittels (oder teilweise mittels) des Kalis
eines im ursprünglichen Gestein vorhandenen Kalifeldspates, etwa nach dem
Schema:
Ob hierbei die reagierenden Lösungen tatsächlich Feldspatmoleküle
enthalten, soll hier nicht diskuttiert werden, die Gleichung gibt nur quan­
titativ mögliche Verhältnisse an. - Ein bekanntes Beispiel des Austausches
von K und Ca geben weiter die Permutite.
- In der von ERDMANNSDÖRFFER I angegebenen Analysenserie läßt
sich ebenfalls eine Abnahme des Kalkgehaltes in Verbindung mit Zunahme
des Kaligehaltes wahrnemen - leider ist bei diesen Analysen nicht immer
der C02-Gehalt bestimmt worden.
*
I
Falls alles C02 an CaO gebunden ist, würde die Differenz zwischen
silikatgebundenem CaO der Gangmitte und -grenze 3,4 o.o betragen.
(14), s. auch S. 133 der vorliegenden Abh., vgl. die Diskussion GoLD­
SCHMIDTS in "Kontaktmetamorphose".
139
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Man hätte erwarten können, daß die verschwundene Kalk­
menge einer ä q u i v a 1 e n t e n Kalizunahme entsprechen würde.
Dies scheint nach den Analysen nicht der Fall zu sein; jedoch
sei erstens bemerkt, daß das zugeführte Kali sekundär teilweise
ausgelaugt sein kann (vgl. den hohen Wassergehalt der Gang­
grenze, vgl. auch den Biotit im Torvvikgranit, Tabelle I, S. 95),
zweitens, daß der Austausch nach recht verwickelten, und zwar
in verschiedenen Fällen nach verschiedenen Schemen stattfinden
dürfte (vgl. die Ausführungen S. 147 ff).
Das verdrängte CaO kann teilweise zur Neubildung von
Titanit ( Leukoxen S. 137, Titanitaggregate, s. unten) verbraucht
sein; eine große Menge ist unzwei felhaft verschwunden.
Der Amphibolit der Gänge am B e r g e r -We g ist mikro­
skopisch dem Gestein von Strandstuen ähnlich. Die Gänge sind
etwas biotitisiert (genauere Beobachtungen betreffends dieser
Erscheinung liegen hier nicht vor). Einige von den Proben
führen Titanit, mit opaken Einschlüssen, wahrscheinlich von
Ilmenit, andere führen nur Ilmenit.
Die Amphibolite von Ur s v i k wurden etwas näher unter­
sucht. Von einem Gang mit ca. 50 cm Mächtigkeit, der 25 m
südlich von der Brücke ansteht, wurden Dünnschliffe aus der
Gangmitte (gleichkörnig S. 134) und der Ganggrenze (Augen­
textur) mikroskopiert.
Die Ga n gmi t t e (Fig. 5, Tafel XIII) führt: Hornblende,
Plagioklas, Biotit, Quarz, Titanit, Orthit (?), Apatit, Kalkspat.
Die
Hornblende
ist die
bei den
Amphiboliten des hier be­
handelten Gebietes gewöhnliche grüne und bildet den überwiegenden
GemengteiL
Der
ist in recht großer Menge vorhanden. jedoch
Plagioklas
nicht in so großer Menge wie die Hornblende.
Er ist stark seri­
zitisiert und weist einige Einschlüsse von unregelmäßig begrenztem
Quarz auf. Zw!llingslamellierung ist recht häufig.
setzung
ist
ca. Ab;,0An50,
übrigens
löschungsbestimmung
nach;
wahrscheinlich
variabel
etwas
sie
ist
nur
aber
(s. unten).
Die Z u s a m m e n­
einer einzelnen
bei
Das
diesen
Aus­
Gesteinen
Mineral
ist
gewöhnlich allotriomorph (xenoblastisch).
Brauner
Biotit
kommt in nicht unbedeutender Menge vor.
wie
140
OLAF ANTO� BROCH
Der
Quarz
ist ein Nebengemengteil, jedoch im Vergleich mit
der Gangmitte von Strandstuen in relativ großer Menge vorhanden,
teils als selbständige allotriomorphe Körnchen, teils als Einschlüsse
im Plagioklas.
Der
Titanit
läßt sich als einzelne, größere, z. T. idioblastische
Individuen ( D. bis
0,35 mm) mit starkem Pleochroismus (braun­
farblos) wahrnehmen.
Orthit (?).
umgeben,
(vgl. S.
in
Braune
Biotit
Einschlüsse,
oder
Hornblende
von
sind
pleochroitischen
Höfen
wahrscheinlich Orthit
I 0 1).
Apatit findet sich als kleine, rundliche Körnchen*.
Der
Die S t r u k t u r ist wie bei allen hier untersuchten Amphi­
boliten kristalloblastisch. Das Gestein ist ziemlich gleichkörnig,
mit etwas schiefriger Textur.
Die G a n g g r e n z e führt dieselben Mineralien wie die Gang­
mitte, jedoch ist hier der Plagioklas vorherrschend (Fig. 6,
Tafel XIII). Die S. 134 erwähnten L i n s en bestehen aus
mehreren Plagioklasindividuen, von zahlreichen, kleinen, unregel­
mäßig begrenzten Quarzkörnchen poikilitisch durchlöchert. Der
Plagioklas führt überdies kleine Einschlüsse von Biotit und
Hornblende. Einige Auslöschungsbestimmungen ergaben die
Z u s a m m e n s e t z u n g Ab36An64. Der Plagioklas ist etwas
zersetzt.
Biotit und Hornblende schmiegen sich in schmalen Zonen
(0,2 -2 a 3 mm breit) zwischen den Augen. Der prozentische
Biotitgehalt dürfte kaum bedeutend größer als derjenige der
Gangmitte, der Quotient zwischen den Mengen an Biotit und
Horn blende wird aber ein höherer sein (die Plagioklasmenge
ist größer).
Der Titanit findet sich als kleine Körnchen, öfters in
Aggregaten gehäuft.
Typische "griesige" Aggregate, aus Titanit bestehend, sind bei manchen
Amphiboliten und "basischen Gneisgraniten" wahrgenommen worden, sie
dürften Umwandlungsprodukte von Ilmenit sein (vgl. die griesigen (..gryniga")
Aggregate Mäkinens 1).
*
I
Auch längliche Aggregate kleiner, rundlicher Apatitkörnchen, die an die
Titanitaggregate (S. 98) erinnern, wurden in einigen Amphiboliten wahr­
genommen.
(44) S. 117.
GNEISKOMPLEX
AUF
NESODDEN
141
Ein ähnlicher Gang (aber mit granatreicher Grenze) auf
der Nordseite der Brücke zeigt die bei diesen Gängen in der
Grenzzone gewöhnliche Augentextur ( vgl. S. 134). Die Bestimmung
des Plagioklases zeigte, daß dessen Zu s a m m e n s e t z u n g
innerhalb eines und desselben Dünnschliffes v a r i i e r t, und
zwar zwischen Ab60An40 und Ab42An58 (vielleicht zwischen
Ab64An36 und Ab40An60).
�
S. 131 wurden emtge A m p h i b o l i t g ä n g e i m G n e i s­
g r a n i t erwähnt. Auch diese Gänge weisen Biotitisierung auf,
jedoch wurde das Untersuchungsmaterial eingesammelt ehe diese
Erscheinung ins Auge gefaß t war.
Interessant ist die groß e Ä h n l i c h k e i t d i e s e r G e s t e i n e
mit den amphibolführenden " b a s i s c h e n G n e i s g r a n i t e n".
Die Gesteine sind reicher an Quarz und Plagioklas als der
Amphibolit von Strandstuen. Zwei Plagioklas-Bestimmungen
ergaben Ab69An81 und Ab65An35• Der Pleochroismus der Horn­
blende weicht von dem der Hornblenden der übrigen Amphi­
bolite ab, indem y bläulicher ist; er ist somit demjenigen der
Hornblende in den basischen Gneisgraniten ähnlich.
Fig. 3, Tafel VI zeigt Dünnschliffe von Amphiboliten und
hornblendeführenden Graniten, und weist eine Reihe mit ab­
nehmender Menge von femischen Gemengteilen auf (vgl. die
Bemerkungen zu den Tafeln).
Der Gedanke meldet sich
unwillkürlich, daß die schlierigen Gneisgranite zum Teil syn­
tektische Gesteine und die Amphibolitgänge im Gneisgranit
relikt seien.
�
Diese Deutung erbietet jedoch gewisse Schwierigkeiten und kann nicht
als endgültig betrachtet werden. - Der Aufschluß von festen (basischen)
Stoffen in sauren Schmelzflüssen ist z. B. von TENOW und BENEDICKS I
teoretisch diskuttiert worden. Die Untersuchungen der erwähnten Verfasser
ziehlen insbesondere darauf, die sog. "basischen Aussonderungen" schwedischer
Urgebirgsgranite zu erklären. Hierbei wird der oft zonale Bau dieser Ein­
schlüsse(?) besonders vor Auge gehalten. Ein ähnlicher Zonenbau wurde
bisher bei den basischen Granitschlieren und den Amphibolitgängen im
Gneisgranit des vorhandenen Gebietes nicht wahrgenommen. Auch weichen
die genannten Schlieren an Größe von den von T. und B. behandelten kleinen
I
(55) S. 1509 ff.
142
OLAF ANION BROCH
Einschlüssen itb, -- sie scheinen relativ große Areale einzunehmen. -- Nach
der Gruppiering von T. und B. wäre es am ehesten der Typus 5 (Fig. 7.5) in
einem hervorgerückten Stadium, der für den Vergleich mit diesen Schlieren
in Betracht kommen könnte. - Bewegungen im Magma hätte ein Zerstreuen
der .,Konkretionszonen" hervorrufen können, ohne daß vollständiges Schmelzen
hierzu notwendig wäre. -- Bei den Amphibolitgängen, die wie erwähnt mit
den basischen Gneisgraniten zweifelsohne gewisse gemeinsame Züge auf­
weisen, fällt es viel schwieriger, diese Ähnlichkeit durch Zerstreuen unter
Beimischung (Einwanderung) von salischen Gemengteilen (aus dem Granit­
magma) zu erklären. Die Erhaltung ihrer Gangform müßte in dem Falle so
gedeutet werden, daß das Zerstreuen ein teilweises sei, etwa wie eine Art
von Lockerung, die das Einwandern der salischen Bestandteile erlaubte. Bei langsamem Empordringen des Granites ist es indessen nicht notwendig,
daß die Aufschmelzung gemäß des Schemas von T. und B. vor sich geht.
Dies letztgenannte setzt ja k a I t e Bruchstücke voraus, von denen zuerst die
Randzone erwärmt wird. Unter hinr eichend langsamem Empordringen des
Granites (bez. Hineinsinken oder "Aufschmelzung" der Nebengesteine) würde
aber gleichmäßige Erhitzung des Nebengesteins unter gleichzeitiger eutek­
tischer Schmelzung der gesamten Masse stattfinden können. Dadurch würde
der basische Einschluß in eine breiartige Masse übergehen (femische
Mineralien in eutektischen Schmelzflußl. - Daß unter Umstände salische
Gemengteile aus Granit in das angrenzende Gestein hineinwandern können,
beweisen Beobachtungen an Hornfelsschollen 1.
Die Möglichkeit, daß die Amphibolite im Gneisgranit primär saurer sind
(vgl. Fig. 3, Tafel V I) als der Amphibolit von Strandstuen, liegt natürlich vor,
und überhaupt ist die Frage vom Entstehen der "basischen Gneisgranite",
die wohl auch als Differentialionsprodukte gefallt werden könnten, und vom
Ursprung der Amphibolitgänge im Gneisgranite eine recht schwierige. In der
Tat liegen noch nicht hinreichend viele Beobachtungen vor. Insbesondere
dürfte der Vergleich der Basizitäten von Gangmitte und Ganggrenze der
Amphibolite im Gneisgranit, sowie das Feststellen der Verbreitung derartiger
basischer Gesteine innerhalb des Gneisgranitgebietes Nesoddens überhaupt,
von Wichtigkeit sein.
"Dioritoide Ganggesteine".
(Granat-Andesin(-Labradorit)-Gneise mit Hornblende oder Biotit).
Südöstlich von Strandstuen [12,3 4,6] in der unmittelbaren Nähe des
großen Amphibolitganges kommen kleine, gangförmige Massen eines saureren,
granatführenden Gesteins vor. Die Gänge, deren eingehendere Untersuchung
noch übrigbleibt, haben Mächtigkeilen von ca. I m und zeigen oft hufeisen­
förmigen Verlauf. - Höchst wahrscheinlich mit diesen Gängen verwandt sind
ähnliche, aber annähernd geradlinige Gänge, die am Berger-Weg (S. 107) vor­
kommen (s. Kartenskizze, Fig. 5).
·
1 (24) S. 29, 34.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
143
Das Gestein ist hier ziemlich feinkörnig, schiefrig und von bräunlich­
grauer Farbe. Makroskopisch können Granat und Hornblende oder Biotit
sowie helle Mineralien wahrgenommen werden. - In einem Dünnschliff
ließen sich die folgenden G e m e n g t e i I e nachweisen IFig. I, Tafel XIV):
Quarz, Plagioklas, Granat, Hornblende, Biotit, Apatit, Ilmenit(?), sowie ein
wenig Eisenglanz.
Der Quarz ist reichlich vorhanden und weist rundliche, gebogene Um­
grenzung auf.
Auch Plagioklas kommt in recht grcßer Menge vor. Er ist ziemlich
frisch, mit häufigen, breiten Zwillingslamellen. Hie c;nd da lassen sich größere
Individuen (D. ca. 0,7 mm) wahrnehmen. Der Plagioklas ist xenoblastisch,
die Z u s a m m e n s e t z u n g ist Ab48An52.
Der Granat ist häufig, als idioblastische (110), schwach rote Körner
ID. I -2 mm), von Quarz poikilitisch durchlöchert.
Fig. 5. Kartenskizze, am Berger-Weg aufgenommen.
I. Überdeckt. 2. Leptitischer Gneis und Glimmer­
schiefer. 3. Pegmatit. 4. "Dioritoides Ganggestein".
5. Amphibolit. 6. do. mit Granat.
Die Hornblende ist in kleinerer Menge als der Quarz vorhanden, und
ist im Dünnschliff gleichmäßig verteilt, als nicht besonders große Individuen,
deren Hauptzonen subparallel orientiert sind.
Das Mineral ist nicht besonders
idioblastisch, ( I I 0) ist vorherrschend, kleine Flächen ( 0 I 0) lassen sich
ebenfalls wahrnehmen. Die T e r m i n a 1 f 1 ä c h e n sind s c h 1 e c h t entwickelt.
Der P 1 e oc h ro i s m u s ist demjenigen der Hornblende der Amphibolite ähnlich.
c:y
14 y -+- 'Y. = 0,025-0,30.
Brauner Biofit findet sich in ungefähr derselben Menge wie die Hornblende.
Apatit kommt als kleine Körnchen mit rundem oder abgerundetem,
rektangulärem Querschnitt vor.
Als Ilmenit sind wahrscheinlich die kleinen, opaken Erzkörnchen an­
zusehen, welche sich hie und da beobachten lassen.
Kleine, rote Eisenglanz-Schuppen kommen in geringer Menge vor, in der
Regel an Biotit geknüpft.
Die S t r u k t u r ist granoblastisch. Wenn von den Granaten und den
einzelnen, größeren Plagioklasindividuen abgesehen wird, so sind die Haupt­
gemengteire von ziemlich gleicher Größe. Der mittlere K o r n d u r c h m e s s e r
beträgt dann 0, I 3 mm.
=
°,
144
OLAF ANTON BROCH
Einzelne Dünnschliffe von makroskopisch ähnlichen Gesteinen, die in
der Nähe des soeben erwähnten Gesteins eingesammelt waren und größere,
aber seltnere Granate (D. ca. 3 mm) aufweisen, zeigten k e i n e H o r n ­
b I e n d e . Der Plagioklas erwies sich als etwas mehr serizitisiert, die Indivi­
duen gewöhnlich parallel der Trace der Schiefrigkeit etwas länglich. Sie zeigen
gegeneinander geradlinige Begrenzung, wodurch eine Art Pflasterstruktur her­
vorgerufen wird. Nach einigen einzelnen Bestimmungen ist die Zusammen­
setzung Ab56An, •.
Daß diese letzteren Gesteine mit der hornblendeführenden Varietät
verwandt sind, ist nach ihrem Auftreten im Felde nicht unwahrscheinlich,
auch zeigen die Beobachtungen an den Amphiboliten (s. oben), daß ursprüng­
lich identische Gesteine betreffs Hornblende-Biotit-Gehalt völlig verschieden
sein können.
Direkter Zusammenhang zwischen diesen "dioritoiden Ganggesteinen"
und den Amphiboliten ist im Felde nicht nachge�iesen worden. Die "diori­
toiden Ganggesteine", die übrigens quantitativ eine untergeordnete Rolle
spielen, kommen aber augenscheinlich nur in der Nähe des großen Amphi­
bolitganges von Strandstuen vor. Falls sowohl dieser Amphibolit wie die
"dioritoiden Gänge" als eruptiv anzusehen sind, so ist ein gemeinsamer
Ursprung nicht unwahrscheinlich.
Plagioklas-Biotit-Gneise.
(Gänge).
In den Gebieten Helvik [ 11,0 14,0] - Helviktangen [9,717,8] und Oksval [5,3- 23,8] - TangeJaget [3,0- 27,3] finden
sich em1ge gangförmige Vorkommen eines eigentümlichen
Gesteins. Die Mächtigkeit der Gänge variiert von ca. 30 cm
bis 1-2 m, am öftesten beträgt sie ca. I m_
Im erstgenannten Gebiete laufen die Gänge anscheinend
immer der Schiefrigkeit des Glimmerschiefer-Leptit-Gebietes
parallel und sind innerhalb zwei getrennter Strecken verfolgt
worden. Die eine Strecke läuft in der Nähe des Ufers, und
zwar zwischen [I 0, 7 14,6] und Helviktangen. Es handelt sich
hier nicht um einen. zusammenhangenden Gang, eher aber um
linsenförmig ausgewalzte Bruchstücke eines solchen, wie es
z. B. bei [9,9 16,4] beobachtet wurde. - Die zweite Strecke
läuft der erstgenannten parallel, etwa 100 m weiter westlich.
·
·
·
145
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Im anderen Gebiete (0ksva1-Tange1aget) laufen die Gänge
z. T. der Schiefrigkeit parallel, z. T. weisen sie krummlinigen
Verlauf auf.
Es dreht sich offenbar um Gangvorkommen, welche den­
jenigen der Amphibolite von Ursvik ähnlich sind.
M a k r o s k o p i s c h läßt sich eine violettartig-bräunliche,
schiefrige G r u n d m a s s e , mit B iotit, Feldspat und Quarz
wahrnehmen. P orp h yro bIa s t e n von Granat sind bisweilen,
aber verhältmäßig selten, vorhanden. Besonders ins Auge fallend
sind häufige, helle A u g e n, augenscheinlich von Feldspat, welche
wenn verwittert weiß, auf frischem Bruche grünlich sind. (Wie
die Augen der Amphibolite von Ursvik, S. 134.) Die Form
dieser Augen ist etwas wechselnd, weshalb das Gestein in ver­
schiedenen Typen auftritt (vgl. Fig. 6.)
I. Augen mit Durchmessern von 5-10 mm, einigermaßen gleichmäßig
in der Grundmasse verteilt. Die Schnitte sind rhombisch bis linsenförmig,
auch quadratisch, z. T. können sie an Zwillingsbildungen erinnern (Fig. 6,
I-IO).
2. Augen von Form und Größe wie oben, aber perlschnurartig, auf
der glazialgeschliffenen Oberfläche subsymmetrisch an beiden Seiten gerader
Linien angeordnet (Fig. 4, Tafel 1)
3. Die Augen sind miteinander verbunden und gleich wie zusammen­
fließend. Sie sind unregelmäßig begrenzt ( Fig. 6, I 1).
4. Die Augen sind linsenförmig mit kleinerem Durchmesser (2-3 mm)
und ziemlich dicht aneinander liegend. Das Gestein ist in diesem Falle
dem Grenzgestein der Amphibolitgänge von Ursvik (S. 134) makroskopisch
mehr--weniger ähnlich, weicht aber oft von den letztgenannten durch etwas
hellere (violette) Schattierung ab. (fig. 6, I 2).
Die m i k r o s k o p i s c h e Untersuchung desMateria1s vom
Typu s 2 (aus "Steinbu" [10,0· 15,7] ) ergab, daß die G r u n d­
rna s s e aus Quarz, Biotit, Plagioklas und Apatit besteht.
Der
Quarz ist
Biotit
in recht großen Mengen vorhanden.
Brauner
kommt auch recht reichlich vor.
Plagioklas,
Xenoblastischer
Zwillingslamellen (Albit- und
vorhanden.
et was
serizitisiert,
Periklingesetz)
ist
mit
häufigen
ziemlich
spärlich
Die Zu s a m m e n s e t z u n g ist (gemäß eines einzelnen
IX-Schnittes) Abn2An3s·
Der
Apatit
ist
ein
recht groß und häufig.
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
Nebengemengteil,
die
Körner
sind
10
aber
146
OLAF ANION BROCH
Die S t r u k t u r ist kristalloblastisch, das Gestein feinkörnig
(wie ein leptitischer Gneis).
Die A u g en (Fig. 2, Tafel XIV) bestehen aus mehreren
(etwa 6�12) xenoblastischen Plagioklas-Individuen, die ein wenig
Biotit als Einschlüsse enthalten und mit kleinen (D. 0,01�
0,16 mm , im Mittel 0,07 mm) runden Quarzkörnern vollgespickt
sind. Die Körner weisen keine einheitliche optische Orientie­
rung auf. � Das mikroskopische Bild erinnert an eine Illustra­
tion, die von ASKLUND 1 veröffentlicht ist.
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Fig. 6. Plagioklas- Biotit-Gneis. lz nat. Größe. 1-10; Schnitte von Augen
im Gestein vom Typus l und 2. 6: Rekonstruktion eines "Auges", die
Flächen a und b sind als Schnittflächen im Handstück beobachtet worden.
11 Gestein vom Typus 3 (Oksval Tangelaget). 12: Gestein vom Typus 4
(schematisch!.
·
··
ASKLUND (l. c.) hat eine gruppenweise einheitliche Auslöschung der
Quarzkörner wahrgenommen, welches sich indessen bei den hier umhandelten
Augen nicht nachweisen ließ. Der genannte Verfasser hat das molekulare
Verhältnis von Anorthit, Albit und Quarz festgestellt, und gibt An: Ab: Q 0,203
:0,309 : 1,000 an. Der Quarzgehalt der hier umhandelten Augen wurde auf
ungefähr das Doppelte geschätzt.
=
Der Plagioklas weist schöne Zwillingslamellierung nach
Albit- und Periklingesetz auf, seine Zus a m m e n s e t z u n g wurde
als Ab61 An3n bestimmt und ist somit m it derjenigen des Grund1
( I).
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
147
massenplagioklases sowie mit der von AsKLUND angegebenen
identisch (s. oben).
Die Gesteine vom T y p u s 1 zeigen ähnliche Verhältnisse. Bei ihnen
ließen sich auch kleine, idiomorphe Titanit-Individuen feststellen. (In einem
Dünnschliffe konnte Muskovit - sekundär? - und Schwefelkies nachge­
wiesen werden.) Der Plagioklas zeigt sehr konstante Zusammensetzung, und
zwar Ab6oAn4o·
T y p u s 3 ist mikroskopisch mit den obenerwähnten Typen identisch.
Die Gesteine vom T y p us 4 gehören nach den mikro­
skopischen Beobachtungen größtenteils unzweifelhaft derselben
Kategorie wie die obenerwähnten an, eine Kategorie, die durch
Durchlöcherung der Augen mit runden Quarzkörnchen charak­
terisiert ist. Der Plagioklas kann z. T. etwas saurer sein (Ab65
An35).
Einige Dünnschliffe zeigen indessen nicht die typi­
schen r u n d e n, sondern unregelmäßiger begrenzten Quarz­
körnchen im Plagioklas eingeschlossen. Z. T. erscheint die
Grundmasse verhältnismäßig quarzarm, und das Gestein erin­
nert dann an die Ganggrenze der Amphibolite von U rsvik,
allerdings ist Hornblende nie vorgefunden, und weiter enthielt
der Plagioklas, wenn seine Zusammensetzung festgestellt werden
konnte, nie mehr als 40°/o An.
�
Die von AsKLUND beschriebenen poikiloblastischen Plagio­
klase finden sich nach seiner Darstellung':' in der biotitführenden
Grenzfazies eines Amphibolitvorkommens, und der genannte
Verfasser deutet die Möglichkeit einer primären Granophyr­
struktur an.
Nach den oben angeführten Beobachtungen,
mit denjenigen an den Amphiboliten gemachten, und vielleicht
mit den von ASKLUND angegebenen Daten zusammengehalten,
ist es nicht ausgeschlossen, daß die Struktur in Verbindung
mit Biotitisierung von mehr oder weniger basischen Gesteinen
hervorgerufen worden ist. -- Das eine Ausscheidung von Si02
bei Biotitisierung von Hornblende unter Zufuhr von Kali denk­
bar ist, wird durch das nachfolgende Schema erläutert':':
�
"fältspatslirig
** Das Schema
Räsonnement
fachter Form
Randzon" I. c. S. 404, 408.
ist unter demselben Vorbehalt wie S. 108 gegeben. Das
zielt nur darauf, die quantitativen Verhältnisse in verein­
zu geben.
148
OLAF ANION
BROCH
2 Ca (Mg, Fe) 3Si4 01 2. 3 CaMg�Al2Si3Ü12 + 2 K20
"Hornblende"
+
H20
=
2 [ K2HA18Si30u. 3(Mg,Fe)2Si04l +5Si02+5Ca0
Biotit
Quarz
Falls die Hornblende (bez. das (die) unter den vorhandenen
Bedingungen stabile(n) Mineral(-ien)) nur die im Schema ange­
führten Komponente und im angegebenen Mengenverhältnis
enthält. so würde bei der Biotitisierung Kieselsäure und Kalk
freigemacht werden. Nach den rein stöchiometrischen Verhält­
nissen würde somit die Möglichkeit der Bildung eines Q u a r z ­
Bio t i t - F e I s e s unter Abgabe von gelöstem Kalk vorliegen.
Wenn aber die Hornblende daneben Natron, etwa als bei­
gemischtes NaAISi206 enthält, würde dies mit dem ausgeschie­
denen Si02 AI b i t bilden können. Führt die Hornblende mehr
Al203 als oben angenommen - was wohl oft der Fall ist - so
würde dies mit CaO und Si02 A n o r t h i t geben können. Im
Maximum könnte bei der Biotitisierung nach dem hier ent­
worfenen Schema die Hälfte des CaO in dieser Weise gebunden
werden (soweit freier Si02 (Quarz) nicht von vornherein vorliegt).
Daß die poikilitische Durchlöcherung der Plagioklasaugen durch Biotiti­
sierung hervorgerufen sei, ist somit nicht ausgeschlossen, bewiesen ist es
aber natürlich nicht. Viele andere Deutungen lassen sich in der Tat denken.
- So machte Professor V. M. GoLDSCHMIDT t auf die perlschnurartige
Anordnung der Nordmarkitfeldspate in Hornfelsschollen aufmerksam, und
deutete als eine Möglichkeit an, daß die Augen ursprünglich aus Kalifeld­
spat bestehen könnten, der später in Myrmekit umgewandelt wurde, so daß
der umhandelte poikiloblastische Plagioklas als Myrmekit (oder als ein Derivat
von Myrmekit) aufgefaßt werden könnte. Hierfür sprechen vielleicht die Quer­
schnitte der Augen (Fig. 6), die unwidersprechlich an Pseudomorphosen
erinnern. -Auf Veranlassen des Professors GoLDSCHMIDT wurde das Volumen­
verhältnis von Quarz und Plagioklas der Augen schätzungsweise (nach Rosr w AL)
bestimmt, und zwar wurde Q: P
ca. 1: 1 gefunden. BECKE2 gibt das Ver­
hältnis der Breiten von Quarzstengeln und zwischenliegenden Plagioklas­
parteien im ."v\yrmekit des Granitgneises von Stillup zu 1 : 4 oder 1 : 5 an,
bei Myrmekit aus Andesin bestehend 1: 2 oder I : 1 5 was der hier erwähnten
Deutung nicht widerspricht. Der von AsKLUND angegebene Quarzgehalt be­
trägt jedoch bei derselben Plagioklaszusammensetzung - wie ein einfacher
�
,
I
(22).
2
(2). S. 140.
,
149
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Überschlag zeigte - nur ungefähr die Hälfte des in den hier umhandelten
Augen gefundenen. --- (Die erwähnte Deutung wurde von GüLDSCHMIDT
selbstverständlich unter allem Vorbehalt ausgesprochen*.)
Der Dünnschliff einer Probe vom Typus I aus Helviktangen [9,7 17,7]
zeigte, daß der Plagioklas sowohl in der Grundmasse als in den Augen teil­
weise von S k a p o I i t ersetzt war. Der Skapolit der Augen war, wie die
obenerwähnten Plagioklase, von kleinen, runden Quarzkörnchen poikilitisch
durchlöchert und enthielt Einschlüsse (Überreste?) von Plagioklas der Zu­
sammensetzung ca. Ab60An40. Dieselbe Zusammensetzung zeigte der Plagio­
klas der Grundmasse. Außerdem ließen sich Quarz, ßiotit, Titanit, Apatit,
Schwefelkies und (Klino? -)Zoisit feststellen. - Der Skapolit, der nach
seiner Lichtbrechung (mit Quarz und auf den Spaltrissen liegenden, kleinen
Serizitschuppen verglichen) und seiner hohen Doppelbrechung kalkreich sein
dürfte, ist wahrscheinlich sekundär. Die Augen bestehen aus m e h r e r e n
Individuen (die Querschnitte Fig. 6 könnten sonst als Pseudomorphosen nach
Skapolit gedeutet werden), eine granatführende "Schliere" (S. 106) in der Nähe
des Ganges enthielt ebenfalls Skapolit.
·
Anhang. "Cordieritgneis". Zwei Handstücke, die während Studenten­
exkursionen vor dem Anfange dieser Arbeit aus der Nähe von Tangen mit­
genommen wurden, wurden bisher als vermutlicher Cordieritgneis angesehen.
- Das eine dieser Handstücke erwies sich sowohl makro- als mikroskopisch als
ein typischer Vertreter der im obigen Abschnitte umhandelten "Plagioklas­
ßiotit-Gneise". Das andere ist von einem etwas abweichenden Typus. Makro­
skopisch unterscheidet es sich nicht sehr viel von den erwähnten Gesteinen. Es
ist von grünlicher Farbe (Chloritisierung) und enthält nicht unwesentliche
Mengen von idiomorphem Schwefelkies (100). Die linsenförmigen Augen sind
von dunklerer Farbe und weniger an Zahl. Mikroskopisch wurde festgestellt,
daß die Grundmasse aus Quarz, serizitisiertem Plagioklas samt Chlorit**
(anscheinend nach Biotit) besteht. - Ein einzelnes Auge trat im Dünnschliff
auf. Es besteht größtenteils aus Serizit samt großen Mengen von kleinen,
unregelmäßig begrenzten Quarzkörnern. Außerdem lassen sich nicht ganz
unbedeutende Mengen von Chlorit nachweisen, z. T. auf parallel lau­
fenden, geradlinigen Rissen, die das Auge ununterbrochen durchsetzen.
(Weniger deutlich läßt sich ein anderes System von chloritgefüllten Rissen,
die annähernd senkrecht auf die obenerwähnten laufen, wahrnehmen). Der
Chlorit weist kräftigen Pleochroismus: y' blaugrün, 'Y.. farblos, auf. Die Aus­
löschung ist den Rissen parallel. - Das mikroskopische Bild erinnert an den
* Unter Voraussetzung eines ursprünglichen Kalifeldspates ließ sich die
Myrmekitbildung auch unter Biotitisierung denken, etwa derart, daß das
Ca ur,d Na des Myrmekitplagioklases der Hornblende (vgl. die oben
gegebene schematische Darstellung) und das K des Biotites dem Kali­
feldspat enstammte.
** ·:' grün, 'Y.. farblos. Unternormale, blaue Interferenzfarbe.
150
OLAF ANTON BROCH
von MÄKINEN I beschriebenen Gigantholiten (Pseudomorphosen nach T u r­
m a l i n), das hier umhandelte Vorkommen weist aber keine Granate auf. Der
Mangel an Feldspat ist unwesentlich (MÄKINEN I. c.).
Drei Auffassungen dieses Gesteins sind dann verhältnismäßig nahelie­
gend: I. Das Gestein ist eine serizitisierte Fazies der oben beschriebenen
Plagioklas-Biotit-Gneise. Der Chlorit (sowohl in der Grundmasse als in den
Augen) wäre in diesem Falle auf Kosten des Biotites gebildet.
2. Die
Augen sind Pseudomorphosen nach Turmalin. -- 3. Die Augen sind Pseudo­
morphosen nach Cordierit.
-
Dieses letztgenannte Gestein ließ sich im Felde nicht wiederfinden,
vielleicht ist das Vorkommen bei der Anlage des Weges und der Brücke
(Tangen) verhehlt worden. - Das Vorkommen eines Cordieritgneises inner­
halb des Gebietes ist somit recht zweifelhaft, und das Gestein spielt in jedem
Falle eine quantitativ untergeordnete Rolle.
Z u s a m m e n f a s s u n g d e r d r e i l e t zte n A b s c h n i t t e
(Amphibolitgänge, "Dioritaide Ganggesteine",
Plagioklas-Biotit-Gneise).
!Fig. 5; Fig. 6; Fig. 3, 4, Tafel I; Fig. 2, Tafel IV;
Fig. 3, Tafel V I; Fig. 3, 4, 5, 6, Tafel X I I I; Fig. I, 2, Tafel XIV).
Wie aus der Karte hervorgeht, finden sich in der Nähe
von Strandstuen l12,0 5,3] und im Flateby-Walde größere
·
gangförmige Massen von Amphibolit. Wahrscheinlich bezeichnen
die Massen einen ursprünglichen, intrusiven Gang, der später
durch Faltungsbewegungen aufgebrochen worden ist. Das Gestein
zeigt gabbroiden Chemismus (Tabelle 9).
Kleine Amphibolit­
gänge in der Nähe von Berger [1 I ,9 7,8] sind höchst wahr­
scheinlich mit den genannten größeren Massen verknüpft. Ob
dasselbe für die anderen, kleinen Gänge gilt, welche im
Glimmerschiefer-Leptit-Gebiet verbreitet sind, läßt sich nicht
sagen. - Diese letzteren laufen, wie diejenigen am Berger,
hauptsächlich dem Streichen parallel, jedoch nicht immer (vgl.
die Gänge bei Ursvik, S. 131, s. Fig. 3, Tafel I). -Die "diori­
toiden Ganggesteine", welche saurer (quarzreicher) als die
Amphibolite sind, kommen in kleinenMengen, und zwar augen­
scheinlich nur in der Nähe der großen Amphibolitgänge von
Strandstuen vor. Sie sind wahrscheinlich mit den letztgenannten
-
·
I
(43). S. 49 ff.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
15 1
verknüpft. - Im Migmatite finden sich kleine Bruchstücke von
Amphibolit, anscheinend ursprüngliche Gänge. Ähnliche kleine
Bruchstücke finden sich auch hie und da im Gneisgranitgebiet
Die erwähnten Amphibolite sind größtenteils, vielleicht aus­
schließlich älter als die Pegmatite und wohl auch älter als der
Granit':'. Ob dies mit den größeren Amphibolitgängen, die im
Gneisgranit vorkommen, der Fall ist, ist mehr zweifelhaft, jedoch
vielleicht nicht ausgeschlossen. Es wurde unter allem Vorbehalt
angedeutet, daß diese Gänge vielleicht relict seien, und daß
die sogenannten basischen Gneisgranite vielleicht zum Teil
durch "Aufschluß" von basischen Gesteinen (Amphiboliten) in
dem Granit entstanden seien.
Die Amphibolitgänge sind in ihrer Grenzzone b i o t i t i ­
s i e r t, der Biotit ist auf Kosten der Hornblende unter meta­
somatischer Zufuhr von K und Ausscheidung von Ca gebildet
worden (vgl. Tabelle 9) ':":'. Bei der Biotitisierung der Amphi­
bolitgänge bei Ursvik [7 ,5 19,5] sind eigentümliche Augen­
texturen hervorgerufen worden; es sieht so aus, als ob hierbei
Plagioklas und Quarz gebildet worden sind, und zwar ist der
Plagioklas kalkreich (in diesem Falle scheint das Ca der Horn­
blende Anorthitbildung veranlaßt zu haben, und ist vielleicht nicht
vom Gestein verschwunden). - Eigentümliche Strukturen und
Texturen (Fig. 6; Fig. 4, Tafel I; Fig. 2, Tafel XIV) , die den
Gesteinen eine gewisse Ähnlichkeit mit den Ganggrenzen
der Amphibolitgänge von Ursvik verleihen, weisen die sog.
Plagioklas-Biotit-Gneise auf, die wohl einen Chemismus etwa
wie Glimmer-Diorite haben möchten, und die eine besondere,
nicht leicht festzustellende Lage innerhalb der basischen und
intermediären Gänge des Gebietes einnehmen. - Die stöchio­
metrischen Verhältnisse bei der Biotitisierung von Hornblenden
wurden bei der Beschreibung dieser letztgenannten Gesteine
(S. 148) kürzlich behandelt.
·
'' Sie sind wahrscheinlich jünger als die Leptite und unzweifelhaft älter
als die letzte Faltung des Gebietes.
''"' Die Beobachtungen über Biotitisierung wurden auf Veranlassen von
Professor V. M. GoLDSCH MI DT unternommen, der schon früher bedeutungs­
volle Beobachtungen über diese Erscheinung gemacht hat (s. oben S. 133).
152
OLAF ANION BROCH
Disthengneise.
I.
Beobachtungen im Felde.
Die Disthengneise kommen fast ausschließlich in der Nähe
der Grenze des Suprakrustalkomplexes gegen den Gneisgranit
vor. Im Flateby-Wald (westlich von Flatebyviken [11,8 6,0])
nehmen sie recht große Gebiete ein, sonst finden sie sich
wesentlich innerhalb einer ziemlich schmalen Zone der Gneis­
granitgrenze entlang. Außerhalb der Grenzzone ist nur ein
einziges, kleines Vorkommen beobachtet worden, und zwar im
Glimmerschiefer bei "Fjellhammer" [9,6 12,1] in der Nähe von
Helvik. - Bei "Kvellsol" [1,2 24,4] und "Bratli" [0,5 25,4]
kommt ebenfalls ein wenig Disthengneis vor, es ist aber wahr­
scheinlich, daß der Gneisgranit von diesen Vorkommen nicht
weit entfernt ist (vgl. "Einleitung"). Die Vorkommen von Bratli
könnten übrigens den postkaledonischen Verwerfungsbreccien
angehören.
Von dem Disthengneis lassen sich im Felde verschiedene
Typen unterscheiden.
Im Norden des Gebietes, unweit Flaskebäk (ungefähr
[I ,0 23,0] ) werden Disthenporphyroblasten beobachtet, an
schmale biotitreiche Zonen oder Schlieren geknüpft, welche
in den Gesteinen des Glimmerschiefer-Leptit-Komplexes ihren
Verlauf haben. Die Grenze gegen den Gneisgranit wird in
diesem Gebiet von einer recht mächtigen Zone aus "hellem
Gneis"'' gebildet. Ähnliche helle Gneise sind in der Grenzzone
fast überall vorhanden. - Südwärts der Grenze entlang sieht man,
daß mehr oder weniger biotitreiche, disthenführenden Schlieren
längliche Parteien (Größenordnung I
10 m) in diesen hellen
Gneisen bilden, und zwar anscheinend ohne scharfe Grenzen.
Die Längenrichtung der Schlieren ist der Granitgrenze (dem
Streichen) parallel.
·
·
·
·
·
,
* Unter "hellem Gneis" werden hier Plagioklas- (insb. Albit-Oligoklas-)
reiche Gesteine verstanden, die der Grenze entlang vorkommen; es sind
die Albitgneise, Gedritgneise und Staurolith-Gedrit-Gneise, die später
behandelt werden. Helle Gneise im engsten Sinne sind die Albit­
gneise.
1 53
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
S üdlicher bei "Bakkelund" (ca. [9,5 8,5]) fängt der Disthen­
gneis an, einen bedeutenderen Teil des Komplexes auszumachen.
Außer als "Schlieren" , auf der einen Seite [8,9 8,5] in hellen
Gneisen, auf der anderen (z. B. bei "Mistral" [9,0 8,8]) in
leptitischen Gneisen, kommt er hier als größere, zusammen­
hängende Massen von selbständigerem Charakter vor*.
Das Gestein ist hier schiefrig und schlierig. Der schlierige
Charakter äußert sich durch größeren oder kleineren Biotit­
reichtum in schmalen paraHellaufenden Zonen (Fig. 2, Tafel Il).
Die Disthenporphyroblasten, die an die biotitreicheren Zonen
geknüpft sind, haben eine fransige Umgrenzung, die vielleicht
auf Zwillingsbildungen zurückzuführen ist. Zum Teil läßt sich
hier gefältelte Textur wahrnehmen.
Den makroskopischen Charakter des Disthengneises von
Bakkelund weisen auch diejenigen vom Flateby-Wald auf. Von
einem derartigen Disthengneis wurde bei Flatebyviken [11 ,7 5,7]
Analysenmaterial eingesammelt (S. 1 56). - Im Flateby-Wald tritt
auch ein anderer Typus auf, welchem der schlierige Charakter
fehlt. Große Porphyroblasten von Disthen sind gleichmäßig
in einer gleichkörnigen und recht grobkörnigen Grundmasse
aus Quarz, Feldspat und Biotit verteilt. Das Gestein ist etwas
schiefrig, aber nicht so stark als die obenerwähnten Typen.
Bei den letztgenannten waren die Disthenporphyroblasten an
biotitreiche Zonen geknüpft, hier sind sie von biotitreichen
Zonen umgeben (Fig. 3, Tafel II). Die Porphyroblasten des hier
behandelten Gesteinstypus treten als lange (bis auf I 0 cm), schmale
KristaBe auf, mit isometrischem Querschnitt, von 100 und 010
begrenzt. (Das abgebildete Gestein, Fig. 3, Tafel II weicht in
dieser Hinsicht etwas ab.)
Im großen Ganzen treten die Porphyroblasten der verwitter­
ten Oberfläche mehr oder weniger hervor, wodurch das Gestein
im Felde oft ein charakteristisches, warziges Aussehen aufweist
(Fig. 2, Tafel II). Die Größe der Disthenindividuen wechselt,
·
·
·
·
* Bei "Fjelltun" (7,9 11,5] kann das Bild an ursprüngliche Stratifikation
·
erinnern (Fig. 1, Tafel II). Bei "Mistral" [9,0 8,8! sind die Strukturen
einigermaßen denjenigen von Fjelltun ähnlich, jedoch sind die "Schichten"
·
von Disthengneis oft wiederholt unterbrochen und voneinander getrennt, so
daß eine etwaige "Telegrammstruktur" (Morse- Zeichenstruktur) entsteht.
154
OLAF ANION BROCH
die Querschnitte können, mit Durchmessern von der G röße
2-3 mm anfangend, bis auf diejenigen der Fig. 3, Tafel II
abgebildeten aufweisen (s. auch Albitgneis S. 176).
Das M i n e r a I ist gewöhnlich von heller Farbe. Die
charakteristische, blaß himmelblaue Farbe kommt vor; seltener
sind tiefblaue Individuen zu finden; oft sind die Porphyroblasten
weißgrau oder grünlich. Sie können eine gelbe Randzone
aufweisen und können (selten) auch durchaus gelb sein. Die
gelbe Farbe ist, wie die mikroskopische Untersuchung zeigte
in sekundärer Umwandlung (Serizitisierung) begründet (S. 160).
Das G e s t e i n (die Grundmasse) ist gewöhnlich hell bräun­
lich-violetter Farbe (Biotit) und schiefrig.
Bei Flatebyviken ( II ,7 5,7] laufen hie und da helle Quarz-Feldspat­
·
reiche Adern mit Mächtigkeilen bis auf 10 cm dem Streichen parallel. Sie
zeigen Andeutung ptygmatischer Faltung und sind vielleicht mit den Pegmatit­
gängen des Gebietes verknüpft (vgl. den Abschnitt " Pegmatite. Ptygmatische
Adern. Venite" ). In diesen Adern und z. T. auch im Disthengneis zu beiden
Seiten der Adern treten recht große Muskovitindividuen auf. Der Muskovit
ist sonst untergeordnet oder fehlend.
In der Sammlung des Mineralogisch.Geologischen Museums findet sich
eine Stufe, die tiefblauen Disthen in einer Quarzniere aufweist * . Solche
Vorkommen sind gewiß sehr selten; während der Feldarbeit ist nur ein
einziges iim Flateby-Wald) wahrgenommen.
Die Quarzniere bildet hier eine
Verdickung einer ptygmatischen Pegmatitader (s. S. 191).
II. Petrographische Untersuchungen.
(Fig. 3, 4, 5, Tafel XIV).
er..
D i e a u f t r e t e n d e n Min e r a l i e n.
Als H a u p t g e m e n g t e i 1 e ':":' können Disthen, Quarz,
Plagioklas (Oligoklas), Biotit und oft Chlorit (nach Biotit)
sowie ein wenig Muskovit (in vielen Fällen sicher sekundär,
durch Serizitisierung von Disthen gebildet) auftreten. Als Neb e n­
g e m e ngt e i l e lassen sich gewöhnlich Apatit, Rutil und Zirkon,
seltener Turmalin und Staurolith feststellen.
"' Die Stufe entstammt wahrscheinlich der Zeit KEILHAUS (vgl. Einleitung)
und ist angeblich aus Fladebye (d. h. dem Flateby - Wald).
'� * Betreffs des Auftretens von farblosem Chlorit in Disthengneisen vgl.
S. 176.
155
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Der
Disthen
ist im Dünnschliff farblos und
mehr-weniger starken
Serizitisierung (bisweilen
serizitisiert,
sieht
Serizit)
bisweilen
und
häufigen
Zwillingsgrenzen
un d
ist
ist
er
mit
seiner
fast völlig
man nur eine schmale Randzone aus
Zwillingsbildungen
nach
verschiedenen
(mit
unregelmäßigen
Gesetzen)
leicht
zu
identifizieren.
!Die Doppelbrechung wurde nach der Interferenzfarbe auf ca. 0,008--0,015
geschätzt.
Schnitte mit vielen Spaltrissen haben gewöhnlich parallele Aus­
'
löschung
y parallel den Spaltrissen, zeigen oft Bisectrix y, und lassen
die Teilbarkeit nach 0 01 erkennen. o:-Schnitte weisen wenige Spaltrisse auf
-
und einen Auslöschungswinkel
-
30° (y').
Der Achsenwinkel ist groß.)
Das Mineral ist mehr oder weniger poikiloblastisch, unter den
Ein schlüssen ist Quarz vorherrschend. Der poikiloblastische Charakter
kann so ausgesprochen sein, daß der Dünnschliff eines Porphyro­
blasten wesentlich Quarz aufweist, mit zerstreuten, kleinen Flecken
von Disthen,
welche oft die gleiche optische Orientierung haben.
Wenn dies letzteres nicht der Fall ist, l iegen wahrscheinlich Zwil­
lingsbildungen vor (gruppenweise gleichzeitige Auslöschung).
Quarz ist immer, aber in wechselnder Menge vorhanden.
Plagioklas
Menge.
kommt fast immer vor*, ebenfalls in wechselnder
Die Z u s a m m e n s e t z u n g schwankt bei den untersuchten
Gesteinen zwischen Ab112An8 und Ab82An18. Das Mineral ist gewöhn­
lich frisch (wenig serizitisiert).
Zwillinge sind selten.
Biotit ist immer und gewöhnlich in großer Menge vorhanden.
Er ist dem Biotit der Leptite und Glimmerschiefer ähnlich.
Zum
Teil ist er etwas chloritisiert, mit Sagenitnadeln und Erz.
Apatit und Zirkon kommen als kleine, rundliche Körnchen vor,
der letztere ist, wenn im Biotit eingeschlossen, von scharf begrenzten,
pleochroitischen Höfen umgeben.
Rutil läßt sich in recht großen ,'V\.engen beobachten.
Er ist
bräunlich-gelb oder grünlich, zeigt bisweilen idiomorphe Umgrenzung,
bisweilen ist er völlig allotriomorph (xenoblastisch) .
Brauner Turmalin, denjenigen der Glimmerschiefer und Leptite
ähnlich, kommt bisweilen vor. In recht großer Menge ließ er sich
im Disthengneis von "Fjellhammer" (S. 152) nachweisen, im Disthen­
gneis aus Bakkelund
Staurolith
(S. 153) kommt er als Einschlüsse im Disthen vor.
ist in
verschwindender Menge in ein paar Fällen
festgestellt worden (s. aber auch Staurolith-Disthen-Gneis) .
Nur die eingesammelte Probe vom Disthengneis von " Fjellhammer"
IS. I 52) (somit außerhalb der Kontaktzone !) wies keinen Plagioklas auf.
156
OLAF ANTON BROCH
ß. St r u k t u r u n d T e xt u r.
Daß die Disthengneise als p o r p h y r o b I a s t i s c h bezeichnet
werden müssen, geht aus dem obigen h e rvor. Der p o i k i I o­
b I a s t i s c h e Charakter der Porphyrobiasten ist schon erwähnt.
Die G r u n d m a s s e ist g r a n o b I a s t i s c h mit ungefähr gleich
großen Quarz- und Feldspatkörnern. Die U m g r e n z u n g der
Körner kann w e I I i g sein; an vielen Stellen, z. B. im Flat e by­
Walde, ist die Umgrenzung, besonders der Plagioklaskörner,
p o ly g o n a l, wodurch eine recht typische Pfl a s t e r s t r u k t u r
hervorgerufen wird. Wenn das Gestein diese S truktur aufweist,
ist es (makroskopisch ) oft etwas locker- zuckerkörnig. - Der
mittlere K or n d u r c h m e s s e r der Grundmasse beträgt gewöhn ­
lich ca. 0,20 mm. Die mehr oder weniger ausgeprägte Schiefrigkeit
wird durch Parallelanordnung der Glimmerblätter hervorgerufen.
y.
Q u a n t i t a t i v e m i n e r a l o g i sche und c h e m i sche
Z u s a m m e n s e t z u n g.
Das Analysenmaterial wurde S. 153 erwähnt. Mikroskopisch
wurden im Gestein Disthen, Plagioklas, Quarz, Biotit (und
ein wenig Muskovit) als Hauptgemengteile, und Apatit, Zirkon,
Rutil und Staurolith als Nebengemengteile festgestellt ( Fig. 3,
4, 5, Tafel XIV).
Der
Disthen
zeigt eine schmale
Randzone von Serizit, samt
schmalen Serizitzonen an den Rissen nach 00 I ; er ist verhältnis­
mäßig frisch und verhältnismäßig wenig poikiloblastisch.
Der Plagioklas ist auch recht unzersetzt.
wurde als etwa
Der Anorthitgehalt
1 7-18 O;o bestimmt.
Der Biofit ist nur wenig chloritisiert.
Die Bestimmung des s p e z i f i s c h e n G e w i c h t e s ergab
2,784. Auf Grundlage der c h e m i s c h en An a l y s e des Herrn
E. KLüVER wurde die M i n e r a I b e r e c h n u n g in nachfolgender
Weise unternommen (s. Tabelle II) .
1, 2, 3, 4, 5, 6, s. S. 94.
Die berechnete Plagioklaszusammensetzung
beträgt AbsoAn2o·
7. Baü wurde als Celsian verrechnet.
8. Ti02 wurde als Rutil verrechnet. (0,8 Ofo der Dünnschliffebene wird
von Rutil eingenomrr:en, was einem höheren Rutilgehalt als dem berechneten
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
1 57
entsprechen wurde - wahrscheinlich ist Rutil in dem betr. Dünnschliffe
zufällig reichlich repräsentiert).
9.
Nach RostWAL wurde der Muskovitgehalt auf 0,75 Vol.proz. geschätzt.
Die Schätzung darf nur als angenähert betrachtet werden. Wenn es sich aber
um derartig kleine Mengen handelt, wird ein eventueller Fehler nicht besonders
störend auf das Resultat einwirken. Dies wird durch die recht wahrscheinliche
Biotitzusammensetzung bestätigt, welche die weitere Berechnung ergibt (s. unten).
10. Fe20a, FeO, MnO, MgO, sowie Überrest an K20 und H20 werden
zu Biotit verrechnet. - Das Mengenverhältnis dieser Oxyde entspricht dem
Biotit (Haughtonit) von Loch- na-Muilne (II, Tabelle 10) . Wenn angenommen
wird, daß der Biotit im Disthengneis denselben Gehalt an Al203 und Si02
wie der genannte Biotit aufweist, so ergibt sich die Zusammensetzung I der
Tabelle 10.
Tabelle 1 0.
SiO , . . . . . . . .
Al,03 . . . . . . .
Fe,O" . .. ' . .
FeO . . . . . .. .
MnO . . .. . . .
. ..
M gO
K,O .. .. .. . .
H,O . . . . . . .
I.
. . . . . .
. . . . ..
. . . . . .
. . . .. .
. . . . ..
. .. . . .
.... .
. . . . ..
I I
I
I
II
36 4
17,3
3,3
15, 9
0,2
11,8
9,9
5,3
36,46
17,25
4,18
15,33
0,54
12.23
9,20
3,39
99,6
99,93
Berechnete Zusammensetzung des Biotites im Disthengneis.
ßiotit ( Haughtonit), Loch- na-Muilne I leinschl. 0,66 o o Na20, 0,69 o o CaO).
II.
I I.
12.
Der Überrest an Al203 wurde als Disthen verrechnet.
Der Überrest an Si02 wurde als Quarz angesehen.
Bei der Berechnung des sp. Gewichtes wurde der Wert für Feldspat
dem ROSENBUSCH-WÜLFINC'SCHEN Lehrbuch2 entnommen, für ßiotit wurde
der Wert 3,03 angewandt", für Disthen, dessen sp. Gewicht als 3,5-3,7
angegeben wird, der Wert 3,5, weil hierdurch die beste Übereinstimmung
zwischen dem berechneten und dem experimentell bestimmten scezifischen
Gewicht des Gesteins erreicht wird.
1121 S. 695, No. 125.
1461 S. 348.
''' HEDDLE ((29) S. 75) gibt für Haughtonit praktisch identischer Zusammen­
I
z
setzung 3,032 an.
158
OLAF ANTON BROCH
Tabelle II. Disthengneis, Flatebyviken.
"ff
"'
0.
.;:::
:
'-
"'
<t:
0
c
u
<t:
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·:;:
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0
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t:
.;::::
0'
Cl
V
E
E
:::l
(/)
I
Q)
lfJ
,.;;--.
"'
c
<t:
- 2,52 15,41 0,03
0,36 7,43 4,31 36,91 66,97 66,97
Si02
0,63
0,63
Ti02
0,63
17,64 17,64
- 2,13 4,34 0,03
0,31 3,52 7,31
Al203
- 0,66
0,66 0,66
Fe,O,
- 3,24
3,24 3,24
FeO . . . .
0,03
0,03
0,03
MnO .. .
2,40 2,40
2,40
MgO
1,37
1,37
CaO . . . . 0,16 0,04 1,17
0,04 0,04
BaO
- 0,04
2,64
2,64
Na,O . . .
2.64
2,12 2,12
K 0
0,09 2,03
0,04 1,08
1,22 1,22
H207 . .
0,96
H,O + ..
0,12 0,12
0,12
P205
0,03
0,03
0,03
CO , . . . .
Sp.
CI . . . .
Sp.
F . . . .
-I
-I
-I
-I
s . . . . . .
-I
-I 0,017
-I
•
2
•
.
•
0
0
0
.
•
.
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
.
.
.
Summe .
G
V
.
.
. .
[
[
1 1 1
. . ·
3,22 2,79
. . . . 0,087 0,025
.
[
[
[
[
[
[
[
[
[
0,28 o,ü7 5,82 22,39 o, 1o 0,63 o,8o 2o,39 11,62 36,91 99,0 1 99,987
2,651
10,830
1 1 1 1 1
3,5 2,65
4,25 2,87 3,03
0,148 0,279 6,725 3,320 13,930 35,444
'
s
99,01/35,444
Gefunden: s
�
cc
2,795
2,784
1
-
Analyse von E. KLÜVER.
Modusbestimmung des Verfassers.
Das Resultat könnte darauf deuten, daß der Biotit in der
Wirklichkeit ein niedrigeres spezifisches Gewicht als voraus­
gesetzt habe (er ist ein wenig hydratisiert--chloritisiert). Nach
ähnlichen Erwägungen wie die für den Biotit im Torvvikgranit
(S. 94) geltend gemachten, könnte der etwas hohe Wassergehalt
(s. Tabelle 10) dahin gedeutet werden, daß der Biotit weniger
K20 als oben angenommen enthalte, d. h. daß der berechnete
Biotilgehalt ein wenig zu hoch, der Muskovitgehalt ein wenig
zu niedrig sei. - Eine Ungenauigkeit ist es ebenfalls, daß der
kleine Staurolithgehalt nicht mitgerechnet wurde. Diese Unge­
nauigkeit ist aber kaum größer als diejenige, die bei der Vernach­
lässigung von Zirkon verursacht wird.
159
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Staurolith-Disthen-Gneise.
Die Disthengneise können wie oben erwähnt ein wenig
Staurolith führen. Als Übergangstypen zwischen Disthen- und
Staurolithgneis (s. den folgenden Abschnitt) treten Gneise auf,
die Porphyroblasten sowohl von Disthen als von Staurolith
führen; im Felde gibt es zwischen Disthen- und Staurolith­
gneisen scharfe Grenzen.
Folgt man etwa dem Berger-Weg (S. 107) nach Westen hin, so gelangt
man aus dem Gebiete des planschiefrigen Granatglimmerschiefers [ 10 8 8,0]
,
·
nach kurzer überdeckter Strecke in das Gebiet des gefältelten, " venitischen"
Granatglimmerschiefers [10,4 7 ,7] (S. 109, 126, 194) (Fig. 1, Tafel VII). Nur
wenig westlicher tritt ein Gestein auf, das sich vom gefältelten Granatglimmer­
·
schiefer augenscheinlich nur dadurch unterscheidet, daß in ihm anstatt des
Granates Staurolith auftritt. Bald nachher fängt Disthen an, neben dem Stauro­
lith aufzutreten, und endlich verschwindet Staurolith indem man in das
Disthengneisgebiet von Bakkelund (S. 153) hineintritt. (Dieser Disthengneis
geht weiter westlich (bei "Aastorp" [8,9 8,3]) in Staurolith- und Staurolith­
Gedrit-Gneis über. Auch dieser Übergang ist anscheinend kontinuierlich,
·
wenn auch das Terrain hier etwas überdeckt ist.) - Es besteht somit an­
scheinend eine kontinuierliche Übergangsserie zwischen dem gefältelten
Granatglimmerschiefer und dem Disthengneis. -- Falls nun der gefältelte
Granatglimmerschiefer nur eine Fazies des planschiefrigen ist, was nach
Mineralinhalt iS. 126) und Lokalität recht wahrscheinlich sein könnte, so sieht
es also aus, als ob der G r a n a t g I i m m e r s c h i e f e r d e s B e r g e r-W e g s
g e n e t i s c h m i t d e n D i s t h e n- u n d S t a u r o l i t h g n e i s e n v e r k nü p f
ist, und somit, wie später hervorgehen wird, auch mit den übrigen "Natron­
Tonerde-Gesteinen".
Einzelne Dünnschliffe von Staurolith-Disthen-Gneisen wurcen
bearbeitet. Die Gesteine unterscheiden sich m i k r o s k o p i s c h
nicht
wesentlich von einerseits den
Disthengneisen.
Staurolith
braunem
in
Staurolith-, andererseits den
Man sieht P o r p h yro bIa s t e n von Disthen und
einer
Biotit,
Grundmasse
in wechselndem
von
Quarz,
Plagioklas
Mengenverhältnis.
Als
und
Neben­
gemengteile treten Rutil, Apatit und Zirkon auf.
Gesetzmäßige Verwachsungen von Disthen und Staurolith
scheinen selten zu sein. Makroskopisch wurde die Erscheinung
160
OLAF ANTON BROCH
nie beobachtet, und im Dünnschliff nur in einem einzelnen
Falle'�:
Der Bisectrix "- beider Mineralien stand auf der Ebene des Dünn­
schliffes senkrecht. Schwingungsrichtung ; des Staurolithes war mit der Trace
von (0 I 0) !Spaltrissen 1 des Disthens parallel. (Auslöschung des Disthens 30°).
Somit die gewöhnliche Orientierung:
Fläche I 00 Disthen :f 0 I 0 Staurolith
Zone 100:010 Disthen :f 100:010 Staurolith
Ein loser Block aus biotitreichem, zuckerkörnigem Gneis bestehend,
welcher bei Strandstuen gefunden wurde, zeigt makroskopisch Porphyroblasten
von Staurolith, in kanariengelben Pseudomorphosen umgewandelt, die den
rhombisch -linsenförmigen Querschnitt des Staurolithes zeigen und Über­
reste von rotbraunem Staurolith enthalten. Daneben finden sich ähnlich
gefärbte Prismen !Länge 1-2 cm, Dicke ca. 3 mm) vom Habitus des Disthens.
Der Dünnschliff zeigte, daß der Staurolith teilweise serizitisiert war**, weiter
ließ sich serizitisierter Disthen nachweisen. Die Grundmasse erwies sich
als aus braunem Biotit großen, polygonalen Plagioklasen und ein wenig Quarz
bestehend. Streupräparate der gelben Prismen wiesen große Mengen von Serizit
auf. Sowohl Staurolith wie Disthen können somit in k a n a r i e n g e l b e
Se r i z i t p s e u d o m ur p h o s e n umgewandelt werden.
Die gelbe Farbe ist wohl durch eine andere Oxydationsstufe desselben
Farbstoffes verursacht, welchem die blaue Farbe des Disthens, vielleicht auch
die rote Farbe des Staurolithes zuzuschreiben ist***.
Staurolithgneise ':":"":' .
I. Beobachtungen im Felde.
Die Staurolithgneise gehören im Felde im großen gesehen
denselben Gebieten wie die Disthengneise. Sie sind ausschließ­
lich in der Nähe des Gneisgranites vorgefunden worden. -- Im
Norden treten sie schlierenförmig in leptitischen Gneisen und
* Wegen des poikiloblastischen Charakters der Porphyroblasten und der
häufigen Zwillingsbildungen des Disthens würden allerdings solche Ver­
wachsungen recht schwierig zu entdecken sein.
** Serizitisierung ist bei den Staurolithen von Nesodden äußerst selten.
*** Nach dem Vorschlag von Professor V. M. GoLDSCHMIDT werden später
Staurolith und Disthen von Nesodden auf Vanadium untersucht werden.
****
Staurolithführende, helle "Garbenschiefer" und "Staurolith-Augengneise"
werden später behandelt.
161
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Glimmerschiefern, sowie in "hellen Gneisen" auf.
Größere,
zusammenhängende Gebiete von Staurolithgneis liegen im Flateby­
Walde vor. - Die G r u n d m a s s e der Gesteine ist derjenigen
der Disthengneise einigermaßen ähnlich, vielleicht ist sie gewöhn­
lich etwas biotitärmer. - Außerdem kommen z. B. bei "Fjelltun"
[7,9 II,5] Staurolithgneise mit Porphyroblastendurchmesser von
0,2-1 cm in ziemlich feinkörniger, oft wenig schiefriger Grund­
masse vor, eine Grundmasse, welche, als Gestein genommen,
wie die leptitischen Gneise aussieht.
Die S t a u r oIi t h p o r p h y r o bIa s t e n können in der
Grundmasse ziemlich ungleichmäßig verteilt sein. Bei "Fjelltun"
[7,9 1 1,5], wie auch an manchen Orten im nördlichen Teil des
Grenzgebietes sind sie zum Teil in Zonen angeordnet. Diese
Zonen können biotitreicher als das Nebengestein sein (vgl.
Disthengneis). Sehr oft, vielleicht am häufigsten, sind die P o r­
p h y r o b l a s t e n v o n e i n e r mehr-weniger markierten, h e l l e n
Z o n e u m g e b e n , deren Breite zwischen 2 und I0 mm wechselt.
Im Flateby-Wald kommt Staurolithgneis vor, dessen Stau­
rolithporphyrobiasten die Größe 1 x 2 x 8 cm erreichen kann,
und welche in einer recht grobkörnigen Grundmasse aus Quarz,
Feldspat und Biotit gleichmäßig-_ verteilt sind (Fig. 1, Tafel VIII).
Die Porphyroblasten sind von "hellen Zonen" umgeben, die
oft eine Breite bis auf 10 mm haben. Hie und da sieht man
dieselben hellen Parteien auch in der Grundmasse zwischen
den Porphyroblasten, und z w a r s i n d s i e d a nn a l s d i f f u s
b egren zt e , ku rze, z. T. p t y g m a t i s c h e Ade r n ent ­
w i c k eIt (Fig. 2, Tafel VIII). - Dieser Gn eis, aus welchem
bei [II ,5 5,8] , also i n d e r u n m i t t eIb a r e n N ä h e d e s
an a ly s i e rt e n D i s t h e n g n e i s e s , das Analysenmaterial ein­
gesammelt wurde, zeigt keine Spur von dem schlierigen Habitus,
welcher so viele Disthen- und Staurolith-Disthen-Gneise (selte­
ner Staurolithgneise) charakterisiert, und ist mit seinen gleich­
mäßig verteilten Porphyroblasten als ein wohl definierter
Gesteinstypus zu bezeichnen.
Wie bei den Disthengneisen treten die P o r p hy r o bIa s t e n
der Oberfläche gewöhnlich hervor (Fig. 1, Tafel VIII). Nur in
einem einzigen Falle wurde ein Zwilling, und zwar anscheinend
nach (232), (in der Oberfläche) vorgefunden. Sonst sind die
·
·
·
1'\orsk Geol. TiJsskr. IX.
II
162
OLAF ANTON BROCH
Porphyroblasten meist einfache, idioblastische Individuen. Vor­
herrschend ist ( II 0), auch (00I) läßt sich beobachten, seltener (0 I 0)
( schmal) . (101) (?) kommt auch vor. � Die Kristalle weisen
die charakteristische rotbraune Farbe des Staurolithes auf, doch
fällt sie wegen poikilitischer Durchlöcherung etwas. hell aus.
Die Flächen sind rauh, oft mit kleinen, ( parallelen) , spiegelnden
Parteien, durch unregelmäßige, kleine Grübchen voneinander
getrennt. Die Spaltbarkeit nach (010) läßt sich wahrnehmen.
Das Mineral ist gewöhnlich ziemlich unzersetzt.
11. Petrographische Untersuchungen.
Im Mikroskop ( Fig. 6, Tafel XIV; Fig. I, 2, 3, 4, Tafel XV )
sieht man die Ha u p t g e m e n g t e i 1 e: Staurolith, Plagioklas,
Quarz, Biotit und die N e b e n g e m e n g t e i l e: Rutil, Apatit,
Zirkon.
Der
farblos.
Staurolith
zeigt den
Pleochroismus:
Er ist von unregelmäßigen
'
y goldgelb >
Rissen durchsetzt,
sich Spaltrisse (parallel der Schwingungsrichtung
z.
x'
T. lassen
'
y ) wahrnehmen.
Er ist immer (s. aber auch Staurolith-Augengneis) poikilitisch durch­
löchert, wobei die Quarzeinschlüsse gegenüber den anderen (wesent­
lich ein wenig Plagioklas) stark vorherrschen
Die poikiloblastische
Struktur kann fast ebenso ausgesprochen sein wie diejenige des
Disthens (S. 155).
Der Staurolith ist auch mikroskopisch deut­
�
lich idioblastisch, indem geradlinige Begrenzung, trotz des starken
poikilitischen Charakters, oft wahrgenommen wird (Fig. 6, Tafet XIV
Fig. 3, 4, Tafel
sie kommen in
XV). Zwillinge müssen außerordentlich selten sein,
keiner der
Dünnschliffe
vor.
Das
Mineral
kann
sekundär serizitisiert sein, wenn auch dies selten vorkommt. Bei
.,Fjelltun" [7,9 I I ,5] kommt chloritisierter Staurolith vor. In einem
·
Dünnschliff wurde festgestellt,
daß das Mineral teils am Rande,
teils vollständig in einen feinschuppigen
Chloritaggregat
verwan­
delt war.
Der Plagioklas hat ziemlich konstante
die zwischen Ab112Ans und Ab88An12 liegt.
Individuen
Zu s a m m e n s e t z u n g,
Die
U rngrenzung
der
ist in vielen Dünnschliffen wellig, oft aber auch poly­
gonal. Zwillingsbildungen nach Albit- und Periklingesetz sind selten,
die Lamellen wenig an Zahl und breit.
Der Quarz kommt wie der Plagioklas in wechselnden Mengen
vor, seine Umgrenzung ist wellig.
Der Biotit ist der
Sagenit und Erz.
gewöhnliche braune, z. T. chloritisiert mit
GN EISKOMPLEX AUF NESODDEN
Der Rutil (Fig. I, Tafel
163
XV) ist wie derjenige in den Disthen­
gneisen, bisweilen ist er im Plagioklas eingeschlossen.
Apatit
und Zirkon kommen in nicht bedeutender Menge vor.
Betreffs S t r ukt u r und T ext u r der Staurolithgneise sei
folgendes erwähnt: Feinkörnige Typen (mittlerer Korndurch­
messer ca. 0,17 mm) mit granoblastischer Grundmasse kommen
z. B. bei "Fjelltun" [7,9 11,5] vor. Im Flatehy-Wald kommen
mehr grobkörnige Gneise vor (mittlerer Korndurchmesser der
Grundmasse ca. 0,25 mm), die oft eine recht ausgeprägte
Pflasterstruktur (polygonale Plagioklase) aufweisen, was einer
gewissen zuckerkörnigen Konsistenz des Gesteins entspricht. Die h e l l e n Z o n e n (S. 161) (Fig. 2, Tafel VIII), welche die
Porphyroblasten umgeben, treten mikroskopisch nicht immer
so deutlich hervor. Am besten lassen sie sich in den fein­
körnigen Typen von Fjelltun beobachten. D e r i d i o b l a s t i s c h e
S t a u r ol i t h, v o n k l e i n e n Q u a r z k ö r n c h e n (mit Durchmessern
wie denjenigen der Quarzindividuen in der Grundmasse) p o i­
k i l i t i s c h d u r c h l ö c h e r t, i s t v o n g r o ß e n , p o l y g o n a len
P l a g i o k l a s e n (Ab88An12), mit Durchmessern bis auf 0,7 mm,
u m g e b e n (Fig. 6, Tafel XIV).
Das A n a ly s e n m a t e r i a l wurde oben (S. 161) erwähnt
(s. auch Fig. I und 2, Tafel VIII, Fig. I, 2, 3, 4, Tafel XV); es
führt die gewöhnlichen Mineralien. Der Biotit ist ein wenig
chloritisiert, die Plagioklas-zusammensetzung wurde mikro­
skopisch zu Abs9An11 bestimmt. Die A nalys e wurde von
E. KLüVER ausgeführt. - Eine vorläufige M i n e r a I b e r e c h­
n u n g ergab als Resultat das unten (Tabelle 12) angeführte.
·
Der Modus wurde folgenderweise bestimmt:
1, 2, 3, (4), .5, 6, 7, 8, s. S. 1.56. Die berechnete Plagioklaszusammen­
setzung beträgt AbuoAn1o.
Y. Vorläufig wird angenommen, daß der Biotit wie derjenige des Disthen­
gneises zusammengesetzt ist.
I 0. Die Überreste an Al203, Fe"O", FeO, MgO (und H20) werden zum
Staurolith verrechnet.
DiesVerfahren führte zu einer Staurolithzusammensetzung, die
nach den molekulären Verhältnissen nicht unwahrscheinlich war,
dabei aber sehr MgO-reich. Deshalb wurde die Zusammensetzung
164
OLAF ANTON BROCH
Tabelle 12.
Staurolithgneis. Flatebyviken.
Si02
Ti02 ••••. •••. •••••••
Al20a
. .
Fe20s . ... . . . .. . . . . . .
Fe ü
MnO. . . .... . . ... . ...
MgO . .... . ... . . . ..
CaO . . . . . . .... . . . . . .
BaO . . ....... . . .... .
Na20 . . . . . . . .. . . ... .
K20
... . 00...
H20 + . .. . . ..
H20 +- ... . . . ... . .. ..
P205•••••••••••••. ••
co2 .. ... ..... . . . . .
Cl . . . .. . .. . ...
F . .. ... .............
s
0
0
0
0
0
0
0
0
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0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
66,16
0,63
17,91
0,92
2,10
o,n2.
2,28
1,26
0,016
5,92
1,15
1,14
0,34
0,1 I
o
Sp.
Sp.
0,017
0
.
0
0
0
.
.
.
0
0
0
.
0
0
0
0
0
0
.
.
.
0
0
.
0
.
.
0
0
.
0
.
0
0
0
0
0
.
_
.
0
.
.
0
0
0
99,97,
Quarz . .
Staurolith . ..... .... . . .
Biotit . . . . . . . . . . . . . . . .
Albit . ..... . .. ..... . .
Anorthü .. .. ... . . ...
Celsian . . . . . . . . . . . . . .
Rutil . . . .. . ..... . . . . .
Apatit . . . . . . . . . . . . . ...
0
0
0
0
.
.
.
.
.
0
0
.
.
.
0
0
.
21,99
9,05
II ,74
50,09
5ß2
0,04
0,63
0,26
99,62
Analyse von E. KLÜVER. Vorläufige Modusbestimmung des Verfassers.
des Biotites chemisch nachgeprüft'\ und es stellte sich heraus,
daß dies letzteres Mineral etwas eisenärmer als bei der Berech­
nung vorausgesetzt war. Dies wird aber das oben angeführte
Endresultat nicht wesentlich beeinflussen. - Daß der Staurolith
trotzdem relativ MgO-reich ist, bleibt dabei nicht ganz unwahr­
scheinlich. Eine Analyse des Staurolithes von Nesodden ist
noch nicht unternommen, sie möchte eventuel bei einer späteren
Gelegenheit veröffentlicht werden.
*
Bestimmung von Eisen und Magnesia.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Anhang 1.
165
"Staurolith-Augengneise".
Im Flateby-Wald kommen in großen Mengen Gneise mit
eigentümlicher, grober Augentextur vor (Fig. 4, Tafel II; Fig. I,
Tafel III; Fig. 3, Tafel X). Die Augen bestehen aus femischem
Material, von hellen Zonen umgeben, welche denjenigen um den
Porphyroblasten in den Staurolithgneisen ähnlich, aber von
größeren Dimensionen als die letzterwähnten sind.
Die
nähere Beschreibung dieser höchst ei gentümlichen Gesteine
wird für eine spätere Publikation vorbehalten , an dieser Stelle
seien nur einige vorläufige Ergebnisse mitgeteilt.- Makroskopisch
erkennt man, daß die Augen eine "P u p i l l e" in Form einer
oder mehrerer rotbrauner, idioblastischer Staurolithkristalle von
3-4 mrn Größe, eine "Ir i s" (der dunkle Kern, der in den
Abbildungen zum Vorschein kommt) aus strahligem bis wirbei­
förmigem Chlorit, und einen weißen "Au g a p f e l" (helle Zone)
aus Quarz- Feldspat aufweisen. - Die Grundmasse wird aus
Staurolithgneis mit poikilioblastischen Staurolithkristallen von
4 -5 mm Größe gebildet. Das Gestein tritt in etwas verschie­
denen Typen auf (vgl. die Abbildungen), die nachfolgenden
mikroskopischen Beobachtungen beziehen sich auf denjenigen,
der in der Fig. 4 , Tafel II abgebildet ist.
�-
Die G r u n d m a s s e enthält:
Staurolith. ldioblastisch, poikilitisch von Quarz und Plagioklas
durch löchert.
Plagioklas. Reichlich vorhanden. Polygonale Umgrenzung.
Frisch. Wenige und breite Zwillingslamellen nach Albit- und
Periklingesetz. Anorthitgehalt etwa 8-9° o.
Quarz. Recht reichlich. Wellige Umgrenzung.
Biotit. Braun, etwas chloritisiert.
Rutil. Wie bei den Disthen- und Staurolithgneisen, aber am
Rande und an Rissen in eine opake, matt-geblich reflektierende
Masse verwandelt, welche den früher erwähnten Pseudomorphosen
nach Titanit ähnlich ist (S. 93).
Die S t r u k t u r ist granoblastisch, die Plagioklase zeigen
Pflasterstruktur. Der mittlere Korndurchmesser ist etwa 0,20 mm.
Die Staurolithe der " P u p i II e" sind idioblastisch und enthalten
augenscheinlich k e i n e E i n s c h l ü s s e . Die helle Zone ("A u g a p f e l")
besteht aus Quarz und polygonal umgrenzten Plagioklasen. In der
"I r i s" erkennt man außer Rutil zwei Chlor i t art e n. Chlorit 1 findet
-
166
OLAF ANTON BROCH
sich als strahlig bis wirbeiförmig angeordnete Schuppen am Rande
der "Iris" und ist zum Teil im Quarz und Plagioklas der hellen
Zone eingeschlossen. Wirbeiförmige Einschlüsse, insbesondere im
Plagioklas, welche an die von ScHMIDT und BECKE 1 beschriebenen
erinnern, lassen sich wahrnehmen. Der Chlorit ist von s c h w a c h e r
'
F a r b e mit dem Pleochroismus y farblos < 'Y. 1 sehr schwach
grünlich. Die Interferenzfarbe ist gelbweiß (1. Ordnung). -- Der
innere Teil der Iris zeigt sich aus länglichen Körnern (ca. 3 >. 12 mm)
aufgebaut zu sein, welche anscheinend zum größten Teil von gleich­
mäßig orientiertem Chlorit (Chlorit 2) bestehen. Außer dem Chlorit
läßt sich feines, opakes Material wahrnehmen, derartig angeordnet,
daß die Körner gleich wie in ihrer Längenrichtung gestreift aus­
sehen. Außer den genannten Gemengteilen lassen sich auch Streifen
höherer Doppelbrechung erkennen, welche, wie aus der Beobachtung
bei stärkerer Vergrößerung hervorgeht, aus einem feinschuppigen,
farblosen Aggregat, vielleicht Serizit, bestehen. Chlorit 2 ist etwas
stärker grüngefärbt als der obenerwähnte wirbeiförmige Chlorit ( 1 ).
'
y' ist den Streifen parallel, der Pleochroismus ist: y grünlich > o.'
farblos.
Die langen Körner könnten das Umwandlungsprodukt eines
im vorliegenden Schnitte wie monotom aussehenden Minerals
sein. Nach dem makroskopischen Aussehen würde man am
ehesten an eine Hornblende denken, und nach der Assoziation
mit dem f arb lo se n Chlorit ist ein ursprünglicher Gedrit n ich t
ausgeschlossen (S. 175 ff.).
Die Einschlußwirbel könnten auf eine Deformation des
Gesteins während des Wachstums der Albitholoblasten hindeuten 1•
Die Beobachtungen können aber nicht mit voller Sicherheit
dahin gedeutet werden, daß die hellen Quarz-Albit-Zonen etwa
jünger sind a ls das e ventuel le HornblendemineraL Eine Zer­
splitterung des letztgenannten während seines Wachstums durch
mechanische Deformation ist wohl nicht ausgeschlossen.
-
Anhang 2.
Feinkörnige Gneise mit kleinen Individuen von
Staurolith und Disthen.
Der schlierige Charakter der Disthengneise wurde S. 152 ff.
erwähnt. Aus der Fig. 1, Tafel I I geht hervor, wie schmale,
porphyroblastische Disthengneiszonen mit feinkörnigerem Gestein
l
(4). S.
195.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
·
167
wechseln können. Das feinkörnige Gestein läßt sich von den
leptitischen Gneisen der Mineralkombination 4 (S. 1 11) nicht
unterscheiden.
Einige Handstücke aus feinkörnigem Gestein, welche als
"leptitische Gneise" angesehen wurden und verschiedenen
Stellen''' der Disthen- un d Staurolithgneisgebiete entstammten,
erwiesen sich mikroskopisch als disthen- oder staurolithführend.
Die erwähnten Mineralien sind als spärliche, kleine (mikro­
skopische) Individuen vorhanden. Daneben findet sich (in den
Handstücken aus Flatebyviken) auch mehr oder weniger Turmalin
(von demselben Typus wie demjenigen der Glimmerschiefer und
Leptite). - Die erwähnten Handstücke entstammen zweifelsohne
feinkörnigen Parteien innerhalb der schlierigen Disthengneise.
- Es ist in dieser Verbin dung wiederum hervorzuheben, daß
die Gattung der "leptitischen Gneise" eine etwas heterogene ist
(vgl. S. 128, 196).
Plagi o klas Gedrit Gneise
-
I.
-
.
Plagioklas-Gedrit-Gneise im Flateby-Wald.
Im Flateby- Wal d in der Nähe der Granitgrenze bei
[10,0 7,0] fin den sich amphibolführende, helle Gneise von
verschie denen Typen. Einer von ihnen, welcher gemäß mikro­
skopischer und chemischer Untersuchung (s. unten) ein Oligoklas­
Gedrit-Gneis ist, erweist sich im Felde als von einer hellen,
·
grobkörnigen, zuckerkörnigen Grundmasse bestehend, in welcher
gleichmäßig verteilte, schwarze Amphibolindi viduen reichlich
vorhanden sind (Fig. 2, Tafel III). An einigen Stellen führt
das Gestein auch Granat, un d es geht ohne scharfe Grenzen
in einen granatreichen Amphibolgneis über (Fig. 3, Tafel III).
a.
Oligoklas-Gedrit-Gneis.
(Fig. 2, Tafel 111; Fig. 5, 6, Tafel XV).
Mikroskopisch zeigt der Oligoklas-Gedrit-Gneis die Mine­
ralien: Plagioklas, rhombischer Amphibol, Chlorit, Quarz,
Biotit Ilmenit (Leukoxen), Apatit, Zirkon, Schwefelkies.
,
''' lnsb. flatebyviken [11,7
·
5,7].
168
OLAF ANTON BROCH
Der Plagioklas ist in großen Mengen vorhanden. Die großen,
polygonal begrenzten Individuen sind ziemlich unzersetzt. Zwillinge
sind selten, ebenso Spaltrisse nach M, weshalb die Bestimmung der
Z u s a m m e n s e t z u n g (als Ab84An16) etwas unsicher ist. Sie stimmt
aber mit den Bestimmungen in granatführenden Typen (s. b. S. I 7 I)
gut überein.
Der Amphibol(Gedrit) zeigt parallele A u sI ö s c h u n g (bei dem
granatführenden Typus wurde c: y als 0 bestimmt). Farbe und
P l e o c h r o i s m u s sehr schwach (y' rötlich, IX1 grünlich(?)).
D o p p eI b r e c h u n g ca. 0,015-0,020 oder mehr (Interferenzfarbe).
A c h s e n w i n k e I groß. Optisch + (?). In Längenschnitten lassen
sich Risse beobachten, welche die Spaltbarkeit nach ( 110) über­
schneiden. Die Individuen sind r e c h t i d i o b l a s t i s c h (110) mit
der maximalen G r ö ß e ca. 20 >� 4 >< 2 mm. Sie sind n i c h t s ehr
p o i k iI o b I a s t i s c h, führen immerhin kleine E i n s c hI ü s s e von
Zirkon und braunem Biotit außer Ilmenit und Quarz. An den
obenerwähnten Rissen ist ein wenig Chlorit vorhanden, mit IX1 sehr
schwach grünlich >· y' farblos und von heller, graugelber Inter­
ferenzfarbe. Er ist dem Chlorit 1 des Staurolith-Augengneises
ähnlich (S. 165). Übrigens erkennt man, denselben Rissen entlang,
kleine Mengen einer gelbbraunen oder grünlichbraunen Substanz,
wie auch der Amphibol im Inneren fleckenweise schwach braun­
gefärbt sein kann - wahrscheinlich wegen sekundärer Oxydation
von zweiwertigem Eisen.
Der Quarz ist in nicht großer Menge vorhanden, die Grenz­
linie wie gewöhnlich wellig.
Der Biotit läßt sich als kleine, braune Schuppen, zum Teil in
der Hornblende eingeschlossen, wahrnehmen.
Ilmenit. Rundliche, opake Körnchen, oft mit einer sehr schmalen
Randzone aus Leukoxen. Die Körner sind oft reihenförmig ange­
ordnet. In diesen Reihen ist auch A p a t i t, bisweilen ebenfalls
Z i r k o n vorhanden.
Apatit. Kleine, rundliche Körner in recht großer Menge (s. oben
unter Ilmenit).
Zirkon. Kleine Körnchen, oft in der Hornblende eingeschlossen
und von pleochroitischen Höfen umgeben.
Schwefelkies. Nur ein einziges, kleines Körnchen wurde wahr­
genommen.
Die reichliche Plagi oklasmenge gi bt dem Gestein eine schöne
P f l a s t e r s t r u k t u r (Fig. 5, 6, Tafel X V ; Fi g. l , 2, Tafel XV I).
Der mi ttlere K o r n d u r c h m e s s e r beträgt etwa 0,55 mm. Mit
der zuckerkörnigen Grundmasse und der fe hlenden Schiefr igkeit
läßt sich die T ext u r als massenförmig bezeichnen. - Das
GNEISKOMPLEX AUF N ESODDEN
169
s p ezifi s c h e G e w i ch t des Gesteins wurde als 2,795 be­
stimm t. Auf Grundlage der c h em i s ch e n A n a I y s e von
E. KLüVER w urde die nach folgende M i n e r a l b e r e ch n u ng
unternomm en (s. Tabelle 14).
1, 2, 3, 4, 5, 6, s. S. 94.
Die berechnete Plagioklaszusammensetzung ist
AbssAn15·
7. Ti02 wurde als Ilmenit verrechnet.
8. Von der kleinen K,O-Menge ausgehend, wurde der Biotilgehalt be­
rechnet. Ohne erwähnenswerten Fehler kann die Zusammensetzung des
Biotites als mit derjenigen des Biotites im Disthengneis (S. 157) identisch
angesehen werden.
9. Die Überreste an Al203, (Fe2031, MnO*, MgO und H20 sind in
Mengenverhältnissen vorhanden, welche einem Gedrit entsprechen.
Der
Gedrit von Gedres (II, Tabelle 13) enthält die erwähnten Oxyde in ungefähr
denselben Verhältnissen, und wenn angenommen wird, daß der vorhandene
Amphibol einen ähnlichen Gehalt an SiO, wie der letzterwähnte Gedrit auf­
weist, so ist seine Zusammensetzung wie I, Tabelle 13.
Tabelle 13.
II
Si02
Al203
Fe,03
FeO ..............
MnO ............
MgO ............
CaO .............
H,O .............
.
•
•
•
.
•
.
.
•
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
•
•
•
.
•
•
.
.
.
.
•
.
.
.
•
•
.
.
.
.
.
.
42,9
17,5
2,5
18,8
0,2
13 8
Ii
18,82
4,3
15,51
1,90
4,50
100,0
100,11
,
.
.
42,86
16,52
Berechnete Zusammensetzung des Gedrites im Oligoklas-Gedrit-Gneis,
Flateby-Wald.
!Ii
Gedrit, Gedres
'·
Der hohe Gehalt an Fe203 darf sekundärer Oxydation zugeschrieben
werden (s. oben).
10. Der Überrest an SiO, wird als Quarz angesehen.
Bei der Berechnung des sp. Gewichtes wurde für Plagioklas der im
RosENBUSCH-WÜLFING'sCHEN
Lehrbuch2 für
Ab"An15 angegebene Wert
*
MnO könnte vollständig oder teilweise zu Biotit verrechnet werden.
t
(31J. B. I l. S. 1 185. XII.
2
(46).
Ebenfalls ist wohl etwas Ti02 im
Biotit und im Gedrit vorhanden.
170
OLAF ANTON BROCH
Tabelle 14. Oligoklas-Gedritgneis, Flateby- Wald.
-1
I
�I
-3
....
u
0
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-;;;
u
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.
.
.
.
.
.
.
.
.
•
•
•
•
.
.
.
•
.
•
.
•
0,32
•
CO, ..............
CI ...............
F ................
s ............... .
Summe . .
G . ... . . . .. .
V ... .. . . . .
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
0,09
.
.
.
.
.
CJ
0
::J
V
(/)
;;;-,
<!)
E
E
-;;;
c
<t:
::J
(fJ
Sp.
Sp.
0,01, .
2,091 3,10123,44122,45 99,64i 99,98,
· 3,2211 2,7� 2,638 4,79 3,03 1 3, � 5 2, 25
_ 0,437 1,023i7,4;:,0 8,413 3;:,,,3��II
. 0,23 0,01
18,0�2
.. lo,74I0,20I7,56I4o,o6l
.
N
....
'"'
1
.
P205
-
·;:::
"0
<!)
- 1111 10,06 22,45 64,24 64.24
1,10
1,10 1,10
15.43 15,43
0,68 0,68
5,89 5,89
0,051 0,05
3,61 3,61
2,05 2,05
0
4,68 4,68
0,31 0,31
1,19 1,19
0,33
0,32 0,32
0,09 0,09
.
.
cn
;::
Siü, ....... .....
- 3,28 27,34
Tiü, .. . . . ...
AI ,O, . .... . . ..
2,76
Fe,O, . . ...... .. ..
Feü ..... ........
MnO ............ .
MgO .. ...........
CaO ... . .. . .... . 0,42 0,11 I ,-'12
BaO .. .. . . .. . . I
-1
Na ,O ... .. .. . ..
K,O ............ .
H,O+ ..........
-I
-I
H,O+ ..... ....
.
0
1
1
99,64 35,735
1
,
s
Gefunden: s
=
1
-
�
2,794
2, 795
Analvse von E. KLÜVER.
Modusbe�timmung des Verfassers.
verwendet, für Ilmenit der Mittelwert der Zahlen, welche von HINTZE t für
Ilmenite aus Miask und Egersund angegeben wird Nach HtNTZE 2 und
DANA3 könnte der Wert 3,15 als für den Gedrit zutreffend angesehen werden
(die angegebenen Daten sind spärlich).
Ein wenig nördlich von dem erwähnten Gedritgneisvorkommen wurde
ein mehr feinkörniger, schlieriger Typus eines dem soeben behandelten
ähnlichen Gesteins in überdecktem Terrain (im "Berger-Wald") gefunden.
Mikroskopisch erwies sich dieses Gestein als quarzreich, mit granoblastischer
Struktur.
Der Gedrit ist hier stärker sekundär umgewandelt mit größeren
Mengen des gelbbraunen Zersetzungsproduktes.
t
2
3
131).
(31)
(11).
B. I. S.1879-1881.
17 1
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
b. Oligoklas-Gedrit-Gneis mit Granat.
In dem Plagioklas-Gedrit-Gneis von [ 10,0 7,0] kann roter
Granat auftreten, dessen Lichtbrechung und spezifisches Gewicht
als 1,806 bez. ca. 4,06 bestimmt wurde (vgl. S. 123) . Der Durch­
messer der Granate kann eine Größe bis auf ein paar cm er­
reichen. Im Dünnschliff ist er schwach rot und nicht besonders
idioblastisch, von kleinen, scharfeckigen Quarzkörnern poikilitisch
durchlö�hert. Das granatführende Gestein unterscheidet sich sonst
nur dadurch von dem granatfreien, daß die Gedritindividuen etwas
kleiner sind (Fig. 1, 2, Tafel XVI).
·
Anm.
In der Nähe von "Fjelltun" [7,9
·
11,5] findet sich ein Vorkommen
eines ähnlichen, granatführenden Plagioklas-Gedrit-Gneises, das wie ein un­
regelmäßig gebuchteter kleiner G a n g aussehen kann.
Daß ein wirklicher,
eruptiver Gang vorliegt, läßt sich jedoch nicht sicher behaupten.
In dem
gleich�n Gebiete erkennt man ja an Schichtenbau erinnernde Strukturen im
Disthengneis (vgl. Fig. 1, Tafel ll).
c.
Anhang: Oligoklas-Granat-Cummingtonit-Gneis aus dem Flateby- Wald.
S. 167 wurde erwähnt, daß der Oligoklas-Gedrit-Gneis
bisweilen Granat führen kann (s. b. oben), und daß er ohne
scharfe Grenzen in ein granatreiches Gestein übergeht (Fig. 3,
Tafd !!!). Dies Gestein weist eine Grundmasse von etwas
dunklerer, graugrüner Farbe auf, die außer Biotit, Quarz und
Feldspat kleine Holoblasten von schwarzem Amphibol enthält.
Die Gra n a te, deren Durchmesser variabel is t (von w e n i ge n mm
bis auf mehret e cm), sind von roter Farbe und rundlich, ohne
besonders deutliche idioblastische Entwickelung. (110) (?) scheint
vorherrschend zu sein. Um die Granate herum erkennt man
schmale. helle, feldspatreiche Zonen. denjenigen der P o rphyr o ­
blasten der Staurolithgneise ähnlich. - Mi k r os k o p is c h lassen
sich die folgenden Mineralien feststellen: Plagioklas, Quarz,
Granat, Cummingtonit, blauer Amphibol, blauer Chlorit,
brauner Biotit, außer Ilmenit, Apatit, Zirkon und Kalkspat.
Plagioklas. Große, polygonale Individuen, z. T. etwas seriziti­
siert, z. T. frisch. Die serizitisierten Individuen können eine schmale,
unzersetzte R a n d z o n e mit höherer Doppelbrechung (augenscheinlich
saurer) aufweisen. -- Zwillinge sind selten. Die Z u s a m m e n-
172
OLAF ANTON BROCH
s e t z u n g wurde nicht genau festgestellt, weicht aber gemäß einigen
:x-Schnitten von AbK0An20 nicht um vieles ab.
Quarz mit gewöhnlicher, welliger Umgrenzung ist in nicht
kleiner Menge vorhanden.
Die Granate sind schwach rot mit kleinen, scharfeckigen Ein­
schlüssen von Quarz. Unregelmäßige Risse sind vorhanden, welche
mit Chlorit gefüllt sind. Dieser Chlorit hat anomale, blaue Inter­
'
ferenzfarbe und zeigt y grün > :x' farblos.
Cummingtonit. Farblose Hornblende mit c: y
1 8 , 2 V ca. 90°
(Hyperbelkrümmung), y ...;- :x ca. 0 025, "'[ ...;- ß ca. 0,013 (Interferenz­
farbe). Das Mineral weist eine deutliche, an Spaltbarkeit erinnernde
Teilbarkeit nach (001) auf (hiermit übereinsstimmend lassen sich
:x-Schnitte mit zwei aufeinander annähernd senkrechten Systemen
von Spaltrissen beobachten). Nach der geologischen und chemischen
(s. unten) Verwandtschaft des Gesteins mit den gedritführenden
Gneisen ist die Hornblende unzweifelhaft ein Cummingtonit 1•
Der Cummingtonit weist eine schmale R a n d z o n e v o n b I a u e m
A m p h i b o! auf, der die gleiche Orientierung wie der Cumming­
tonitkern bezitzt (vgl. unten). Die Cummingtonitindividuen haben
gewöhnlich eine Größe von einigen mm und sind im Gegensatz
zum Gedrit wenig idioblastisch, mit großen, konkaven Einbuchtungen.
Auch in den Konkavitäten ist die schmale Randzone von blauer
Hornblende beobachtet worden.
Blaue Hornblende (Alkaliamphibol ?) ist, außer als schmale Rand·
zone um den Cummingtonitindividuen herum, auch als selbständige
Individuen vorhanden. Für diese Hornblende wurden bestimmt:
c: y
16,5, 2 V ca. 70 (Hyperbelkr. ), Opt. ...;- , p > 'J deutlich,
·r ...;- :x ca. 0,017 , '{ ...;- � ca 0,015, P l e o c h r o i s m u s: ·r blau (mit
einem Stich ins grünliche, etwa wie verdünntes Berlinerblau)
> � blaugrün > :x hellgelb. Z w i 11 i n g e sind als Seltenheit vor­
handen. Auch diese Hornblende weist schön entwickelte Te i 1b a r k e i t nach (00 1) auf. Die blaue Hornblende scheint in be­
trächtlich kleinerer Menge als der Cummingtonit vorhanden zu sein.
Betreffs der Verwachsungen von Cummingtonit und blauer
Hornblende (s. oben) sei erwähnt: Die Schwingungsrichtung :x'
der beiden Mineralien ist gleichmäßig orientiert. :x-Schnitte vom
Cummingtonit lassen :x auch in der blauen Randzone erkennen.
Deutlicherweise sind die kristallographischen Achsen der beiden
Hornblenden gleichmäßig orientiert, was mit dem kleinen Unter­
schied ihrer Auslöschungswerte bedeutet, daß auch Bisectrices und
optische Normalen (annähernd) gleichmäßig orientiert sind.
Anstatt der Randzone von blauer Hornblende kann der
Cummingtonit eine R a n d z o n e v o n b l a u e m C h l o r i t aufweisen.
=
''
,
�
=
I
(15).
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
173
Blauer Chlorit, dessen Farbe derjenigen der Hornblende ähnlich
ist, mit kräftigem P 1 e o c h r o i s m u s: ' ( blaugrün > x' farblos
( gelblich), n i e d r i g e r D o p p e l b r e c h u n g und unternormalen
roten, blauen und violetten lnterferenzfarben, findet sich, außer
an den Cummingtonit geknüpft, auch als kleine Schuppen in recht
großer Menge im Plagioklas eingeschlossen. Das mikroskopische
Bild erinnert dann gewissermaßen an dasjenige, welches unter
"Staurolith-Augengneis" beschrieben wurde, wenn auch die Einschlüsse
nicht wirbeiförmig sind. - Nach dem Auftreten dieses Chlorites
als Randzone um den Cummingtonit herum erscheint es glaublich, daß
er ein sekundäres Umwandlungsprodukt der blauen Hornblende ist.
Brauner Biotit ist in nicht großer Menge vorhanden. Zum
Teil ist er chloritisiert, und der Chlorit weist anomale, blaue lnter­
ferenzfarbe und y' schwach grün > x' farblos auf.
Ilmenit und Apatit ist in derselben Weise wie oben unter
Oligoklas-Gedrit-Gneis erwähnt, vorhanden.
Zirkon kommt untergeordnet vor.
Kalkspat läßt sich in kleinen Mengen neben dem blauen
Chlorit beobachten.
Tabelle 15.
Oligoklas-Granat-Cummingtonit-Gneis.
SiO, .... . . . . .... . . . . 64,77
Ti02....•..•.••••••.
0,95
Al203
... . . .. ••••• • 15,34
Fe,03 . .••••• . . • . . .
0,60
FeO . . . . . . . . . . . . . . . . 6,09
MnO . . . . . . . . . . . . . . . 0,09
MgO . . . . ..... . . . .. . . 2,21
CaO .. . . . . . . . . . . . . . 2,92
BaO .. . . .. . . .. .. ... .
0
Na20 . . . . . . . . . . . . . . . 4,67
K,O . . . . . . . . . . . . . . . . 0,52
H20 + . . . . . . . . . . . . . .
1,16
0,31
H20 + . . . . . . . . . . . . . .
P20"................ 0,31
0,03
CO, . . . . . . . . . . . . . . . .
Cl . . . . .... ...... ... . Sp.
F . . ... . . . .... . . . .. . . Sp.
s................... 0,011
•
•
•
•
99,981
Analyse von E. KLÜVER.
Die S t ru k t u r des Gesteins ist mit den großen, polygo­
nalen Plagioklasen derjenigen der erwähnten Gedritgneise ähnlich.
Die T ext u r ist schwach schie f rig. Das s p e z i f i s c h e Gewich
174
OLAF ANTON BROCH
wurde als 2,787 bestimmt. Die c h e m i s c h e Z u s a m m e n ­
s e t z u n g ist nach der Analyse von E. KLüVER (Tabelle 15)
mit derjenigen des O!igoklas-Gedrit-Gneises fast identisch. Der
Oligoklas-Granat-Cummingtonit-Gneis ist etwas kalkreicher, was
dem basischeren Plagioklas entspricht. Der größte und be­
deutungsvollste Unterschied liegt aber im MgO-Gehalt, welcher
bei dem granatreichen Gestein kleiner ist. Eben hierin ist wohl
das Auftreten des Granates begründet (vgl. S. 184 ff).
II. Andere Gedritgneise ("Garbenschiefer")
(s. auch Anm. S.
171).
An der Grenze des Suprakrustalkomplexes gegen den
Granit kommen an vielen Stellen helle Gneise mit einem
schwarzen, garbenförmigen Mineral vor, das augenscheinlich
stark chloritisiert ist. Das Aussehen der G r u n d m a s s e ist
etwas wechselnd. Man findet feinkörnige Typen (etwa wie lepti­
tische Gneise) und grobkörnige (wie der Oligoklas-Gedrit-Gneis
oder noch grobkörniger). Weiter enthält die Grundmasse wech­
selnde Mengen von Biotit, Mengen, die jedoch gewöhnlich gering
sind. In der Regel besitzt sie eine lose, zuckerkörnige Kon­
sistentz und ist von heller bis schneeweißer Farbe. Die G a r b e n
können in verschiedener Weise in der Grundmasse verteilt sein.
Es gibt Typen mit zerstreuten Garben - von hellen Zonen
umgeben, wie früher an Granat und Staurolith beobachtet wurde­
(Fig. I, Tafel IX), weiter finden sich Typen, bei denen die Garben
den Hauptanteil ausmachen. Die Garben können recht unregel­
mäßig verteilt sein (s. Fig. 7), aber auch recht regelmäßig (Fig. 3,
Tafel IX), bisweilen sind sie reihenförmig angeordnet.
In diesen Gesteinen tritt bisweilen Staurolith auf, und
zwar in wechselnder Menge. - Die mikroskopische Unter­
suchung ergab, daß die Garben gewöhnlich aus Chlorit bestehen,
und zwar tritt neben eisenhaltigen Zersetzungsprodukten der
farblose Chlorit auf, welcher an den Gedrit des Oligoklas-Gedrit­
Gneises (und an den Gedrit des "Gedritfelses", s. unten) ge­
knüpft war. Die Garbengneise sind somit höchst wahrscheinlich
ursprüngliche Gedritgneise. Wenn sie Staurolith führen, können
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
175
sie als S t a u r o I i t h- G e d r i t- G n e i s e bezeichnet werden (Fig. 2,
Tafel IX), und sind dann als Übergangstypen Z\Vischen Stau­
rolithgneisen und Gedritgneisen zu bezeichnen. Bisweilen, aber
seltener, können sie Granat führen. Die Garbenschiefer führen
als helle Gemengteile Quarz und sauren Plagioklas, als Neben­
gemengteile sind Apatit (bisweilen fehlend), Rutil und Zirkon
vorhanden.
Fig. 7.
[5, 1
·
Beispiel unregelmäßiger Verteilung der Garben in Garbengneis bei
I ö.2]. Unten rechts: Granate. Schwarz: chloritisierte Hornblende. Weiß:
schneeweiße, quarz-albit-reiche Grundmasse. 11 o nat. Größe.
Anhang: Gedritfels von Fjelltun.
Unter den losgesprengten Steinen eines neu angelegten Weges bei
"Fjelltun'' [7,9 11,5] fanden sich einige (mit Gewicht bis auf 3 kg), die
·
makroskopisch anscheinend nur aus grobkristallinischer, garbenförmiger Horn­
blende bestehen, neben
Granat und
Individuen von Staurolith (1 cm) außer ein wenig
hellen Gemengteilen. Mikroskopisch ließen sich auch frischer
Biotit, Plagioklas, Quarz und ziemlich
viel Rutil neben ein wenig Apatit
feststellen. Die Hornblende ließ sich als Gedrit bestimmen, war aber größten­
teils in die früher erwähnte, gelbbraune Substanz verwandelt und war mit
dem charakteristischen farblosen Chlorit verknüpft.
Die Chloritschuppen
wurden oft an Rissen in dem zersetzten Gedrit beobachtet.
176
OLAF ANTON BROCH
Es sieht so aus, als ob die Gedrite der in diesem Abschnitte be­
handelten Gesteine oft in einen farblosen Chlorit, welcher präsumtiv eisenarm
ist ("Magnesiachlorit"l, neben eisenhaltigen Zersetzungsprodukten sekundär
verwandelt wurden. - Dieser Chlorit kann aber auch in disthenführenden
Albitgneisen ls. unten) und ebenfalls in grobporphyroblastischen Disthen­
gneisen auftreten, welche letztere im nördlicheren Teil des Gebietes als
"Schlieren" (im hellen Albitgneis) vorkommen; bei den letztgenannten
(disthenführenden) Gesteinen jedoch ohne die obenerwähnten eisenhaltigen
Zersetzungsprodukte. ln den Disthengneisen ist das Mineral als recht große,
makroskopisch schwach grünliche Schuppen vorhanden. - Die nähere Unter­
suchung des farblosen "Magnesiachlorites" wird für eine spätere Arbeit vor­
behalten.
Albitgneise.
Im vorigen Abschnitte wurde dargelegt, wie die (chloriti­
sierten) Hornblendebüschel der Garbenschiefer (Garbengneise)
in der oft schneeweissen Grundmasse ungleichmäßig verteilt
sein können. Wenn die Garben hinreichend zerstreut vor­
kommen, kann man Handstücke erhalten, welche nur aus der
hellen Grundmasse bestehen, und somit fast ausschließlich Quarz
und sauren Plagioklas enthalten. An den meisten Vorkommen
der Garbenschiefer können derartige Handstücke angefertigt
werden. - Im nördlichen Teil des Kontakthofes werden in­
dessen größere Areale von (nach dem Biotit- bez. Chloritgehalt)
mehr oder weniger hellen bis schneeweißen, gewöhnlich zucker­
körnigen Gesteinen eingenommen, und die schwarzen Büschel
sind an Menge untergeordnet. Die Garbengneise treten somit
hier als schlecht abgegrenzte Parteien in den schneeweißen
Gesteinen auf, und über weite Strecken (z. B. bei [ 1,4 22,5]
und [3,8 22,0]) fehlen die Hornblendebüschel, und man steht
A l b i t g n e i s e n gegenüber.- Es wurde früher erwähnt (S. 152,
176), daß in diesen Albitgneisen Schlieren von Staurolith- und
Disthengneisen auftreten können, die sich oft durch größeren
Biotitgehalt von dem weißen Nebengestein unterscheiden. Die
Disthengneisschlieren können bisweilen "Magnesiachlorit" führen
(S. 176). Aber auch diese Schlieren können über weite Strecken
fehlen.
Die Albitgneise besitzen oft eine massenförmige T ext u r
mit schlecht entwickelter oder fehlender Schiefrigkeit. Der
zuckerkörnige Habitus erweist sich mikroskopisch als einer
·
·
177
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
m ehr-weniger ausgeprägten polygonalen Begrenzung der Plagio­
klase ents pr e chend ( P f l a ste r s t r u k t u r) (Fig. 3, Tafel XV I).
Der Mi n e ra l i n halt der Gneise ist gemäß mikrosko p i scher
U ntersuch ung : Albit, Quarz, Chlorit, als Hauptgemengteile,
neben Rutil, Zirkon, Apatit und daneben oft sehr kleine
Mengen von Disthen (kleine Körnchen, D. ca. 2 mm) (Fig. 4,
Ta fel XVI) als Nebengemengteile.
Albit
Der
bildet
immer
einen
Hauptanteil des Gesteins und
ist oft an Menge alles überwiegend. Die Zusammensetzung schwankt
etwa zwischen Ab\l6An4 und Ab112An H. Das Mineral ist gewöhnlich
frisch oder nur wenig serizitisiert. Feine Zwillingslamellierung ist
nicht selten.
Quarz.
In wechselnder Menge, oft wenig.
Gewöhnliche wellige
Umgrenzung.
Chlorit.
lich
auch
Kleine Mengen von chloritisiertem Biotit ist gewöhn­
(immer?)
der
vorhanden.
früher
In
erwähnte
den disthenführenden Typen wurde
farblose
"Magnesiachlorit"
in
kleiner
Menge beobachtet. Augenscheinlich fehlt den Gesteinen die eisen­
haltige, gelbbraune
Substanz, welche
neben
"Magnesiachlorit"
als
Zersetzungsprodukt von Gedrit auftritt.
Rutil,
und
der von demselben
Staurolithgneise
ist,
tritt
Typus wie derjenige der
zum
Teil
in
nicht
Disthen­
unbedeutender
Menge auf.
Zirkon
läßt
sich als
kleine
Körnchen
beobachten, an
Apatit
scheinen die Gesteine recht arm zu sein.
Der Quarz- und Chloritg ehalt eines schneeweißen, disthen­
(Fig. 3, Tafel XVI) aus [3,7 22,3] (im "Skoklefald­
Wald"), welchem der f a rb l o s e Chlorit fehlt und dessen Plagio­
kla szus ammenset zung als Ab92AnH bestimmt wurde, wurde
(nach der Planimetermethode von
festgesteilt
geometrisch
1
j oHAN NSEN ) . Der mittlere Korndurchmesser des Gesteins
beträgt 0,18 mm. - 6 Gesichtsfelder mit Durchmessern von
je 4 mm ergaben:
reien Typus
:�1
I I
1
4
·
15 \'ol.proz. Quarz.
18
15
I
�'I1
4I
,0 \'·o.proz
. Chlorit.
7
3
138!.
:'\orsk Geol. Tidsskr. IX.
12
17 8
OLAF ANTON BROCH
Falls der Überrest als Plagioklas angesehen wird, ergibt
sich somit (ein wenig zu hoch) 80,5 V o l . p roz. P l a g i okl a s .
Wenn weiter angenommen wird, daß der Chlorit einem ursprüng­
lichen Biotit entspricht, von einer Zuzammensetzung wie der­
jenigen des Biotites im analysierten Disthengneis so erhält man
die chemische Zusammensetzung und den Modus (in Gewichts­
prozenten), welche in der Tabelle 16 angeführt sind.
Tabelle 16.
Albitgneis, Skoklefald- Wald.
Si02 . .
Al203 .
Fe2Ü3 .
FeO . .
,V\g O . .
Ca O . .
Na20 .
K20 . .
H20 . .
.
•
.
.
.
.
•
.
.
.......
.
.
.
.
•
.
•
.
.
. . . . .
• • • . • . • • • • • • . . . .
. ... . .. .. .. . . . ..
. .
. . . . . . . . . . . . . . . .
. . . . . . . . . . . . . . . .
70.3
17.4
0,2
0.8
O,ö
1,4
. . . . . . . . . . . . . . . .
8,ß
. .. . . .. . . . . . . .. .
. . . . . . . . . . .. . . . .
0,5
0,2
100,0
Plagioklas . . . . . . . . . . . .
Q uarz . . . . . . . . . . . . . . . .
ßiotit . . . . . . . . . . . . . . . .
80 173 - 7)
15
5
100
Ein disthenführender, zuckerkörnigcr, schwach schiefriger
Albitgneis (Fig. 4, Tafel XVI), der ebenfalis schneeweiß ist und
im Skoklefald-Wald (bei [3, 7 19,3]) vorkommt, wurde ana­
l y s ier t. Sein mittlerer K o r ndu rch m e sse r beträgt0,24 mm,
der Plagioklas ist gemäß mikroskopischer Untersuchung von
der Zusammensetzung Ab(,tAnr;. Der Disthen ist etwas serizi­
tisiert (s. die Abbildung). Das Gestein enthält sowohl grünen
Chlorit (nach Biotit) als den farblosen "Magnesiachlorit". Das
s p e z i f i s c h e G e w i c h t des Gesteins wurde als 2,64 1 bestimmt.
- Auf Grundlage der Analyse wurde die Mineralberechnung
folgendermaßen ausgeführt (s. Tabelle 17):
·
1, 2, 3, .f,
5, (), s. S. 94.
Die
berechnete
beträgt Ab,,6An,.
7.
Ti20 w urde als Rutil verrechnet.
Plagioklaszusammensetz ung
179
GNEISKOMPLEX AUF NESO D DEN
MgO wurde zu einem Magnesiachlorit verrechnet, dessen Zu-ammen­
8.
setzung nach der
Formel (4 H,O
·
5 MgO
·
Al203
3 Si02)
•
berechnet wurde.
Fe,03 wurde auf FeO umgerechnet und zum FeO- Wert der Analyse addiert.
Die
gesamte
FeO-Menge
Formel (4 H,O
·
wurde danach zu einem
5 FeO · Al203
•
3 Si02)
Eisenchlorit von der
I Die beiden Formel sind
verrechnet.
dem .,Circular Mineral Slide Rule"t entnommen.) Die zwei Chlorite wurden
addiert und in der Tabelle 17 als "Chlorit" angeführt''.
Falls man, von dem K20-Wert der Analyse ausgehend, den Muskovit­
9.
(Serizit-)Gehalt berechnet, wird sich etwa 70
o
Muskovit ergeben.
Ein Blick
ins Mikroskop genügt um einzusehen, daß dieser Wert allzu hoch ist.
betreffende
Berechnungsweise
verlangt weiter mehr
H20 und viel
Die
mehr
Al203 als die Analyse zeigt. Der K20-Wert der Analyse ist unzweifelhaft zu
Tabelle 17.
Albitgneis, Skoklejald- Wald.
.
c;;
u
1,3ö
.
1,15
•
'
.
.
.
.
.
1
.
•
S. . . . . .
Summe .
0,10
o,o4
I
i
:...
-
.0
;:l
0:::
�
49$7
14.08
.c
u
0,49
1
0,63
:I
8,5 5
-I
·j
1 oml
3,16 2,7 2
0.073 0,02()
1
1
1
I
1
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0,49
Ci
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I
0,40
0,42
0,42
1,20
1,5 0
:I1
2,5 5
:I
-
0,37
0,14
>.
;:l
ifJ
0,86 14,78
0,33
(f,
E
E
1,41
0,28
3,14 72,5 0
2,630
28,75 7
1
�
V
"'
N
-=
0 70
0,03
0,23
c:
V
N
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"
ifJ
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I
.....1 I I
G .,,,,
\'
j
0,13,
.
I
0
c:
<o::
.
.
·1
" 'I
H.,o -cP203 • •
CO
,
I
-=
:J
<o::
SiO, . .
TiO, . .
Al203 •
Fe203 .
FeO ' '
1v1n0 . .
Mg() . .
CoO . .
Na,O .
K,O .
H,O �
:...
·-
·-
"
c..
1
1
Sp.
68,98 68,[)8
OAJI
1
0,49
18,33118,33
0,42 0,42
0,42
0,42
-
0,33
0,80
8,55
0,37
1
1
0,42
0, I 0
0,03
1
1
1 1 1
3,12
2,36 14,78
2
-<
I
0,33
0,80
8,5 5
0,85
0,42
0,06
0,10
0,03
0,01
1
99,24 99,79
1
4.2�
3..:5 2.65 3
2.3 2.87
0,1bi 1,110 1,088 0,614 5 , 5 75 37,418 -1
s
�
Gefunden: s
�
99,24 37,41 8
=
2,65 2
2,641
Analyse und l1-1odusbestimmung des Verfassers.
I
1421.
Hierbei wurde Fe203 als solches angeführt, um den Vergleich mit den
Analysenwerten
Zl1
erleichtern.
1 80
OLAF ANTON BROCH
hoch ausgefallen.
(Daß der Chlorit wesentliche Mengen an K20 enthält ist
unwahrscheinlich.)
Deshalb wurde der tv1uskovitgehalt von dem H20-Wert
ausgehend berechet.
10. Der Überrest an Al.03 wurde als Disthen verrechnet.
II. Der Überrest an Si02 wurde als Q uarz angesehen.
Bei der Berechnung des spezifischen Gewichtes wurden die nötigen
Daten in der Literatur gefunden, wie früher angegeben. Das spezifische Ge­
wicht
2,3
wurde als für den "Chlorit" einigermaßen zutreffend angesehen.
- Der Gehalt an Disthen ist vielleicht ein wenig zu hoch berechnet, jedoch
gewiß richtiger Größenordnung (in einem Dünnschliffe, dessen Areal ein
wenig mehr als
200 mm 2
beträgt, wurde etwa
Form eines Individuums -- eingenommen).
Quarzgehalt planimetrisch bestimmt.
Die
2
mm2 von Disthen - in der
--
Als
Kontrolle wurde der
15
Bestimmung ergab
Vol.proz.
Quarz. --- Immerhin sind die Quarzkörner dieses Gesteins ziemlich ungleich­
mäßig verteilt.
Der Kontakthof und die "Natron-Tonerde-Gesteine"
(neben Z u s a m m e n f a s s u n g der obigen Abschnitte: Disthengneise, Staurolith­
Disthen -Gneise, Staurolithgneise, Plagioklas- Gedrit-Gneise, Albitgneise).
Wie aus der Karte hervorgeht, wird ein Teil der Grenze des Supra­
krustalkomplexes gegen den Granit vom "Glimmerschiefer- Leptit-Komplex"
eingenommen. Es ist früher erwähnt, daß typische, feinkörnige Leptite in der
Grenzzone nicht auftreten (S.
107),
dagegen Glimmerschiefer und leptitische
Gneise, was dahin gedeutet wurde, daß diese leptitische Gneise und z. T.
die Glimmerschiefer vielleicht Derivate von Leptiten seien. Ein anderer Teil
der Grenzzone wird von Migmatit eingenommen und kommt in dem nächst­
folgenden Abschnitt zur Behandlung.
In dem Suprakrustalkomplex, in der
Nähe des Migmatites, kommen eigentümliche
"Venite" vor.
Abkömmlinge von Leptiten oder Gli mmerschiefern sind.
die vielleicht
Auch diese sollen
erst später zur Besprechung kommen*.
Überwiegend wird die Grenze des Suprakrustalkomplexes
gegen den Gneisgranit von den Disthen-Staurolith-Gedrit-Albit*
Es sei in dieser Verbindung hinzugefügt, daß unweit der Grenze
einer Stelle
[11,7 6,4]
·
an
verschwindende Mengen von feinkörnigen Gneisen
wahrgenommen worden sind, welche sich als Turmalin-Plagioklas-Felse
mit ein wenig Biotit und Quarz bezeichnen lassen (rig.
und
wohl
pneumatolytische
Umwandlungsprodukte
von
2,
Tafel XIII)
leptitischen
Gneisen sind. Die eventuelle Pneumatolyse (ßorpneumatolyse) ist aber
nur in sehr geringem Umfang vor sich gegangen.
Es genügt, die
nach den bisherigen Beobachtungen äußerst begrenzte Erscheinung in
dieser Weise zu erwähnen.
GNEISKOMPLEX AUF NESO D DEN
181
(Oligoklas-)Gesteinen gebildet. Der unmittelbare Kontakt zwischen
dem Gneisgranit und den genannten Gesteinen ist wegen Vega­
tation und Erdbedeckung nicht wahrgenommen worden, wenn
auch an vielen Stellen ein Zwischenraum von nur wenigen
Metern konstatiert worden ist. Daß der somit nicht unmittelbar
beobachtete Kontakt ein scharfer ist, läßt sich aus dem Mangel
an petrographischen Übergangstypen erschließen. - Der innere
Kontakthof gegen den Gneisgranit scheint fast immer von den
besonders plagioklasreichen Gliedern eingenommen zu sein, und
zwar von Albitgneisen und Garbenschiefern.
Im Felde finden sich Ü b e r g ä n g e zwischen den oben­
erwähnten Gneisen. So wurde S. 1 59 gezeigt, wie Staurolith- und
Disthengneise miteinander verknüpft sind. Die Staurolithgneise
sind wiederum durch Staurolith-Gedrit-Gneise (S. 175) mit den
Gedritgneisen verknüpft, die letzteren durch garbenärmere
Varietäten mit den Albitgneisen ':' ununterbrochen verbunden
(S. 176)':":'_
Betreffs der Grenzen dieser Gesteine gegen den Glimmer­
schiefer-Leptit- Komplex läßt sich nicht sehr viel sagen. Dies ist
zum Teil in der Vegetation und der Erdbedeckung begründet,
wesentlich aber darin, daß die "hellen Gneise" (insb. die Albit­
gneise, z. T. die Gedritgneise) im Felde von den leptitischen
Gneisen oft schwer zu unterscheiden sind. - Der Disthengneis
wechselt an einigen Stellen mit leptitischem Gneis in einer
Weise, die an Stratifikation erinnert (Fig. 1, Tafel I I), an anderen
Stellen sieht man Bruchstücke von Disthengneis im leptitisch en
Gneis, wodurch die Grenzzone zwischen den letztgenannten
Gesteinen derjenigen zwischen Glimmerschiefern und Leptiten
ähnlich ist. - Solche "leptitische Gneise" , welche in der Nähe von
den Staurolith- und Disthengneisen auftreten, können bisweilen ein­
zelne, kleine (mikroskopische) Staurolith- und Disthenindividuen
aufweisen (S. 166), sind aber sonst mit vielen leptitischen Gneisen
Die Albitgneise sind wiederum, wie die mikroskopische Untersuchung
zeigte, auch dadurch mit den Disthengneisen verknüpft, daß sie Disthen
führen können.
**
S.
159
wurde weiter gezeigt, daß vielleicht auch die Granatglimmer­
schiefer des Berger-Wegs mit den Disthen-Staurolith-Gneisen verknüpft
seien.
182
OLAF ANTON BROCH
der Mineralkombination 4 (S. 111) sozusagen identisch. Dies
sowie der eigenartige Wechsel von Disthengneis und leptitischem
Gneis, der bei "Fjelltun" beobachtet wurde (Fig. I, Tafel li),
deutet die Möglichkeit an, daß vielleicht ein Teil der leptiti­
schen Gneise der erwähnten Mineralkorn bination ähnlichen
Ursprungs wie die Disthen- und Staurolithgneise sind (vgl.
Es ist nach den soeben gegebenen Ausführungen
S. 196).
selbstverständlich, daß die Kartierung der umhandelten Kontakt­
gesteine eine zur Hälfte schematische werden mußte.
-
Die Gesteine, die in den Abschnitten: Disthengneise, Stauro­
lith-Disthen-Gneise, Staurolithgneise, Plagioklas-Gedrit-Gneise,
Albitgneise behandelt wurden, sind, wie aus den Analysen und
Mineralberechnungen hervorgeht (vgl. die Zusammenstellung
der Analysen und Mineralberechnungen), durch größeren oder
kleineren Tonerdeüberschuß, neben kleinerer oder größerer
Natronvormacht, charakterisiert. Weiter sind sie gewöhnlich
kalkarm, die Menge der femischen Gemengteile ist wechselnd,
zum Teil sehr klein. Kieselsäure ist immer in Überschuß
vorhanden.
Es wurde soeben hervorgehoben, wie diese Gesteine i m
Fe I d e miteinander durch Übergänge verknüpft sind.
Von den vorhandenen chemischen Komponenten ausgehend
und ohne auf die Frage nach ihrem Ursprung oder, wenn man
will nach der Genesis der Gesteine einzugehen, kann eine kurze
Übersicht über die auftretenden Mineral-( Phasen-) Kombinationen
in der unten aufgestellten Weise schematisiert gegeben werden.
Hierbei wird vom Quarz vorläufig als immer anwesend abge­
sehen, weiter sei ein für allemal erwähnt, daß das CaO immer
im Plagioklas':' gebunden ist, das Wasser im Biotit. Endlich
wird auch von den Nebengemengteilen abgesehen:
a)
K20 nimmt für sich MgO, FeO ( -:- Fe2Ü3) und Al203 unter Bildung von
Biotit (Haughtonit) und wird hierbei selbst völlig verbraucht.
bi
Na,O nimmt für sich Al,03 unter Bildung von Albit und wird hierbei
selbst völlig verbraucht.
'' Bei dem Oligoklas-Granat-Cummingtonit-Gneis ist wahrscheinlich etwas
Na20 und CaO in dem blauen Amphibol gebunden.
183
GNEISKOMPLEX AUF NESO D DEN
I.
Die Tonerde und die ferromagnesischen Komponente können in
der obenerwähnten Weise völlig verbraucht sein (Albitgneis).
2.
Ein
Tonerdeüberschuß
ist
vorhanden
lAibitgneis
mit
Disthen,
Disthengneis).
3.
wie
2,
aber zudem ein Überschuß an ferromagnesischen Kompo­
nenten (Staurolith- Disthen-Gneis).
4.
wie
o.
wie
3 , aber kleinerer Tonerdeüberschuß (Staurolithgneis).
4, aber noch kleinerer Tonerdeüberschuß !Staurulith-Gedrit­
Gneise).
6. wie S, aber weiter sinkender Tonerdeüberschuß (Plagioklas-Gedrit­
Gneise).
c)
Nach
der
Biotitbildung* können die
Eisenoxyde
und MgO in ver-
schiedenem Mengenverhältnis übrig sein.
MgO ist vorherrschend. Farbloser Chlorit (wahrsch. diaphtoritisch
nach
einem unbekannten
schuß) vorhanden sein
Mineral) kann (auch bei Tonerdeüber­
(disthenführende Albitgneise und Disthen­
gneise, mit "Magnesiachlorit").
8.
Die Eisenoxyde (insb. FeO) sind vorherrschend: Bildung von Granat
(7. granatführende Gedritgneise, 13 granatführender Gedrit-Siaurolith­
Gneis ( Gedritfelsi).
Diese Ausführungen entsprechen den folgenden, tatsächlich
beobachteten Mineralkombinationen:
1.
Quarz. Plagioklas. Biotit.
2.
3.
4.
Disthen.
Staurolith.
Staurolith.
S.
Gedrit.
6.
Gedrit.
Disthen und Gedrit sind nicht nebeneinander nachgewiesen worden.
17. Quarz. Plagioklas. Biotit. Disthen. Magnesiachlorit).
8
'l..
Granat.
Gedrit
8 ,3.
Staurolith.
In dieser Zusammenstellung wird von den wahrscheinlich
diaphtoritischen, ':":' oft farblosen Chloriten abgesehen, die in
vielen gedritführenden Gneisen neben eisenhaltigen Zersetzungs­
produkten als Umwandlungsprodukt, wahrscheinlich von Gedrit,
auftreten. - Eine Ausnahme bildet Punkt 7
hier sind die
-
Es wird hierbei keine bestimmte Ausscheidungsfolge supponiert!
''*
Es ist allerdings nicht ausgeschlossen daß diese Diaphtorese zeitlich
eng an die eigentliche Metamorphose geknüpft war, vgl. die Beobach­
t ungen an den Staurolith-Augengneisen.
184
OLAF ANTON BROCH
eisenhaltigen Zersetzungsprodukte nicht vorhanden, und das
ursprüngliche Mineral ist unbekannt (vgl. Fußnote S. 1 86).
D i e M i n e r a I k o m b i n a ti o n e n , welche in diesen Kon­
taktgesteinen auftreten, s ind o f f e n b a r g e w i s s e n G e s e t z ­
m ä ß i g k e i t e n u n t e r w o rfe n . - C h e m i s c h s i n d d i e
G e s t e i n e a l l e d u r c h T o n e r d e ü b e r s c h u ß o der Na t r o n ­
I m F e I d e sin d sie
v o r m a ch t c h a r ak t e r i s i e r t.
d u r c h Ü b e r g ä n g e m i t e i n a n d e r v e r k nüp f t . Deshalb
ist ihre Zusammenfassung in eine Gattung berechtigt, un d zwar
sollen sie als N a t r o n-T o n e r d e- G e s t e i n e bezeichnet werden.
Die gesetzmäßigen, sich mit dem Chemismus sozusagen
kontinuierlich ändernden Mineralkombinationen, welche oben
angeführt sind, machen die Vermutung wahrscheinlich, daß die
betreffenden Gesteine Systeme repräsentieren, welche sich in
chemischem Gleichgewicht befanden. für derartige Systeme
wurde bekanntlich die mineralogische Phasenregel von V. M.
GoLDSCHMIDT aufgestellt, gemäß welcher die maximale Anzahl
von Mineralien ( Phasen), welche zu erwarten ist, derjenigen der
auftretenden chemischen Komponente gleich ist.
Die maximale Anzahl von Mineralien ist hier unter 8 z
oben angegeben, die betreffende Mineralkombination wurde im
"Gedritfels" von Fjelltun (S. 1 75) wahrgenommen. - Bekannt­
lich werden bei der Abzählung jene Oxyde, welche in Ver­
bindungen auftreten, die in den Mineralien isomorph gemischt
sind, als eine Komponente verrechnet. So wird gewöhnlich
MgO mit FeO zusammengezählt, Fe�Oa mit Al2Üa, und oft CaO
(Anorthit) mit Na20 (Albit). - Ein derartiges Verfahren würde
in diesem Falle eine um eins zu große Phasen-(Mineralien-)
zahl ergeben, was leicht dahin gedeutet werden könnte, daß es
sich hier zum Teil um Ungleichgewichte handele. Die Vor­
aussetzung des obenerwähnten Verfahrens ist aber natürlich, was
von verschiedenen Verfassern nicht immer ausdrücklich betont
wurde, daß die betreffenden Verbindungen auch in der Tat
lückenlose Mischungsreihen unter den vorhandenen Bedingungen
bilden können. - Es wurde früher (vgl. S. 174) gezeigt, daß
wenn Eisen in den Gedrit-(Cummigtonit-)Gesteinen im Ver­
hältnis zum Magesium in größerer Menge auftritt, Granat als
neue Phase neben dem Hornblendemineral hervorgerufen wird.
--
185
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Es sieht sehr wahrscheinlich aus, daß dies darin begründet ist,
daß das Hornblendemineral (Gedrit, Cummingtonit) unter den
vorhandenen Bildungsbedingungen nicht unbegrenzte Mengen
des Eisensilikates aufnehmen kann.':' Somit dürfte die Abzählung
von Phasen und Komponenten dem untenstehenden Schema
gemäß unternommen werden. ( Dem Schema ist selbsverständlich
an und für sich keine reelle Bedeutung zuzuschreiben, es ist nur
als eine Art von Buchführung aufzufassen, zur Erleichterung der
Ü bersicht.)
Si02 • • • • • • • • • •
Al20" . . . . . . ... \
Fe2o" ......... I
FeO . . .. . . . . . . . \
Mn O . . . . . . .. . . f
MgO . . . . . . . . . .
CaO .. . . . . . . . . \
Na,O . .. . . . . . . . {
K20 . . . . . . . . . . .
H20 . . .. . . .. . .
Quarz
Staurolith
Granat
Gedrit
Plagioklas
Biotit
Lösung
Unter der Voraussetzung, daß Feü und MgO, wenn emer
von ihnen ( Feü ) dem anderen gegenüber an Menge hinreichend
überwiegt, als unabhängige Komponenten auftreten, stehen somit
die beobachteten Mineralkombinationen mit der Phasenregel in
guter Ü bereinstimmung.
Zu demselben Ergebnis kam
ESKOLA
t
betreffs
des Auftretens von
Almandin in gewissen Gesteinen des Orijärvigebietes: Fe O und MgO treten
als unabhängige Komponenten auf,
und zwar ist dies hier darin begründet,
daß Cordierit von Eisen nur beschränkte Mengen enthalten kann, während
dagegen die Mischungsserien bei Biotit, Pyroxenen und Amphibolen (worunter
Anthophyllith) als lückenlos erscheinen.
-�
In dem hier behandelten Gebiete
ist es dagegen augenscheinlich das Hornblendemineral (Gedrit, Cummingtonit),
welches die Rolle des ,,Separators" spielt. - Bei der Diskussion anläßlich
eines Vortrages des Verf. in
" Norsk Geologisk Forening" am
4.
März 1926
über die Gesteine Nesoddens äußerte Hr. TH. VoGT, daß auch er zu Jer
Schlußfolgerung, daß MgO und FeO als selbständige Komponenten auftreten
können, gekommen sei, und zwar bei dem Studium gewisser Gesteine der
Sulitjelma�Gegend: anscheinend "zu viele" Phasen kommen bisweilen vor,
*
Im Oligoklas�Granat-Cummingtonit�Gneis (S. 171) wurde neben Granat
auch blauer Amphibol vielleicht etwa als "Gehilfe in der Not" herbei­
gerufen. Hier ist auch eine gewisse Ausscheidungsfolge angedeutet.
I
(1 6)
:-i. 34.
186
OLAF ANTON BROCH
auch hier tritt
neben grüner
Granat bei genügend großem Quotient Fe01Mg0 auf, zwar
Hornblende.
--
Es dürfte vielleicht hervorgehoben werden,
daß ob ein Mineral als "Separator" auftreten soll, nicht nur vom Mengen­
verhältnis der betreffenden
physikalisch-chemischen
Oxyde
abhängt,
sondern wohl auch von den
Bedingungen, unter denen sich das Gleichgewicht
einstellte. -- Viele sog. "Ungleichgewichte"
dürften als solche, wie neuer­
dings BowENI gezeigt hat, durch ähnliche Erwägungen wie die oben ange­
führten beseitigt werden''.
Es darf somit wahrscheinlich sein, daß die Natron-Tonerde­
Gesteine Systeme darstellen, die unter bestimmten Druck­
Temperatur-Bedingungen ihren Gleichgewichtszustand (mit großer
Annäherung) erreicht haben.
Welche diese Bedingungen gewesen sind, läßt sich nicht
sagen, nur sei erwähnt, daß das Auftreten von Disthen wohl
auf relativ hohen Druck und niedrige Temperatur deutet.
Die Gesteine gehören der Mesozone Grubenmanns an.
Der Migmatit.
In dem Abschnitt "Übersicht über die Tektonik" wurde
der Migmatit kürzlich erwähnt. Einige weitere Beobachtungen
lassen sich hier anführen. - Wenn man südwärts durch das
Gebiet der Glimmerschiefer und der leptitischen Gneise dem
Ufer entlang geht, so sieht man, daß ungefähr halbwegs zwischen
Strandstuen [12,0 5,3] und Sörbystrand I I 2,7 0,4] kleine Streifen
und Fransen von Gneisgranit in den erwähnten Gesteinen auf·
1
·
(5).
Es wurde oben erwähnt, daß Gedrit neben Disthen nicht wahrgenommen
worden ist.
sein.
---
Es dürfte dies in dem Auftreten von Staurolith begründet
Es wurde aber in den vorhergehenden Abschnitten gezeigt,
daß die Gedrite augenscheinlich bei Diaphtorese in farblosen Chlorit
neben eisenhaltigen Zersetzungsprodukten verwandelt werden konnten.
Derselbe farblose Chlorit tritt in gewissen disthenführenden Gesteinen
auf (s. Albitgneise), aber dann ohne eisenhaltige Zersetzungsprodukte.
Der farblose Chlorit dürfte ziemlich sicher als ein (recht eisenarmes)
Magnesiamineral angesehen werden, und demzufolge dürfte er in den
disthenführenden Gesteinen
als Zersetzungsprodukt
eines Magnesia­
minerals gefaßt werden, vielleicht einer Magnesiahornblende. Das Nicht­
auftreten von Staurolith in solchen Gesteinen dürfte in dem Falle in
Eisenmangel begründet sein.
187
GNEISKOMPLEX AUF NESO D DEN
zutreten beginnen (Fig. 8), und wie ihre
Menge südwärts immer größer wird.
DerÜbergang zwischen dem Gneis­
granit und dem Suprakrustalkomplex
ist somit hier im Großen gesehen ein
gradweiser, was schematisch auf der
Karte angedeutet ist, bis wenig südlich
von Sörbystrand der helle Torvvikgranit
mit nur wenigen Einschlüssen auftritt.
Die Mischungen von Gneisgranit
und leptitischem Gneis, wozu noch
Glimmerschiefer und biotitisierte Am­ Fig. 8. Schmale Streifen von
phibolitschollen kommen, treten mit Gneisgranit in leptitischem
verschiedenen Strukturen auf, zum Teil Gneis. Halbwegs zwischen
Strandstuen und Sörbystrand.
kann der Migmatit arteritisch entwickelt
t,'4 nat. Größe.
sein (Fig. I, Tafel IV). Einige Struktur­
typen von Sörbystrand sind unten (Fig. 9.} abgebildet (s. auch
Fig. 1, 2, 3, Tafel IV).
Es ist früher erwähnt, daß in dem Migmatit außer den
soeben erwähnten Komponenten in der Nähe von Sörbystrand
auch basischer Gneisgranit auftritt ( Fig. 3, Tafel IV).
Am Ufer in der Nähe der Nordgrenze des Migmatites tritt ein Gestein
auf, dessen Ursprung als recht rätselhaft charakterisiert werden muß.
Grenzen
gegen das
Nebengestein
(leptitischen
Seine
Gneis) sind verwischt: das
Vorkommen ist lokal begrenzt und sehr gering (Fig. 4, Tafel Ill). Makrosko­
pisch besteht das Gestein aus einer hellen quarzitähnlichen Grundmasse, in
welcher größere Hornblendeindividuen reichlich vorkommen. lVlikroskopisch tritt
der Q uarzreichtum hervor.
Fig. Sl.
Strukturtypen des
2.
Außer
Quarz
Migmatites.
Amphibolit.
kommt
skapo!itisicrter Pla{;ioklas
Sörbystrand.
3.
Granit.
I.
Leptitischer
Gneis.
188
OLAF ANTON BROCH
neben blaugrüner, allotriomorpher Hornblende vor.
Diese letztere ist von
Klinozoisit (z. T. von pleochroitischen Höfen umgeben) und
tisch durchlöchert.
Skapolith
poikili­
Auch mj'rmekitähnliche Verwachsungen von Klinozoisit
und Quarz 1?J lassen sich wahrnehmen. -- Das Gestein hat also mit dem
102)
mikroklinreichen Gneisgranit von Henskogen IS.
viele gemeinsame Züge,
und auch mit dem basischen Gneisgranit der Grenzzone (S. 99) zeigt er eine
gewisse Ahnliehkeil (Epidotmineralien als Einschlüsse in der Hornblende).
Daß die
reichen
Hornblende in sämtlich erwähnten
Minerols,
vielleicht
Pj'roxens,
Fällen auf Kosten eines kalk­
gebildet
ist,
dürfte
wahrscheinlich
sein. -- In dieser Verbindung sei auch daran erinnert, daß die Hornblende,
die in einigen der Gneisgranite auftritt, insbesondere von Plagioklas poikilitisch
durchlöchert war (S. 1011.
Pegmatite. Ptygmatische Adern. Venite.
a. Die Pegmatite.
Die Pegmatitgänge bezeichnen augenscheinlich die jüngsten
präkambrischen Gesteine des Gebietes, indem sie sowohl den
Gneisgranit als die suprakrustalen Gesteine durchsetzen. Die
Größe der Gänge ist variabel (s. die Karte), die kleinsten sind
von der Größe 20-40 cm. Häuflgst sind die Gänge injiziert
und dann gewöhnlich linsenförmig. Der Durchsch nitt in der
topographischen Oberfäche kann auch zirkelförmig sein; so sieht
man z . B. wenig südlich von Strandstuen (bei [12,3 4, 7]) kleine,
zirkelförmige Intrusionen (D. 0,5-2 m) reihenförmig der
Schiefrigkeit parallel angeordnet, z. T. durch "Nabelstränge"
von Pegmatitmaterial miteinander verbunden, z. T. oh ne sicht­
bare Verbindung. Die Gänge können auch hufeisenförmigen
Verlauf aufweisen. Die Schiefrigkeitsfläche der Nebengesteine
schmiegt sich gewöhnlich um die Gänge herum.
Am Berger-Weg (S. 107) läßt sich beobachten, wie das
Nebengestein eines größeren Pegmatitganges von Pegmatitadern
(Mächtigkeit ca. 20 cm) durchwoben ist, und wie der Pegmatit­
gang selbst Einschlüsse vom Nebengestein (Glimmerschiefer und
leptiiischem Gneis) enthält. - Bei [5,2 17,2] ist die Verfllzung
von Pegmatit- und Glimmerschiefermaterial so innerlich. daß
sich in dem überdeckten Terrain nicht entscheiden ließ, ob h ier
ein großer Gang mit vielen Einschlüssen vorhanden, oder ob der
Komplex als Glimmerschiefer (leptitischer Gneis) mit vielen
kleinen Pegmatitintrusionen zu bezeichnen sei.
·
·
189
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Die Pegmatitgänge sind im Glimmerschiefer-Leptit-Komplex
sowie in dem Gneisgranit verbreitet. Sie scheinen in den Natron­
Tonerde-Gesteinen sehr spärlich vorzukommen. Besonders häufig
sind sie auf der Strecke zwischen Sörbystrand [I 2,7 0,4] und
Strandstuen [12,0 5,3], sowie am Berger-Weg. Auch bei Ursvik
kommen sie recht reichlich vor (s. d. Karte). - Typischer Schrift­
granit ist bei [3,0 26,0] vorgefunden worden.
Die vorläufige m i k r o s k o p i s c h e Untersuchung der Peg­
matite ergab, daß sie gewöhnlich, vielleicht immer, Mikroklin
führen, jedoch in wechselnder Menge. So scheint bei den
Pegmatiten des Berger-Wegs Plagioklas gegenüber dem Mikroklin
stark vorherrschend zu sein. Außerdem ist Quarz immer reich­
lich und auch Muskovit gewöhnlich vorhanden. Wenn Biotit
vorkommt, ist er, wie derjenige der suprakrustalen Gesteine.
b r a u n. Dies ist vielleicht etwas auffällig, indem, wie früher
öfters erwähnt, die Gneisgranite durch g r ü n e n Biotit charak­
terisiert sind. Die grüne Farbe des Granit-Biotites und die
braune der Biotite der übrigen Gesteine ist so gesetzmäßig,
daß ein primärer Unterschied zwischen den erwähnten Mineralien
sicher vorliegen dürfte.
·
·
·
Ein eigentümlicher Leitergang (Fig. 1, Tafel V) ließ sich wenig südlich
von Strandstuen bei [12,2
·
4,71 beobachten. Die " Leiterstufen", die mit einer
einzelnen Ausnahme in das Nebengestein (leptitischen Gneis) nicht hinein­
wandern, bestehen in ihrer Mitte aus Quarz, welcher zu beiden Seiten von
grobkristallinischem Feldspat umgeben ist.
gemengtei1e:
Quarz, unfri s c hen
Der Gang selbst führt als Haupt­
Plagioklas, braunen Biotit und ein wenig
Muskovit. Seine Struktur erinnert - was bei diesem Vorkommen (Fig. 1,
Tafel \') auffällt ·
an diejenige der leptitischen Gneise.
b.
Ptygmatische Adern, und Venite.
Scharf begrenzte ptygmatische Adern kommen im Glimmer­
schiefer-Leptit-Komplex reichlich vor. Zum größten Teil handelt
es sich d abei um pegmatitische Adern, seltener lassen sich ptygma­
tische Quarzadern beobachten. Am Berger-Weg und am Ufer
zwischen Strandstuen und Sörbystrand sind diese Adern oft
sehr schön entwickelt, und zwar zeigen sie gewöhnlich sinusoiden
Verlauf (Fig. 2, Tafel V). Daß die Faltungsachsen der ptygma­
tischen Adern gebogen sein können geht u. a. daraus hervor,
daß ihr Verlauf in der topographischen Oberfläche in sich
190
OLAF ANTON BROCH
geschlossen (ringförmig) erscheinen kann (Fig. 4, Tafel IV),
wodurch bisweilen achatähnliche Strukturen hervorgerufen
werden. - Ü bereinsstimmend mit der erwähnten Erscheinung,
daß bei den Pegmatitgängen die Schiefrigkeit des angrenzenden
Gesteins sich die Grenze anschmiegt, läßt sich bei den ptygma­
tischen Adern bisweilen feststellen, wie die Schiefrigkeit mit
den Adern konform verläuft. Ob dies immer der Fall ist, läßt
sich nicht sagen, in einem Falle wurde die Erscheinung aber
mit Sicherheit nachgewiesen (Fig. 4, Tafel VI). Oft ist im
Nebengestein Biotit an der Grenze angereichert (wie dies
übrigens auch bei den Pegmatitgängen vorkommen kann). Diese scharf begrenzten ptygmatischen Adern können, wie aus
der Fig. 4, Tafel IV hervorgeht, in Pegmatitgängen ihren Aus­
sprung nehmen. Der Zusammenhang zwischen den Pegmatit­
gängen und den erwähnten Adern ist dadurch festgestellt. Andererseits stehen diese scharf begrenzten Adern ebenfalls
zu dem Nebengestein in einer nachweisbaren Beziehung. So
wurde wenig nördlich vom Berger-Weg eine der früher erwähnten
Q u a rz-G r a n a t-L ins e n (S.l08), die im Granatglimmerschiefer
des Berger-Wegs auftreten und deren Granate mit denjenigen
des erwähnten Schiefers identisch sind, als Erweiterung einer
solchen Ader bemerkt (Fig. 3, Tafel V)':'.
Die Q u a r z - G r a n a t - L i n s e n
treten
im
Granatglimmerschiefer des
ßerger-Wegs und (in kleinerer Menge) in den Staurolith- und Disthengneisen
desselben Gebietes auf (s. d. Karte). Auch in gewissen .,Piagiok!as-\"eniten"
kommen sie vor (s. unten). - An der ersterwähnten Stelle haben sie eine
Form annähernd \\·ie dreiachsige Ellipsoide; die Achsenlängen dürfen im
Mittel etwa die nachfolgenden sein: a
0,5 m, b 0,2 m, c 0, I m. Die
�
Ebene a b fällt
70 90°
W
WSW, bc 20-0' 0-0 NO.
cc
Die Achse b ist
ungefähr horizontal und N-- Nl\"W gerichtet. Die Linsen bezeichnen ver­
mutlich annähernd die Abbildung des Strainellipsoides. --- In einem einzelnen
Falle wurde, im Disthengneis bei [9,5 8,5], ein linsenförmiger, durchsetzender
Gang der Quarz- Granat-Masse nachgewiesen. - Die mikroskopische Unter­
suchung stellte heraus, daß die Granate von kleinen Quarzkörnern rwie
·
diejenigen des Granatglimmerschiefers) poikilitisch durchlöchert sind, weiter,
daß die Quarzgrundmasse kleine Mengen von idiomorphem, braunem Biotit
und kleinen Muskovitleisten enthält.
···
Auch Linsen, die aus reinem Quarz bestehen, können als Verdickungen
und zwar von recht großen Dimensionen lfig. 4, Tafel V)
von
-
pegmatitischen Adern aurtreten.
191
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Im Disthengneis des F1ateby-Waldes [10,4 6,9] wurde eine
disthenführende Quarzniere als Erweiterung einer ähnlichen Ader
vorgefunden (S. 154).
Außer den erwähnten, scharf begrenzten Adern kommen
auch d i ffu s b e g r e n z t e , h e l l e ptyg m a t i s c h e A d e r n
vor, und zwar erstens diejenigen im S t a u r o l i t h g n e i s des
Flateby-Waldes (s. oben S. 161; vgl. Fig. 2, Tafel VIII), die
petrographisch mit den hellen Zonen identisch sind, welche
die Staurolithporphyroblasten umgeben, zweitens schmale Adern,
die sehr diffus und deshalb nicht leicht zu entdecken sind,
und die in I e p t i t i s c h e m G n e i s der Mineralkombination 3
(d. h. ohne Kalifeldspat, S. 111) am Berger-Weg auftreten können.
Auch diese letzteren bezeichnen, wie die mikroskopische Unter­
suchung ergab, eine Anreicherung von Plagioklas und Quarz.
An dieser Stelle sei ein kleines Vorkommen h e II e r
D r ü s e n in l e p t i t i s c h e m G n e i s der Mineralkombination 4
(d. h. ohne Kalifeldspat und Muskovit, S. 111) bei [ 4,3 21,4]
erwähnt. Diese Drüsen (Fig. l u. 2, Tafel X) enthalten in
ihrem mittleren Teil große Muskovitkristalle, welche von der
Schiefrigkeit des Gesteins unabhängig orientiert sind. Die Drüsen
scheinen blind zu enden, und zwar sind sie (vgl. die Ä bbildungen)
gegen den leptitischen Gneis unscharf (diffus) begrenzt. Nach
dem mikroskopis chen Bild zu erschließen, ist es sehr wahr­
scheinlich, daß es sich hier um eigenartige Derivate vom "Leptit"
handelt. Die abgebildete Drüse zeigt die gewöhnliche grano­
blastische Struktur der lep titi s c hen Gneise, mit wellig umgrenzten
Quarz- und Feldspatkörnern; sie unterscheidet sich mikro­
skopisch nur sehr wenig von dem ben achbarten leptitischen
Gneis, und zwar besteht der Unterschied darin, daß die Drüse
biotitärmer ist.
·
·
Etwa 200 m südlicher wurde ein Gestein gefunden, daß zu einem ge­
wissen Grade an das soeben behandelte erinnert. Die großen Muskovitkristalle
kommen nicht vor, dagegen kleinere, leistenrörmige Individuen, oft an rote
Eisenglimmerschuppen geknüpft, welche sich auch makroskopisch beobachten
lassen. Außerden werden die Hauptgemengteile: Quarz, Plagioklas (Ab92An8).
Biotit und die Nebengemengteile Zirkon und opake Körnchen wahrgenommen,
Diese letztgenamten Körnchen sind vielleicht wie mit den früher erwähnten
Pseudomorphosen nach Rutil oder Titanit (S. 98, 16SJ identisch aufzufassen.
Dabei ließ sich aber auch ein kleines
Individuum von S t a u r o 1 i t h be-
192
OLAF ANTON BROCH
obachten, und zwar ist dies das einzige Beispiel gleichzeitigen Auftretens von
Staurolith und Muskovit.
leptitischen Gneisen.
Die Struktur und die
Korngröße ist wie in den
Parallel der Schiefrigkeit laufen helle, biotitarme Zonen,
plagioklasreich, im Mikroskop Pflasterstruktur aufweisend. --- Im Felde sind
Schlieren von Staurolithgneis in der unmittelbaren Nähe vorhanden, und das
hier umhandelte Gestein bezeichnet wahrscheinlich eine Entwickelung der
S. 166 erwähnten "feinkörnigen Gneise mit kleinen Individuen von Staurolith
und Disthen'', eine Entwickelung, welche derjenigen der oben erwähnten
leptitischen Gneise mit ihren diffus begrenzten Adern einigermaßen analog
sein dürfte.
Die oben erwähnten leptitischen Gneise können mit ihren
Adern, in welchen Plagioklas angereichert ist, als Pl a g i o k l a s­
v e n i t e bezeichnet werden. Auch der Staurolithgneis ist als
etwas venitisch zu bezeichnen. - Südlich von Strandstuen
kommen indessen Bildungen vor, bei denen der venitische
Habitus noch ausgesprochener ist. Diese Bildungen, welche
ebenfalls als Plagioklasvenite zu bezeichnen sind, weisen inter­
essante Verhältnisse auf. So sieht man bei r12,2 4,7] an der
Ostgrenze des großen Amphibolitganges, jedoch scharf vom
Amphibolite abgegrenzt, einen Venit, dessen Strukturtypus an
die S u r r e ils t r u k t u r e n von HoLMQUisT1 erinnert (Fig. I,
Tafel VI), jedoch mit dem Unterschied, daß die hellen Drüsen
·
(s. die Abbildung) nicht blind enden, sondern durch helle Adern
miteinander verknüpft sind. Die hellen Adern verlaufen zwischen
den Drüsen wie die Kraftlinien zwischen magnetischen Polen
(vgl. HoLMQUIST op. cit.). Das Gestein ist als Ganzes genommen
schiefrig, grobkörnig mit einer gewissen zuckerkörnigen Konsi­
stenz, und recht biotitreich. Große idiomorphe Muskovitkristalle
sind im Gestein ungefähr gleichmäßig verteilt, und zwar sind
diese Kristalle v o n d e r S chi e f r i g k e i t v ö l l i g u n a b h än g i g
o r i e n t i e r t (vgl. oben). - Die hellen Adern und Drüsen be­
stehen vorwiegend aus Quarz und Feldspat, mit kleineren Mengen
von Biotit, die dunklen Adern sind biotitreich. Dabei sieht man
aber auch Adern, welche betreffs des Mineralinhaltes eine
Zwischenlage zwischen den hellsten und dunkelsten Adern ein­
nehmen, und zwar derart, daß alle Übergangstypen zwischen den
fast eisen-magnesiafreien hellsten und den dunkelsten, biotit­
reichsten Parteien als Adern vorkommen.
t
(34) S. 198-199.
193
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Ein Dünnschliff einer Partei des Gesteins von mittlerem
Biotitgehalt zeigt eine mineralogische Zusammensetzung der
Kombination 8 der Ieptitischen Gesteine entsprechend (d. h.
ohne Kalifeldspat und mit nur wenig Muskovit, S. 11 1); der
mittlere Korndurchmesser beträgt ca. 0,25 mm (s. Fig. 5,
Tafel XVI).
Q uarz
Der
zeigt wellige Umgrenzung.
Der Plagioklas ist polygonal begrenzt und ist z. T. etwas serizitisiert.
Zwillingsbildungen
sind
selten.
Zu s amm e n s e t z u n g
AbqAn111•
Der Biofit ist der gewöhnliche braune.
Die
Muskovit.
(fig. 6, Tafel XVI)
obenerwähnten,
sind nach
(00 1)
großen
Porphyroblasten (?)
streng idiomorph, nach dem
pseudohexagonalen Prisma wellig begrenzt (korrodiert?). - Außer
den
großen
Individuen,
welche
unabhängig von der Schiefrigkeit
orientiert sind, kommen in geringer Menge kleine Muskovitleisten
vor, die von der Größe und Anordnung der Biotitleisten sind.
Als Nebengemengteile sind Apatit und Zirkon vorhanden.
Der Dünnschliff einer glimmerärmeren Ader weist dieselben
Mineralien auf, mit dem Unterschied, daß der Biotit (und der
leistenförmige Muskovit) an Menge stark zurücktreten. Die
großen Muskovitkristalle dagegen sind ebenso reichlich, vielleicht
reichlicher vorhanden als in den biotitreichen Zonen. - Der
ersterwähnte Dünnschliff läßt deutliche P f l a s t e r s t r u k t u r
erkennen, bei dem letzteren ist diese Struktur weniger auffällig,
weil der Quarz reichlicher vorhanden ist.
Bei 112,4 3,7] kommt ein ähnlicher Venit mit hellen Adern
und Drüsen vor ( Fig. 2, Tafel VI ) . Dieser Venit ist ptygmatisch
entwickelt; die Drüsen scheinen überwiegend (ausschließlich?)
aus Plagioklas zu bestehen (Zwillingsriefung ist makroskopisch
wahrnehmbar). Der Venit zeigt im Mikroskope denselben Mineral­
inhalt wie der obenerwähnte. Die Muskovitkristalle der hellen
Adern sind klein�r und weniger idiomorph, aber auch hier von
der Schiefrigkeit unabhängig orientiert. Keine ausgesprochene
Pflasterstruktur ist wahrnehmbar. - Sehr auffällig ist es, daß
in diesem Venit die obenerwähnten Qu a r z-G r a n a t - L i n s e n
auftreten. Der Venit geht südlich, westlich und nördlich mehr­
weniger gradweise in einen Komplex von Glimmerschiefer und
leptitischem Gneis über, indem die hellen Adern allmählich
·
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
13
OLAF ANTON BROCH
194
kürzer und seltener werden. - Die zwei Ietzt genannten Er­
scheinungen, wozu noch das Auftreten der diffusen Adern in
leptitischen Gneisen am Berger-Weg und auch wohl der veni­
tische Habitus des gefältelten Granatglimmerschiefers des Berger­
Wegs (S. 109, 126, 159; Fig. 1, Tafel V I I) hinzukommen, sprechen
deutlich dafür, daß diese Plagioklasvenite als eigentümliche Ent­
wickelungsformen von Gesteinen des Berger-Weg- Komplexes
zu fassen sind. - Es ist somit nicht ganz undenkbar, daß fein­
körnige. massenförmige Leptite unter Umständen als grobkörnige,
drüsige Venite auftreten können!
Daß die Bildung der Venite unter Vorhandensein von
Wasser bez. Lösungen vorsichgegangen ist, dürfte fast unzweifel­
haft sein, und die vielen benachbarten Pegmatitgänge geben
sozusagen einen Fingerzeig, daß die Lösungen vielleicht magma­
tischen Ursprungs seien. Ob bei der Bildung wesentlicher Stoff­
zufuhr von außen stattgefunden hat, läßt sich nicht sicher ent­
scheiden. jedoch muß es als wahrscheinlich bezeichnet werden,
daß eine Zufuhr von wesentlichen Mengen nicht stattgefunden
hat, daß also die Venite als endamorph1 oder annähernd enda­
morph zu bezeichnen sind. Falls dem so nicht wäre, so müßte
das ursprungliehe Substrat, etwa des Venites von [ 12,2 4, 7]
·
(Fig.
I,
Tafel VI), sehr basisch gewesen sein .
-
Auf einer ge­
wissen, wenn auch wahrscheinlich geringen Zufuhr, könnten die
oben aus mehreren Lokalitäten beschriebenen großen Muskovit­
kristalle hindeuten.
Daß es sich aber wahrscheinlich um
Injektionen sozusagen in mechanischem Sinne nicht handelt,
sondern vielmehr um infiltrative Prozesse, scheint daraus her­
vorzugehen, daß die Adern, welche in dem soeben erwähnten
Venite autreten, betreffs ihrer chemischen Zusammensetzung
jede Zwischenstufe zwischen den hellsten, salischen und den
dunkelsten, femischen Parteien vertreten können. Auch die
diffuse Begrenzung der Adern in den leptitischen Gneisen des
Berger-Wegs und die ähnliche Begrenzung der Drüsen von
[4,3 21,4] könnten hierfür sprechen.
Bedeutungsvoll ist es auf alle Fälle, daß die Bildungen,
die in diesem Abschnitte behandelt wurden, zu beweisen scheinen,
·
I
(331.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
195
daß während der Geschichte des Gneiskomplexes in einer späten
Epoche, die mit der Bildungszeit der Pegmatite ungefähr zu­
sammenfällt, e i n e f l ü s s i g e (b e z. fl u i d e) P h a s e i n b e­
t r ä c h t I i ch e r Me n g e v o r h a n d e n g ew e s e n i s t, und, was
insbesondere die Verknüpfung von Quarz-Granat- und Quarz­
Disthen-Linsen mit den ptygmatischen Adern zeigen, daß mittels
des Fluidums " i n t e r g r a n u l a r e" S t o f f w a n d e r u n g e n in
dem Gestein über nicht unbedeutende Strecken stattgefunden
haben.
Betreffs des Mineralinhaltes der scharf begrenzten ptygma­
tischen Pegmatitadern sei envähnt, daß die Gemengteile: Quarz,
Plagioklas, Mikroklin, brauner Biotit und Muskovit inwechselndem
Mengenverhältnis auftreten. Der Mikroklin kann der vorherr­
schende Feldspat sein, kann aber auch untergeordnet sein, ja,
sogar fehlen. Somit sind alle petrographische Übergangstypen
zwischen den scharf begrenzten mikroklinreichen Adern und
den diffusen Adern der Ieptitischen Gneise vom Berger-Weg
vorhanden.
Zum Schluß sei erwähnt, daß die scharf begrenzten ptygma­
tischen Adern ebenso wie die Pegmatite in den Natron-Tonerde­
Gesteinen sehr selten sind, und zwar sind sie bei den besonders
plagioklasreichen Gliedern der erwähnten Gesteinsserie (d. h. bei
den Albitgneisen und den gedritführenden Gneisen) noch nicht
nachgewiesen worden. - Adern wie diejenigen der Plagioklas­
venite wurden, wie erwähnt, im Staurolithgneis des Flateby-Waldes
vorgefunden. Solche Adern sind in den erwähnten plagioklas­
reichen Gesteinen nicht vorhanden; sind sie ja auch mit der
Grundmasse solcher Gesteine petrographisch identisch!
Abriss der petrogenetisch-geologischen Geschichte
des präkambrischen Gebietes.
(Zu s a m m e n f a s s u n g.)
Die suprakrustale Natur des Gneiskomplexes wurde schon
in der Einleitung betont; und sie dürfte aus der petrographischen
Untersuchung der Gneise deutlich hervorgegangen sein. Nach
den üblichen Vorstellungen beweist ja der große Tonerdeüber­
schuß, der insbesondere bei den Disthengneisen deutlich vorliegt,
196
OLAF ANTON BROCH
den sedimentogenen Ursprung der betreffenden Gesteine. Die tonerdereichen Gesteine treten gesellschaftlich mit Leptiten
auf, deren Chemismus liparitisch ist. Wenn auch die Lagerungs­
verhältnisse durch Faltungsbewegungen so kompliziert worden
sind, daß aus ihnen wenig zu erschließen ist, so ist man auf
Grund der chemischen und assoziativen Verhältnisse dazu be­
rechtigt, die Gneise als ursprüngliche Oberflächenbitdungen zu
charakterisieren. Die Gneise mit Tonerdeüberschuß repräsen­
tieren nach dieser Anschauungsweise tonige Sedimente, die
Leptite v i e I I e i c h t Laven oder Tuffe.
Treten somit die Hauptergebnisse recht einfach hervor,
so liegen andererseits in dem Gebiete viele Verhältnisse vor,
die sich nicht so unmittelbar erklären lassen. Es treten in
Mengen Glimmerschiefer und "leptitische Gneise" auf, die
betreffs ihres Ursprunges etwa wie vieldeutige Gesteinstypen
charakterisiert werden können. Die erwähnten Gesteine sind
aber zum Teil mit den Disthengneisen (Granatglimmerschiefer
des Berger-Wegs, "feinkörnige Gneise mit kleinen Indi­
viduen von Staurolith und Disthen" etc.), zum Teil mit den
Leptiten augenscheinlich assoziiert und durch petrographische
Übergangstypen mit ihnen verknüpft. - In ähnlicher Weise, viel­
leicht noch deutlicher, sind diejenigen Natron-Tonerde-Gesteine,
welche kleinen oder keinen Tonerdeüberschuß aufweisen, mit
den Disthengneisen verknüpft, und die eigentümlichen Venite,
die in dem vorhergehenden Abschnitt behandelt wurden, scheinen
ihrerseits mit den Leptiten oder Glimmerschiefern genetisch ver­
bunden zu sein.
Somit ist durch die Hauptergebnisse der Untersuchung die
Bezeichnung des gesamten Gebietes als ein S u p r a k r u s t a 1k o m p I e x gerechtfertigt.
Die Amphibolitgänge sind wahrscheinlich jünger a!s die
obenerwähnten Gesteine. Bei ihnen ist suprakrustale Bildung
weniger wahrscheinlich, lieber sind sie als Intrusionen aufzufassen.
Nach der Struktur, welche aus der Karte und den An­
führungen S. I 08 ff. hervorgeht, sieht es so aus, als ob der
Suprakrustalkomplex intensiven Faltungsbewegungen unterworfen
worden ist, wodurch isoklinale Falten entstanden, deren Schenkel
(nach der heutigen Lage der Gesteine) nördlich und deren Achsen
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
197
steil gerichtet sind. Charnieren höherer und niedriger Ordnung
werden durch den zickzackförmigen Veriauf der Grenzlinie
zwischen Leptiten und Glimmerschiefern angedeutet. Eine Haupt­
charniere scheint im Flateby-Walde vorhanden zu sein, worauf
insbesondere die stark gebogenen Amphibolitgänge, die gefältelten
Gesteine, sowie die Änderung des Streichens (sowohl desjenigen
der Schiefrigkeit als desjenigen der Gesteinsgrenzen) und die
große Mächtigkeit der Natron-Tonerde-Gesteine hindeuten. Der geologische Bau des Suprakrustalkomplexes erinnert somit
an eine alpine Naptektonik.
Man erhält den Eindruck, daß diese Tektonik in den Haupt­
zügen schon vor dem Empordringen des Granites (bez. Hinein­
sinken der suprakrustalen Gesteine) vorhanden gewesen sei, und
von denjenigen Faltungsbewegungen superponiertwurde, während
welcher das Empordringen des Granites unter Bildung des Anti­
klinalbatholites (S. 88) und Entwickelung der Schiefrigkeit stattfand.
Die große Charniere des Flateby-Waldes wäre als ein in
mechanischer Hinsicht schwaches System zu bezeichnen, und
zwar hat hier das Granitmagma Gelegenheit gefunden, sich mit
den suprakrustalen Gesteinen innig zu vermischen, wodurch der
Migmatit gebildet wurde.
Die Längenrichtung der Einschlüsse im Gneisgranit (Migmatit)
zeigen nach dem Westen, d. h. nach den inneren Teilen des
Granitmassives hin, was von einer Remplazierung suprakrustaler
Gesteine durch Gneisgranit berichten könnte. - Es ist hervor­
zuheben, daß Natron-Tonerde-Gesteine als Einschlüsse im Granit
nie vorgefunden worden sind'': . Bei dem ersten Anblick könnte
die Erscheinung, daß im Migmatite leptitische Gneise, Glimmer­
schiefer und Amphibolite in Menge vorhanden sind, während
die Natron-Tonerde-Gesteine fehlen, dahin gedeutet werden,
daß diese letzteren vielleicht vom Granit vollständig assimiliert
seien. Dies dürfte aber nicht die Erklärung sein, denn die
Natron-Tonerde-Gesteine bilden ja an den meisten Stellen die
�
Ein staurolitharmer Staurolithgneis kann jedoch makroskopisch dem
Gneisgranit recht ähnlich sein.
Nach grobporphyroblastischen Natron­
Tonerde-Gesteinen sowie typischen, hellen Gneisen würde man wahr­
scheinlich
suchen.
innerhalb
des
Gneisgranit-(Migmatit-)Gebietes
vergeblich
198
OLAF ANTON BROCH
Grenze des Suprakrustalkomplexes gegen den Granit und sollten
somit einer vollständigen Assimilation stark ausgesetzt gewesen
sein. Ihr bloßes Vorhandensein spricht somit gegen eine solche
Annahme, umsomehr als ihre Grenze gegen den Gneisgranit
scharf zu sein scheint (S. 18 1).
Es ist somit naheliegend zu erschließen, daß der Granit
suprakrustale Gesteine remplaziert hat, zum Teil unter voll­
kommener Assimilation von denjenigen, die ihm chemisch
einigermaßen verwandt waren (Leptite u. ä.), vielleicht unter
teilweisem "Aufschluß" von basischen Gesteinen unter Bildung
von "basischem Gneisgranit" . Die tonerdereichen Sedimente
dagegen und zum Teil auch die Amphibolite bildeten dabei
eine "physiko-chemische Barriere" gegen das weitere Hervor­
dringen des Granites.
Es wurde früher mehrmals die innige Verknüpfung der
Natron-Tonerde-Gesteine untereinander betont. Auch wurde
der Disthengneis als ursprünglich sedimentär charakterisiert.
Nach assoziativen Kennzeichen sollten somit die Natron-Tonerde­
Gesteine Sedimente repräsentieren. Wenn man aber die chemi­
sche Zusammensetzung der besonders plagioklasreichen Glieder
ins Auge faßt (s. die Zusammenstellung der Analysen), so könnte
es so aussehen, als stehe diese Zusammensetzung mit dem ge­
nannten Ergebnis in scharfem Widerspruch. Es gibt wohl
kaum Sedimente derartigen Chemismus, im Gegenteil würde
man eher glauben, daß sich die Analysen auf Eruptivgesteine
bezögen"'. Die Angehörigkeit der Gesteine zu einer gemeinsamen
genetischen Gattung ist aber fast unzweifelhaft (vgl. den Abschnitt
"Der Kontakthof und die Natron-Tonerde-Gesteine" ), und falls
der große Tonerdeüberschuß der Disthengneise als Beweis deren
sedimentogenen Natur angesehen wird, so scheint es die einzige
rationelle Deutung zu sein, daß die Natron-Tonerde-Gesteine
s u b s t a n z i e l l v e r ä n d e r t e S e d i m e n t e sind.
Die Analysen vom Disthen- und Staurolithgneis vergleichend,
erkennt man sofort, daß diese Gesteine betreffs der meisten
*
Man vergleiche etwa die Analyse des Albitgneises mit derjenigen des
eruptiven Albitfelses von Langedalsnipen ((39) S. 30).
GNEISKOMPLEX
AUF NESODDEN
199
Korn ponenten fast isochemisch sind. Ein Unterschied besteht
darin, daß der Disthengneis etwas eisenreicher als der Staurolith­
gneis ist, was jedoch den mineralischen Unterschied in keiner
Weise erklärt, im Gegenteil, von vornherein hätte man eher
glauben sollen, daß der Staurolithgneis sich als der eisenreichere
erweisen würde. Der prinzipielle Unterschied besteht darin,
daß der Staurolithgneis n a t r o n r e i c h e r als der Disthengneis
ist. Hierdurch wird der Mineralunterschied zwischen den er­
wähnten Gesteinen hervorgerufen, und zwar entspricht dieser
Unterschied chemisch einer Herabsetzung des Tonerdeüber­
schusses beim Staurolithgneis. Bei den übrigen analysierten
Natron-Tonerde-Gesteinen ist die Höhe des Natrongehaltes
ebenfalls sehr auffällig':', und unter diesen weist nur der eine
der Albitgneise einen, übrigens ganz unbedeutenden, Tonerde-·
überschuß auf.
Es ist somit eine fast zwingende Schlußfolgerung, daß die
substantielle Veränderung hauptsächlich in einer m e t a s o m a­
tischen Zufuhr von Natron unter Beseitigung des
T o n e r d e ü b e r s c h u s s e s besteht.
- Metasomatische Natronzufuhr dürfte wohl jetzt für viele
metamorphe Gebiete als eine geologische Tatsache angesehen
werden. Es genügt, auf Arbeiten von BR 0 G G E R 1, HEZNER2,
BRAUNS3 und GoLDSCHMIDT 4 hinzuweisen.
Weiter können
Arbeiten von SuNorus5 und GEIJER6 erwähnt werden.
'·'
Nach den Analysen ergibt sich das NIGGLI'SCHE k ((28) S. 28): Torvvik­
granit 0,581, basischer Gneisgranit 0,490, Leptit, Skovrein 0,635, Leptit,
Ursvik 0,250, Glimmerschiefer 0,582, Amphibolit, Gangmitte 0,312, do ..
Ganggrenze 0,549.
�
Disthengneis 0,338, Staurolithgneis 0,116, Oligoklas­
Granat-Cummingtonit-Gneis 0,068, Albitgneis 0,061, Oligoklas-Gedrit­
Gneis 0,042.
1
(8) S. 116.
2
132) S. 211 u. a.
3 16) S. 169, 170.
4
124) s. 36, 203, 298, 343.
125).
126).
5
(54).
6
120).
200
OLAF ANTON BROCH
Daß in dem vorhandenen Gebiete Stoffwanderungen und
metasomatische Prozesse vorsichgegangen sind, ist schon unter
der Behandlung der Biotitisierung der Amphibolite und der
Behandlung der Venite erwähnt worden.
Betreffs der Auffassung des Begriffes Metasomatose herrschen in der
Literatur verschiedene Ansichten; man vergleiche etwa diejEnigen von GoLn­
SCHMIDT
t
mit denjenigen von L I N D G R E N 2.
---
Vielleicht wäre es praktisch,
den Begriff G e s t e i n s m eta s om a t o s e aufzustellen, und zwar für solche
Metamorphosen, die in einer V e r ä n d e r u n g d e s B aus c h a l c h e m i s m u s
eines Gesteins unter
bestehen.
Bildung von neuen, wohldeftnierbaren Gesteinstypen
Der Begriff wäre - mit GoLDSCHMIDT übereinstimmend -- auf
solche Erscheinungen zu begrenzen, wo sich die Veränderung theoretisch
durch chemische
Gleichungen ausdrücken ließe.
Als
Chemismus eines
Gesteins ist der Einbegriff der Analysenwerte zu fassen, so wie diese durch
die Analyse des getrockneten Gesteinspulvers erscheinen. - Die Gesteins­
metasomatose kann eine m u t a t i v e sein, indem die Menge einiger Kompo­
nenten
vergrößert,
diejenige anderer vermindert wird.
Biotitisierung (S. 138) mit
eventuell
die
ihrem Austausch von Kalk
Serizitisierung
nach
dem
Austausch von Kalk gegen Wasser. metasomatose
unter ausschließlicher
S.
138
Beispiele sind die
gegen
gegebenen
Kali,
und
Schema mit
Möglich ist weiter eine Gesteins­
Anreicherung
Komponenten; sie läßt sich als a d d i t iv bezeichnen.
eines
oder
mehrerer
Die Frage nach mög­
licherweise solcher Umwandlung kommt gleich unten zur Behandlung. Als e x p u 1 s i v wird die
Gesteins metasomatose charakterisiert, wenn die
Veränderung aus schließlich in dem Verlust gewis ser Komponenten besteht.
Als Beispiel diene die Bildung eines Wollastonitfelses unter Abgabe von
C02 aus einem Kalksandstein.
Es dürfte als festgestellt gelten, daß in diesem Gebiete die
Alkalien während Stoffwanderungsprozessen verschiedenen Wegen
gefolgt sind, und zwar hat sich das Kali den Fernischen Gestemen
unter Bildung von Biotit, das Natro11 den Gesteinen mit Tonerde­
überschuß unter Bildung von Albit angesellt. Hierdurch ent­
standen metasomatische Natron-Tonerde- und " Kali- Ferromag­
nesia-Gesteine" .
Daß Kali und Natron gegebenenfalls auch andere Wege
einschlagen können, ist eine Tatsache'': . Austausch von Kalk
gegen Natron ist von SuNmus3 behandelt worden, und wohlI
2
3
*
(27).
(4 1 ).
(54).
Vgl. (50).
GNEISKOMPLEX
AUF
201
NESODDEN
bekannt ist das Vermögen toniger Sedimente, Kali festzuhalten.
- In derselben Verbindung ist auch die spätere Serizitisierung
der Disthenpophyroblasten dieses Gebietes erwähnenswert. Es
kann,
hauptet
wie ja auch von vornherein wahrscheinlich ist, be­
werden,
daß das
Resultat
metasomatischer
Prozesse
von Druck-Temperatur-Bedingungen ebensoviel wie von stoff­
lichen Verhältnissen abhängig ist.
Ob
bei
der
Natronzufuhr
ist,
Bildung der
die einzige
Natron-Tonerde-Gesteine
die
substanzielle Veränderung gewesen
ob also von additiver Gesteinsmetasomatose zu reden ist,
läßt sich kaum entscheiden. Falls dies der Fall wäre, so müßten
die ursprünglichen Substrate von recht verschiedener Zusammen­
setzung gewesen sein; und dies ist ja bei einer Serie von Ton­
schichten gar nicht ausgeschlossen. Die ursprünglichen Gesteine
wären in dem
Falle zum Teil ziemlich reine Quarz-Kaolin­
Sedimente gewesen. Die erwähnte
den
Frage läßt sich aber aus
Untersuchungen nicht entscheiden,
ebensowenig wie die
Frage nach der F o r m in welcher das Natron zugefuhrt wurde.
Die
Q u e 11 e des
Lösungen zu suchen
Natrons dürfte sehr wahrscheinlich in
sein,
welche mit dem Granit verknüpft
waren. Hierfür spricht die Lokalisierung der Natron-Tonerde­
Gesteine, und insbesondere, daß die plagioklasreichsten Glieder
(Albitgneise, gedritführende Albitgneise) in dem inneren Kontakt­
hof sehr verbreitet sind.. Auch kann die sehr große Quantität
des zugeführten Natrons hierfür sprechen.
Es
wurde
Amphibolit
kontakten
S. 133
nach
häufig
dürften
typische
HEZNER
(1908
dessen Glieder
erwähnt,
GOLDSCHMIDT
ist.
Auch
daß
in
die
die
der
Biotitisierung
Nähe
von
von
Intrusiv­
Natron-Tonerde-Gesteine
Intrusivkontaktbildungen sein.
So
ist
von
op.cit.) eine Gesteinsserie beschrieben worden,
mit
den
Natron-Tonerde-Gesteinen auffällige
Ähnlichkeiten aufweisen':'. Die Gesteine gehören den "Tremola "­
und
"Sorescia "-Serien des St. Gotthard an. Die Tremolaserie
" Geradezu ergötzlich ist die Assoziation eines blaugrünen (alkalireichen)
Amphibols mit einem farblosen (Cummingtonit?). Der farblose tritt
aber hier als Randzone des gefärbten au f (op. cit. S. 166), vgl. Oligoklas­
Granat- Cummingtonit-Gneis.
202
OLAF ANTON BROCH
ist nach HEZNER unzweifelhaft sedimentär, und die Soresciaserie
mit ihren
"hellen Gneisen" mit " Natronvormacht" bildet eine
Übergangsserie zwischen dem Tremolagranite und der Tremola­
serie.
HEZNER behauptet, daß Natronzufuhr hier stattgefunden
hat:
" Die Möglichkeit einer substanziellen Beeinflussun g ....
am ehesten der Einwirkung n atron haltiger Dämpfe . ....n icht
von der
( op.cit,
Hand zu weisen"
S.211), und meint in der
"oft ganz eisblumenartigen Ausbildung der Hornblendebüschel
in den
Garbenschiefern"
ein
Zeichen
von
"Sublimationsvor­
gängen" zu finden.
Es möchte an disser Stelle an die disthen- und staurolith­
führenden
Diese
Paragonitschiefer des St. Gotthard erinnert werden.
Gesteine
sin d
Tonerdegestein en,
ebenfalls
Beispiele
von
natronreichen
wenn auch das Natron hier in einer etwas
anderen Weise gebunden ist. Betreffs der Genese der letzt­
erwähnten Gesteine liegt aber,
soweit dem Verfasser bekannt
ist nicht viel Literatur vor.
Viele der sogenann ten
beschrieben worden
sind,
Natronleptite, die
zeigen
mit
den
in
aus
Schweden
dieser
Arbeit
umhandelten Albitgneisen große petrographisch-chemische Ähn­
lichkeit.':' -- Außer Natronleptiten werden in der Arbeit von
SJöGREN, jOHANNSON
und
SAHLBOM1
cordieritführende Natron­
leptite, und Cordierit-Gedrit-Gesteine erwähnt. - Viele Natron­
leptite ließen sich vielleicht als metasomatische Abkömmlinge
von tonerdereichen Sedimenten deuten.
Es wurde
wie
die
in
dem Abschnitte über
Pegmatitbildungen mit
rungen verknüpft zu
sein
die Venite mitgeteilt,
"intergranularen" Stoffwande­
scheinen,
und wie ein genetischer
Zusammenhang der Venite, unter welchen auch der Staurolith­
gneis
von
bildungen
Flatebyviken
nicht
zu
erwähnen
unwahrscheinlich
ist.
Staurolithgneis zu den Veniten gehört,
ist, mit den Pegmatit­
Schon
darin, daß der
liegt eine Andeutung,
daß die Natron-Tonerde-Gesteine ihr jetziges Gepräge un gefähr
zur Zeit der intergranularen Stoffwanderungen erhielten , welche
unter anderem zur Ausbildung von Plagioklasveniten führten,
::. Vgl.
I (52).
z.
B. (53) S. 1 11.
GNEISKOMPLEX
NESODDEN
AUF
203
un d daß somit die Venite, die Pegmatite, die Natron -Tonerde­
Gestein e un d wohl auch die biotitisierten Amphibolite ("Kali­
Ferromagnesia-Gesteine") alle währen d ein er spätmagmatischen
Phase sozusagen
scheinlich
stehen.
mit
endgültig geprägt wurden , und somit wahr­
dem
Torvvikgran it
in
genetischer Verbindung
Es sei in diesem Zusammenhan g auch an die auffällige
Pegmatitarmut im Gebiete der plagioklasreichen Natron -Tonerde­
Gestein e erinnert.
Wen n auch die Verhältn isse in ihren Ein zelheiten n icht als
endgültig gedeutet an gesehen werden
vielleicht erlaubt sein , um ein
dürfen, so wird es doch
ein igermaßen ein heitliches Bild
der Stoffwanderun gsprozesse zu bekommen , die n achfolgenden
Vermutungen auszusprechen:
Alkalireiche Lösun gen ,
Magma des Torvvikgran ites en tstammen ,
dran gen
die dem
in
die an ­
grenzenden Gestein e hinein . Die tonerdereichen Gesteine spielten
im
Großen
genommen für die Natron verbin dungen die Rolle
ein es Absorption sapparates,
die
Rolle für die Kaliverbin dun gen .
basischen
Gesteine
dieselbe
1 n dem an gren zenden Ge­
--
stein fand aber auch Auflösun g un d Stoffverlust statt. So wurden
die
basischen
Gestein e
kalkärmer;
Almandin
und
Disthen
kristallisierten aus Lösungen in den pegrmtitischen Adern aus'': ,
und die hellen Adern un d Drüsen der eigentümlichen Plagioklas­
venite
südlich
selektive
von
Lösung
Strandstuen
salischer
sin d
wahrschein lich
Gemengteile
mit
durch
n achfolgender
Kristallisation gebildet worden . Die An häufun g großer Muskovit­
kristalle
in einigen der Plagioklasven ite kön n te dahin gedeutet
werden, daß ein gewisser, wen n auch geringer Stoffzufuhr von
außen
stattgefun den
habe.
Die
magmatischen
Lösun gen
haben weiter zur Bildun g von wirklichen Pegmatitgängen un d
mit
ihnen
verknüpften
ptygmatischen Adern
Anlaß
gegeben .
Die recht wahrscheinliche Verkn üpfun g dieser Bildungen mit den
soeben
erwähnten wurde oben beton t. - Somit macht es den
Eindruck, als ob bei der An wesenheit einer reichlichen Men ge
ein er
flüssigen
(fluiden )
Phase
-
man
könn te
sagen ein er
Während einer Exkursion im Herbst 1925 machte Professor V. M. GüLD­
auf die besonders starke Biotitisierung solcher basischer
Gänge aufmerksam, welche in Glimmerschiefer und glimmerreichem
Disthengneis verlaufen.
SCHJI\IDT
204
OLAF ANTON BROCH
" Durchschwitzung" der Gesteine - unter intergranularen Stoff­
wanderungen,
zum Teil über weite Strecken, ein Zusammen­
spiel von verschiedenen Prozessen stattgefunden hat, Prozessen,
wc:lche beziehungsweise
als intrusiv, injektiv, inflltrativ, meta­
somatisch zu bezeichnen seien. Eine strenge Sonderung zwi�chen
diesen
verschiedenartigen Prozessen
dürfte
in
vielen Fällen
weder berechtigt noch möglich sein.
Die Anwesenheit einer reichlichen Menge von Flüssigkeit (Fluidum) bei
der Bildung der Natron-Tonerde-Gesteine ist wie oben gesagt wahrscheinlich.
Dies könnte, wie aus dem Nachfolgenden hervorgehen darf, auch in recht
guter Übereinsstimmung mit dem Auftreten von plagioklasreichen Zonen um
die idioblastischen, Fernischen Mineralien stehen, welche selbst überwiegend
Quarz und nur wenig Plagioklas als Einschlüsse enthalten (man vergleiche
insbesondere die Beobachtungen im Staurolithgneis Fig. 2, Tafel VII I; Fig. 6,
Tafel XlVI. Zwar sind die erwähnten Erscheinungen unter den Begrifr
"Sammelkristallisation" hineinzufügen; dies erzählt aber davon nur wenig, in
welcher Weise diese Strukturen entstanden sind.* Falls, wie oben, ange­
nommen wird, daß die Tonerde der Plagioklase dem ursprünglichen Gestein
entstammt, und ihre Bindung im Plagioklas die Ursache des Auftretens von
Staurolith in dem Staurolithgneist ist, so könnten die Strukturen in der Weise
gedeutet werden, daß der Plagioklas zu einem l;roßen Teil jünger ist als der
Staurolith (bez. Gedrit etc.'''*), was wiederum bedeutet, daß ein großer Teil des
Plagioklases sich gleichzeitig in Lösung befunden habe. - Die Anwesenheit
einer großen Menge von Flüssigkeit wird
aber einen hochgradig plastischen
Zustand, ja, sozusagen eine gewisse Annäherung an den magmatischen Zu­
stand bedeuten, und zwar wäre diese Annäherung nach den obigen Anfüh­
rungen bei den plagioklasreichsten Gliedern recht ausgesprochen gewesen.
Man könnte in dem schlierenförmigen Auftreten von Disthen- und Staurolith­
gneisen in den Albitgneisen, sow ie in den eigentümlichen Verteilungsweisen
der Garben in denselben Gneisen Zeichen eines solchen Zustandes sehen,
und zwar ist die Möglichkeit, wenn auch weithin nicht bewiesen, so doch
nicht oh11e weiteres abzuweisen, daß die massenförmigen O!igoklas-Gedrit­
Gneise und (disthenfreien) Albitgneise vielleicht während einer gewissen
Phase der metasomatischen Prozesse in einem so weitgehenden Maße flüssig
waren, daß ihre Klassifikation als nicht eruptiv nur bis zu einem gewissen
Grade berechtigt ist. In dem Auftreten eines gangförmigen granatführenden
O!igoklas-Gedrit·Gneises bei "Fjelltun" (S. 171) einen entscheidenden Beweis
für den magmatischen Zustand zu sehen, wagt der Verfasser, bevor weitere
Für den sozusagen feineren Ausbau der Deutung der Natron-Tonerde­
Gesteine werden wohl eben in diesen Strukturen wichtige Anhaltspunkte
zu finden sein.
'"' Vgl. Staurolith-Augengneis, vgl. auch Fußnote S. 185.
205
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Untersuchungen vorliegen, nicht; immerhin ist der Gedanke sehr anziehend:
daß wäre die Metamorphose nur einen Schritt weitergegangen, so wäre nicht
nur der chemische Sedimentcharakter (durch völlige Beseitigung des Tonerde­
überschusse,) verschwunden, sondern auch der geologische, und man würde
einer Provinz von palingenetischen, natronreichen Eruptivgesteinen gegenüber­
gestanden se!n, die durch metasomatishe Prozesse hervorgerufen wäre und
etwa in der Bildung der Fenite I ein Analogon haben würde.
Nach dem was hier und in früheren Abschnitten angeführt
ist, können die gegen seitigen Altersverhältn isse der verschieden en
Bildun gen , welche in dem behandelten Gebiete vorhanden sind,
tabellarisch un gefähr wie n achfolgen d aufgestellt werden , wobei
von den Amphibolitgän gen im Gn eisgranit abgesehen wird. Die
jüngsten der Bildungen, welche in dem Schema angeführt sin d,
sin d möglicherweise n icht alle präkambrisch.
Diaphtoritische Bildungen :
Chloritisierun g, Serizitisierun g
( Kataklasen, Perthite ?).
Spätmagmatische Phase des Torvvikgranites: intergranulare
Stoffwan derungen
im
Natron -Tonerde-,
un d
Gn eiskomplex,
Bildun g
von
Kali-Ferromagn esia-Gestein en,
In trusion von Pegmatiten .
Empordrin gen
des Torvvikgran ites (bez. Hin ein sin ken des
Suprakrustalkomplexes): Bildung des Antiklin albatolites
un d Entstehun g der Schiefrigkeit, Bildun g von Migmatit
(und basischem Gneisgran it ?).
Faltun gen.
Intrusion von basischen
Gesteinen ? (Amphibolite).
Faltun gen ?
Bildun g
von
ton igen
Sedimenten
un d
an deren
supra­
krustalen Gestein en .
Jüngere Bildungen.
a.
Gänge des Oslogebietes und Verwerfungen.
Innerhalb des umhandelten Gebietes finden sich kleinere Gänge des
Oslogebietes in großer Menge. Diese Gesteine sind nicht genauer untersucht
worden. In der Farbenerklärung der Karte findet man deshalb nur die Haupt­
gruppen: Diabasgänge und leukakrate Gänge. Nicht alle Vorkommen derI
19), S. 174.
206
OLAF ANION BROCH
artiger Gänge sind eingezeichnet, so findet sich z. B. bei Oksval kleine
Camptonit- oder Madeiritgänge, die bei der Zeichnung der Karte nicht mit­
genommen wurden. -- Unter den leukakraten Gängen finden finden sich
Mänait (bei Helvik) und Gänge, die nach dem makroskopischen Aussehen
als Hedrumit zu bezeichnen wären, sowie verschiedene Syenitporphyre. Die
leukakraten Gänge, die wie die Diabasgänge selten eine Mächtigkeit von
mehr als 2 m erreichen, sind fast immer injiziert.
Eine Ausnahme bildet
der große Syenitporphyrgang bei Tangen, der illl großen ganzen längs der
Verwerfungsebene verläuft (vgl. die Situationskartei und bei Tangen der
Abrasion gegenüber etwa wie eine Barriere aufzutreten scheint (s. d. Karte).
Dieser Gang sowie der Hedrumitl?i-Gang bei TangeJaget und derjenige bei
Bratli waren schon vor dem Anfang dieser Arbeit bekannt''· - Die Diabas­
gänge sind ebenfalls öfters injiziert, sie können aber auch durchsetzend sein.
Die Spaltenverwerfungen des Oslogebiets sind bekanntlich von BR0GGER1
behandelt worden. Er faßt Nesodden und den Boden des Bundefjords als
eine im großen gesehen zusammenhängende Platte auf, die im Verhältnis
zu dem subkambrischen Peneplan eine schräge Lage einnimmt, und zwar
derart, daß die Ostseite eingesunken ist. Daß die Platte aus mehreren, im
Verhältnis zueinander ein wenig verschobenen Teilen bestehen könnte, ist
natürlich hierbei nicht als ausgeschlossen anzusehen. Verwerfungsbewegungen,
die aber wahrscheinlich verhältnismäßig klein sein dürften, lassen sich ja
innerhalb Nesodden an manchen Stellen verspüren. Die Talsenkung zwischen
[0, 7 27,6] und [2, 7 25,3) bezeichnet höchst wahrscheinlich eine Verwerfung.
So sieht man bei [0,7 27,6] und [I ,6 26,31 Schleppung (s. d. Karte) und bei
[2,7 25, 3] ein wenig Breccie. Die Sprunghöhe der Verwerfung läßt s ich nicht
bestimmen; nach der geringen Menge der Breccienbildungen braucht sie aber
nicht bedeutend zu sein. - In kleinen Mengen läßt sich Breccie auch
andererorts beobachten. - Die Talsenkung [6, 8 13, 7)
[8,0 17,0] könnte
nach dem Verlauf der Grenzlinien der präkambrischen Gesteine ebenfalls
eine Verwerfung bezeichnen. - Die postkaledonischen Gänge lassen sich
gewöhnlich über recht weite Strecken verfolgen. Dies ist in dem Gebiete
nördlich von Oksval nicht der Fall. Es sieht eher so aus, als ob sie öfters
abgeschnitten seien, wenn auch dies nicht unmittelbar beobachtet worden ist.
Weiter ist hier am Strande oft Breccie zu sehen; vielleicht ist dieses Gebiet
durch Verwerfungen mosaikartig aufgeteilt.
Daß eine größere Verwerfung an der Ostseite Nesoddens vorhanden
ist, ist nicht ausgeschlossen. Am Strande zwischen T dngelaget und Oksval
ist der geologische Bau oft gestört (brecciiertl, bei Heivik sieht man an der
Landstraße, etwa 100 m westlich von der Brücke, ähnliche Störungen, und
bei Berger sowie ein wenig südlich von Berger sind Breccien vorgefunden
·
·
·
·
·
·
·
*
Der Gang von Bratli wird von der Verwerfungsebene abgeschnitten und
wurde als Mänait angesehen. Das makrosko"pische Aussehen erinnert
an dasjenige der Hedrumite, vielleicht ist der Gang als Lindöit anzw;ehen.
I
(71.
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
207
worden, welche schwarzes, graphitähnliches Material (nach kambrischem
Alaunschiefer?) und neugebildeten Albit, an Schachbrettalbit erinnernd,
führen. Am Berger-Weg sind Störungen im Glimmerschiefer-Leptit-Komplex
vorgefunden worden, welche sich als Schleppungserscheinungen deuten ließen
(eventuell wäre die Ostseite eingesunken). -- Es sieht so aus, als ob Störungen
am Strande häufiger sind als sonst, immerhin sind aber am Strande die Auf­
schlüsse besonders gut.
Es wurde früher (S. 1221 erwähnt, daß die sekundären Perthite vielleicht
als jüngere Bildungen aufzufassen sind, die mit den postkaledonischen Vor­
gängen möglicherweise verknüpft seien.
b. Das Relief, die quartären Ablagerungen, die Vegetation.
Wie aus der Karte hervorgeht, ist das (topographische\ Relief von der
Tektonik bedingt. Es ist deutlicherweise besonders während der Eiszeit ent­
wickelt worden: N -S-laufende Gletscherschliffe sind sehr häufig, ebenso
RundbuckeL
Die Täler verlaufen gewöhnlich dem Streichen entlang und sind oft in
Glimmerschiefer ausgegraben worden. Die Grenze zwischen dem Gneisgranit
und den suprakrustalen Gesteinen ist oft in dem Terrain markiert.
Von Nordosten (O:;lo) gesehen weist N esodden ein etwas niedrigeres
Vorland auf, im Hintergrunde ragen die Hügel lldiernsaasen (ca. 150 m) und
Toaasen (2lo m) u. a. empor (s. Fig. 1, S. 83). Der nördliche Teil des Vor­
landes, sowie dessen Abhang gegen den Bundefjord werden von den supra­
krustalen Gesteinen eingenommen.
Die quartären Ablagerungen sind tonige Sedimente und gröbere Glet­
scherablagerungen. Wesentlich aus Ton bestehen die Wiesen der Höfe:
Solberg, Flateby und Skoklefald. Der Waldboden wird gewöhnlich aus
Moränenenmaterial gebildet*; wenn Verwitterungserde vorhanden ist, bildet
sie nur dünne Schichten. Am leichtesten scheint der Glimmerschiefer zur
Erdbildung Veranlaß zu geben.
Wenn von den Wiesen der Höfe und von den kleinen Villagärten
abgesehen wird, ist das Gebiet fast vollständig mit Nadelwald bedeckt.
Trotzdem findet man wegen der dünnen Erdbedeckung an vielen Stellen
recht gute Aufschlüsse** .
Die Vegetation ist in den Leptitgebieten und den Gebieten der hellen
Gneise recht spärlich. Die Albitgneise treten oft als nackte, schneeweiße,
kleine Rücken hervor ( Kali- und Phosphorsäuremangel ?).
* Eine größere Moräne bei Flaskebäk ist in die Karte als "Wiesen" ein­
gezeichnet.
** In die Karte wurden als "Waldboden mit Erdbedeckung" solche Strecken
bezeichnet, wo keine oder nur schlechte Aufschlüsse vorhanden sind.
208
OLAF ANION BROCH
Bemerkungen über die Arbeitsmethoden.
I. Die Feldarbeit und die Karte.
Die vorliegenden topographischen Karten erwiesen sich als nicht hin­
reichend genau und waren in allzu kleinem Maßstab aufgenommen. Deshalb
wurde eine neue Karte ausgearbeitet, und zwar ursprünglich mit dem Maß­
stabe I : 5 000 (nach Vollendung der Feldarbeit verkleinert!. Hierzu wurde
unternommen:
"Messung erster Ordnung": Polygonale Züge mit Tachymeter (Theo­
dolithl dem Ufer, den Wegen und den elektrischen Kraftleitungen entlang.
Die festgestellten Punkte wurden im Felde soweit möglich (mit roter Farbe)
markiert. Die Punkte wurden demnach mit zugehörigen Höhenwerten und
Nummern auf Pauspapier eingezeichnet. Dieses Pauspapier mit seinem Punkten­
system wurde zur:
"Messung zweiter Ordnung mit Kartierung" verwendet: Das Papier
wurde an dem " Army Sketching Case" * befestigt. Mittels A. S. C. läßt sich
der (erdmagnetische) Azimut beliebiger Ziellinien feststellen, und die Ziel­
linien können unmittelbar auf das Pauspapier eingezeichnet werden (A. S. C.
ist mit Diopterkompas und Transporteur versehen). Die Länge der Ziellinien
wurde mit dem neuen Entfernungsmesser der Firma Leitz bestimmt (Messung
von Längen zwischen 10 und 200 m). Zwischen den Punkten der Messung
erster Ordnung wurde in der angedeuteten Weise polygonale Züge zweiter
Ordnung eingezeichnet. Die Höhenmessungen der Züge zweiter Ordnung
wurden mittels Barometer unternommen.
II. Petrographische Untersuchungen.
a. Mikroskopische Untersuchungen.
Das Wesentliche betreffs der mikroskopischen Untersuchungen dürfte
aus der Abhandlung selbst hervorgegangen sein, nur sei bemerkt, daß die
diagnostischen Kennzeichen der gewöhnlichsten Mineralien absichtlich in der
vorliegenden !gedruckten) Ausgabe nicht mitgenommen worden sind (vgl. das
Vorwort). - Zu den Untersuchungen wurde ein gewöhnliches Polarisations­
mikroskop der Firma Zeiss verwendet.
b. Das AnalysenmateriaL
Für die Analyse wurde immer möglichst frisches Material ohne Ver­
witterungshaut verwendet. Die benutzten Mengen wurden nach den Korn­
durchmessern und den Strukturen der betreffenden Gesteine abgepaßt.
(Torvvikgranit
I Handstück: basischer Gneisgranit
I größeres Hand­
stück: Leptit Skovrein
ein Teil eines Handstückes: Leptit Ursvik
ein
Teil eines Handstückes: Granatglimmerschiefer
I größeres Handstück;
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* Beschreibung bei der Firma W. & L. E. GURLEY, Troy, N. Y. zu beziehen.
209
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Amphibolit Gangmitte - 5,5 kg.; do. Ganggrenze - 4,5 kg.; Disthengneis
- ca. 25 kg.; Staurolithgneis - II,5 kg.; Oligoklas- Gedrit-Gneis - 4,5 kg.;
Oligoklas- Granat-Cummingtonit- Gneis
7 kg.; Albitgneis - ein Teil eines
Handstückesl. Die größeren Mengen wurden mit Dynamit losgesprengt
Die Durchschnittsproben wurden mittels Quartierung während allmählichen
Zerreibens. im Stahl- und Achatmörser dargestellt *.
-
-­
c. Die Bestimmung des spezifischen Gewichtes .
Die spezifischen Gewichte der Gesteine wurden pyknometrisch bestimmt,
indem aus jener Fraktion des Analysenmaterials (s. oben), deren maximale
Partikelgröße Erbsengröße war, eine Durchschnittsprobe von ca. 15-20 Gramm
herausgenommen wurde. Die Proben wurden in tarierten Pyknometern mittels
konzentrierter Schwefelsäure im Vakuumexsikkator 24 Stunden getrocknet und
nachher gewogen. Die Pyknometer von je 50 cm3 Kapazität wurden dann
ungefähr zur Hälfte mit destilliertem Wasser gefüllt. Danach wurden sie unter
den Rezipienten gebracht, und es wurde bis zum beginnenden Sieden evakuiert,
wonach die Pyknometer, nach 12-24-stündigem Stehen im evakuierten Rezipi­
enten neben der Wage, gefüllt und gewogen wurden.
=
d. Die Analysen.
4 Analysen sind von Herrn E. KLÜVER ausgeführt worden, die übrigen
vom Verfasser. - Die Hauptanalyse wurde im großen ganzen nach H ILLEBRAN D 1
ausgeführt. Alkalien, C02, FeO, H,O, S. P205 und MnO wurden für sich
bestimmt. Die Alkalien wurden nach Lawrence Smith, C02 gravimetrisch,
H20 nach Penfield, FeO im Cook'schen Apparat bestimmt, Ti02 und MnO
kolorimetrisch. S wurde mittels der Flüssigkeit von Lunge in Lösung gebracht
und nach dem Zusatz von Hydroxylaminchlorid als BaS04 gefällt. - Der Grad
der Genauigkeit, welcher den Analysen des Verfassers zuzuschreiben ist,
dürfte aus den Mineralberechnungen hervorgehen.
''' Die größeren Mengen wurden zuerst im Backensteinbrecher und in der
Spindelmühle (Öffnung 3 mm) zerkleinert.
1 (30).
Norsk Geol. Tidsskr. 1\.
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Pyrit . . . . . .... .... .. .
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Rutil . .. . . . ... . . .
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Analysiert vom Verfasser.
Analysiert von E. KLÜVER.
Geometrisch analysiert vom Verfasser.
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(8)
(9)
(10)
(II )
(12)
( 13)
(14)
(15)
( 16)
(171
(181
(I 9)
-
GNEISKOMPLEX
(20) P.
(21)
(22)
(23)
(24)
AUF NESODDEN
213
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GEIJER.
-­
-
(2.5)
(26)
(27)
(28)
(29)
(30)
(31)
(321
(33)
(341
-­
-
(35)
(361
137)
(38)
(39)
(40)
(41)
(42)
(43J
214
OLAF ANTON BROCH
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(44) E.
145)
146)
14/i
(48)
149)
(SO)
iSll
152)
153)
(54)
1551
MÄKINEN.
-·
1561
---
215
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Bemerkungen zu den Tafeln.
TAFEL
I.
I. Bruchstück von Glimmerschiefer in leptitischem Gneis. Berger-Weg.
S. 109.
Brach phot.
2. Ptygmatischer Gang(?) von Leptit im Glimmerschiefer. S. 110. Brach phot.
3. Kleiner Amphibolitgang im Leptit mit schmalen Zonen von Glimmer­
schiefer. Ursvik. S. 131. - Brach phot.
4. Plagioklas- Biotit-Gneis vom Typus 2. Helvik. S. 145.
Rechen­
schieber
15 cm. - Brach phot.
-
-
-
TAFEL !1.
I. Schmale, biotitreiche Zonen mit Disthen in leptitischem Gneis.
"Fjelltun". Fußnote S. 153.
27 mm. - Brach phot.
Durchmesser der Müme
2. Disthengneis. Bakkelund. S. 153. Die Gletscherschliffe streichen
nördlich.
Durchmesser der Münze
27 mm. - Brach phot.
3. Disthengneis. Strandstuen. S. 153.
Durchmesser der Münze
27 mm. - Brach phot.
4. Staurolith-Augengneis. Flateby-Wald. S. 165.
Rechenschieber
15 cm. -- Broch phot.
�
TAFEL
I.
Ill.
Staurolith-Augengneis. Flateby-Wald. S. 165.
Rechenschieber
15 cm. -- Brach phot.
2. Oligoklas-Gedrit-Gneis. Flateby-Wald. S. 167 ff.
Rechenschieber
15 cm. -- Broch phot.
3. Oligoklas-Granat-Cummingtonit-Gneis. Flateby-Wald. S. 167 ff.
Rechenschieber
15 cm. -- Broch phot.
4. Hornblende- und skapolithführendes, quarzreiches Gestein. Zwischen
Strandstuen und Sörbystrand. S. 187. - Brach phot.
=
=
�
216
OLAF ANTON BROCH
TAFEL IV.
I. Faltung im Migmatit nördlich von Sörbystrand. Im Vordergrund:
schmale Streifen von Granit, mit Ieptitischem Gneis etc. wechselnd. S. 85,
187. - Broch phot.
2. Leptitischer Gneis und biotitisierter, ausgewalzter Amphibolit. Aus
dem Migmatit von Sörbystrand. S. 187. - Broch phot.
3. "Basischer Gneisgranit" und Torvvikgranit. Im Hintergrunde ein
Pegmatitgang. Nördlich von Sörbystrand. S. 89, 187. Richtung der Aufnahme:
südöstlich. - Broch phot.
4. Kleiner Pegmatitgang mit ptygmatischen Adern. Zwischen Strandstuen
und Sörbystrand. S. 190. Richtung der Aufnahme: westlich. - Broch phot.
TAFEL V.
1. Leitergang südlich von Strandstuen. S. 189.
Rechenschieber�-- 15 cm.- Broch phot.
2. Ptygmatische Ader. Berger-Weg. S. 189.
Rechenschieber
15 cm.
Broch phot.
3. Quarz-Granat- Linse als Verdickung einer ptygmatischen Ader. Nördlich
vom Berger-Weg. S. 190.
Broch phot.
4. Quarzlinse mit ptygmatischen Pegmatitadern. ßerger-Weg. Fußnote
S. J 90. - Broch phot.
--
TAFEL VI.
1.
Plagioklasvenit. Südlich von Strandstuen. S. 192.
Rechenschieber
15 cm. - Broch phot.
2. Plagioklasvenit. Zwischen Strandstuen und Sörbystrand. S. !93.
Rechenschieber
15 cm. - Broch phot.
3. Dünnschliffe von Amphiboliten und hornblendeführenden Graniten
(vgl. S. 141 ff.). lt nat. Größe. (Die Abbildungen sind aus der gleichen Photo­
graphie herausgeschnitten und zusammengeklebt). A. Granatamphibolit (unten
Granat), Strandstuen. B. Amphibolit im Gneisgranit, ca. [6,5 9,0]. C. Amphi­
bolit im Gneisgranit, ca. [6,7 6,5[. D. Amphibolit im Gneisgranit, ca. 200 111
südlich von Skoklefald. E. "Basischer Gneisgranit", Flateby-Wald. F. ,,Basi­
scher Gneisgranit", Flateby-Wald. G. Gneisgranit ("roter", mit Hornblende),
Henskogen.
4. Ptygmatische Ader, ca. 150 m nördlich von Ursvik. Die Horizontal­
projektion des Hammers ist nordwestlich gerichtet, das "Fallen'' des Hammers
beträgt 35 ".-Die Abbildung zeigt, wie die Schiefrigkeitsfläche mit den ptygrna­
tischen Adern konform verlaufen kann, vgl. S. 190.
-
-
·
·
TAFEL
1.
VII.
Gefältelter Granatglirnmerschiefer. ßerger Weg.
B. Larssen phot.
-- 4s nat. Größe.
--
S.
109, 126, 159, 194.
217
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
2. Bruchstücke von Granatglimmerschiefer in leptitischem
Berger-Weg. S. 108.- 2s nat. Größe. -- B. Larssen phot.
Gneis.
TAFEL VIII.
I. Staurolithgneis, Flatebyviken. S. 161 ff., 163. I /s nat. Größe. L. Monsen phot.
2. Staurolithgneis (wie 1), frischer Bruch. Die Porphyroblasten sind
von hellen Plagioklas-Quarz-Zonen umgeben. Unten links: ptygmatische
Entwickelung der hellen Zonen. S. 161 ff.- l/1 nat. Größe.-- L. Monsen phot.
TAFEL I X.
1. Garbenschiefer, Aastorp [8,9 8,3]. S. 174. 2/3 nat. Größe.
L. Monsen phot.
S.'7 nat.
2. Staurolithführender Garbenschiefer, Aastorp. S. 174.
Größe. - L. Monsen phot.
3. Garbenschiefer, Skoklefald-Wald. S. 17 4 . I 3 nat. Größe. -- L.
Monsen phot.
·
-­
----
TAFEL X.
I. Helle Drüse (mit großen Muskovitindividuen in ihrer Mitte) in
leptitischem Gneis. S. 191. - l,!l nat. Größe. - L. Monsen phot.
2. Wie I, Rückseite, diffuse Begrenzung der Drüse zeigend.
3. Staurolith-Augengneis, Flateby-Wald. S. 165. -- Is nat. Größe.
L. Monsen phot.
-
TAFEL XI.
1. Torvvikgranit, zwischen Sörbystrand und Torvvik. Mitte: Lepidomelan,
etwas korrodiert. Rechts: Myrmekit, an der Grenze gegen Mikroklin idiomorph.
-- B. Larssen phot.
S. 91 ff.
10 x. - Nic
--
2.
S. 97.
"Basischer Gneisgranit",
10
Flateby-Wald.
Serizitisierter
Plagioklas.
- Nie -. - B. Larssen phot.
3. Roter Gneisgranit, nördlich von Skoklefald.
Unten rechts: poikilo­
blastischer Granat. S. 100 ff. 10 x: . - Nie . -- Broch phot.
4. Epidotführender Gneis(-grar:it). S. 102. 10 > . -- Nie i-. B. Lars­
sen phot.
5. i\1ylonit. S. 102. 10 x. - Polarisator. -- B. Larssen phot.
6. Gneisgranit mit perthitischem Feldspat (hell: Albit, dunkel: Kali­
feldspat!. S. 103, vgl. Fig. 6, Tafel XII. 10 x.
Nie -'-. - B. Larssen phot.
.
--
-
-
TAFEL XII.
1. Leptit, "Skovrein". S. 114. 10 >.--Nie . -- Broch phot.
2. Leptit, Ursvik. S. 116. 10 x. - Ni e +.
B. Larssen phot.
3. Blastoporphyrischer Leptit, südlich von He1vik. S. 118 ff.
KorroB. Larssen phot.
dierter Quarzeinsprengling. 10
Nie �.
-
-
218
OLAF ANTON BROCH
4. Wie 3 -- Feldspateinsprengling, aus mehreren Mikroklinkörnern
bestehend.
5. Kataklastischer Leptit, " Knatten". S. 120 ff. Kalkspatgefüllter Riß
Nie +. - Broch phot.
mit Mikrobreccie (vgl. Petitnotiz S. 121). 10 ><.
6. Vergrößerte Partei von 5, den eigentümlichen, sekundären " Perthit"
zeigend (S. 120, 122 ff.). 55 ><. - Nie +.- Broch phot.
-
--
TAFEL XIII.
1. Granatglimmerschiefer, Berger-Weg S. 123. Oben links : Granat.
Polarisator. - Broch phot.
Ungefähr in der Mitte: Turmalin. I I ><.
2. Turmalin-Plagioklas-Fels, Flatebyviken. S. 180 (Fußnote). 10 ><. Polarisator. -- B. Larssen phot.
3. Granatamphibolit Gangmitte, südlich von Strandstuen. S. 135. Oben
rechts: Granat mit Einschlüssen von Ilmenit (schwarz) und Hornblende.
Weiß (oder trüb) : Plagioklas. 10 x . - Polarisator. - Broch phot.
4. Granatamphibolit Biotitisierte Ganggrenze, Lokalität wie 3. S. 136.
Schwarze Körner von Ilmenit. Etwas Hornblende neben dunklen Leisten
von Biotit. I 0 x . -- Polarisator. - B. Larssen phot.
5. Amphibolit. Gangmitte, schwach biotitisiert, ca. 25 m nördlich von
Ursvik, S. 139. 10 x. - Polarisator.
B. Larssen phot.
6. Amphibolit, Lokalität wie 5. Biotitisierte Ganggrenze mit Augen­
textur. S. 140. I 0 x - N ic +.
B. Larssen phot.
---
--
TAFEL XIV.
"Dioritoides Ganggestein", Berger-Weg. S. 143. Mitte: Granat.
Polarisator. - Broch phot.
2. P!agioklas-Biotit-Gneis, Helvik. Dünnschliff eines Auges. S. 146.
Broch phot.
Nic +.
30 ><.
3. Disthengneis, Flatebyviken. S. 154 ff., 156. Teil eines Porphyroblasten.
5,5 '<. Polarisator. -- Broch phot.
4. Wie 3. - Nie +.
Nic +.
5. Dünnschliff wie 3 und 4. Grundmasse. 5,5 ><.
Broch phot.
6. Staurolithgneis, "Fjelltun". S. 163. Staurolithindividuum mit kleinen
Einschlüssen (wesentlich Quarz), von grobkörniger Plagioklaszone umgeben.
5,5 "< . Nie -. -- Broch phot.
1.
10
><.
--
-
-­
TAFEL XV.
I. Staurolithgneis, Flatebyviken. S. 163. Grundmasse. Grau: brauner
Polarisator. -- Broch phot.
Biotit, schwarz : Rutil. 5,5 ><.
2. Wie 1. - Nie
Polarisator. - Broch phot.
3. Wie I: Porphyroblast - 5,5 x.
4. Wie 3. - Nie +.
-
--
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
5.
10
Oligoklas-Gedrit- Gneis, Flateby-Wald.
Polarisator. - B. Larssen phot.
6. Wie 5. - Nie -x.
219
S. 167 ff. Schwarz: Ilmenit.
-
TAFEL XVI.
1. Oligoklas-Gedrit-Gneis (m. Granat). S. 171. 10 x. - Polarisator. ­
B. Larssen phot.
2. Wie I. - Nie +.
3. Albitgneis, Skoklefald-Wald. S. 177.
Tubus gehoben (schwarz:
Staub und Blasen im Canadabalsam). 30 . -- Polarisator. - Broch phot.
4. Albitgneis m. Disthen, Skoklefald-Wald. S. 178. Serizitisiertes Indi­
viduum von Disthen. 10 x.
Nie +. - Broch phot.
5. Plagioklasvenit von mittlerem Biotitgehalt, südlich von Strandstuen.
S. 193. 10 x. - Nie -+-. - B. Larssen phot.
6. Plagioklasvenit, Lokalität wie 5. S. 193. Großes Muskovitindividtmm,
von der Schiefrigkeit unabhängig orientiert. 5,5 ><.
Nie +. - Broch phot.
--
-
-
-
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
Tafel I
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Olaf Anton Brach:
Gneiskomplex auf Nesodden.
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Tafel I I
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
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Tafel IV
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
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Tafel V
Norsk Geol. Tidsskr. I X.
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Norsk Geol. Tidsskr. I X.
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Tafel VII
Norsk Geol. Tidsskr. I X.
Fig. I.
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Tafel V I I I
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
Fig. I.
Fig. 2.
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
Tafel I X
Fig. I.
Fig. 2.
Fig. 3.
Tafel X
Norsk Geol. Tidsskr. IX
Fig. I.
Fig. 2.
Fig. 3.
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
Tafel XI
Fig. I.
Fig. 2.
Fig. 3.
Fig. 4.
Fig. 5.
Fig 6.
.
Tafel XI I
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
Fig. I.
Fig. 2.
Fig. 3.
Fig. 4.
Fig. 5.
Fig. 6.
Tafel X I I I
Norsk Geol. Tidsskr. IX
Fig. I.
fig. 2.
Fig. 3.
Fig. 4.
Fig. 5.
Fig. 6.
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
Tafel XIV
Fig. 1.
Fig. 2.
Fig. 3.
Fig. 4.
Fig. 5.
Fig. 6.
Norsk Geol. Tidsskr. IX.
Tafel XV
Fig. I.
Fig. 2.
·Fig. 3.
Fig. 4.
Fig. 5.
Fig. 6.
Tafel XVI
Norsk Geol. Tidsskr. I X.
Fig. 1.
Fig. 2.
Fig. 3.
Fig. 4.
Fig. 5.
.Fig. 6.
221
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Inhaltsverzeichnis.
Seite
Vorwort ... . .... ... . . . .. . . .. . . . . . . . . . . . .. . .. .. . . .. . . . . . .. ..... . ..
81
Einleitung ...... . ........ . . ...... .... .. . . ......... . ...... ........
83
Übersicht über die Tektonik des Gebietes .. . . . . .. . . . . . . . .. . . . . . . . . .
85
Der Gneisgranit . . . . . . .. .. .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . .
89
I.
Beobachtungen im Felde ......... . . .. . . . . .... . .. . . . .. . . . . . .
89
II.
Petrographische Untersuchungen .... ...... .... ..............
91
a. Torvvikgranit. Zwischen Sörbystrand und Torvvik.........
91
7..
Qualitative mineralogische Zusammensetzung ........ .
91
p.
Struktur ... . ...... ... .... ......... .......... ... ...
93
Quantitative chemische und mineralogische Zusammensetzung .............. ..... . . .... . . . . . . ......... ...
b,
Leptite.
I.
II.
94
"Gneisgranite basischer Facies" . ... .......... ...........
97
c. Die roten Gneisgranite .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
I 00
Z u s a m m e n f a s s u n g und einige Schlußfolgerungen . . .
!OS
Leptitische Gneise. --- Glimmerschiefer ....................
105
Beobachtungen im Felde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
I 06
·--
Petrographische Untersuchungen . . .... ..... ...... ..... ...... 110
a. Leptite, schiefrige Leptite, leptitische Gneise . .... .... .
.
.
. 110
7..
Qualitative mineralogische Zusammensetzung .... .. ... 110
[:l.
Struktur
.
.. .... . . ... .. ... . ..
.
.
.
. .. . ... .. ... . . . 113
.
.
.
.
, . Quantitative mineralogische und chemische Zusammensetzung
Anhang I .
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
Anhang 2.
Erscheinungen der Kataklase ... . . . ... . . . .....
Anhang 3.
Perlhilischer Feldspat (Mikroperthitl in den Leptiten und
120
verwandten Gesteinen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
b. Glimmerschiefer . . .. ....... . ....
.
I.
.
.
.
.
.
�-
122
.. .. .......... . . 123
.
Der planschiefrige Granatglimmerschiefer des Berger-Wegs ... ....... . . ......... . .. . ..... .
7..
114
Blastoporphyrischer Leptit... . ...... ...... .. .... 118
123
Qualitative mineralogische Zusammensetzung . . . ... . 123
.
.
Struktur und Textur . . . ....... . . ................... 124
Chemische Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
l25
Andere Glimmerschiefer... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
126
2.
Z u s a m m e n f a s s u n g und einige Schlußfolgerungen .... 127
222
OLAF ANTON BROCH
Seite
Amphibolitgänge .................................................
I.
129
Beobachtungen im Felde .......... . ......... .... ..... . ..... 129
a. Verlauf, Alter etc. der Gänge ... ........ . ............ ... 129
b. Das Aussehen der Gesteine (makroskopische Mineralzusam­
rllensetzung, Textur, Biotitisiernng etc.l................... 132
II.
Petrographische Untersuchungen . ... ....... .. .. . . ... ....... 135
.
" Dioritoide Ganggesteine" iGranat-Andesin(-Labradorit)-Gneise mit Horn­
blende oder Biotit) .. .. . . . ................ . . . . ... . ....... ..... 142
Plagioklas- Biotit-Gneise. (Gänge) . . .. ...... .... .. ... . . .. ... .... ... 144
.
.
Z u s a m m e n fas s u n g der drei letzten Abschnitte (Amphi­
bolitgänge,
Gneise) . .
" Dioritoide
.
.
Disthengneise ... . .. ... ... .. ...
.
I.
Ganggesteine",
Plagioklas-Biotit-
...... ... . .. .... .. ........... ...
.
.
.
.
.
.
. ... .. 150
.
. .... . .... .. ... ...... ... .. . 152
.
.
.
.
Beobachtungen im Felde . ......... ... . .. . . ... ..... ....... 152
.
.
II. Petrographiscne Untersuchungen ...... ... . ...... . ....... .. . . !54
"·
Die Auftretenden Mineralien .. ............ .... .. . .
.
!54
ß. Struktur und Textur .. .............. .............. 156
.
y. Quantitative mineralogische und chemische Zusammensetzung ........................ ................... !56
Staurolith-Disthen-Gneise ................... . ..................... 159
Staurolithgneise .. ....... ........ .. ..
.
I.
.
.
. . ..
.
. . . . ... . . .......... 160
.
.
Beobachtungen im Felde . .. .. .. . . .. . . . ... ... .. . ....... . 1fi0
.
.
.
.
II. Petrographische Untersuchungen . ... .. . . ..... ... .... ... . 162
.
Anhang l.
.
.
"Staurolith-Augengneise" ...... . .. .. .. ... . ......... 165
.
.
Anhang 2. Feinkörnige Gneise mit kleinen Individuen von Staurolith
und Disthen .... .... ...... ........ ... ..... ...... 166
.
.
Plagioklas-Gedrit-Gneise .......... .................... . ........... 167
I.
Plagioklas-Gedrit-Gneise im Flateby-Wald ........ . ........... 167
a. Oligoklas-Gedrit-Gneis ................ ...... ..... . ....
.
167
b. Oligoklas-Gedrit-Gneis mit Granat .... ... .. . .. .......... 171
c. Anhang:
Oligoklas-Granat-Cummingtonit-Gneis
Flateby-Wald ....... .. ... .. .......... .. . .
.
.
.
.
aus
.
dem
.... ..... 171
II. Andere Gedritgneise ("Garbenschiefer") . ..... .. ........ ... 174
.
Anhang:
Gedritfels von Fjelltun . ............
.
.
.... .. .. .. ...... 175
.
Albitgneise ............ . . . ............. . . . . ........... .... ...... . 176
Der Kontakthof und die "Natron- Tonerde-Gesteine" (neben Z u s a m m e n­
f a s s u n g der obigen Abschnitte: Disthengneise, Staurolith-DisthenGneise,. Staurolithgneise, Plagioklas-Gedrit-Gneise, Albitgneise) ...
.
180
Der Migmatit. .... .. . . .............. . ..... .. .. ... .. . ...... . ... 186
.
Pegmatite.
.
Ptygmatische Adern. Venite ... . .
.
.
.
.
. ........ ...... .. . 188
.
.
a. Die Pegmatite ............ ... .... ....... .. ....... . ... li'8
.
.
b. Ptygmatische Adern, und Venite ................... ..... 189
Abriß der petrogenetisch-geologischen Geschichte des präkambrischen
Gebietes. !Zu s a m m e n fas s u n g) . ..... ..... . . .. ........... ... 195
jüngere Bildungen ........... ..... .. .......... . .............. ... 205
.
.
223
GNEISKOMPLEX AUF NESODDEN
Seite
a. Gänge des Oslogebiets und Verwerfungen ............
205
.
b. Das Relief, die quartären Ablagerungen, die Vegetation
207
Bemerkungen über die Arbeitsmethoden ...........................
I.
II.
.
208
Die Feldarbeit und die Karte .............................. 208
Petrographische Untersuchungen
208
a. Mikroskopische Untersuchungen ..................... .... 208
b. Das Analysenmaterial .................................. 208
c. Die Bestimmung des spezifischen Gewichtes ............. 209
d. Die Analysen
.
.
.
.
.
.
.
.
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.
.
.
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.
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.
Zu s a m m e n s t e l l u n g der Analysen und Mineralberechnungen
Literaturübersicht...........
Bemerkungen zu den Tafeln
. . . . ... .... . ... ...... .
.
.
.
.
.
.
209
.
.
.
.
.
.
210
. ......... 212
215
Gedruckt 8. September 1926.
5
4
3
2
6
1
9
8
10
11
12
28
28
Geologische Karte der
Nordestseite
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27
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10
GEOLOGISK TIDSSKRIFT 1926
Paleozoic Series of Bear Island, especially on the Heclahook System. Gunnar Holmsen:
Fortsettelsen av Trondhjemsfeltets kisdrag mot nord. English Summary. Steinar Foslie:
Brofosshølen i Tunhøvd, Norges største jettegryte. H. Reusch: Litt om llsvikens strand­
linje ved Trondhjem. P. A. Øyen: Postglacial- (og glacial)-tiden i Skandinavia. H. Reusch:
Falske strandlinjer. English Summary.
P. A. Øyen: Kalktuff i Norge. C. W. Carstens:
Cummingtonit fra Sauda, Ryfylke. H. Reusch: En liten forekomst av kulsubstans i
Hallingdal. English Summary. Gunnar Holmsen: Resultatet av en pollenundersøkelse
i kalktuff. Mindre meddelelser. Norsk geologisk forenings virksomhet 1917-1919.
Literatur 1917-1919.
Bind VI. 1920-1921.
Pris 20 kroner.
I n n h o l d: Leif Stormer: Om nogen fossilfund fra etasje 3 a a. ved Vekkerø,
Kristiania (Oslo). Olaf Holtedahl: Om Trysilsandstenen og sparagmitavdelingen. English
Summary. Gunnar Holmsen: Die Stratigraphie einiger hochliegenden Torfmoore in
Kristianias (Oslos) Umgegend. Th. Hiortdahl: De to bergmestre Strøm. Pentti Eskola:
Om metasomatiska omvandlingar i silikatbergarter. English Summary. Jakob Schetelig:
Anomit og Leuchtenbergit fra Dypingdal, Snarum. Johan Kiær: Oversikt over kalkalge­
floraene i Norges Ordovicium og Silur. English Summary. Pentti Eskola: The Mineral
Facies of Rocks. P. A. Øyen: Kalktuffen ved Tingvoll og Gillebu. Johan Kiær: Siluren
i Brumunddalen og Veldre. Thorolf Vogt: Om Dopplerit fra Andøen i Vesterålen.
Leif Stormer: En ny Boeckia-form fra Dictygraptuskalk på Hadeland. English Summary.
Takob Schetelig: Thortveitite, a Silicate of Scandium, (Se, Y)i Sii 01• Norsk geologisk
forenings virksomhet 1920-1921.
Bind VII. 1922-1923.
Pris 20 kroner.
I n n h o l d: J. H.L. Vogt: Hans Reusch. C. W. Carstens: Av Trondhjemsfeltets
geologi.
Nyere undersøkelser.
W. Werenskiold: Høie strandlinjer på Spitsbergen.
Hans Reusch: Efterhøst II-V II.
V. M. Goldschmidt: Das Vorkommen des Elements
No. 72 (Hafnium) im Malakon und Alvit.
A. Nummedal: Om flintplassene. English
Summary. F. Rinne: Physikalische Bemerkungen zur Tektonik der Erdbaumassen.
Brynjulf Dietrichson: Jettegryter og skjellbanke ved Vansjø nær Moss. P. A. Øyen: Uria
arra from the Brick-works of Aure. C. W. Carstens: Der unterordovicische Vulkanhorizont
in dem Trondhjemgebiet. K.O. Bjorlykke: En vulkanrest ved Skår i Greipstad, Vest.
agder. English Summary. Th. Vogt: Forholdet mellem sparagmitsystemet og det marine
underkambrium. English Summary. Norsk geologisk forenings virksomhet 1922-1923.
Bind VIII. 1924-1925.
Pris 20 kroner.
I n n h o l d: P. A. Øyen: Norges arktiske flora med bemerkninger om dens inn
vandring. Gunnar Holmsen: En pollenundersøkelse av et stenaldersfund i Tjølling.
Bjarne Samdahl: Analyse des Skutterudits. ]. Rekstad: Flyttblokker langs Norges kyst.
H. Reusch: Optegnelser fra Hadeland. C. W. Carstens: Rapakiwigesteine an der
westlichen Grenze des Trondhjemgebietes. Tom Barth: On Contact Minerals from
Precambrian Limestones in Southern Norway. Fr. Ulrich: Notiz Uber die Kristall­
struktur der Korund-Hiimatitgruppe.
Gunnar Holmsen: Professor O. E. Schiøtz.
C. W. Carstens: Mineralforkommen im Trondhjemgebiet. Astrid Monsen: O ber eine
neue ordovicische Graptolithenfauna.
W. Zachariasen: O ber die Kri stall struktur von
BeO.
Tom Barth: Die Kristallstruktur von Perowskit und verwandten Verbindungen.
Gulbrand Lunde: The Crystal Structure of Thallous Chloride and Thallous Bromide.
T. Barth and G. Lunde: The Effect
of the Lanthanide Contraction on the Cubic Pla­
·
tinum Metals. C. W. Carstens: Ein aus Rapakiwigesteinen umgewandelter Augengneis.
Ivar Oftedal: The Crystal Structure of Skutterudite and related Minerals. T. Barth and
G. Lunde: X-Ray lnvestigations on the Platinum Metals, Silver and Gold. Olaf Holtedahl:
A "Pipe-Rock" in the upper Carboniferous of Bear Island. T. Barth and G. Lunde:
Lattice Constants of the Cuprous and Silver Halides. T. Barth and G. Lunde: Contri­
butions to the Study of the Structure of Mixed Crystals.
W. Zachariasen: Die Kristall­
struktur der Telluride von Zink, Cadmium und Quecksilber. Gunnar Holmsen: Die
Struktur und das Raumgewicht des Torfes. Mindre meddelelser. Norsk geologisk forenings
virksomhet 1924-1925. Lov for N. g. f. Statutter for Reuschmedaljen. Medlemsfortegne1se.
Red aktør: Professor j. S cHETELIG, Geologisk Museum, Oslo
NORSK GEOGRAFISK
TIDSSKRIFT
UTGITT AV
DET NOR SKE GEO GRAFISKE S ELSKAB
Redaktør: Prof. dr. Olaf Holtedahl
(Ut k o m m e r h v e r t fj e r d i n g å r i h e f t e r å c a. 64 s i d e r)
Tidsskriftet vil omfatte de mange forskjellige grener av geografien:
regional geografi, politisk-, økonomisk-, historisk geografi, etno­
grafisk- og antropologisk geografi, dyre- og plantegeografi, fysisk
geografi o. s. v. Hvert hefte vil foruten originalartikler inneholde
oversikter over nyheter av geografisk interesse, dessuten omtale
av geografisk litteratur der kan være av særlig interesse for
norske lesere m. m. - Pris! kr. 6.oo pr. år, fritt tilsendt.
Abonnement kan tegnes ved alle landets postanstalter samt ved
direkte henvendelse til
A. W. BRØGGERS BOKTRYKKERI%- OSLO
NORSK GEOLOGISK
TIDSSKRIFT
(NO RWEGIAN GEOLOG I C AL RE VIE W)
EDITED BY
THE NORWEGIAN GEOLOGICAL SOCIETY
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Price 20 Kr. (Norwegian) pr. volume of
about 400 pages.
The Society has since 1910 published 8
volumes. Prices: Vol. I 8 Kr., Il 12 Kr.,
Ill and IV 8 Kr. each, V 15 Kr., VI and
the following volumes 20 Kr. each.
A dress of the editor:
GEOLOGISK MUSEUM, TRONDHJEMSVEIEN 23, OSLO