Dissertation Andreas Gesamttext

Der Thüringer Wald im Zeitraum der Stefan-UnterpermEntwicklung - ein Abschnitt der Zentraleuropäischen N-SRiftzone innerhalb des Mitteleuropäischen Großschollenscharniers
Von der Fakultät für Geowissenschaften, Geotechnik und Bergbau
der Technischen Universität Bergakademie Freiberg
genehmigte
DISSERTATION
zur Erlangung des akademischen Grades
doctor rerum naturalium
Dr. rer. nat.
vorgelegt
von
Diplomgeologe Dieter Andreas
geboren am
07. 11. 1933
Gutachter:
Prof. Dr. Jörg Schneider, Freiberg
Prof. Dr. Jonas Kley, Göttingen
Prof. Dr. Harald Lützner, Jena
Tag der Verleihung: 26. 07. 2013
in Leipzig
Inhaltsverzeichnis
Seite
I.
Problemstellung und Ziel der Arbeit
II.
Zusammenfassende Darstellung
10
III.
Vorbemerkungen
30
1.
Die kollisional angelegte Segmentierung des variszischen
Grundgebirges - partielle strukturelle Vorzeichnung für die
Permokarbonentwicklung in Mitteleuropa
32
Das variszische Grundgebirge als prä-permokarbonischer
Untergrund im Grenzraum der Süddeutsch-Vindelizischen
zur Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle
32
Das Thüringer Hauptgranitmassiv in seiner Wirksamkeit als
Unterbaubestandteil der Entwicklung des Stefan C -Unterperm/Rotliegend und westlicher Abschnitt des Saxothuringikums
im Grenzraum der Mitteleuropäischen Kristallinzone
44
Die um WNW-ESE (± 117° - 120 °, 95° - 115 °), NW-SE
(± 125° - ± 130°, 130° - 140 °), NNW-SSE (± 150°, 145° - 160 °)
sowie um N-S bzw. E-W streichenden Querzonen im variszischen
Bauplan Mitteleuropas und ihre Bedeutung für die spätvariszische
Entwicklung der permokarbonischen Molassesenken
50
Das WNW-ESE-Störungssystem vom Typ Rundinger ZoneBayerischer Pfahl-Donaurandbruch - postume Abschnitte des
frühkollisional überprägten und zerscherten Außenrandes der
Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle gegen die Süddeutsche
Großscholle entlang einer tiefreichenden Intraplatten-Geosutur
55
Die lineamentäre, persistent extensive, tektono-magmatische
tiefstkrustale NNW-SSE-Struktur Göttingen-Ruhla-Regensburg ihre Wirksamkeit als Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerisches
Scherzonensystem und Blockgrenze
59
1.3.3.
Die NW-SE-Teilschollenrandbrüche des Werra-Segments
62
1.3.3.1.
Die Unterwerra-Frankenwald-Querzone
64
1.3.3.1.1.
Variszisch-kollisionale Anlagen
64
1.3.3.1.2.
Frühes Kollisionsstadium (Oberdevon-Tournai)
64
1.3.3.1.3.
Hauptkollisionsstadium (Visé)
65
1.3.3.1.4.
Spätvariszische Entwicklung und früh-postvariszische Reaktivierung
als Schollengrenze
67
Die Fränkische Linie bzw. Fränkische Querzone
71
1.1.
1.2.
1.3.
1.3.1.
1.3.2.
1.3.3.2.
7
1
Seite
2.
Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament - ein lineares,
persistentes Element im Bereich Oberer Mantel/Kruste
73
Kennzeichnung der für die Herausbildung des thüringischen
Oberkarbon-Rotliegend wirksamen tektonischen Strukturelemente
75
Die Mitteleuropäischen NE-SW-Senkenzonen (Saar-Nahe-, WetterauWerra-, Kraichgau-Main-, Saale-Unstrut- und Küllstedt-Senke) und die
NW-SE-Thüringer Wald-Riftgrabensenke in ihrer Beziehung zu den
persistent wirksamen N-S-Tiefenbruchlinien, der Thüringisch-Fränkischen Riftzone und dem Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystem
77
Das Thüringisch-Fränkische Rift - ein partieller Bestandteil des
lineamentären zentraleuropäischen N-S-Riftsystems Oslo-Graben Niedersachsen-Rift - Bolzano - Korsika/Sardinien in seiner
Beziehung zum Thüringer Wald-Rift
82
Die Bedeutung der tektonischen Herausbildung des Thüringer WaldRiftgrabens für die mitteleuropäische Gesamtentwicklung und Kennzeichnung damit verknüpfter vulkanischer Prozesse sowie
sedimentärer Erscheinungsformen
84
Die (litho-)stratigraphische Abfolge des Oberkarbon-(Unterperm)
Rotliegend im Thüringer Wald und Umfeld
88
4.1.
Die Bohrung Federkopf - ein lithostratigraphisches Problem
88
4.2.
Die Möhrenbach- und Georgenthal-Formation - lithostratigraphische
Gliederung und biostratigraphische Einordnung der basalen, vorwiegend vulkanogenen Formationen des Thüringer Waldes in das
höhere Stefan C
90
3.
3.1.
3.2.
3.3.
4.
4.3.
Die Ilmenau- und Manebach-Formation
104
4.4.
Die Goldlauter- und Oberhof-Formation
117
4.5.
Das „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ im Zeitraum
der Oberhof-Formation (saalisches Event)
133
4.6.
Das Höhenberg-Intrusionsintervall
134
4.7.
Die Rotterode-, Elgersburg-, Stockheim-, Tambach- und
Eisenach-Formation - eine Diskussion
137
Die Neuenhof-Formation
144
Schriftenverzeichnis
145
Danksagung
179
Tabellarischer Lebenslauf
180
Versicherung
181
4.8.
2
Verzeichnis der Abbildungen, Beilagen und Tabellen
- Abbildungen Abb. 1:
Spät-synkollisionale Quersegmentierung des variszischen Gebirges im mitteldeutsch-süddeutschen Raum - eine Übersichtsskizze
Abb. 2:
Das präsilesische Grundgebirge im thüringischen Raum
Abb. 3:
Erste Anlagen von Querstrukturen im variszischen Gebirgsbau des thüringischen Teils der armoricanischen Terranecollage während des frühen Kollisionsstadiums im tiefen Oberdevon
Abb. 4:
Asturisch geprägte Druckschieferungs- und Scherstrukturen sind von lamprophyrischen Intrusionskörpern unterrotliegenden Alters infiltriert
Abb. 5:
Ausprägung von Querstrukturen im variszischen Gebirgsbau des thüringischen Teils von Saxothuringia während des Hauptkollisionsstadiums im höheren Unterkarbon
- Beilagen -
Beil. 1:
Postsaalische Stefan C - Unterperm/Rotliegendverbreitung des WNW-ESEThüringer Wald-Grabensystems und seines Umfeldes auf der Grundlage von
Übertageaufschlüssen und tiefen Bohrungen.
(Unstrut-Saale-Senke, Kraichgau-Main-Senke, Werra-Senke, ThüringischFränkische Riftzone, Thüringen-Mittelharz-Furrow und Thüringisch-Nordostbayerische Scherzone im Bereich des Werra-Segments)
Beil. 2:
Schnitte quer zur Thüringisch-Nordostbayerischen NNW-SSE-Scherzone
Beil. 3:
Legende zu den lithologischen Profilen (Beil. 4-10)
Beil. 4:
Lithologische Korrelationsprofile der Georgenthal-Formation
Beil. 5:
Lithologische Korrelationsprofile der Ilmenau-, Manebach- und GoldlauterFormation
Beil. 6:
Lithologische Korrelationsprofile der Oberhof- und Rotterode-Formation
Beil. 7:
Lithologisches Profil der Bohrung Tabarz 1/1962
Beil.: 8
Lithologisches Profil der Bohrung Zella-Mehlis 1/1964
Beil. 9-1:
Lithologische Korrelation des Profils der Brg. Thüringen Süd 1/1963 mit ausgewählten Bohrprofilen des Thüringer Waldes und des südlichen Vorlandes
Beil. 9-2:
Kombinierte Bohrprofile der Goldlauter-, Oberhof-, Rotterode- und TambachFormation des Thüringer Waldes
Beil. 10:
Lithologische Korrelationsprofile ausgewählter tiefer Bohrungen des Stockheim-Weiden-Grabens
3
Beil. 11:
Entwicklungsphasen des Thüringisch-Nordostbayerischen NNW-SSE-Scherzonensystems im Kreuzungsbereich mit der Kraichgau-Main- und UnstrutSaale-Senke sowie der Thüringen-Mittelharz-Furrow. Die frühe Herausbildung
der Thüringer Wald-Struktur durch episodische Extension und Kompression
als Abschluss der Oberhof-Formation („saalische Kompressionsphase, Thüringer Wald-Event“).
Beil. 12:
Die diagonal NNW-SSE streichende Thüringisch-Nordostbayerische pull apart
-Scherzone (Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Amberg) subparallel zum Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament. Situation nach der saalischen Kompression (± 283 Ma), bzw. dem Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event.
Beil. 13:
E-W-Schnitt durch das (saalisch) kompressiv deformierte Rotliegend des
Stockheim-Grabens (thematisch schematisiert) spitzwinklig quer zur ± NNWSSE/NW-SE-Grabenachse und Parallelisierung mit der Formationsgliederung
im Thüringer Wald. Die Verbindungslinien der genannten Aufschlusspunkte
sitzen der Schnittfläche rechtwinklig auf.
Beil. 14:
Der Thüringer Wald in seinem mitteleuropäischen Umfeld - das Zusammenwirken der variszischen Senkenbildung und Querschollengliederung im Zeitraum des höheren Oberkarbon-Unterperm - schematisiert.
Beil. 15-1:
Dekompression im Kulminationsbereich der frontal zur WNW-ESE-TerraneKonvergenzzone vom Typ Bayerischer Pfahl erfolgten asturischen Querschollenkompression (NNE-SSW).
Beil. 15-2:
Die strukturelle Permokarbonentwicklung des Thüringer Wald-Umfeldes im
Wirkungsbereich einer „asturisch“ geprägten WNW-ESE- (Bayerischer Pfahl
Richtung) und NW-SE- (kontinentales Transformstörungssystem) Schollenfelderung.
Beil. 15-3:
Die strukturelle Permokarbonentwicklung des Thüringer Wald-Umfeldes im
Wirkungsbereich einer „asturisch“ geprägten Kollisionssutur (ThüringischNordostbayerische Scherzone). Situation nach saalischer Kompression (vgl.
Beil. 14).
Beil. 15-4:
Persistente Mobilität der an tiefreichenden Scherzonen und detachments entkoppelten Schollen im Grenzbereich Mitteldeutsch-Böhmische/Süddeutsche
Großscholle zu Beginn des Zechsteins (post Mosbach-Event). Oberpermische
Gotha-Arnstädter Randsenke nordöstlich subparallel zum Göttingen-RuhlaRegensburg-Lineament im Randbereich der NE-Scholle.
Beil. 16:
Postum überlieferte variszische Strukturelemente als markante Bestandteile
des bruchtektonischen Grundmusters der Thüringer Wald-Scholle.
Beil. 17-1:
Verbreitung fossilführender basaler bzw. intraformationeller Sedimente der
Georgenthal- und Möhrenbach-Formation im Thüringer Wald in Ausstrichgebieten und Bohrprofilen (schematisiert).
Beil. 17-2:
Lithostratigraphischer Profilvergleich der Möhrenbach- und GeorgenthalFormation im Grenzzeitraum Stefan C - Autun (Unterrotliegend).
Beil. 18:
Thüringer Wald und Vorländer im Zeitraum der postasturischen Dekompressionsphase (höchstes Stefan C).
4
Beil. 19:
Die Gliederung der Georgenthal-Formation nach Bohrprofilen und Oberflächenaufschlüssen im westlichen und zentralen Thüringer Wald (schematisiert).
Beil. 20 (1-3): Geologie der “Fenster“-Scholle von Georgenthal im Thüringer Wald - GK 25,
Bl. 5129: Waltershausen.
Beil. 21:
Lithostratigraphisches Profil der „Fenster“-Scholle von Georgenthal - GK 25,
Bl. 5129: Waltershausen.
Beil. 22:
Geologische Karte Sembachtal/Winterstein - Ausschnitt Sembachtal-Antiklinale innerhalb der Winterstein-Scholle - GK 25, Bl. 5128: Ruhla.
Beil. 23:
Referenzprofile im Niveau der Ilmenau-Formation. Abgrenzung zwischen der
Lindenberg-, Kickelhahn- und Grundkonglomerat-Unterformation.
Beil. 24-1:
Grundkonglomerat-Unterformation der Ilmenau-Formation des westlichen
Thüringer Waldes – Faziesprofile.
Beil. 24-2:
Die Faziesentwicklung der Grundkonglomerat-Unterformation im westlichen
Thüringer Wald.
Beil. 25:
Bilder 1 - 16 zur lithofaziellen Ausbildung der Grundkonglomerat-Unterformation als höchstem Abschnitt der Ilmenau-Formation im westlichen Thüringer Wald.
Beil. 26:
Schichtenverzeichnisse tiefer Bohrungen des Thüringer Waldes und seines
näheren Umfeldes in alphabetischer Ordnung.
Beil. 27:
Streichlinienkarte der Oberhof-, Rotterode- und Tambach-Formation des mittleren Thüringer Waldes zwischen Friedrichroda und Steinbach-Hallenberg.
-Tabellen -
Tab. 1:
Verzeichnis thematisch relevanter Bohrungen im Raum des Thüringer Waldes
und seiner Vorländer (Lage der Bhrgn. vgl. Beil. 1).
Tab. 2:
Bohrungen mit Profilabschnitten des Thüringer Hauptgranitmassivs.
Tab. 3:
Die chemische Zusammensetzung und NIGGLI-Werte der Granodiorite aus
der Bhrg. Ohrdruf 1/60.
Tab. 4:
Radiometrische Altersdatierungen (vornehmlich U/Pb an Zirkon) an spät-synbis postkollisionalen Granitoiden Saxothuringias (einschl. Mitteleuropäische
Kristallinzone) und angrenzender variszischer Terranes.
Tab. 5:
Radiometrische Altersdatierungen an postkollisionalen Vulkaniten der Thüringer Wald-Senke und angrenzender Verbreitungsgebiete.
Tab. 6:
Altersstellung der postkollisionalen Magmatite und der Magmatite der spätkollisionalen Mobilisationsphase Saxothuringias und benachbarter variszischer
Terranes im Vergleich zur Permokarbonentwicklung in der Thüringer WaldStruktur.
5
Tab. 7:
Bohrungen mit Profilabschnitten der Möhrenbach- und Georgenthal-Formation.
Tab. 8:
Gliederung der Möhrenbach- und Georgenthal-Formation im Thüringer Wald.
Tab. 9:
Gliederung der Ilmenau- und Manebach-Formation.
Tab. 10:
Bohrungen mit Profilabschnitten der Ilmenau- und Manebach-Formation.
Tab. 11:
Bohrungen mit Profilabschnitten der Goldlauter- und Oberhof-Formation.
Tab. 12:
Die Formationsgliederung des hohen Oberkarbon - Unterperm im Thüringer
Wald und dessen Umfeld.
6
I.
Problemstellung und Ziel der Arbeit
Der Beginn der Bearbeitung der thematischen Grundlagen und die Definition der Zielstellung
vorgelegter Dissertation gehen im Wesentlichen auf einen Zeitraum nach Abschluss der
Bhrg. Ohrdruf 1/1960 bei Georgenthal zurück. Für einen Vortrag der GGW-Veranstaltung
„Rupturen IV“ 1984 in Gehren/Ilmenau wurden 12 lithostratigraphisch-fazielle Karten vorgestellt, die genetische Beziehungen zwischen der bruchtektonischen Konfiguration und der
oberkarbonisch-unterpermischen Senkenbildung im Raum des Thüringer Waldes belegen
sollten. Diese Zusammenstellung wurde mit Herrn Prof. Dr. H. Haubold ab 1971 zur gemeinsamen Erarbeitung der neuentdeckten tephrastratigraphischen Untergliederung der Goldlauter-Formation in Teilen verbessert und partiell zur Einstufung der zahlreichen Fährten- und
Fossilfundpunkte benutzt. In diesem Zeitraum hat Herr Dr. G. Patzelt die Untergrenze der
Oberhof-Formation zur Goldlauter-Formation neu definiert.
Vor allem nach 1945 hatten die Herren Prof. Dr. F. Deubel (1948; 1960) und Prof. Dr. H.
Weber (1941; 1955) den bisher erarbeiteten Kenntnisstand zum Rotliegend des Thüringer
Waldes monographisch zusammengefasst dargestellt.
Etwa ab 1960, und noch heute damit befasst, hat Herr Prof. Dr. H. Lützner durch eigene Arbeiten bzw. Arbeiten im Rahmen von Forschungsprogrammen des Geowissenschaftlichen
Instituts der Deutschen Akademie der Wissenschaften Potsdam bzw. des Instituts für Geowissenschaften der Friedrich-Schiller-Universität Jena grundsätzliche Ergebnisse zur Klärung von Sedimentologie, Faziesbildung, Geochemie und Tektonik des Rotliegendprofils im
Thüringer Wald und angrenzender Gebiete publiziert.
Im Rahmen des Kohlenwasserstoff-Suchprogramms des ehemaligen ZGI Berlin und am Institut für Geowissenschaften der Ernst-Moritz-Arndt-Universität Greifswald, hat Herr Prof. Dr.
G. Katzung - anfänglich ebenfalls in faziell-lithostratigraphische Untersuchungen im Thüringer Wald involviert - vor allem die regionalen Zusammenhänge des Oberkarbon-Permzeitraumes im mitteleuropäischen Raum untersucht und in zahlreichen Publikationen dargestellt.
Von besonderer Bedeutung sind auch die erweiterten biostratigraphischen Aussagen, die
durch die Arbeiten von Herrn Prof. Dr. J. Schneider und dessen Schülern am Geologischen
Institut der TU Bergakademie Freiberg im Thüringer Wald und angrenzenden Räumen belegt
sind.
Der Herausforderung einer breit angelegten und vieljährigen petrographisch-petrologischen
Bearbeitung der im Thüringer Wald auffällig häufigen Vulkaniteinheiten haben sich die Herren Diplommineralogen H. Voigt und J. Mädler gestellt. Ihre Beiträge haben wesentlich zur
Verbesserung der Kenntnisse vom Profilaufbau der Vulkaniteinheiten der Möhrenbach- und
Georgenthal-Formation sowie der Oberhof- und Rotterode-Formation beigetragen, bzw. deren detaillierte Untergliederung erst ermöglicht.
Die in einer ersten Phase (1963) mit der Bearbeitung der Bhrg. Schnellbach begonnene Untersuchung des Höhenberg-Dolerits durch Herrn Prof. Dr. B. Voland - TU Bergakademie
Freiberg, Institut für Mineralogie und Lagerstättenlehre - konnte 2010 mit der Definition des
Höhenberg-Intrusionsintervalls zwischen Oberhof- und Rotterode-Formation abgeschlossen
werden.
Durch langjährige Arbeiten im Rotliegend des Thüringer Waldes und gemeinsame mehrjährige Teilnahme an geologischen Auslandsexpeditionen (z. B. Mongolei 1966 - 1968) war ich
eng mit den Herren Diplomgeologen F. Enderlein und Dr. J. Michael verbunden. In diesem
Zusammenhang ist auch die fachliche Unterstützung und Diskussion zu allen anliegenden
Problemen der geologischen Entwicklung des Thüringer Waldes und seiner Vorländer i. w.
S. durch die Herren Dr. J. Wunderlich - Thüringer Landesanstalt für Umwelt und Geologie,
Jena - und Dr. J. Jungwirth - Jena - hervorzuheben.
Mit all den genannten Fachkollegen war ich, bzw. bin auch gegenwärtig noch durch wechselnd lange Zeiträume gemeinsamer Kartierungs- und Dokumentationsarbeiten verbunden,
7
die neben eigenen Arbeiten ihren Niederschlag in gemeinsamen und zum Teil noch im Druck
befindlichen Publikationen gefunden haben.
Als Ausgangpunkt für die zunehmend deutlicher formulierbare Aufgabenstellung weiterer
Arbeiten im Thüringer Wald hat sich der Zeitraum nach Abschluss der Geologenexpedition
1980 in der VDR Jemen (Südjemen) herauskristallisiert. Vorrangiges Ziel war die Überarbeitung und Fertigstellung der Dokumentation tiefer Bohrungen im Thüringer Wald und dessen
weiterer Umgebung als Grundlage und Voraussetzung für fortführende Untersuchungen und
lithostratigraphische Schlussfolgerungen. Dazu war es erforderlich, die im genannten Raum
seit 1945, vorwiegend ab 1960, geteuften, thematisch relevanten Such- und Kartierungsbohrungen vollständig in Schichtenverzeichnissen zusammenzufassen und in Profilen und vergleichenden Schnitten darzustellen.
Die Bearbeitung der zahlreichen Forschungsbohrungen und der Bohrprofile von BuntmetallSuchobjekten hat wesentlich zur Erweiterung und Präzisierung der lithostratigraphischen
Abfolge im Thüringer Wald beigetragen. Auch musste der Versuch unternommen werden,
die aus der älteren Literatur bekannten und um die Wende zum 20. Jahrhundert geteuften
Bohrungen in die vergleichende Betrachtung einzubeziehen.
Die etwa im gleichen Zeitraum begründete lithostratigraphische Unterteilung des Stefan/Unterperm (Rotliegend) sollte überarbeitet und eine für den Gesamtraum gültige Gliederung geschaffen werden. Ausgangspunkt war der Umstand, dass die lithostratigraphischen
Grundprofile im Rahmen der beginnenden Messtischblattkartierungen im östlichen Abschnitt
des Thüringer Waldes zuerst definiert worden sind und eine Verfolgung der Gliederung im
Gesamtraum mit offenen Fragen behaftet war. Eine weitere Aufgabe war die Erarbeitung von
schlüssigen Kriterien, die einen Entwicklungs- bzw. Ereignisvergleich zwischen den mitteleuropäischen Senken erlauben. Besonderer Augenmerk war der strukturell-faziellen Gliederung der im Untersuchungsgebiet auffällig zahlreichen paläovulkanischen Ereignisse zu
widmen.
In diesem Zusammenhang musste dem Problem der Wirksamkeit und zeitlichen Einordnung
tektonischer „events“, so z. B. den asturischen, fränkischen, saalischen und thüringischen
„Phasen“ oder Bewegungen nachgegangen werden.
Mit dem gewachsenen Kenntnisstand der lithostratigraphischen Profilentwicklung und vor
allem auch paläobiologisch gestützter, partiell eindeutiger Zuordnung zu unterschiedlichen
Akkumulationssystemen wird der Versuch unternommen, die Vielfalt der Senkenstrukturen
zu markieren und definierten Entwicklungseinheiten und zeitlich gegliederten Etappen zuzuordnen.
Der vom Autor bereits vor etwa 25 Jahren begonnene Versuch, die Art und Wirksamkeit der
bruchtektonischen Konturen des „kollabierenden“ variszischen Orogens zu identifizieren und
in bestimmte Prozesse einzugliedern, sollte weiter geführt werden. Dabei war es erforderlich
sich mit einer Vielzahl von Auffassungen und Schlussfolgerungen zu bisherigen Ergebnissen
auseinander zu setzen. Ein günstiger Umstand ergab sich durch die Möglichkeit, die Erkenntnisse der zahlreichen Bearbeiter der mit einem umfangreichen Forschungsprogramm
begleiteten Tiefbohrung Windischeschenbach einzubeziehen. Mit dem dadurch gewonnenen
Datenbefund konnte die schon vor einem längeren Zeitraum begonnene Erkundung der tektonischen Randelemente der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle weiter geführt werden.
Genese und Charakter der im genannten Grenzraum zur Süddeutschen Großscholle beteiligten Strukturen und deren Zusammenwirken sollte untersucht und in den Prozess der Entwicklung zwischen den o. a. Großschollen eingeordnet werden.
Nach der Öffnung des Grenzraumes habe ich Unterstützung bei diesem Vorhaben durch
vorbehaltlose Diskussionen mit Herrn Prof. Dr. B. Schröder - Geologisches Institut der RuhrUniversität Bochum - erfahren, der in zahlreichen Publikationen über unterschiedlichste geologische Zeitabschnitte mit eben auch der oben genannten Problematik wiederholt befasst
war.
8
Nunmehr war es auch möglich, die in musterhafter Form durch Dr. P. Brosin (1971) zusammengefasst bewerteten Bohrungen des Kohlenwasserstoff-Suchprogramms im Raum nördlich und südlich vom Thüringer Wald in die Untersuchungen einzubeziehen:
1.
NE-SW orientierte, extensiv gedehnte Dekollisionsstrukturen, z. B. von detachments
begleitete Senken subparallel von durch diskontinuierlich-episodische Kollisionsprozesse entstandener und mit seitlicher Scherung verknüpfter ehemaliger Auf- oder
Überschiebungen, z. B. Saale-Unstrut- oder Saar-Nahe-Senke;
2.
um N-S gerichtete, bruchtektonisch kontrollierte differenzierte Extensionsstrukturen
diskonform zum variszischen Kollisionsstapel, z. B. Strukturen des Zentraleuropäischen Riftsystems oder des Furrow- bzw. Halbgrabensystems;
3.
Untersuchung der durch lineamentäre Störungen getrennten Gallisch-RheinischSüddeutschen oder Mitteldeutsch-Böhmischen Großschollen hinsichtlich ihres Zusammenwirkens bei der Bildung der mitteleuropäischen Senkenräume; Ableitung der
Reaktionsverhältnisse zwischen der Formierung NE-SW gerichteter, durch persistent
wirksame Extension im Rahmen des Kollisionsabbaus entstandener Senken und der
dazu quer gerichteten mehrfachen SW-NE/SSW-NNE-Extension mit nachfolgender
Kompression (z. B.: asturisch, saalisch).
In dem Zusammenhang war der Frage nachzugehen, inwieweit die durch eine „Randfurche“
voneinander getrennten Großschollen, z. B. die Süddeutsche und Mitteldeutsch-Böhmische
Großscholle, Merkmale autonomer Entwicklung aufzeigen.
Nicht zuletzt war die Frage zu beantworten, ob sich im vielfältig gestalteten Ablauf des hochoberkarbonisch-unterpermischen Zeitraumes gesetzmäßige Prozesse und Entwicklungen,
sowie deren Ursachen aufklären und definieren lassen. Inwieweit lassen sich „zufällige“ Ereignisse auf Grund einer besonderen tektonisch begründeten „Ausnahme-Ausgangssituation“ erkennen. Vor allem sollten die Beziehungen zum variszisch kollisional metamorph
überprägten und deformativ gegliederten Untergrund gesucht werden, um Erscheinungsformen intrarotliegend wirksamer Extensions- und Kompressionsprozesse in einen Entwicklungsablauf einzuordnen und zu versuchen ihn ursächlich zu begründen.
Die Lösung der offenen Probleme verdichtet sich zu der Fragestellung nach der Wirksamkeit
und dem Bewegungssinn des Oberen Mantels und seiner relativen Beziehung zu den auflagernden und bruchtektonisch untergliederten Krustenabschnitten. Dabei sind die Störungen
Teil eines Zerfalls- und Abbauprozesses der bereits früh-postkollisional einsetzt und die Destabilisierung des Kollisionsorogens begleitet und charakterisiert. Von besonderem Interesse
sind neben ihrer Ausrichtung vor allem ihre relative Altersstellung sowie der unterschiedliche
Bewegungssinn der Störungen selbst und der von ihnen begrenzten Schollen bzw. Schollenabschnitte. Grundsätzlich ist zu versuchen, die Frage nach der Motorik und den Antriebsmechanismen dieses komplexen Systems zu stellen.
Nach HENK (1979: 20) genügt die „gravitative Instabilität des variscischen Orogens allein
nicht als Antriebsmotor für die permokarbone Extension und Beckenbildung“. Er sieht eine
Lösung in der Umorientierung des regionalen Spannungsfeldes in Folge der frontalen Kollision zwischen Gondwana und Laurussia i. S. von ARTHAUD & MATTE (1977). Neben geringer gravitativ wirksamer Beteiligung kommt vor allem eine erhöhte dehnende Plattenrandspannung zur Wirkung. Die ab dem Westfal-Stefan-Grenzraum zunehmend fortschreitende Reäquilibrierung des Orogens führte zu der Schlussfolgerung, die „Entwicklung Mitteleuropas ab dem Stefan als postvariscisch anzusehen“, da sich die geodynamischen Randbedingungen gravierend verändert hatten.
KATZUNG (1977, 1988) untergliedert in Mitteleuropa die molassoiden Abfolgen zwischen
den gefalteten Geosynklinalablagerungen unter der Sedimentüberdeckung des Plattformstadiums in eine prätaphrogenetische (Westfal/Stefan), eine taphrogenetische (Autun) und eine
posttaphrogenetische Etappe im Saxon.
9
Der Grundgedanke eines mobilistischen Entwicklungsbildes fordert jedoch Überlegungen zu
einer stillstandslosen, beweglichen Gestaltung geogener Prozesse. Auch muss in diesem
System die Erosion eines um ± 8 000 - 10 000 m mächtigen Intrusionsrahmens des Thüringer Hauptgranits sowie jüngerer granitoider und basischer Intrusionen, z. B. im Thüringer
und Oberpfälzer Wald, Eingang in die Betrachtungen finden. Es wird versucht, Profilaufbau,
Genese, Akkumulation, Tektonik und Verbreitung weitestmöglich zu klären und mit dem Bewegungssinn des Oberen Mantels und der aufgelagerten krustalen Abschnitte als Teile eines
mobilen Systems zu erkunden.
In die mobilistische Betrachtungsweise fließen auch Überlegungen ein, inwieweit neben den
geogen-intraterrestrischen Faktoren einer gerichteten Konvektionsströmung auch mögliche
aufgesetzte, oberflächennahe, d. h. extraterrestrische lunare Einflüsse zum Abbau des Kollisionsorogens, z. B. i. S. des TRURNIT-Zyklus in JÖNS (2001) und der Gestaltung nachfolgender Zeiträume beigetragen haben könnten.
Nicht zuletzt sollen in diesem Zusammenhang die Beobachtungen und Probleme zu einer
überregional, über einen Zeitraum von > 300 Mill. Jahren andauernden und wirksamen ±
„ortsfesten Tektonik“ innerhalb einer mobilistischen Betrachtungsweise - z. B. unter Berücksichtigung des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes - dargelegt werden. Offensichtlich
ist deren Bestand und Genese auf lang andauernde und „konsequent“ linear wirksame vektorielle Konvektionsprozesse von Abschnitten des Mantels zurückzuführen.
II.
Zusammenfassende Darstellung
Das variszische Orogen wird im mitteleuropäischen Raum im Sinne von KOSSMAT (1927)
von SE nach NW in das moldanubische Krustenfeld und das angrenzende Saxothuringikum
gegliedert. Dieses wiederum grenzt an seiner Westflanke mit der Mitteldeutschen (- europäischen) Kristallinzone entlang der trennenden „rheno-hercynian suture“ (SOMMER & KATZUNG 2005) gegen die folgende sog. Nördliche Phyllitzone des Rhenoherzynikums.
Als Narben ehemaliger Kollisionsstrukturen innerhalb der variszischen Terranefelderung
werden die Mitteleuropäische oder Rhenoherzynische Sutur zwischen dem Rhenoherzynikum und dem Saxothuringikum und die Zone von Tirschenreuth-Mähring (VOLLBRECHT et
al. 1989) oder „Tepla suture“ (SOMMER & KATZUNG 2005) gegen das sich östlich anschließende Moldanubikum betrachtet. Eine weitere langaushaltende Geosutur innerhalb
des saxothuringischen Orogenabschnittes stellt die Hornburg-Langensalza-Ruhla-RhönTiefenbruchlinie dar. Diese polyphas beanspruchten tektonischen Schienen sind ± konform
zum Streichen des variszischen Orogenbogens entwickelt, dessen erste kollisional verursachte Herausbildung im Zeitraum des Mittleren Devon anzusetzen ist.
Als „Late Hercynian Morphogenic Development and its Relationship to Taphrogene Kinematics” (ANDREAS 1988a) wurde die sowohl durch Kompressions- als auch Extensionstektonik
gesteuerte, hochoberkarbonisch-unterpermische Entwicklung im Bereich des Thüringer Waldes in Form erster Überlegungen zusammengefasst.
Durch Dekompression sich herausbildende „Inversionströge“ wurden mit der Wirksamkeit
von querenden, tiefreichenden und überregionalen Bruchstrukturen verbunden, die während
einer persistent wirksamen Extension in größerer Entfernung voneinander ablaufende Prozesse miteinander korrelieren. Die umfangreichen geowissenschaftlichen Analysen und Bewertungen der im engeren und weiteren Umfeld der KTB Windischeschenbach durchgeführten geologischen und geophysikalischen Untersuchungen eröffneten mit dem deutlichen
Nachweis von flächenhaft subhorizontalen paläo-„detachment“-Strukturen bzw. „dècollements“ (ZULAUF 1997) eine wieder in den Vordergrund gerückte und verbesserte
Sichtweise auf den Ablauf der spätvariszischen Ereignisfolge.
Die diversen Entwicklungs- und Kollisionsmodelle des variszischen Orogens sollen hier nicht
diskutiert werden.
10
Die Darstellung einiger Aspekte des variszischen Kollisionsgeschehens dienen ausschließlich dem Versuch, die Voraussetzungen bzw. Grundlagen für den Verlauf der hochoberkarbonisch-unterpermischen Entwicklung des Thüringer Waldes - eingebettet in sein weiteres
Umfeld - im Zusammenhang mit dem älteren geologischen Untergrund als einem einheitlichen Reaktionsraum zu erkunden.
Von grundsätzlicher struktureller Bedeutung für die Formierung der Thüringer WaldStruktur bzw. der im höheren Oberkarbon beginnenden Entwicklung der entsprechenden Rotliegend-Formationen ist deren Herausbildung bzw. partielle konstruktive Formung innerhalb einer „Großschollenrandsenke“ oder „Scharniersenke“ zwischen der
Süddeutschen und der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle.
Diese ist Bestandteil einer sich auf ± 400 km Länge lückenlos entlang der Südwestflanke der
Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle (Böhmische Masse im erweiterten Sinn) erstreckenden Südrandsenke bzw. auch Südrandzwischensenke zur Süddeutschen Großscholle (Beil.
14).
Im Thüringer Wald schaltet sich im genannten Bereich ein durch markante, in WNW-ESERichtung streichende Brüche gegliedertes postumes Schollenfeld ein. Es wird als Reliktstruktur einer frühest variszisch oder auch spätkollisional in Teilabschnitte zerscherten ehemaligen Intraplattengeostruktur oder kompressiven Mikroterrane-Grenze aufgefasst, die sich
heute in Teilsegmenten vom Bayerischen Pfahl im E bis zum Thüringer Wald im W erstreckt
bzw. sich auch noch im strukturellen Rahmen des Teutoburger Waldes wiederfindet. Deren
Fixierung in der neoproterozoisch-cadomischen Unterplatte baut sich als postumes Segment
deutlich in jüngeren Einheiten durch.
Im höheren Unterkarbon - um 350 - 325 Mio a - wurde in einer 2. Kollisionsphase (ZULAUF
& DUYSTER 1997) durch die SE-NW gerichteten Kollisionsprozesse am südöstlichen Außenrand des Orogens das Segment des eigentlichen Bayerischen Pfahls vermutlich in etwa
zur heutigen Position am Südrand der Böhmischen Großscholle verschoben.
Diese unter Umständen über mehr als 445 Mio a (MIELKE 1989) überlieferte, stabile bruchtektonische Konfiguration des cadomisch-neoproterozoischen Krustensegments ist prägender Bestandteil des elementaren strukturellen Gerüstes für die Bildungen des hohen Oberkarbon und Rotliegend im Raum des Thüringer Waldes, das auch heute noch eindeutig als
dessen tektonisches Grundmuster erkennbar ist (Beil. 16).
Erst aus dieser Sicht des Sachverhaltes lässt sich die konvergente Kompression ableiten
und es ist davon auszugehen, dass die bemerkenswert stabile Intraplattenrandstruktur der
Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle - ausgehend vom prägranitischen, neoproterozoischcadomischen Untergrund - durch den Intrusivkörper des heute tief anerodierten Thüringer
Hauptgranitmassivs und den mit diesem Prozess verknüpften Entlastungsdruck sowie Scherprozessen nach oben transformiert worden ist und - als copy-effect geformt - ein wie das
Pfahl System über > 300 Mio a persistentes Störungssystem gebildet hat.
Beginnend im höheren Stefan bis in den oberrotliegenden Zeitraum wirkt dieses bruchtektonische Element - obwohl ständig überformt - immer erneut als eine querende, deutlich in
WNW-ESE-Richtung orientierte Thüringer Wald-Grabenstruktur.
Offensichtlich wurden die während der Dekollision und Entstapelung entwickelten flachen
detachments, in welche das aus einer NW-SE bzw. WNW-ESE gerichteten Störungsfelderung bestehende Ausgleichs- bzw. Transformstörungssystem eingebunden war, als Gleitflächen für den NE-SW gerichteten Schollentransport genutzt.
Mit der asturischen Kompression werden Teile der bruchtektonischen kontinentalen NWSE-Transformstörungsfelderung über verbindende flache detachments mit Abschnitten
der WNW-ESE-Felderung des Pfahl Systems zu einem neuen, krustal fixierten randlichen
Bruchsystem der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle, der sog. Fränkischen Strukturzone (Fränkische Linie i. w. S.) verknüpft.
11
Die Böhmische Masse i. e. S. bzw. der saxothuringisch-moldanubische Abschnitt des Mitteldeutsch-Böhmischen Großschollenblocks wird ± rechtwinklig diskonform quer zu den Kollisionssuturen an seiner Südwestflanke entlang einer Grenzfuge gegen die Süddeutsche Großscholle von einer hochoberkarbonisch-unterpermischen Senke begleitet. Diese beginnt im
NW im hessischen Grenzraum als Thüringer Wald-Grabensenke und setzt sich als Stockheim-Weiden-Graben bzw. Naab-Trog i. S. von SCHRÖDER, B. (1988) im fränkischostbayerischen Raum fort. Mit der Querzone des Bayerischen Pfahls einschließlich der
Scholle des Landshut-Neuöttinger Hochs nach SW verschoben, verlängert sich die randlich
begrenzende Struktur mit der Giftthal-Senke unter mesozoischer, tertiärer und holozäner
Bedeckung bis hin zum bayerisch-österreichischen Grenzgebiet.
Diese, den Grenzraum zwischen der Böhmischen Masse i. w. S. und der SüddeutschVindelizischen Großscholle lückenlos markierende Senkenzone war im Rotliegend-Zeitraum
wiederholt tektonisch verursachtem Versatz, Überprägungen sowie partiellen Erosionen unterworfen, so dass in sich unterschiedlich entwickelte Teilabschnitte entstanden sind
(SCHRÖDER, B. et al. 1997). Die etwa 400 km lange Rand- bzw. Zwischenrandsenke wird
als hochoberkarbonisch-unterpermische Südrandsenke des Böhmischen Massivs bzw.
Südrandsenke der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle bezeichnet.
Die nördliche Begrenzung der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle wird im „Elbe Lineament“ i. w. S. (FRANKE & HOFFMANN 1999a, b) gesehen. Sie unterlag sowohl im prähochoberkarbonischen als auch im unterpermischen Zeitraum einer ähnlichen strukturellen
tektonischen Entwicklungsvielfalt, wie die Südrandsenke. Beiden Lineamenten gemeinsam
ist die Fortsetzung ihrer tiefentektonischen Anlagen als Randbruchsysteme der älteren oder
cadomischen Grundscholle noch um etwa 200 km vom Grenzraum zum Saxothuringikum
entfernt nach NW unter den rhenoherzynischen variszischen Kollisionsabschnitt.
Das im Bereich Oberer Mantel und Tiefkruste angesiedelte (Helgoland-Bremen-)GöttingenRuhla-Regensburg-Lineament kreuzt in NNW-SSE-Richtung die Scharniersenke zwischen
der Süddeutschen und der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle im Raum des Thüringer
Waldes. Durch Kompression der krustalen Schollenfelder überfahren bzw. zeitweilig unterdrückt, baut es sich jedoch immer erneut nach oben gerichtet aktiv durch.
Diese Struktur, geophysikalisch als negative Schwereachse Göttingen-Ruhla-Regensburg
und deshalb als mögliche Granitintrusionszone kenntlich (CONRAD et al. 1996), entwickelte
sich neben dem postum der WNW-ESE-Richtung des bayerischen Pfahlsystems folgenden
tektonischen Grundmuster als ein im Unterkruste-Mantelgrenzbereich angesiedeltes Element, das zumindest ab höherem Oberkarbon deutlich nachvollziehbar, alle bereits vorhandenen oder jüngeren Strukturelemente bzw. strukturellen Einheiten, z. B. auch die Fränkische Strukturzone, spitzwinklig diskonform in NNW-SSE-Richtung im Raum des Thüringer
Waldes beeinflusst und ihnen mit ansteigend intensiver persistenter Wirksamkeit das ihm
eigene tektonische Inventar aufprägt bzw. das vorhandene örtlich (deformierend) überprägt.
Es könnte auch eine seitlich divergent zum „Lineament“ ausgerichtete Mantelströmung eines
„intrakontinentalen Rückens“ die persistente Extension hervorgerufen haben.
Nach ZEH & WILL (2010) weist die Abgrenzung der Ruhla-Gruppe mit einer genetischen
Beziehung zu Baltica als einem Teil Laurussias von der Brotterode-Gruppe mit einer Affinität
zum Peri-Gondwana-Komplex durch den im Ruhla-Kristallin trennenden Verlauf des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes auf eine variszisch kollisional überfahrene Bruchstruktur (Westthüringischer Quersprung) hin.
Die Krustendehnung führt im Nachgang der asturischen Kompression zu zeitlich abgesetzten
subparallel oder quer zu diesem Lineament gerichteten Intrusionen von sauren und basischen plutonischen und subvulkanischen Bildungen.
Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament quert spießwinklig die Thüringer Wald-Riftgrabensenke als einen Abschnitt der Südrandsenke des Böhmischen Massivs. Diese wiederum ist bruchtektonisch konfiguriert durch die Strukturzone der Fränkischen Linie, die den
12
von NW nach SE fortschreitenden und NE-SW gerichteten Versatz der Teilschollenelemente
des Bayerischen Pfahlsystems widerspiegelt (Beil. 12). Mit diesem Prozess verbleibt die
Südrandsenke der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle im Einflussbereich des extensional wirksamen Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineaments, das im Thüringer Wald von der NSeite der Fränkischen Linie bzw. Strukturzone auf deren S-Flanke wechselt.
Die beschriebene Konstellation bewirkt, dass die Nordostbayerische Scherzone (CreuzburgRuhla-Schleusingen-Amberg) mit den NE-SW gerichteten, extensional beginnenden und
dann kompressiv abschließenden Vorgängen des „saalischen Events“ und/oder des „Thüringer Wald-Events“ verknüpft wird, bzw. erhält sie erst dadurch ihre charakteristische Ausprägung.
Die etwa 300 km Erstreckung umfassende „pull apart ähnliche-Struktur“ des ThüringischFränkisch-Ostbayerischen Scherzonensystems, unterteilt im Zeitraum der frühen Oberhof-Formation die Thüringer Wald-Riftgrabensenke in zwei getrennte Teilabschnitte. Von E
nach W lassen sich zwei tektonisch gesteuerte NNW-SSE, bzw. NW-SE streichende Struktureinheiten erkennen (Beil. 1, 12, 14):
-
die Ilmenau-Schönbrunn-Schalkau-Elevation und die nordöstlich benachbarte, damit
verbundene Stockheim-Weiden-Grabenzone (± Naab-Trog), die an ihrer SW-Flanke
von dem Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament begleitet wird;
-
die Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation, die unmittelbar spitzwinklig mit dem
sog. Nordwestthüringischen Quersprung das Kristallin von Ruhla und die Thüringer
Wald-Riftgrabensenke quert. Mit diesem Vorgang wird die Riftsenke in einen nordwestlichen Teil, den Nentershausen-Eisenach-Graben und einen südöstlichen Abschnitt,
den Thüringer Wald-Graben, d. h. den heutigen Graben des mittleren Thüringer Waldes, untergliedert.
-
Die sog. Schleusingener Randzone ist ein Teilsegment der Medianlinie zwischen beiden Elevationen.
Eine zweite markante tektonische Entwicklung unterscheidet sich gravierend vom bisher beschriebenen Ablauf durch den Ausbau von langaushaltenden Störungs- und Strukturzonen,
die den Grenzraum zwischen den unterschiedlichen Baustufen des variszischen Kollisionsorogens, d. h. gleichermaßen die Grenzräume des Saxothuringikums zum Rhenoherzynikum
bzw. der Mitteldeutsch-Böhmischen zur Süddeutschen Großscholle, diskonform durchqueren.
Obwohl neben den gravitativ wirksamen Prozessen, die dem Bereich Unterkruste-Oberer
Mantel innewohnenden W-E-Extensionskräfte ebenfalls intensiv zum Abbau des Orogenstapels beigetragen haben, werden diese jetzt selbst deutlich zum Ausgangspunkt einer Neuformierung des europäischen Krustenfeldes.
Mit einer europaweit ausgedehnten Rift- bzw. Grabenfelderung wurden die Erscheinungsformen der Dekollisions- bzw. Entstapelungsprozesse der temporär eingegrenzten Kollisionsepisode in Etappen allmählich abgelöst.
Die Entwicklung der Lithosphäre wurde von nun an durch die langfristig linear wirkende Mantelkonvektion bzw. ständig periodisch in höheren Krustenabschnitten durch lunare Gravitationskräfte beeinflusste mantelgesteuerte Krustendehnung i. S. von TRURNIT (JÖNS 2001)
dominiert.
Diese bildet nunmehr zunehmend ein eigenständiges rupturelles Inventar:
1.
Die Entwicklung des vulkanogenen Thüringisch-Fränkischen Rifts, dessen nördliche
Fortsetzung im Niedersächsischen Rift zu sehen ist und das sich nach Süden in N-SOrientierung als Teil der Zentraleuropäischen N-S-Riftzone (ANDREAS 2005) bis in
den Raum Bolzano-Varese-Korsika erstreckt (Beil. 14). Diese > 2000 km lange
Riftstruktur durchschneidet diskonform die unterschiedlich orogen geprägten krustalen
Räume.
13
2.
Die vom Raum um Göttingen-Kassel ausgehende Niedersachsen-Riftzone (Hannover-Rift), die sich über das Skagerrak bis zum Oslo-Graben-Rift in nördlicher Richtung
ausdehnt.
3.
Zwischen den genannten Riftstrukturen, die an ihrem südlichen bzw. nördlichen Endpunkt etwa 120 km von einander entfernt sind, entwickelte sich eine NW-SE gerichtete
verbindende Quergrabenzone als Großschollenscharnier, bzw. als ZwischenschollenRiftgraben, die spitzwinklig vom tiefentektonisch wirksamen Göttingen-RuhlaRegensburg-Lineament gequerte Thüringer Wald-Riftgrabensenke. Dieses Lineament, bzw. eine mit dem Oberen Mantel verknüpfte Sutur, stellt offensichtlich die begrenzende Verbindungsstruktur zwischen den seitlich um E-W versetzten N-SRiftelementen dar.
4.
Mit einer gewissen zeitlichen Verzögerung bilden sich parallel zu tektonisch vorgeprägten N-S-Linien die ± halbgrabenartigen Furrow-Strukturen heraus. Im Bereich des saxothuringischen Abschnitts des Mitteldeutsch-Böhmischen Schollenfeldes haben sich
von W nach E die Thüringen-Mittelharz- und Weiden-Furrow mit der nach S ausgerichteten Erosionsbasis in der Thüringer Wald-Riftgrabensenke bzw. der Zwischenschollen-Scharniersenke herausgebildet. Im moldanubischen Teil der o. g. Großscholle sind
ebenfalls von W nach E die sich um ± N-S erstreckenden Gräben bzw. Furrows von
Radnice-Rakovnik, Blanice, Jihlava und Boskovice entwickelt, deren Erosionsbasis
sich in nördlicher Richtung im Raum der Nordwestböhmischen Senken befand (PESEK
& URBAN 1998).
Diese letztgenannten Strukturbilder gestatten bzw. fordern, trotz der deutlich weiträumigeren
Untergliederung, einen Vergleich mit den durch eine intensive Horst-(Halb-)Grabenfelderung
gekennzeichneten norddeutsch-polnischen und südeuropäischen Senkenräumen. Die HorstGraben-Felderung beruht auf einer mit Krustenaufwölbung verknüpften Extension, wobei die
Grabenschollen an den stabilen Horstschollen absinken und der effusive Vulkanismus ein
entstehendes Masse-/Raumdefizit ausgleicht.
Auch nach BURG et al. (1991) in MÜLLER, H. (1996) lassen sich die um N-S orientierten
Störungen in das im Permokarbon wirksame Stressfeld einordnen, „das ab dem Stefan eine
E-W gerichtete Extension im kollabierenden variszischen Orogen anzeigt. Bei dieser E-WExtension kommt es zu parallel verlaufenden Vertikalbewegungen einzelner Schollen“.
Die o. g., einer unterschiedlichen Genese zuordenbaren tektonischen Strukturen, die
sich im Raum des Thüringer Waldes bündeln, formen in einem gerichteten Entwicklungsablauf innerhalb einer definierbaren Zeitspanne das komplizierteste und vielseitigste oberkarbonisch-unterpermische Strukturgebäude Mitteleuropas bzw. Europas.
Der Ostflanke der SW-NE streichenden Kollisionssutur zwischen Rhenoherzynikum und Saxothuringikum - d. h. der Mitteleuropäischen Kristallinzone und im Prinzip der „rhenoherzynian suture“ bzw. der Mitteleuropäischen Geosutur - folgt ± subparallel im höheren
Oberkarbon die Bildung der Saar-Nahe-Senke progressiv in nördlicher Richtung.
Als eigentliches Grenzelement im NW fungiert die Hunsrück-Taunus-Tiefenstörung.
Der N-S streichende Sprendlinger Horst blockiert im Raum Frankfurt als Barriere diese nach
N gerichtete Entwicklung und die Verbreitung der Westfal-Stefan- bis Unterrotliegendsenke
klingt hier aus (zuletzt KOWALCZYK in MÜLLER H. 1996; Beil. 14 u. 15-1). Das bedeutet
letztendlich, dass strukturelle Elemente der sich fortentwickelnden Saar-Nahe-Senke als
westliche Randsenke der Gallisch-Rheinischen Großscholle den Raum der Süddeutschen
Großscholle nicht erreicht haben. Deren westliche Begrenzung während des OberkarbonUnterperm ist in der mitteleuropäisch bedeutsamen Tiefenstörung Oberrhein-Odenwald(Otzberg-Michelbach-) Spessart-Hessen-Eichsfeld-Altmark-Tiefenbruchzone (i. S. von PAUL
1999) zu sehen.
14
Die NE-SW-Senken folgen ± konform den variszischen Kollisionsstrukturen, queren aber die
jeweiligen Schollengrenzen nur bis in den trennenden Grenzraum, z. B. zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle. Als Beispiel für eine gewisse
Schollenautonomie kann aufgezeigt werden, dass im Zeitraum des hohen Oberkarbon die
Begrenzung der Süddeutschen Großscholle weder durch aus südlicher noch aus nördlicher
Richtung kommende und in gleicher Richtung fortschreitende, über den Zwischenschollengrenzraum hinausgreifende Senkenbildungen überschritten worden ist.
Im Grenzraum zwischen dem Moldanubikum und dem Saxothuringikum, entlang der östlichen Flanke der trennenden Tiefenstörung, der Lalaya-Lubine-Baden-Baden-TirschenreuthMähring-Linie wurden analog die nach SW gerichteten Westböhmischen Senken der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle gebildet. Auf der Süddeutschen Großscholle entwickelte
sich die Offenburg-Schramberger Senke in nordöstlicher Richtung entgegen. Als Parallelentwicklung kann die Bodensee-Senke südöstlich von ihr betrachtet werden. Es darf auch im
hier dargestellten Raum vorausgesetzt werden, dass mit ihrer Entwicklung die o. a. Strukturen die jeweils trennenden Schollengrenzen nicht überschritten haben.
Die Saale-Senke entwickelte sich in südlicher Richtung gleichfalls subparallel zur Mitteleuropäischen Geosutur bis etwa in den Raum der WNW-ESE streichenden Finne-Störung. Diese
bildet den bruchtektonischen Südrand der bedeutsamen Finne-Kyffhäuser-Gera-JachymovQuerzone (BANKWITZ, P. et al. 1993). Durch die Blockierung der Saale-Senke ist im Zeitraum des höheren Westfal-Stefan die Mitteleuropäische Geosutur mit einem östlich davon
fixierten Krustenband von etwa 50 - 60 km Breite und 200 km Länge im mitteldeutschen
Raum bis nördlich Frankfurt nicht als Senkenstruktur besetzt. Der beschriebene Schollenabschnitt bildet im Zeitraum des höheren Oberkarbon (Stefan) die sog. Spessart-Rhön-RuhlaLangensalza-Hochscholle bzw. Elevation (Beil. 15-1).
Die Funktion der Mitteleuropäischen Geosutur wird nunmehr von der Hornburg-LangensalzaRuhla-Rhön-Spessart-Tiefenstörung übernommen, die östlich von ihr und gleichfalls subparallel entwickelt ist. Diese Struktur stellt offensichtlich ein weiteres Krustenelement mit vorgeprägtem Kollisionsgefüge dar, das während der unterpermischen Senkenformung durch den
anhaltenden Extensionsprozess die fortführende Teilbeweglichkeit übernommen hat. Als
Beleg für die Bewertung der Hornburg-Ruhla-Spessart-Tiefenstörung als eine Reliktstruktur
des variszischen Kollisionsprozesses ist die Aussage von ZEH & WILL (2010) zu werten, die
auf rhenoherzynische Inkremente im Bereich des Ruhla-Kristallins als einem Abschnitt der
„Mid German Crystalline Zone“ verweisen. Sowohl sind die Süddeutsche Großscholle als
auch die Mitteldeutsch-Böhmische Großscholle bis hin zur Finne-Störung nicht von oberkarbonischen Ablagerungen entlang der Mitteleuropäischen Geosutur überdeckt.
Der Wechsel der Saale-Senke von der begleitenden Mitteleuropäischen Geosutur als
Unstrut-Senke zur E-Flanke der Hornburg-Langensalza-Ruhla-Rhön-Geosutur ist ursächlich
unklar. Im Grenzzeitraum Stefan/Autun (Ilmenau-Formation) beginnt die N-S-Entwicklung der
taphrogen gesteuerten Thüringen-Mittelharz-Furrow. Diese erstreckt sich i. S. von PAUL
(1999) - etwa ausgehend vom mittleren Abschnitt des Thüringer Waldes - über die Mühlhausen- und Ilfeld-Senke sowie über den Mittelharz hinweg. Möglicherweise blockierte auch die
Furrow-Entwicklung durch die zu ihrem Ausbau benötigte Extensionsenergie zeitweilig den
Fortbau der Saale-Senke aus dem Halleschen Raum in südwestlicher Richtung.
Auf die prägende Dominanz der Furrowstruktur verweist auch deren um N-S streichende, die
W-Flanke der Unstrut-Senke konturierende Begrenzungslinie vor Erreichen der Thüringer
Wald-Riftgrabensenke.
Die Ilfeld-Furrowsenke ist diskonform aus dem saxothuringischen Bauteil heraus, strukturübergreifend in N-S-Richtung im rhenoherzynischen Abschnitt des variszischen Orogens
entwickelt und deren Profile sind nicht mit denen der konform zu den Kollisionsstrukturen
gebildeten NE-SW-Senken zu parallelisieren.
15
Im Grenzbereich der beiden Großschollen entwickeln sich nur die Unstrut-Senke in südlicher
Richtung und die Main-Senke in nördlicher Richtung aufeinander zu. Die Saar-Nahe-Senke
hat im Oberkarbon kein gegenläufiges Pendant auf der Süddeutschen und der MitteldeutschBöhmischen Großscholle. Möglicherweise liegen im Vorgang der Furrow-Entwicklung die
Wurzeln für den im Stefan erneut einsetzenden intensiven Extensionsprozess verborgen intrastefanische Bewegungen nach PESEK et al. (1998) - der auch als fränkische Bewegungen (zuerst KATZUNG 1981) bzw. franconian event (GEBHARDT 1992) bezeichnet worden
ist. Dieser Begriff ist jedoch als frankonische Faltung (WALTHER 1921) und synonym zur
saalischen Faltung (STILLE 1920) bereits belegt und daher obsolet.
Die Senken sind Ausdruck der NW-SE gerichteten Entkoppelung und Dekollision der Subduktionsfront, d. h. des Abbaues und der Verringerung der Krustenmächtigkeit, die nicht nur
gravitativ gesteuert, sondern vor allem durch die Extension im Bereich der Astenosphäre
hervorgerufen ist.
Steil fallend in südöstlicher Richtung und mit zunehmender Teufe (± 40 km) übergehend in
flach lagernde listrische Scherflächensysteme (detachments), bewirkt eine W-E-Extension
die hochoberkarbonische Bildung von generell NE-SW streichenden halbgrabenartigen
Strukturen, die an der W-Flanke an einer Tiefenstörungszone absinken.
Nach Beobachtungen aller Bearbeiter ist der Aufbau der NE-SW gerichteten Senken durch
einen disharmonischen Querschnitt gekennzeichnet. Ausgehend von der westlichen Randstörung sinken hier die Halbgrabenschollen verstärkt ab und es entstehen grobklastische
Schüttungen, die in östlicher Richtung mit abnehmender Korngröße und Mächtigkeit einer
flach zum Halbgraben hin geneigten E-Flanke über der Mitteleuropäischen Kristallinzone
auflagern.
Die N-S-Furrow-Senken hingegen besitzen eine an der östlichen Halbgrabenstörung festgemachte gröberklastische Fazies, die sich in westlicher Richtung feinerklastisch fortsetzt. Die
Furrows sind sowohl als Halbgraben- aber auch als Grabensenken ausgebildet, wobei jedoch die Grobklastite stets an deren E-Flanke fixiert sind.
Ein spätkollisional bzw. mit beginnender Extension sich herausbildendes und in der Mitteldeutschen Kristallinzone durch kontinentale krustale Dehnung (spreading kontinentaler
Kruste?) fixiertes Transformstörungssystem gliedert in etwa äquidistant die Senken quer in
NW-SE-Richtung.
Eine asturische Querkompression oder -kollision um die Wende Westfal-Stefan (± 305
Mio a) erfasst - ausgehend vom SW-Rand des Osteuropäischen Kratons - das Orogen in NS- bzw. NNE-SSW-Richtung und bewirkt eine mit der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle
nach Süden gerichtete und mit dem gallisch-rheinischen Raum einschließlich der Süddeutschen Großscholle nach N gerichtete Schollenüberschiebung über ausgleichende detachment Flächen. Der gerichtete Ablauf der Kompression ist durch den nachfolgenden, ebenfalls gegenläufig entwickelten Verlauf der hochoberkarbonischen Senkenbildung belegt.
Die im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle in NW-SE-Richtung wirkende
Dekollisions- bzw. Extensionsphase (Reäquilibrierung) der um SW-NE ausgerichteten
variszischen Kollisionsstrukturen war noch aktiv und nicht abgeschlossen, als die intensiv
wirksame NNE-SSW gerichtete Querschollenkompression einsetzte. Diese brachte den o. g.
Entstapelungs- bzw. allgemeinen Abbauprozess des Kollisionsorogens vorläufig zum Erliegen und die bereits entstandene Querschollenfelderung wurde überpresst und in südlicher
Richtung über- und aufgeschoben.
Die nun der Querkompression nachfolgende postasturische Dekompression findet ihren
Ausdruck in der tektonisch kontrollierten, nach NE fortschreitenden Verjüngung der Sedimentation in der Saar-Nahe-Senke und der gleichalten, gegenläufig nach SW gerichteten
Entwicklung in der Saale-Unstrut-Senke. Dieser strebt im Bereich der Süddeutschen Großscholle die Kraichgau-Main-Senke in direkter Linie in NE-Richtung entgegen.
16
Dieser Prozess erfolgte mehrphasig, da sich die o. a. NNE-SSW-ExtensionenKompressionen mit nachfolgenden Dekompressionsetappen im Entwicklungsverlauf des
Unterperm mehrfach wiederholen und die persistent NW-SE gerichtete Dekollision durch
kompressive Quertektonik zeitlich begrenzt unterbrechen bzw. verzögern.
Dabei entstand durch stufenweisen Abbau eine prägende Untergliederung der Senken in
sich auf jeweils ± 40 km Länge erstreckende Abschnitte, die durch „first order transfer fault
zones“ i. S. von HENK (1993) getrennt und durch eine jeweils voneinander abweichende
spezifische fazielle Entwicklung in „sub basins“ charakterisiert sind.
Der langanhaltende persistente Prozess des phasenhaften NW-SE gerichteten Abbaus der
variszischen Hauptkollisionsstrukturen bzw. der gestapelten Kruste wurde wiederholt von
Querkompressionen - z. B. asturisch, „saalisch“ und „thüringisch“ - unterbrochen, und setzte
sich gezwungenermaßen diskontinuierlich fort, wobei er sich nochmals deutlich subparallel
zu den Kollisionsstrukturen des Oberkarbon-Unterperm-Zeitraumes ausgerichtet in den etwa
zur Saale-Unstrut-Senke parallelen, NE-SW verlaufenden Subsidenzstrukturen der Rotterode-Formation und ihrer Äquivalente in der Mitteldeutsch-Böhmischen und Süddeutschen
Großscholle abzeichnet. Eine noch jüngere Dekompressionsphase wird im Vordringen der
Hessen-Werra-Senke in den Raum des Eisenach-Grabens als westlichen Teil der Thüringer
Wald-Riftgrabensenke westlich der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation im Zeitraum
der Eisenach-Formation gesehen.
Der Abbau und die Erosion des variszischen Kollisionsorogens überspannt damit im
Raum desThüringer Waldes, beginnend mit der asturischen Querkompression, einen Zeitraum von etwa 75 Mio a.
Der hochoberkarbonisch-unterpermische Werdegang des Thüringer Wald-Gebietes lässt
sich einerseits nicht nur in Verknüpfung mit demjenigen seiner Vorländer begreifen, sondern
erfordert zu seiner Klärung zwingend die Einbindung der geologischen Analyse des Grenzraumes zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutsch-Vindelizischen Großscholle. Andererseits lassen sich diese spätvariszischen Prozesse wiederum nur unter Einbeziehung der Entwicklung von strukturellen Elementen des Thüringer Waldes rekonstruieren.
Die nachgenannten Störungssysteme bestimmen innerhalb des Kollisionsverlaufes mit ihrer
Genese und in ihrem Zusammenwirken wesentlich das spätvariszische Bild eines Störungsmusters im mobilen Grenzraum zwischen den genannten Großschollen. Diese Strukturen
queren und konturieren, deformieren und begrenzen die Herausbildung von NE-SW, NW-SE,
WNW-ESE und um N-S streichenden, senken- und grabenartigen Akkumulationsstrukturen.
In dem Zusammenhang sind sie ursächlich und als Leitlinien mit magmatogenen und vulkanogenen Prozessen verknüpft.
Nachgeordnet sind die strukturell für die Oberkarbon-Unterpermentwicklung des Thüringer
Waldes und seines weiteren Umfeldes bedeutsamsten Bruchelemente bzw. die damit verknüpften Strukturen zusammengefasst:
1.
Das „Bayerische Pfahl“-Störungssystem (Rundinger Zone, Pfahl-Störung, Donaurandbruch); prä-frühvariszisch oder frühestkollisional, postcadomisch-kaledonisch, prähauptgranitisch in Teilabschnitte (?Teutoburger Wald, Thüringer Wald, Frankenwald,
Bayerischer Wald) zerscherte, cadomisch-neoproterozoische Intraplattenstruktur oder
konvergente Mikroplatten-Grenze / generelles WNW-ESE-Streichen. Um ± 330 - 325
M a (höheres Unterkarbon) erfolgte im Rahmen einer um E-W/SE-NW gerichteten Kollision (ZULAUF & DUYSTER 1997) mutmaßlich eine Verschiebung des eigentlichen
Bayerischen Pfahl-Segments etwa in die heutige Position am Südrand der Böhmischen
Großscholle bis zum den Westrand begrenzenden Göttingen-Ruhla-RegensburgLineament. Möglicherweise ist die ± E-W streichende Luhe-Linie als Scherfläche mit
diesem Prozess verknüpft.
17
2.
Die durch Äquidistanz der trennenden Störungen markant gekennzeichnete, flächenhaft ausgedehnte NW-SE-Schollenfelderung belegt vorwiegend das Saxothuringikum, insbesondere das Verbreitungsgebiet der Mitteleuropäischen Kristallinzone. Es
wird als syn- bis posthauptgranitisches Transformstörungssystem (transfer faults) betrachtet, das quer zur Kollisionsfront entlang der „rheno-hercynian suture“ angelegt, als
Ergebnis eines in der kontinentalen Kruste wirksamen spreading-Prozesses genetisch eng mit den nachfolgenden Dekollisions- und vor allem den Extensionsprozessen
z. B. i. S. von HENK (1992, 1997) verknüpft ist / generelles NW-SE-Streichen. Dieser
Vorgang wird als Pendant zur Formierung der spreading-Strukturen in der ozeanischen
Kruste verstanden. Die Bruchstrukturen des Transformstörungssystems sind z. B. auch
deutlich in der Übersichtsdarstellung des Verlaufs der Hessischen Senken für den
Grenzzeitraum Unter-Oberrotliegend durch KOWALCZYK & HERBST (2010) markiert.
3.
Die „Fränkische Linie“-Strukturzone der Fränkischen Linie / wechselndes, vorwiegend NW-SE und WNW-ESE-Streichen durch dominierende Verknüpfung von den unter 1. - genannten Segmenten mit den unter 2. - genannten Segmenten über detachment-Strukturen. Neuformierung bzw. Rekonstruktion der Pfahlstruktur i. w. S. als
krustalen Grenzraum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und Süddeutschen
Großscholle (um ± 305 M a, ZULAUF 1997) – asturisch - durch ± NE-SW-Kompression
i. S. von ARTHAUD & MATTE (1977).
4.
Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament wird als eine vom Grenzraum Tiefkruste - Oberer Mantel ausgehende und im Lithosphärenbereich extensional wirksame
Tiefensutur betrachtet (BEHR et al. 1992). Als ursächlicher Ausgangspunkt wird eine
Mantelkonvektionsströmung in Erwägung gezogen. Charakteristisch für diese Struktur
ist ein generelles, konsequent linear gerichtetes NNW-SSE-Streichen. Die maximale
Ausdehnung wird von NNW nach SSE, von Helgoland über Bremen, Göttingen und
Ruhla (Verf.), bis nach Regensburg und evtl. noch darüber hinausreichend, angenommen. Ein Kausalzusammenhang wird mit dem Nordwestthüringischen Quersprung, der
Schleusingener Randzone und der Frankenalb-Furche gesehen. Als ein Ergebnis der
kräftigen krustalen Extensionsintensität wird die Formung der Thüringisch-FränkischOstbayerischen „pull-apart“-Scherzone betrachtet. Analog zum Oberrheintalgraben im
W wird die im Oberen Mantel angelegte Extensionszone im E der Süddeutschen Großscholle als deren mögliche und sich zunehmend deutlicher herausbildende Begrenzung angesehen.
5.
Mit Schwereachsen korrelierbare N-S, NNE-SSW und um E-W streichende, im tieferen Kruste - Mantelniveau angelegte Tiefenbrüche (CONRAD et al. 1996,1998); im
oberen Krustenbereich partiell tektonisch identifizierbar. Sie sind im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle markanter Bestandteil der vom Bereich der Asthenosphäre gesteuerten und durch E-W-Extension in der Lithokruste wirksamen Rift-,
Graben- bzw. Halbgraben- oder Furrow- und Scherstrukturen, die auch eine etwa
äquidistante Reihung aufzeigen können (von W nach E: Thüringen-Mittelharz-Furrow,
Weiden-Furrow, Blanice-, Radnice- Rakovnik-, Jihlava- und Boskovice-Furrow).
6.
Die „rheno-hercynian Suture“ i. S. von SOMMER & KATZUNG (2006), bzw. die Mitteleuropäische Geosutur, wird als linearer Oberflächenausstrich der Reliktspur der
ehemaligen kollisional-kompressiv überprägten variszischen Subduktionsfläche
(Scherstruktur) gedeutet (Abb. 3). Sie befindet sich zwischen dem Rhenoherzynikum
im W und dem Saxothuringikum im E, d. h. zwischen der Nördlichen Phyllitzone und
der Mitteleuropäischen Kristallinzone. Steil fallend in südöstliche Richtung und mit zunehmender Teufe (± 40 km) übergehend in flach lagernde listrische Scherflächensysteme (detachments), bewirkt die W-E/NW-SE-Extension die hochoberkarbonische Bildung von subparallel konform zu den variszischen Bauelementen streichenden Senken
vom Typ der Saar-Nahe- bzw. Saale-Unstrut-Senke / generelles NE-SW Streichen.
18
7.
Die Tiefenbruchzone, als Richtungselement der Spessart-Rhön-Ruhla-LangensalzaHornburg-Elevation ist ein SW-NE gerichtetes Teilelement der sog. Mitteldeutschen
bzw. Mitteleuropäischen Kristallinzone und wird als eine krustal ausgestaltete Kollisionsnarbe bzw. -scherfläche betrachtet. Im Zeitraum des Stefan-Unterrrotliegend
übernimmt sie über längere Zeitabschnitte hinweg die Funktion der Mitteleuropäischen
Geosutur als ein Leitelement der hochoberkarbonisch-unterpermischen NE-SW verlaufenden Senkenbildung, die dadurch um etwa 40 km nach E verschoben wird.
Eine Darstellung von WUNDERLICH, J. (2000) gliedert die sog. Mitteldeutsche Kristallinzone im thüringischen Raum in drei subparallel NE-SW (variszisch) streichende
Struktureinheiten, eine 20 - 30 km breite synkollisional metamorphe (341 - 335 Mio a)
Ruhla-Kyffäuser-Teilzone am westlichen Außenrand und eine zentrale Obduktionsund Hebungszone, die vom im Anschnitt ± 25 km breiten Thüringer Hauptgranitmassiv
(337 - 335 Mio a) eingenommen wird. Örtlich schließt daran die um 10 km breite und
ebenfalls kollisionsmetamorph überprägte Vesser-Teilzone an, die sich aus oberkambrisch-ordovizischen Basiten und Metabasiten einer Riftprovenienz zusammensetzt.
Die o. a. Elevation begleitet und konturiert zwei langgestreckte oberkarbonischunterpermische Senkenzüge, die sich über der Mitteleuropäischen Kristallinzone
erstrecken.
8.
Im Umfeld des Thüringer Waldes, im Grenzraum der tangierenden MitteldeutschBöhmischen und Süddeutschen Großscholle wird der Verlauf der im Zeitraum des
hohen Oberkarbon/Unterperm diametral NE und SW gerichteten Senkenentwicklung
strukturell unterbrochen und endet in der um NW-SE streichenden GroßschollenZwischensenke bzw. dem Mitteleuropäischen Großschollenscharnier, das vom
Thüringer Wald-Riftgraben bzw. der Riftgrabensenke eingenommen wird. Diese bildet auf Grund der kontinuierlich wirksamen Absenkung in einem ehemaligen intrakontinentalen Großgraben, die stefanisch-unterpermische Erosionsbasis - d. h. das Akkumulationszentrum bzw. die fluviatilen Endseen - für die aus nördlicher und südlicher
Richtung einmündenden Senken und die Schutte der anerodierten Riftgrabenschultern
und angrenzenden Areale.
9.
Im Zeitraum der frühen Entwicklungsphase der Oberhof-Formation ist der bruchtektonisch konfigurierte Einbruch des „Thüringer Wald-Grabens“ innerhalb der „Thüringer
Wald-Riftgrabensenke“ einzuordnen. Als Ursache wird ein um SW-NE gerichteter
Dehnungs- bzw. Extensionsprozess betrachtet, der durch das Abscheren der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle von der Süddeutschen Großscholle innerhalb der
trennenden Großschollen-Rand- oder Scharniersenke erfolgt ist.
Der innerhalb der nördlichen Großscholle mit krustaler Aufweitung bzw. Streckung verknüpfte, intensivere erosiv/denutative Abbau des Kollisionsorogens z. B. durch die eingeschalteten extensiv wirksamen Furrow-Strukturen gegenüber der stabileren Süddeutschen Großscholle, könnte als auslösender Faktor des o. g. Prozesses innerhalb
der mobilen Grenzzone betrachtet werden. Bringt man andererseits die der intensiv
wirksamen Extensionsphase nachfolgende kräftige Kompression in eine miteinander
verknüpfte Ereignisfolge, lässt sich ein mit dem gleichfalls NE-SW gerichteten asturischen Kompressionsevent vergleichbarer Vorgang ableiten. Dieser markante Prozess
ermöglicht eine exakte Neudefinition der „saalischen“ Phase, bzw. aus unserer Sicht
die des „Thüringer Wald-Events“.
Die Zusammenfassung der bisherigen Beobachtungen lässt eine weiträumig ausstrahlende und mit großer Wahrscheinlichkeit vom Osteuropäischen Kraton ausgehende
NE-SW-Extensions-Kompressionsmotorik erkennen, die in „The Western Accretionary
Margin of the East European Craton“ i. S. von PHARAO et al. (2006) eingebunden ist.
Als verbindendes Strukturelement wäre die Teisseyre-Tornquist-Zone am südwestli-
19
chen Kratonrand zu nennen, die gleichsinnig zur Elbe-Zone und zum Bayerischen
Pfahl-Störungssystem in WNW-ESE-Richtung streicht.
Als prädestiniertes Leitelement bzw. krustale Schwächelinie im Raum des mittleren
Thüringer Waldes ist das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament zu betrachten. Entlang dieser als einer abscherenden Dehnungsfuge entwickelten Struktur, welche die
Riftgraben-Senke spießwinklig quert, sind sowohl die Thüringer Wald-Scholle mit einer
Einkippung nach NE als auch die Stockheim-Weiden-Krustenscholle abgesunken. Im
Bereich des Thüringer Waldes wird die Scholle im SW von der Creuzburg-RuhlaSchleusingen-Elevation (Störungszone) und im NE von der Eisenach-GeorgenthalEhrenberg-Querzone begrenzt.
Während die Kraichgau-Main-Senke im Zeitraum der Goldlauter-Formation noch die
Unterwerra-Frankenwald-Linie am N-Rand der Riftsenke errreicht hatte, endet infolge
des tektonischen Umbaus eines Abschnitts der Riftstruktur die Hessen-Werra-Senke
mit der Eisenach-Formation bereits an der um 10 bis 15 km in südwestlicher Richtung
verschobenen Schollengrenze, der Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querzone (Beil.
1).
Die Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation bzw. Störungszone war zum damaligen
Zeitpunkt keine emporgepresste Hebungsstruktur oder Hochscholle, sondern stellte einen bruchtektonisch konfigurierten Grabenrand eines - zumindest an der Nordflanke mehrere hundert Meter tiefen Einbruchs eines Krustenschollensegments innerhalb der
Riftgrabensenke dar.
Im Zeitraum dieser Extensionsphase wurden sowohl die Kristallinscholle von Ruhla als
auch die Schleusehorst-Scholle zunehmend deutlich als Hochschollen geformt und
gleichzeitig von kleineren Granitkörpern, dem Ruhlaer Granit und dem SchleusetalGranit intrudiert.
Beide Strukturen sind in den südwestlichen Außenrahmen der MitteldeutschBöhmischen Großscholle unmittelbar an der NE-Flanke des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes eingeordnet. Sie haben sich dort herausgebildet, wo das Lineament
die Ruhla-Langensalza- und die Schwarzburg-Elevation spitzwinklig quert.
10.
Der bemerkenswerte, unter 9. beschriebene Extensionsvorgang eröffnet die Möglichkeit, die im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle in Analogie zum Thüringer Wald-Grabenbruch in gleicher oder ähnlicher Richtung entwickelten und lithostratigraphisch bisher nur ungenügend in den Entwicklungsverlauf einordenbaren
Grabensenken-Strukturen in diesen Prozess einzubeziehen. Die angedachte, ± zeitgleiche Bildung dieser Grabensenken weist ebenfalls eine um NW-SE gerichtete
bruchtektonische Konturierung auf. In diesem Zusammenhang wären ursächlich das
„Rudolstädter Becken“, das „Geraer Becken“ und die reliktischen Vorkommen bei Pößneck und am Roten Berg bei Saalfeld einzuordnen, die zuletzt von BROSIN & LÜTZNER (2010) beschrieben worden sind.
Der relativ kurzfristige Ablauf von Extension mit nachfolgender Kompression umfasst etwa den Zeitraum der Oberhof-Formation und wird auf Grund der mit diesem
Vorgang deutlich bruchtektonisch geformten Thüringer Wald-Scholle als „Thüringer
Wald-Event“ bezeichnet.
Es sind die Voraussetzungen gegeben, um für den Bereich der MitteldeutschBöhmischen Großscholle zu überprüfen, ob ein derartiger Bewegungsimpuls wie das
„Thüringer Wald-Event“ auch in weiteren Akkumulationsstrukturen, evtl. bis in den Bereich des „Elbe-Lineamentes“ (i. S. von FRANKE & HOFFMANN 1999a, b) und darüber hinaus rekonstruiert werden kann.
11.
20
Der Südrand der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle ist eine komplex gestaltete
Zone, die sich über mehr als 400 km Länge in NW-SE-Richtung vom hessischthüringischen bis in den ostbayerisch-österreichischen Grenzraum erstreckt. Die Bil-
dung und Umformung der geologisch-tektonischen Struktureinheiten reicht bis in den
prävariszischen Zeitraum zurück. Der Grenzraum war dem variszischen Kollisionsprozess und damit auch kinematisch-strukturellen und Metamorphoseprozessen unterworfen. Während der spät- und postvariszischen Dekompressions- und Extensionsphasen
ist er zur Begrenzung eines Teilblocks mit einer cadomischen oder älteren Überprägung bzw. zu einer Zwischenschollengrenze unter veränderten tektono-magmatischen
und mehrfach gewandelten Metamorphose- und Stressbedingungen umgeformt, rekonstruiert und partiell neu gestaltet worden.
Die Grenzstruktur ist kenntlich durch die Entwicklung einer die MitteldeutschBöhmische Großscholle bzw. die Böhmische Masse im erweiterten Sinne lückenlos
begleitende oberkarbonisch-unterpermische Südrandsenke bzw. einer Zwischensenke zur Süddeutschen Großscholle, die in differenziert gestaltete Teilsegmente untergliedert ist.
Ein weiteres Element ist die als ehemalige Intraplattenstruktur betrachtete WNW-ESE
streichende Einheit, deren südöstlicher Abschnitt durch das Bayerische Pfahl Störungssystem charakterisiert ist. In Teilabschnitte zerschert, lässt es sich nach NW bis
in den Raum des Teutoburger Waldes bzw im SE noch als Teilelement im LandshutNeuöttinger Hoch wiedererkennen. Dieser segmentierte Tiefschollenrandkomplex
kann, ausgehend vom ostbayerischen Raum - den Oberpfälzer Wald und das Fichtelgebirge tangierend - über den Thüringer Wald bis hin zu den Hauptstrukturelementen
des Teutoburger Waldes verfolgt werden.
Die mit der Dekollisionsetappe gebildeten und ± äquidistanten NW-SE-Querstörungszonen als Transformstörungselemente kontinentaler Kruste, werden mit den
bruchtektonischen Elementen des Bayerischen Pfahl-Systems im Bereich der
Südgrenze der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle durch die NE-SW/NNE-SSW
gerichtete asturische Querkompression zu einer krustalen Spur des Grenzraumes, der
Strukturzone der Fränkischen Linie, verbunden.
Ein weiteres, wesentliches gestalterisches Element der Schollenrandzone ist die lineamentäre sog. Göttingen-(Ruhla-)Regensburg-Zone, eine NNW-SSE gerichtete
Schwereminusachse (CONRAD et al. 1996), die sich als eine persistent wirksame
Extensionszone aus dem Wirkungsbereich Unterkruste-Oberer Mantel in die Oberkruste stetig durchbaut.
Die konstante und konsequente Fixierung auf die Ausdehnung und Begrenzung der
prävariszischen, durch cadomische oder ältere Ereignisse überprägten Grundplatte
des Böhmischen Massivs im erweiteren Sinne, lässt im Bereich der Grenzzone Merkmale einer postum mobilisierten „ortsfesten Tektonik“ erkennen.
Die strukturelle Herausbildung der permokarbonischen Senken verläuft im Bereich der Großschollen zeitlich und räumlich diskonform. Auf eine divergente Entwicklung verweisen z. B.
die um N-S gerichteten Furrow-Halbgräben, die ausschließlich im Bereich der MitteldeutschBöhmischen Großscholle entwickelt sind und nicht im Bereich der Süddeutschen Großscholle.
Im bruchtektonisch abgetrennten bzw. begrenzten Thüringer Wald-Graben sind die im Verlauf der weiteren Entwicklung charakteristischen Krustenzustände der MitteldeutschBöhmischen Großscholle noch deutlich präsent. Die Entwicklung verläuft so, dass die im
Thüringer Wald-Graben ablaufenden Ereignisfolgen noch deutliche Beziehungen zu denjenigen im Großschollenbereich erkennen lassen. So stellt sich nach der abgeklungenen Bewegungsabfolge des „Thüringer Wald-Events“ mit der um N-S gerichteten HöhenbergIntrusionsfuge erneut die Lineare der Thüringen-Mittelharz-Furrow ein.
Dieser folgt die NE-SW-Senkenbildung der Rotterode-Formation nach, die subparallel zu den
variszischen Kollisionsstrukturen orientiert ist und mit größerer Sicherheit einer extensiven
NW-SE-Dekollisionsphase (Reequilibrierungsphase) entspricht, die das gesamte mitteleuro-
21
päische Kollisionsorogen umfasst hat. Mit dem Unteren Tambach-Konglomerat und dem
Tambach-Sandstein ist wiederum eine N-S-Furrow Entwicklung verknüpft. Die EisenachFormation und das Obere Tambach-Konglomerat sind abschließend erneut mit den NE-SW
gerichteten dekollisionalen Absenkungen verbunden. In dieser Abfolge drückt sich wiederholt
das Wechselspiel von taphrogen gesteuerter Extension mit den Aufweitungs- bzw.
Dekollisionsstrukturen des variszischen Orogens aus. Damit ist belegt, dass der nordöstlich der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation abgesunkene Schollenteil noch eindeutig
als Bestandteil der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle reagiert.
Durch die sich auf den genannten Schollen jeweils in Richtung des Scharniers fortpflanzende
Entwicklung, kommt es zur Profilakkumulation in der Riftgraben-Senke und somit auch im
Bereich des Thüringer Waldes zur Ausformung der Thüringer Wald-Senke (ANDREAS &
WUNDERLICH 1999). Infolge der ständigen persistenten Absenkungs- und Extensionstendenz sowie der mobilen tektonischen Umrahmung entwickeln die Zwischensenkenprofile
eine gewisse Eigenständigkeit und lithostratigraphische Vollständigkeit gegenüber den Profilen in den quer dazu um NNE-SSW gerichteten Senken bzw. N-S verlaufenden Grabenstrukturen.
Die NE-SW-Senkenstrukturen queren den Raum des Großschollenscharniers jeweils bis
zum Erreichen der bruchtektonisch konturierten Grenze der gegenüberliegenden Großscholle. Das gilt z. B. für die Goldlauter-Formation und die Eisenach-Formation, die auf der Süddeutschen Großscholle Äquivalente in der Kraichgau-Main-Senke und im Senkenzug Hessische-Senken-Werra-Senke ausgebildet haben. Diese sich in nördlicher Richtung entwickelnden Senken werden jedoch vom Südrand der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle innerhalb des Riftgrabens bruchtektonisch abgeriegelt. Im umgekehrten Fall hat sich die Untere
Georgenthal-Formation mit der Unstrut-Senke aus dem Bereich der nördlichen Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle heraus in südliche Richtung entlang der LangensalzaElevation entwickelt. Es ist anzunehmen, dass nur eine von den entfernteren fossilführenden
Senkenabschnitten ausgehende fluviatile Verbindung zur Erosionsbasis des Riftgrabens,
ohne wesentliche Ablagerungen in den einmündenden Senkenabschnitten selbst, die Faziesentwicklung der Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimente ermöglicht hat. Mit Erreichen des Bereichs des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineaments wurde nach dem bereits eingeleiteten
bimodalen Vulkanismus der Möhrenbach-Formation der Thüringisch-Fränkischen N-SRiftzone die erste vulkanische Phase in der NW-SE-Riftgrabensenke ausgelöst, wodurch die
im Senkenraum des mittleren Thüringer Waldes ± 100 m mächtigen hochstefanischen Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimente vollständig von einer um 350 m, am Rand jedoch nur noch um
1 m mächtigen Vulkanitdecke überlagert worden sind (Beil. 1, 4, 18, 19).
Mit diesem vulkanischen Ereignis ist mit einiger Sicherheit die aus dem Raum Halle/Wettin eingewanderte hochoberkarbonische Biozönose im Raum des Thüringer
Waldes erloschen.
Die Obere Georgenthal-Formation lässt sich von einem ersten Vorstoß der Main-Senke in
nordöstlicher Richtung herleiten, und die Vulkanite sind in der Bhrg. Gotha 1/63, kurz vor
Erreichen der nördlichen Riftgrabengrenze, noch um 500 m mächtig. Im Raum Georgenthal,
im Umfeld der Bhrg. Ohrdruf, sind noch etwas mehr als 600 m mächtige Andesite über der
Unteren Georgenthal-Formation ausgebildet.
Die betrachtete Scharniersenke umfasst i. S. der heutigen bruchtektonischen Felderung einen Reaktionsraum von ±100 km Breite zwischen der Unterwerra-Frankenwald-Querzone im
N und der Hassfurt-Bodenwöhr-Querzone im S. In dieser Grabensenke, mit einer flächenhaften Ausdehnung von mind. 100 x 150 km, die den Thüringer Wald und seine Vorländer umfasst, hatte innerhalb der Rotliegendentwicklung vermutlich die Ilmenau-Formation die weiteste Verbreitung inne.
Die Struktur und Bedeutung dieser Störungssysteme lässt sich aus gegenwärtiger Sicht auch
von der Interpretation überregionaler gravimetrischer Untersuchungen ableiten (BEHR et al.
1994, CONRAD et al. 1996, HIRSCHMANN 1991;1992). Diese Ergebnisse finden neben
22
geophysikalischen Detailuntersuchungen (z. B. MÜLLER, M. 1994) Eingang in die Darstellung der geologischen Ereignisfolge des höheren Oberkarbon und Unterperm.
Der vielgestaltige und von teilweise divergenten Modellen besetzte Entwicklungsverlauf der
variszischen Orogenese überspannt einen Zeitraum vom etwa mittleren Devon bis zur Grenze des Unter-Oberperm von annähernd 135 Mio a. Von einigen Autoren werden um 60 - 80
Mio a ältere Ereignisse, d. h. ± ab höherem Ordovizium, als frühest kollisional eingeordnet
und bereits schon als dem variszischen Zyklus zugehörig betrachtet.
In Zusammenfassung des Gesamtverlaufes wird erkennbar, dass sich die Komplexität, Intensität und die Dauer der Kollisions- bzw. Kompressionsereignisse im Wechsel mit Dekompressions- und Extensionsprozessen mit zunehmendem Fortschreiten in einer weitgespannten aber gerichtet wirksamen Abfolge deutlich abschwächen bzw. verringern und mit
der thüringischen (Mosbacher) Phase mit der Neuenhof-Formation vor der Zechsteiningression ausklingen. Nach diesem Ereignis beginnt die postvariszische Tafelentwicklung.
Die verschiedenen Kompressionsereignisse zeigen einen mehrere Mio a andauernden, episodisch phasenhaften Verlauf, wobei sich nach dem Aufbau einer Kollisionsfront immer erneut definierbare Prozesse wiederholen und deren betreffende Abfolgen durch gleitende
Übergänge gekennzeichnet sind (ANDREAS 2005).
Nach dem jeweiligen Kompressionsereignis (1) entwickelt sich eine Dekollisions- bzw. Dekompressionsphase (2) und mit einer persistent wirksamen Extension (3) wird eine weitere
strukturbildende Zeitfolge eingeleitet. Die strukturellen Formen des Zeitraumes, der sich mit
bzw. nach der Dekompressionsphase herausbildenden Extension, gewinnen im orogenen
Gesamtverlauf zunehmend an Bedeutung bis hin zur überwiegenden Prägung des Erscheinungsbildes.
Die genannte strukturelle Abfolge korreliert mit den auf Modellrechnung basierenden Ergebnissen von HENK (1997), wonach der Abbau der kollisional verdickten Kruste im betrachteten Zeitraum bis zur Riftbildung des höheren Oberkarbon nicht allein durch die Wirksamkeit
gravitativ gesteuerter Dekonstruktions- bzw. Zergleitungs- und Entstapelungsprozesse („gravitativer Kollaps“ LINNEMANN 2004) erfolgen konnte. Nur mittels ± gleichzeitig z. B. von den
Plattenrändern her angreifenden Extensionskräften - „plate boundary stresses“ - wird die
erfolgte Krustenverdünnung - die Wiederherstellung einer Krustenmächtigkeit von etwa 30
km in den variszischen Interniden - d. h. eine gewisse krustale „Equilibrierung“ und die Herausbildung eines Riftstadiums erklärbar.
Unter der Voraussetzung einer vom Unterkruste-Mantelbereich dirigierten, ständig persistent
in der auflagernden Kruste wirksamen, taphrogen gesteuerten Extension - „tief- bis
subkrustale Kopplung“ (ANDREAS 1988) zwischen Kruste und Mantel - deren Erscheinungsformen im eigentlichen Kompressionsgeschehen zurückgedrängt sind, lässt sich für das jüngere Variszikum ein deutlich kenntliches Riftstadium und eine Furrow- bzw. Halbgrabenentwicklung ableiten, die sich jedoch auf Grund immer noch vorhandener, jedoch sich abschwächender deformativer Auswirkungen randlicher Schollenkompressionen nicht mit einer engen
Zeitzone abgrenzen lässt.
Analoge Entwicklungen werden von verschiedenen Autoren neben der oberkarbonischunterpermischen auch für ältere paläozoische Zeiträume aufgezeigt, wie z. B. für kambrischordovizische und silurisch-devonische Abschnitte, in deren Verlauf kontinentale, graben- und
halbgrabenartige Riftstrukturen das geologische Geschehen dominiert haben. Begleitende
charakteristische Erscheinungsformen sind ein intraplattendefinierter, vorwiegend basischer
Vulkanismus bzw. granitisch-dioritischer Magmatismus mit deutlichem Bezug zum Mantelchemismus.
Diese Erscheinungsformen bilden ein periodisch persistent wirksames Grundelement
geogener Prozesse, ein vom Niveau des Mantels und dessen Bewegungssinn sowie
von Aufbau, Zustand und von der Konfiguration der Kruste bestimmtes Grundmuster.
Für den Wirkungsbereich des tiefkrustalen Grenzraumes zum Oberen Mantel kann auch die
23
extensiv wellenförmig nach E gerichtete Mantelbewegung des sog. „TRURNIT Zyklus“ i. S.
von JÖNS (2001) in die Diskussion einbezogen werden. Die taphrogene Entwicklung wird
jedoch nicht durch episodische Kollisionsprozesse ausgelöst bzw. bestimmt, sondern
gegenteilig, durch die diese Vorgänge begleitenden Kompressionen werden die Extensionsstrukturen überpresst, deformiert, überlagert und in die sich entwickelnden
Metamorphoseprozesse einbezogen (z. B. Alpen-Orogen), wobei sich jedoch immer
erneut diese linearen krustalen, bruchtektonisch konfigurierten Strukturzonen, zum
Teil als Altbaufugen von Terranegrenzen in neu gebildeten bzw. aufgelagerten oder
gestapelten Abschnitten des orogenen Systems durchbauen bzw. dort durch extensional gerichtete Prozesse wirksam werden. Das gilt sowohl für subparallel zum VariszidenHauptstrang gerichtete Strukturen als auch für deutlich diskonform bzw. quer dazu verlaufende Bruchlinien.
Die Diskussion einer Zeitschiene für die bei der Herausbildung des Thüringer Waldes und
dessen Umfeld tektonisch wirksamen Grundelemente ist vielschichtig (Beil. 1, 11, 16).
Während sich die ± subparallel zur Orogenstruktur entwickelnden Tiefensuturen relativ
zwanglos in die differenzierten Gestaltungsmodelle des variszischen Geschehens einordnen
lassen, bilden die quer dazu entwickelten Tiefenbruchlinien bzw. Lineamente einen „sperrigeren“ Diskussionsgegenstand. So zeigt trotz sorgfältigster Untersuchungen die diffizile Analytik des „Elbe Lineamentes“, d. h. der Hamburg-Krakau-Zone, Unterelbe-Linie und der Elbezone durch FRANKE & HOFFMANN (1999a, b) noch zahlreiche Unklarheiten, Probleme und
Schwierigkeiten hinsichtlich der Aussagen zur Gesamtstruktur und zur Genese.
Indem die Bruchstruktur des „Südlichen Elbelineaments“ unterschiedliche variszische Krusteneinheiten quert, erfolgte ihre Anlage „daher offensichtlich erst nach den variszischen Kollisionsprozessen in spätvariszischer Zeit“.
Die Analyse der sogenannten „Fränkischen Linie“ hinsichtlich ihrer zeitlich geordneten strukturellen Entwicklung als einer Bruchzone im Raum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen
und der Süddeutschen Großscholle gestaltet sich ähnlich kompliziert und lässt sich nicht
widerspruchsfrei darstellen. Im Gegensatz zu bisherigen Vorstellungen wird ihre Genese eng
mit derjenigen des „Bayerischen Pfahl“-Systems verknüpft.
Ausgehend vom bruchtektonischen Grundmuster im Thüringer Wald und dessen engerem
Umfeld werden mehrere um WNW-ESE streichende und räumlich eng miteinander verbundene Störungsgruppen gedanklich als eine in der geologischen Vergangenheit einheitliche
Linearstruktur aufgefasst. Als die von dieser Störungsgruppe dominierten Hauptstrukturen
sind von Ost nach West der Bayerische Wald, der Pfälzer Wald, der Thüringer Wald und mit
gewissen Einschränkungen der Teutoburger Wald zu nennen. Unter diesen Voraussetzungen hätte die ehemalige Pfahl-„Intraplattengeosutur“ eine Länge von etwa 600 - 700 km erreicht.
Die Proto-Pfahlstruktur wird als ehemalige Scherbruchlinie einer einheitlichen neoproterozoisch-cadomischen (Unter) Platte (Intraplattengeosutur) oder als Narbe konvergent kollidierender ?Mikroterranes angesehen.
Mit der ersten Version wäre eine relativ analoge bzw. konforme Entwicklung der beiden abgescherten Teilabschnitte, d. h. ein ± gleichgerichteter Aufbau variszischer Extensions- und
Akkumulationsstrukturen z. B. im Sinne von BANKWITZ , P. u. E. & KEMNITZ (1998) sowie
CONRAD et al. (1996) besser verständlich.
Die Letztgenannten diskutieren auch das von EDEL & WEBER (1995) bzw. EDEL et al.
(1996) entworfene Modell, das Kraichgau-Terrane als einen im Karbon in nordwestlicher
Richtung südlich der Fränkischen Linie um etwa 200 km verdrifteten Abschnitt des Bohemikums zu betrachten. In den zuerst genannten Zusammenhängen verständlicher, ließe sich
hier jedoch auch für das als „pop up“-Struktur gedeutete Kraichgau-Tauber-Terrane innerhalb der Süddeutschen Großscholle (CONRAD et al. 1996) eine ± äquivalente Struktur in
24
Form des bivergenten variszischen Kollisionsorogens im Raum der MitteldeutschBöhmischen Großscholle (KEMNITZ et al. 1999) aufzeigen.
Wenn in dieser Form reproduzierbar, kann die Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-HornburgElevation als Hinweis auf eine entlang dieses Systems reaktivierte Kollisionsnarbe gedeutet
werden, die ein über die trennende Zwischenschollen-Quersenke hinweg gleichartiges Verhalten in einem zumindest zeitweilig gemeinsam und gleichsinnig variszisch deformierten
Untergrund anzeigt.
Die Weiterentwicklung zum heutigen Bild lässt sich nur unter der Voraussetzung verstehen,
dass diese Proto-Bayerische Pfahl-Linie in einem sehr frühen Stadium, evtl. im Zeitraum des
höheren Kambrium bis zum ordovizischen Grenzzeitraum durch eine um NE-SW gerichtete
Scherung innerhalb der neoproterozoisch-cadomischen Platte in Teilabschnitte zerlegt worden ist. Die dabei erfolgte sinistrale Internrotation in SW-Richtung umfasst einen Winkel von
etwa 10° - 15°, wobei der Drehpunkt nach heutiger T opografie im Donauraum östlich Linz zu
liegen käme. Bei diesen Betrachtungen muss die gegenwärtige Position des eigentlichen
Bayerischen Pfahl-Komplexes ausgeblendet werden, der erst in einer späteren zweiten Phase um ± 330 Ma mit den Kollisions- und Subduktionsprozessen zwischen dem Saxothuringikum und Moldanubikum und der damit einhergehenden HT/MP-Metamorphose mit progressiver Duktilität in westlicher Richtung aus dem Verband der zerscherten Pfahllinie heraus
verschoben worden ist. Genetisch bildet damit der Pfahl-Komplex noch einen deutlichen Bestandteil der Böhmischen Masse (UNGER & SCHWARZMEIER 1987).
Diese bedeutende frühe, vermutlich bereits neoproterozoisch-cadomisch angelegte Bruchlinie hat sich im Verlaufe möglicher kaledonischer oder überwiegend sehr früher variszischer
Kompressions- und Scherprozesse als äußerst stabiler Grenzbereich - und im Entwicklungsverlauf das Zentrum mehrfacher prägnanter Queraufwölbungskomplexe (Mitteleuropäisches
Großschollenscharnier, ANDREAS 1988) - zum tragfähigen Gerüst einer den mitteleuropäischen Raum markant auf ± 700 km Länge in WNW-ESE-Richtung querenden Hochschollenstruktur entwickelt (Beil. 14, 15-1).
Das zeigt sich auch deutlich im Bereich der sogenannten Fränkischen Linie oder besser
Strukturzone, die auf das engste mit den Pfahl-Elementen verbunden ist und sich durch deren Stabilcharakter und Verknüpfung mit den jüngeren NE-SW-Strukturen als eine umgeprägte und in gewissem Sinne neuformierte Zwischenschollen- oder Neo-Pfahlstruktur
etabliert hat.
Die Problematik der Querstrukturen hinsichtlich ihrer Bedeutung und genetischen Zusammenhänge im kollisionsgeprägten Raum, bzw. ihre Rolle, die sie im Kollisionsprozess selbst
übernehmen, ist letztlich noch nicht zufriedenstellend geklärt.
- Asturische Kompression (±
± 305 Mio a) und postasturische Dekompression
Ausdruck der um die Wende Westfal/Stefan (± 305 Mio a) anzusiedelnden intensiven asturischen Querschollenkompression ist vermutlich eine um WNW-ESE/NW-SE orientierte
Morphostruktur, die als einen Teilabschnitt den Bereich des heutigen Thüringer Waldes einschließlich des nördlichen Vorlandes sowie dessen südliches Vorland umfasste.
Offensichtlich wurden die während der Dekompression und Entstapelung entwickelten flachen detachments, in welche das aus einer NW-SE bzw. WNW-ESE gerichteten Störungsfelderung bestehende Ausgleichs- bzw. Transformstörungssystem eingebunden war, als
Gleitflächen für den NE-SW gerichteten Schollentransport genutzt.
Diese Aussage stützt die Wahrscheinlichkeit einer Kulmination der Querschollenkompression
im Bereich der o. g. Randstörung beiderseits der Süddeutschen Großscholle, die bei diesem
Prozess beidseitigem Druck ausgesetzt war. Vorauszusetzen wäre eine sowohl von N/NE
als auch von S/SW her gerichtete Auf- und Überschiebung von Abschnitten bzw. Teilen der
25
angrenzenden Schollen auf den Randbereich der genannten Großscholle, die mit diesem
Vorgang verknüpft gewesen sein muss.
Die von der asturischen Querkompression durch weitreichende Auf- und Überschiebung gekennzeichnete Schollenfelderung unterbindet und deformiert zeitweilig den
NW-SE gerichteten Dekollisions- bzw. Extensionsprozess des durch die Hauptdeformation bzw. Hauptkompression (±
± 340 - 325 Mio a) entstandenen Krustenstapels.
NE-vergente steile Aufschiebungen im nordostbayerischen Strukturabschnitt der ZEV (frontal
ramp der KTB), sowie die N-vergente Aufschiebung der S-Flanke der Münchberger Gneismasse korrelieren mit analogen Steilaufschiebungen im Thüringer Wald und seinem Umfeld.
Diese Strukturelemente belegen die kompressiven Prozesse, denen möglicherweise, wie
während des „Thüringer Wald-Events“ deutlich, eine intensive Extension vorausgegangen
ist.
Die konform zum variszischen Orogen ausgerichteten Senken (auch als Tröge oder Halbgräben bezeichnet) der Saar-Nahe- und Saale-Unstrut-Subsidenzstrukturen lehnen sich östlich an die Tiefenstörungszone zwischen dem Rhenoherzynikum und der Mitteleuropäischen
Kristallinzone bzw. an die Tiefenstörung innerhalb der Letzteren an, die in ein SE-gerichtetes
System geneigter, tief- und flach lagernder detachments ausläuft.
Die genannten Senken bilden mit ihrer langgestreckten Ausbildung subparallel zur rhenoherzynischen Geosutur nach der abklingenden Querkompression die sich nunmehr erneut fortsetzende Dekollision in NW-SE-Richtung ab. Durch die ± gleichzeitig wirksame Dekompression der asturisch überprägten Querschollenfelderung in SW-NE-Richtung entwickeln sich
die Senken zentripetal zum Grenzraum zwischen der Süddeutschen und der MitteldeutschBöhmischen Großscholle, der als Riftgraben entwickelt ist. Darin bilden sich in mehreren
Formationen Endseen als Zeugnisse der Erosionsbasis der jeweils anliegenden Senken und
der Schutte der anerodierten umgrenzenden Riftschultern.
Die nachfolgende Entwicklung unterscheidet sich gravierend vom vorausgegangenen Ablauf
durch den Ausbau von langaushaltenden Störungs- und Strukturzonen, die den Grenzraum
zwischen den unterschiedlichen Baustufen des variszischen Kollisionsorogens diskonform
durchqueren.
Obwohl die dem Niveau Unterkruste-Oberer Mantel innewohnenden E-W-Extensionskräfte
sicher auch zum Abbau des Orogenstapels beigetragen haben, werden diese jetzt zum Ausgangspunkt einer Neuformierung des Krustenbildes.
Mit einer europaweit ausgedehnten Rift- bzw. Grabenfelderung ist die temporär eingegrenzte
variszische Kollisionsepisode abgeschlossen und eine langzeitige bzw. ständig periodisch
wirkende mantelgesteuerte Krustendehnung dominiert. Diese entwickelt nunmehr zunehmend ein eigenständiges rupturelles Inventar.
- Postasturische Extension
Der als fränkischer Event bezeichnete Beginn der postasturischen Extension bewirkte als
Dekompressions- und Entstapelungsvorgang im weitesten Umfeld des involvierten Reaktionsraumes der asturischen Querkompression nicht nur eine bruchtektonische Reaktivierung,
sondern, verbunden mit finalen Subduktionsprozessen, eine strukturelle Neuordnung. Über
einen Zeitraum von etwa 20 - 25 Mio a wurden diese Vorgänge von intensiver thermischer
Krusten-Remobilisation begleitet. Parallel dazu erfolgte ein episodenhafter Vulkanismus mit
hybriden, bimodalen, zunehmend sauren Laven und Palingeniten, deren Generierung im
Grenzraum zwischen der embryonalen Süddeutschen und Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle erfolgt ist. Eine Reihe von Kleinintrusionen im Verband der Scherzone und in den NS-Strukturen belegen eine Infiltration durch saure und basische Magmen (Zone GöttingenRuhla-Regensburg).
26
Die Demontage, d. h., die Entflechtung der kompressionsmechanisch verschweißten Süddeutschen und Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle umfasst einen Zeitraum von etwa 60
Mio a. Er beginnt mit der postasturischen Extension, setzt sich mit der „saalischen“ fort und
endet mit dem postthüringischen Extensionszeitraum (Zechsteiningression). Die nach dem
Entkopplungsprozess gewonnene bzw. zurückgewonnene autonome Beweglichkeit der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle ist durch die erneute Formierung der Creuzburg-RuhlaSchleusingen-Elevation an ihrem Südrand und der Eichsfeld-Altmark-Elevation am Westrand
sowie durch das weiträumige Absinken der Großscholle ab dem Zeitraum Zechstein-Trias
deutlich markiert (Beil. 15-4). Eine kritische Analyse der genannten ExtensionsKompressions-Prozesse erlaubt die Schlussfolgerung, dass sich diese im Verlauf des Abbaues des Kollisionsorogens mehrfach wiederholt haben.
- „Saalische“ Kompression (±
± 283 Mio a), „postsaalische“ Dekompression und Extension bzw. Thüringer Wald-(Extensions-Kompressions-)Event
Unabhängig von der Grabenbildung wird die präexistente NW-SE-Schollenfelderung in den
langanhaltenden Extensionsprozess eingebunden. Dieser umfasst, beginnend mit dem
intrastefanischen Event bis zur Unterbrechung durch die saalische Kompression, einen Zeitraum von ± 20 Mio a. Die aus diesem Prozess ableitbare Seitenverschiebung wird in ihrer
Wirksamkeit durch das querende Widerlager des Zentralsächsichen Lineaments mit der
Münchberger Gneismasse blockiert. Daraus resultierte eine im krustalen Raum anzusiedelnde Spannungs-Dehnungs-Beziehung (stress-strain relation) zwischen der UnterwerraFrankenwald-Querzone und der Bayerische Pfahl-Querzone (unter möglicher Einbeziehung
der Querzone des Donau-Randbruchs). Das Dehnungsparallelogramm dieser Kräftekonstellation entwickelte als Resultante die NNW-SSE streichende Thüringisch-Nordostbayerische
Scherzone, bzw. folgt diese mit einer spitzwinkligen Abweichung der „vorgeprägten“ Tiefendehnungsfuge des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes. Dieses quert sowohl das
präexistente Thüringisch-Fränkische Rift, als auch dessen kogenetische Strukturen, wie den
Thüringen-Mittelharz-Furrowgraben der hochoberkarbonisch-unterpermischen Entwicklung
im weiteren Umfeld des Thüringer Waldes.
Kennzeichnend für dieses System ist jedoch die gegenüber seitlichen Parallelverschiebungen vorherrschende Extensionsdynamik mit einer weiteren deutlichen Ausprägung des Grabencharakters sowie der fortschreitenden Absenkung der Akkumulationsstrukturen.
Im Zeitraum der Dekompressionsphase des abklingenden gravitativ und extensional in NWSE-Richtung gesteuerten Abbau- und Ausgleichsprozesses der variszischen Kollisionsstrukturen entwickeln sich erneut um NE-SW verlaufende Senken. An Tiefenstörungen gebundene Schwellen bzw. Elevationen begleiten die Senken in gleicher Richtung und vermitteln den
strukturellen Charakter einer „basin and range“-Landschaftsgliederung. Hier sind weiträumig
unter semiariden klimatischen Bedingungen, z. B. Sedimente mit lokalen Einschaltungen
eines sauer-basischen (intermediären) Vulkanismus (Rotterode-Formation) entwickelt.
Mit dieser deutlichen Entstapelungsetappe, der als letztes die Eisenach-Formation folgt, wird
auch das Gebiet westlich der Unstrut-Senke, d. h. westlich Erfurt, bis hin zur Mitteleuropäischen Geosutur in die regionale Dekollission einbezogen. Bis zu diesem Zeitraum sind die
SE-gerichteten extensionalen Kräfte an den der Mitteleuropäischen Geosutur östlich vorgelagerten Tiefenbruchstrukturen zum Ausgleich gekommen.
Damit ist der über lange Zeiträume als Erosionsgebiet und ohne nennenswerte Sedimentüberdeckung vorliegende Bereich westlich Erfurt, die Spessart-Rhön-Ruhla-Hochscholle
bzw. Elevation an der E-Flanke der Mitteleuropäischen Geosutur, in den Reaktionsraum der
Senkenbildung der Rotterode-Formation einbezogen. Möglicherweise lässt sich eine Aufreihung der Senken in NW-SE-Richtung, d. h. die Küllstedt-, Unstrut- und Thüringer WaldSenke entlang der Göttingen-Ruhla-Regensburg-Geosutur ableiten. Von ANDREAS & VO-
27
LAND (2011) werden auch Abschnitte des Profils der Elgersburg-Formation und der Bhrg.
Thüringen Süd 1/63 mit der Rotterode-Formation gleichgestellt.
Die tiefreichende Krustendehnung ermöglichte den diskonformen geschienten Umbau quer
zu vorhandenen Strukturen der Oberkruste und bewirkte syngenetisch die magmatogenen
und vulkanogenen Aktivitäten dieses Zeitraumes. Zugleich erfolgte die progressive Demontage der „verkeilten“ Großschollengrenze.
Als gleichzeitige Folge der Extensionsereignisse wird die Formierung der Westböhmischen
Scherzone als Resultante zur Transtension an der Bayerische Pfahl- bzw. DonauRandbruch-Querzone aufgefasst. Die gleichfalls durch finale Kollisionsdrücke innerhalb der
tieferodierten variszischen Terranecollage herbeigeführte „saalische“ Kompression bzw. der
Thüringer Wald-Event überpresste die entstandenen Strukturen, wobei die Grabeninhalte
einer Bruch- und Bruchfaltendeformation unterlagen und örtlich, wie z. B. im Thüringer Wald,
auf die südlich vorgelagerten Grabenschultern aufgeschoben worden sind. Ein markanter,
„postsaalischer“ sauer-basischer Subvulkanismus (Rhyolith, Mikrogabbro-Dolerit) folgte im
mittleren Thüringer Wald einer frühen, von Mantelbewegungen gesteuerten N-S-FurrowExtensionslinie und intrudierte eine „saalische“ Queraufwölbung.
- Thüringische Kompression (±
± 259 Mio a), postthüringische Dekompression und
Extension
Der „postsaalische“ Rotliegendzeitraum ist durch sehr große Schichtlücken zwischen den
hier einzuordnenden, jeweils diskordant auflagernden Sedimenten und Vulkaniten gekennzeichnet. Neben einer Dekompressionsphase, dem mutmaßlich ausklingenden gravitativ und
extensional gesteuerten Ausgleichsprozess der variszischen Kollisionen mit NE-SW achsialer Akkumulation, wie z. B. die der Rotterode-Formation, lässt sich erneut ein lang anhaltendes Extensionsstadium nachweisen, das mit einem Wechsel der Sedimentationsachse in NS-Richtung, d. h. einem Furrow-Mechanismus verknüpft ist (z. B. Unteres Konglomerat und
Sandstein der Tambach-Formation). Auch weist die NNW-SSE-Subsidenzachse äolischer
Oberrotliegendsedimente entlang der Linie Stockheim-Graben - Elgersburg-Sandstein - Altengottern-Sandstein - (Mühlhausen-Furrow-Senke) - Walkenried-Sandstein - (Ilfeld-FurrowSenke) auf die persistente Wirksamkeit des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes hin,
das sich zunehmend autark in der Oberkruste durchsetzt.
Eine geringfügige Morphogenbildung während der thüringischen Kompressionsphase im
Grenzzeitraum vor der Zechsteiningression zeigt letztmalig eine Verknüpfung mit fluviatilen
Konglomeraten, dem Grenzkonglomerat bzw. der Neuenhof-Formation diskonform und N-Sachsial quer zu den Sedimenten in einer WNW-ESE streichenden Grabenzone der Eisenach-Formation als Liegendes.
Riffbildungen und die Entwicklung im Zechstein 1 (Werra-Folge) bilden faziell den tektonischen Rahmen der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle ab, der sich, ausgehend von der
Ruhla-Schleusingen-Elevation, in der Eichsfeld-Altmark-Elevation fortsetzt, die sich ab diesem Zeitpunkt morphologisch entwickeln. Die persistente Wirksamkeit dieser Elevationen ist
ein Beleg für die Entkopplung des asturisch - und durch den Thüringer Wald-Event - überprägten krustalen Scharniers zwischen der Süddeutschen und der MitteldeutschBöhmischen Großscholle, die deren Eigenbeweglichkeit wieder ermöglicht.
Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament stellt ein wesentliches Element der tiefkrustalen Steuerung geologischer Prozesse im Grenzraum Thüringen-Böhmen und BayernFranken dar. Darauf deutet z. B. die Frankenalb-Furche bzw. -Tiefenlinie hin. Vor allem das
Um- bzw. Einbiegen der jurassischen Frankenalb in diese Extensionsfurche ist ein markantes Beispiel für deren langanhaltende Wirksamkeit als extensionstektonisch gesteuerte Akkumulationsstruktur. Die markante Grenzlinie gliedert weiterhin noch den kretazischpaläogenen Basaltvulkanismus diskonform zur geologischen Oberflächengliederung in einen
nördlichen und einen südlichen Eruptionsraum. Gleichermaßen wird ein durch intensive
28
Salzstockbildung gekennzeichneter norddeutscher Raum von einem nahezu salzstockfreien
südlichen Abschnitt getrennt.
Die fortwährende Extension bewirkt eine krustale Prädisposition für den Fluid- und Gastransport, der zur im Oberrotliegendzeitraum beginnenden Spatlagerstättenbildung vom Richelsdorfer Gebirge im NW, über den Thüringer Wald bis zum ostbayerischen Raum im SE
geführt hat. Analog ist die gesamte Struktur auch gegenwärtig noch deutlich als „Bäderlinie“
identifizierbar.
Es ist nicht auszuschließen, dass sich die extensionale Dehnungsbeanspruchung der Oberen Kruste entlang der NNW-SSE-Tiefenlinie auch noch in Prozessen jüngerer geologischer
Vergangenheit und in der Gegenwart zeigt, so z. B. durch die Intensivierung von Karst- bzw.
Auslaugungsprozessen im Bereich linearer Bruchelemente bzw. im Umfeld von Bruchelementen im Aktionsraum der Extensionslineare.
29
III.
Vorbemerkungen
Wiederholt sind die Profile tiefer Bohrungen in Thüringen in Abhängigkeit von ihrer wirtschaftlichen und wissenschaftlichen Zielstellung sowie der strukturellen, lithofaziellen und
stratigraphischen Position zusammengefasst dargestellt worden.
Von Relevanz sind auch Bewertungen von Bohrprofilen, die mit ihrer Aussage Gebiete berühren, die eine die Landesgrenzen übergreifende Diskussion erforderlich gemacht hat. Im
gleichen Zusammenhang wurde untersucht, inwieweit Profile von um die Jahrhundertwende
(19./20.) geteuften Altbohrungen in eine Neukonzeption sinnvoll eingebunden werden können.
Nachfolgend sind die bedeutsamsten Zusammenstellungen und Bewertungen genannt, ohne
die Vielzahl der Publikationen von Einzelprofilen etc. einzubeziehen:
BEHR (1966), BEHR et al. (1992), BROSIN (1971), DEUBEL (1959/60), DIETRICH (1959,
1967), DILL (1990), HAUNSCHILD in FREUDENBERGER et al. (1996), HESS von WICHDORFF & GOTHAN (1926), JUDERSLEBEN (1972), JUNGWIRTH (1969), KATZUNG
(1964), KÄSTNER (1969), KULICK et.al (1984), LEITZ (1976), LÜTZNER (1969), LÜTZNER
et al. (2010), MICHAEL (1971), PAUL (1999), REH (1954), ROHRMÜLLER & STETTNER
(1994), SCHRÖDER, B. (1988), SEIFERT (1972), STAMM & GOERLICH (1987), TRUSHEIM (1964), WUNDERLICH (1988), ANDREAS et al.(1974, 1998), ANDREAS (2009),
ANDREAS & LÜTZNER (2009).
In dieser Arbeit sind nur die Bohrungen erfasst, die für eine Darstellung der StefanUnterperm/Rotliegendentwicklung des Thüringer Waldes und seiner nördlichen und südlichen Umgebung von Interesse sind. Neben kurzen Beschreibungen sind die Profile auch
graphisch dargestellt und in ihrer Beziehung zueinander durch geologische Schnitte verknüpft. Besonderer Wert wird den tiefen Kartierungsbohrungen zugemessen, die in ihrer Gesamtheit nahezu vollständig das Thüringer Wald-Profil lithostratigraphisch repräsentieren.
Inhaltlich berücksichtigt, jedoch ohne Darstellung, sind noch Bohrprofile im östlichen Thüringer Wald, im Bereich der Möhrenbach- und Georgenthal-Formation (z. B. ANDREAS et al.
1961; Bericht), die sich ebenfalls in Vorbereitung zur Publikation befinden.
Mit aufgenommen wurden auch diejenigen Profile der Bohrungen des Stockheim-Grabens,
die das Unterperm/Rotliegendprofil vollständig bis zum Erreichen des Grundgebirges oder
nahezu bis zur Untergrenze durchteuft haben.
In dieser Arbeit werden erstmalig vollständig die Profile der im Thüringer Wald geteuften,
Forschungs- bzw. Kartierungsbohrungen zusammengestellt, deren Bearbeitung bisher nicht
zum Abschluss gekommen war. Die jeweiligen Bearbeiter sind im Vorspann der Schichtenverzeichnisse angegeben.
Insgesamt sind 54 Bohrprofile in ihrer räumlichen Position und hinsichtlich ihrer Profilumfänge in die Bearbeitung einbezogen. 36 Profile sind in Übersichtsschichtenverzeichnissen dargestellt, und bei 18 Bohrprofilen wird auf die Publikationen verwiesen, die eine entsprechende Profildarstellung enthalten (Tab. 1, Beil. 1-10).
Während einige Profile von Forschungsbohrungen bereits mehrfach in thematisch unterschiedlichen Publikationen dargestellt sind, so z. B. die Bohrung Ohrdruf 1/61 bei Georgenthal, liegen von anderen Bohrungen, z. B. Finsterbergen 1/62 und Fischbach 1/61, bisher nur
weniger umfangreiche Informationen vor. Auch werden widersprüchliche Interpretationen von
Profilen, z. B. das der Bohrung Scharfe Hög 2/61, diskutiert und dem neueren Kenntnisstand
angeglichene Profilbewertungen, z. B. der Bohrungen Oberhof 1/62 und Struth-Helmershof
1/62, dargestellt.
Neben einer nochmaligen Überprüfung des lithostratigraphischen Gesamtprofils und dessen
Einbindung in ein überregionales Entwicklungsbild, rückten mit dem Fortschreiten der Arbeiten zunehmend die variszisch angelegten Wurzeln der permokarbonischen Strukturen, ins-
30
Struktureinheit
Literaturquelle
Durchteufte Schichtenfolge
Bohrung
Oberrotliegend u.
Zechstein
Sprötau 3/63
Unstrut - Saale - Neudietendorf 3/62
Senke
Krahnberg 3/64
Stefan
(W-St)
Unterrotliegend
Z
PR
Z
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Z
PR
BROSIN (1971) u.
SCHNEIDER et al.
(2001)
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Gotha 1/63
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ruG
ruM
ruI
´GD
Ohrdruf 1/61
Winterstein 1/61
Fischbach 1/61
Fischbach 1/94
Winterstein 4501/71
Thüringer
WaldRiftgrabenSenke
(nicht in das
Schichtenverzeichnis aufgenommene
Bohrungen)
Dinant
und
älter
Z
Tabarz 1/62
Finsterbergen 1/62
Schnellbach 1/62
Scharfe Hög 2/61
Struth Helmershof 1/62
Oberhof 1/62
Zella-Mehlis 1/64
Manebach 5a/48
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Manebach 4/48
ThüringenMittelharzFurrow
ThüringischFränkische
Riftzone
CreuzburgRuhlaSchleusingenElevation
SchönbrunnSchalkauElevation
Stockheim Weiden Graben
Z
Z
Wipfra 1/62
Wipfra 2/63
Metzels 1/64
Dreisbach 1/63
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´GD
Z
Z
Z
Schleusingen 4/64
Themar 1/63
Thüringen Süd 1/63
Bad Kissingen
cbV
Z
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Z
TRUSHEIM (1964)
Rannungen 1/56
Bad Colberg 1994
Z
Staffelstein 1/75
Mürsbach
Eltmann
Elisabeth 1
Küllstedt 2/66
Z
´GD
TRUSHEIM (1964)
HECHT (1999)
GUDDEN (1977)
TRUSHEIM (1964)
DIETRICH (1966)
BROSIN (1971)
Buchenau A6/40
Liebenstein 1917
Liebenstein 1951
Schweina IV
Schleusingen 1/63
Schleusingen 3/64
Z
Döhlau 1/63
Döhlau 2/64
Mittelberg 1907
Obernsees
Z
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RICHTER (1941)
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oGG
oGG
Z
Z
REH (1954)
REH (1954)
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Z
Stockheim 1/38
Stockheim 2/38
Neuh. Schierschn. 1/58
Neuh. Schierschn. 2/58
2613/78
PR
GUDDEN (1985)
cd
cd
cd
cd
2615/78
Rhön-RuhlaLangensalzaElevation
Oberkatz 1/63
Z
PR
KÄSTNER (1995)
Mechterstädt 1/62
Z
PR
BROSIN (1971)
Nentershausen 1862
NentershausenEisenachGraben
Federkopf (±) 1849
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KULICK et al.
(1984), MOTZKANÖHRING (1987)
SENFT (1858)
Tabelle 1:
Verzeichnis thematisch relevanter Bohrungen im Raum des Thüringer Waldes und seiner Vorländer
(Lage der Bohrungen vgl. Beil. 1).
besondere die prä- oder frühvariszisch geprägte, frühkollisional zerscherte Intraplatten- oder
Schollengrenze vom Typ Bayerischer Pfahl und ihrer Äquivalente in den Fokus der Untersuchungen.
Vor allem aber konnte ein tektono-magmatisches Tiefenlineament hinsichtlich seines vom
Bereich Unterkruste-Oberer Mantel ausgehenden Wirkungsgrades und seiner Einflussnahme
auf die geologischen Prozesse des Zeitraumes höheres Siles-Unterperm einer ersten Aufklärung unterzogen werden.
Die strukturelle Ausformung dieser unmittelbar das Gebiet des Thüringer Waldes spießwinklig querenden Linearstruktur Bremen-Göttingen-Ruhla-Regensburg, eine mutmaßliche variszisch aktivierte Intraplattenstruktur, ist außerhalb dieses Raumes überwiegend von jüngeren
Ablagerungen überdeckt. Im Rotliegendzeitraum hat sie unter Aktivierung und Einbeziehung
einer offenkundig präexistenten Schollenfelderung bereits früh zur Konstruktion des heutigen
geologischen Bildes vom Thüringer Wald beigetragen (Beil. 16).
Wiederholt haben z. B. SCHRÖDER, B. et al. (1992), PETEREK & SCHRÖDER (1995) und
PETEREK et al. (1996a, b) unabhängig von eigenen Beiträgen zum Thema, eine Weiterführung der Arbeiten zum Sachverhalt der spätvariszischen und jüngeren geologischen Entwicklung im Grenzraum zwischen der Süddeutschen und der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle, insbesondere zum Problem der strukturellen Herausbildung der sog. „Fränkischen
Linie“ gefordert, zu dessen Klärung im thüringischen Raum hiermit ebenfalls beigetragen
wird.
In die Darstellungen zur Stratigraphie von Deutschland - Oberkarbon (ANDREAS et al. 2005)
und Perm (LÜTZNER et al. i. V. 2011) haben bereits Teilergebnisse dieser Arbeit zu Problemen der tektonischen Entwicklung und zur Lithostratigraphie Eingang gefunden bzw. sind
dort zur Diskussion gestellt. Auch sind Zwischenergebnisse einschließlich bedeutsamer Arbeitsergebnisse der nachgenannten Kollegen in Form von mehreren Vorträgen und Postern
im Rahmen von Tagungsveranstaltungen, zum Teil mit den Herren Prof. Dr. H. Lützner, Prof.
Dr. J. Schneider, Prof. Dr. B. Voland, Dr. J. Wunderlich und Dr. J. Jungwirth publiziert.
Die Anregung zur Anfertigung dieser Arbeit durch die Herren Prof. Dr. J. Schneider (Freiberg), Dr. J. Wunderlich (Weimar) und Dr. J. Jungwirth (Jena) habe ich seinerzeit dankbar,
aber ohne Argwohn und Abwägung des Kommenden entgegen genommen.
31
1.
Die kollisional angelegte Segmentierung des variszischen Grundgebirges partielle strukturelle Vorzeichnung für die Permokarbonentwicklung in Mitteleuropa
1.1.
Das variszische Grundgebirge als prä-permokarbonischer Untergrund im
Grenzraum der Süddeutsch-Vindelizischen zur Mitteldeutsch-Böhmischen
Großscholle
Der Mittelgebirgszug des heutigen Thüringer Waldes befindet sich hinsichtlich seiner geologischen Position am NW-Rand des Saxothuringikums i. w. S.1 als möglicher ehemaliger Bestandteil der Armoricanischen Terranecollage des variszischen Grundgebirges (Abb.1). Dieser Begriff bezeichnet ein durch die variszische orogene Kollision tektonisch zusammengefügtes Terrane- oder Mikroplattenfeld, das im Zeitraum Neoproterozoikum-Ordovizium dem
Superkontinent Gondwana auf der südlichen Hemisphäre zugeordnet wird (BACHTADSE et
al. 1995, TAIT et al. 1997, 1998).
Eine Zusammenstellung der Entwicklungsabschnitte des Thüringer Waldes als einem Teilelement des im Verlauf des Oberkarbon-Unterperm-Zeitraumes ausgestalteten Strukturgefüges im mitteleuropäischen Umfeld macht in kurzer Form eine grundsätzliche Einbeziehung
und Diskussion der räumlich verknüpften variszischen Hauptstrukturelemente als Ausgangspunkt und Betrachtungsgrundlage zur Voraussetzung, wobei neue bzw. ergänzende Vorstellungen zur Gestaltung des Grenzraumes zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der
Süddeutschen Großscholle einbezogen werden.
Den Untergrund des westlichen Anteils der Thüringer Wald-Struktur bildet die sogenannte
Mitteleuropäische Kristallinzone (KOPP & BANKWITZ 2003), ein heterogen aufgebauter
Abb. 1: Spät-synkollisionale Quersegmentierung des variszischen Gebirges im mitteldeutsch-süddeutschen Raum - eine Übersichtsskizze.
Neben den klassischen, von KOSSMAT (1927) geprägten Namen für die SW-NE-Bauteile des variszischen
Gebirges in Mitteleuropa werden auch die modernen Bezeichnungen für die variszisch akkretionierten
Terranes verwendet (Rhenohercynikum = East Avalonia, Armoricanische Terranecollage = Saxothuringikum +
Moldanubikum). Zum Saxothuringikum i. w. S. gehören die tektonisch heterogen zusammengesetzte
Mitteldeutsche Kristallinzone und das Saxothuringikum i. e. S. oder Saxothuringia. Für das Moldanubikum mit
dem Tepla-Barrandium wird auch der Begriff Perunica gebraucht.
(nach KÖLBEL 1954, KATZUNG & EHMKE 1993, W. FRANKE 1995, LINNEMANN & BUSCHMANN 1995,
EDEL et al.1995, CONRAD et al. 1996, DOBEN et al. 1997, BANKWITZ et al. 1998, LINNEMANN et al. 1999,
D. FRANKE & HOFFMANN 1999a,b, KEMNITZ et al. 1999)
Subvariszikum
East Avalonia
(Rhenohercynikum)
Armoricanische Terranecollage
Saxothuringikum i. w. S.
Moldanubikum (Perunica)
1
3
5
7
9
2
4
6
8
10
Subvariszikum 1 - Nördliches Vorland, 2 - Saumsenke;
East Avalonia 3 - Rhenohercynikum, 4 - Nördliche Phyllitzone;
Armoricanische Terranecollage 5 - Mitteldeutsche Kristallinzone, 6 - Riftzone von Vesser, 7 - Saxolugische
Domäne, 8 - Saxothuringische Domäne, 9 - Barrandium und Äquivalente, 10 - Moldanubikum;
(G.-R.-R.-L. - Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament, A - Querzone Dankmarshausen-Fränkische Linie,
B - Thüringische Granitlinie, C - Fichtelnaab-Querzone, QZ - Querzone, Pfeile - spät-synkollisionaler Bewegungssinn an den Querzonen).
1
Saxothuringikum i. w. S. bezeichnet die Saxothuringische Zone sensu KOSSMAT (1927), die sich
aus der Mitteleuropäischen Kristallinzone und dem Saxothuringikum i. e. S. (Saxothuringia) zusammensetzt.
32
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33
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N
Krustenstreifen am nordwestlichen Außenrand des Saxothuringikums i. w. S.. Er beinhaltet in
einem nordwestlichen Randstreifen hochgradig metamorphe kambro-silurische Baueinheiten
mit eventuellen neoproterozoischen Anteilen, die als stark deformierte Reste einer silurischen Inselbogen-Konfiguration identifiziert wurden (Abb. 2; ZEH 1996, ZEH & WILL 2010).
Die radiometrischen Alter der intermediär-sauren, als Orthogneise vorliegenden Inselbogenmagmatite streuen zwischen Silur und Unterdevon (425...398 Mio a, Abb. 3, BRÄTZ & ZEH
1999, BRÄTZ 2000, WUNDERLICH & ZEH 2001a, ZEH & WUNDERLICH 2002). Sie grenzen im Nordwesten mit einer SE-vergenten Überschiebung an stark deformierte Phyllitserien
der Nördlichen Phyllitzone (Wippra- und Eigenrieden-Gruppe, WUNDERLICH 2001), die zur
nordwestlich benachbarten „east-avalonian“ oder rhenoherzynischen Mikroplatte gehört
(KATZUNG & EHMKE 1993). Der Zentralteil der Mitteleuropäischen Kristallinzone baut sich
überwiegend aus intermediären bis sauren, spät- bis postkinematischen Magmatitkomplexen
mit vorwiegend unterkarbonischen Intrusionsaltern auf (BEHR 1966, WUNDERLICH & ZEH
2001b).
Nach KOPP & BANKWITZ, P. (2003) zeichnet die Mitteleuropäische Kristallinzone als
Grenzbereich des Saxothuringikums zum Rhenoherzynikum die Nordgrenze des variszischen Kollisionsrandes nach. Sie bildet in einem in sich abgeschlossenen und frühkonsolidierten Massiv ein paläogeographisches Trennelement (variszische Hauptscheitelzone) zwischen den geringer metamorphen nordwestvergenten Einheiten des Rhenoherzynikums und
den südostvergenten, anchimetamorph bis grünschieferfaziellen Einheiten des Saxothuringikums.
Nach CONRAD (1995) zeigen die oberflächennahen gravimetrischen Strukturen oder Anomalien der LINSSER-Indikationen auffälligerweise keine zur Kristallinzone parallel streichenden Elemente. Auch zeichnen sich keine basischen Intrusionen bzw. obduzierte basische
Komplexe ab. Nur bei den oberflächennahen Strukturen lassen sich schwache Beziehungen
zwischen den Bouguer-Schwereanomalien und der Oberflächengeologie herstellen.
Die südöstlich anschließende Saxothuringische Zone i.e.S. (Saxothuringia) besteht hingegen aus einer SE-vergent gefalteten, schwach- bis nicht metamorphen, sedimentärvulkanogenen Abfolge, die das Kambrium bis hohe Unterkarbon umfasst und mit lokalen
Schichtlücken (540...530 Mio a und 500...490 Mio a, LINNEMANN & ROMER 2001, LÜTZNER et al. 2001) und Diskordanzen im Kambro-Ordovizium auf partiell cadomisch vorkonsolidiertem, neoproterozoischen Fundament abgelagert wurde (LINNEMANN & BUSCHMANN
1995a, b, LINNEMANN et al. 1999).
Abb. 2: Das präsilesische Grundgebirge im thüringischen Raum (nach ZEH & W UNDERLICH
2002).
East Avalonia (Rhenohercynikum) 1 - Grauwacken und Tonschiefer der Gießen-Südharz-Decke, 2 Nördliche Phyllitzone Phyllite und Serizit-Phyllite (Eigenrieden-Gruppe), 3 - Serizit-(Granat)-Phyllonite
(?Mechterstädt-/ Eigenrieden-Gruppe), punktiert: Albitblastese und Albit-Serizit-(Granat)-Gneise, 4 Nördliche Phyllitzone Phyllite und Quarzite (Wippra-Gruppe);
Armoricanische Terranecollage, Mitteldeutsche Kristallinzone 5 - Mechterstädt-Gruppe (Kambrosilur),
6 - Krahnberg-Gruppe (Vendium-Kambrium), 7 - Obermehler-Gruppe (?Kambrium), 8 - syn- bis spätkinematische Anatexit-Granitoide Typ Sömmerda-Bärenköpfe, 9 - Thüringer Hauptgranitmassiv;
Saxothuringikum i. e. S. 10 - Vesser-Zone (Kambrium), 11 - NW-Flanke Schwarzburger Antiklinorium
(Kambroordoviz), 12 - Katzhütte-Gruppe (Oberproterozoikum), 13 - SE-Flanke Schwarzburger Antiklinorium und Bergaer Antiklinorium (Kambrodevon), 14 - Ziegenrück-Teuschnitzer Synklinorium (Dinant), 15 - Granit von Zeitz-Weißenfels (postcadomisch-kambrisch);
16 - Grundgebirgsausstrich; 17 - Thüringer Granitlinie; 18 - schematisierter Verlauf des GöttingenRuhla-Regensburg-Lineamentes.
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In diese Abfolge sind kambrische (postcadomisch 555 - 530 Mio a, RÖBER et al. 1998, LINNEMANN et al. 1999, LINNEMANN & ROMER 2001), ordovizische (490 - 480 Mio a,
GEHMLICH et al. 1997a, LÜTZNER et al. 2001) und oberdevonische (375 - 360 Mio a,
GEHMLICH et al. 1997b, GEHMLICH et al. 1998) Meta-Granitoide und Rhyolithoide intrudiert (vgl. Abb. 3). Ein südöstlicher Randstreifen setzt sich aus wenig metamorphen, jedoch
stark deformierten, sedimentär-vulkanogenen Relikten eines kambrischen Riftsystems mit
Magmatitaltern um 500 Mio a zusammen (Südliche Phyllitzone der Mitteldeutschen Kristallinzone bzw. Zone von Vesser; BANKWITZ et al. 1990, 1994, 1999, KEMNITZ et al. 1999).
Spezifische Probleme der Untergliederung der sich östlich anschließenden Moldanubischen
Region, d. h. die Bereiche des Bohemikums und des moldanubischen Terranes, des Moldanubikums s. str., und ihrer Abgrenzung voneinander sind gegenwärtig noch in Diskussion, z. B. ROHRMÜLLER et.al in FREUDENBERGER & SCHWERD (1996) bzw. ist auf die
im Zusammenhang mit dem Abteufen der KTB erfolgte Diskussion des geologischen Umfeldes z. B. BEHR et al. (1992), HIRSCHMANN (1994) und ZULAUF & DUYSTER (1997) zu
verweisen. Die Gesteine sind durch eine mehrphasige Metamorphoseentwicklung geprägt,
wobei die Niederdruckmetamorphose um 320 - 325 Mio a mit der des Saxothuringikums,
zeitlich gleichfalls um 320 Mio a, korrelieren soll.
Als allochthone Relikte eines ehemaligen überschobenen Deckenstapels werden die
Münchberger Gneismasse, die Zone von Tepla-Taus und die Gesteine der Zone von Erbendorf-Vohenstrauß gesehen, wobei letztere von der KTB Windischeschenbach aufgeschlossen worden sind.
Neben der Auffassung über lange N-S-Transportwege der allochthonen Einheiten bzw. plausibler vorstellbar - Auf- und Überschiebungen in westlicher Richtung, sollte erneut die
Frage von N-S gerichteten randlichen Aufschiebungen im Bereich der ehemaligen WNWESE-Großschollengrenze im Rahmen der Hauptkompressionsphase im Visé gesehen werden.
Von besonderem Interesse ist die Ausgestaltung des präoberpermischen bzw. des prätriadischen Untergrundes der Südwestdeutschen Großscholle i. S. von CARLÉ (1955), die wiederholt von verschiedenen Autoren mit einer ähnlichen, mehrfach variierenden Bezeichnung
benannt worden ist.
Durch zunehmend diffizilere Untersuchungen ist der Aufbau der Bruchschollenfelderung in
seinen Grundzügen geklärt, wozu vor allem geophysikalische Untersuchungen, Kartierung
und technische Tiefenaufschlüsse beigetragen haben. Vor allem mittels gravimetrischer und
seismischer Methodenkomplexe sowie durch tiefe Bohrungen wurde der Kenntnisstand der
Grundgebirgsgeologie wesentlich erweitert. Als Ausgangspunkte einer vergleichenden Interpretation werden zunehmend die Ergebnisse geologischer Untersuchungen der randlich an
die Großscholle anschließenden Bereiche der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle, der
den Rheintal-Graben begleitenden Einheiten des Schwarzwaldes, der Vogesen, des Odenwaldes und Spessarts sowie das alpidisch überprägte Grundgebirge herangezogen.
Durch CONRAD et al. (1996) sind die methodisch mittels der LINSSER-Filterung gewonnenen geologisch relevanten Ergebnisse gravimetrischer Untersuchungen zusammengefasst.
Im Allgemeinen wird ein Unterbau angenommen, dessen regionale Gliederung grundzüglich
mit derjenigen der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle übereinstimmt und in etwa ausgehend von den randlichen Grundgebirgsanschnitten über die Süddeutsche Großscholle hinweg verfolgt wird. Ein Problem ist durch die Diskussion um das sog. Tauber-Schwerehoch
entstanden, dass von EDEL et al. (1996) als eine aus spätproterozoischen und früh-bis mittelpaläozoischen Einheiten bestehende 15 - 18 km mächtige Gesteinsplatte interpretiert wird.
Dieses cadomische Tauber-Terrane wird mit dem Böhmischen Terrane verglichen und eine
Drift bzw. Verschiebung an einer allgemein NW gerichteten dextralen „Bavarian-Franconian
wrench-zone“ postuliert.
36
Abb. 3: Erste Anlagen von Querstrukturen im variszischen Gebirgsbau des thüringischen
Teils der armoricanischen Terranecollage während des frühen Kollisionsstadiums im tiefen
Oberdevon.
nach SCHOLTZ (1930), BRINKMANN (1948), SCHÖNENBERG (1952), SCHROEDER (1958), H.
WIEFEL (1976, 1998), ZEH (1996), WUCHER (1997, 1998), ONCKEN (1997), BANKWITZ et
al.(1998); Altersdaten nach GEHMLICH et al. (1997), KEMNITZ et al. (1997), HUCKRIEDE et al.
(1998), LINNEMANN et al. (1999), RÖBER et al. (1998), BRÄTZ & ZEH (1999).
37
Nach dieser Idee würde sich die Grenze zwischen Saxothuringikum und Moldanubikum in
den westlichen Randbereich des Tauber-Hochs verschieben.
CONRAD (1996) bevorzugt, auch unter Berücksichtigung von BANKWITZ et al.(1994), die
Vorstellung einer gerichteten Fortsetzung der Strukturen des Saxothuringikums aus dem
Raum der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle heraus nach SW.
Die gemeinsame variszische Deformation und damit das Zusammenschweißen dieser Krustenschollen unterschiedlicher geotektonischer Provenienz vollzog sich als mehrphasiger
kompressiver Kollisionsvorgang über einen initialen Zeitraum von etwa 100 Mio a vom Oberdevon („reußische und bretonische Einengung“) bis zum hohen Unterkarbon („sudetische
Bewegungen“). Letztendlich bis in den Zeitraum des Oberkarbon und Unterperm (Untere
Dyas) folgten unter deutlich veränderten geotektonischen Bedingungen, d. h., einer markanten Querschollengliederung, in einer zweiten Etappe mit langaushaltender Extension und
phasenhafter, mit tiefreichenden Schersystemen verbundener Kompression, erzgebirgische,
asturische, intrastefanische (fränkische), „saalische“ und mosbacher kompressive Ereignisse
(Events). In der Entwicklung des Thüringer Waldes lassen sich Abfolgen definieren, die etwa
einen Zeitraum von ± 50 Mio a umfassen. Die einzelnen Terranes des variszischen Mobilgürtels sollen gegen die damaligen Nordkontinente Laurentia und Baltica geschoben worden
sein. Zwischen Saxothuringikum und Rhenoherzynikum (East-Avalonia) wird dabei eine
Subduktionszone angenommen, an der rhenoherzynische Kruste unter saxothuringische
Kruste abtaucht (ZEH 1996, ZEH & WUNDERLICH 2002). Die Mitteleuropäische Kristallinzone als Außenrand der Armoricanischen Terranecollage soll durch die Obduktion auf rhenoherzynische Kruste in einem möglicherweise sich deutlicher als selbständige Phase abhebenden Prozess früher konsolidiert worden sein als die südöstlich folgenden Bauteile. Die als
strike-slip-Sutur entwickelte tektonische Spur der frühvariszischen Subduktionszone als dem
ehemaligen Außenrand der Saxothuringischen Oberplatte bezeichnen KATZUNG & EHMKE
(1993) als Mitteleuropäische Geosutur.
Vorstellungen und das Verständnis für den angedachten Beginn sowie die Prozessabfolge
im Untersuchungsgebiet lassen sich durch die vielseitigen Darstellungen von STAMPFLI, v.
RAUMER, & BOREL (2002: 276 und Fig. 4E, 320 Mio a) gewinnen, die im Zeitraum des tieferen Oberkarbon von einer Kontinent-Kontinent-Kollision in westlicher Richtung ausgehen,
„where the accreted terranes - (Armorikanische Terranecollage - AN); - got squeezed“.
Nach ZIEGLER und ZIEGLER et al. (1995) in ZULAUF & DUYSTER (1997) „in continental
cratons, horizontal compressional stresses can be transmitted over very long distances, and
related intraplate deformations may appear up to 1600 km away from a collisional front“.
Die genannten Vorstellungen erhärten die angedachte Möglichkeit einer kompressiven, im
erweiterten Sinne einer „querkollisionalen schiefen“ Konfrontation von Teilsegmenten
(-platten) eines Terranes auf Grund der von scherend einengenden Begegnungen in der
Armorikanischen Terranecollage ausgehenden Bewegungsimpulsen.
BRAUSE (1996) nimmt eine Pangäakonfiguration dergestalt an, dass im südlichen Mitteleuropa ein Terrane- bzw. Altbauschollenfeld, d. h., vor allem auch die Süddeutsche Großscholle und die Böhmische Masse i. e. S., in die von S nach N gerichtete herzynische Kompression einbezogen worden ist. Dabei kam es im Gesamtraum zu noch unzusammenhängend auf
Teilzonen beschränkte, kompressiv verursachte Hochdruck-Hochtemperatur-Reaktionen mit
frühvariszischen, radiometrischen devonischen Altersdaten um 380 und 360 Mio a unmittelbar zwischen dem präexistenten Schollenaltbestand. In diesem Zusammenhang sei die Vorstellung eines größeren und tiefreichenden proterozoischen bis frühpaläozoischen Troges
von herausragendem Interesse, dessen überraschende Dimensionen durch das Profil der
KTB-Bohrung erhellt worden ist.
Durch Kompression verursachte steilachsige Faltung des Trograumes im Grenzbereich zwischen der Böhmischen Masse im NE und der Vindelizischen Masse (Süddeutsche Großscholle) im SW, gepaart mit einem wiederholten Scherungsprozess mehr oder weniger deut-
38
lich definierbarer Größenordnung (BANKWITZ et al. 1995) und schwer zuordenbaren Alters
charakterisieren eine dominierende mögliche Altbau- bzw. Unterbau-Blockfuge. Nach den
geochemischen Ergebnissen von OKRUSCH et al. (1990) schließt BRAUSE auf weit ausgedehnte Aufstiegsspalten bis zum Kruste-Mantel-Grenzniveau, die den Metabasitvorkommen
entlang des Südrandes der Böhmischen Masse starken Manteleinfluss aufgeprägt haben.
Nach KRONER & HAHN bzw. KRONER et al. (in LINNEMANN edt. 2004) ist die Modellvorstellung vieler kleiner kollidierender Terranes nicht zwingend und alle Prozesse lassen sich
mit einer mehr oder weniger einheitlichen Lithosphärenplatte erklären. Unabhängig vom
jeweiligen Metamorphosegrad sind im Saxothuringikum alle Einheiten von einem kontinentalen Krustentyp - cadomisches basement und altpaläozoische Überlagerung geprägt. Das Saxothuringikum wird hier nicht als ein selbständig driftendes Terrane bzw.
eine Mikroplatte betrachtet, sondern als Teil von Gondwana, der im Zeitraum des Karbons in
die Herausbildung von Pangäa eingebunden worden ist. In diesem Zusammenhang gewinnt
die genetische Konzeption des Tauber-Terranes, das nach EDEL et al. (1996) eine vergleichbare Struktur darstellt, erneut an Interesse, ohne dass eine langgestreckte SE-NWVerschiebung postuliert werden müsste.
Als ein neues Element für die Bewertung der initialen strukturellen Entwicklung des Zeitraumes vom Oberkarbon zum Rotliegenden werden die markanten WNW-ESE streichenden
Bruchstrukturen betrachtet, die mit dem ostbayerischen Pfahl-Störungssystem und dessen Begleitelementen in einen neu angedachten genetischen Zusammenhang gebracht werden und in streichender Fortsetzung als das frühvariszisch (?prävariszisch) bereits wirksame
Teilelement eines ehemals zusammenhängenden Intraplattenlineamentes bzw. als Bruchsystem die konvergente Schollenrandstruktur der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle
gegenüber der südwestlich anliegenden Süddeutschen Großscholle gebildet haben.
Diese u. U. über mehr als 600 Mio a überlieferte stabile bruchtektonische Konfiguration des
cadomisch-neoproterozoischen Krustensegments ist prägender Bestandteil des elementaren
Gerüstes der Bildungen des hohen Oberkarbons und Rotliegend im Raum des Thüringer
Waldes, das auch heute noch eindeutig als dessen tektonisches Grundmuster erkennbar ist
(Beil. 16).
Erst aus der Sicht dieses Sachverhaltes lässt sich die angezeigte Konvergenz ableiten und
es ist davon auszugehen, dass die bemerkenswert stabile Intraplatten-Randstruktur der
Mitteldeutsch-Böhmischen Scholle, ausgehend vom prägranitischen, neoproterozoischcadomischen Untergrund durch den Intrusivkörper des heute tief anerodierten Thüringer
Hauptgranitmassivs und den mit diesem Prozess verknüpften Entlastungsdruck sowie Scherungsprozessen nach oben transformiert worden ist und - als copy-effekt geformt - wie das
Pfahl-System ein über > 300 Mio a überdauerndes Störungsmuster gebildet hat.
Die frühvariszische Entwicklung der heute noch markanten und durch eine charakteristische
Äquidistanz gekennzeichneten, spät- bis postkollisionalen NW-SE-Schollenfelderung ist im
Umfeld des Thüringer Waldes durch einen abschnittsweise abrupten Wechsel der Richtung
des Störungsverlaufes in ein WNW-ESE-Streichen (± 117° - 120°) kenntlich. Aus diesem
Sachverhalt lässt sich die Wechselwirkung mit dem postumen System der
prä/frühvariszischen WNW-ESE angelegten Felderung im Bereich der neoproterozoischcadomischen Intraplattenstruktur ableiten. Dieser Prozess und die Wirksamkeit des Tiefenlineamentes Göttingen-Ruhla-Regensburg im Bereich der genannten Bruchsysteme sowie die
partielle Intrusionsrichtung der Vulkanitgänge in NNW-SSE (± 150°) gestalten ein spitzwinklig
abweichendes bzw. kreuzendes Störungssystem. Im allgemeinen älteren geologischen
Sprachgebrauch des thüringischen Raumes und teilweise auch durch Bezeichnungen in
Publikationen gestützt, wurde das unterschiedlich gerichtete Streichen der Störungen als
flachherzynisch, (normal) herzynisch und steilherzynisch bezeichnet.
Bei den im Umfeld der KTB Windischeschenbach durchgeführten statistischen Untersuchungen der verschiedenen Störungsrichtungen und deren Bewertung durch HIRSCHMANN
(1992;1999) und BEHR et al. (1992) lassen sich äquivalente Zuordnungen ableiten.
39
Mit einer um NE-SW gerichteten Kompression in Verknüpfung mit einer vermutlich frühvariszischen (spätkaledonischen) kambrisch/ordovizischen Internrotation oder linkslateralen
Scherung am nordwestlichen Außenrand von Gondwana wurde die Störungszone innerhalb
der neoproterozoisch/cadomischen Platte (Intraplattenfuge) an Querstörungen zergliedert,
verschoben und in westlicher Richtung fortschreitend nach N versetzt. Subparallel zu N-S
Störungen intrudierte der Thüringer Hauptgranit postkollisional diskonform die NW-SE gerichtete und um ± 8000 m bis 10 000 m mächtige Auf- und Überschiebungszone im Raum
der trennenden Grenzfuge zwischen der Süddeutschen und der Mitteldeutsch-Böhmischen
Großscholle. An seiner W-Flanke verhindern die trennende Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburger Tiefenstörung und hochmetamorphe Komplexe den Nachweis von
Exokontaktprozessen in Gesteinen des Ruhlaer Kristallins. An seiner E-Flanke hat der
Granit kontaktmetamorph eine kambro-ordovizische Gesteinsserie mit einer um NNE-SSW
streichenden randlichen Gangformation intrudiert.
Der Intrusivkörper wird in Übersichtsstrukturdiskussionen unterschiedlich zugeordnet und
sowohl als Bestandteil der Kristallinzone als auch zur saxothuringischen Zone i. e. S. gehörig
mit der Abgrenzung an der E-Flanke des Ruhlaer Kristallinkomplexes dargestellt.
Der Intrusionsweg an einer Tiefenstörung entlang der Grenze beider Struktureinheiten betont
neben der Saxothuringischen Zone die mehr eigenständige, durch Zeitlücken begrenzte und
deutlicher wahrnehmbare Rolle der Mitteleuropäischen Kristallinzone im Kollisions- und Metamorphoseprozess und lenkt zunehmend dessen Bedeutung in Richtung einer aktiven Zonengrenze hin, die im Thüringer Wald durch den um N-S gerichteten Granodioritkörper verschleiert ist. Die tektonische Position der an beiden Flanken durch Tiefenbruchstrukturen
begrenzten Mitteleuropäischen Kristallinzone erklärt auch strukturell deutlicher den Mechanismus der intrarotliegend durch randliche extensionale Schollenabsenkung geformten
Odenwald-Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburg-Elevation. Deren Fortsetzung in
nördlicher Richtung ist mutmaßlich nördlich vom Thüringer Wald an den tiefreichenden und
mit Intrusionen verknüpften N-S-Bruchstrukturen gestört. Geringfügige Verschiebungen
nordwestlich des Thüringer Waldes wurden möglicherweise ursächlich von der Querung
durch die Thüringisch-Nordostbayerische Scherzone hervorgerufen.
Diese Struktur, geophysikalisch als negative Schwereachse Bremen-Göttingen-RuhlaRegensburg und deshalb als mögliche Granitintrusionszone kenntlich (CONRAD et al.
1996), entwickelte sich neben dem postum der WNW-ESE-Richtung des bayerischen Pfahlsystems folgenden tektonischen Grundmuster als ein im Unterkruste-Mantelgrenzbereich
angesiedeltes Element, das, zumindest ab höherem Oberkarbon deutlich nachvollziehbar,
alle bereits vorhandenen oder jüngeren Strukturelemente bzw. strukturellen Einheiten spitzwinklig diskonform in NNW-SSE-Richtung im Raum des Thüringer Waldes durchquert und
ihnen mit ansteigend intensiver persistenter Wirksamkeit das ihm eigene tektonische Inventar aufprägt bzw. das vorhandene örtlich deformierend überprägt.
Im intraorogenen kollisionalen Spannungsfeld ausgelöster, südwärts gerichteter Deformationsdruck führte um 305 Mio a zu einer intensiven Querschollenkompression, einer vermutlich wallförmigen Morphogenese in der mobilen Grenzzone, dem Kulminationsbereich zwischen der Südscholle zur aufschiebenden Nordscholle (embryonale MitteldeutschBöhmische Großscholle), verbunden mit tiefgreifender Erosion und retrograder Metamorphose.
Abb. 4: Asturische Druckschieferungs- und Scherstrukturen des im höheren Westfal intrudierten Langewald-Rhyoliths (-Mikrogranits; 310 - 311 Mio a) sind im Unterrotliegend von
einer thermisch überprägenden lamprophyrischen Spaltenintrusion (295 Mio a) infiltriert. Eine
vermutlich zeitlich analoge Prozessabfolge ist im Falkenberg-Granit der Oberpfalz beschrieben (ZULAUF 1990, 1993).
40
41
Innerhalb der WNW-ESE-Mobilzone war dextrale NNW-SSE-Scherung wirksam, die zur beginnenden Ausgestaltung der Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone geführt hat. Es
entstanden überpresste Schollenfelder (SE-Abschnitt der Frankenwälder Querzone) und
Leistenschollen mit WNW-ESE und NW-SE-Grenzbruchzonen, die nachfolgend unterschiedlich tiefreichender Erosion unterworfen waren (BEHR 1966). NE-vergente steile Aufschiebungen im nordostbayerischen Strukturabschnitt der Zone Erbendorf-Vohenstrauß (ZEV;
Beil. 15-1) und die N-vergente Aufschiebung der S-Flanke der Münchberger Gneismasse
korrelieren mit analogen Steilaufschiebungen im Thüringer Wald und Umfeld (ANDREAS
2005).
Die asturische Kollision führte in einem tektonisch begrenzten Reaktionsraum zur Überprägung eines neu formierten Störungssystems, das sich aus der Verknüpfung der postum
überlieferten WNW-ESE-Bruchelemente der zergliederten ehemaligen cadomischen Intraplattenscherbruchstruktur mit dem variszisch postsudetisch neu entwickelten NW-SEStrukturmuster gebildet hat. Im Ergebnis dieses Prozesses ist die Frühanlage der Fränkischen Strukturzone (Linie) als SE-Flanke der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle unter
Einbindung präexistenter Altbauelemente neu konstruiert worden.
Nach ZULAUF (1990), ZULAUF & DUYSTER (1997) sind im Bereich der Vor- und Hauptbohrung zur KTB Windischeschenbach die mit Kataklasezonen ausgestatteten Auf- und Überschiebungen, abgesehen von nachfolgenden jüngeren tektonischen Überprägungen, im Ergebnis einer allgemeinen, in das Oberkarbon eingeordneten NE-SW-Einengung entstanden,
die nunmehr nach den übertragbaren Ergebnissen der Untersuchungen im Thüringer Wald in
das asturische Kompressionsevent, jünger als der Falkenberger Granit (311 ± 4 Mio a,
WENDT et al. 1986) in der nördlichen Oberpfalz, einzuordnen wäre. Die Kataklasezonen
werden wiederum von noch jüngeren Lamprophyren (296 - 305 Mio a; KREUZER et al.
1993) durchsetzt. Aufgrund des stark erhöhten geothermischen Gradienten waren die
spröd/duktilen Deformationsbedingungen in einem relativ hohen Krustenniveau realisiert.
Eine vergleichbare, NE-SW gerichtete kataklastische Überprägung mit einer Bruchfaltendeformation und einer auf flachen, druckschieferungsartigen Scherflächen nachfolgenden
Lamprophyrinfiltration ist im Ruhlaer Kristallin in dem auf einer N-S-Achse intrudierten Langewald-Syenogranit (295 ± 5 Mio a) entwickelt (ZEH & BRÄTZ 2000; ANDREAS & WUNDERLICH 2003; Abb. 4).
Obwohl die publizierten Altersdaten der Granitoide der beiden Verbreitungsgebiete nicht deckungsgleich sind, die Differenz beträgt max. 25 Mio a bis mind. 7 Mio a, sind die Entwicklungsbilder deutlich vergleichbar. Die tektonische Überprägung spricht in beiden Fällen für
eine NE-SW-Einengung, die dem Zeitraum der von ANDREAS (2004) postulierten Prozesse
einer asturischen Kompression entsprechen würde. Das Alter des Langewald-Granitporphyrs
(Syenogranit) wäre dann zu jung datiert und die Bestimmung würde das für die Oberpfalz
ermittelte Lamprophyralter wiedergeben.
Sollte die postasturische Lamprophyrinfiltration auf listrischen Scherflächen bis in das Niveau
der Oberkruste einen einheitlichen Zeitraum markieren, könnte dieser Intrusionsvorgang als
ein deutlicher Hinweis auf die fortschreitende Entkoppelung bzw. Entstapelung der asturischen Kompressionszone durch bis in das Kruste-Mantelniveau (Abschn. 1.1.) reichende
Extension entlang des Wirkungsfeldes des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes betrachtet werden.
In eine vergleichbare Abfolge sind die jüngeren doleritischen Intrusionen im Nachgang zur
saalischen Kompressionsphase einzuordnen.
Diese, letztendlich von der Aktivität des Oberen Mantels diktierte Tiefenstruktur, und nicht die
„aufgesetzte“ sog. Fränkische Linie, entwickelt sich als eigentliche lineamentäre Grenzfuge
zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle, deren
Existenz und Ausbauaktivitäten erst das eigentliche Phänomen der getrennten Schollenfelderung verursacht und vergegenständlicht. Die u. a. von KRONER & HAHN als dextrale
42
Scherzone aufgefasste Fränkische Linie ist nur in einem unmittelbar aktivierten Teilbereich in
die Scherung entlang der Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone bzw. der hochstefanisch-unterpermischen pull apart ähnlichen Struktur einbezogen (Abb.; Beil. 12 u. 16).
Der Grenzraum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle
besitzt aufgrund der divergenten Entwicklung im Bereich der von detachments unterlagerten
Kruste zum Grenzbereich Unterkruste-Oberer Mantel eine unterschiedliche, d. h., den jeweils
formenden Kräften entsprechende widersprüchliche Struktur. Dem Bereich der krustalen
Schollenkompression und Scherung steht die autonome Beweglichkeit der E-WExtensionskräfte des Oberen Mantels gegenüber, die jedoch ständig wirksam die Gegebenheiten des krustalen Schollenfeldes nach oben gerichtet durchdringen.
Das genannte, NNW-SSE gerichtete Lineament, wird aus dieser Sicht episodisch kontinuierlich in der fortschreitend duktil-spröden Kruste etappenweise progressiv in jeweils jüngeren
variszischen und alpidischen Strukturen diskonform durchgepaust und beeinflusst bzw. steuert, überformt und deformiert die geologischen Abfolgen des höheren Oberkarbons bis hin
zur känozoischen Entwicklung. Eine unmittelbare Folge der Transmission des tiefkrustalen
Lineaments in die Oberkruste stellt z. B. die mesozoisch entwickelte Frankenalb-Furche i. S.
von FREYBERG’s (1969, Tafel 5 u. 7) dar.
Hier wurde auch bereits auf die Frankenalb-Furche, d. h. die i. S. von ANDREAS (1988,
2005) in NNW-SSE-Richtung durchgebaute Thüringisch-Fränkisch-Ostbayerische Scherzone
als trennende Bruchstruktur zwischen einer „Böhmischen Einheit“ im NE und einer „Rheinischen Einheit“ im SW verwiesen. Mit ihrer optisch markanten bruchtektonischen Konturierung und erheblichen Überschiebungsbeträgen hat jedoch zunehmend die sog. „Fränkische
Linie“ als z. T. konträr diskutierte „lineamentäre“ Grenzfuge in vielen Entwicklungsszenarien
vordergründig Beachtung gefunden (Pfahl-Lineament; vgl. auch WATZNAUER et al. 1968).
Auch besitzen die nördlich bzw. südlich dieses trennenden NNW-SSE-Tiefenlineamentes
entwickelten basaltisch-phonolitischen Laven des tertiären Vulkanismus einen gravierend
unterschiedlichen Chemismus (ANDREAS 1988).
Ein charakteristisches bruchtektonisches Bild vermittelt ausschnittsweise eine Fernerkundungsinterpretation durch FRANZKE (1992) im südlichen Vorland der Münchberger Masse,
die sich in den größeren, sekundär geprägten Rahmen der polydirektionalen Strukturen des
Obermain-Naab-Bruchschollenlandes (FREUDENBERGER & SCHWERD - Redaktion,
1996; Beilage 8) einordnen lässt.
Nunmehr lassen sich im auch mehrfach kompressionsüberprägten Raum tiefkrustal verankerte Prozesse einer anhaltend „ortsfesten“ Tektonik deutlich definieren. Der an den Bereich
der Altbaufuge durch langanhaltende Extension gebundene Scherstress impliziert eine über
> 300 km Erstreckung verfolgbare „linear“ NNW-SSE orientierte Dynamik, die vom Kristallin
von Ruhla im NW bis in den ostbayerischen Raum im SE als Thüringisch-FränkischOstbayerische Scherzone (ANDREAS 1988) über einen Zeitraum von > 350 Mio a hinweg
den Grenzraum markant kennzeichnet. Geophysikalisch - als Zone negativer Schwere - lässt
sich ein Fortbau dieses tiefentektonischen Elementes bis in den Raum Bremen-Helgoland
verfolgen (BEHR 1992). Dieses Lineament ist eine im möglichen prävariszisch-cadomischen
Unterbau fixierte lineare Inkonformität, die das Kruste-Mantelniveau tangiert. Sie unterquert
deutlich diskonform spitzwinklig das querliegende variszische Rupturenmuster, das durch
transpressiv-transtensive Bewegungen der Tiefschollenfuge (-naht), gepaart mit intensiver
Überprägung, gestört wird. Mit hoher Wahrscheinlichkeit ist die Herausbildung der sog.
Westböhmischen Scherzone und die NNW-SSE-achsiale Frankenwälder Querzone (WUCHER 1999) in die gleiche, durch Extensionsdynamik hervorgerufene Prozessabfolge einzuordnen, der die Thüringisch-Ostbayerischen Scherzone ihre Entwicklung verdankt. Im Zeitraum des höheren Oberkarbon-Unterrotliegend (Unterperm) entwickelt sich entlang dieser
Lineare eine sich über eine Entfernung von ± 250 km Länge erstreckende „pull-apart“ähnlichen Struktur, wobei die Werra-Frankenwald-Querzone und das Störungssystem des
Bayerischen Pfahls die Rolle als Hauptstörungen (master faults) des rhomboidal konstruktiv
43
wirksam ausgebauten Spannungsfeldes übernehmen. Tektonisch relevante bzw. „unterquerte“ Strukturen werden in einem räumlich definierbaren Feld in den von der Tiefenfuge ausgelösten Scherstress einbezogen, um als Bestandteil eines neuen tektonischen Musters transformiert und eingebunden zu werden (ANDREAS & WUNDERLICH 1999.; Beil. 12, 16 ).
Diese bedeutsame Geosutur wurde von ANDREAS (1988) als Mitteleuropäisches
Großschollenscharnier bezeichnet. Neben der bruchtektonischen Überprägung und
Zergliederung der spätsyn- bis postkollisionalen Segmentierung sowie von StefanUnterperm-Senken-, Furrow- und Riftstrukturen im Raum des Thüringer Waldes und seinem
weiteren Umfeld haben sich in einer, der Scherzone zuordenbaren ThüringischOstbayerischen Senkenzone (ANDREAS 1988) auch eigenständige AkkumulationsStrukturen herausgebildet, die letztendlich der Südrandsenke des Böhmischen Massivs
zugeordnet sind (Beil. 12). Weiterhin fungiert sie als Leitlinie des hochstefanischunterpermischen (unterrotliegenden) Vulkanismus und markiert die Kreuzung mit der
Mitteleuropäischen Kristallinzone bzw. mit dem der Kollisionsfuge zugeordneten randlichen
Detachment im Untergrund. Ein Teilelement bildet der Stockheim-Weiden-Graben, d. h.,
der Naab-Trog i. S. v. SCHRÖDER, B. (1988), der nicht mit der SW-NE-Struktur gleichen
Namens i. S. von v. FREYBERG (1969, Abb. 4) identisch ist, welcher ausschließlich den
Raum der Weidener Senke einbezieht.
1.2.
Das Thüringer Hauptgranitmassiv in seiner Wirksamkeit als Unterbaubestandteil der Entwicklung des Stefan C-Unterperm/Rotliegend und westlicher Abschnitt des Saxothuringikums im Grenzraum der Mitteleuropäischen Kristallinzone
Das aus mehreren granitisch-dioritischen Teilkörpern zusammengesetzte sog. Thüringer
Hauptgranitmassiv stellt ein wesentliches, wenn nicht überhaupt das bemerkenswerteste
Teilelement der für die Stefan C-Unterperm/Rotliegendentwicklung bedeutsamen variszischen Unterbaueinheiten im Thüringer Wald dar.
Die Granodiorite des Thüringer Hauptgranitmassiv bilden - den sog. Kleinen Thüringer Wald
mit eingeschlossen - in natürlichen Aufschlüssen einen Rahmen älterer Gesteine um die
hochstefanisch-unterpermischen Bildungen des zentralen Thüringer Waldes (Beil. 1). Ergänzende Aufschlüsse in tiefen Bohrungen sind in Tab. 2 dargestellt und in Schichtenverzeichnissen (Beil. 26) zusammengefasst. Diese Aufschlussdichte belegt, dass im mittleren Thüringer Wald und darüber hinaus sowohl im nördlichen als auch im südlichen Vorland der tief
erodierte Hauptgranit den prästefanischen Untergrund bildet.
Die als Hauptgranit zusammengefassten Granitoide reichen vom SE-Kontakt gegen epizonal
deformiertes Paläozoikum zwischen Ilmenau und Themar bis zum hochmetamorphen Ruhlaer Kristallin im NW (BANKWITZ & KAEMMEL 1958 a, b). Nach MEINEL (1974, 1995) gehören diese Magmatite zur südöstlichen Zone der Mitteldeutschen Kristallinzone und stellen
Flankenintrusionen mit nur schwach kinematischer Prägung und größerem Intrusionsweg
dar.
Tab. 2: Bohrungen mit Profilabschnitten des Thüringer Hauptgranitmassivs.
Lithofaziell differenzierte Varietäten
Tabarz 1/62
Ohrdruf 1/60
Gotha 1/63
Zella-Mehlis 1/64
Neudietendorf 3/62
Bad Kissingen (Kissingen-Wehrhaus)
Intrusionszeitraum Visé (Dinant)
21,9 m
aufgeschlossen
89,4 m
„
26,4 m
„
68,0 m
„
42,4 m
„
> 24 m
„
Der Intrusivkörper des Thüringer Hauptgranitmassivs ist im Kreuzungsbereich von Tiefenstörungssystemen intrudiert, die wesentlich die Konfiguration des Magmenkörpers selbst, als
auch die der nachfolgenden Stefan C-Rotliegendentwicklung bestimmt haben. Die östliche
44
Granitflanke streicht um NE-SW bzw. NNE-SSW und die westliche Grenze um N-S mit einer
kataklastisch überprägten Zone zwischen Ruhlaer Kristallin und Hauptgranit. Hier wurden
von BANKWITZ & KAEMMEL (1958) eingangs des Haderholzgrundes nordöstlich der Ortslage Seligenthal gneisartige Strukturen im Hauptgranit beobachtet. CONRAD et al. (1998)
stellen anhand der Ergebnisse gravimetrischer Untersuchungen die Granitverbreitung in
Thüringen dar und diskutieren neben anderen Möglichkeiten die Intrusion des Thüringer
Hauptgranits im Zentrum einer durch Scherstörungssysteme geprägten triple junction an der
Nordspitze des sogenannten Süddeutschen Dreiecks.
Unter der Voraussetzung, dass durch das WNW-ESE-Störungssystem vom Typ Bayerischer
Pfahl die Nordflanke einer Intraplattenbruchlinie zwischen dem Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament und der Süddeutschen Großscholle markiert ist, ist eine ZwischenplattenIntrusion des Hauptgranitkörpers im Kreuzungsbereich mit dem Tiefenlineament der Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone sowie mit einer tiefkrustalen N-S-Störung anzunehmen. Diese N-S-Störungen sind früh im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle
angelegt und laufen in südlicher Richtung im Raum der begrenzenden
Intraplattenscherstruktur aus (Abb. 1). An diese Strukturen sind auch die zahlreichen
spätvariszischen, vorwiegend granitoiden Intrusivgesteine geknüpft. Die permokarbonen
Senken folgen in ihrer Entwicklung sowohl den Strukturen der Intraplattenscherbruchstruktur
als auch in Form von Halbgräben (furrows) den N-S-Tiefenbruchlinien.
Nach LEITCH (1976) ist eine Blockelevation an präexistenten Störungen die grundsätzliche
Voraussetzung für die Raumbildung oder räumliche Platznahme eines Plutons. In diesem
Sinne sind die Intrusionen von Generationen von Granodioriten und damit verknüpften Körpern durch tiefreichende krustale Scherbruchstörungen kontrolliert.
Die konsolidierten, von versetzenden Querstörungen gekennzeichneten ENE-WSW gerichteten Bruchstrukturen vom Typ der Bayerischen Pfahlzone werden als charakteristische periphere tektonische Elemente betrachtet, welche die Mitteldeutsch-Böhmische Großscholle an
ihrer südwestlichen Flanke markant gestalten und auch im Thüringer Wald bruchtektonisch
das elementare Grundmuster nachzeichnen (Beil. 1 u. 16).
ZEH et al. (1998) sehen die Intrusion des Thüringer Hauptgranits im Zeitraum um 334 - 337
Mio a, bzw. nach ZEH in HEUSE et al. (2001) um 340 Mio a postkollisional bzw. besser
spätkinematisch in einem WNW-ESE gedehnten regionalen Spannungsfeld. Der erosive
Prozess, der nach einer Abtragung des - vom rezenten Niveau ausgehend - um 8 - 10 km
mächtigen Komplexes von Dachgestein und Granitkörper bis zum tiefen Anschnitt des Thüringer Hauptgranits geführt hat, erfolgte mutmaßlich jedoch nicht erst um 300 Mio a, sondern
begann offensichtlich früher und wurde spätestens um 315 Mio a mit der erzgebirgischen
Kompression bzw. unmittelbar mit der asturischen Kompressionsphase um 305 bis 310
Mio a intensiviert.
Der Hauptgranit setzt sich, wie auch im Profil der Bhrg. Ohrdruf 1/60 zu beobachten, aus
mehreren Intrusionsfolgen zusammen, die analog zu anderen spätsyn- bis postsudetischen
Tiefengesteinsintrusionen im Bereich der Mitteleuropäischen Kristallinzone im Grenzzeitraum
Visé - Namur ausklingen. Eine zweite Eruptivgesteinsabfolge ist im genannten Bereich in
einen ± 8 - 10 Mio a jüngeren Zeitraum der spätsyn- bis postasturischen Dekompression
bzw. Extension einzuordnen (Tab. 6). Mit großer Wahrscheinlichkeit gehört die partielle
Vergneisung des Thüringer Hauptgranits und die feinstplattige Druckschieferung und Verbiegungsdeformation des Langewald Granitporphyrs (Abb. 4) der Ereignisfolge der asturischen
Kompression an.
In einer Zusammenstellung der Analysenbewertung verschiedener Autoren durch ANDREAS
& WUNDERLICH (1998) ist als Ergebnis absoluter Altersbestimmungen (U/Pb; K/Ar; Ar/Ar)
das Intrusionsalter im Zeitraum um ± 337 Mio a gegen Ende der variszischen Hauptdeformation im Visé dargestellt (Tab. 6).
45
Das Thüringer Hauptgranitmassiv wird im westlichen Abschnitt des mittleren Thüringer Waldes nach einem ± 50 Mio a umfassenden Zeitraum von Abkühlung und Erosion von Sedimenten des Stefan C überlagert. Ein analoges Profil zeigt der Teufenaufschluss der Bhrg.
Gotha 1/63 im nördlichen Vorland des Thüringer Waldes, etwa 5 km südlich der Ortslage
Gotha. Auch hier wird ebenfalls ein Granodiorit von einem hochstefanischen Sediment bedeckt.
Tab. 3: Die chemische Zusammensetzung und NIGGLI-Werte der Granodiorite aus der Bohrung Ohrdruf 1/60.
Gewichtsprozente
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2OH2O+
CO2
P2O5
S
BaO
si
al
fm
c
alk
k
mg
t
Magmentyp
Hauptmagmentyp
Mittelkörniger
Granodiorit
Teufe:
406,5 - 407,5 m
72,2
0,4
14,8
1,2
1,5
1,1
2,3
1,8
2,2
0,1
1,1
0,7
0,04
0,2
0,5
396
47,0
20,8
13,3
18,8
0,44
0,42
+14,9
normalgranodioritisch
granodioritisch
Kleinkörniger
Granodiorit
Teufe:
447,4 - 448,2 m
74,7
0,3
16,7
0,7
1,2
0,6
0,9
1,2
1,4
0,1
1,1
0,2
0,04
0,2
0,6
475
62,5
15,6
6,1
16,0
0,44
0,38
+40,4
leukotonalitisch
granodioritisch
(Analytik: E. WOHLMANN 1962; ZGI Berlin)
BEHR (1966) sieht einen Vergleich mit dem „Ruhlaer Granit“ im gleichnamigen Kristallinkomplex, der dann prästefanisch ebenfalls tiefreichend erodiert wäre (vgl. hierzu Diskussion
ANDREAS & WUNDERLICH 1998). Nach ZEH (1996) jedoch ist der Granit von Ruhla im
höheren Stefan C intrudiert (± 298 - 293 Mio a) und war selbst auch z. Zt. der basalen
Goldlauter-Formation (± 288 Mio a) noch nicht erosiv angeschnitten.
Die Profile der erbohrten Granitoide in den Bohrungen Ohrdruf 1/60 und Tabarz 1/62 sind in
Tab. 1 und in den Beilagen 4 u. 26 zusammengefasst dargestellt.
Nach B. GOTTESMANN (1975) handelt es sich in der Bhrg. Ohrdruf 1/60 um einen schwach
porphyrischen mittelkörnigen Granodiorit und um einen kleinkörnigen Granodiorit. Beide sind
magmatische Gesteine palingener Abkunft. Aus petrographischen und petrochemischen Befunden wird gefolgert, dass der kleinkörnige Granodiorit einen jüngeren Nachschub darstellt.
Nach örtlicher evtl. randnaher Vergneisung und einer schwachen Kataklase in bestimmten
46
Bereichen wurden beide Granodioritvarietäten von postmagmatischen retrograden und hydrothermalen Umwandlungen erfasst.
Die Analysen sind in NIGGLI-Werte umgerechnet. Auffallend sind dabei die extrem hohen alWerte. Sie würden nach NIGGLI (1936) eine Zuordnung zu den seltenen peralkalischen
Magmen mit al > c+alk rechtfertigen, d. h., der Tonerdeüberschuss t=al -(c+alk) ist sehr groß.
Berücksichtigt man diese Tatsache nicht und stellt die Analysen zu den normalen Magmen,
so ergeben sich die nachgenannten Magmentypen (Tab. 3). Der leukotonalitische Magmentyp mit höherem si und kleinerem fm, c und mg stützt die Deutung des kleinkörnigen Granodiorits als jüngeren saureren Nachschub. Möglicherweise ist der analytisch belegte alÜberschuss doch als Relikt einer ehemals von der Oberfläche ausgehenden tiefgreifenden
Lateritbildung zu betrachten.
Der tief erodierte Granitoidkörper unterlagert mit seiner NW-SE-Erstreckung von etwa 30 km
Breite mit Ausnahme des Bereiches der Werra-Mühlhausen-Senke bzw. des NentershausenEisenach-Grabens die gesamten Stefan C-Unterperm/Rotliegendfolgen des zentralen Thüringer Waldes, respektive die sog. Oberhöfer Synklinale bzw. Grabenzone zwischen dem
Ruhla-Kristallin im W und dem Schwarzburg-Antiklinorium i. w. S. im E (ZIMMERMANN &
SCHEIBE 1908: Profile 1 u. 2; BANKWITZ & KAEMMEL 1958a, b; ANDREAS et al. 1996:
Schnitt l - l’). Er wird vom postkollisionalen Rupturenmuster als ein integrierter und partiell
vergneister Bestandteil des metamorphen Untergrundes gleichsinnig einbezogen und geprägt.
Nach CONRAD et al. (1998) erreicht das sog. Thüringisch-Fränkische Minimum im Störkörper der Zentralthüringischen Anomalie eine basale Tiefe (?Granitmächtigkeit) von etwa 7 - 8
km.
Die bis dato älteste paläobiologisch determinierte Einheit, die dem tief erodierten Thüringer
Hauptgranitmassiv auflagert, stellen die um 80 - 100 m mächtigen Sedimente im nördlichen
Verbreitungsgebiet des Thüringer Waldes zwischen der Öhrenkammer bei Ruhla im W und
dem Ilmtal im E bei Manebach dar. Diese sind auch in den Bhrgn. Fischbach 1/61, Tabarz
1/62, Ohrdruf 1/60 und Gotha 1/63 aufgeschlossen und bilden unter den auflagernden Vulkaniten die älteste Einheit der Unteren Georgenthal-Formation, die Öhrenkammer-IlmtalUnterformation (Beil. 4).
Der im südlichen Randbereich des Thüringer Waldes bei Suhl/Zella-Mehlis aufgeschlossene
granitische Teilkomplex ist letztendlich der exhumierte Erosionsanschnitt des prähochstefanisch erodierten Untergrundes. Der Granit wird hier von einer weiteren Sedimenteinheit, allerdings mit eingeschalteten Tuffen, der sog. Zella-Mehlis-Unterformation, der oberen Einheit der Georgenthal-Formation, überlagert, die ihn in NW-SE-Richtung an der Westflanke und in SW-NE-Richtung an der Ostflanke überdecken. In südlicher Richtung schließt
sich der Ausstrich der genannten Sedimente - mutmaßlich ebenfalls von stefanischem Alter bis hin zu einem geringen Abschnitt des granitischen Körpers, der von ihnen nicht bedeckt
ist. Diese Sedimente sind jünger als die Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimente und von diesen
durch eine interne, störungsgebundene WNW-ESE streichende Granitschwelle getrennt, die
genetisch den gerichteten Prozessen der Einbindung in eine gleichgerichtete, postum aktivierte Schollengliederung zuzuordnen ist.
Bei der Beurteilung der Verbreitung der Sedimente ist von großem Interesse, dass sich die
sog. Basissedimente grabenartig innerhalb eines WNW-ESE gerichteten Leistenschollenbereiches entwickeln, altersmäßig in südlicher Richtung gestaffelt. Sie treten randlich aus dem
Hauptgranitbereich heraus und überlagern „geschient“ an dessen Flanken das metamorphe
Grundgebirge im E und W. Der genannten Schiene folgt die im Zentrum der Quergrabensenken entwickelte Graufazies der basalen Sedimente mit der örtlichen Einschaltung von geringmächtigen Kohlenflözen (ANDREAS et al. 2005).
Der Granitausstrich von Suhl/Zella-Mehlis ist Teil einer etwa 5 km breiten Leistenscholle, die
von der WNW-ESE streichenden Thüringer Wald-Randstörung im S gegen das Vorland und
47
der gleichgerichteten sog. Heidersbacher Störung im N gegen den zentralen Teil des Thüringer Waldes begrenzt wird. Die sog. Kehltalspalte folgt etwa 5 - 6 km nördlich der gleichen
Richtung, die letztendlich ebenfalls mit derjenigen des bayerischen Pfahlsystems übereinstimmt.
Die lineare Richtungsdivergenz der Granitkontakte im Aufschlussbereich des Thüringer Waldes lässt sich nur unter Bezugnahme der Verbreitung und Begrenzung des Granitmassivs
zur Mitteleuropäischen Kristallinzone in seinem nördlichen und südlichen Vorland begreifen.
Der Hauptgranit ist im Bereich südlich des Thüringer Waldes innerhalb der Intraplattenscherstruktur in NE-SW-Richtung an der östlichen Flanke der Mitteldeutschen Kristallinzone
intrudiert und schwenkt in der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle unter einem stumpfen
Winkel in eine, die Kristallinschwelle querende N-S-Ruptur ein. Die Winkel lassen sich möglicherweise durch eine E-W-Linie verbinden, die mit der überregionalen, markanten gravimetrischen Anomalie Schmalkalden-Ilmenau (Ilmenau-E-W-Zone, CONRAD 1996) besetzt ist.
Die den Granit südlich des Thüringer Waldes begrenzenden Kontaktlinien laufen spitzwinklig
auf die genannte E-W-Linie auf und verlassen diese dann mit geometrischer Verbreiterung
des Ausstrichs in N-S-Richtung. Da die Nordrandstörung des Thüringer Waldes den östlichen Knickpunkt der Kontaktlinie und die Südrandstörung den westlichen Knickpunkt in ±
NW-SE-Richtung queren, verlaufen die Granitkontakte innerhalb der durch die Randstörungen begrenzten Flächen in unterschiedlichen Richtungen.
Diese Entwicklung macht deutlich, dass die genannten, im Stefan C-Rotliegend vor allem als
vulkanologische Förderzonen reaktivierten und weiter ausgebauten bruchtektonischen Elemente bereits spätestens mit den Intrusionen des (spätsyn-) bis frühpostkollisionalen Thüringer Hauptgranitmassivs (BANKWITZ & KAEMMEL 1958) entlang einer, die Mitteldeutsche
Kristallinzone in N-S-Richtung querenden sinistralen Scherzonenfolge angelegt sind. Dadurch werden diese Vorgänge als frühest nachweisbare, mögliche spätsyn- bis postkollisional-frühpostvariszische Reaktionen gewertet. Diese, durch intrusive Granitoidkörper gekennzeichnete N-S-Struktur bildet sich auch deutlich im regionalen Schwerebild des kristallinen
Grundgebirges des thüringischen Raumes ab und quert diskonform die VariszidenGrundstruktur (CONRAD et.al. 1998: Fig. 9). Sie wird vom gravimetrischen Minimum TreffurtHolungen im W und der N-S-Zone Ramberg-Otterstedt im E eingegrenzt. Somit sind auch
die vielfach und wiederholt altersmäßig und linear-strukturell in Beziehung gesetzten magmatischen und subvulkanischen Intrusivkörper z. B. Ruhla-Granit und Brocken-RambergGranite, oder die gleichfalls um N-S gerichteten Granitoide und mit Kersantiten verknüpften
Granitporphyre von Ruhla als Teile einer, vielfache Elemente umfassenden N-SStrukturzone aufzufassen. Diese bildet das Rahmengefüge der sich vor allem im Unterrotliegenden entwickelnden Thüringen-Mittelharz-Furrow. In Verbindung mit der VorderrhönEichsfeld-Altmark-Störungszone ergibt sich das Bild einer N-S-Strukturzone wie es z. B. von
BEHR et al. (1992) und BANKWITZ et al. (2000) für den Raum Weiden-Plauen-Leipzig etc.
beschrieben worden ist.
Die W-Flanke des Hauptgranitmassivs bildet, nicht wie zu erwarten, eine NE-SW streichende
Tiefenbruchlinie als Grenze zur Mitteleuropäischen Kristallinzone, sondern eine N-S-Fuge,
die während der Unterrotliegendentwicklung zunehmend deutlich den Ruhla-Kristallinkomplex morphogenetisch konturiert und sich offensichtlich auch wegen ihrer Teufenerstreckung während des lang andauernden hochoberkarbonisch-unterpermischen Extensionsregimes zu einer, z. B. während der Goldlauter-Formation bereits aktiven und zu Beginn der
Oberhof-Formation deutlich demaskierten vulkanogenen Rupturzone entwickelt hat. Diese
wird zeitgleich durch die sog. Inselsberg-E-W-Störung unterbrochen, die eine nach E versetzte rechtslaterale Verschiebung der Extrusionslinie verursacht.
Ausschließlich ± subparallel zu diesen als Blockfuge von Friedrichroda-Rotterode (ANDREAS & WUNDERLICH 1998) zusammengefassten tektonischen Elementen als einer ± linearen Förder- bzw. Subsidenzzone, werden signifikant Laven der Oberhof-Formation in Form
von Ergüssen, Gängen, Kleinintrusionen und Tuffen gefördert (ANDREAS & LÜTZNER
48
2001). Im Zentrum des Granitkörpers folgen zwischen Zella-Mehlis im S und Luisenthal im N
innerhalb der aufgelagerten Rotliegend-Formationen rhyolithisch-basaltische Intrusivkörper
und Gänge der Oberhof-Formation und auch die nachfolgende Höhenberg-Doleritintrusion
ebenfalls einer N-S-Linie (ENDERLEIN in ANDREAS et al. 1998).
Im zentralen Thüringer Wald (Oberhof-Grabensenke) ist aus bisheriger Sicht (LÜTZNER et
al. 2003) der Zeitraum vom Dinant zum höheren Stefan ohne sedimentäre Überlieferung. Die
mehrfach umgedeuteten Profile der Altbohrungen Federkopf und Nentershausen im Nentershausen-Eisenach-Graben (Beil. 1) gestatten kaum Schlussfolgerungen hinsichtlich einer
möglichen, reliktisch erhaltenen Verbreitung von älteren Sedimenten des höheren Westfal
bis tieferen Stefan im westlichen Thüringer Wald (ANDREAS et al. 2005) bzw. von Sedimenten des Oberrotliegenden (AEHNELT & KATZUNG 2007). Überlegungen zu einer möglichen
Ausdehnung der Thüringer Wald-Riftgrabensenke in nordwestliche Richtung im Zeitraum des
Unterrotliegenden vor der Bildung der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation während der
tieferen Oberhof-Formation (Thüringer Wald-Event), ermöglicht auch eine besser begründbare Einordnung der Sedimente, älter als Eisenach-Formation, in die Goldlauter-Formation.
Neuerlich haben SCHUST et al. (1997a, b) den Raum des Harzes und seiner Umgebung, d.
h., einen Abschnitt des NE-Rhenoherzynikums und der Mitteldeutschen Schwelle hinsichtlich
der stratigraphischen Einordnung postkinematischer Magmatite und der Wirksamkeit der
erzgebirgischen Phase vergleichend untersucht.
Sie kommen zu dem Ergebnis, dass Hebung und Erosion im Nachlauf der genannten Phase
im ± mittleren Siles zu einer peneplainartigen Grundgebirgsoberfläche geführt haben, die
sich im entsprechenden Paläoniveau im Harz und in der Flechtinger Scholle wiederfindet. Im
Bereich dieser älteren Oberfläche entwickelte sich eine tiefreichende Verwitterung und klimatisch begünstigte Kaolinisierung.
Diese Peneplainisierung kann sich jedoch nicht nur lokal entwickelt haben und hätte mutmaßlich auch Teile der Böhmischen Masse und das Gebiet der Süddeutschen Scholle bzw.
des Vindelizischen Massivs erfassen müssen. Die älteste Einheit der kontinentalen jungpaläozoischen Senken in Tschechien ist das dem Westfal A zugeordnete Lampertice member
der Intrasudetischen Senke (PESEK et al. 1998), die als posterzgebirgisch einzuordnen wäre. OPLUSTIL & PESEK (in PASEK & URBAN 1990) geben für die kontinentalen Senken der
Böhmischen Masse i. w. S. durch SW-NE-Kompression verursachte beckenübergreifende
Erosions- und Schichtlücken für den Zeitraum des Westfal B und des Westfal D an. Im Bereich des Cantabrian, bzw. im Grenzraum Westfal D/Stefan A, wäre bis auf die FurrowStrukturen des Stefan (?B)C das Einsetzen der Sedimentation in allen Senken belegt. Das
gleiche Ergebnis diskutieren FRANKE et al. (1995) nach LOBIN (1985) und WETZEL (1989)
für den nördlichen sächsischen Raum. Für den Thüringer Wald lässt sich das Einsetzen der
Sedimentation im Zeitraum des frühen Stefan (B)/C im Thüringisch-Fränkischen-Rift bzw. im
höchsten Stefan C durch das Einmünden der Unstrut-Senke in die Thüringer WaldZwischenschollen-Riftgrabensenke belegen. Die postnamurische Erosionsfläche wurde im
Raum des SE-Harzes ab dem Grenzzeitraum Westfal/Stefan bzw. ab dem frühen Stefan A
(RÖLLIG et al. 1995), d. h., mit der postasturischen Dekompressionsphase, von den Grillenberger und Mansfelder Schichten sowie die östliche bzw. die westliche Saale-Senke von den
Wettiner Schichten und dem Siebigeröder Sandstein überlagert.
Der um N-S gestreckte Magmatitkörper des Thüringischen Hauptgranitmassivs ist von der
Brg. Bad Kissingen im S und dem südthüringischen Raum bis zur Bohrung Gotha 1 im N auf
> 80 km Länge vorwiegend unter Bedeckung nachgewiesen. Er durchquert das gesamte
Werra-Segment bzw. den Raum des späteren Riftgrabens und war in Thüringen prästefanisch auf einer Breite von ± 30 km anerodiert und tiefgreifend verwittert. Dieser Umstand
weist auf eine geringe, aktuogeologisch gestützte paläomorphologische Ausräumung gegenüber seinem metamorphen Gesteinsrahmen hin (REMY et al. 1963). Der genannte intrudierte Verband bildete ein weitgespanntes, gering überhöhtes morphologisches Hochgebiet, das
von Erosionsrinnen in Abhängigkeit von den Niederschlägen zunehmend durch rückschrei-
49
tende Erosion von den anliegenden Westfal-Stefan-Erosionsbasen ausgehend, die möglicherweise auch zueinander ein unterschiedliches Niveau besaßen, angeschnitten worden
ist. Für den Raum des Schwarzburg-Antiklinoriums entwirft KATZUNG (1966) ein vergleichbares Bild.
Vergleicht man Profile der Basissedimente des höheren Stefan C des Thüringer Waldes, so
sind vermutlich im relevanten Zeitraum noch weit verbreitet Relikte einer jüngeren, nicht zur
Kaolinbildung führenden Rotverwitterungsphase im Umfeld erhalten gewesen, die dann in
Abhängigkeit vom Einzugsgebiet in die hochstefanisch entstehenden Senken gespült wurden
und örtlich eine differenziert mächtige „sekundäre“ Rotfazies an der Profilbasis aufgebaut
haben. Wie im basalen Abschnitt der Sedimente der Oberen Georgenthal-Formation (ZellaMehlis-Unterformation) in der Bhrg. Zella-Mehlis 1/64, sind in basalen Sedimenten der Bhrg.
Neudietendorf 3/62 geringmächtige kaolinführende Abschnitte enthalten, die ein möglicherweise vergleichbares Alter besitzen. An Hand des Granodioritzersatzes an der Basis der
Georgenthal-Formation in der Brg. Ohrdruf vermutet KAEMMEL (1972) jedoch eine der
Braunerde ähnliche Bodenbildung im Zeitraum des höheren Stefan C.
In der nordöstlichen Saale-Senke, der eigentlichen Saale-Senke im Sinne von SCHNEIDER
et al. (2001), beginnt die Sedimentation im Stefan A (KAMPE & RÖLLIG 1997), ein Zeitraum
der nach SCHUST et al. (1997b) in etwa mit der asturischen Kompression - besser jedoch
mit deren Dekompressions- bzw. Extensionsphase - gleichzusetzen wäre. In diesem Zusammenhang werden vor allem als Referenzprofile die Altbhrg. Schladebach und das Kyffhäuser-Permosiles genannt. Nach HÄNEL & MEISTER (1970) führen die konglomeratischen
Anteile des tieferen Kyffhäuser-Profils Gerölle von noch älteren molassoiden Sedimenten.
Das mögliche Fehlen altersadäquater Sedimente im Thüringer Wald und dessen Umfeld hat
ANDREAS (1988) auf eine Aufwölbung bzw. ein ehemaliges Granitdoming oder entgegenstehende tektonische Konstellationen zurückgeführt. Deren Morphologie und Abbau von
mehreren km Mächtigkeit unter den klimatischen Bedingungen einer tiefreichenden Kaolinverwitterung verzögerte möglicherweise ein allmähliches Vordringen der (Westfal ?) Stefan
A-Sedimente in südlicher Richtung zum Thüringer Wald. Die Frage nach entsprechenden
Akkumulationsstrukturen und dem Verbleib der Schutte des tief erodierten Hautgranitmassivs ist bis dato auch unbeantwortet.
In einer Neubewertung der Situation im Umfeld des Thüringer Waldes wird im Bereich einer
Schollenkollisionsscheitelung eine weite südgerichtete Anpressung oder Aufschiebung bzw.
randliche Obduktion der Mitteldeutsch-Böhmischen über die Süddeutsch-Vindelizische
Großscholle von vermutlich geringer Reichweite als Folge der asturischen Kompression für
möglich erachtet. Die damit verknüpfte Erhöhung der Reliefenergie ist als ein wesentlicher
Faktor der Erosion und Freilegung des Thüringer Hauptgranits zu betrachten. Dessen ungeachtet dringt im Grenzraum zur Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle im Rahmen einer
Dekompressionsphase etwa im höheren Stefan B-C die Saale-Senke in südliche Richtung
bis etwa zur Finne-Querstörung vor. Im gleichen Zeitraum erreicht die Saar-Nahe-Senke in
nördlicher Richtung - gleichfalls bruchtektonisch eingeschränkt - nur den Bereich des
Sprendlinger Horsts südlich Frankfurt.
1.3.
± 125° - ±130°, 130° Die um WNW-ESE (±
± 117° - 120°, 95° - 115° 1), NW-SE (±
140°), NNW-SSE (±
± 150°, 145° - 160° ) sowie um N-S bzw. E-W streichenden
Querzonen im variszischen Bauplan Mitteleuropas und ihre Bedeutung für
die spätvariszische Entwicklung der permokarbonischen Molassesenken
Für das Verständnis der permokarbonischen Entwicklungsabläufe ist es bedeutsam, dass
die senkenkontrollierenden Strukturrichtungen bereits mehr oder weniger deutlich mit der
variszischen Deformation des Grundgebirges angelegt worden sind. Es lässt sich nachweisen, dass mit Einsetzen des Kollisionsgeschehens neben dem Durchbau von prävariszischen neoproterozoisch-cadomischen WNW-ESE-Brüchen und den variszischen strukturbe1
Werte der um NW-SE streichenden Richtungsgruppen nach HIRSCHMANN (1992).
50
stimmenden, heute NE-SW gerichteten Gefügeelementen ± zeitgleich auch die wichtigsten,
postvariszisch dominanten Querstrukturen entstanden. Der Übergang von variszisch vorherrschenden Strukturrichtungen zum früh-postvariszischen Rupturenmuster erfolgte nicht
sprunghaft. Vielmehr entwickelten sich bereits variszisch angelegte tektonische Elemente
unter jedoch noch nicht strukturbestimmenden Deformationsbedingungen innerhalb eines
verändernden Stressfeldes weiter, übernahmen in wachsendem Maße das Deformationsgeschehen und wurden allmählich zu den nun vorherrschenden Strukturrichtungen ausgebaut
(v. SEIDLITZ 1928a, b, RICHTER 1942, NEUMANN 1972).
Resultierend aus der Geometrie des variszischen kollisionalen Kraftfeldes im hohen Unterkarbon wird das Strukturbild des Grundgebirges des süddeutschen und des mitteldeutschen
Raumes westlich der Elbe von NE-SW verlaufenden duktilen und rupturellen Deformationselementen dominiert. Sie bilden sich vor allem in durch Extension dominierten Zeiträumen im
Verlauf von Terranegrenzen, terraneinternen Inhomogenitäten und ihren geophysikalischen
Indikationen sowie im Streichen der Hauptfaltenstränge, der Überschiebungsbahnen und in
mit diesen verknüpften Rupturengefügen ab. Bereits frühzeitig wurden darüber hinaus penetrierende, meist linear-planare Strukturzonen erkannt, die quer zum Streichen der variszischen Deformationselemente, vornehmlich in NW-SE- und N-S-Richtung verknüpft mit E-WStörungen verlaufen und wegen partieller Fixierung im duktilen Formenschatz bereits hochbis spät-synorogen, bzw. nach heutigem Verständnis -synkollisional entstanden sein müssen
(v. SEIDLITZ 1925, v. BUBNOFF 1930, CLOOS 1948, STILLE 1949, RICHTER-BERNBURG
1949, RUCHHOLZ 1987; Abb. 5). Verbreitet wird auch ein prävariszischer, tiefkrustaler struktureller Altbestand, vor allem in N-S-Richtung, verknüpft mit E-W-Störungen angenommen
sowie ein Durchpausen alt angelegter „Lineamente“ so z. B. nach ANDREAS (2005) die
WNW-ESE-Teilelemente der neoproterozoischen Intraplattenbruchstruktur (SCHOLTZ 1930,
KORN 1938, CLOOS 1939, STILLE 1949, SCHWAN 1956, 1999, v. GÄRTNER 1961, CONRAD 1994, RÖLLIG et al. 1989, BANKWITZ et al. 1995). Offenbar stellten die NW-SEQuerzonen östlich der Rheinischen Querzone während der variszischen Tektogenese eine
spezifische Möglichkeit des Abbaus anhaltender tektonischer Konvergenzspannungen in
einem Zustand weitgehender Einengung dar, die vom stabilen Rahmen des orogenen Mobilgürtels, maßgeblich vom Verlauf des baltischen SW-Randes, geschient wurde. Ihr Ursprung
wird auf schräg zu den Terrane- und Plattengrenzen orientierte Kollisionsvektoren zurückgeführt, die in der späten Kollisionsphase zu lateralen Bewegungskomponenten an den variszischen Hauptsuturen und an der Transeuropäischen Suturzone (Sorgenfrei-TornquistTeisseyre-Linie) führten (ONCKEN 1997). Der Spannungsausgleich vollzog sich dabei verstärkt auch über diese parallel zur Grenze von Baltica verlaufenden Querzonen. Sie werden
als Ausgleichs- oder Transformstörungen (transfer fault zones - HENK 1993) eines kontinentalen krustalen „spreading“ (ANDREAS 2009) betrachtet und erreichten nach den
magmatogenen Begleiterscheinungen mindestens mittel- bis tiefstkrustales Niveau. Zugleich
fiel die ausgeprägte Äquidistanz auf (CARLÈ 1952, 1955, v. BUBNOFF 1955, JUNG 1965),
die vom Kräfteplan, insbesondere von der Geometrie der umgebenden Widerlager (Baltica,
Laurentia), vom Deformationsdruck und vom Krustenzustand (Mächtigkeit, Homogenität,
Mobilität) abhing. Im Verlaufe der Neuaufnahme und Neubewertung des gesamten Strukturinventars im Rahmen der Bemühungen um ein mobilistisch-dynamisches Tektogenesemodell für die europäischen Varisziden, die in den beiden vergangenen Jahrzehnten verstärkt
die geowissenschaftliche Forschung bestimmt haben (DALLMEYER, W. FRANKE & WEBER
1995, W. FRANKE et al. 2000), wurde wiederholt auf den erheblichen Einfluss dieser Strukturen im variszischen Bauplan hingewiesen (s. u. a. MATTE 1986, MATTE et al. 1986, EDEL
& WEBER 1995, CONRAD et al. 1996, 1998).
LINNEMANN et al. (1999: Abb. 11) haben im östlichen Saxothuringikum i. w. S., beginnend
mit der Südwestrand-Störung des Thüringer Waldes, einem Teilstück der sog. „Fränkischen
Linie“ im Sinne von v. FREYBERG’s (1969), bis zur Innersudetischen Hauptstörung insgesamt acht Äquidistanzzonen ausgehalten. Durch die kräftige alpidische Reaktivierung, die
sich in der saxonischen Tektogenese manifestiert, haben sich die Spuren der Querstrukturen
vielfach durch das Deckgebirge gepaust, wo markante Bruchstörungssysteme entstanden
51
sind, die nicht unmittelbar deckungsgleich zum Bruchmuster des metamorphen Untergrundes verlaufen. Indes dürfen nicht alle Äquidistanzzonen nach Ausmaß des Deformationsgeschehens und ihrer Tiefenreichweite als gleichrangig betrachtet werden. Es gibt Unterschiede im Grad der synkollisionalen Beanspruchung, die u. a. von der Position im orogenen
Spannungsfeld und von regionalen Besonderheiten der Krustenstruktur abhängen und auf
differenzielle Unterschiede im Entstehungsalter hinweisen. Die weitere Ausgestaltung im
Zuge der spät-variszischen und früh-postvariszischen Entwicklung bis hin zur postumen alpidischen Reaktivierung verläuft gleichermaßen ungleichwertig. Schon KÖLBEL (1954) hält
insbesondere drei NW-SE verlaufende Krustenstreifen oder „Sigmoide“ aus, die sich durch
das Auftreten variszischer Horizontalverschiebungen und -flexuren mit z. T. erheblichen
Versatzbeträgen auszeichnen. Wie D. FRANKE & HOFFMANN (1999a, b) am Beispiel des
Elbe-Lineamentes dargelegt haben, scheinen die bedeutenderen der NW-SE-Äquidistanzoder Querzonen, auf die sich der Großteil der deformativen und magmatischen Aktivitäten
konzentriert, als Begrenzungslinien solcher mehr oder weniger breiten Krustenstreifen bzw.
-segmente zu fungieren. Sie zeichnen teilweise bedeutsamere intrakrustale Inhomogenitäten
nach, waren syn- bis spätvariszisch aktiv und sind in auffälliger Weise im hoch- bis spätkollisionalen Gefügebild verankert. Innerhalb und zwischen diesen Krustensegmenten befinden
sich gleichgerichtete Strukturlinien geringerer Ausdehnung und Intensität. In Anlehnung an
KÖLBEL (1954) sollen die solcherart erkennbaren NW-SE-Krustenstreifen als Werra-, Harzund Elbe-Segment bezeichnet werden. Bei den begrenzenden Querzonen handelt es sich im
Einzelnen um die Kissingen-Hassfurt-Querzone und die Unterwerra-Frankenwald-Querzone
(Äquidistanzzone II nach LINNEMANN et al. 1999), die das Werra-Segment eingrenzen
(Abb. 1). Nach FREUDENBERGER (in FREUDENBERGER & SCHWERD 1996: 262) wird
die weit nach NW gerichtete Verlängerung bzw. Fortführung der Bayerischen Pfahl-Zone in
der Amberg-Sulzbacher, der Hollfeld-Staffelsteiner und der Lichtenfelser Störungszone gesehen.
In dieser Form begrenzt sie das sog. Obermain-Naab-Bruchschollenland am Südrand der
Böhmischen Scholle. CONRAD et al. (1996) diskutieren eine Fortsetzung der KissingenHassfurt-Bodenwöhr-Zone bis in den Bereich des Bodenwöhr-Halbgrabens als oberflächennahe nordwestliche Begrenzung des Kraichgau-Tauber-Hochs und einer für möglich erachteten linearen Fortsetzung längs der Bayerischen Pfahl-Störung. Dieses System könnte ein
Muster für die bereits genannte strukturelle Anpassung der präexistenten WNW-ESEFelderung an die spätkollisionale Bildung der NW-SE-Störungszonen im Rahmen der asturischen Querkollision darstellen.
Die im cadomisch konsolidierten Untergrund in WNW-ESE-Richtung fest fixierten Störungen
sind Bestandteil eines Bruchsystems, das am deutlichsten durch die Bayerische PfahlGruppe repräsentiert ist und als ehemalige neoproterozoische Intraplattenscherstruktur gedeutet wird.
Abb. 5: Phasenhafte Ausprägung von Querstrukturen im variszischen Gebirgsbau des vorwiegend thüringischen Teils von Saxothuringia im Verlauf des Hauptkollisions-stadiums im
höheren Unterkarbon. Durch die nachfolgende asturische Kompression Formierung der später mehrfach überprägten Fränkischen Querzone aus Elementen der im Zuge der Hauptkollision zerscherten WNW-ESE-Bruchzone vom Typ Bayerischer Pfahl und Teilen der neu gebildeten NW-SE-Bruchfelderung.
WNW-ESE- und NW-SE-Querzonen werden vom NNW-SSE streichenden Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystem durch Anscharung übernommen.
(nach ANDREAS 1988, BANKWITZ & BANKWITZ 1988, 1996, BRINKMANN 1948, CONRAD et al.
1996, 1998, FISCHER & TROLL 1973, FREUDENBERGER & SCHWERD 1996, v. GAERTNER 1950,
1964, GRÄBE 1962, GUNDLACH & STOPPEL 1966, HEMPEL 1963, 1968, KÖLBEL 1954, KOSAKOWSKI et al. 1996, MEINEL 1972, ONCKEN 1997, PFEIFFER 1955, 1968, 1976, SCHUBART 1955,
SCHUST et al. 1997, SCHWAN 1956, 1999, WUCHER 1997; Altersdaten nach ANTHES 1998,
BRÄTZ et al. 1996, GOLL 1996, MARHEINE 1997, ZEH et al. 1998, 1999.)
52
53
Die Zergliederung dieser Bruchzone erfolgte an äquidistant gefelderten N-S- und E-WStörungen bereits prähauptkollisional-präsudetisch, zeitlich vor dem unter Extensionsbedingungen intrudierten Thüringer Hauptgranit (± 340 - 334 Mio a). Dieser überlagert die WNWESE-Felderung und wird von ihr durchdrungen. Die markante Orientierung der Brüche und
deren stabile Einbindung in jüngere Prozesse lässt jedoch deutlich den ehemaligen strukturellen Zusammenhang erkennen. Am auffälligsten wirkt der trennende Versatz an der E-WLuhe-Linie.
Die paläostrukturelle Fortsetzung des Pfahl-Lineamentes ist demzufolge im Raum des Fichtelgebirges, des Pfälzer Waldes und dann letztendlich auch im Thüringer Wald zu suchen.
Die westliche Begrenzung ist mit den NNW-SSE-Strukturen der Frankenalb-Furche (v.
FREYBERG 1969) am Westende des Pfahls gegeben, die den krustalen Durchbau des Thüringisch-Fränkisch-Ostbayerischen Scherzonensystems bzw. des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes darstellt.
Wie die Bayerische Pfahl-Störung lenken auch die nördlich das Grundgebirge in Richtung
des westlichen Vorlandes verlassenden WNW-ESE- und NW-SE-Störungen bei Erreichen
des oben diskutierten NNW-SSE-Lineamentes deutlich in dessen Richtung ein. Mit dieser
Tiefenbruchzone wird eigentlich erst die der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle im SW
vorgelagerte Schollenfelderung, d. h., das Obermain-Naab-Bruchschollenland begrenzt (Beil.
12; v. FREYBERG 1969, Taf. 5).
Die NW-SE-Felderung als Transformsystem einer „kontinentalen spreading Zone“ betrachtet,
gehört dem frühvariszisch geprägten Querschollensystem an, das zwar örtlich, z. B. unter
den im Untergrund des Thüringer Waldes vorgegebenen strukturellen Voraussetzungen, in
die WNW-Richtung einbiegen kann, aber einer deutlich jüngeren Strukturbildung unterliegt.
Im Rahmen weitgespannter überregionaler Extensions- und Scherbewegungen wird jedoch
eine Einbindung genetisch unterschiedlicher Störungssysteme in einen jüngeren, übergeordneten Prozess für möglich erachtet.
Die Südharz-Westerzgebirgs-Querzone bzw. Querzone von Gera-Jachymov (Äquidistanzzone IV nach LINNEMANN et al. 1999), auf der noch neotektonische Aktivitäten nachweisbar
sind (BANKWITZ et al. 1993), und die Nordharz-Flöha-Brandov-Querzone (Äquidistanzzone
V nach LINNEMANN et al. 1999), umreißen das Harz-Segment. Das Elbe-Segment erstreckt
sich zwischen der Elbe-Querzone (Elbezone s. str. nach D. FRANKE & HOFFMANN 1999a,
b, Äquidistanzzone VI nach LINNEMANN et al. 1999) und der Hamburg-Krakow-Querzone
(D. FRANKE & HOFFMANN 1999 a,b).
Konfiguration und Entwicklung der spätvariszischen und früh-postvariszischen Innenmolasse- und Randsenken in Mitteleuropa sind zwangsläufig genetisch sehr eng in das strukturelle
Gefüge des orogenen Kollisionsstadiums eingebunden, aus dem sie sich erst sukzessive mit
der Umstellung der tektonischen Rahmenbedingungen und der damit einhergehenden Ausformung der Querzone zu dominanten Bruchstrukturen auf dem Wege zum Übergang in das
Kraton- oder Tafelstadium lösen.
Entstehung und Entwicklungsgang permokarbonischer Senken im Verbreitungsgebiet der
Armoricanischen Terranecollage (Mitteleuropäische Kristallinzone, Saxothuringikum i. e. S.
und Tepla-Barrandium) des variszischen Gebirgsrumpfes sind nach GAITZSCH & SCHNEIDER (1994) im Wesentlichen mit drei evolutionären Phasen der spätkollisionalen bis frühpostkollisionalen Tektonik verknüpft (Oberkarbon-Oberrotliegend I, s. a. LÜTZNER 1988).
Zunächst entstanden die Spezialbecken der variszischen Frühmolasse im Zusammenhang
mit dem unmittelbaren „postkollisionalen Kollaps“ (KRONER et al. 1998), so im Visè IIIβ/γ die
Becken von Borna-Hainichen (GAITZSCH 1998) und von Delitzsch (STEINBACH 1990),
begleitet von finaler Exhumierung tieferer Krusteneinheiten. Durch partielle Reaktivierung der
tiefkrustal wurzelnden kompressiven Kollisionssuturen zwischen Rhenoherzynikum (East
Avalonia), Mitteldeutscher Kristallinzone und Saxothuringikum i. e. S. (Terranegrenzen) und
ihrer Begleitstrukturen durch postkollisionale, spätvariszische, E-W gerichtete Dehnung wurden im höheren Namur und im Westfal die zumeist, aber nicht ausschließlich, dem variszi-
54
schen Generalstreichen folgenden großen Molasse-Extensionssenken angelegt, wie die
Saar-Nahe- und Saale-Unstrut-Senke sowie die Vorerzgebirgs-Senke. Haben anfänglich
durch abnehmende Kompressionsspannung, d. h., durch Dekompression ausgelöste und
von gravitativem Massenausgleich unterstützte Relaxationsbewegungen eine Rolle gespielt,
so veränderten sich ab Westfal zunehmend die geodynamischen Rahmenbedingungen
(HENK 1997a, b). Ein neues eigenständiges Spannungsfeld, möglicherweise aus Translationsbewegungen impulsartig an der afrikanisch-europäischen Plattengrenze generiert
(ARTHAUD & MATTE 1977, ZIEGLER 1987), leitete ab höherem Westfal/Stefan eine erneute, kräftige und langanhaltende extensionale Reaktivierung von Abschnitten variszischer Terranebruchzonen aber auch von NW-SE streichenden Querzonen, und damit den Beginn des
früh-postvariszischen Molassestadiums oder des europäischen postvariszischen Riftstadiums ein (BENEK 1989, HENK 1997c).
Die vom Grenzbereich Oberer Mantel-Unterkruste ausgehende Extensionsspannung gewinnt
jedoch zunehmend an Wirksamkeit. Neben der Fortentwicklung der variszisch streichenden
Senken prägten zunehmend auch an Querzonen gebundene Subsidenzstrukturen das regionale Strukturmuster (Südrandsenke der Böhmischen Masse mit der Thüringer WaldRiftgrabensenke und der Naab-Senke i. S. v. SCHRÖDER, B. 1988).
1.3.1.
Das WNW-ESE-Störungssystem vom Typ Rundinger Zone-Bayerischer
Pfahl-Donaurandbruch – postume Abschnitte des frühkollisional überprägten und zerscherten Außenrandes der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle gegen die Süddeutsche Großscholle entlang einer tiefreichenden
Intraplatten-Geosutur
Der im bayerischen Moldanubikum um WNW-ESE (± 117° bis 120°) streichenden Bayerischen Pfahl-Störung sind die etwa parallel streichenden Störungen der Rundinger Zone
nördlich und der Donau-Störung südlich der Hauptstruktur als möglicherweise zu einem
Bruchsystem gehörig zuzuordnen. In dem Bereich der über eine Längserstreckung von >
200 km verfolgbaren Pfahl-Störung lassen sich nach MIELKE (1989) noch altpaläozoische
Bewegungen im höheren Ordovizium nachweisen, so dass bei der Anerkennung dieses
Sachverhaltes bis zum Miozän örtlich eine über den Zeitraum von etwa 445 Mio a wirksame
stabile Störungskonstruktion existiert.
Auf die, während des genannten Zeitraumes, wiederholte Mobilisation der Bruchgefüge dieser Störungszonen deutet der Nachweis von Hochtemperatur-Mylonitisierungen neben den
unter grünschieferfaziellen Bedingungen entstandenen kataklastischen Deformationen hin.
Im Zusammenhang mit einer ausführlichen Diskussion der Pfahlproblematik durch BEHR et
al. (1992) besitzen die Cordieritgneise und Anatexite nordöstlich vom Pfahl ein mittel- bis
oberordovizisches (?Metamorphose-)Alter von 450 bis 469 Mio a (GEBAUER 1983). In dessen unmittelbarem Umfeld sind die Gneise streifig blastomylonitisch-mylonitisch überprägt,
wie z. B. die Perlgneise (310 Mio a) und die Palite (346 ± 29 Mio a) nach KÖHLER et al.
(1983) und dann von einer weiteren Anatexis betroffen. Spät- und posttektonische, d. h.,
postasturische (i. S. von ANDREAS) Granite intrudierten spitzwinklig subparallele Schwächezonen.
Diese z. T. bereits für den Zeitraum des Altpaläozoikums nachgewiesenen Prozesse fordern
eine Diskussion über Verlauf und/oder Begrenzung des Bayerischen Pfahlsystems, das u. a.
auch als Teil des bayerischen Lineamentsystems bezeichnet worden ist. FREUDENBERGER nimmt eine sich über eine Entfernung von > 100 km nach W erstreckende Fortsetzung
der Pfahlzone, deutlich aus der WNW-Richtung (117° bis 120°) umbiegend in NNW-Richtung
(± 150°) in der Ambach-Sulzberger, Hollfelder, Staffe lsteiner und Lichtenfelser Störungszone
an.
Folgt man v. FREYBERG (1969), lässt sich ein Einbiegen sowohl von WNW-ESE-Störungen
(Bayer. Pfahl) im Bereich der Sulzbach-Amberger Aufschiebung, als auch von NW-SEStörungszonen in eine NNW-SSE-Lineare, nämlich die Anomalie Göttingen-Ruhla-
55
Regensburg bzw. die Thüringisch-Nordostbayerische Scherzone oder auch die FrankenalbFurche i. w. S. erkennen. In nordwestlicher Richtung fortschreitend setzen sich sowohl der
Pegnitzer Südsprung über die Oberhausener Flexur in der Hollfelder Störung und die Döllnitz-Josleiner und Motschenbacher Störung in der Asslitz-Störung fort. In Verfolgung des
Pegnitzer Südsprungs nach NW, versteilt sich das Störungssystem unweit östlich Pottenstein
und Waischenfeld, um dann nach etwa 8 bis 10 km Erstreckung in NNW-Richtung - abgelenkt und dirigiert durch das Lineament des tiefen Untergrundes - bei Hollfeld erneut in die
NW-SE-Richtung einzubiegen.
CONRAD et al. (1996) sehen in der NW-SE (± 125° bis 130°) streichenden HaßfurtBodenwöhr-Querzone die oberflächige nordöstliche Begrenzung des Kraichgau-TauberHochs der Süddeutschen Großscholle und diskutieren eine mögliche, geradlinige südöstliche
Fortsetzung, etwa längs des Bayerischen Pfahls im Bereich des Bodenwöhr-Halbgrabens,
wo sich Schwereindikationen noch bis in etwa 20 km Teufe nachweisen lassen. Diese Linie
und die Begrenzung des Grundgebirges gegen das mesozoische Vorland südwestlich der
Böhmischen Scholle werden jedoch deutlich von der NNW-SSE (± 150°) streichenden
Schwereminusachse Göttingen-Ruhla-Regensburg und die diese im gravimetrischen Bild
deutlich querende E-W streichende Luhe-Linie unterbrochen, die sich noch bis zu einer Teufe von etwa 10 km nachweisen lässt. Auf diesem Wege ist ebenfalls keine deutliche Zuordnung erkennbar.
Nach MÜLLER, M. (1994) biegt nördlich der Luhe-Linie die WNW-ESE streichende Auerbacher Querzone, wie die Fichtelnaab-Querzone, ebenfalls in die NNW-SSE-Richtung ein (Beil.
12).
Beobachtungen im Gebiet des Thüringer Waldes an einer seit dem höheren Oberkarbon
deutlich nachweisbaren WNW-ESE-Bruchfelderung und - wie das System der Bayerischen
Pfahl-Störungen - auch heute noch als stabiles tektonisches Gerüst erkennbar (Beil. 16),
zeigen eine parallele konforme Ausbildung, die auf einen möglichen strukturellen Zusammenhang in Form einer langaushaltenden linearen Hauptbruchzone verweist. Diese wird als
möglicher Bestandteil einer ehemaligen ?neoproterozoisch-unterpaläozoischen Intraplattenscherbruchzone zwischen der Vindelizisch-Süddeutschen Großscholle sowie der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle gedeutet, die im Verlaufe des frühvariszischen Kollisionsgeschehens an um N-S und E-W streichenden Tiefenbrüchen in Teilabschnitte zerlegt worden ist.
Während die Störungen des Bayerischen Pfahl-Systems an der heutigen Oberfläche ihre
unmittelbare Anlage ausschließlich im neoproterozoisch-cadomischen Untergrund belegen,
deuten die anderenorts nachgewiesenen Störungseinheiten in höheren Krustenabschnitten
auf einen - wie auch immer gearteten - kopierten postumen Durchbau in höhere Krustenabschnitte hin.
Wie in Ostbayern, ist z. B. auch im Bereich des Thüringer Waldes einschließlich des südlichen Vorlandes eine etwa 70 km breite Zone zu beobachten, die, begrenzt von der Unterwerra-Frankenwald-Querzone im Norden und der Heustreu-Hassberge-Querzone im Süden,
eine markante Schollenfelderung aus mehreren subparallelen WNW-ESE-Störungen einschließen.
Die aus dem ehemaligen Verband abgetrennten WNW-ESE streichenden Einheiten besitzen
im Bereich Fichtelgebirge-Oberpfälzer Wald und im thüringischen Abschnitt eine Länge von
etwa 100 - 120 km und reagieren innerhalb um- bzw. neuformierter Kräftekonstellationen
getrennt, z. B. mit dem NNW-SSE verlaufenden Thüringisch-Ostbayerischen Scherzonensystem in dessen weit gespannten strukturellen Ausbau als Teil eines Kräfteparallelogramms, in das neben der Unterwerra-Frankenwald-Querzone und der Bad KissingenHaßfurt-Bodenwöhr-Querzone das Bayerische Pfahl-Störungssystem und neben der thüringischen Granitlinie auch der gleichfalls NNW-SSE streichende Böhmische Pfahl bzw. die
Marianske Lazne-Scherzone und die Scherzonen von Rattenberg und Stallwang zwischen
den Pfahlstörungen involviert sind (Beil. 1, 12).
56
BEHR (1992) sieht im System des Bayerischen und Böhmischen Pfahls ein konjugiertes,
und nach GROMES (1980; in vorgenannter Arbeit zitiert) ein langzeitig seismisch aktives
strike-slip-System, das vor allem z. Zt. der Quarzmineralisation um 247 ± 21 Mio a (HORN et
al. 1986) aktiviert war.
Im Raum des Thüringer Waldes und in dessen Umfeld sind als markante Beispiele die sogenannte Kehltal-Störung, die Heidersbach-Störung und die Brüche des NentershausenEisenach-Grabens, wie die Netraer und Sontraer Zone i. S. von CARLÉ (1955) zu nennen
(Beil. 12). Auch schließt sich westlich an die Schleusingener Randzone ein WNW-ESE streichender Abschnitt der Südrandstörung des Thüringer Waldes an, der gleichgerichtet nach W
in das Vorland fortstreicht. Ein subparalleles Streichen zeigt ebenfalls der Abschnitt der sog.
„Fränkischen Linie“ zwischen Schleuse-Horst und dem Stockheimer Graben (Beil. 1; 9-2 u.
16).
Diese Bruchstrukturen sind nachweislich seit dem höheren Stefan C als Schollentreppen und
Grabengrenzen oder auch als Grenzen von Aufwölbungszonen wirksam und entfalten sich
am deutlichsten während der vulkanischen Episoden der Georgenthal-, Ilmenau- und der
Oberhof-Formation. Im Verlaufe der Georgenthal-Formation folgt die Sedimentation der
WNW-ESE-Felderung (Pfahlrichtung) der Unterkruste (ANDREAS et al. 2005), wohingegen
sich die gangförmigen Intrusionen in der Oberkruste deutlich in NNW-SSE-Richtung (Lineament Göttingen-Ruhla-Regensburg, Thüringisch-Nordostbayerisches Scherzonensystem)
entfalten. Gegenüber der Georgenthal-Formation, die nur mit zunehmend verringerter Mächtigkeit der Sedimente und vor allem der Vulkanite auf das Gebiet des Kristallins von Ruhla
übergreift, werden während der Ilmenau-Formation die Gräben regional weiter verbreitet - so
z. B. mit den Furrow-Strukturen - und stärker eingetieft, sowie in westlicher Richtung über
das Kristallin hinweg in den Raum des späteren und gleichfalls WNW-ESE begrenzten und
im Oberrotliegenden erneut aktiven Eisenach-Grabens vorangetrieben. Während der Oberhof-Formation, dem Zeitraum des extremsten SW-NE-Extensionsvorganges im Reaktionsbereich des Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems, bilden sich im Thüringer
Wald die tiefsten Schollenabsenkungen. Die dadurch hervorgerufenen Grabenzonen sind
vorwiegend von sauren Vulkaniten und Tuffen der späteren sog. Oberhofer Porphyrplatte
angefüllt worden. Die Begrenzung dieses internen Grabensystems ist durch die bereits genannten WNW-ESE- und NNW-SSW-Bruchzonen gegeben, deren Richtung nunmehr auch
zahlreiche Vulkanitkörper folgen (MEISTER 1988, 2001). Innerhalb dieser Gräben wurden
die Sedimente und vor allem die Vulkanite der intrarotliegenden Entwicklung kumulativ mit
einer geschätzten Gesamtmächtigkeit von > 1 000m - ± 2 000 m angereichert und die primären Ausbildungen und Mächtigkeiten sind bis heute noch - durch die konservativen Bruchstrukturen geschützt - ohne wesentliche, erosiv verursachte Schichtlücken erhalten (Beil. 1 u.
12).
Im nordwestlichen Oberpfälzer Wald lassen sich äquivalente Bruchstrukturen aufzeigen, wo
z. B. die der WNW-ESE-Felderung zuordenbare Fichtelnaab-Störungszone (i. S. von
HIRSCHMANN 1992) unmittelbar im Bereich nördlich und mit einer Parallelstörung südlich
vom Ansatzpunkt der KTB Windischeschenbach verläuft.
Die im Umfeld der KTB Windischeschenbach durchgeführten vielseitigen und umfangreichen
Untersuchungen hatten auch die Dokumentation und Analyse der zahlreichen, divergent
gerichteten Bruchsysteme zum Ziel. Von HIRSCHMANN (1992) wurden Richtungsgruppen
zusammengefasst, und diese mit durch Landsat-Aufnahmen gewonnenen Strukturbildern
verglichen.
Wie die im Thüringer Wald zu beobachtenden Richtungswechsel, verknüpft mit einer Querstörung, kann auch hier eine Fortsetzung der WNW-ESE-Fichtelnaab-Störung in westlicher
Richtung durch den Gneis südlich Erbendorf und den Südabschnitt des Erbendorfer Permokarbons über die sog. „Fränkische Linie“ hinweg in den NW-SE streichenden Südabschnitt
der Weidenberger Störung und deren Fortsetzung in Richtung der Döllnitz-Josleiner Störung
gesehen werden. Diese Vorstellung wird auch durch die Satellitenbildauswertung gestützt,
57
die ein breites Band von WNW-ESE- und E-W-Strukturen als Zone Fichtelnaab-FalkenbergKemnath erkennen lässt.
Nach PETEREK et al. (1996) wird die Fortsetzung der Fichtelnaab-Störung nach W in der
flach nach SW offenen bogenförmigen NW-SE-Störungslinie Fichtelberg-Bad Berneck gesehen, der in etwa auch eine Darstellung bei ZULAUF (1993) folgt.
Unter Einbeziehung der ebenfalls WNW-ESE streichenden Tachov-Fault im NE und der Heidenaab-Störung im SW ist im weiteren Umfeld der KTB ebenfalls ein etwa 40 km breites Störungsfeld markiert.
Durch STETTNER (1989) wurde in Verknüpfung mit dem Profil der KTB Vorbohrung die
Fichtelnaab-Störungszone durch Profilschnitte untersucht, doch konnte das Einfallen erst
durch die Auswertung des Profils der Hauptbohrung näherungsweise mit 50° NE im Bereich
des Naabtal-Granits (Falkenberg-Granit) fixiert werden. Die in SE-Richtung aufschiebende
Hauptscherfläche im KTB Profil wurde mit der Altenparkstein-Störung, einem Teilelement der
Fränkischen Linie i. S. von HIRSCHMANN (1994) korreliert und einer bedeutsamen Reflexionszone (SE1) in 7 000 m Teufe zugeordnet (de WALL et al. 1994). Nach diesen Konstruktionen ist die Fichtelnaab-Störungszone Bestandteil des höheren Abschnittes einer als frontal
ramp in SW-Richtung auf- und überschiebenden Scholle, die als Bestandteil eines Scherverbandes gedeutet wird (ZULAUF & DUYSTER 1997).
Dass die Gruppe der postumen WNW-ESE-Störungsfelderung des sich ehemalig weiträumig
erstreckenden Pfahlsystems eine strukturell dominierende Rolle im Bereich des Thüringer
Waldes besitzt, ist offensichtlich auf die Querung dieses Strukturabschnittes durch das, den
Grenzbereich Mantel-Kruste tangierenden, Tiefenlineament Göttingen-Ruhla-Regensburg
zurückzuführen. Durch dieses wird über mehrere Perioden ein langanhaltendes Extensionsregime in die Oberkruste übertragen. Dort, wo sich das Lineament, nachdem es mit NNWSSE-Streichen den Thüringer Raum verlassen hat, im Gebiet von Regensburg-Schmidgaden
wieder dem etwa an der Luhe-Linie nach W versetzten Pfahlsystem nähert, sind offensichtlich ähnliche, parallel zur Pfahl-Richtung streichende, aber nur noch reliktisch erhaltene permokarbone Grabensenken im Strukturbereich des genannten Störungssystems entstanden,
die sich möglicherweise genetisch mit Abschnitten der Entwicklung des Thüringer Waldes
vergleichen lassen.
Aus dieser Beziehung wäre der ebenfalls ± synkollisionale Versatz des Bayerischen PfahlSystems gegenüber der Störungsfelderung von Fichtelgebirge/Oberpfälzer Wald und der des
Thüringer Wald-Umfeldes zu sehen. WEBER & VOLLBRECHT (1989; nach WELZEL in
BEHR et al. 1992) interpretieren den Bayerischen Pfahl als NE-Begrenzung einer nach N
gerichteten kompressiven Anpassung („Indentation“) des Vindelizischen an das Böhmische
Terrane.
Die gegenwärtige Positionierung des eigentlichen Bayerischen Pfahl-Komplexes erfolgte im
Zeitraum der sog. Hauptkollision bzw. des sudetischen event um ± 330 - 325 Mio a (höheres
Unterkarbon) in Verbindung mit den um E-W bzw. SE-NW gerichteten Kollisions- und Subduktionsprozessen zwischen den moldanubischen und saxothuringischen Schollenabschnitten oder Terranes. Unter den Bedingungen einer von zunehmend erhöhter Duktilität begleiteten HT/MP-Metamorphose wird das Pfahlsegment als Teil der frühvariszisch zerscherten
Intraplattenscherbruchzone um ± 50 km nach W bis etwa zum Göttingen-Ruhla-Regensburg
Lineament verschoben.
Den Vorstellungen von UNGER & SCHWARZMEIER (1987) folgend, wird der Abbruch des
Landshut-Neuöttinger Hochs südlich des Donau-Randbruchs als südliche Grenze der Böhmischen Masse i. w. S. betrachtet. Auf dieser Grundlage lässt sich eine räumliche Gliederung in WNW-ESE-Störungen mit gleichgerichteten Gräben erkennen, wie sie etwa analog
im Thüringer Wald und seinen unmittelbaren Vorlandregionen entwickelt ist. Als begrenzende Intraplattensenken bzw. Intraschollen-Zwischenrandsenken wäre dann vergleichsweise
die Thüringer Wald-Riftgrabensenke zu benennen. Nach diesen Überlegungen wäre dann
58
die strukturelle Grenze der Böhmischen Masse zur Vindelizischen Masse im Bereich vom
Donau-Randbruch und der anliegenden Rotliegendsenke zu suchen. Eine Fortsetzung in der
Schwarzwald-Bayerwald-Linie wird nicht gesehen, da diese erst westlich der Struktur Göttingen-Ruhla-Regensburg mit einem Vergenzwechsel einsetzt. Mit diesem Vergleich wäre
erstmalig eine Möglichkeit der strukturell-genetischen Interpretation der bruchtektonisch gegliederten WNW-ESE-Senkenbildungen in einem Bereich vorwiegend um N-S und NE-SW
gerichteter Akkumulationszentren möglich. Der Giftthal-Trog i. S. von SCHRÖDER, B. (1988)
wird als Bestandteil der Südrand-Senke des Böhmischen Massivs betrachtet. Die BodenseeSenke, wie die Offenburg-Schramberg-Senke wären den Westböhmischen Senken evtl. als
Strukturen im Rahmen einer tektonischen Fortsetzungslineare subparallel zur Geosutur zwischen Moldanubikum und Saxothuringikum zuzuordnen (Beil. 14).
Die Erstreckung einer etwa 30 - 40 km breiten WNW-ESE-Felderung, ausgehend vom Gebiet Fichtelgebirge-Oberpfälzer Wald in südwestlicher Richtung ist im Vorlandbereich unter
meso-känozoischer Bedeckung nicht deutlich rekonstruierbar. Hier wird das genannte Störungsfeld sowohl spitzwinklig einschränkend von der Luhe-Linie begrenzt, als auch von der
Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone gequert.
Unter diesen Voraussetzungen ist die spezifische, räumlich eingeschränkte Formierung der
Naab-Senke i. S. von SCHRÖDER, B. (1988) zu betrachten.
1.3.2.
Die lineamentäre, persistent extensive, tektono-magmatische, tiefstkrustale
NNW-SSE-Struktur Göttingen-Ruhla-Regensburg – ihre Wirksamkeit als
Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerisches Scherzonensystem und Blockgrenze
Eine Zusammenstellung von 12 Zeitschnitten genetischer Rekonstruktionen räumlich verknüpfter lithostratigraphischer Einheiten des Oberkarbon/Unterperm haben deutlich eine das
Gebiet des Thüringer Waldes spitzwinklig kreuzende tektonische NNW-SSE-Linearstruktur
erkennen lassen, welche sowohl die Formierung der Becken als auch die Fazies beeinflusst
hat (ANDREAS 1982, 1988). Als aktives Lineament, das durch persistent wirksame E-WExtension alle von ihm unterquerten Struktureinheiten in ein gemeinsames Wirkungsfeld einbezieht, wurde die sog. „Osning-Thüringer Wald-Pfahl-Scherzone“ ausgehalten (ANDREAS
1988). Diese Bezeichnung stützte sich auf die tangierende oder querende Position dieses
Lineamentes zu den markanten Verbreitungsgebieten der WNW-ESE-Störungszonen, vor
allem denen des Thüringer Waldes.
Diese Beobachtungen erschließen sich und werden gestützt durch die Interpretationen geophysikalischer, vor allem gravimetrischer Untersuchungen von BEHR et al. (1992) und
CONRAD et al. (1996). Danach kann der NNW-SSE-Anomalienzug (tiefe Unterkruste) Bremen-Regensburg, auch als Schwereminusachse Göttingen-Regensburg bezeichnet, als eine
möglicherweise schon sehr alt angelegte Krustennaht mit E-W gerichteter Extension betrachtet werden.
Eine Beziehung zur rezenten Dynamik ist aus der Parallelerstreckung der Hauptkompressionsrichtung des krustalen Stressfeldes in NNW-SSE-Richtung ableitbar. Nach BEHR et al.
(1992) „können auch die P-Wellen-Residuen von BABUSKA et al. (1984), die unter diesem
Raum in NNW-SSE-Richtung für den lithosphärischen Mantel abgeleitet wurden, in die Diskussion einbezogen werden. Die NNW-SSE-Strukturen würden sich dann in den oberen
Mantel fortsetzen bzw. dort ihre Ursache haben.“ Auf eine derartige Beziehung verweisen
auch die bereits genannten, durch Spuren eines Mantelchemismus beeinflussten basischen
Intrusionen im Umfeld des Lineamentes.
Das Ergebnis der sog. LINSSER-Filterung der gravimetrischen Daten des genannten regionalen Minimums bzw. der Zone negativer Schwere belegt unterhalb der mesozoischen
Überdeckung gegenüber dem NNW-SSE-Oberflächentrend eine deutliche Streckung von
Strukturelementen in N-S-Richtung. Diese Tendenz lässt sich sowohl für den thüringischen
Raum als auch für den des Oberpfälzer Waldes ableiten. Die geringe Dichte beruht mit gro59
ßer Wahrscheinlichkeit auf sauren Intrusivkörpern bzw. Wärmeanomalien in der unteren und
mittleren Kruste.
Die Bildung der anatektischen Schmelzen erfolgte mehr oder weniger gleichzeitig und intrudierte die Kruste nahe zu deren Bildungsräumen. So folgen die spät- bis postkollisionalen
und permokarbonischen granitoiden, lamprophyrischen, doleritischen und subvulkanogenen
Intrusionen im krustalen Wirkungsbereich des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes
sowohl der NNW-SSE als auch der N-S-Richtung.
In diesem Zusammenhang stellt sich erneut die Frage nach der Art und Bedeutung der
Grenzbruchzone zwischen der Süddeutschen Großscholle und der MitteldeutschBöhmischen Großscholle. Eigentlich lassen sich keine deutlichen Anzeichen einer TerraneTerrane-Kollision bzw. intra-Plattensubduktion im Bereich der offensichtlich in Verbindung
mit der Entwicklung der durch die NW-SE-Störungszonen aktivierten WNW-ESEBruchfelderung erkennen. Um 340 Mio a soll sich der Übergang von der kontinentalen Subduktion und Kollision zu den postkollisionalen Prozessen vollzogen haben und bei 330 Mio a
waren alle hochmetamorphen Einheiten in Abkühlung begriffen. Richtig scheint, dass das
NNW-SSE-Tiefenlineament Göttingen-Ruhla-Regensburg als Schatteninhomogenität bereits
vor Ausbildung der oberdevonischen variszischen Querstrukturen der bekannten Schollenfelderung im Verlauf der Hauptkollision angelegt war. Die anomale Entwicklung ist vermutlich
bereits in der cadomischen Strukturbildung zu suchen. Wahrscheinlich ist es eine synkollisionale oder frühpostkollisionale Scherstruktur beginnender Kruste-Mantel-Ausgleichsdynamik
und wurde somit auch als eine Frühanlage des Grenzbereiches der beiden o. a. Großschollen diskutiert (ANDREAS 2005). Diese wird, im gewissen Sinne gegenüber den Brüchen der
zergliederten passiven WNW-ESE-Intraplattenscherbruchzone, die offensichtlich nur noch
indirekt als Leitlinie und begrenzendes Strukturelement in übergeordneten Prozessen krustal
wirksam ist, im nachfolgenden Kompressions-Extensionszenario zunehmend deutlicher
wahrnehmbar. Obwohl Grenzflächenscherung stattgefunden hat, ist postkollisional keine
größere Lateralverschiebung wahrscheinlich.
Eine weitere Interpretationsmöglichkeit lässt sich aus der persistent extensiven Wirksamkeit
des Kruste-Mantel-Lineamentes als einer Grenzlineare für den unterschiedlichen Chemismus mantelbeeinflusster Magmen an deren E- bzw. W-Flanke ableiten. Das über Jahrmillionen andauernd aktive Element zeigt gewisse Ähnlichkeiten mit den Prozessen des „sea floor
spreading“ eines mittelozeanischen Rückens und könnte die spezifische Form eines durch
mehrfache kompressive krustale Überlagerungsprozesse verdeckten Rifts bzw. einer Transformstörung darstellen. Als charakteristisch wäre aus den gegebenen Fakten ein autonomer
subkrustaler und vertikaler, beidseitig nach außen gerichteter Transport von magmatischem
Mantelmaterial zu postulieren.
Nach RIEMSCHNEIDER (1990) zeigen Spannungsabschätzungen (Modell NorddeutschPolnische-Senke) für den Zeitraum Stefan-Autun (Unterrotliegend nach dem Absenkungsmodell von TURCOTTE & EMMERMAN 1983) „das auf der Ausdünnung von Kruste und
Lithosphäre infolge extern angreifender horizontaler Dehnungskräfte (passiver Mechanismus) mit nachfolgenden isostatischen Ausgleichsbewegungen beruht -“ ein Ergebnis, aus
dem hervorgeht, „daß die berechneten Werte bereits zur Riftbildung bzw. zum Aufreißen
eines Kontinentes führen“ können.
Dieses tiefentektonische Element bleibt bis in die jüngere Erdgeschichte wirksam und untergliedert bspw. den tertiären Basaltvulkanismus nach unterschiedlichem Chemismus in ein
nördliches und ein südliches Verbreitungsgebiet. Bereits im Zeitraum des höheren Siles (Stefan B?/C) deutet sich eine annähernd räumlich gleich zuordenbare, durch seitliche Verschiebung hervorgerufene Untergliederung einer Zentraleuropäischen N-S-Riftzone in die regionalen Teilelemente des Niedersachsen-Rifts und des Thüringisch-Fränkischen Rifts an (ANDREAS et al. 2005). Auch wird ein durch intensive Salzstockbildung gekennzeichneter norddeutscher Bereich durch das Lineament deutlich von einem nahezu salzstockfreien südlichen Abschnitt getrennt.
60
Die durch die oberkarbonisch-unterpermischen Kompressionen verursachte Krustenstapelung und Schollenverschränkung im weiteren Umfeld der sog. „Fränkischen Linie“, d.
h., im Raum der Intraplatten-Scherbruchstruktur führte zu einer Überfahrung des Rifts und
zur wechselseitigen Verschiebung der Schollenfelderung.
Diese, durch wiederholt um N-S gerichtete Schollenkompression gekennzeichnete Struktur
unterliegt nach den N-S-Dekompressionsphasen einer NE-SW gerichteten Senkenbildung
innerhalb des Thüringer Wald-Riftgrabens. Dann erfolgt erneut von der Mantelbewegung
ausgehende, anhaltend extensive E-W-Dehnung mit NW-SE-Senkenbildung bzw. um N-S
gerichtete Furrow-Genese und mit dem Unterkruste-Mantelniveau verknüpfte Aufheizung der
auflagernden Kruste sowie Generierung von hybriden, sauren und basischen anatektischen
Schmelzen und deren Intrusion an präexistenten Tiefenbruchzonen.
Die chemischen Divergenzen der Flanken und, unabhängig von krustalen Verschiebungen
und Stapelungen, neu durch von der Mantelbewegung gesteuerte Prozesse eines Krustentransports bzw. einer Krustendehnung und N-S gerichtete Graben- bzw. Furrowbildung stellen offensichtlich das Ergebnis einer eigenständigen Mobilität des Mantels dar. Diese ermöglicht in erster Linie den intrakontinentalen Schollentransport. Die Möglichkeit einer derartigen
Bewegung wird gestützt durch die Ergebnisse von JÖNS (2001), der sich mit den TRURNIT’schen Vorstellungen (1901) i. S. einer durch das mobile Bezugssystem Erde-Mond hervorgerufenen großräumigen sog. „fremd-endogenen Dynamik der Erde“ auseinandersetzt.
Als Teil einer zusammenfassenden Begründung seiner Auffassungen folgert JÖNS, das sich
aus der wesentlich schnelleren Rotation der Erde gegenüber der gleichsinnigen Relativbewegung des Mondes eine entsprechende Relativbewegung des gemeinsamen Masseschwerpunktes von E nach W ableiten lässt. Unter anderen ergibt sich nach JÖNS (2001;
Appendix p. 491) als resultierende Kraft aus dieser Relativbewegung unter Pkt. 2.c. ein
„Nach Osten gerichtetes Abwälzen des oberen Mantels relativ zur Lithosphäre nach dem
Prinzip eines Zykloidgetriebes. Dadurch wird eine nach Osten gerichtete Bewegung des oberen Mantels relativ zur Lithosphäre bewirkt.“
Zumindest kann aus diesen Aussagen ein weiterer grundsätzlicher Ansatz zur Genese und
Steuerung der europäischen hochoberkarbonisch-unterpermischen Riftentwicklung herausgefiltert werden, wobei sich die verschiedenen N-S-Teilabschnitte zwischen den querenden
NNW-SSE- und gleichfalls auf eine autonome Mantelbewegung hinweisenden linearen
Strukturen des Oberen Mantels in mobiler Beziehung zur Kruste herausbilden.
Die Entwicklung des mobilen europäischen, etwa N-S gerichteten Riftsystems - Zentraleuropäische N-S-Riftzone und die Furrow Systeme - gewinnt ihren entscheidenden Antrieb im
Wesentlichen durch die nach E gerichtete Bewegung des Oberen Mantels relativ zur Lithosphäre. Diese Zusammenhänge erlauben eine plausible Erklärung der mehr oder weniger
deutlichen und generell überregional entwickelten sog. Halbgrabenbildung mit steilen E- und
flachen W-Flanken. Die im Wesentlichen durch die Arbeiten von BANKWITZ, P. (1978) und
BANKWITZ, E. & P. BANKWITZ (1979) angeregte Auffassung vom Doppelcharakter des
Rotliegenden im Thüringer Wald und seinem Umfeld (ANDREAS 1988) andeutungsweise als
Folge der tief- bzw. subkrustalen Kopplung der mitteleuropäischen Schollenfelderung hat an
Konturen gewonnen.
Diese autonome Manteldynamik im Bereich der krustalen Schollenfelderung prägt sich in
langanhaltenden Prozessen der Aktivierung von altangelegten Störungen sowie in der Anlage von subparallelen oder querenden Intrusionen und Lavaförderkanälen aus.
Dafür spricht auch die NNW-gerichtete Erstreckung und Verbreitung der Lamprophyre und
Monzodiorite im Umfeld der KTB Windischeschenbach. Nach HARMS & HÖLZL (1994) besitzen sie die geochemische und radiogene Isotopensignatur von subduktionsbezogenem
Magmatismus und Anreicherung von Mantelmaterial. Sowohl die von der Aufnahme krustalen Materials geprägten Monzodiorite, als auch die Lamprophyre zeigen die Herkunft vom
gleichen subkrustalen Lithosphärenbereich an. Dann bewirkt die Extension subparallele
Grabenzonen und die Anlage und Dynamik von „pull-apart-Strukturen“ sowie durch unmittel-
61
bare Einwirkung und vertikale Steuerung die NNW-SSE-achsiale Bildung von eigenständigen
Senken.
Die Göttingen-Ruhla-Regensburg-Achse ist somit Teil bzw. krustale Ausprägung einer über
vermutlich mehr als 400 - 500 Mio a autonom wirkenden geoidal gesteuerten Mantelstruktur.
Das NNW-SSE streichende sog. Helgoland-Bremen-Göttingen-Thüringer Wald [Ergänzung
ANDREAS]-Regensburg-Lineament begrenzt anteilig die südwestliche Flanke der Mitteldeutsch-Böhmischen Scholle und ist nicht mit der Strukturzone des Bayerischen Pfahls sowie der sog. „Fränkischen-Linie“ identisch (CONRAD et al. 1996). Während letztere strukturell eng mit tiefreichenden Scherbahnen bzw. flower structures verknüpft sind, im Profil der
KTB belegt durch HIRSCHMANN (1994), sind für die Bremen-Göttingen-Ruhla-RegensburgStruktur vordergründig keine derartigen Scherbahnen anzunehmen. Es bietet sich ein Vergleich mit den großen variszischen Transformstörungen i. S. von ARTHAUD & MATTE
(1977) an, wie der Bray- und der Elbe-Querzone, sowie dem Tornquist-Teisseyre-Lineament.
Hier lassen sich gleichfalls, partiell unterbrochene, subparallel verlaufende Störungsbahnen
erkennen, die als krustal verlagerte Teilabschnitte über einer linearen Mantelaufstiegszone
oder als grabenartige Strukturen zu deuten sind. Für die Elbe-Zone nehmen LINNEMANN et
al. (2004) rechtslaterale subhorizontale Bewegungen an. Die Begrenzung der Süddeutschen
Großscholle könnte sich konturiert im Bereich des Oberen Mantels zwischen der Riftstruktur
des Oberrheintalgrabens im W und der linearen Extensionsstruktur (?verdecktes Rift) der
Göttingen-Ruhla-Regensburg-Tiefenstörung abzeichnen.
Eine von Regensburg ausgehende lineare Fortsetzung nach SSW in Richtung Salzburg ist
unklar, wäre jedoch durch eine Querstörung oder Verbiegung der Südrandstörung des
Landshut-Neuöttinger Hochs im Bereich der Salzach-Querung kenntlich (Karte: LANGE
1981). Auch erstreckt sich der Oberlauf der Salzach auf etwa 100 km Länge geradlinig in
gleiche Richtung.
1.3.3.
Die NW-SE-Teilschollenrandbrüche des Werra-Segments
Aus der Komplexinterpretation seismischer, geomagnetischer und gravimetrischer Daten
(zusammengefasst bei CONRAD et al. 1996, EDEL et al. 1996) und bislang vorliegender
Bohraufschlüsse schließen EDEL & WEBER (1995: Fig. 8) auf die erhebliche Bedeutung
transversaler Strukturen mit beträchlichen spät-kollisionalen Lateralbewegungen im Bereich
des verdeckten Grundgebirges der nordöstlichen Süddeutschen Großscholle. Das aus dem
Indizienbestand durch Vergleich mit analogen Eigenschaften benachbart ausstreichender
Grundgebirgseinheiten der Armoricanischen Terranecollage (Saxothuringikum i. w. S. und
Perunica) abgeleitete Modell veranschaulicht die herausragende strukturelle Stellung der
hier als eine zusammenhängende Einheit betrachteten Kissingen-Haßfurt-BodenwöhrQuerzone. Nach seinen geophysikalischen Indikationen ist das südwestlich angrenzende
Kraichgau-Tauber-Hoch mit dem Tepla-Barrandium vergleichbar und soll dessen ehemalige
Südwestfortsetzung bilden. Der daraus ableitbare dextrale Versatz von über 100 km (vgl.
Abb. 1) würde es ermöglichen die Kissingen-Haßfurt-Querzone in die Reihe der großen variszischen Transform-Störungen einzuordnen. Diese Konstruktion weicht jedoch deutlich von
den Erfahrungswerten im betrachteten Umfeld ab. Unabhängig von dieser Interpretation der
Zusammenhänge bei EDEL & WEBER (1995) ist die Tatsache nicht zu übersehen, dass sich
die Zusammensetzung des Grundgebirges südwestlich und nordöstlich der KissingenHaßfurt-Querzone streckenweise signifikant unterscheidet. Die Fortsetzung des südöstlichen
Abschnitts in die bisher angedachte Querstruktur, eine Mega-Scherzone (Bayerischer Pfahl)
mit teilweise sehr alten, bereits frühvariszischen Inkrementen (GEBAUER 1984, MEYER
1989) muss i. S. von CONRAD et al. (1996) in Frage gestellt werden. Das dominante Flächengefüge in den variszisch duktil deformierten neoproterozoischen Gneisen und kristallinen Schiefern des Bayerischen und südlichen Oberpfälzer Waldes folgt beidseitig der PfahlLinie auf 20 km Breite, d. h., dem WNW-ESE-Verlauf der Querzone. Sie war synkollisional im
Zeitraum der thermischen Umformung gefügeprägend wirksam. Deutlichere Hinweise auf
einen Wechsel in der Zusammensetzung des Grundgebirges und damit auf die Wirksamkeit
62
von Quertektonik finden sich in nordöstlicher Richtung erst wieder an der UnterwerraFrankenwald-Querzone, vornehmlich in dem Abschnitt, der die Mitteleuropäische Kristallinzone quert (Abb. 2). Im Raum des südwestlichen Thüringer Beckens werden im Wirkungsbereich der Unterwerra-Frankenwald-Querzone die metamorphen Gesteinseinheiten des NWRandes der Mitteleuropäischen Kristallinzone, die vom kristallinen Vorspessart über das
Ruhlaer Kristallin bis an die (saxonische) Küllstedter Störungszone zu verfolgen sind, offensichtlich nach NE begrenzt (BEHR 1966, CONRAD et al. 1998, WUNDERLICH & ZEH
2001b). Es handelt sich um kollisional gestapelte kambrosilurische Orthogneise und Metasedimente, die vor allem der Ruhla- und Brotterode-Gruppe des Ruhlaer Kristallins äquivalent
sind (WUNDERLICH & ZEH 2001b). Sie stoßen gegen spät-synkinematische Granite/Granodiorite, die den Untergrund des zentralen und nordwestlichen Thüringer Beckens
bilden und im Raum Mühlhausen nach NW bis an die Terranegrenze (Überschiebung) zu
East Avalonia (Rhenoherzynikum) vorspringen. Nördlich der Störungszone SchlotheimMagdala kommen dann wieder Komplexe mit metamorphen Gesteinen vor, die als Äquivalente der Kyffhäuser-Gruppe betrachtet werden müssen (WUNDERLICH & ZEH 2001b) und
die hinsichtlich Profilaufbau und tektonomagmatischer Entwicklung mit den Metamorphiteinheiten südwestlich der Unterwerra-Frankenwald-Querzone nicht völlig identisch sind.
Insbesondere fallen die anteilmäßig geringere, räumlich stärker zergliederte Verteilung metamorpher Einheiten und deren intensivere Beeinflussung durch syn- bis postkinematische,
intermediär-saure Magmatite unterkarbonischen Alters nordöstlich der UnterwerraFrankenwald-Querzone auf. Die Zusammensetzung der Mitteleuropäischen Kristallinzone ist
hier, wie im angrenzenden sächsisch-anhaltinischen Gebiet, stärker magmatisch geprägt.
Als begrenzende Bruchzonen des Werra-Segments sollten aus heutiger Sicht im N die Unterwerra-Frankenwald-Querzone und im S die Kissingen-Haßfurt-Bodenwöhr-Querzone definiert werden. Die Störungen der Rundinger Zone, des Bayerischen Pfahls und des Donaurandbruchs sind Elemente eines postumen WNW-ESE-Systems. Diese neoproterozoische,
als Intraplatten-Scherbruchzone gedeutete Anlage war bereits an N-S-Störungen verschoben, bevor die hochdevonische bis hochunterkarbonische Entwicklung der bruchtektonischen NW-SE-Segmentierung einsetzte. Die präexistente WNW-ESE-Altbaufelderung erzwang eine örtliche Richtungsanpassung der NW-SE-Bruchzonen, so u. a. auch bei der
Konstruktion der sogenannten „Fränkischen Linie“. Diese spitzwinklige Anpassung der Störungen ist, ausgehend von der Unterwerra-Frankenwald-Querzone bei Gotha bis hin zum
südlichen Randstörungssystem des Thüringer Waldes nachgewiesen.
Im Unterschied zu den beiden, das Werra-Segment begrenzenden Querzonen weisen die
segmentinternen NW-SE-Strukturen, wie beispielsweise die im heutigen Oberflächenbild so
auffällige, als „Fränkische Linie“ bezeichnete Südwestrand-Störung des Thüringer Waldes,
keine nennenswerten Lateralversätze oder andere sprunghafte Veränderungen im Grundgebirgsstockwerk auf. Sie ist auch im geophysikalischen Schwerebild nicht auffällig interpretierbar (CONRAD 1996).
Die häufige Verzweigung und Aufgabelung der Südwestrandstörung spricht vielmehr dafür,
dass es im Grundgebirge für diese Ruptur unterschiedlich deutliche Vorzeichnungen gegeben hat und quer oder diagonal dazu orientierte strukturelle Hindernisse duchschlagen oder
umfahren werden mussten (ANDREAS 2005). Ähnliches gilt für die Nordostrandstörung
(GRUMBT 1960), so dass Anlage und Entwicklung der Vorläuferstrukturen der heutigen Begrenzungslinien des Thüringer Wald-Horstes eher spezifischen segmentinternen Spannungsfeldern entspringen.
Sowohl die prä- bis frühvariszische WNW-ESE-, N-S- und E-W-, als auch die oberdevonische bis hochunterkarbonische NW-SE-Felderung und der persistente extensive Durchbau
der NNW-SSE-Scherzone in die Oberkruste sind neben zu querenden Krustenblöcken
(Münchberger Gneismasse) und mehrfacher kompressiver Überprägung die Ursache für den
differenzierten Verlauf der „Fränkischen Linie“ und der Störungen des Obermain-NaabBruchschollenlandes.
63
Das Thüringer Hauptgranitmassiv bildet ein immanentes tektonomagmatisches Element des
Werra-Segmentes. Es wird im NE von der Unterwerra-Frankenwald-Querzone begrenzt.
Seine Verbreitung nach SW ist durch Aufschlusslücken nicht sicher zu verfolgen, doch
scheinen granitische Ausläufer bis an die Kissingen-Haßfurt-Bodenwöhr-Querzone zu reichen, wie der Nachweis in der Bohrung Bad Kissingen unweit nördlich dieser Querzone belegt. Damit ist auch bereits ein Fixpunkt für das potenzielle Alter der Querzonenentwicklung
gesetzt, der spätestens auf das höhere Unterkarbon weist. Im höchsten Oberkarbon bzw. im
Grenzzeitraum zum Unterrotliegenden entwickelte sich dieser Bereich als initialer Riftgraben
zwischen den anliegenden Großschollen.
Im Folgenden wird versucht, anhand der bisher vorliegenden Alterswerte und tektonomagmatischen Daten Ursprung und Genese der Unterwerra-Frankenwald-Querzone, die für die
Spezifik der Permokarbonentwicklung im Bereich des Thüringer Waldes eine grundlegende
strukturbegrenzende Bedeutung hat, näher einzugrenzen und zu charakterisieren.
1.3.3.1.
Die Unterwerra-Frankenwald-Querzone
1.3.3.1.1. Variszisch-kollisionale Anlagen
Die Entstehung der Elbe-Querzone engen LINNEMANN et al. (1999) auf eine Zeitspanne im
Visé ein, die zwischen dem Ende der Flyschsedimentation (Visé IIIβ/γ) und dem Intrusionsalter des Meißener Massivs (340...330 Mio a) liegt. Altersbestimmungen an dynamisch
rekristallisierten Mineralen und assoziierten Magmatiten synmetamorph-duktil deformierter
Strukturabschnitte ergeben u. a. Maxima um 380...370 Mio a, die als Zeitraum der maßgeblichen Anlage dieser Querzone interpretiert werden können (RAUCHE 1994). Es kann sehr
wahrscheinlich davon ausgegangen werden, dass die synkollisionalen NW-SE-Querzonen
mehr oder weniger alle zu unterschiedlichen Zeitpunkten innerhalb dieser umrissenen Zeitspanne ihren Ursprung haben bzw. strukturprägend aktiviert wurden (vgl. Kissingen-Haßfurt(Pfahl)-Bodenwöhr-Querzone, MEYER 1989; Südharz-Westerzgebirgs-Querzone, BANKWITZ et al. 1993; Nordharz-Flöha-Brandov-Querzone, SEBASTIAN & RÖTZLER 1994).
Auch bei der Unterwerra-Frankenwald-Querzone spricht einiges dafür, dass im zeitlichen
Umfeld und im unmittelbaren Anschluss an die Hauptdeformation entscheidende Impulse
erfolgt sind. Doch gibt es bereits Anzeichen für ältere Vorzeichnungen, die mit frühvariszischen tektonischen Ereignissen im Zusammenhang stehen (Abb. 3).
1.3.3.1.2. Frühes Kollisionsstadium (Oberdevon-Tournai)
Das offensichtliche Fehlen von sedimentären Relikten des Mittel- und Oberdevons in der
Mitteleuropäischen Kristallinzone spricht für eine Konsolidierung, Hebung und extensionale
Exhumierung dieses Terranes am Außenrand der Armoricanischen Terranecollage bereits
im Zuge der beginnenden Obduktion auf rhenoherzynische (east avalonian) Kruste im ausgehenden Mitteldevon (BRINKMANN 1948, ALTENBERGER & BESCH 1993, GANßLOSER
1996, 1998). Wichtiges Indiz dafür sind K/Ar-Abkühlungsalter detritischer Hellglimmer um
390 - 370 Mio a aus der ältesten Grauwacke des rhenoherzynischen Flyschs (SüdharzGrauwacke - do II β), die belegen, dass höhere Gesteinskomplexe der Mitteleuropäischen
Kristallinzone mindestens mit Beginn des Oberdevons synkonvergent exhumiert und erodiert
worden sind (KÜSTNER et al. 1998, HUCKRIEDE et al. 1998). Im Flysch Saxothuringias
erscheinen frühvariszisch abgekühlte Hellglimmer erst mit dem Tournai (AHRENDT et al.
2001).
Zeitgleiche Transtensionsbewegungen im südöstlichen Hinterland der obduzierten Mitteleuropäischen Kristallinzone lösten in der Saxothuringischen Zone i. e. S. vorwiegend diktyogenetische Blockbewegungen aus (reußisch-bretonische Bewegungen). Im ostthüringischvogtländischen Raum entstand im Oberdevon ein System von Spezialsenken und -schwellen
(SCHÖNENBERG 1952, GRÄBE 1962, WIEFEL 1976, WUCHER 1998), verbunden mit ersten Faltungsdeformationen (SCHÖNENBERG 1958, HEMPEL 1963), bimodalem Magma64
tismus und Diskordanzen im höheren Oberdevon und Unterkarbon (HEMPEL 1968, LANGE
et al. 1999, WUCHER 1999). Zu Beginn der submarinen Effusion und Intrusion von Intraplattenbasalten im doIβ-δ wird ein gleichfalls intrusiver und effusiver saurer Magmatismus mit
Platznahmealtern um 360 - 375 Mio a (SCHROEDER 1958a, b, GEHMLICH et al. 1997b,
1998) aktiv. Im Zuge dieser Bewegungen treten erstmals später bedeutsame Querstrukturen
im Raum des Thüringisch-Fränkischen Schiefergebirges in Erscheinung (Abb. 3). Hervorzuheben und für die spätere tektonische Entwicklung bedeutsam sind vor allem die GreizHohenleuben-Querschwelle (SCHÖNENBERG 1952, HEMPEL 1968), die Südvogtländische
oder Schleiz-Mühltroff-Quersenke (GRÄBE 1962), und die Frankenwald-Hebungszone
(SCHWAN 1956, 1957; WUCHER 1997). Die nach mesozoischer Reaktivierung bis heute
schwach seismisch aktive Südharz-Westerzgebirgs-Querzone ist in der Greiz-HohenleubenQuerschwelle zu erkennen. Die Frankenwald-Hebungszone ist Ausdruck der sich entwickelnden Unterwerra-Frankenwald-Querzone, die im Verlaufe des Haupt- und Spätkollisionsstadiums zu einer der spätvariszisch und früh-postvariszisch beständigsten Strukturen
der südwestlichen Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle ausgebaut wurde.
1.3.3.1.3. Hauptkollisionsstadium (Visé)
Der Krustenstapel der Mitteleuropäischen Kristallinzone wurde synkollisional bei fortschreitender Obduktion stetig weiter gehoben und exhumiert (Abb. 5). An den Terranegrenzen kam
es durch diagonal angreifende Kräfte zu transpressiven Bewegungen. Teile des heute oberflächig ausstreichenden nordwestlichen Randstreifens der Mitteleuropäischen Kristallinzone
(Ruhlaer und Kyffhäuser-Kristallin) wurden unter verschiedenen P-T-Regimes in tieferen
Krustenniveaus metamorphisiert (MT/MP- und HT/MP-Einheit, ZEH 1999; 341 - 335 Mio a,
BRÄTZ et al. 1998) und durch Stapelungs- und laterale Scherprozesse deformiert. Auch am
SE-Rand liefen sehr intensive, teils duktile Scherungs- und Stapelungsprozesse unter sehr
hohen Strainraten ab (BANKWITZ & BANKWITZ 1988, 1989a, BANKWITZ et al. 1998,
KEMNITZ et al. 1999). Aus der transpressiven Mechanik resultierende Hebungs- und Dehnungsbewegungen wurden begleitet von granitisch-granodioritischen Intrusionen in ca. 8 - 10
km Tiefe (Thüringer Hauptgranitmassiv 337 - 335 Mio a, BRÄTZ et al. 1996, GOLL 1996,
ZEH et al. 1998; Granit-Granodiorit-Anatexite der zentralen Mitteldeutschen Kristallinzone
334 - 330 Mio a, NEURUTH 1997, ANTHES 1998). Die Magmen des Thüringer Hauptgranitmassivs intrudierten sehr wahrscheinlich parallel zu N-S verlaufenden, durch transpressive
Dehnungsbrüche initiierten Weitungsstrukturen, die aus der Spezifik des Scherregimes zwischen den NE-SW-Überschiebungen an den Terranegrenzen der Mitteleuropäischen Kristallinzone und den Querzonen Unterwerra-Frankenwald sowie Kissingen-Haßfurt-(Pfahl)Bodenwöhr resultierten (Abb. 4, vgl. BANKWITZ et al. 1998). Sein insgesamt postdeformatives Gefüge weist im Gegensatz zu den ± synchronen Flyschschüttungen und Faltungsdeformationen im benachbarten saxothuringischen Becken auf das fortgeschrittene Konsolidierungsstadium der Mitteleuropäischen Kristallinzone und den frühen Übergang zum spätvariszischen Extensionsregime in diesem Orogenabschnitt hin (335 Mio a, Basis Asbian, vgl.
GAITZSCH 1998).
In der südöstlich angrenzenden Saxothuringischen Zone i. e. S. lief im hohen Visé IIIγ die
Hauptfaltung ab (± 334 Mio a, W. FRANKE & STEIN 2000). Charakteristische Merkmale sind
neben der vorherrschenden SE-Vergenz die Falten des thüringischen Typs mit steilen, verdickten, z. T. überkippten SE-Schenkeln (SCHWAN 1995), das stufenweise Abtreppen des
Faltenspiegels vom NW-Rand Saxothuringias nach SE zum Dinant-Flyschbecken (v.
GAERTNER 1964, PFEIFFER 1968, 1971, 1976) und im fortgeschrittenen Einengungsstadium das Auftreten von Untervorschiebungen. Das für dieses Faltungsregime bis in tiefkrustale
Bereiche erforderliche Widerlager (SCHOLTZ 1930, SCHWAN 1995) kann nur in der Mitteleuropäischen Kristallinzone gesucht werden, für deren SE-Rand transpressive Hebungsund Rücküberschiebungsbewegungen anzunehmen sind, die z. T. im Sinne eines rückwärts
gerichteten Orogenkeils gedeutet werden (SCHÄFER 1997, KEMNITZ et al. 1999).
65
Zugleich mit der Hauptfaltung wurden die frühkollisional angelegten Querschwellen zu Querstrukturen ausgeformt. Zur bedeutsamsten Querstruktur in der Region entwickelte sich die
Unterwerra-Frankenwald-Querzone, die im SE-Abschnitt aus der Frankenwald-Hebungszone
hervorging. Sie bildet sich durch paradeformative Faltenachsenrampen (WUCHER 1997) im
Thüringisch-Fränkischen Schiefergebirge ab. Einige, vor allem ältere Autoren gehen auch
von einer Zerlegung in Querschollen und deren Verkippung durch einengungsparallel wirksame Dehnung an den vorgezeichneten NW-SE-Strukturen aus (SCHOLTZ 1930, v.
HORSTIG 1956, SCHWAN 1956, 1957, 1999). An diese Zone sind inselförmige Bereiche
höheren Metamorphosegrades gebunden (MEINEL 1972, KOSAKOWSKI et al. 1996). Im
NW-Abschnitt der Unterwerra-Frankenwald-Querzone wird die synkollisionale Strukturprägung in den NW-SE-Querfalten des Unterwerra-Grauwackengebirges sichtbar (SCHUBART
1955, GUNDLACH & STOPPEL 1966, WITTIG 1968). Unter Berücksichtigung der Indizien
für die Existenz der Unterwerra-Frankenwald-Querzone im Untergrund des Thüringer Beckens, ist sie demnach seit dem Hauptkollisionsstadium als Querstruktur durchgängig bis
zum Rheinischen Lineament präsent. Im Kartenbild fällt auf, dass sich die Abschnitte mit
variszisch-duktiler Deformation ca. 5 - 8 km südwestlich der saxonisch reaktivierten Spur der
Unterwerra-Frankenwald-Querzone (Eichenberg-Gotha-Saalfeld-Störungszone) befinden.
Offenbar ist davon auszugehen, dass einer derart bedeutsamen Querstruktur, ähnlich der
Abbildung des Bayerischen Pfahls im Gefüge des umgebenden Grundgebirges, im duktilen
Deformationsstadium ein gewisses laterales Wirkungsfeld zugeschrieben werden muss, das
sich im Abschnitt des Thüringer Beckens möglicherweise mit der Breite des „Thüringer
Hauptstörungssystems“ nach SCHWAN (1956) umreißen lässt.
Die Unterwerra-Frankenwald-Querzone bricht sich an der Münchberger Gneismasse und
klingt im Raum der Ortslage Asch aus (SCHWAN 1999). Größere laterale Scherbewegungen
sind damit auszuschließen. Offensichtlich sind im Bereich östlich der Münchberger Masse
ursächlich kompressional verursachte tektonische Diagonalstrukturen entwickelt, die zu einer
Verschränkung bzw. Verschweißung von Segmenten der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle und der Vindelizischen bzw. Süddeutschen Großscholle geführt haben. Darauf ist die
nach S gerichtete bruchmechanische Abtreppung über die „Fränkische Linie“ zur Pfahlstörung bzw. dem Donau-Randbruch zurückzuführen. Die Gründe für dieses Verhalten könnten
in der Naab-N-S-Linie zu suchen sein, die als krustale Inhomogenität schon frühpostvariszisch beckenbildend wirksam wurde, von N-S streichenden Bruchstörungen im Thüringischen Schiefergebirge begleitet wird (Abb. 4) und bis heute als seismisch aktive Zone in
Erscheinung tritt (Westböhmen-Vogtland-Leipzig-Zone, BANKWITZ et al. 2000). Der synkollisionale Einfluss der „Fränkischen Linie“ s. str. reicht von der Münchberger Gneismasse
nicht sehr weit nach NW (FISCHER & TROLL 1973, MIELKE 1982, STEIN 1988, DOBEN et
al. 1996), Auch ist sie im Schwerefeld der Münchberger-Masse „bis auf ihre Flankenlage
zum Schweremaximum von Hof“ kaum zu erkennen (CONRAD et al. 1996). Die Hauptfaltenstränge des Thüringisch-Fränkischen Schiefergebirges und die variszischen Deformationsstrukturen im Ruhlaer Kristallin queren die erst später im Rahmen der früh-postvariszischen
Aktivitäten des Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems weiter ausgebaute
Bruchstruktur der heutigen, als „Fränkische Linie“ bezeichneten Südwestrand-Störung des
Thüringer Waldes weitgehend unbeeinflusst (PFEIFFER 1976, WUNDERLICH 1995).
Die Unterwerra-Frankenwald-Querzone muss nach den verfügbaren Daten im Zeitraum zwischen dem Metamorphosealter der Kristallineinheiten der Mitteleuropäischen Kristallinzone
(341...335 Mio a, ZEH et al. 1998, ZEH 1999) und dem Abkühlungsalter des Thüringer
Hauptgranits (334...330 Mio a, GOLL 1996) entstanden sein. Da die Raumschaffung für die
Intrusion des Thüringer Hauptgranits sehr wahrscheinlich bereits Bewegungen an dieser
Querzone voraussetzt, ist die synkollisionale Prägung um 340...335 Mio a anzunehmen. Dieser Umstand korrespondiert verhältnismäßig gut mit der überschlägigen Ermittlung des Zeitpunktes für die sudetische Phase um 334 Mio a bei W. FRANKE & STEIN (2000). Die Vermutung älterer prävariszischer Vozeichnungen für die Unterwerra-Frankenwald-Querzone
bleibt spekulativ.
66
1.3.3.1.4. Spätvariszische Entwicklung und früh-postvariszische Reaktivierung als
Schollengrenze
Bis zum Konvergenzstop, vermutlich im tiefen Oberkarbon, erfuhr die Mitteleuropäische Kristallinzone weitere kräftige Hebungsimpulse. Während dieser Zeit sind die tektonischen
Strukturen mit der endgültigen Ausprägung des variszischen Bogens annähernd in ihre heutige Lage rotiert. Abkühlungsalter im Gebiet der zentralen und südöstlichen Mitteleuropäischen Kristallinzone sprechen für eine sehr schnelle, noch synkonvergente Hebung, Exhumierung und Erosion von bis zu 10 km Krustenmächtigkeit (Thüringer Hauptgranit 335 - 330
Mio a, GOLL 1996; Brotterode-Gruppe 336 - 323 Mio a, ZEH et al. 1997a; Granodiorit Kyffhäuser 332 - 334 Mio a, NEUROTH 1997), die bis zum Ende des Namurs (320 Mio a) im
Wesentlichen abgeschlossen war (HENK 1996). Das Gebiet um Halle/Leipzig wurde ab
Westfal A/B sukzessive in die Molassesedimentation der Saale-Senke einbezogen.
Wie HENK (1996, 1997a-c) modelltechnisch nachwies, muss um die Wende Westfal/Stefan
eine Veränderung im überregionalen plattentektonischen Bewegungsablauf begonnen haben, da die spätvariszische, postkonvergente gravitative Relaxation als Antrieb für die permokarbonische Senkenbildung allein nicht ausreicht. Allgemein werden dafür neu einsetzende Lateralbewegungen zwischen Gondwana und den Nordkontinenten (Baltica, Laurentia)
verantwortlich gemacht (ARTHAUD & MATTE 1977), die im eben konsolidierten und bereits
teilerodierten variszischen Tektogen zum Aufbau eines neuen, vom bisherigen variszischen
Beanspruchungsplan verschiedenen Spannungsfeldes geführt haben. Das Ausmaß der
Spannungsakkumulation hat im mitteleuropäischen Raum zu Beginn des Stefan C eine tiefgreifende strukturelle Remobilisaion ausgelöst, die bis in die Unterkruste wirksam war und
eine beträchtliche Ausweitung der Sedimentationsräume nach sich zog. Der Spannungsabbau vollzog sich im Rahmen eines ausgeprägten Dehnungsregimes mit Bewegungen parallel
zu präexistenten WNW-ESE-, NW-SE-, N-S-, E-W- und NE-SW-Strukturzonen und einer
eigenständigen, erneuten, z. T. von duktiler Deformation begleiteten thermischen Beanspruchung und Magmatogenese. Diese tektonische Reanimation benutzt zwar variszisch vorgeprägte Strukturen, hat jedoch mit der variszischen Deformation nichts mehr gemein. Sie steht
am Beginn der postvariszischen Entwicklung, die in Mitteleuropa noch im Molassestadium
des variszischen Tektogens einsetzt, das sich dadurch in einen spätvariszischen Abschnitt,
gekennzeichnet durch Morphogenese und Extension infolge gravitativer Relaxation und in
einen früh-postvariszischen Abschnitt, geprägt von Extension durch bruchtektonische Zerblockung, gliedert (Tab. 6). Im thüringisch-ostbayerischen Gebiet umfasst diese hier vorherrschend sinistrale Dehnungsperiode zunächst den Zeitraum der sog. „Fränkischen Bewegungen“ (intrastefanische Rift-Furrow-Genese) im Stefan C/Unterrotliegend und wird durch die
„saalische“ Kompressionsphase am Ende der Oberhof-Formation unterbrochen. Bevorzugt
werden im Raum des Thüringer Waldes WNW-ESE-, NW-SE- und N-S-, E-W-Strukturen
betätigt und ausgebaut.
Tab. 4 gibt einen Überblick über die Intrusionsalter der spät-syn- bis postkollisionalen Granitoide des Saxothuringikums i. w. S.. Soweit möglich wurden nur an Zirkonen gewonnene
U/Pb- bzw. Pb/Pb-Daten berücksichtigt. Nach dem Intrusionszeitpunkt sind zunächst zwei
Gruppen von Granitoiden deutlich zu unterscheiden: Granitoide der spätvariszischen Extensionsphase vor 320 Mio a und Granitoide der früh-postvariszischen Extensionsphase, jünger
als 310 Mio a. Dazwischen liegt eine Zeitspanne vom obersten Namur bis zum oberen
Westfal, die relativ arm an granitischen Intrusionsereignissen ist und in welcher der Umbau
des überregionalen Spannungsfeldes stattfand (Tab. 6). Beide Granitoidgruppen sind unter
verschiedenen geotektonischen Rahmenbedingungen intrudiert.
Die ältere Granitoidgruppe ist mit der spätvariszischen Extension im unmittelbaren Anschluss
an die variszische Konsolidierung verknüpft, die in verschiedenen Terranearealen zu unterschiedlichen Zeitpunkten abgeschlossen war. Sie setzt im Moldanubikum bereits um
350...340 Mio a ein (älteste Granitoide). Hinweise auf die Magmengenerierung reichen hier
67
Tab. 4: Radiometrische Altersdatierungen (vornehmlich U/Pb, Zr) an spät-syn- bis postkollisionalen
Granitoiden Saxothuringias (einschl. Mitteleurop. Kristallinz.) und angrenzender variszischer Terranes.
Regionale EinKür- U/Pb-Zr-Alter
Plutonit/Plutonitmassiv
Literaturquelle
heit
zel
[Mio a]
Erzgebirge
Kirchberg
Bergen
KI
BE
Aue
Schwarzenberg
Pobershau
Niederbobritzsch
Seiffen-Schellerhau
Weißenstadt-Marktleuthen
337 +10/-9
333 ± 13
321 ± 2
EI
319,8 ± 1
A
328,6 ± 2
S
329,1 ± 1,7
PB
321 ± 3
NB
320 ± 6
1)
ab 307
WML 326±2 (Rb/Sr)
Rand- und Kerngranit
G2-3
Eibenstock
Fichtelgebirge
Oberpfalz
Granulitgebirge
Mitteldeutsche
Kristallinzone
G4
LB1
LB2
Falkenberg
FB
Mittweida
Berbersdorf
Kriebstein
Wolkenburg
Pretzsch-Prettin
MW
BB
KR
WB
304 ± 15
333 ± 5
342 ± 3
307 ± 22
311±4 (Rb/Sr)
333 ± 5
338 ± 5
312...339
333 ± 1
Quarzdiorit QD
Quarzmonzodiorit QMD
Quarzmonzonit QM
Granit GP
gesamt
D
Granodiorit DG
Granit
GD
330 ± 5
331 ± 4
327 ± 5
330,1 ± 2,6
300,3 + 0,6
311 ± 17
328,3 ± 1,1
Dessau
Kyffhäuser
Zweiglimmer-Granodiorit KB
Thüringer Wald
Thüringer Hauptgranit THG1
THG2
ThüringischFränkischOstbayerische
Senkenzone
Rhenoherzynikum
(Harz)
1)
Zinngranit
Leuchtenberg 1
Leuchtenberg 2
Delitzsch,
Elbe-Querzone
ab 305
Meißener Massiv
Monzogranite
Monzogranit Leuben
Monzodiorite
3)
„Meta“-Biotitgranit
Langewald-Rhyolith
Henneberg-Granit
MM
ML
MD
BS
LW
HG
Schleusetal-Granit
SG
Katzenstein-Granit (RK)
KG
Trusetal-Granit (RK)
TG
Ruhla-Granit (RK)
Brotterode-Diorit (RK)
RG
BD
Harzburg-Gabbro
HB
Brocken-Granit
BG
Oker-Granit
OG
329,7 ± 1,9
2)
W ARKUS (1997)
RHEDE et al. (1996b)
W ARKUS (1997)
LEONHARDT, TICHOMIROWA 2010 u.
LEONHARDT, TICHOMIROWA 2010 u.
LEONHARDT, TICHOMIROWA 2010 u.
W ARKUS (1997)
TICHOMIROWA (1997)
FÖRSTER et al. (1998)
CARL & W ENDT (1993)
CARL&W ENDT (1993),
SIEBEL (1998)
RHEDE et al. (1996a)
ABDULLAH et al. (1994)
KÖHLER & HÖLZEL (1996)
CARL et al. (1989)
ZULAUF (1993), W ENDT (1986)
BAUMANN et al. (1995)
V. QUADT (1993)
BAUMANN et al. (1996)
KRÖNER et al. (1998)
HAMMER et al. (1996)
HAMMER et al. (1996)
HAMMER et al. (1996)
ANTHES & REISCHMANN (1996)
ANTHES & REISCHMANN (1996)
EIDAM et al. (1995a)
ANTHES & REISCHMANN (1996)
ANTHES & REISCHMANN (1996)
337 ± 6 BRÄTZ et al. (1996)
334 ± 7 ZEH et al. (1998)
332±3 (K/Ar) GOLL&LIPPOLT (2001)
357...340
326
355 ± 12
305 ± 6
295 ± 5
299 ± 6
285 ± 3
284 +1,5/-4
4)
307 ± 2
295 ± 3,
298 ± 2,
4)
297 ± 3
4)
295 ± 4
4)
289 ± 5
294 ± 0,5
296...303
293
295 ± 1
W ENZEL et al. (1993)
W ENZEL et al. (1997)
W ENZEL et al. (1993)
KOPP et al. (2001)
ZEH & BRÄTZ (2000)
LOTH et al. (1999)
KEMNITZ et al. (1999)
BRÄTZ et al. (1996)
BRÄTZ & ZEH (1999),
ZEH & BRÄTZ (2000)
BRÄTZ & ZEH (1999)
BRÄTZ & ZEH (1999)
BAUMANN et al. (1991)
BAUMANN et al. (1991)
LINNEMANN 2011 u.
BAUMANN et al. (1991)
vermutet anhand von Rb/Sr-Gesamtgesteinsdaten, 2) K/Ar, Biotit: 333 ± 7 (MARHEINE 1997),3) Bohrung Schleusingen 3/63,
4)
Pb/Pb-Zirkonalter, RK - Ruhlaer Kristallin, u. - unpubliziert.
!1)
68
bis 360 Mio a zurück (KLÖTZLI et al. 1999). Auch im Meißener Massiv gibt es einige sehr
alte Werte (Tab. 4, WENZEL et al. 1993). In der Mitteleuropäischen Kristallinzone und anderen früh konsolidierten Tektogenabschnitten beginnt der postkinematische Magmatismus um
337...335 Mio a (mittlere Granitoide; Thüringer Hauptgranit, BRÄTZ et al. 1996, BRÄTZ
2000, ZEH et al. 1998). Die sudetisch gefalteten Gebiete weisen etwa ab 335 Mio a Granitoidintrusionen auf (bspw. ältere Erzgebirgsgranite von Bergen und Kirchberg, RHEDE et al.
1996b, WARKUS 1997). Sie dauern bis ca. 330...228 Mio a an.
Die Magmatite der jüngeren Granitoidgruppe begannen im obersten Westfal und im Stefan
zu intrudieren. Sie sind mit der stefanischen früh-postvariszischen Extension verbunden, die
sich nicht in einer bruchtektonischen Mobilisation erschöpfte, sondern mit tiefkrustalen thermischen Ereignissen gekoppelt war. Durch die umfangreichen Datierungsarbeiten von
BRÄTZ et al. (1996), ZEH et al. (1998), BRÄTZ & ZEH (1999), BRÄTZ (2000), ZEH &
BRÄTZ (2000), LOTH et al. (1999) ist dieser Magmatismus im thüringischen Raum besonders gut belegt. In der Erzgebirgs-Fichtelgebirgszone scheinen die A-Typ-Granite von Seiffen-Schellerhau und Eibenstock II sowie die Granite G2-3 (Rand- und Kerngranit) sowie G4
(Zinngranit) zur jüngeren Granitoidgruppe zu gehören (Tab. 4). Auch bei den Intrusionen des
Harzes handelt es sich um jüngere Granitoide (Leukogranite, KAEMMEL & SCHUST 1995).
Die Konsolidierung des Grundgebirges fand im Harz nach SCHUST et al. (1997a, b) am Ende des Namurs statt (erzgebirgische Phase). Zugleich und im Anschluss an diese Granitoidintrusionen bricht in vielen Senkenbereichen ein intensiver permokarbonischer Vulkanismus aus (Tab. 6), der unter diesen Prämissen ebenfalls als Phänomen früh- bis spätpostvariszischer Mobilisation verstanden werden muss (Tab. 5). Häufig ist, wie in Thüringen
oder bei den Granitoiden des Harzes, die magmatische Aktivität an die NW-SE-Querzonen
oder an WNW-ESE- und NNW-SSE- und N-S-Strukturen gebunden. Jüngste Granitintrusionen dieser Gruppe weisen Unterrotliegend-Alter auf (BRÄTZ & ZEH 1999, KEMNITZ et al.
1999).
Die Thüringer Granitlinie im Thüringischen Schiefergebirge (Abb. 2, PFEIFFER 1984) ist kein
spätvariszisches Element, sondern ein Produkt der früh-postvariszischen Mobilisation der
Unterwerra-Frankenwald-Linie, deren Wurzeln damit mindestens in der mittleren Kruste zu
suchen sind. Das Intrusionsalter des Henneberg-Granits wurde von LOTH et al. (1999) mit
299 ± 6 Mio a bestimmt. Für die benachbarten Kleinintrusionen von Helmsgrün, Döhlen und
Hirzbach dürfte ein ähnliches Alter zutreffen. Sehr wahrscheinlich gehört auch der Sparnberg-Granit in diese Granitoidgruppe, obgleich MEINEL (1997a) petrographischgeochemische Vergleiche zum Eibenstocker Granit zieht. Weitere, meist kleinere Intrusionen
der früh-postvariszischen Granitoidgruppe kommen im Verband des ThüringischNordostbayerischen Scherzonensystems vor, das sich ab höherem Oberkarbon zwischen
der Kissingen-Haßfurt-Bodenwöhr-Querzone und der Unterwerra-Frankenwald-Querzone
entwickelt und das Sedimentationsregime in der Thüringer Wald-Senke mit bestimmt hat. Sie
treten dort bevorzugt in Verbindung mit N-S-Strukturen auf, die als Begrenzungslinien scherzonengebundener Horstschollen fungieren.
Eine ganze Reihe von Kleinintrusionen haben BRÄTZ et al. (1996), BRÄTZ & ZEH (1999) im
Ruhla-Schmalkaldener Horst des Ruhlaer Kristallins datiert, der Bestandteil der Elevationszone von Creuzburg-Ruhla-Schleusingen ist (Katzenstein-Granit, Trusetal-Granit, RuhlaGranit, Brotterode-Diorit, vgl. Tab. 4). Die Intrusionsalter umfassen den Zeitraum vom Übergang zum Stefan C bis ins Unterrotliegend. Bei Überdeckungsmächtigkeiten von bis zu 9 km
(ZEH et al. 1996) werden diese Intrusionen teilweise als Tiefenäquivalente der Vulkanite der
Georgenthal- und Ilmenau-Formation aufgefasst (ZEH 1997). Teile der Intrusivkörper zeigen
Anzeichen duktiler Deformation, wie z. B. der Nordsporn des Ruhla-Granits (WUNDERLICH
1989). Das Rahmengestein war partiell hoch temperiert, so dass diffuse Kontaktzonen wie
am Westkontakt des Trusetal-Granits entstanden sind (WERNER 1974). Auch zeichnen sich
bedeutsame Bruchlinien, wie der Westthüringer Quersprung, im duktilen Flächengefüge der
angrenzenden Gneise ab (NEUMANN 1972, ZEH 1996, WUNDERLICH 1997), der als lineare krustale Spur des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes aufzufassen ist. Mit der
69
früh-postvariszischen Mobilisation sind demnach in begrenztem Umfang und häufig in den
erkaltenden Intrusivkörpern selbst auch höher temperierte duktile Deformationen verbunden,
die dieser früh-postvariszischen tektonometamorphen Prägung zuzurechnen sind. Noch einige der älteren Glieder der mehrphasigen Gesteinsgänge des Ruhlaer Kristallins, die mit
großer Wahrscheinlichkeit dem Vulkanismus der Ilmenau- und Oberhof-Formation zugerechnet werden, weisen ein duktil deformiertes Quarz-Teilgefüge auf (BENEK & SCHUST
1988, MÄDLER & VOIGT 1994).
Tab. 5: Radiometrische Altersdatierungen an postkollisionalen Vulkaniten der Thüringer Wald-Senke
und angrenzender Verbreitungsgebiete.
Postkollisionale permokarbo- DatierungsAlter
Literaturquelle
nische Vulkanit(e)/-komplexe
methode
[Mio a]
Rhyolithoide
Nordostdeutsche Senke
Alkali-Rhyolithgänge
Ilfeld-Senke (Bad Lauterberg)
Rhyolithoide
Halle-Komplex
Rhyolithoide
Nordwestsächsischer Komplex
Rhyodazite/Rhyolithe
Altenberg, Osterzgebirge
Lamprophyre im Falkenb.-Granit
Oberpfalz
Thüringer Wald
Langewald-Rhyolith
Trachyandesite
Möhrenbach-Formation
Reifstieg-Rhyolith
Ilmenau-Formation
Ältere Rhyolithoide
Oberhof-Formation
Tuff obere Oberhof-Formation
U/Pb (Zr)
Ar/Ar (Bi)
U/Pb (Zr)
302...297 (±3) BREITKREUZ & KENNEDY (1999)
298-299, 289 PAUL & W AGNER (1995)
294 ± 3
BREITKREUZ & KENNEDY (1999)
(301...292)
U/Pb (Zr)
285 ± 1,1 W ENDT et al. (1995)
Ar/Ar (Bi)
310...305 SELTMANN & SCHILKA (1995)
K/Ar (Bi)
296 KREUZER et al. (1990)
Pb/Pb (Zr)
Ar/Ar (Bi)
Pb/Pb (Zr)
Ar/Ar (Bi)
Ar/Ar (Bi)
Höhenberg-Dolerit
Ar/Ar (Pl)
Rhyolithgang in Metamorphiten der
Ruhla-Gruppe bei Mosbach
Pb/Pb (Zr)
295 ± 5
296 ± 5
293 ± 2
291 ± 2
295 ± 3
ZEH & BRÄTZ (2000)
GOLL (1996)
GOLL & LIPPOLT (2001)
LÜTZNER et al. (2003)
LÜTZNER et al. (2003)
287 ± 5 ZEH & BRÄTZ (2000)
285 ± 5
287 ± 2
282 ± 2
280 ± 2
281 ± 2
GOLL (1996)
GOLL & LIPPOLT (2001)
GOLL & LIPPOLT (2001)
GOLL et al. (in Vorber.)
GOLL et al. (unpubl.)
276,9 ± 6,6 ZEH & BRÄTZ (2000)
Die Heraushebung der Horstschollen um mehrere km ist aus Gründen der strukturellen Gesamtentwicklung nur mit dem „saalischen“ oder Thüringer Wald-Extensions-KompressionsEvent am Ende der Oberhof-Formation in Verbindung zu bringen (Tab. 6). ZEH et al. (1996,
1997a, b) und ZEH (1997) haben die zeitliche Fixierung dieser Vorgänge u. a. mit BiotitAbkühlungsaltern belegt (Trusetal-Gruppe im Ruhla-Schmalkaldener-Horst: 294...291 ± 3
Mio a).
Mit dem Intrusionsalter des Schleusetal-Granits um 285 Mio a haben KEMNITZ et al. (1999)
das Vorkommen von Intrusiva der jüngeren Granitoidgruppe auch am Schleuse-Horst in der
südöstlichen Thüringer Wald-Grabensenke nachgewiesen (Tab. 4). In der Bohrung Schleusingen 3/64 (Beil. 26) haben KOPP et al. (2001) für einen duktil deformierten Biotitgranit im
Hangenden des Thüringer Hauptgranits ein Intrusionsalter von 305 ± 6 Mio a ermittelt. Ganz
offensichtlich sind Intrusion und Deformation dieses Granits ein Ergebnis der frühpostvariszischen strukturellen Remobilisierung. Die Altersfolge der verschiedenen kristallinen
Gesteine in dieser Bohrung kann demnach nicht, wie bei SCHUST et al. (2000), an ihrem
Deformationsgrad gemessen werden, weil sowohl Gesteine mit variszischen (Hornfelse) als
auch solche mit früh-postvariszischen („Meta“-Biotitgranit) duktilen Deformationsinkrementen
auftreten und der Thüringer Hauptgranit im tieferen Teil der Bohrung nur in Bezug auf die
variszisch deformierten Rahmengesteine eine postkinematische Stellung einnimmt. Beide
70
Alterswerte belegen die gesamte Zeitspanne der jüngeren Granitgruppe auch für den
Schleuse-Horst, der analog zum Ruhla-Schmalkaldener Horst am NW-Ende der Thüringer
Wald-Senke eine ähnlich schnelle und kräftige „saalische“ Heraushebung im Zuge des Thüringer Wald-Events erfahren haben muss.
1.3.3.2.
Die Fränkische Linie bzw. Fränkische Querzone
Der Kenntnisstand um Verlauf und Struktur der bruchtektonischen südwestlichen Begrenzung des neoproterozoisch-paläozoischen Grundgebirges der Mitteldeutsch-Böhmischen
Großscholle gegen das Vorland ist durch v. FREYBERG (1969) ausführlich beschrieben und
diskutiert worden. Die gegenüber der Erstdefinition von LEPSIUS (1920) räumlich enger gefasste Bruchstruktur erstreckt sich mit einer Länge von etwa 200 km in NW-SE-Richtung vom
Südrand des Thüringer Waldes bis an die Luhe-Linie am Westrand des Oberpfälzer Waldes.
Die als „Fränkische Linie“ oder auch als “Fränkisches Lineament“ bezeichnete Querzone
wird nach SCHRÖDER, B. (1964), ausgehend vom trennenden Rotliegendvorkommen von
Weidenberg am Südrand des Fichtelgebirges, in einen nordwestlichen und einen südöstlichen Abschnitt untergliedert. Eine ähnliche Unterbrechung durch Zergliederung der Randstörung ist südlich des Oberkarbon/Unterperm-Vorkommens von Stockheim gegeben.
Durch zahlreiche Detailuntersuchungen belegt, ist die sog. „Fränkische Linie“ eine durch
Querstörungen spitzwinklig in verschieden große Abschnitte zergliederte, nach W und SW
gerichtete Auf- bzw. Überschiebungszone, wobei das Grundgebirge unterschiedlich weit auf
das Vorland überschoben ist. Die Sprunghöhe wechselt abschnittsweise im Verlauf der
Randstruktur von < 500 m bis ± 2000 m.
Eine ausführliche, vom Perm bis zum gegenwärtigen Zeitraum in 8 Zeitscheiben zusammengefasste Darstellung der geologischen Entwicklung des KTB Umfeldes geben PETEREK et
al. (1994). Die Entstehung des „Fränkischen Lineaments“ wird auf Grund des Mangels an
älteren Kriterien in etwa zeitlich mit dem im hohen Oberkarbon/Unterperm gebildeten NaabTrog i. S. von SCHRÖDER, B. (1988) fixiert.
HIRSCHMANN (1992) hat den aus unterschiedlich richtungsdefinierten, sich mehrfach wiederholenden Abschnitten gekennzeichneten östlichen Teil dargestellt. Daraus leitet er die
Notwendigkeit ab, die einzelnen Abschnitte, wenn diese definierten oder definierbaren Störungen zugeordnet werden können, mit der lokalen Bezeichnung, z. B. als AltenparksteinStörung zu benennen.
Das mittlere Streichen von vergleichbaren Bruchstrukturgruppen des Thüringer WaldBereiches und denen des KTB-Umfeldes lässt eine geringe Abweichung von etwa 10° bis
15° zwischen den beiden genannten Abschnitten erken nen.
Die Formierung der „Fränkischen Linie“ (Querzone; Lineament) ist auf das Engste mit der
spät- bis synkollisionalen NW-SE-Quersegmentierung, d. h., der Bildung eines kontinentalen
Transformstörungssystems des Varisziden-Komplexes im mitteldeutsch-süddeutschen Raum
verbunden (Abb. 1). Im Bereich des Thüringer Waldes lenken diese Störungen in einem Abschnitt, der im Untergrund noch von den bruchtektonischen Stabilstrukturen der ehemaligen
WNW-ESE-Intraplatten-Scherstruktur geprägt ist, örtlich in die dadurch vorgeschiente Richtung ein und werden zu einer strukturell neuen Einheit zusammengefasst (Beil. 12).
Die Entwicklung einer zum Teil durch Querstörungen begrenzten Transformation der NW-SE
in eine WNW-ESE gerichtete Störung zeigt sich analog entlang der gesamten Randzone des
Grundgebirges der Mitteldeutsch-Böhmischen gegen die Süddeutsche Großscholle.
Generell werden die NW-SE-Strukturlinien von den Grundgebirgsblöcken des Ruhlaer
Kristallins, des Schwarzburger Antiklinoriums bzw. des Thüringischen Schiefergebirges blockiert und nur randlich in die tiefkrustal vorgegebene WNW-ESE-Richtung eingebunden. Vor
allem die Münchberger Gneismasse erschwert einen ungehinderten Durchbau der NW-SEFelderung und bedingt einen stufenweisen Abbau der Quergliederung - fortschreitend von W
nach E - in südlicher Richtung, ausgehend vom Raum südwestlich Eisenach bis in die Regi71
on von Weiden. Damit folgt diese abgestufte Untergliederung in etwa der kollisionsbedingten,
N-gerichteten Verschiebung von Abschnitten der ehemaligen neoproterozoischen Intraplatten-Scherbruchstruktur und widerspiegelt diese (Abb. 5).
Nach ZULAUF & DUYSTER (1997) ist die im Profil der KTB Windischeschenbach
(HIRSCHMANN 1996) bei etwa 7 000 m aufgeschlossene „frontal ramp“ als eine zum System der Fränkischen Linie gehörige NE-vergente Aufschiebungszone aufzufassen, die in
etwa 10 km Teufe mit einer Grenzscherfläche im spröd-duktilen Übergangsbereich in ein
subhorizontales Detachment übergeht. „The considerable amount of supracrustal vertical
thickening above the Franconian Lineament results from repeated movements along this
detachment since Upper Carboniferous times. It seems reasonable to suppose that in intraplate tectonic settings the brittle-ductile boundary layer is prone to form a long-lived decoupling horizon along which the upper brittle crust is detached from the viscous middle and lower
crust.“
Obwohl DE WALL et al. (1994) belegen, dass sich die Position des Liegenden der Scherfläche seit dem Devon nicht wesentlich verändert hat, müssen sich im höheren Oberkarbon, d.
h., mutmaßlich asturisch, Krustensegmente an Störungszonen beträchtlich gehoben haben.
Mit der im Zeitraum höchstes Westfal-Stefan, etwa um 305 Mio a erfolgten asturischen Prägung ist der Grenzraum im Ergebnis intrakrustaler Kollision deutlich durch überpresste
Schollenfelder, Krustenstapelung, -verschränkung und NE-vergente steile Aufschiebungen
innerhalb einer kompressiven Intraplatten-Deformationsfront markiert. In diesem Prozess
sind auch die im nördlichen Vorland tiefreichend erodierte Schollengliederung (BEHR 1966),
einschließlich des Thüringer Hauptgranits (ZEH et al. 1998), sowie die NE-vergenten Kollisionsrampen im Bereich der KTB Windischeschenbach (ZULAUF & DUYSTER 1997) und der
Münchberger Gneismasse (BANKWITZ, P. & E. in BEHR et al. 1994) entstanden.
Im nachfolgenden Zeitraum der Dekompression und Erosion des asturischen Morphogens
wird erstmalig eine neuformierte Bruchzone als Zwischenschollen-Grenzstruktur zwischen
einer Mitteldeutsch-Böhmischen und einer Süddeutschen Großscholle deutlich, die als Frühanlage der „Fränkischen Linie“ bezeichnet werden kann.
Die durch eine wiederholte - z. B. asturisch, „saalisch“, thüringisch - um N-S bzw. NE-SW
gerichtete Schollenkompression gekennzeichnete Strukturzone zwischen der MitteldeutschBöhmischen und der Süddeutschen Großscholle, d. h., die durch die „Fränkische Linie“ im
weiteren Sinne gekennzeichnete Zone, unterliegt jeweils den SW-NE gerichteten Dekompressionsphasen, die durch eine von der Kollisionsfront ausgehende, der Kompressionsrichtung konforme und mit rückschreitender Erosion verbundene Senkenbildung charakterisiert
ist. Mit nachlassender Dekompressionskinetik wird dann jeweils erneut mit progressiver Intensität die auf der autonomen Mobilität des Oberen Mantels beruhende persistente E-WSchollendehnung und -bewegung aktiviert.
Die Aufheizung der geringer wärmeleitfähigen Kruste, d. h., des asturisch neu formierten
Detachments über der sich wiederholt öffnenden Transformstörung bzw. des Transformstörungssystems, generiert hybride, anatektische, basische und saure Schmelzen und deren
Intrusion im näheren Umfeld in präexistente oder in konform zur Transformstörung krustal
konstruierte Tiefenbruchzonen. In diesen Prozess wird die tiefe N-S-Felderung einbezogen.
Ein vergleichbarer Vorgang lässt sich in den „postsaalischen“ Zeitraum einordnen.
Aus dieser Beziehung heraus lässt sich der Doppelcharakter der sich in unterschiedlichen
Niveaus entwickelnden Grenzstrukturen zur Süddeutschen Großscholle formulieren.
Die prä- bis frühvariszische Scherbruchzone zwischen den Großschollen ist im Verlauf der
paläozoischen Entwicklung mehrfach unterschiedlich gerichteten Kompressions- und Extensionsereignissen unterworfen gewesen, die ein zunehmend kompliziertes Muster der Bruchstrukturen hervorgerufen haben. Die im Verlauf wechselnden tektonischen Rahmenbedingungen haben im Grenzraum die jeweils vorhandenen älteren Strukturen umgestaltet und in
die Neukonfiguration einbezogen. Im Paläozoikum hat sich somit die primäre Grundbruch-
72
grenze zwischen den Großschollen immer erneut in umgewandelter Form in jüngeren Formationen durchgepaust.
Das tiefenseismische Profil DEKORP 3/MVE (Ost) zeigt nach der Interpretation von BANKWITZ & BANKWITZ (1994) sowie BEHR et al. (1994) im südöstlichen Abschnitt der ElbeZone (FRANKE & HOFFMANN 1999a) gleichsinnig nach NE oder NNE einfallende Störungen. Diese sind vor allem im Bereich der oberen Kruste bis zu einer Teufe von etwa 7 - 8 km
entwickelt. Als Ursache und Zeitraum dieses „beträchtlichen Kompressionsschubs“ von ENE
nach WSW wird gleichfalls die asturische Kompression angesehen, wie diese ähnlich geartete Deformationen im Bereich der „Zone“ der „Fränkischen Linie“ hervorgerufen hat (ANDREAS 2005).
Auch aus diesem Befund lässt sich der Rahmen einer etwa 200 km breiten Krustenscholle zwischen der Zone der „Fränkischen Linie“ und dem südlichen ElbeLineament bzw. der Elbe-Zone ableiten.
Eine Fortsetzung der „Fränkischen Linie“ in nordwestlicher Richtung wird von NEUMANN
(1972) nach CARLÉ (1955) mit der das Ruhlaer Kristallin im S gegen Buntsandstein begrenzenden Stahlberg-Störung als Teil eines Thüringisch-Ostbayerischen Lineamentes gesehen.
Er folgt damit dem Verlauf der Erstdefinition (LEPSIUS 1920). Das ist insofern gerechtfertigt,
da sich diese Bruchstruktur in die Altbaufelderung der WNW-ESE-IntraplattenScherbruchzone einordnen lässt und ihre Fortsetzung als südliche Flanke des EisenachGrabens findet. WATZNAUER (1968) begrenzt die Thüringer Wald-Scholle durch ein zu deren Südrand paralleles allgemeines Pfahl-Lineament ohne eine direkte Bindung an bestimmte bruchtektonische Störungselemente.
Das nordwestliche Ende lässt sich mit der Einmündung in die um N-S gerichtete Randstörung der Eichsfeld-Altmark-Elevation, die sogenannte Hessische Störungszone definieren,
die mit der „Fränkischen Linie“ die Mitteldeutsch-Böhmische Großscholle im SW begrenzt.
Nach Abschluss der Rotliegend-Entwicklung mit gleichzeitiger Entkopplung der überpressten
Intraplatten-Scherzone im Raum der „Fränkischen Linie“ ist das Scharnier gelöst und die im
Zechstein beginnende Teilbeweglichkeit beider Strukturen hergestellt (ANDREAS 2005).
2.
Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament - ein lineares, persistentes Element im Bereich Oberer Mantel/Kruste
Das (Helgoland-Bremen-)Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament (BEHR et al. 1992) ist
eines der aktivsten Elemente im Grenzraum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und
der Süddeutschen Großscholle. Es quert diesen Abschnitt spitzwinklig in NNW-SSERichtung und bewirkt eine quasilineare langgestreckte Krustendehnung entlang ihrer Flanken. Als subparallel gerichtete Struktur ist die etwa 120 km nordöstlich entwickelte GeraJachymov-Plzen-Störungszone zu betrachten. Die W- bzw. SW-Flanke der MitteldeutschBöhmischen Großscholle ist inhomogen gestaltet. Zwar wird die sog. „Fränkische Linie“ oder
das „Fränkische Lineament“ als Grenzbruchlinie zur Süddeutschen Großscholle bezeichnet,
doch zeigt ihre historische Einbindung in die variszische Kollisionsgeschichte ein wesentlich
komplizierteres Entwicklungsbild auf. Mit dem asturischen Kompressionsereignis werden die
dazu postumen und zerscherten Teilabschnitte der WNW-ESE-Pfahl-Bruchstruktur mit den
NE-SW-Störungen eines postkollisionalen kontinentalen Transformstörungssystems verbunden. Über detachment-Strukturen erfolgt ein sich von NW nach SE erstreckender und nach
Süden abgetreppter Verlauf einer neuen Krustenbruchstruktur, die als „Proto-Fränkische
Strukturzone“ auf diese Art dem Münchberger Gneismassiv ausweicht und es randlich umfährt.
Nach CONRAD (1996) besitzt diese Linie im Ergebnis der LINSSER-Filterung nur einen geringen Tiefgang und eine mit ihr verknüpfte begrenzte Versatzweite des Nebengesteins.
Nach BEHR et al. (1992) verlieren die komplexen oberflächennahen Strukturen „an Dominanz und großflächige gravimetrische Grundmuster treten klarer hervor. Dieses Grundmuster wird von NNW/N-S und E-W orientierten Hauptstrukturen bestimmt. Der Westrand des
73
positiven Schwerefeldes der Böhmischen Masse, mit seiner NNW-Kante parallel zur Helgoland-Bremen-Regensburg-Achse, ist nicht identisch mit der NW-Pfahllinie und der „Fränkischen Linie“, die von ihr spitzwinklig geschnitten werden. Dieses „NNW-Leitelement“ könnte
im Niveau Unterkruste-Mantel stecken geblieben sein „und mit permischer E-W-Extension“
zusammenhängen.
Da sich die von einem Tiefenlineament im Unterkruste-Oberer Mantel-Bereich ausgehende
extensionale Aktivität kontinuierlich und langanhaltend bis in die Oberkruste transformiert,
wird dieses Element jedoch als Bestandteil eines Prozesses betrachtet, dessen Wirksamkeit
sich relativ unabhängig vom Krustenaufbau entwickelt. Es wird als eine größere Transformstörung im Kruste-Mantel-Grenzraum gesehen, die möglicherweise präexistent oder
bereits während des Kollisionsprozesses entstanden ist.
Nach unserer Auffassung könnte die Göttingen-Ruhla-Regensburg-Linie als ein persistentes, im Grenzraum zur Kruste linear wirksames Element des Oberen Mantels,
eine „kontinentale“ Riftstruktur bzw. eine Transformstörung darstellen, deren durch
persistente lineare Extension bewirkte Strukturen bzw. Krustenzustände durch die von Kollisions- bzw. Kompressionsereignissen an detachments oder decollements bewegten Schollenstapelungen mehrfach variszisch subhorizontal überlagert bzw. auch deformiert worden
sind.
Die jedoch vom, mit großer Wahrscheinlichkeit N-S gerichteten Bewegungssinn des Oberen
Mantels gesteuerten Extensionskräfte, transformieren immer erneut ihr Transportvermögen
in die überlagernden Krustenabschnitte, im Extremfall bis hin zur oberflächigen Grabenbildung, z. B. der Schleusingener-Randzone. Offensichtlich reagieren die SSW-NNE orientierten Zugkräfte im Bereich des NNW-SSE gerichteten Lineamentes infolge der in der auflagernden Kruste ansetzenden Extensionskräfte mit der Bildung von seitlich aufgedehnten
rechtslateralen Scherzonen oder mit langgestreckten pull apart-ähnlichen Mechanismen.
Diese Strukturen sind Ausdruck des Abbaus und der Dekompression bzw. Krustendehnung
im Bereich der asturisch verursachten Krustenstapelung bzw. -verdickung durch die Mechanismen des sogenannten Thüringisch-Fränkisch-Ostbayerischen Scherzonensystems, einer
wegen nur untergeordneter horizontaler Scherung überwiegend extensionalen und deutlich
„pull apart“-ähnlichen Konstruktion von ± 300 km Längserstreckung.
Die spitzwinklig diskonforme Querung einer NW-SE gerichteten „Aufwölbung“ der asturischen Kollisionsfront führte letztendlich im Bereich des Thüringer Waldes zur Bildung des
Thüringer Wald-Grabens an präexistenten Bruchstrukturen, an den sich im SE der Schleusingener Randzone-Graben anschließt. Im östlichen Rückraum des Schwarzburger Antiklinoriums beginnt seitlich versetzt die Stockheim-Weiden-Grabenzone, die in etwa mit dem
Naab-Trog i. S. von SCHRÖDER, B. (1988) identisch ist und nach PETEREK et al. (1994) an
dessen W-Flanke von einer NNW-SSE gerichteten Störungszone begleitet wird, der späteren
E-Begrenzung der Frankenalb. Offensichtlich manifestiert sich auch in diesem Zusammenhang das persistente und in der Oberkruste eine seitliche Extension bewirkende GöttingenRuhla-Regensburg-Lineament.
In Verknüpfung mit dieser Extensionsstruktur sind auch die gleichfalls vom Raum Unterkruste-Mantel gesteuerten N-S- und NNE-SSW-Elemente zu betrachten, die in der Oberkruste
eine ± äquidistante Halbgraben- bzw. Furrowfelderung hervorrufen. Im genannten Raum
belegen subparallele basische (Dolerit, Mikrogabbro) bzw. monzogranitische und saure
Magmen und Laven langgestreckte Intrusionskörper und Gangformationen eine gerichtete
Intrusion innerhalb der aufgedehnten Kruste. Die hybriden Magmen liefern durch einen
wechselnd intensiven Anteil von Mantelmaterial einen deutlichen Nachweis magmenchemischer Aufschmelzungs- und Umgestaltungsprozesse im Grenzbereich Kruste-Mantel.
74
3.
Kennzeichnung der für die Herausbildung des thüringischen OberkarbonRotliegend wirksamen tektonischen Strukturelemente
Das Profil des Stefan C-Rotliegend im Thüringer Wald entwickelte sich innerhalb einer um
NW-SE streichenden Riftgrabenstruktur. Diese bildet das verbindende Element zwischen
den taphrogenen Teilelementen der Zentraleuropäischen „Stefan-Rotliegend“-N-S-Riftzone (ANDREAS 2005). Der nördliche Abschnitt dieser Struktur, das Oslo-SkagerrakGraben-Niedersachsen-Riftsystem klingt im Bereich des NNW-SSE streichenden GöttingenRuhla-Regensburg-Lineamentes im Raum südlich Göttingen aus. Die Fortsetzung findet dieses Riftsystem als Thüringisch-Fränkische Riftzone im östlichsten Teilabschnitt des Thüringer Waldes in Form der Möhrenbach-Formation. Dieses Element erstreckt sich in südlicher
Richtung (morphologische Rednitz-Lech-N-S-Linie oder geophysikalische Coburg-BambergWeißenburg-Zone; CONRAD et al. 1996) als Bolzano-Varese-Korsika-Riftsystem (Abb. 1;
Beil. 1, 14).
Der o. a. Riftgraben hat sich im Raum des Zwischenschollenscharniers zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle im N und der Süddeutschen Großscholle im S entwickelt.
Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament quert spitzwinklig den Zwischenschollenraum in NNW-SSE-Richtung und steuert durch vom Grenzraum Oberer Mantel/Unterkruste ausgehenden seitlichen Extensionsbewegungen die Ausdehnung und
Konturierung des Thüringer Wald-Riftgrabens. Mit dieser Entwicklung und Konstruktion erweist er sich als Bestandteil der Zentraleuropäischen N-S-Riftzone.
Diese umfasst mit etwa 3 000 km Länge und zwischen Rheinischer Linie und Naab-N-SLinie im betrachtetem Raum um 250 km Breite eine allerdings nur nach ihrem linearen Erscheinungsbild und zeitlich mit dem Ural-N-S-Komplex vergleichbare Struktur.
Das sog. Werra-Segment ist als Grenzraum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der
Süddeutschen Großscholle durch die Unterwerra-Frankenwald-Querzone im N und die
Kissingen-Haßfurt-(Bodenwöhr)-Querzone im S begrenzt. Diese etwa 100 km breite Leistenscholle ist durch schmale, noch heute kenntliche postume Teilschollen untergliedert. Im
beschriebenen Bereich bildete sich ein zu den Leistenschollen spitzwinklig diagonales,
NNW-SSE streichendes Thüringisch-Nordostbayerisches Scherzonensystem (Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Amberg) heraus. Innerhalb dieses sich über > 200 km Länge
erstreckenden Systems, das sowohl die Kraichgau-Main-Senke, als auch das ThüringischFränkische Riftsystem spitzwinklig kreuzt und durch die Aufreihung grabenartiger Strukturen
gekennzeichnet ist, entwickeln sich die auch im heutigen Kartenbild des Thüringer Waldes
noch abzeichnenden sog. „steilherzynischen“ bruchtektonischen Störungselemente (Beil. 1,
16).
Ausgehend vom Südrand des Mitteldeutschen Großschollenanteils - entlang der Münchberger Gneismasse und am Mittelsächsischen Lineament in südlicher Richtung versetzt - bildet
der S-Rand des Böhmischen Schollenabschnitts bis einschließlich der Bayerischen PfahlStörungszone das in einem langwierigen Extensionsprozess entstandene und mit wechselhafter Intensität wirksame Scherzonensystem.
Das persistente N-S-Störungssystem, die Naab-N-S-Linie im E und die Vorderrhön-N-SLinie im W flankieren das Schersystem und bilden mit den o. a. bruchtektonischen Konturen
des Werra-Segments strukturell ein ideal geformtes, etwa 25 000 km² umfassendes Kräfteparallelogramm (Beil. 14). Während die Naab-N-S-Linie, wie die rheinische N-S-Linie zu den
das Rift begleitenden bzw. markierenden persistent wirksamen Strukturen gehört, ist die
auch im heutigen Kartenbild noch identifizierbare Vorderrhön-N-S-Linie ein durchgepaustes
Element der die Mitteleuropäische Kristallinzone querenden N-S-Bruchzone, die vom Thüringer Hauptgranitmassiv intrudiert worden ist. Mit dem postkollisionalen Extensionsprozess
ist eine markante Granitinfiltration in die tiefreichenden steilen Störungszonen der Schollenrandbegrenzung verbunden, so z. B. die sog. „Granitlinie“ im Bereich der UnterwerraFrankenwald-Querzone und die Schwereminusachse Göttingen-Ruhla-Regensburg, bzw.
synonym das Thüringisch-Fränkische Minimum (negative Schwereachse) bei CONRAD et.al.
75
(1996) im Verbund mit dem Thüringisch-Ostbayerischen Scherzonensystem (OsningThuringian Forest-Pfahl-Shear Zone, ANDREAS 1988). Die N-S-Riftzone zeichnet sich durch
eine vielgestaltige, mehrphasige vulkanische Aktivität aus, die ebenfalls mit der Bildung plutonischer und subvulkanischer Körper verknüpft ist. Während das Senkensystem deutlich der
saxothuringischen Großstruktur des Varisziden-Tektogens in NE-SW-Richtung folgt - im thüringischen Raum vor allem der Mitteleuropäischen Kristallinzone - queren die anderen genannten Hauptelemente diametral in jeweils spitzem bzw. stumpfen Winkel den variszischen
Unterbau und die mit diesem verknüpften Senken. Längsstörungen begleiten die saxothuringischen Teilelemente und bewirken eine wechselhaft wirksame morphologische Schienung
von Sedimentation und Vulkanismus der Mitteleuropäischen Senkenzone. Die Mitteleuropäische Kristallinzone wird als zentrale Einheit des Saxothuringikums an ihrer Westflanke von
der Mitteleuropäischen Geosutur begleitet und auch von einer um ± 40 km nach E versetzten
NW-SE streichenden Tiefenstörung Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburg untergliedert. Durch dieses Tiefenbruchsystem (detachments) werden von der Saale-Senke die Unsrut-Senke und von der Saar-Nahe-Senke die Kraichgau-Main-Senke abgetrennt (Beil. 15-1).
Eine Besonderheit zeichnet den thüringischen Raum dadurch aus, dass die Mitteleuropäische Senkenzone in Annäherung an die Unterwerra-Frankenwald-Linie sowohl aus nördlicher Richtung, d. h., die Saale-Unstrut-Senke betreffend, und aus südlicher Richtung, d. h.,
die Kraichgau-Main-Senke betreffend, eine Einengung dahingehend erfährt, dass die über
das gesamte Saxothuringikum verbreitete Mitteleuropäische Senkenzone sich zunehmend in
westlicher Richtung auf den engeren Raum der Mitteleuropäische Kristallinzone bis hin zur
Mitteleuropäischen Geosutur räumlich einschränkt. Erst südwestlich des Werra-Segments
bis hin zur rheinisch begrenzten Saar-Nahe-Senke weitet sich die Kraichgau-Main-Senke
wieder auf etwa die gesamte Verbreitungsfläche des Saxothuringikum aus (Beil. 14). Ein
Problem stellt sich im Bereich der Kraichgau-Main-Senke derart, dass für einen zentralen
Schollenabschnitt - geophysikalisch als Kraichgau-Tauber-Hoch bezeichnet - eine unterschiedliche Altersbewertung und tektonische Position diskutiert wird (CONRAD et.al. 1996;
EDEL et.al. 1996). Zumindest im bisher überschaubaren Verbreitungsgebiet des Stefan CRotliegend sprechen die Fakten für das aus gegenwärtiger Sicht von CONRAD et al. (1996)
bevorzugte Bild einer Fortsetzung der saxothuringischen Strukturen des Thüringer Waldes
und des Schwarzburg-Antiklinoriums südwestlich des Werra-Segments unter den Ablagerungen der Kraichgau-Main-Senke bis hin zur rheinischen Störung der E-Flanke der SaarNahe-Senke sowie eine Anpassung an deren Verbreitung.
Die gemeinsame, gegenseitig bedingende Wirksamkeit und Herausbildung der o. g. Stefan
C-Rotliegend-Einheiten als Teilelemente von weit über den Bereich des Thüringer Waldes
hinausreichenden Großstrukturen und der länger als 35 Mio a andauernde Zeitraum von
wiederholter struktureller Umgestaltung im Gefolge langanhaltender mehrphasiger Extension
und Kompression formen den Thüringer Wald und dessen unmittelbares Umfeld zu einer der
vielgestaltigsten genetischen Strukturkomplexe des Zeitraums hohes Oberkarbon-Unterperm
im Bereich des zentralen Mitteleuropa.
KATZUNG (1977, 1988) ordnet in seiner Gliederung der sog. posttektogenetischen Molasseentwicklung den Zeitraum des Autun einer taphrogenetischen Phase zwischen einer präund nachfolgenden posttaphrogenetischen Etappe zu.
Die tektonomagmatische und sedimentäre Entwicklung von der sudetischen Faltung bis zum
Zechstein (v. FREYBERG 1988), bzw. des sog. Übergangs- oder Zwischenstockwerks nach
älteren Untergliederungen zwischen der spätvariszischen Extension (Morphogenese) und
dem epikontinentalen Tafelstadium im mitteleuropäischen Raum sollte auf Grund der geotektonisch dominanten riftogenen N-S-Leitstrukturen als eine Etappe des frühpostvariszischen rifting bzw. der Taphrogenese bezeichnet werden (Beil. 14), die von
einer im Wesentlichen durch sie verursachten zunehmenden Schollenmobilisierung und
Schollenautonomie begleitet wird. Diese „taphrogenetisch“ bewirkten Extensionen werden
jedoch nicht i. S. einer Phase oder Etappe gesehen, sondern bilden ein ständig persistent
76
wirksames fundamentales Grundelement des prä- und postvariszischen Entwicklungszeitraumes.
3.1.
Die Mitteleuropäischen NW-SE-Senkenzonen (Saar-Nahe-, Wetterau-Werra-,
Kraichgau-Main-, Saale-Unstrut- und Küllstedt-Senke) und die NW-SEThüringer Wald-Riftgrabensenke in ihrer Beziehung zu den persistent
wirksamen N-S-Tiefenbruchlinien, der Thüringisch-Fränkischen Riftzone
und dem Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystem
Die Ergebnisse der Erfassung und Neubewertung der bedeutsamsten Tiefbohrungen stehen
zum Teil im Gegensatz zu bisherigen Vorstellungen der Entwicklung des Stefan CUnterperm/Rotliegend-Profils. Das betrifft sowohl die Darstellung in europaweit übergreifenden stratigraphisch-lithofaziellen Karten und vergleichenden Schemata (u. a. FALKE 1972,
1974, KATZUNG 1970, 1972), als auch die den unmittelbaren Vergleich und die Einordnung
benachbarter Rotliegendverbreitungsgebiete suchenden Arbeiten SCHRÖDER, B. (1988),
LÜTZNER (1988), LÜTZNER et al. (1992), KATZUNG (1981), KATZUNG & KRULL (1984),
PAUL (1999), ANDREAS (1988), ANDREAS et al. (1992).
In diesem Zusammenhang muss die Entstehung des Stefan C-Unterperm/Rotliegend des
Thüringer Waldes in der weiteren Umfeldentwicklung erneut diskutiert werden.
Die durch Bohrungen und Kartierung entworfene Paläogeographie (u. a. BRANDES 1920,
BORN 1921, KÜHNE 1923, STILLE 1928, 1930, v. FREYBERG 1935, 1965) ging von der
Entwicklung eines NE-SW streichenden Saar-Selke-Troges bzw. einer Saar-Werra-Senke
aus. Nach SE versetzt und durch die Spessart-Schwelle getrennt, sollte sich subparallel dazu der Oos-Saale-Trog (Senke) ausgeformt haben.
Ergänzende Bohrungen in den aufschlusslosen Gebieten zwischen den Mittelgebirgshochschollen gaben zu einer Neubewertung Anlass. So entwickelten FALKE (1974), KATZUNG
1970, 1988), TRUSHEIM (1964), v. HOYNINGEN-HUENE (1966), eine Neukonturierung der
„jungvariscischen“ Beckenstrukturen bzw. -konturen in Mittel- und Süddeutschland. Da
TRUSHEIM das Stefan C-Unterperm/Rotliegend des Thüringer Waldes als Bestandteil des
Saale-Troges betrachtete, ließ er im Sinne der bisher vertretenen Auffassungen seinen
Kraichgau-Trog im Saale-Trog fortsetzen. V. HOYNINGEN-HUENE entwickelte ein ähnliches
Bild vom Kraichgau-Saale-Trog und sah in der Entwicklung des Beckens von Mühlhausen
eine zumindest lineare Fortsetzung vom Saar-Nahe-Trog in nordwestlicher Richtung, wobei
die konstruierte Absenkungsstruktur in östlicher Richtung von der Grenze RhenoherzynikumSaxothuringikum, d. h., von der Mitteleuropäischen Geosutur hinweg, signifikant abwich. Beide NE-SW streichenden Strukturen sind durch die WNW-ESE streichende Querschwelle von
Buchenau (RICHTER 1942), Plaue-Ohrdruf-Schwelle (LÜTZNER 1981), Buchenau-OhrdrufQuerschwelle (ANDREAS 1988) in südöstlicher Verlängerung der Buchenau-Querschwelle
(DIETRICH 1959) bzw. Unterwerra-Frankenwald-Querzone (ANDREAS & WUNDERLICH
1999) voneinander getrennt.
Die o. a. Konstruktion der Beckenkonturen von NE nach SW über den Thüringer Wald hinweg bedeutet jedoch, dass der Saale-Trog, d. h., die Saale-Unstrut-Senke, im Apikalbereich
der Mitteleuropäischen Kristallinzone angelegt, nicht von der Grenzfuge zwischen Rhenoherzynikum und Saxothuringikum im W begleitet, bereits weit vor dem Erreichen des Thüringer Waldes in südlicher Richtung diese randlich begrenzende Strukturzone verlässt, subparallel zur E-Flanke der Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburg-Tiefenstörung nach E abbiegt
und sich linear gerichtet in der Kraichgau-Main-Senke fortsetzt.
Weiterhin wird in diesem Zusammenhang ein isolierter Fortbau der Saar-Nahe-Senke in die
Senke von Mühlhausen als ein rein geometrisches Modell postuliert. Dabei wird völlig negiert, dass die tiefentektonisch angelegte Grenze Rhenoherzynikum/Saxothuringikum, die
Mitteleuropäische Geosutur (KATZUNG & EHMKE 1993), einen aktiven westlichen Beckenrand in nordöstlicher Fortsetzung der Westgrenze der Saar-Nahe-Senke bildet, die Senkenkonturen also von dieser Grenze strukturell bestimmt werden.
77
Die Saar-Senke entwickelte sich als Nahe-Senke ab dem Zeitraum des höheren Stefan C in
nordöstlicher Richtung östlich subparallel zur Mitteleuropäischen Geosutur weiter. Gegenläufig bildete sich im gleichen Zeitraum, ausgehend vom Raum der Saale-Senke, in südwestliche Richtung die Unstrut-Senke subparallel östlich der Hornburg-Langensalza-Ruhla-RhönTiefenstörung aus. Die genannten tektonischen Strukturelemente leiten die o. a. Senken
gegenläufig aneinander vorbei (Beil. 15-1).
Die Saar-Nahe-Senke wird gegen Ende des Stefan C, etwa im Raum südlich Frankfurt, zeitweilig blockiert. Die Saale-Senke, ebenfalls noch subparallel zur Mitteleuropäischen Geosutur ausgerichtet, wird vom WNW-ESE-Störungssystem der Finne-Kyffhäuser-Gera-Jachymov-Zone begrenzt. Von dort aus entwickelt sich die südliche Fortsetzung der Saale-Senke
als Unstrut-Senke und erreicht im höchsten Stefan C das Schollenscharnier zwischen der
Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle im Raum des Thüringer
Wald-Umfeldes. Der Sediment-Vulkanitkomplex der Unteren und Oberen GeorgenthalFormation trifft hier auf den bereits etwas früher im Stefan C gebildeten, parallel zur E-Flanke
des Thüringer Hauptgranits um N-S ausgerichteten und vorwiegend vulkanogenen Thüringisch-Fränkischen Riftgrabenkomplex der Möhrenbach-Formation.
Langgestreckte gangförmige Lava-Förderkanäle verweisen mit ihrer NNW-SSE-Ausrichtung
auf die persistente Extensionstendenz des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes im
Raum des Thüringer Wald-Grabens, das diesen zunehmend als verbindende Riftstruktur
ausweist.
Bei der v. HOYNINGEN’schen Darstellung ist jedoch für unsere Neubetrachtung von besonderem Interessse, dass er die Westbegrenzung der Saale-Trog-Restsenke (Eislebener
Schichten) an einer N-S-Linie nördlich des Thüringer Waldes darstellt. Parallel dazu sieht er
die ab Perm aufsteigende, rheinisch streichende Eichsfeld-Schwelle entwickelt, welche die
Mühlhausener und die Ilfeld-Senke in ihrer westlichen Erstreckung begrenzen. Diese Darstellung ist jedoch noch zu wenig differenziert und inkonsequent, berücksichtigt nicht die
randliche Grenzfuge Saxothuringikum-Rhenoherzynikum.
Das Rotliegendvorkommen von Ilfeld erfüllt die Kriterien einer taphrogen angelegten FurrowStruktur, d. h., einer Halbgrabensenke i. S. von PAUL (1999), die den rhenoherzynischsaxothuringischen Grenzraum, d. h., die Mitteleuropäische Geosutur, diskonform überschreitet. Eine nach SW gerichtete Fortsetzung der Ilfeld-Senke parallel zur Mitteleuropäischen
Geosutur (Bhrgn. Elisabeth 1 und Küllstedt 2/66) ist aus diesem Grunde als unschlüssig zu
verwerfen (Beil. 1).
Mit Annäherung der Kraichgau-Main-Senke aus südlicher Richtung an den Thüringer Wald
ist umgekehrt dessen nach W gerichtete Einengung an seiner E-Flanke entlang einer um NS streichenden Kontur ein auffälliges Merkmal. Für den Zeitraum des Stefan CUnterperm/Unterrotliegend ist demzufolge im Bereich des Thüringer Waldes, im NE-SW
streichenden Übergangsfeld von der Kraichgau-Main-Senke zur Saale-Senke, eine Einengung und Deformation durch tangierende N-S-Strukturen fixiert.
KORSCH & SCHÄFER (1995; Abb. 1) haben in einer Übersichtsdarstellung die Entwicklung
des Saar-Nahe-Beckens in einer Kontur definiert, die als Einheit einen Abschnitt des Saxothuringikums erfasst. Sie begreifen die Saar-Nahe-Senke als übergreifenden ganzheitlichen Beckenraum und lassen diesen entlang einer Tiefenbruchlinie konform zur späteren
Ostbegrenzung des wesentlich jüngeren NNE-SSW streichenden Oberrheintalgrabens ausklingen.
Als Grenzbereich zwischen der Saar-Nahe-Senke und der Kraichgau-Main-Senke wird vordergründig die in diesem Raum in der geologischen Entwicklung zunehmend dominante
Rheinische N-S-Linie betrachtet. Dabei bleibt u. a. z. B. die Existenz und die Wirksamkeit der
NW-SE streichenden Naumburg-Querfaltenzone nördlich Frankfurt, die mit der WerraGrauwacken-Querfaltenzone (Unterwerra-Frankenwald-QZ) vergleichbar ist, wenig beachtet.
Ihr wird jedoch von NÖRING (1951) ebenfalls eine Rolle im Grenzbereich der Saar-NaheSenke zur Wetterau-Werra-Senke als einem Teil der Kraichgau-Senke zugemessen.
78
Die „Hunsrück-Boundary-Fault“ bildet einen Teilabschnitt der Mitteleuropäischen Geosutur
(HENK 2003). Entgegen den Vorstellungen von KORSCH & SCHÄFER (1995) lässt sich die
Darstellung der Ergebnisse von HENK in der Saar-Nahe-Senke lückenlos in nordöstlicher
Richtung fortsetzen und als Wetterau-Werra-Senke subparallel zur randlichen Kollisionssutur
verfolgen. Eine ähnliche Kontur lässt sich in einer Darstellung bei FALKE (1972) und v.
FREYBERG (1969) für die Unterrotliegendentwicklung des gleichen Raumes erkennen.
In einer zusammenfassenden Darstellung (nach HAUNSCHILD in FREUDENBERGER
1996) findet noch immer das „klassische“ Schema der Senkenverbindungen Saar-SelkeTrog und Kraichgau- bzw. Oos-Saale-Trog Anwendung. Beide Systeme werden von der sog.
Spessart- und Rhön-Schwelle (EMMERT & HAUNSCHILD, 1993) bzw. Rhön-RuhlaSchwelle (LÜTZNER 1982) oder Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburg-Elevation/
Tiefenstörung [ANDREAS] voneinander getrennt.
Um N-S streichende Brüche sind seit Beginn der geologischen Untersuchung auffällige tektonische Elemente im Thüringer Wald, welche abgesenkte, > 1 000 m mächtige Stefan CUnterperm/Rotliegendbildungen gegen Grundgebirge konturieren (ANDREAS & WUNDERLICH 1988). Diese sind strukturell und zeitlich mit E-W streichenden Störungen verknüpft.
Für die Entwicklung des postvariszischen Regenerationsstadiums der Süddeutschen Großscholle nimmt CONRAD (1996) eine Zerschneidung durch N-S-Extensionszonen an, die mit
kürzeren, lokalen E-W-strike-slip-Störungen verknüpft sind.
Der Thüringer Hauptgranit ist an einer N-S-Scherstruktur quer zur Mitteldeutschen (Mitteleuropäischen) Kristallinzone (MKZ) intrudiert (ZEH et al. 1998), die sich im postintrusiven Zeitraum als eine im Stefan C-Unterperm/Rotliegend wirksame mediane Ruptur im Granitkörper
durchgepaust hat.
RÖLLIG et al. (1989, 1995) haben auf die persistente Wirksamkeit von N-S streichenden
tektonischen Linien im Bereich der Mitteldeutschen Kristallinzone aufmerksam gemacht. Dabei wird auf die Verknüpfung der tiefreichenden und alt angelegten N-S- mit E-W-Strukturen
verwiesen, die sich als mögliche Vorzeichnung vom riphäischen Untergrund auch deutlich im
Inventar der Strukturen der Rotliegendentwicklung des Thüringer Waldes herausbilden.
ANDREAS (1988, Fig. 1.) - unter Bezug auf LAUTERBACH (1962) - weist auf die langaushaltenden lineamentären N-S Strukturen hin, die mit einer gewissen äquidistanten Felderung
die Kreuzung der Mitteleuropäischen NW-SE-Senkenzone mit den Bruchstrukturen der Thüringisch-Fränkisch-Ostbayerischen Scherzone queren.
Während die Rheinische N-S-Linie bzw. die Odenwald-Michelbach-Spessart-Rhön-RuhlaTiefenstörung die Saar-Nahe-Senke im NE begrenzt und von der Kraichgau-Main-Senke
trennt, gestaltet sich die Entwicklung im Grenzbereich zur nordöstlich anschließenden
Unstrut-Saale-Senke wesentlich komplizierter (Beil. 14).
Hier verliert die Main-Senke ihre deutliche Konturierung durch die Thüringisch-Fränkische NS-Riftzone, die in ihren östlichen Flankenbereich eindringt und deren Verbreitung im Wesentlichen auf den Raum der Mitteldeutschen Kristallinzone bis hin zur Spessart-RhönLangensalza-Elevation einschränkt. Eine weitere wesentliche Komplikation ergibt sich durch
das Thüringisch-Nordostbayerische Scherzonensystem, welches diagonal in SE-NWRichtung das sog. Werra-Segment und damit alle älter angelegten Strukturen quert (Beil.
12). Nach dieser Lesart sind jedoch die Stefan C-Rotliegendvorkommen von Masserberg
und von Stockheim trotz ihrer spezifischen tektonischen Position zwischen der UnterwerraFrankenwald-Querzone und dem Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystem in den
Raum der Mitteleuropäischen NE-SW-Senkenzone über dem Saxothuringikum einzugliedern.
Die Mühlhausen-Senke - von ANDREAS i. S. von PAUL (1999) als Teil der ThüringenMittelharz-Furrow angesehen - wird mechanistisch linear als Fortsetzung und Bestandteil der
Saar-Nahe-Wetterau-Werra-Senke betrachtet, die durch den Fortbau der Spessart-RhönLangensalza-Elevation tektonisch von der Saale-Senke getrennt ist. Diese folgt der bruchtek-
79
tonisch konturierten Grenze im mittleren Abschnitt der Mitteleuropäischen Kristallinzone, die
von uns als Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburg-Tiefenstörung bezeichnet wird. Die
Profile der Bhrgn. Küllstedt 2/66 und Elisabeth 1, die beide wiederholt bei paläogeographischen Rekonstruktionen unberücksichtigt geblieben sind, schließen somit die Präzechsteinrelikte der randnächsten Profile westlich der Werra-Mühlhausen-Senke auf (Beil. 1). Die Ilfeld-Senke befindet sich westlich außerhalb des Saxothuringikums und ist Bestandteil einer
taphrogenen Furrow-Grabenzone (Beil. 15-2), die sich östlich von der NiedersachsenRiftzone bzw. dem Hannover-Rift (PAUL 1999) herausgebildet hat. Von BÜTHE & WACHENDORF (1997) wird sie als transtensive pull-apart-Struktur im Bereich des SüdharzLineamentes gedeutet. Auch lassen nach MARTENS (1983a, b), SCHNEIDER (1994) und
WERNEBURG (1996) die auf tieferes Rotliegend deutenden Fossilfunde der basalen Sedimente von Ilfeld keinen Vergleich mit denen des höheren Stefan C der GeorgenthalFormation des Thüringer Waldes zu. Eine Parallelisierung mit der Ilmenau- bzw. ManebachFormation wird für möglich erachtet.
Von GAST (1988) wurde das sog. Niedersachsen-Riftsystem vorgestellt, dessen Fortsetzung
er formal richtungsbezogen in der Hessischen-Senke sieht. Dafür lässt sich jedoch keine
Bestätigung ableiten (Beil. 15-2). Sowohl als Rotliegendstruktur der Werra-Senke, als auch
im Untergrund der Zechstein-Trias-N-S-Senkenzone fehlen Anhaltspunkte für die Ausbildung
einer vulkanogenen Grabenstruktur. Auch die detaillierte Recherche durch KULICK et al.
(1984) liefert für eine Fortsetzung des Niedersachsen-Rifts in südlicher Richtung keine Argumente. Die Tiefenbruchlinie der Unterwerra-Frankenwald-Querzone, wahrscheinlicher jedoch das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament als Thüringisch-Nordostbayerische
Scherzone, riegelt das Niedersachsen-Rift im S ab. Eine seitlich verschobene Fortsetzung ist
im Raum des Thüringer Waldes zu suchen, wo sich grabenförmig und vorwiegend durch NS-Bruchlinien begrenzt, die vulkanische Tätigkeit der Möhrenbach-Formation des Stefan C
entwickelt hat. Diese Beobachtung stimmt auch mit anderen Untersuchungen überein, dass
sich sowohl Richtung, Ausbildung und Anzahl von Grabenstrukturen an querenden tiefreichenden Störungszonen ändern können. In unserem Fall wird sie von der Randbruchzone
der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle gegen die Zwischenschollen-Scharniersenke
begrenzt.
In diesem Zusammenhang wird durch PAUL (1999) das Modell einer das sog. Hannover-Rift
als synonym für Niedersachsen-Rift im E begleitenden Grabenzone entwickelt. Nach diesen
Vorstellungen hat sich nördlich vom Thüringer Wald das Mühlhausen-Becken in NNW Richtung herausgebildet, an das sich das Ilfeld-Becken anschließt. Über die plutonischsubvulkanischen Strukturen des Harzmassivs hinweg, wird eine Verbindung mittels des N-S
verlaufenden Fallstein-Grabens zum Bebertal-Graben gesehen, der den Flechtingener Höhenzug umfasst.
Ein Beleg für die Wirksamkeit der postulierten spätvariszischen Extensionstektonik der Thüringen-Mittelharz-Furrow zeigt sich auch in den Ergebnissen der Untersuchungen der Mittelharzer Gänge durch OBST et al. (2001). „Die Mittelharzer Gänge stellen ein stofflich heterogenes System von magmatischen Spaltenfüllungen dar, dass W-E gerichtete Extensionsbewegungen während des Autun anzeigt. ... Basierend auf den stofflichen und gefügekundlichen Untersuchungen wird eine neue Intrusionsabfolge postuliert und eine Rechtsdrehung
der Hauptspannungsachsen während des gesamten Intrusionszeitraumes nachgewiesen.“
Mit dieser Aussage ist demnach auch die Beobachtung zu verknüpfen, dass sich nach der EW extensionalen Furrowbildung die NE-SW gerichtete Aufdehnung des im strukturellen Abbau befindlichen Orogens wiederholt durchsetzt.
Die Produkte eines wenig umfangreichen Vulkanismus der Mühlhausen-Teilsenke liegen mit
Vulkaniten in der Saale-Senke in etwa auf einer WNW-ESE-Störungslinie bzw. im Bereich
einer schmalen Scholle, die im Gebiet des Rudolstadt-Beckens (SEIFERT 1972) ausklingt.
Ähnliche Verhältnisse sind von der Finne-Störung bekannt. Mächtigkeit, Profilposition zu Sedimenten und Raumlage der Profile gestatten keine Konstruktion einer Fortsetzung der Thüringisch-Fränkischen Riftzone unmittelbar nördlich des Thüringer Waldes im Verbreitungsab-
80
schnitt der Unstrut-Senke. Ein analoges Bild der Bindung von vulkanischen Ereignissen an
divergierende Bruchstörungen gibt HENK (1993, fig. 5) für die Nahe-Senke. Die VorderrhönLinie ist aus gegenwärtiger Sicht mit den um N-S gerichteten Intrusivkörpern des mit relativ
jüngeren basischen Intrusionen verknüpften Granitporphyrs vom Langewald und dem RuhlaGranit verknüpft. Während des höheren Stefan C und des tieferen Unterrotliegend bildet diese offensichtlich die Begrenzung des an die N-S-Tiefenstruktur des Thüringer Hauptgranits
gebundenen Vulkanismus und die der Unterrotliegendentwicklung in westlicher Richtung.
Über die genannte N-S-Achse wurden mehrfach hypothetische lineare regionale Beziehungen zum postvariszischen granitischen Brockenpluton hergestellt. Mit größerer Wahrscheinlichkeit lassen sich die postvariszischen Granitoide im Gebiet des Ruhla-Kristallins als subvulkanische Körper oder Plutone im Bereich der MKZ entlang der vorgeprägten tiefen N-SScherzone einordnen, die bereits vom Thüringer Hauptgranit besetzt ist. So sind die Vorderrhön-Ruhla-Linie im Bereich der Mitteleuropäischen Kristallinzone und die Oberharzlinie zwar
in etwa richtungsgleich angelegt, gehören jedoch unterschiedlichen strukturellen Einheiten
an. Sie lassen sich jedoch als Teilelemente einer breiten Intrusionszone zuordnen, die
diskonform den Variszidenbogen quert (CONRAD et al. 1998).
Der Begriff der Hessischen Senke bzw. des Hessischen Troges ist durch die Bezeichnung
von zwei strukturell und zeitlich unterschiedlich entstandene Strukturen doppelt belegt. Nach
G. RICHTER (1941) und von späteren Bearbeitern übernommen, wird als Hessische Senke
bzw. Hessische Straße eine NNE-SSW streichende, vor allem im Buntsandstein deutlich
konturierte Senke (KOCKEL 1958) zwischen dem Rheinischen Schiefergebirge im W und
dem Harz im E bezeichnet. Diese baut sich im Tertiär fort, ebenfalls signifikant durch rheinisch streichende Brüche begrenzt.
Die Bezeichnung Hessische Senke als strukturell gleichgerichteter Fortbau der rotliegenden
Saar-Nahe-Senke nach NW geht auf FALKE (1971) zurück, der den Begriff des Saar-NaheHessischen Troges prägte. Die heutige Wetterau-Senke wurde von MURAWSKI (1967) als
Hessisches Becken bezeichnet und von KOWALCZYK (1983) wurde für die Senke zwischen
Taunus-Schwelle im NW und Spessart-Schwelle im SE der Begriff Hessischer Trog geprägt.
Dieser Begriff wurde auch von KULICK et al. (1984) für die NW-SE-Rotliegendsenke verwendet. In der Erläuterung zur GK 25, Blatt Sontra (MOTZKA-NÖRING 1987) wird dieser
Bereich südöstlich der Hunsrück-Oberharz-Schwelle als Saar-Werra-Trog bezeichnet.
Im Zusammenhang mit der Bewertung von Tiefbohrungen prägte DIETRICH (1959) den
Begriff Werra-Becken für ein Rotliegendverbreitungsgebiet nordwestlich der SpessartSchwelle. Durch v. FREYBERG (1969) erfolgte die Zusammenfassung als Saar-WerraBecken. Der Begriff des Hessischen Troges wird jedoch von KULICK (in MOTZKA-NÖRING
1987) weiterhin für ein rotliegendzeitliches Sammelbecken verwendet, über dem sich der aus
N- bis NE-Richtung vordringende Zechstein als die sog. Hessisch-Fränkische Senke zwischen Rheinischer und Böhmischer Masse entwickelte. Um weiterem Verwirrspiel zu entgehen, schlagen wir für die in sich tektonisch und entwicklungsgeschichtlich im StefanUnterperm/Rotliegend differenzierten Abschnitte in ± linearer Fortsetzung der Saar-NaheSenke nach NE, die Begriffe Wetterau-Senke, gefolgt von der Werra-Senke vor. Dadurch
wird auch für den letztgenannten Abschnitt eine Übereinstimmung mit der Nomenklatur von
KATZUNG & EHMKE (1993) erreicht. Eine weitere Anpasssung erfolgt durch die geänderte
Bezeichnung Mitteleuropäisches - für Mitteldeutsches Senkensystem bzw. Senkenzone.
Auch könnte dem Vorschlag von KOWALCZYK (2011) mit dem zusammenfassenden Begriff
„Hessische Becken“ (Senken) für die durch Querstörungen getrennten Teilbecken, wie Wetterau-, Fulda-, Haune-, Werra- und Eisenach-Becken (Senke) gefolgt werden.
Das Problem der Einbeziehung des Thüringer Wald-Gebietes in die im Stefan C von NE
nach SW fortschreitende Entwicklung der Saale-Unstrut-Senke und die Herausbildung der
Main-Senke hat mehrfach zu Teillösungen genetischer Betrachtungen geführt die heute einer Neuinterpretation zugeführt werden müssen. Dazu zählen Modelle, die Sedimentund/oder Vulkanitverbreitung auf pull apart-Strukturen durch Scherung zwischen den postumen herzynischen Störungen, z. B. Hainich-Saalfeld im N des Thüringer Waldes und Wa-
81
sungen-Themar bzw. Marisfelder Störungszone im S, zurückführen (LÜTZNER 1988, KATZUNG 1996).
An einem Beispiel hat P. BANKWITZ (1992) verdeutlicht, dass im Bereich der den Thüringer
Wald umgrenzenden Randstörungen keine nennenswerten Seitenverschiebungen stattgefunden haben können. Auch kann dem Muster der Ausgestaltung relativ kleiner, begrenzter
intramontaner Becken (LÜTZNER 1988) im Bereich des Thüringer Waldes nur bedingt zugestimmt werden.
Sowohl die Zentraleuropäische Geosutur als auch die Unterwerra-Frankenwald-Querzone
sind postum aktivierte Störungszonen an überregionalen Schollengrenzen, die im ersten Fall
± konform die Zone des Saxothuringikums - auch als Grenze der Mitteleuropäischen Senkenzone - im W begleitet. Die Unterwerra-Frankenwald-Querzone erreicht die Münchberger
Gneismasse und setzt sich an deren S-Flanke, entlang der Naab-N-S-Linie nach S versetzt,
in der „Fränkischen Linie“ nach E fort.
KORSCH & SCHÄFER (1995) entwickeln das Modell eines strike slip basin. HENK (1997)
hingegen sieht die Saar-Nahe-Senke als Riftstruktur und LÜTZNER et al. (1995) sehen im
Saale-Trog ein mögliches Pendant zur Senkenbildung, hervorgerufen durch sog. Destapelungsprozesse. ANDREAS (1988) betrachtete die Senkenzone als Teil einer NE-SW gerichteten basin and range-Entwicklung, die von den um N-S streichenden Strukturen einer taphrogenen Phase gequert wird. Es wird erstmalig dieser Doppelcharakter der Rotliegendentwicklung betont und die N-S-Grabenbildung als Ausdruck der grundsätzlichen ExtensionsMotorik dieses Zeitabschnittes betrachtet.
HENK (1997) hat in Modellstudien die Rotliegendabsenkungsstrukturen mit dem Ergebnis
der abschließenden Aussage untersucht, dass in der Destapelung nicht die notwendige gebundene Energie für die Herausbildung der Rotliegendsenken freigesetzt werden kann. Berechnungen der von außen wirkenden Extensionskräfte hingegen gestatten eine Senkenbildung, d. h., ein Aufreißen der Kruste bis hin zu taphrogenetischen Prozessen. Diese stellen
ein postkollisionales strukturelles Novum dar. Es wird zwar das vorhandene Störungsinventar aktiviert, aber in N-S-Richtung zeitweilig ein durch Krustendehnung hervorgerufenes Riftbzw. Grabensystem gebildet, das sowohl die Aktivitäten im Bereich der präexistenten Schollenfelderung ausprägt, als auch durch eine neu geschaffene Struktur diskonform zum überlieferten Bild die postkollisionale Entwicklung bestimmt.
3.2.
Das Thüringisch-Fränkische Rift - ein partieller Bestandteil des lineamentären zentraleuropäischen N-S-Riftsystems Oslo-Graben - Niedersachsen-Rift
- Bolzano - Korsika/Sardinien in seiner Beziehung zum Thüringer Wald-Rift
Nach HAUNSCHILD in FREUDENBERGER (1996, Abb. 3.1-1) sind in der wesentlich auf der
Bewertung von Bohraufschlüssen und regionalen geophysikalischen Untersuchungen beruhenden Darstellung der Rotliegendverbreitung und -paläogeographie einige Bohrungen dargestellt, die sich unter Beachtung von relevanten Profilabschnitten in etwa auf einer N-SLinie anordnen. Ausgehend vom Verbreitungsgebiet der Möhrenbach-Formation im östlichen
Thüringer Wald eröffnet sich die Möglichkeit der Konstruktion einer strukturell-substanziellen
Beziehung, die sich als eine vulkanogene Graben- bzw. Riftzone ausweisen lässt.
Diese Riftgrabenzone erstreckt sich im skizzierten Raum über eine Länge von > 200 km. Sie
beginnt im Norden, im nördlichen Grenzbereich der Möhrenbach-Formation im Raum Ilmenau/Gehren am Nordrand des Thüringer Waldes (MICHAEL 1972) und lässt sich, aufgeschlossen und durch Bohrungen erkundet, bis zu dessen südlichem Randgebiet nachweisen.
Hier setzt sie sich über die Bohrungen Bad Colberg, Staffelstein, Mürsbach, Bremenstall,
Nürnberg, Weikershof, Abenberg, Gunzenhausen, Treuchtlingen 1 u. 2 bis zur Bohrung Daiting fort. In diese Struktur ist ein nach Schweremessungen mutmaßliches Verbreitungsgebiet
von Rotliegend zwischen Forchheim und Erlangen eingebunden (EMMERT et al. 1985). Ein
weiteres Indiz ist die Deutung der refraktionsseismischen Messungen im Altmühltal nordwestlich der Bohrungen Treuchtlingen nach BADER (1991) durch HAUNSCHILD (1992) als
82
einen Rotliegend führenden tektonischen Graben (in FREUDENBERGER 1996). Möglicherweise bildet sich auch in einem von KLARE & SCHRÖDER, B. (1986) veröffentlichten geologischen Schnitt im in den Bohrungen Nürnberg angetroffenen Granit die unmittelbare Grabenschulter einer westlich vorgelagerten Senkenstruktur ab, die in den Bohrungen Bremenstall und Weikershof im Top angetroffen worden ist.
Die auf der Grundlage der Bohrprofile und der bis dato vorliegenden Interpretationen regionaler geophysikalischer Untersuchungen (Geol. Bav. 97, 1993) vermutete, um N-S gerichtete
zentrale Rift- bzw. Grabenzone (Abb. 6) findet eine erste Bestätigung durch den Nachweis
des um N-S gerichteten Troges bzw. Grabens von Abenberg (mit gleichnamiger Bohrung)
mit einer um etwa 1 000 m mächtigen Rotliegendfüllung (BADER, Abb. 7 u. 8, BOPP & SIMON sowie BUNESS & BRAM, alle 2001). Dieser ist mit Versatzbeträgen um 100 m staffelbruchartig begrenzt und wird als Produkt einer Extensionstektonik betrachtet.
Er ist Teil von mehreren in eine Rotliegend-Verebnungsfläche eingesenkten Akkumulationsstrukturen des Stefan C-Rotliegend, die von BADER (2001) einer möglichen großflächigen,
staffelförmig versetzten Struktur entlang des W-Randes des NE-Bayerischen Grundgebirges
zugeordnet werden bzw. eine taphrogene Permokarbon-Bruchtektonik in der Mitte der Süddeutschen Großscholle bezeugen.
Östlich des Kraichgau-Tauber-Hochs ist eine N-S-Zone als Schweregradient WeißenburgBamberg-Coburg mit einer in südlicher Richtung ansteigenden Indikationstiefe (LINSSER)
identifizierbar (CONRAD et al. 1996). Eine ursächliche Beteiligung von Graniten im Bereich
der Schwereminusachse wird angenommen. Im N mündet die Zone in das auf Granitintrusionen verweisende Thüringisch-Fränkische Minimum, d. h., auf eine Beziehung zur begrenzenden Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone bzw. zum Göttingen-Ruhla-RegensburgLineament.
Einen vorerst nicht exakt zu formulierenden strukturellen Richtungsbezug stellt die direkte
Fortsetzung der Linie der Bohrungen entlang einer Rednitz-Lech-N-S-Linie etwa durch den
Verlauf des Lech in exakt südlicher Richtung bis zur Alpen-Randüberschiebung dar. Ähnliche
strukturelle Beziehungen zu persistent wirksamen und zeitlich relevanten tektonischen Linien
im Untergrund sind mehrfach im mitteleuropäischen Raum bekannt (u. a. die Naab-N-S-Linie
und die Unstrut-Linie).
Die o. g. Bohrprofile haben insgesamt das Rotliegend nicht durchteuft. Es wurden Profile in
einer Mächtigkeit von etwa > 50 m bis > 300 m aufgeschlossen. Die Mächtigkeit der Möhrenbach-Formation um 1 000 m im Bereich von Gehren/Möhrenbach westlich vom Schwarzburger Antiklinorium vorausgesetzt, könnten die geteuften Bohrprofile gedanklich noch um
einige 100 m bzw. bis um 1 000 m bis zur Basis der Rotliegend-Riftfüllung ergänzt werden.
Als eine Besonderheit ist der mögliche Umstand zu werten, dass die vulkanotektonische
Entwicklung im fränkischen Riftabschnitt gleichfalls nur in etwa den Zeitraum der Möhrenbach- und Ilmenau-Formation des Thüringer Waldes umfasst. Diese Spezifik der Riftentwicklung steht dadurch in einem erklärbaren Gegensatz zu derjenigen der Furrow-Bildungen
der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle, wo die Profile sich der Ausbildung im Bereich
des Thüringer Wald-Riftgrabens annähert bzw. ihr in den Entwicklungsetappen etwa analog
folgt. Im Ergebnis der bisherigen Untersuchungen ist der Vulkanismus der Unteren und Oberen Georgenthal-Formation und der Oberhof-Formation ausschließlich an die tiefenbruchtektonisch gesteuerte Querung der NE-SW-Senken, wie z. B. die Unstrut- und Main-Senke
durch das NNW-SSE streichende Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament geknüpft. Eine
Ausnahme ist durch die Entwicklung der Ilmenau-Formation gegeben. Deren subaquatischsubpelitische Aktivitäten - verbunden mit einer weiten Verbreitung im Riftgrabensystem vermitteln einen deutlichen Hinweis auf eine strukturelle Verbindung zwischen den in W-ERichtung verschobenen Ausläufern der Zentraleuropäischen N-S-Riftzone. Es kann jedoch
vorausgesetzt werden, dass in der Fränkischen Riftzone sowohl Äquivalente der IlmenauFormation des Thüringer Waldes als auch Oberrotliegend-Sedimente entwickelt sind.
83
Zu einem einheitlichen Muster trägt ebenfalls der Umstand bei, dass alle genannten Bohrprofile als effusiv bzw. intrusiv zu deutende Vulkanite und Tuffe führen. Der Charakter der Vulkanite und die zwischengeschalteten Sedimente lassen näherungsweise eine Profilentwicklung wie möglicherweise die von Abschnitten der Möhrenbach-Formation bis hin zu ihren
höchsten Profilabschnitten erkennen. In den Bohrungen Daiting 1 (WIRTH 1970) und Gunzenhausen (HAUNSCHILD 1990) wurden Rhyolithe bzw. ein porphyrischer Mikrogranit
(BAUBERGER in HAUNSCHILD 1990) mit „Pyroklastika Lagen“ von > 186,5 m Mächtigkeit
erbohrt. Die detaillierte Untersuchung der Forschungsbohrung Abenberg (KURSZLAUKIS in
HAUNSCHILD 1989) ergab ein Profil von rhyolithischen Laven, Ignimbriten, Tuffen und umgelagertem pyroklastischen Material, das von epiklastischen fanglomeratischen Einschaltungen unterbrochen ist (KURSZLAUKIS & LORENZ 1993). Altersbestimmungen um 296 ± Mio
a (LIPPOLT et al. 1983) gestatten eine Einordnung in den höheren Abschnitt der Möhrenbach-Formation des Thüringer Waldes. Dieser Vergleich wäre auch mit dem Profil der Bohrung Treuchtlingen (SALGER & SCHMIDT-KALER 1978) möglich. Hier werden in einem Profil von 181,8 m Mächtigkeit > 100 m mächtige Kristalltuffite mit karneolführenden Sedimenten
und rhyolithischen Bomben- und Lapillilagen von partiell kiesigem Sandstein, rotbraunem
Tonstein mit eingeschaltetem kieseligen, schwarzen Kohlenton von 1,8 m Mächtigkeit überlagert.
3.3.
Die Bedeutung der tektonischen Herausbildung des Thüringer WaldRiftgrabens für die mitteleuropäische Gesamtentwicklung und Kennzeichnung damit verknüpfter vulkanischer Prozesse sowie sedimentärer Erscheinungsformen
Bei der Herausbildung der Stefan C - unterpermischen Akkumulationsstrukturen sind drei
grundsätzlich unterschiedliche Erscheinungsformen zu berücksichtigen:
1.
Prozesse, die ± NE-SW gerichtete Extensions-Dekollisionsformen des in Großschollen untergliederten und kollabierenden variszischen Orogens, wie z. B. die SaaleUnstrut-Senke, Kraichgau-Main-Senke oder Saar-Nahe-Senke, hervorgerufen haben.
Die genannten Dekollisionssenken entwickelten sich im westlichen Grenzraum von drei
Großschollenabschnitten, die durch tiefreichende querende Bruchzonen bzw. Lineamente voneinander getrennt sind. Von SW nach NE sind es die Gallisch-Rheinische
Großscholle, die Süddeutsche und die Mitteldeutsch-Böhmische Großscholle. In den
genannten Großschollenabschnitten entwickelten sich die Senken mit unterschiedlichen Abläufen und räumlich-zeitlicher Staffelung.
2.
Vom Oberen Mantel bzw. dem Grenzraum Unterkruste-Mantel gesteuerte ± lineare Extensionsformen (NNW-SSE und NNE-SSW) und deren autonome diskonforme
Wirksamkeit im Raum der auflagernden Krusten- und Schollengliederung, wie z. B. die
Thüringisch-Fränkische Riftzone, die Furrow-Strukturen und das Thüringisch-Nordostbayerische Scherzonensystem.
3.
Neben den o. a. allgemeinen Gesetzmäßigkeiten muss für die Beurteilung der
Entwicklungen in der Thüringer Wald-Region unbedingt noch die charakteristische Position im Raum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle Beachtung finden. Die hier entstandene Zwischenschollen-Senke wurde unter
dem Einfluss des extensiv wirksamen Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes als
taphrogene Riftgrabenstruktur umgebildet.
Der saxothuringische Abschnitt des variszischen Kollisionsorogens ist durch zahlreiche um
NW-SE oder um N-S gerichtete, z. T. langgestreckte und tiefreichende steile Störungszonen
in Teilblöcke untergliedert. Die SE gerichteten Dekollisions- bzw. Extensionskräfte greifen an
einer Schollenfelderung an, die durch querende oder streichende Scherzonen gegliedert und
die an diesen linearen Strukturen in Teilabschnitten abgeschert bzw. zerglitten ist.
84
Die unmittelbare Grenzfront zwischen Rhenoherzynikum und Saxothuringikum ist die Hunsrück-Taunus-Tiefenstörung als Teilabschnitt der Mitteleuropäischen Geosutur. In Folge der
Dekollision in E/SE-Richtung erfolgte das Abgleiten des Saxothuringikums vom Rhenoherzynikum entlang von detachment Strukturen, wobei sich an der aktiven westlichen Randstörungszone der entstehenden Senke eine grobklastische Erosionsfront herausgebildet hat. Die östliche Seite ist nur als flache, allmählich zum Innenraum absinkende
Wölbung im Gebiet der Mitteleuropäischen Kristallinzone zu betrachten. Diese Entwicklung steht im Gegensatz zu den unmittelbar an die Extensionskräfte des Oberen
Mantels linear gebundenen Furrow-Halbgräben, deren bruchtektonische Absenkung
mit entsprechender Akkumulation gröberklastischer Fazies an deren E-Flanke erfolgte.
Im Raum Frankfurt klingen die Extensionsbewegungen an der Mitteleuropäischen Geosutur
an Querstörungen aus und die Extensionsbewegungen wurden zu der östlich vorgelagerten
Hornburg-Langensalza-Ruhla-Spessart-Tiefenstörung bzw. -Geosutur übergeleitet. Diese
übernimmt damit die Abrissfront der Dekollisionsetappe im Bereich der Mitteleuropäischen
Kristallinzone des Kollisionsorogens. Mit diesem Vorgang wurde für einen längeren Zeitraum
das Gebiet zwischen der Mitteleuropäischen Geosutur und der Hornburg-LangensalzaRuhla-Tiefenstörung von den nachfolgenden Dekollisions- und Extensionsprozessen abgetrennt, und nicht in die Stefan C - tief unterpermische Senkenbildung einbezogen und unterlag damit vermutlich ständiger Erosion (Beil. 15-1).
Im Raum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle - mit
den Endpunkten im Südabschnitt des Niedersachsen-Rifts und dem nördlichen Teil des Thüringisch-Fränkischen Rifts - entwickelte sich eine mobile Grabenzone, die durch das spitzwinklig NNW-SSE querende Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament zu einer verbindenden
Riftstruktur ausgebaut worden ist.
Kennzeichnend für dieses Thüringer Wald-Riftgrabensystem ist der Sachverhalt, dass die ±
senkrecht dazu entstandenen NE-SW streichenden Dekollisionssenken im Zeitraum des Stefan-Unterrotliegend den Riftgraben bzw. die Zwischenschollen-Scharniersenke nie überschritten haben und in dessen Bereich ihren jeweiligen Abschluss fanden. Das gilt sowohl für
die nach S fortschreitende Unstrut-Senke als auch für die sich gegenläufig in nördlicher Richtung entwickelnde Kraichgau-Main-Senke. Die Saale-Senke in ihrer ursprünglichen Form
wurde durch die Finne-Querzone südlich vom Harz blockiert und die Saar-Nahe-Senke endete am Grenzstörungssystem zwischen der Gallisch-Rheinischen und der Süddeutschen
Großscholle.
Die Senken des höheren Stefan C-Unterrotliegend haben im Kontaktbereich mit dem Riftgraben einen zwar intensiven aber doch örtlich eingegrenzten Vulkanismus, d. h., den der
Georgenthal- und dann den der Goldlauter-Oberhof-Formation, ausgelöst.
Der Durchbau der Hessischen Senken in den Eisenach-Graben hat keinen Vulkanismus hervorgerufen. Mit diesem Prozess ist das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Tiefenlineament nicht
überschritten worden, da es in diesem Bereich nördlich davon im Raum Creuzburg-Ruhla
positioniert war. Auch ist durch das „Thüringer Wald-Event“ die Riftgraben-Randzone der
Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle um 8 bis 10 km in südlicher Richtung vom ehemaligen Grenzbruch am Nordrand des Riftgrabens, der Unterwerra-Frankenwald-Querzone, zur
Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querzone verschoben worden.
Eine Ausnahme bildet die Periode der vulkanischen Aktivität der Ilmenau-Formation. Diese
stellt das im gesamten Zeitraum des Unterrotliegend regional am weitesten verbreitete Ereignis im Thüringer Wald dar. Bezeichnend dafür ist die enge Verknüpfung mit den taphrogen vom Grenzraum Oberer Mantel/Unterkruste gesteuerten Extensionsstrukturen, die sich
diskonform zu den orogen geformten Strukturen und den damit verbundenen NE-SWDekollisionssenken durchgebaut haben.
85
In diesem Zusammenhang müssen der Thüringer Wald-Riftgraben, der als ein Teilabschnitt
der Großschollenrandsenke oder Scharniersenke in westlicher Richtung über die Langensalza-Ruhla-Rhön-Struktur hinweg aktiv war, und das Thüringisch-Fränkische Rift genannt werden. Weiterhin war die vulkanische Episode der Ilmenau-Formation in östlicher Fortsetzung
im Stockheim-Graben und vor allem auch in dem von der Zwischenschollen-Scharniersenke
ausgehenden und in nördlicher Richtung entwickelten Thüringen-, Weiden-, Blanice- und
Boskovice-Furrows aktiv. Nach Vorstellungen von PAUL (1999) ist auch das Vorkommen
von Ilfeld in dieses taphrogen gesteuerte Ereignis im Rahmen der Thüringen-MittelharzFurrow einzubinden. Diese überregional bedeutsame Vulkanitepisode gestattet möglicherweise durch die Bindung an weit verbreitete taphrogen gesteuerte Strukturen einen lithostratigraphischen Vergleich mit benachbarten Rotliegendvorkommen.
Ein weiteres regional übergreifendes Ereignis stellt der Vulkanismus der RotterodeFormation dar. Die mit Abschluss der „saalischen“ Kompression erfolgte seitliche NE-SW
gerichtete Einengung der Oberhof-Formation und älterer Ablagerungen im Riftgraben wurde
erneut von einer Dekompressionsphase abgelöst, in deren Folge der RegenbergsteinRhyolith und der Höhenberg-Dolerit innerhalb des Riftgrabens intrudierten. Dieses DoleritIntrusionsintervall war offensichtlich an krustal wirksame W-E-Extensionsprozesse des Oberen Mantels gebunden, die mit dem Druckausgleich und dem Abbau der querenden „saalischen“ NE-SW-Kompression erneut die Möglichkeit zu einer Aktivierung der wiederum frei
gewordenen NW-SE-Dekollisionskräfte eröffnet bzw. dazu übergeleitet haben. Diese Aktivierung führt nunmehr im Gesamtraum des Saxothuringikums zu einer erneuten Senkenbildung
i. S. einer NE-SW gerichteten basin and range-Gliederung subparallel zu den Orogenstrukturen, die nun ebenfalls den Raum zwischen der Mitteleuropäischen Geosutur und der Hornburg-Langensalza-Ruhla-Rhön-Spessart-Tiefenstörung in das Dekollisionsszenario einbindet.
Die genannten vulkanogenen Prozesse sind durch tektonische Strukturen und zum Teil ortsfeste Herdlagen voneinander getrennt.
In die Entwicklung der NE-SW gerichteten Senken, z. B. der Küllstedt- und Unstrut-Senke, ist
auch die Rotterode-Senke einzuordnen. Obwohl sich diese innerhalb der Zwischenschollensenke, d. h., im Bereich des Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensysstems entwickelt hatte, unterliegt nunmehr dieser Raum der gesetzmäßig erfolgenden NW-SE gerichteten Dekollisionsmotorik mit der Bildung von NE-SW gerichteten Extensionssenken (basin
and range-Felderung). Die Bildung der Rotterode-Senke ist auf der nordöstlichen Flanke des
Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes angesiedelt und bildete sich analog zu den o. a.
Dekollisionssenken der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle, deren Großraum sie zugeordnet werden muss. Daraus ist ableitbar, dass sich nach erfolgter „saalischer“ Kompression
bzw. mit dem „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ das Göttingen-RuhlaRegensburg-Lineament deutlich als trennende „Fuge“ zwischen der MitteldeutschBöhmischen und der Süddeutschen Großscholle manifestiert.
Im Ergebnis der engen Verpressung der Mitteldeutsch-Böhmischen mit der Süddeutschen Großscholle im Rahmen eines „saalischen“ oder „Thüringer Wald-ExtensionsKompressions-Events“, entwickeln sich die Bereiche der beiden Großschollen und
der Bereich der Gallisch-Rheinischen Großscholle linksseitig des OberrheintalGrabens zu einem Reaktionsraum mit einer einheitlich wirksamen Dekollision des
noch vorhandenen variszischen Orogenstapels. Mit Beginn der Rotterode-Formation erfasst die dekollisional extensive, NE-SW gerichtete Senkenbildung übergreifend den gesamten Raum der Mitteldeutsch-Böhmischen, Süddeutschen und Gallisch-Rheinischen Großscholle. Mit diesem Prozess verliert die Jahrmillionen währende Funktion der trennenden
Zwischenschollen- oder Scharniersenke allmählich ihre Wirksamkeit als eigenständige Akkumulationsstruktur.
Die zur Bildung der Rotterode-Formation führende, durch dekollisional in NW-SE-Richtung
wirkende Extension hervorgerufene Senkenbildung erfasste das nunmehr „vereinheitlichte“
86
Schollenfeld und führte im Ergebnis zu einem paläovulkanischen Ereignis, dass eine über
den Gesamtraum vergleichbare Profilentwicklung hervorgerufen hat. In diesem Zusammenhang ergibt sich erstmalig eine konstruktive Verknüpfung zwischen der Problematik und Profilentwicklung des sog. „Grenzlager Vulkanismus“ des Saar-Nahe-Gebietes
und dem Vulkanismus des Höhenberg-Intrusionsintervalls und der RotterodeFormation im Thüringer Wald.
Die „postsaalischen“ Ereignisse haben im Saar-Nahe-Gebiet zu einer vergleichbaren
mehrphasigen Entwicklungsreihe geführt, die vom Doleritvulkanismus, d. h., dem Höhenberg-Intrusionsintervall, über die intrarotteröder Subeffusionsphase bis hin zu rhyolithoiden
Komplexen im Thüringer Wald vorgegeben ist.
Die Entstehung des lithostratigraphischen Profils des Thüringer Waldes und seines
Umfeldes im Zeitraum des Stefan C-Unterperm ist ursächlich durch die Entwicklung in
einem Riftgraben-System hervorgerufen. Damit verknüpft ist das ständige Vorhandensein episodisch gestalteter Endseen als der Erosionsbasis für die jeweils anliegenden
Senken und die Schutte der anerodierten Riftgrabenschultern. Die zum Kollisionsorogen subparallel NE-SW verlaufenden Senkenstrukturen enden jeweils an den querenden, die Schollenränder begleitenden Tiefenstörungen bzw. innerhalb der Zwischenschollensenke und greifen nicht auf die den Graben begrenzenden Großschollen über.
Fluviatile Systeme mit Endseebildungen und limnisch-palustrischen Arealen unterlagen über
lange Zeiträume hinweg ständigen Veränderungen bei wechselnden klimatischen Bedingungen (ROSCHER & SCHNEIDER 2006) bis hin zur Entstehung von Schuttflächen unter semiariden Verhältnissen. Diese Bedingungen haben zur Entstehung einer dichten vertikalen
Abfolge von Fossilhorizonten aus Bereichen unterschiedlichster Biotope im Profil geführt. Die
Analyse und Bewertung der zahlreichen Fossilhorizonte sowie deren stratigraphisch vergleichende Einordnung gestatten die Zusammenstellung eines für den mitteleuropäischen Raum
bedeutsamen Leit- bzw. Referenzprofils (z. B. SCHNEIDER, VOIGT S. & WERNEBURG in
LÜTZNER et al. 2011). Ein zeitweilig wechselnder und über längere Zeiträume hinweg sehr
hoher Wasserstand im Grabensystem bzw. die immer erneute Entwicklung von episodisch
austrocknenden Endseen (Schotts) als Erosionsbasis angrenzender morphologischer Struktureinheiten waren die Voraussetzungen für die Vielfalt und den lokalen Reichtum an Pflanzen- und Tierfossilien sowie damit verbundenen eindrucksvollen Amphibienfährten.
Neben diesem Befund wird die Deutung als Riftgraben-Senke vor allem auch durch die Beobachtung charakteristischer Phänomene bei vulkanischen Ereignissen gesichert. So sind z.
B. sowohl die Untere Georgenthal-, die Ilmenau-, die Oberhof- und letztendlich auch die Rotterode-Formation dadurch gekennzeichnet, dass jeweils die „initialen“ Vulkanite entweder
subaquatisch oder im fluviatil durchströmten limnisch-palustrischen Milieu von Endseen bzw.
generell im Bereich der weitflächig durch eine feinklastische Sedimentbedeckung ausgestalteten Erosionsbasis aufgedrungen sind. Die subaquatisch ausgeströmten Vulkanite sind
durch nahezu fehlende Erosionserscheinungen an den Ergussoberflächen und eine Überdeckung von im limnischen Milieu sedimentierten Tuffen mit feinlaminiertem graded bedding
und Einschaltungen ehemaliger schwimmender Bimse charakterisiert. Deutlich sind subaquatische Gleitstrukturen entwickelt.
Massentransport von mit Peliten vermischten gröberen Tuffen, die durch Eigendruck infolge
ansteigender Mächtigkeit die unterlagernden Sedimente verdrängt haben, sind in Profilen
wiederholt zu beobachten. Auch sind Vulkanitströme mit Kontakterscheinungen im Grenzraum zu palustrischen Sedimenten ausgeflossen oder haben diese bis zu einem Niveau
intrudiert, in dem die seitliche Stützkraft des Sedimentmantels dem Druck der aufsteigenden
Lava nicht mehr standgehalten hat und diese im wenig bis nicht verfestigten Sediment seitlich subpelitisch effusiv ausgeströmt sind (ANDREAS 1988).
Diese Beobachtung wird dadurch gestützt, dass die beim Kontaktprozess jeweils vom Vulkanit aufgenommenen Sedimentrelikte eine wesentlich geringere präkompaktive Laminendichte
aufweisen, als die später von der Kompaktion erfassten sedimentären Nebengesteine. Die
87
Raumverringerung durch Kompaktion hat im Grabenkomplex zum Abgleiten des Sedimentstapels an den Vulkanitintrusionen geführt und die dadurch entstandenen Abrissflächen sind
oft fälschlicherweise als vom Vulkanit intrudierte Störungszonen interpretiert worden.
Erscheinungsformen der episodischen Austrocknung der Endseen mit entsprechenden Mineralisationen (Schotts) sowie damit verknüpften Paläosol-Erosionen und Transport von zum
Teil buntmetallführenden Verwitterungslösungen sind häufig zu beobachten. Laminierte Karbonateinschaltungen zeigen öfter in dunkelgrauen Gyttja-ähnlichen Ablagerungen frühdiagenetische oder synsedimentäre kurzbankige oder knollenartige Verkieselungen, in deren Bereich ebenfalls eine weitständigere Laminendichte als im kompaktierten Umfeld erhalten ist.
Offensichtlich sind, wie z. B. im Falle der Öhrenkammer-Ilmtal Sedimente der Unteren
Georgenthal-Formation, die langsam durchströmten Sumpfwald-Moorgebiete vollständig von
den Ergussfolgen der Andesitdecken überlagert worden. Durch die ständige Absenkung im
Riftgraben sind die basalen Sedimente erhalten geblieben, die z. B. im Fall der Öhrenkammer bei Ruhla und zum Vergleich auch im Profil der Bhrg. Fischbach 1/61, von einem nur um
1 m mächtigen Erguss eines aphanitischen Andesits überdeckt, und damit vor allem vor der
intrarotliegenden Erosion bewahrt worden sind.
Die zeitweilig mit einem hohen Wasserstand gefüllte Grabenzone unterlag den von taphrogener Kinematik gesteuerten Gesetzmäßigkeiten einer ständigen persistenten Absenkung.
Im Ergebnis sind die im Graben abgelagerten vulkanischen Produkte und Sedimente nur
einer geringen Oberflächenerosion und Abtragung unterlegen. Die Ausbildung der Grabensenken war an das präexistente Bruchschollenmuster i. S. von „zig zag fault patterns“
(FREUND & MERZER 1967) adaptiert, und es ist anzunehmen, dass der Rahmen der Riftzone staffelbruchartig gegliedert und einem ständigen Umbau unterworfen war.
Auf Grund der Gegebenheiten ist vorauszusetzen, dass sich die Vulkanitkomplexe - genetisch eng mit dem vom Oberen Mantel aus wirksamen Göttingen-Ruhla-RegensburgLineament verknüpft - auch weit über die Grabenränder hinaus verbreitet hatten.
Die tektonische Aktivierung der Riftränder und vor allem auch seitliche Erosion führten zu
einer ständigen Abtragung der Grabenränder und daran anschließender Areale. Als beispielhaft sind die sog. „Konglomerate und Sandsteine mit tuffigem Bindemittel“ zu betrachten, die
sich nach dem „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ entlang des südlichen
Grabenrandes der Ruhla-Schleusingen-Bruchzone als lithofaziell abgrenzbare fluviatile Gerinne in die Abfolge der tieferen Oberhof-Formation eingeschaltet haben.
Dessen ungeachtet sind im ehemaligen Innenraum des Thüringer Wald-Grabens noch nahezu vollständige Profile der jeweiligen Formationen erhalten geblieben, die durch jüngere
bruchtektonische Prozesse z. T. nebeneinander aufgeschlossen, die Identifikation einer vollständigen, durch Bohrergebnisse gestützten Profilabfolge ermöglichen (ANDREAS 1990,
Beil. 9-2).
4.
Die (litho-)stratigraphische Abfolge des Oberkarbon-(Unterperm)Rotliegend
im Thüringer Wald und Umfeld
4.1.
Die Bohrung Federkopf - ein lithostratigraphisches Problem
Das Profil der Altbohrung Federkopf, angesetzt im Georgental bei Eisenach, wurde wiederholt in genetische Konzeptionen einbezogen, die sowohl Aufbau als auch Entwicklung des
Oberkarbon/Unterpermprofils vom Thüringer Wald diskutieren (DIETRICH 1965, LÜTZNER
1981, ANDREAS & WUNDERLICH 1998). Nach Durchörterung eines Teilabschnittes der
untersten Sedimentfolge, des Siltstein-Horizonts σ 1 unter dem Wartburg-Konglomerat der
Eisenach-Formation, wurden durch eine nach SENFT (1858) um 2 300 Fuß, d. h., etwa 800
m tiefe Bohrung das Profil einer Wechselfolge von roten Schiefertonen mit feinkörnigem roten Sandstein und nach der Teufe vorwiegend Quarzkonglomerate mit feinklastischen roten
Zwischenschichten aufgeschlossen.
88
Obwohl die Teufenangabe zur Bohrung bei den Betrachtern Vorbehalte hervorruft, wird die
Auffassung einer Sedimentformation, die älter als die Eisenach-Formation einzuordnen ist,
nicht grundsätzlich in Frage gestellt. Die abwägende Diskussion der genannten Teufe verliert
an Bedeutung, wenn zum Vergleich die 1862 geteufte und um 931 m tiefe Bohrung Nentershausen herangezogen wird. Beide Bohrungen wurden zur Steinkohlensuche angesetzt. Für
die Bohrung Nentershausen liegt jedoch eine wesentlich bessere Profildokumentation vor
(BEYRICH & MOESTA 1876). Seit der Publikation des durch SENFT (1856) zusammengefasst beschriebenen Profils der Bhrg. Federkopf, als Suchbohrung auf Steinkohle durch
HERBST (publ. 1849) im Georgental bei Eisenach angesetzt, sind wiederholt Vermutungen
zur lithostratigraphischen Einordnung erschienen (Beil. 26).
Zuerst hat NAUMANN (1913: 17) die Möglichkeit erörtert, „dass ... kristallines Gebirge mit
durchbohrt und verkannt worden ist, was bei 2 300 Fuß = 800 m Mächtigkeit (berechnet
hess. Fuß; preuß. Fuß = 722 m) doch sehr wahrscheinlich ist“. Durch KATZUNG (1968) wurde eine Zuordnung in eine hochoberkarbonische Saale-Senke für möglich erachtet. ANDREAS verglich die beschriebenen Sedimente als Federkopf-Formation mit Teilen des Kyffhäuser-Profils.
Unter Nichtbeachtung bisheriger Diskussionen des Profils der Bhrg. Federkopf und dessen
Einstufungen lassen sich die nachfolgenden Ergebnisse wie folgt zusammenfassen. Zwischen der Süddeutschen Großscholle und der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle ist ±
seit dem höchsten Oberkarbon eine trennende Riftgraben-Senke entwickelt. Die Begrenzung
gegen den nördlichen Grabenrand der Riftsenke muss nach den Beobachtungen im mittleren
Thüringer Wald im Bereich der Unterwerra-Frankenwald-Querzone gelegen haben. Die südliche bruchtektonische Begrenzung bildete die Heustreu-Hassberge-Querzone. Der Grabeninnenraum, d. h., die Riftsenke, besaß damit bis zum Beginn der Oberhof-Formation eine NS-Erstreckung, d. h., eine Breitenausdehnung von ± 100 km. Mit dem „Thüringer WaldEvent“ wurde der Senkenraum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle wesentlich eingeengt, und, neben der Eisenach-Georgenthal-EhrenbergQuerzone im N, wurde der S-Rand, unabhängig vom Einbruch der Scholle des mittleren Thüringer Waldes an der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Querzone, durch die Felda-WasungenEisfeld-Kulmbach-Querstörungszone tektonisch markiert. Der Bereich der Riftsenke besaß
von diesem Zeitpunkt an nur noch eine N-S-Breite von ± 40 km. Zeitlich vor dieser deutlichen
Einengung ist ein Riftgraben von der Mitteleuropäischen Geosutur (Grenze SaxothuringikumRhenoherzynikum) im W über eine Erstreckung von ± 100 km Länge in NW-SE- bzw. WNWESE-Richtung bis zum Schwarzburger Antiklinorium bzw. der Thüringisch-Fränkischen Riftzone anzunehmen.
Während die Untere Georgenthal-Formation in etwa den Rahmenkonturen der UnstrutSenke in die Riftsenke folgt, besetzt die taphrogen gesteuerte Ilmenau-Formation die
Riftgraben-Senke, und ihre Verbreitung ist ebenso im ehemals nach N erweiterten Riftraum,
d. h., möglicherweise noch bis hin zur Unterwerra-Frankenwald-Querzone, vorauszusetzen.
Ebenso ist eine Verbreitung innerhalb der Riftgraben-Senke in westlicher Richtung nachgewiesen. Darauf verweisen auch die Vulkanite der Ilmenau-Formation westlich des RuhlaKristallins, die jedoch erst mit dem „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ aus
der Grabenposition herausgehoben worden sind. Neben fluviatilen Gerinnen der ManebachFormation, die sich noch im nordwestlichsten Randbereich der Winterstein-Scholle nachweisen lassen, ist auch eine weite Verbreitung der Goldlauter-Formation im Eisenach-Graben
anzunehmen.
Vor allem nördlich der Schemmern-Querstörung könnte, wie in der Winterstein-Scholle, ein
relativ mächtiges Profil erhalten sein. Das ist dem Umstand zu danken, dass beim Einbruch
der Scholle des mittleren Thüringer Waldes während des „Thüringer Wald-ExtensionsKompressions-Events“ die erste, d. h., die Extensionsphase, eine deutliche Weitung am SRand der Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querzone verursacht hat, und die Georgenthalwie auch die Ilmenau-Formation sind z. B. im Raum der Ortslage Georgenthal nachweislich
89
in nördlicher Richtung, bei gleichzeitiger Zunahme der Mächtigkeiten, an Brüchen staffelförmig abgesunken.
Ebenso verhält es sich im Bereich der Winterstein-Scholle. Auch hier ist das gesamte Profilpaket, beginnend mit der Georgenthal-Formation bis hin zu den ältesten Bildungen der
Oberhof-Formation an der genannten Querstörung nach N abgekippt und vor der Erosion
bewahrt worden.
Überträgt man diesen tektonischen Mechnismus auf den Raum des Eisenach-Grabens und
setzt eine ähnliche Entwicklung des post-Georgenthal/prä-Oberhof-Profils wie im mittleren
Thüringer Wald voraus, könnte das Profil der Bhrg. Federkopf die Goldlauter-Formation unter
der Eisenach-Formation z. T. aufgeschlossen haben.
Mit der hier erstmals vorgelegten Ereignisfolge wären im Bereich der Bhrg. Federkopf unterhalb der auflagernden Eisenach-Formation u. U. noch weitere > 500 - 700 m mächtige Unterrotliegend-Ablagerungen nach der Teufe zu erwarten.
4.2.
Die Möhrenbach- und Georgenthal-Formation - lithostratigraphische Gliederung und biostratigraphische Einordnung der basalen, vorwiegend vulkanogenen Formationen des Thüringer Waldes in das höhere Stefan C
Obwohl widersprüchlich diskutiert, z. B. durch v. FREYBERG (1935), und vielfach hinsichtlich der Relevanz für eine Gesamtgliederung bzw. eine Einordnung in das Stratigraphische
Schema unterschiedlich beleuchtet (in Auswahl: BRINKMANN 1948, DORN 1958, DEUBEL
1960, GALLWITZ 1960, WEBER 1962, REMY et al. 1963), setzte die gegenwärtig durch
Aufschlüsse belegbare sedimentär-vulkanogene Entwicklung des Thüringer Wald-Profils im
höheren Stefan C ein. Durch eine Überdeckungs- und Aufschlusslücke im zentralen Abschnitt des mittleren Thüringer Waldes getrennt, lassen sich über basalen Sedimenten des
nordwestlichen bzw. des südwestlichen Thüringer Waldes vorwiegend vulkanogen aufgebaute Einheiten bis zu etwa 1 000 m addierter Mächtigkeit nachweisen.
In den genannten Abschnitten zeigen die Profile jedoch einen grundlegend unterschiedlichen
Charakter hinsichtlich der Petrochemie der Eruptiva, der Paläovulkanstrukturen und der
mehrfachen Vulkanitwechselfolgen mit Sedimenteinschaltungen (VOIGT 1972).
Auf Grund dieser Entwicklungs- und Substanzdivergenzen wurden die Profile durch bisher
nur unvollständig vorliegende biostratigraphisch relevante Daten bzw. auch durch die nicht
zu unterschätzende Schwierigkeit, die nunmehr seit mehr als 10 Jahren vorliegenden biostratigraphisch verwertbaren neuen Ergebnisse in eine „historisch“ gewachsene Gliederung
einzubringen, nur partiell oder nicht entsprechend ihrer Bedeutung und Aussage eingeordnet.
Die im nordwestlichen Thüringer Wald anfänglich ausschließlich durch die Untersuchungen
von GOTHAN (1928) an Belegen der Öhrenkammer bei Ruhla gestützte und durch die Bearbeitung der Basissedimente der Bhg. Ohrdruf 1/60 bei Georgenthal erweiterte Beweislage
(REMY et al. 1963) beruht ausschließlich auf paläobotanischer Grundlage. Die Florenassoziation der Öhrenkammer-Sedimente wurde durch GOTHAN mit den Wettiner Schichten der
Vorkommen bei Halle verglichen, die von SCHNEIDER et al. (2001) als Wettin-Subformation
der Siebigerode-Formation der Saale-Unstrut-Senke zugeordnet worden sind.
Im südöstlichen Thüringer Wald haben paläofloristische Belege einschließlich der Bewertung
von Sporomorphen ausschließlich Hinweise auf ein Unterperm-Rotliegendalter der untersuchten Sedimente ergeben (REICHARDT 1932, ARNHARDT 1968, 1972, KATZUNG &
DÖRING 1973). Bereits damals wurde vermutet, dass die von verschiedenen Fundorten betrachteten Sedimenteinschaltungen unterschiedlichen Niveaus innerhalb der Vulkanitserie
zugeordnet werden müssen. In diesem Zusammenhang ist auf die zuletzt durch MICHAEL
(1972, in LÜTZNER et al. 2002) publizierte Gliederung der vielgestaltigen sedimentärvulkanogenen Abfolge in diesem Gebiet zwischen Gehren-Möhrenbach-Unterneubrunn zu
verweisen. Im genannten Raum sind wenigstens 5 Sedimenteinheiten zwischen unterschied90
lichen Vulkanitpaketen von bis zu mehreren Hundert m Mächtigkeit angegeben (Tab. 8, Beil.
17-2). Von besonderem Interesse sind in diesem Profil die sog. Ilmtal-Sedimente, die, wie
der flächenmäßig größte Anteil der Öhrenkammer-Sedimente ebenfalls dem Thüringer
Hauptgranit partiell unmittelbar auflagern und als Öhrenkammer- oder Ilmtal-member bzw.
Unterformation bezeichnet werden (SCHNEIDER in ANDREAS et al. 2001).
Ein Fundpunkt an der ehemaligen Porzellanfabrik Moosbach (namengebend für den Aufschluss) lieferte hier vor allem eine reiche Fisch- und Amphibienfauna sowie Conchostraken.
Deren Einordnung erlaubt eine Korrelation mit dem Stefan C der Wettin-Subformation von
Wettin und Löbejün bei Halle (WERNEBURG 1989, 1995,1996, MARTENS 1983a, b). Damit
lässt sich ein Stefan C-Alter für die basalen Sediment-Vulkanitfolgen im nordwestlichen und
südöstlichen Thüringer Wald gleichermaßen ableiten. Diese bisher als Untere Gehrener
Schichten (DEUBEL 1930) zusammengefassten Gesteinseinheiten wurden anhand der als
grundlegend zu betrachtenden petrographischen Untersuchungen durch VOIGT (1972), die
einen deutlich unterschiedlichen petrochemischen Charakter der Andesitoide (Trachyandesite, Trachyte, Latite) in deren nordöstlichen und südwestlichen Verbreitungsgebieten nachweisen und auf der Tatsache fußend, dass die lithologische Profilentwicklung im SE vergleichsweise wesentlich heterogener verlaufen ist, in eine Georgenthal- und eine Möhrenbach-Formation gegliedert (ANDREAS 1990, LÜTZNER et al. 1995). Da uns die Schwierigkeit der Einordnung des aus eigener Ansicht bekannten Profils der Möhrenbach-Formation
im Niveau über der Georgenthal-Formation durchaus gegenwärtig war, führte ausschließlich
das anfängliche Fehlen von gesicherten Indizien für ein höheres Stefan C-Alter in der Möhrenbach-Formation (KATZUNG & DÖRING 1973) zu deren Einstufung als jüngere Einheit
gegenüber der Georgenthal-Formation.
Die in diesem Zusammenhang als ein Hinweis für ein tieferes Unterperm- bzw. Unterrotliegendalter betrachteten Sporomorphen sind aus heutiger Sicht mit eingeschränkter Signifikanz einem breiteren Zeitraum vom höheren Oberkarbon bis in das Unterrotliegend zuzuordnen.
Zwar lassen sich die Ablagerungen der Öhrenkammer- und Ilmtal-member nicht lückenlos
durch Aufschlüsse verknüpfen, doch ist eine Gleichzeitigkeit ihrer Entwicklung und eine etwaige gleichzeitige Genese der sedimentär-vulkanogenen Profile, in die sie eingebunden
sind, bzw. deren Basisausbildung sie darstellen, durch Fossilinhalt als auch durch die geologisch rekonstruierbaren paläogeographischen Zusammenhänge gegeben (Beil. 17-1). Wie
eng oder weit die Definition um die Abgrenzung des Stefan C bzw. einschränkend des höheren Stefan C auch gefasst sein mag, handelt es sich um einen Zeitraum von > 1 Mio a. Der
Fortschritt in der biostratigraphischen Einordnung der lithologischen Profile der Georgenthalund Möhrenbach-Formation macht nunmehr eine Neubetrachtung und Neuordnung der Ereignisfolge zwingend notwendig.
Nach neuen Erkenntnissen mündete die nach S gerichtete endliche Entwicklung der UnstrutSaale-Senke im als Erosionsbasis ausgebildeten Thüringer Wald-Riftgraben. Mit diesem
Vorgang lassen sich die paläobiologischen Ereignisse und die genannten räumlichen Beziehungen zweifelsohne in Übereinstimmung bringen. Ein lithostratigraphischer Profilvergleich
ist in Tab. 8 sowie Beil. 17-2 und 18 dargestellt.
Die Möhrenbach-Formation ist die älteste, durch Oberflächen- und neuere Tiefbohraufschlüsse gesicherte Einheit der Stefan C-Rotliegend-Abfolge im Thüringer Wald, d. h., ihre
Entwicklung beginnt gegenüber älteren Aussagen früher, als die der basalen Sedimentation
der Unteren Georgenthal-Formation.
Schon 1972 hat MICHAEL im Rahmen seiner begonnenen Revisionskartierung im Bereich
der GK 25, Blatt 5131: Ilmenau auf der Basis eigener Untersuchungen und unter Verwendung bereits vorliegender Detailkartierungen, sowie von Untertage- und Tiefbohraufschlüssen eine erste zusammenfassende Übersicht über die Entwicklung eines vorwiegend durch
vulkanische Aktivitäten geprägten Raumes im südöstlichen Thüringer Wald zwischen dem
zentralen Hauptgranit im W und dem Schwarzburg-Antiklinorium im E vorgestellt. Die im
91
Wesentlichen auf den GK 25, Blätter 5131: Ilmenau, 5431: Unterneubrunn (Masserberg,
Schönbrunn), 5330: Suhl und 5430: Schleusingen (Suhl S) verbreitete Abfolge wurde u. a.
von BEYSCHLAG, v. FRITSCH, LORETZ, SCHEIBE, WEISS und ZIMMERMANN kartiert
und durch BEYSCHLAG (1895) als Gehrener Schichten zusammengefasst.
Von Bedeutung ist, dass die Gliederung bzw. Untergliederung des „Rotliegend“ in lithostratigraphische Einheiten vom südöstlichen Abschnitt des Thüringer Waldes ausgehend erfolgte. Die Andesite und quarzarmen Rhyolithe des nordwestlichen Thüringer Waldes ließen sich
durch einen allgemeinen lithologischen Vergleich ebenfalls in die Gehrener Schichten einordnen.
Bei der Revisionskartierung der GK 25, Blätter 5131: Ilmenau und 5431: Unterneubrunn
(DEUBEL 1930, DEUBEL & v. GÄRTNER 1934) wurden die Gehrener Schichten bereits in
einen unteren und oberen Abschnitt, d. h., in die Unteren und Oberen Gehrener Schichten
unterteilt, da die Vielzahl der gegenüber der älteren Auflage neu ausgeschiedenen Schichtglieder das Darstellungs- und Gliederungsvolumen der bisherigen Einheiten sprengte. Dieser
Gliederung folgt auch die 1946 erschienene Darstellung der „Symbole der geologischen Karten“ der Deutschen Geologischen Landesanstalt, die unter II-f. - Symbole des Perms - auf
Beispiele von Bl. Ilmenau (unveröffentlichte 2. Auflage) verweist. In seiner zusammenfassenden Darstellung des Thüringer Wald-Rotliegend hat DEUBEL (1960) jedoch auf die genannte Untergliederung verzichtet, da es ihm offensichtlich nicht möglich war, diese widerspruchsfrei auf das Gesamtgebiet der Verbreitung der Gehrener Schichten im alten Sinne, d.
h., auch nach NW, zu übertragen.
Die Bearbeitung der Bohrungen Ohrdruf 1/60, Tabarz 1/62, Gotha 1/63 und die dazugehörigen Umfeldkartierungen sowie Profilaufnahmen im nordwestlichen Thüringer Wald ergaben
ein überraschendes Bild derart, dass sich die zum Vergleich mit dem bimodalen Vulkanismus der „Gehren-Folge“ im südöstlichen Thüringer Wald herangezogenen rhyolithischen
Gesteine ausnahmslos in die von DEUBEL (1930) ausgehaltenen Oberen Gehrener Schichten einordnen ließen (ANDREAS et al. 1971). Gemeinsam mit MICHAEL wurde die Verbreitung der sog. Oberen Gehrener Schichten vorläufig in zwei getrennten Becken mit in etwa
vergleichbarer Entwicklungsgeschichte für den gesamten Thüringer Wald dargestellt (ANDREAS et al. 1974). Diese obere, lithostratigraphisch ± einheitliche Vulkanit-Sediment-Serie
überdeckt nach Erosion und Schichtlücke diskordant im gesamten Verbreitungsgebiet der
ehemals als Gehrener Schichten definierten Abfolge im Thüringer Wald eine untere Einheit
und öffnet mit großer Deutlichkeit den Blick für die markant unterschiedliche Ausbildung der
Vulkanite der ehemaligen Unteren Gehrener Schichten im südöstlichen und nordwestlichen
Thüringer Wald (VOIGT 1972).
Die Möhrenbach-Formation wird als Teil einer transeuropäischen bzw. zentraleuropäischen
Riftstruktur betrachtet, die sich vom Oslo-Graben im N bis nach Korsika-Sardinien im S erstreckt (ANDREAS, JUNGWIRTH & WUNDERLICH 2003, Beil. 14).
Nachdem die aufgefundenen biostratigraphischen Kriterien des Stefan C für eine Entscheidung über die relative Altersfolge der Möhrenbach- bzw. der Georgenthal-Formation nicht
mehr herangezogen werden können, entscheidet die Einordnung der als zu einer lithofaziellen Einheit gehörig betrachteten Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimente (member) in die Abfolge
der lithostratigraphisch-strukturellen Entwicklung über den Beginn der Stefan C-Rotliegendentwicklung im Thüringer Wald mit den Gesteinen der Möhrenbach-Formation (Tab. 8, Beil.
17-2; ANDREAS et al. 2005).
In Tabelle 7 sind Bohrungen mit Profilabschnitten der Möhrenbach- und GeorgenthalFormation erfasst. Nicht mit dargestellt sind z. B. die Profile der Bohrungen Öhrenstock 1/61
und Unterneubrunn 1/61 (MICHAEL 1972) und die des Buntmetall-Suchobjektes bei Möhrenbach (Möhrenbach-Formation), deren gesonderte Publikation durch die ehemaligen Objektbearbeiter in Vorbereitung befindlich ist.
92
Tab. 7: Bohrungen mit Profilabschnitten der Möhrenbach- und Georgenthal-Formation.
Möhrenbach-Formation
Untere (U) und Obere (O) Georgenthal-Formation
Themar 1/63
Gotha 1/63
(?U, O)
Öhrenstock 1/61*
Ohrdruf 1/60
(U)
*
Unterneubrunn 1/61
Tabarz 1/62
(U, O)
Katzmannstal 1/57 bis 24/60*
Zella-Mehlis 1/64 (O)
Fischbach 1/61 (U)
*
publiziert, bzw. Publikation in Vorbereitung
Nach MICHAEL (1972) und in LÜTZNER et al. (2002), ANDREAS et al.(2005) gliedert sich
die Möhrenbach-Formation (in stark vereinfachter Weise) von oben nach unten wie in nachfolgender Darstellung beschrieben (Tab. 8; Beil. 17-2):
Möhrenbach-Formation (Stefan C)
Öhrenstock-Unterformation (im Profil von oben nach unten; addierte Teilmächtigkeiten
max. 740 m) mit trachyandesitischem (?rhyolithischem) Öhrenstocker Ignimbrit, Bhrg. Öhrenstock 1/61 (MICHAEL 1962), Andesiten und Rhyolithbrekzie.
Rhyolithischer Ignimbrit (Kienberg-Tuff) mit geringmächtigen basaltischen Andesiteinschaltungen und quarzfreiem Rhyolith des subvulkanischen Stadiums (Kienberg Porphyr). Dann
porphyrischer Syenit und Orthoklasporphyr als Subvulkanite eines syenitischen Intrusivkörpers (HETZER & TIMMERMANN 1993).
Lokale Aufarbeitungsprodukte winkeldiskordant über Schichtlücke.
Lohme-Unterformation (addierte Teilmächtigkeiten max. 760 m) als eine Folge von Andesiten unterschiedlicher Ausbildung, Andesittuffen sowie div. Rhyolithtuffen. Einschaltung der
fossilführenden Lohmetal-Sedimente
Stechberg-Unterformation (1 - 3; addierte Teilmächtigkeiten max. 1 500 m).
Mit den sog. Gotteskopf-Sedimenten, einer geringmächtigen Sand-Siltsteinfolge lässt MICHAEL die Stechberg-Schichten ausklingen. Bei lithostratigraphischen Vergleichen ist zu
beachten, dass die Untergliederung der Möhrenbach-Formation überwiegend einer Konzeption aufeinander folgender vulkanischer Zyklen folgt, die nach der Effusion mit einer mit Denudation und übergreifender Sedimentation charakterisierten Ruhephase verknüpft ist.
Vergleichsweise fassen andere Autoren die nach Ablauf einer nach ihrem zeitlichen Umfang
schwer abzuschätzenden Schichtlücke und nach erfolgter Erosion erneut einsetzende übergreifende Sedimentation mit möglicher Fossilführung und mit nachfolgender Bruchtektonik
sowie vulkanischer Effusivepisode als basal auszugliedernde Einheit auf.
In der heterogenen bimodalen Vulkanitfolge, die sich aus einer Wechselfolge von zahlreichen Decken- und Tuffeinschaltungen andesitisch/trachytischer und rhyolithischer Laven
aufbaut, sind die Möhrenbach- und vor allem aber die Ilmtal-Sedimente auf Grund ihrer Fossilführung von besonderem Interesse (SCHNEIDER 1985, 1986, Fundpunkt Nr. 2).
In den Ilmtal-Sedimenten gelang der Nachweis einer auf Stefan C hinweisenden Fauna
(WERNEBURG 1988, 1989, 1996) und der stratigraphische Vergleich mit der WettinSubformation des Stefan C der nordöstlichen Saale-Senke.
Die als lithofazielle Einheit betrachteten Ilmtal-Sedimente greifen nicht im Sinne von MICHAEL aus dem Vulkanitgraben der Möhrenbach-Formation auf die westlich vorgelagerte Granitflanke über, sondern erstrecken sich als Basis der Georgenthal-Formation über den ausgedehnten Erosionsanschnitt des nördlichen Abschnitts vom Thüringer Hauptgranitmassiv hinweg als randliche Ausläufer in das präexistente Vulkanitareal der Möhrenbach-Formation
hinein (ANDREAS et al. 2005). Deren Vulkanismus setzt somit früher ein als derjenige der
Georgenthal-Formation und belegt einen im Profil einordenbaren Zeitabschnitt einer Parallelentwicklung beider Vulkanitkomplexe.
93
Möglicherweise wiederholt sich die Sequenz intermediärer und saurer Laven wie z. B. die
Ergusswechselfolge Biotitandesit und quarzfreier Rhyolith nach einer Erosionsdiskordanz
über den Ochsenbach-Schichten mehrfach in Form einer nach W gerichteten dachziegelartigen Überlagerung (ANDREAS et al. 1961, Bericht).
Ochsenbach-Unterformation (addierte Teilmächtigkeiten max. 300 m) stellte die Basis der
Möhrenbach-Formation über dem prä-stefanischen Untergrund dar. Über z. T. tektonisch
unterdrückten, max. 20 m mächtigen rotbraunen Sand- und Siltsteinen, den sog. Trenkbachtal-Sedimenten (MICHAEL 1972), ist eine Wechselfolge mehrerer Decken aus diversen Andesiten, Lavabrekzien und polymikten Andesittuffen ausgebildet.
Die genannten Glieder der Möhrenbach-Formation sind in sich örtlich lückenhaft mit stark
wechselnden Mächtigkeiten entwickelt, durch intensive bruchtektonische Bewegungen gekennzeichnet und mehrfach einer unterschiedlich tiefgreifenden Erosion unterlegen, so dass
sich in Annäherung eine mittlere Mächtigkeit im Zentrum der Verbreitung von 1 000 - 1 500
m ergibt.
MICHAEL (1972) fasst den Ablauf der Möhrenbach-Formation als einen einfachen vulkanischen Zyklus im Sinne von WILLIAMS (1941) auf, bzw. (MICHAEL in LÜTZNER et al. 2002)
konzeptionell als eine mehrfache Wiederholung aufeinander folgender vulkanischer Zyklen,
die jeweils mit Andesiten (Latite, Trachyte) beginnen und mit Rhyolith- und Tuff-Effusionen
abschließen.
Generell zeigt der petrochemisch wechselvolle heterogene Aufbau jedoch eine gerichtete
Entwicklung derart, dass der Explosivitätsindex der Rhyolithe im Profil nach oben zunimmt
und mit den Öhrenstock-Schichten in einer ignimbritischen Phase, verknüpft mit einer syenitischen Intrusion, gipfelt. Der Syenit (HETZER & TIMMERMANN 1993) ist in Form subvulkanischer Körper und durch den ignimbritischen Eruptivkomplex vertreten, dessen Gesteine
erstmalig von MICHAEL (1972) auf getrennten Fazieskarten zusammenfassend dargestellt
worden sind.
Die Möhrenbach-Formation bildet eine vulkanogen-sedimentäre Einheit mit z. T. grabenartiger Konturierung vor allem an der Westflanke des Schwarzburg-Antiklinoriums, wo tiefreichende intraformationelle Störungen mit NNE streichender Tendenz die Verbreitung östlich
flankieren. Die Westbegrenzung folgt etwa dem NE-SW gerichteten östlichen Ausstrich des
Thüringer Hauptgranits.
Die Einordnung der Gesteine der Möhrenbach-Formation an die Basis der Stefan CRotliegendentwicklung im Thüringer Wald lässt sich sowohl räumlich als auch zeitlich als ein
Teilabschnitt des um N-S gerichteten Thüringisch-Fränkischen Rifts und dieses wiederum als
Teil der Zentraleuropäischen N-S-Riftzone im Stefan C begreifen und wie folgt zusammenfassen.
Für die deutlich bimodale lithochemische und paläovulkanische Herausbildung der Eruptivgesteins-Sedimentabfolge des östlichen Abschnitts der Verbreitung zwischen der Linie SuhlIlmenau und dem Schwarzburg-Antiklinorium gibt es kein vergleichbares Profil im Raum des
mittleren Thüringer Waldes und es ist völlig divergent zum unmittelbaren Umfeld.
In Verbindung mit einem syenitischen Intrusivkörper entwickeln sich mehrphasig subvulkanische und eruptive Aktivitäten. Charakteristisch sind die sog. intrusiven Orthophyre.
Der Ablagerungsraum der Möhrenbach-Formation ist tektonisch begrenzt und in seiner Position zwischen der E-Begrenzung des Thüringer Hauptgranits und dem SchwarzburgAntiklinorium kein Bestandteil der Main-Senke oder der Thüringischen Furrow bzw. der Saale-Unstrut-Senke. Die Struktur folgt anfänglich in etwa einer NE-SW-Richtung, wobei mit zunehmender Entwicklung intraformationell aktive N-S- und NW-SE-Elemente den grabenbzw. halbgrabenförmigen Raum untergliedern bzw. die eruptive Tätigkeit schienen.
Die Möhrenbach-Formation lagert einem metamorphen, präkambrisch-ordovizischen Gesteinskomplex auf, der von mehreren Granitausstrichen des Thüringer Hauptgranits (Ilmtal-
94
Suhler Granit) durchbrochen ist, die ihn an dessen östlicher Flanke begleiten. Nach dem
geophysikalischen Bild ist der Granit im Untergrund in östlicher Richtung bis an die Flanke
des Schwarzburg-Antiklinoriums ausgedehnt.
Der etwaigen Verbreitungsgrenze der Möhrenbach-Formation entlang der östlichen Randstörung des Thüringer Hauptgranits in nordöstlicher Richtung folgend, steht eine östliche Begrenzung durch markierende Tiefenbrüche an der W-Flanke des Schwarzburg-Antiklinoriums
gegenüber. Hier quert die sog. Möhrenbach-Spalte und ihre Fortsetzung deutlich spießwinklig diskonform die variszischen Strukturen und nähert sich aus der NE-Richtung schwach
bogenförmig einbiegend zunehmend einer NNE - N dominierten Richtung. Dieser folgen
auch markante Intrusivkörper, Effusionslinien und der grobklastische Schüttungskörper der
basalen Möhrenbach-Masserberg-Sedimente entlang der tektonisch konturierten E-Flanke
des Riftgrabens an der Grenze zum Schwarzburg-Antiklinorium.
Wie vergleichsweise auch die Möhrenbach-Masserberg-Sedimente mit auflagernden Vulkaniten der Möhrenbach-Formation belegen, hatten die genannten Gesteine weit über die
westliche Flanke hinaus den Raum des Schwarzburg-Antiklinoriums überdeckt (KATZUNG
1966, MICHAEL 1972) und sind über > 15 km Erstreckung entlang seiner Westflanke nachweislich entwickelt.
Das Verbreitungsgebiet der Möhrenbach-Formation wurde von WEBER (1955) als Gehrener
Porphyrplatte bezeichnet. Grund dafür ist die eingeschränkte Mobilität dieser Zone, die gegenüber der Entwicklung in streichender Fortsetzung der Kraichgau-Main-Senke bzw. der
Thüringen-Furrow im zentralen Abschnitt des Thüringer Waldes in Annäherung die Funktion
einer begrenzenden Grundgebirgsscholle übernimmt.
Durch diese eingeschränkte Mobilität wird offensichtlich die diese Scholle in NW-SERichtung querende Schleusingener (Rand-) Grabenzone hervorgerufen. Eingeengt auf diesen markant bruchtektonisch konturierten Raum als einem signifikanten Bestandteil des Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems vollziehen sich hier die dem Bereich des
Thüringer Wald-Riftgrabens bzw. der Thüringischen Furrow vorbehaltenen Entwicklungen als
Grabenbruch bzw. deutlich geschient nach außen übergreifend auf dessen flankierenden
Rahmen.
Charakteristischer Bestandteil der Riftstruktur ist die an diesen Raum gebundene sogenannte Intrusionszone von Unterneubrunn (v. GAERTNER 1933/34), in deren Bereich zahlreiche
Gänge und Kleinintrusionen als ehemalige, das Grundgebirge durchdringende Förderzonen
der Laven der Möhrenbach-Formation aufgeschlossen sind.
Die Georgenthal-Formation baut sich nach neuem Kenntnisstand aus zwei Teileinheiten
auf. Die älteste, die Untere Georgenthal-Formation oder Öhrenkammer-Ilmtal-Unterformation, beginnt mit einem um 100 m mächtigen basalen Sediment, dass als Öhrenkammer-Ilmtal-Sediment bezeichnet wird. Dieses ist in den Bohrungen Gotha 1/63, Tabarz 1/62,
Fischbach 1/61 und Ohrdruf 1/60 (Beil. 4) sowie in Form schmaler Ausstriche im Bereich
zwischen Grundgebirge und auflagernden Vulkaniten am W-Rand der Verbreitung des Stefan C-(Unterperm)Rotliegend des nördlichen Abschnittes vom zentralen Thüringer Wald verbreitet. Am E-Rand streicht es im Bereich des Ilmtales bei Manebach aus (vgl. Beilage
Schichtenverz.; ANDREAS et al. 2005). Die in Verbindung mit der Bearbeitung der Bohrung
Ohrdruf 1/60 durchgeführte Kartierung und Profilbearbeitung des von Sedimenten der
diskordant auflagernden Tambach-Formation umgebenen Andesitfensters von Georgenthal
wurde mit der Bearbeitung von Profilschnitten in südlicher Richtung bis zum Verbreitungsgebiet von Zella-Mehlis/Suhl fortgesetzt (VOIGT 1972, ANDREAS & VOIGT 1962/64, Abb. 55
in HOPPE & SEIDEL (Hrsgb.) 1974; Beil. 20, 21).
Ein bei der Kartierung des (Erft-)Erfurter Grundes bei Georgenthal festgestelltes geringmächtiges, rotbraun gefärbtes, grob- bis feinklastisches Sediment untergliedert hier die Georgenthal-Formation in einen unteren und oberen Abschnitt.
95
Tab. 8: Gliederung der Möhrenbach- und Georgenthal-Formation im Thüringer Wald.
W
E
südlicher Teilabschnitt der UnstrutThüringisch-Fränkisches Rift
Saale-Senke endet in der Thüringer
Wald-Riftgrabensenke
NNW
Thüringisch-Nordostbayerisches Scherzonensystem bzw.
Göttingen-Ruhla-Regensburg-Geosutur quert beide Struktureinheiten
Georgenthal-Formation
Möhrenbach-Formation
höchstes Stefan C
höchstes Stefan C
SSE
- Erosion Öhrenstock-Unterformation
- Denudation, Winkeldiskordanz Obere Georgenthal-Formation (± 700 m) Lohme-Unterformation (Schichten) 1 u.2
(über südlichem Teilgebiet des Thüringer Lohme Schichten 2
Hauptgranitmassivs und angrenzenden Lohme-Schichten 1
Rahmenmetamorphiten sowie über Untere Lohmetal-Sedimente
Stechberg-Unterfm. (Schichten 1, 2 u.3)
Georgenthal-Formation)
Pyroxen-Olivin-Andesite u. Tuffe
Stechberg-Schichten 3
Biotit-Pyroxen-Olivin-Andesite
Pyroxen-Olivin-Andesite
Gotteskopf-Sedimente
Stechberg-Schichten 2
Zella-Mehlis-Erfurter Grund-Sedimente - Möhrenbach-Masserberg-Sedimente-F
- Erosion - vulkanotekt. Absenkung Untere Georgenthal-Formation (± 500 m)
(über nördlichem Teilgebiet des Thüringer
Hauptgranitmassivs und angrenzenden
Rahmenmetamorphiten)
Biotitführende, aphanitische Andesite, Tuff- Stechberg-Schichten 1
zwischenlagen. Biotit-Pyroxen-HornblendeOlivin- (Plagiokl.) Andesite und Tuffe. Biotit-Pyroxen Andesite und Tuffe
↑ Öhrenkammer- Sedimente F1
→ → → Ilmtal-Sedimente F2
(Wohlrose-Schichten)
- Erosion-Paläosolbildung Ochsenbach-Schichten
vulkanotektonische Absenkung
- Trenkbachtal-Sedimente ↑
Vulkanite nach VOIGT (1972)
Grabenbildung und vulkanotektonische
Absenkung
→ Einschaltungen von Profilabschnitten
der Georgenthal-Formation in das Profil der F - Fossilfundpunkt - SCHNEIDER (1996)
Möhrenbach-Formation
(Gliederung MICHAEL 1972, 1994 Entw.)
Fränkischer Extensions-Event - Grabenbildung
Südlicher Teilabschnitt der Saale-Unstrut-Senke im Bereich der Thüringer WaldRiftgrabensenke bzw. Randgebiet des eingerumpften asturischen Morphogens
Das Sediment überlagert den Erguss eines hornblendeführenden Biotitandesits der nach
einer Erosionsdiskordanz einer Folge geringmächtiger Ergüsse aphanitischer Andesite mit
Tuffzwischenlagen gleichfalls auflagert. Aus diesem Grunde ist dieser diskordant gelagerte
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Andesit, der sich ebenfalls im Gebiet Schmalkalden und Zella-Mehlis nachweisen lässt, bereits in die Obere Georgenthal-Formation einzuordnen (Beil. 19, 20, 21).
In Verbindung mit der Gliederung der Paläovulkanite i. S. von VOIGT (1972) lässt sich der
beschriebene Sedimentkörper als basales Sediment der Oberen Georgenthal-Formation
bzw. Zella-Mehlis-(Erfurter Grund-)Unterformation definieren. Dieses Sediment ist am SRand des zentralen Thüringer Waldes zwischen Thüringer Hauptgranit und Vulkaniten der
Oberen Georgenthal-Formation in zwei, durch eine Aufschlusslücke getrennten, bandartig
verbreiteten Vorkommen bei Suhl, Zella-Mehlis und in der Bohrung Zella-Mehlis 1/64 aufgeschlossen. Diese Zella-Mehlis-(Erfurter Grund-)Sedimente genannte Einheit lagert unmittelbar dem südlichen Verbreitungsgebiet des Thüringer Hauptgranitmassivs auf und greift nach
einer mit Erosion verknüpften Schichtlücke auf das Verbreitungsgebiet der Vulkanite der Unteren Georgenthal-Formation in nördlicher Richtung über. In die basale Sedimentfolge sind
andesitische und rhyolithische Tuffe eingeschaltet, deren Profile in Ig-Vorbohrungen zum
Tunnel Berg Bock der A 71 zwischen Zella-Mehlis und Suhl aufgeschlossen worden sind.
Nach ZIMMERMANN & SCHEIBE (1908) und einer vorläufigen Aufnahme durch MICHAEL
(2003) sind ein Teil dieser Tuffe mit denen von den Übeltälern auf der GK 25, Bl. Suhl vergleichbar und wären wiederum über dem Hauptgranit im Bereich der Stechberg-Schichten
des Profils der Möhrenbach-Formation einzuordnen. Damit ist dort das Niveau bestimmt, das
sich mit dem Einsetzen der Oberen Georgenthal-Formation verbinden lässt, und die genannten Tuffe wären Bestandteil des Profils der Georgenthal-Formation, das sich wiederum randlich mit dem Profil der Möhrenbach-Formation in einem bestimmten Zeitabschnitt, zwischen
den Stechberg-Schichten 1 und 2, verzahnt (Tab. 8, Beil. 17-2).
Aus diesen Sachverhalten ist ableitbar, dass die Vulkanite der Oberen GeorgenthalFormation bzw. Zella-Mehlis-Unterformation im gesamten Raum des Thüringer Waldes, d.
h., im Bereich des Ausstriches vom Thüringer Hauptgranit, verbreitet sind.
In den Beilagen 4, 9, 17-1, 17-2, 18 und 19 sind die Profilzusammenhänge der GeorgenthalFormation und deren interne Untergliederung dargestellt. Aus der Analyse der Gesamtsituation und vor allem unter Beachtung der paläobiologischen Belege ist ableitbar, dass sich die
Untere Georgenthal-Formation, aus der Unstrut-Senke kommend, in südwestlicher Richtung
innerhalb der Riftgraben-Senke entwickelt hatte. Die Obere Georgenthal-Formation lässt sich
einem nach N gerichteten Vorstoß der Kraichgau-Main-Senke zuordnen. Mit der Verlagerung
der tektonischen Aktivitäten in den Raum der Thüringer Wald-Riftgrabensenke werden jeweils bei Erreichen des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes charakteristische vulkanische Ereignisse ausgelöst.
Nach JUDERSLEBEN (1972) entwickelte sich an der Basis der Unteren GeorgenthalFormation das von der Bohrung Ohrdruf 1/60 untersuchte Sedimentprofil über einem tiefgründig zersetzten Granodiorit in zwei Zyklen.
Die Zusammenstellung der wichtigsten Vorkommen und Profile, sowie die Diskussion von
Lithologie, Fossilinhalt, Fazies, Verbreitung und Bergbaugeschichte im Verbreitungsgebiet
sind enthalten in ANDREAS et al. (1966, 1974, 1975), REMY et al. (1963), HAUBOLD
(1985), JUDERSLEBEN (1972), LÜTZNER (1981), KATZUNG & DÖRING (1973), MEINHOLD (1980), G. SCHWAB (1962) und in den älteren Erläuterungen (ZIMMERMANN 1924,
KÜHN 1920).
Im Gegensatz zu frühsilesischer kaolinitischer Verwitterung bergen die spätsilesischunterpermischen Verwitterungskrusten wenig Hinweise auf kaolinitischen Zersatz. Das von
KAEMMEL (1972) untersuchte Zersatzprofil der Bohrung Ohrdruf 1/60 bei Georgenthal zeigt
keine Paläosolrelikte und nur ± 10 m tief vergrusten Granodiorit, der im oberen Bereich (wenige dm) sedimentäre Umlagerungs- und Ablagerungsprozesse anzeigt. Mit einzelnen Metamorphitgeröllen, die in die Riftgrabensenke vom Rand her eingeschwemmt worden sind,
wird der Beginn der basalen Sedimentation des höheren Stefan eingeleitet.
97
Nach KAEMMEL (1972) ist für den genannten Zeitraum des höheren Siles eine Rotlehmzersatzbildung unter subtropischen Bedingungen mit starker Perkolation nicht zwingend. Vorherrschend sind physikalische Verwitterung sowie die Bildung von Hydroglimmern und
Montmorillonitmineralien und eine mögliche Braunlehm-Bodenbildung. Für den Landschaftstyp einer mehr oder weniger steppenähnlichen feuchten „Halbwüste“ spricht auch das Fehlen
einer bedeutsamen Verwitterungskruste.
Über dem Granodiorit beginnt die Sedimentation mit groben arkoseähnlichen Sandsteinen,
die nach oben in grünlichgraue Sandsteine und grauschwarze Schiefertone mit einem eingeschalteten Steinkohlenflöz übergehen. Die Steinkohle wurde seit mehr als 2 Jahrhunderten
aus 18 bis 30 cm (max. 50 cm) mächtigen Flözen an der Stollenwand am Kalten Wasser und
im oberen Lauchagrund gegenüber dem Weißen Graben, nahe der Damenwiese und am
Großen Jagdberg in nur sehr geringen Mengen gewonnen.
Die Steinkohlen waren nur für das Kleingewerbe nutzbar und alle Abbauversuche in wirtschaftlichen Notzeiten scheiterten an den vergleichsweise nur mit sehr hohem Aufwand zu
gewinnenden Geringstmengen (MEINHOLD 1980). Ähnliche Abbauverhältnisse sind von der
Öhrenkammer bei Ruhla überliefert (MEINHOLD 1995).
Die Steinkohle vom Großen Jagdberg wird als Glanzkohle beschrieben (ZIMMERMANN
1924). Die Steinkohle der Bhrg. Ohrdruf 1/60 ist relativ hoch inkohlt. Bei der Streifenkohle
handelt es sich nach dem Gehalt an flüchtigen Bestandteilen um eine Magerkohle (G.
SCHWAB 1962/Schichtenverzeichnis). KAEMMEL (1973) bestätigt die Steinkohlen der Vorkommen der Bhrg. Ohrdruf 1/60 sowie vom Lauchagrund und Kleinschmalkalden als hochinkohlte, im Allgemeinen anthrazitische Magerkohlen. Der hohe Inkohlungsgrad wird durch den
höheren thermischen Gradienten im Bereich der Mitteldeutschen Kristallinzone gedeutet,
hervorgerufen durch Magmatite, auflagernde Vulkanite und Sedimente, „da der für eine derartige Umwandlung erforderliche Ablagerungsdruck durch Sedimentmächtigkeiten bis um
1 000 m nicht zur Verfügung stand“.
Im Ausstrichbereich, an der Basis des Stefan C-Rotliegendkomplexes, sind die basalen Sedimente zwischen den auflagernden Vulkaniten der Georgenthal- und auch der IlmenauFormation und dem unterlagernden Grundgebirge, einschließlich des Thüringer Hauptgranitmassivs, bruchtektonisch zerschert worden. Aus diesem Grunde sind die bisher aus diesen Profilabschnitten gewonnenen Mächtigkeitsangaben unter gewissem Vorbehalt zu betrachten. Mächtigkeitsangaben um 30 - 40 m dürften für die randlichen Aufschlüsse real sein.
Das betrifft auch die Beschreibung der Profile, die z. T. nur nach ausgebrachtem Haldenmaterial erfolgt ist. Zwei ungestörte Profile sind durch die Bohrungen Ohrdruf 1/60 (bei
Georgenthal) und Tabarz 1/62 aufgeschlossen worden. Diese sind in Beil. 4 erfasst und zuletzt in ANDREAS et al. (2005) dargestellt und beschrieben worden.
In den Bohrungen Ohrdruf 1/60 bei Georgenthal und Tabarz 1/62 (GK 25, Bl. 5129: Waltershausen) beträgt die Sedimentmächtigkeit > 93 m (durch eine subpelitische Andesiteffusion in
ursprünglicher Mächtigkeit reduziert; ANDREAS 1988) bzw. 88 m. In nördlicher Richtung
sind basale Sedimente mit 85 m Mächtigkeit in der Bhrg. Gotha 1/63 im nördlichen Vorland
des Thüringer Waldes nachgewiesen (BROSIN 1971; Beil. 4). Der Thermokontakt der überlagernden Andesite zu den basalen Sedimenten entspricht den Beobachtungen in den Profilen der Bhrgn. Ohrdruf 1/60 und Tabarz 1/62 und stützt somit eine Einstufung zumindest der
unteren Teilabschnitte des Profils der Bhrg. Gotha 1/63 in die Untere GeorgenthalFormation. Es sind keine größeren Mächtigkeiten bekannt geworden. Die in etwa gleich hohe
Mächtigkeit der Sedimente und andere Kriterien sprechen dafür, dass mit den Profilen der
genannten Bohrungen ein einheitliches Akkumulationszentrum dokumentiert wird (Beil. 4).
Nach JUDERSLEBEN (1972) sind die basalen Sedimente der Bohrung Ohrdruf 1/60 eine
Serie von Karbonatgesteinen, Tonsteinen, Schluffsteinen, Grauwacken und Feldspatgrauwacken. Unter karbonatischen Sedimenten folgen von oben nach unten feinkörnige, klastische Gesteine, in die vereinzelt karbonatische oder gröberklastische Partien und ein geringmächtiges Kohlenflöz eingeschaltet sind. Darunter liegt eine Serie von graugrünen, festen
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Feldspatgrauwacken von etwa übereinstimmender Korngröße. Mit einem karbonatreichen
Schluffstein setzt dann eine Abfolge klastischer Sedimente ein, die mit wachsender Teufe in
ihren Korngrößen zunehmen und in eine konglomeratische Grauwacke als unmittelbare Auflage auf dem Granit übergehen.
Als klastische Mineralien finden sich Quarz, Feldspäte, Glimmer- und Schwermineralien.
Gesteinsbruchstücke treten mengenmäßig in den Sedimenten gegenüber Quarz und Feldspat zurück. Lediglich die groben Grauwacken an der Basis enthalten sehr viel Granitgerölle.
Nach oben zu nimmt der Gehalt an Granitrelikten ab. Außerdem treten dort Quarzchloritschieferbruchstücke mit winzigen Rutilnädelchen sowie wenig Quarzitreste des Außenrahmens der Granitoide auf. Die Chloritschieferreste sind stark deformiert und fungieren häufig
als Bindemittel.
In westlicher Richtung greifen die Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimente mit zunehmender Mächtigkeitsreduzierung über den Rand des Hauptgranits hinweg auf das metamorphe Grundgebirge des Ruhlaer Kristallins über. Auf einer Entfernung von ± 2 km in N-S-Richtung, beginnend mit etwa ± 70 m Mächtigkeit an der Öhrenkammer bei Ruhla, entlang dem Westrand
der Scholle von Winterstein (GK 25, Bl. 5128) bis hin zur begrenzenden Reifstieg-Störung
reduziert sich die Mächtigkeit sehr deutlich (ANDREAS & WUNDERLICH 1998), bis sich
dann die Sedimente bei Kleinschmalkalden (vorm. Pappenheim) nahezu völlig unterhalb der
Vulkanite verlieren.
Unter Zusammenfassung der bisherigen Kenntnisse ergibt sich die Aussage, dass die basale
Sedimentation in einer ± 30 km breiten und ± 50 km langen, flachen und um NW-SE bzw.
WNW-ESE gerichteten, schwach durchströmten Grabensenke erfolgt ist. Die Graufazies der
basalen Sedimente dokumentiert den zentralen Abschnitt der Verbreitung der Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimente von der Öhrenkammer bei Ruhla über die Bhrg. Tabarz 1/61 bis zum
Ilmtal bei Manebach, quer zur Entwicklung der Saale-Unstrut- bzw. Main-Senke. Für diesen
Zeitabschnitt des höheren Stefan C ist auf Grund der Fossilführung eine fluviatile Verbindung
zwischen den Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimenten und der Wettin-Formation in der SaaleUnstrut-Senke belegt (z. B. SCHNEIDER & WERNEBURG 1996). Der aufkommende Vulkanismus und die damit verknüpfte transtensive NNW-SSE-Quergrabentektonik des Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems unterbrechen jedoch nachhaltig die vorhandene Drainage. Eine Rotfazies - gebunden an die Basis der Oberen Georgenthal-Formation ist ausgehend vom Gebiet um Zella-Mehlis in nördlicher Richtung in der Bhrg. Gotha 1/63
erfasst und könnte nach N die Begrenzung durch die Unterwerra-Frankenwald-Linie erreicht
haben. In der Bhrg. Neudietendorf 3/62 sind aufgrund der kaolinführenden Sedimente mutmaßlich Äquivalente der basalen Oberen Georgenthal-Formation angetroffen worden.
Die Begrenzung im E ist als Grabenschulter der flach herausgehobenen östlichen Flanke
des Thüringer Hauptgranits im Übergang zur Möhrenbach-Formation des ThüringischFränkischen N-S-Rifts entwickelt. In westlicher Richtung klingt die Sedimentation im östlichen Randbereich des Ruhlaer Kristallins als einem Teil der damaligen Hochscholle westlich
der Hornburg-Langensalza-Ruhla-Spessart-Tiefenstörung aus (Beil. 1).
Die Vulkanite sind im nordwestlichen Thüringer Wald in mehreren Verbreitungsgebieten aufgeschlossen. Die einzelnen Vorkommen erreichen eine Ausdehnung von mehreren Zehner
m² bis hin zu ± einem km². Die Ausstriche besitzen zwischen Lauchagrund-Granodiorit, der
basalen Sedimentzone und den auflagernden Vulkaniten der Ilmenau-Formation meist
bruchtektonisch begrenzte Lagerungsverhältnisse bzw. nur anteilig einen ungestörten geologischen Grenzverband. Im westlichen Blattrandgebiet der GK 25, Bl. 5129: Waltershausen
sind von N nach S die Vulkanite und Tuffe im Lauchagrund am Bärenbruch, an der Damenwiese, im Badewassertal, westlich vom Simmetsberg, südlich vom Jagdberg in mehreren
Schollen und am Kalten Wasser (Stollenbach und Ickersbach) verbreitet.
Im Bereich der GK 25, Bl. 5229: Tambach-Dietharz treten nur zwei kleine Schollen und das
nordwestliche Teilstück des großen Verbreitungsgebietes auf der GK 25, Bl. 5329: ZellaMehlis östlich der Ortslage Steinbach zutage. An den Flanken der Eintalung der Apfelstädt
99
südwestlich der Ortslage Georgenthal ist das größte zusammenhängende Vulkanitareal verbreitet. Im Norden grenzen hier verschiedene Vulkaniteinheiten der Georgenthal-Formation
an einer Störung gegen den Andesit (Ebertsheide-Melaphyr) der Ilmenau-Formation und
werden im übrigen Abschnitt vom Unteren Konglomerat der Tambach-Formation überlagert
bzw. sind durch Störung von ihm getrennt. Kleinere geologische Fenster sind noch im
Schloßbrunntal und südöstlich der Ortslage Catterfeld erosiv unter dem Konglomerat angeschnitten (Beil. 20).
Den Aufschlüssen bei Georgenthal kommt eine Schlüsselstellung bei der Gliederung der
Vulkanitserie zu. Mit der Bhrg. Ohrdruf 1/60 am Ausgang des Erft(Erfurter)-Grundes zum
Apfelstädttal, wurde ein Profil der Ergüsse und Tuffe der tieferen Georgenthal-Formation
aufgeschlossen. Die Vulkanite wurden detailliert gegliedert und petrographisch eingehend
bearbeitet. Ausgehend von diesem Profil ist das flächenhaft zusammenhängende Vulkanitareal unterhalb der Tambach-Formation kartiert und ein für die gesamte GeorgenthalFormation gültiges Vergleichsprofil erarbeitet worden (ANDREAS & VOIGT 1962/64 in
HOPPE & SEIDEL (Hrsg.) 1974, VOIGT 1972).
Der Vulkanitkomplex von Georgenthal ist etwa 900 - 1 000 m mächtig (addiert) und baut sich
aus einer Erguss-Tuffwechselfolge von 7 Latittypen unterschiedlicher Mächtigkeiten und
Verbreitung auf. Der älteste Vulkanit ist subpelitisch in das noch durchnässte basale Seesediment des Riftgrabens intrudiert und in Verbindung mit deutlichen Kontakterscheinungen
(ANDREAS 1988) ist analog zu den Sedimenten ein hochstefanisches Alter des Vulkanismus angezeigt.
In den Aufschlussgebieten, die in den südwestlichen Randbereich der Rotliegendverbreitung
gegen das Grundgebirge eingeordnet sind, wird das o. g. Profil durch weitere Latittypen ergänzt bzw. fallen Typen des Georgenthaler Profils aus. Deutlich lässt sich jedoch allerorts
die Zugehörigkeit zu einem zusammenhängenden Vulkanitkomplex herstellen.
In den Profilen zwischen den in etwa 10 km voneinander entfernten Bohrungen Georgenthal
1/60 und Tabarz 1/62 differiert die Mächtigkeit der basalen Sedimente nur um ± 15 m. Dagegen nimmt die Mächtigkeit der Vulkanite in südwestlicher Richtung zur Bhrg. Tabarz von
± 900 m auf 60 m ab (Beil. 19).
Die Vulkanite sind hier nur noch durch die drei tiefsten, im Profil von Georgenthal gelegenen
Latittypen repräsentiert. Dabei sind die hier > 150 m bis > 500 m mächtigen ErgussTuffwechselfolgen nur noch durch < 10 bis um 20 m mächtige Ergussäquivalente vertreten.
In einer Entfernung von ± 18 km von der Bohrung Ohrdruf 1/60 bis zur Öhrenkammer bei
Ruhla bzw. 12 km bis zur Bhrg. Fischbach 1/61 (GK 25, Bl. 5128: Ruhla) sind nur noch wenige m Latit erhalten. Die Latite haben hier die partiell steinkohlenführenden basalen Sedimente vor der Intrarotliegend-Erosion bewahrt.
Die Latite führen - aber nicht in allen Serien - geringe Mengen Plagioklas, nur in wenigen
Serien Hornblende und auch nicht immer Biotit. Pyroxen kommt in allen Vulkaniten vor und
auch Olivin ist in den meisten Latittypen enthalten. Die Plagioklaseinsprenglinge sind fast
ausnahmslos umgewandelt (Albit, Serizit, Kaolin). Verbreitet und häufig ist eine typische
Mandelsteinentwicklung im oberen und unteren Randbereich von Ergüssen. Gelegentlich
sind auch Rand- und Oberflächenbrekzien ausgebildet.
Die Bezeichnung Latit wurde in der Feldansprache für die bisher gebräuchliche Bezeichnung
Porphyrit bzw. Andesit verwendet.
Nach VOIGT (1972) stellen die Vulkanite Olivinlatite, Olivintrachyte und dunkle Alkalitrachyte
i. S. von RITTMANN (1952) dar, die vorwiegend lamproitischen und syenitischen Magmen
zuzuordnen sind.
Der im Profil tiefste Vulkanit der Bhrg. Ohrdruf 1/60 ist ein 75 m mächtiger Latit (Beil. 21). Er
ist über den feuchten basalen Sedimenten ausgeflossen und durch Biotit- und Pyroxeneinsprenglinge gekennzeichnet. Bei der 2. Serie, die in einer Tuff-Tuffitfolge liegt, handelt es
100
sich nach Ausbildung der Kontakte um eine Subeffusion (10 m mächtig). Der Latit liegt als
typischer Mandelstein vor. Die qualitative Einsprenglingsführung ist der tiefsten Serie analog.
Um eine eindeutig effusiv-subaerische Bildung handelt es sich bei der nach oben im Profil
folgenden 3. Decke. Sie wird aus einem 40 m mächtigen Erguss und einer 20 m mächtigen
Tufffolge aufgebaut. Der Latit führt Einsprenglinge von Plagioklas, Biotit, Hornblende, Pyroxen und Olivin.
Die nächste (4.) Decke, mit wahrscheinlich nur geringer Verbreitung, könnte als ein in seiner
petrographischen Ausbildung etwas abweichender Erguss der unterlagernden Folge zugeordnet werden. Petrographisch unterscheidet er sich durch das Fehlen von Hornblendeeinsprenglingen, einen höheren Gehalt an Plagioklas- und Olivineinsprenglingen und einen niedrigeren Gehalt an Biotit.
Nach oben schließt sich eine Serie an, die aus mindestens 7, etwa 10 m mächtigen Ergüssen besteht, die durch Tuffeinschaltungen voneinander getrennt sind. Es sind aphanitische
Gesteine, die nur wenige kleine Biotiteinsprenglinge führen. Darüber lagert nach Kartierungsergebnissen diskordant eine ungefähr 150 m mächtige Latitfolge, die wegen schlechter
Aufschlussverhältnisse nicht untergliedert wird, aber sicher aus mehreren Ergüssen mit Tuffeinschaltungen aufgebaut ist. Petrographisch ist dieser Typ durch Plagioklas-, Biotit-, Pyroxen- und Olivineinsprenglinge gekennzeichnet (Zusammensetzung ähnlich der 4. Serie).
Ebenfalls diskordant folgt im Hangenden eine annähernd 500 m mächtige Effusivserie, die
sich aus 6 Ergüssen aufbaut. Zwischen den einzelnen Ergüssen sind zum Teil geringmächtige Tuffe eingeschaltet, bzw. grenzen mehrfach die Ergüsse auch direkt aneinander. Es handelt sich bei diesem Andesittyp um biotitfreie, plagioklas-, pyroxen- und olivineinsprenglingsführende Vulkanite. Nach einer nur geringmächtigen Aufarbeitungszone folgt im Hangenden
ein ± 10 m mächtiger Erguss mit zugehörigen Hangend- und Liegendtuffen, der von der Liegendserie durch einen viel höheren Gehalt an Plagioklaseinsprenglingen (3 → 17%) zu unterscheiden ist.
Allgemein im Profil nach oben zunehmend lassen sich intraformationelle Diskordanzen, hervorgerufen durch Erosion der Randfazies der jeweils unterlagernden Vulkanite und durch
Verfärbungshorizonte im Kontaktbereich, nachweisen. Diese Erscheinungen zeigen sich vor
allem an Ergüssen mit einer Mächtigkeit von ≥ 100 - 150 m, die wohl deutlich über dem damaligen Erosionsniveau abgelagert worden sind.
Die Achse der größten Mächtigkeit des Vulkanitkomplexes wurde bisher mit ± 900 - 1 000 m
auf der Linie Georgenthal-Zella-Mehlis angenommen. Die Mächtigkeiten nehmen nach Südwesten in Richtung des Beckenrandes ab, wobei die jüngeren Ergüsse nach außen übergreifen. Neben bedeutender vulkanotektonischer Absenkung und bruchtektonischen Prozessen
ist auch das Ausfüllen einer paläomorphologischen Hohlform - d. h., einer flachen initialen
Grabensenke mit der basalen Sedimentbildung - in Betracht zu ziehen. Aber auch die Vulkanite bildeten mit großer Wahrscheinlichkeit einen im Durchmesser etwa 35 - 40 km großen
flachen Schildvulkan bzw. ein flach geneigtes Lavaplateau innerhalb der Riftgrabensenke. In
Verbindung mit Schichtlücken entwickelte geringmächtige Aufarbeitungssedimente führen
nur Lokaldetritus der Latite.
Das Latitprofil der Bohrung Gotha und die Anlieferung mächtiger Latitkonglomerate der Goldlauter-Formation in breiter Front als Abtragungsprodukte aus dem nördlichen Vorfeld des
mittleren Thüringer Waldes sprechen für eine gegenwärtig nicht exakt rekonstruierbare ehemalige Verbreitung der basalen Sedimente und der Latite der Georgenthal-Formation in einer bestimmten Position in der Unstrut-Saale-Senke unter der Zechstein- und Triasbedeckung des nördlichen Vorlandes im Bereich des Thüringer Beckens. Als Begrenzung wird
der bruchtektonisch konturierte Bereich der Unterwerra-Frankenwald-Querzone als N-Flanke
der Thüringer Wald-Riftgrabensenke betrachtet, wobei von einem von der Kraichgau-Senke
nach N gerichteten Vorstoß ausgegangen wird.
101
Eine zusammenfassende Darstellung zur Problematik ist z. B. von STEINER & BROSIN
(1974), SCHNEIDER & GAITSCH (2001) sowie BROSIN & LÜTZNER (2010) publiziert.
Mit Sicherheit ist die Georgenthal-Formation auch südlich des Thüringer Hauptgranits von
Suhl/Zella-Mehlis bis hin zum Raum der Heustreu-Hassberge-Querzone entwickelt.
An einer etwa NW-SE bzw. WNW-ESE („herzynisch“) streichenden Störung der variszischen
Schollengliederung, die sich vom Raum Kleinschmalkalden (vorm. Pappenheim) - Seligenthal ausgehend über den Bereich der Bhrg. Zella-Mehlis 1/64 hinweg in östlicher Richtung
bis in den Raum Schmiedefeld erstreckt, klingt die Verbreitung der Unteren GeorgenthalFormation in südlicher Richtung aus. Südlich dieser schmalen Granitschwelle, einer internen
Untergliederung des Riftgrabens, die sich subparallel zum heutigen Thüringer Wald erstreckt
hat und auch in der Ilmenau-Formation wirksam war (SEYFARTH 1964), haben sich nach
einer mit Erosion der älteren Einheiten verknüpften Schichtlücke die Zella-Mehlis-Erfurter
Grund-Sedimente mit den auflagernden Vulkaniten der Oberen Georgenthal-Formation herausgebildet. Den bisher verfolgten Ansichten einer möglichen NE-SW streichenden Schwelle
parallel zur Scheinstruktur eines sog. Suhler Sattels i. S. von WEBER (1962) kann nicht
mehr gefolgt werden.
Die basalen Sedimente der Bhrg. Zella-Mehlis 1/64 waren unter Ausfall der GeorgenthalFormation als zur Ilmenau-Formation gehörig eingestuft worden (ANDREAS et al. 1990).
Nach erneuter Überprüfung und einem Vergleich mit den durch ZIMMERMANN & SCHEIBE
(1908) sowie KÜHN (1920) beschriebenen, charakteristisch gefärbten und partiell hornfelsartig eingekieselten Sedimenten und Tuffen, sind sie nunmehr folgerichtig als Zella-MehlisSedimente an die Basis der Oberen Georgenthal-Formation eingeordnet. Die IlmenauFormation ist hier offensichtlich mit einem Teilabschnitt der Manebach-Formation im Profil
tektonisch unterdrückt. Die partielle Kaolinführung der basalen Sedimente der Oberen
Georgenthal-Formation gestattet einen möglichen Vergleich mit den etwa 65 m mächtigen
Sedimenten über Granit der Bhrg. Neudietendorf 3/62.
Während die Verbreitung der Öhrenkammer-Ilmtal- und Zella-Mehlis-Erfurter GrundSedimente noch durch WNW-ESE-Konturen innerhalb der sich zunehmend deutlicher abzeichnenden Grenzen des Thüringer Wald-Riftgrabens geprägt ist, sind die Extrusionslinien
der jeweils auflagernden Vulkanite bereits deutlich NW-SE bzw. NNW-SSE gerichtet.
Das lässt sich an einem Vulkanitgang bei Georgenthal belegen (ANDREAS & VOIGT 1972)
und an einer über 5 km langen Intrusion parallel zum Granitausstrich in den Zella-MehlisSedimenten südlich der Ortslage Zella-Mehlis (ANDREAS, Geländebegehung 2002). Hier
wirken bereits deutlich die extensiven Kräfte des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Tiefenlineamentes bzw. des Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems, das in der
nachfolgenden Entwicklung in der Oberhof-Formation als „pull-apart“-ähnliches System ausgebaut wird. Die Breite des Ausstrichs der Georgenthal-Formation ist von der Querausdehnung der Unstrut-Saale-Senke bestimmt. Diese erreicht den Raum der Riftgrabensenke des
Thüringer Waldes und löst mit dem Kontakt zum Göttingen-Ruhla-RegensburgTiefenlineament den Vulkanismus der Unteren Georgenthal-Formation aus. Damit enden die
Aktivitäten der Unstrut-Senke im Raum des Thüringer Waldes. Absolute Altersbestimmungen
im Bereich der Möhrenbach-Formation belegen 296 ± 5 und 295 ± 3 Mio a.
Die angedachte Entwicklung des Thüringer Wald-Profils als einem Bestandteil der SaaleUnstrut-Senke (BROSIN & LÜTZNER 2010) hat bisher immer einen Vergleich der jeweiligen
Profile herausgefordert. Die Zusammenfassung einer Neubetrachtung lässt jedoch erkennen,
dass mit den Wettiner Schichten, analog zur Saar-Nahe-Senke, die Entwicklung in der eigentlichen Saale-Unstrut-Senke mit dem Erreichen des Thüringer Wald-Riftgrabens und dem
Auslösen markanter vulkanischer Prozesse - analog zur Entwicklung der Saar-Nahe-Senke
bis in den Raum Frankfurt - zum Abschluss gekommen war. Die weitere Entwicklung im Bereich vom Thüringer Wald setzt mit taphrogen gesteuerten Prozessen als Teil einer Riftgra-
102
ben- und Furrow-Struktur analog und zeitgleich zu den Bildungen im Bereich der Böhmischen Masse ein.
Mit der beginnenden Extension nach Abschluss der asturischen Kollisionsvorgänge erfolgte
der Fortbau der Senkenentwicklung zeitlich gestaffelt für die Saale-Unstrut-Senke von NE
nach SW und für die Saar-Nahe-Senke von SW nach NE (ANDREAS 1988, SCHNEIDER &
GAITSCH 2003). Beide Senken haben, ausgehend vom Zeitraum des höheren Westfal bis
hin zum Stefan B, offensichtlich die begrenzenden tiefentektonischen Grenzbruchstrukturen
der Süddeutschen Großscholle im höchsten Stefan C erreicht.
Die am nordwestlichen Außenrand störungsbegrenzten Senken bauen sich nach Modellvorstellungen von HENK (1993) für die Saar-Nahe-Senke aus drei Schollen über einem basalen
detachment auf, die durch „first order transfer fault zones“ begrenzt sind. Die somit tektonisch quer zur Senkenerstreckung gebildeten Teilschollen sind durch unterschiedliche strukturelle und fazielle Entwicklungen gekennzeichnet. Die variantenreiche Ausgestaltung als
Subbasins ist möglicherweise auch mit einer differenzierten detachment-Geometrie verknüpft.
Für die Saale-Unstrut-Senke lassen sich analoge Vorstellung ableiten, und als „first order
transfer faults“ würden die Unterwerra-Frankenwald-Querzone im NE und die KissingenHaßfurt-Bodenwöhr-Querzone im SW das Werra-Segment einschließen, das gegenüber den
angrenzenden Gebieten eine verschiedentlich eigene geotektonische Prägung besitzt. Für
das Zentralböhmische Becken bzw. die Plzen-Senke wird i. S. von DILL (1988) angenommen, dass diese ebenfalls bis in den Randbereich der Süddeutschen Großscholle vorgedrungen waren.
Während postasturisch sich die Akkumulationsstruktur der Saale-Unstrut-Senke noch deutlich über der Mitteldeutschen Kristallinzone mit Anlehnung an die abscherende HornburgLangensalza-Ruhla-Rhön-Geosutur entwickelt hatte, verschiebt sich jetzt der Schwerpunkt
der Absenkung und der Akkumulation aus dem Bereich des Thüringer Wald-Riftgrabens in
den Abschnitt der Thüringen-Furrow (Beil. 1). Das bedeutet konkret, dass die bisherige Abscherung an der Hornburg-Ruhla-Geosutur der durch „transfer fault zones“ getrennten Teilschollen der Saale-Unstrut-Senke im Bereich des Werra-Segments nunmehr an der Vorderrhön-Elevation erfolgt. Diese begrenzt die Westflanke der Thüringen-Furrow. Mit dieser Abfolge erklärt sich auch das bisher von allen Bearbeitern der Morphologie der Saale-UnstrutSenke aufgezeigte Bild des schwer deutbaren Umlenkens der Senke mit Annäherung an den
Thüringer Wald aus der NE-SW- in die N-S(NNE-SSW)-Richtung.
Von PAUL (1999) wurde eine NNE-SSW streichende Zone von aneinander gereihten Teilgräben konstruiert, die sich aus dem nordthüringischen Raum über den Mittelharz und den
Flechtinger Höhenzug in Sachsen-Anhalt erstreckt.
Die genannte Struktur wird von den Mühlhausen- und Ilfeld-Gräben (basins) im S, und über
den Mittelharz hinweg, von den Fallstein- und Beber-Gräben gebildet. Sie wird als eine
Riftstruktur gedeutet, die sich subparallel zum Niedersachsen-Rift (Hannover-Rift) entwickelt
hatte.
Vom Autor wurde wiederholt versucht, die Niedersachsen-Riftkonstruktion (GAST 1988) in
das Entwicklungsbild des Thüringer Waldes einzubeziehen. Hier bietet sich auf der Basis
des gegenüber den Vulkaniten der Georgenthal-Formation des zentralen Thüringer Waldes
deutlich abweichenden Chemismus der Möhrenbach-Vulkanite an, das sogenannte Thüringisch-Fränkische Rift abzutrennen und als eine seitlich versetzte Fortsetzung des Niedersachsen-Rifts zu betrachten (ANDREAS et al. 2003).
Im zentralen Thüringer Wald beginnt zeitgleich mit den Furrow-Strukturen von Boskovice,
Blanice und auch Weiden die Herausbildung der Thüringen-Mittelharz-Furrow. Eine mögliche
Fortsetzung der Furrow-Struktur des Thüringer Waldes in nördlicher Richtung ist durch die
Riftkonstruktion von PAUL gegeben und der Gesamtverband wird nunmehr als ThüringenMittelharz-Furrow bezeichnet.
103
Als Bestätigung darf die typisch asymmetrische Entwicklung der Absenkung quer zum Verlauf der Furrow gelten, die in allen Strukturen ein gleichartiges Bild hervorruft. Dabei sind die
Ostflanken deutlich stärker abgesenkt, durch grobklastische Schüttungen charakterisiert, und
es lässt sich z. B. für den Raum Ilfeld mit der Konstruktion von Entwicklungsschnitten (PAUL
1999: Fig. 4.) eine deutliche Zuordnung zum Furrow-Mechanismus ableiten.
Die basalen vulkanischen Aktivitäten sind hier nicht mit denen der Georgenthal-Formation,
sondern mit denjenigen der sich nunmehr aufbauenden Ilmenau-Formation vergleichbar.
Nach bisheriger Kenntnis sitzen die Furrow-Strukturen von Boskovice, Blanice, Weiden und
von Thüringen-Mittelharz den vorgegebenen Strukturen der Zwischenschollen-Riftgrabensenke bzw. dem im Grenzraum Oberer Mantel/Unterkruste angesiedelten Tiefenlineament
Göttingen-Ruhla-Regensburg auf. Daneben entstand zeitweilig eine Riftstruktur und alle vier
Elemente, die Saale-Unstrut-Senke, die Kraichgau-Main-Senke, das Thüringisch-Fränkische
Rift und die Thüringen-Mittelharz-Furrow, wurden von dem Thüringisch-Nordostbayerischen
Scherzonensystem, einem strike slip belt, gequert, in dessen Bereich im unteren Abschnitt
der Oberhof-Formation eine > 200 km lange „pull-apart“-ähnliche Struktur entstanden ist.
Dieser Prozess der diskonformen Querung der präexistenten Strukturen durch ein sich in
progressiver Entwicklung befindliches Scherzonensystem, das wesentlich auf die Gesamtentwicklung einwirkt, wird sich an den im Verlauf der Oberkarbon-Rotliegendentwicklung im
Bereich des Thüringer Waldes neu gebildeten Einheiten ständig „ortsfest“ wiederholen.
4.3.
Die Ilmenau- und Manebach-Formation
Die Ilmenau-Formation, ehemalige Obere Gehrener-Schichten, umfasst im Sinne von DEUBEL (1930) die Lindenberg-Unterformation, überlagert von der Höllkopf-Unterformation
(ANDREAS 1990). LÜTZNER et al. (2000) bezeichnen die Höllkopf-Unterformation, von
SEYFARTH (1962, 1964) einschließlich des Höllkopf-Melaphyrs als Kickelhahnserie zusammengefasst, nach einem Entwurf von MICHAEL (1994) als Kickelhahn-Unterformation.
In Wirklichkeit ist es erforderlich, eine vierteilige Untergliederung zu diskutieren, wobei die
flözführende Folge der Manebach-Formation die vierte Einheit darstellt. Das dritte Glied bildet das sogenannte Grundkonglomerat als ehemalige Einheit an der Basis der Manebacher
Schichten, das sowohl als Teil der Manebacher Schichten (LÜTZNER 1972) bzw. als Untere
Manebacher Schichten ausgehalten worden ist (ANDREAS, HAUBOLD & LANGBEIN 1981).
Die Gesteine der Ilmenau-Formation und die der Manebach-Formation sind also hinsichtlich
ihrer lithofaziellen Gliederung und Einordnung in den geologischen Entwicklungsablauf wiederholt jeweils in summa oder in Teilen Umstufungen unterworfen worden, die zu einem beachtenswerten Wirrwarr und nomenklatorischen Unsicherheiten geführt haben. Zudem
macht sich eine Diskussion und Neubetrachtung unter dem Sachverhalt notwendig, dass
sich im Thüringer Wald zwei getrennte vulkanogene Struktureinheiten entwickelt haben, von
denen sich im Kreuzungsbereich einzelne Profilabschnitte überlagern.
In einem Manuskript für das Jb. für Geol. - wegen Einstellung des Publikationsorganes nicht
erschienen - wurde von ANDREAS, HAUBOLD & LANGBEIN (1981) eine detaillierte Analyse
der Faziesverhältnisse der Grundkonglomerat-Unterformation der Ilmenau-Formation vorgestellt. Deren Ergebnisse, von dem im Thüringer Wald arbeitenden Kollegenkreis als Publikation behandelt und zitiert, sind partiell in die vorliegende Arbeit eingeflossen.
DEUBEL (1930) schied in der Legende zur GK 25, Bl. Ilmenau (Grenzandruck; kein Auflagendruck) Untere und Obere Gehrener Schichten aus. In seiner zusammenfassenden Arbeit
über das Rotliegend des Thüringer Waldes (1960) vermied er diese Unterteilung. Offensichtlich war es ihm nicht möglich, komplikationslos die zweiteilige Gliederung der Oberen Gehrener Schichten im östlichen Thüringer Wald auf den westlichen Teil zu übertragen. SEYFARTH (1962, 1964) untersuchte in einem Profil von Ilmenau im N bis nach Suhl im S die
Aufeinanderfolge der Förderprodukte des jüngsten Gehrener Vulkanismus, d. h., von den
Umlagerungssedimenten über dem Höllkopfmelaphyr ausgehend, den folgenden Kickelhahntuff, über den Kickelhahnporphyr bis zu den dem Porphyr auflagernden jüngsten Tuffen
104
(Kickelhahnserie). ANDREAS (1971) hat bei Tabarz, auf der GK 25, Bl Waltershausen/Friedrichroda ein der Kickelhahnserie SEYFARTH’s in etwa analoges Profil vom Bärenbruch und auf der GK 25, Bl. Ruhla ein solches vom Sembachtal bei Winterstein beschrieben. Bei dem Versuch, die Zweiteilung der ehemals Oberen Gehrener Schichten im westlichen Thüringer Wald zu manifestieren (ANDREAS 1998), wurde das Profil vom BärenbruchSembachtal mit der Lindenberg-Unterfolge verglichen und die Tuffe als Untere und Obere
Tonsteine im stratigraphischen Sinne bezeichnet. Diese falsche Entscheidung rührt daher,
dass die Lindenberg-Unterfolge im westlichen Abschnitt des Thüringer Waldes nur als reduziertes Profil entwickelt ist und daher war ein Vergleich mit den Unteren und Oberen Tonsteinen im stratigraphischen Sinne unzulässig.
Als Äquivalent zur Höllkopf-Unterfolge sind ihr die von ANDREAS (1971) als Untere Manebach-Folge eingestuften Sembachtal-Sedimente zugeordnet worden.
Bei Untersuchungen im Bereich der Vorbohrungen zur Sperrstelle der Talsperre Erletor hat
LÜTZNER (1972) ein lakustrines Sedimentpaket mit erodiertem Vulkanitmaterial und Einschaltungen von Tufflagen zu den Kickelhahntuffen gestellt. Es ist zu vermerken, dass im nur
„ausschnittsweise“ wiedergegebenen Profil der Bohrung Erletor Nr. 1 eine deutliche Zweiteilung zwischen dem Kickelhahntuff, d. h., der Kickelhahn-Unterformation im tieferen Abschnitt, in der Publikation nicht dargestellt, und den auflagernden Erletorsedimenten, d. h.,
der Grundkonglomerat-Unterformation vorliegt.
Für das Profil in der Thüringisch-Fränkischen Riftzone im östlichen Thüringer Wald ist bekannt, dass es sich aus den an das Zentraleuropäische Riftsystem gebundenen Vulkaniten
der Möhrenbach-Formation zusammensetzt, denen sich einzelne Abschnitte der Georgenthal-Formation des zentralen und westlichen Thüringer Waldes einschalten, die mit der
diskonform querenden Thüringer Wald-Riftgrabensenke verknüpft sind.
Für die Ilmenau-Formation in der eingangs skizzierten Form lassen sich die gleichen Bedingungen ableiten. Während die Lindenberg-Unterformation im Thüringisch-Fränkischen N-SRiftabschnitt des östlichen Thüringer Waldes verbreitet ist, zeigt das typische Profil der Kickelhahn-Unterformation eine weite Verbreitung im Thüringer Wald-Riftgraben in westlicher
Richtung über das Kristallin von Ruhla hinweg bis unter das östliche Verbreitungsgebiet der
Eisenach-Formation. Damit sind als eigentlicher wesentlicher Baustein der IlmenauFormation die Kickelhahn- und Grundkonglomerat-Unterformation definiert. Da die Formationsgliederung im Thüringer Wald auf profiltypische Ortsbezeichnungen zurückgeht, ist der
Begriff der Ilmenau-Formation weiterzuführen.
Die Lindenberg-Unterformation ist im Bereich der Thüringisch-Fränkischen Riftzone nach
einer Schichtlücke und Erosionsdiskordanz über der Öhrenstock-Unterformation der (Oberen) Möhrenbach-Formation eingeordnet. Nach einer Fixierung des Grenzbereiches zwischen der Möhrenbach- und der Georgenthal-Formation bedarf die Diskussion des Grenzbereiches zwischen der Ilmenau- und der Manebach-Formation gleichfalls einer schlüssigen
Formulierung und Definition (Tab. 9).
HAUBOLD & KATZUNG (1980) haben als Winterstein-Formation das Grundkonglomerat und
dessen Äquivalente sowie eine Kammerberg-Formation für die kohlenführende Schichtfolge
als Manebach-Gruppe zusammengefasst und bestätigen damit die „klassische Gliederung“.
Ebenfalls nach erfolgten bruchtektonischen Verstellungen, Erosion und Schichtlücke sind
Äquivalente der Lindenberg-Unterformation im nordwestlichen Thüringer Wald im Raum südlich der Ortslage Tabarz (GK 25, Bl. 5129) vertreten. Im Profil der Bhrg. Tabarz 1/61 (Beil. 5)
sind Sedimente über Latit der Oberen Georgenthal-Formation entwickelt, die von einem PlBi-Am-Latit (Typ Damenwiese) überlagert werden. Ein analoges Profil ist im Lauchagrund an
der sog. Damenwiese aufgeschlossen. Hier lagern „Sandsteine und Schiefertone“ dem Thüringer Hauptgranit auf und werden von einem Latit gleichen Typs wie in der Bhrg. Tabarz
1/61 überlagert (Melaphyr bei SCHREIBER 1995: Abb. 24).
105
Tab. 9: Gliederung der Ilmenau- und Manebach-Formation.
Ausbau der Zwischenschollen-Riftgrabensenke in NW-SE bzw. NNW-SSERichtung als vulkanogen-strukturelle Verbindung zwischen den Ausläufern der
im Umfeld des Thüringer Waldes in E-W-Richtung versetzten Zentraleuropäischen
N-S-Riftzone (in der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle weit verbreitete taphrogene Grabenfelderung)
Manebach-Formation
Schluffig-feinsandige Verlandungssedimentation, fluviatil-limnisch-palustrische Sedmente mit örtlicher Kohlenflözbildung F5, eigenständiges fluviatiles Entwässerungssystem
mit der Erosionsbasis in der Riftgrabensenke südlich vom Thüringer Wald (Bhrg. Thüringen Süd 1/63)
Riftgraben/Thüringisch-Nordostbayerisches Scherzonensystem
NNW-SSE
- Schicht- bzw. Erosionslücke -
Ilmenau-Formation
Grundkonglomerat-Unterformation
Sembachtal - Sedimente F4 - Grundkonglomerat - Erletal-Sedimente
Schichtlücke - Paläosolerosion - Zersatzschutte - Rhyolithe mit kleinen Quarzeinsprenglingen - limnische, episodisch trocken fallende Senken mit rhyolithischen Tuffeinschaltungen - Algenkarbonate
(ehemals auch Manebach-Formation: LÜTZNER 1969, Untere Manebach-Formation: ANDREAS 1971,
GEBHARDT 1988, HAUBOLD & KATZUNG 1985, SCHNEIDER 1985, WERNEBURG 1989)
Kickelhahn-Unterformation
Ebertsheide-Melaphyr
Obere Bärenbruch- und Sembachtal-Tuffe
Sembachtal-Meisenstein-Porphyr
Untere Bärenbruch-Tuffe
Bärenbruch-Sedimente
(Oberste) Kickelhahn-Tuffe
Kickelhahn-Porphyr
Untere u. Obere Kickelhahn-Tuffe
Höllkopf-Sedimente
(ANDREAS 1971)
(SEYFARTH 1964)
- Erosion-Paläosolbildung Lindenberg-Unterformation
HöllkopfMelaphyr
Obere
Tonsteine (stratigr.)
↓
Erodierte Profile, möglicherweise Andesit Biotitandesite
Untere Tonsteine (stratigr.)
vom Bärenbruch und von der Damenwiese
Lindenberg-Sedimente F3
(Lauchagrund bei Tabarz)
↓
↓
Erosion - Paläosolbildung
(Michael 1994, Entwurf)
F - Fossilfundpunkt - SCHNEIDER (1996)
Profile bzw. Profilteile der Ilmenau- und Manebach-Formation sind durch Bohrungen im Thüringer Wald und dessen südlichem Vorland sowie im Stockheim-Weiden-Graben aufgeschlossen und in den Beil. 5, 7 - 10 sowie in Schnitten (Beil. 2, 13) dargestellt.
106
Tab. 10: Bohrungen mit Profilabschnitten der Ilmenau- und Manebach-Formation.
Ilmenau-Formation
Winterstein 4501/71
Fischbach 1/61
Tabarz 1/62
Thüringen Süd 1/63
Manebach 4/48
Zusammengefasst
Döhlau 2615/78
Stockheim I/38
Neuhaus-Schierschnitz 2/58
Döhlau 2613/78
Neuhaus-Schierschnitz 1/58
Stockheim II/38
Manebach-Formation
Winterstein 4501/71
Fischbach 1/61
Tabarz 1/62
Zella-Mehlis 1/64
Schleusingen 4/64
Dreisbach 1/63
Thüringen Süd 1/63
Manebach 4/48
Manebach 5a/48
Die Position der Profilabschnitte über dem Stabiluntergrund des Hauptgranits bzw. der Vulkanitfolgen der Georgenthal- und Möhrenbach-Formation im Bereich des transtensionalextensional wirkenden Thüringisch-Ostbayerischen Scherzonensystems und jüngere tektonische Prozesse haben dazu geführt, dass aufgrund der Verschiebungen an zahlreichen
Bruchstörungen kein vollständiges Profil der oben genannten Formationen erbohrt werden
konnte. Eine Ausnahme bildet die Bohrung Thüringen Süd 1/63 mit einer um 370 m mächtigen und vollständig durchteuften Manebach-Formation. Mit > 230 m Mächtigkeit ist die Manebach-Formation in der Bohrung Dreisbach 1/63 nicht durchteuft. Alle anderen Bohrungen
haben Profilanteile von > 100 m Mächtigkeit aufgeschlossen (Beil. 5, 7, 8, 9).
Gesteine der Ilmenau-Formation sind in den Bohrungen Thüringen Süd - 120 m, Tabarz 140 m, Winterstein 4501/71 - 160 m und Fischbach - um 40 m angetroffen. Eine Umstufung
der bisher als Ilmenau-Formation eingeordneten Sediment-Tufffolge mit eingeschalteten
intrusiven Rhyolithkörpern von etwa 110 m Mächtigkeit in der Bohrung Zella-Mehlis erfolgt
nach neuerem Kenntnisstand als Basis der höheren Georgenthal-Formation im Raum ZellaMehlis/Suhl.
Die Ilmenau-Formation stellt einen abrupten Wechsel vom Schema der bisher entlang von
variszischen Kollisionssuturen entwickelten Senkenstrukturen hin zu einem überregional
verbreiteten tektonischen Grabenmechanismus dar. Abgesehen von der Scharnierfunktion
des Thüringer Wald-Riftgrabens zwischen den Großschollen bildet sich ein taphrogen gesteuertes Graben- bzw. Furrow- oder Halbgrabensystem, das eng mit dem Göttingen-RuhlaRegensburg-Lineament verknüpft ist. Mit diesem Prozess ist der Durchbau der IlmenauFormation im Raum der durch NW-SE-Randbrüche konturierten Scharniersenke über das
Ruhlaer Kristallin, d. h., die Hornburg-Langensalza-Ruhla-Rhön-Tiefenstörung hinweg als
verbindender Riftgraben zwischen dem Hannover-Rift und der Thüringisch-Fränkischen Riftzone verbunden. Von E nach W, sich in nördlicher Richtung erstreckend, bilden sich in einer
± äquidistanten Felderung die Boskovice-, Blanice-, Weiden- und Thüringen-MittelharzFurrow. Möglicherweise ist hier noch die Prager N-S-Linie einzuordnen. Für diese Strukturen
ist der von der E-W-Bewegung des Oberen Mantels gesteuerte Halbgrabencharakter mit an
Bruchstörungen absinkender E-Flanke und daran geknüpfter grobklastischer Schüttungen
charakteristisch.
Für alle Teilelemente dieses Zeitraumes ist die diskonforme Querung aller durch den Kollisionsprozess geschaffenen Strukturen deutlich.
Die Furrows sind nur im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle entwickelt. Mit
einer deutlich taphrogen gesteuerten räumlichen Gliederung sowie einem damit verbundenen Vulkanismus stellen die Gesteine der Ilmenau-Formation einen markanten, neuartig
ausgestalteten und weiträumig vergleichbaren Abschnitt in der mitteleuropäischen Entwicklung des Unterrotliegend dar.
Die tieferen Profilabschnitte der Ilmenau-Formation - die Lindenberg- und die KickelhahnUnterformation - beginnen im westlichen Abschnitt des Thüringer Waldes nach einer Denu-
107
dationsphase mit der Ablagerung von Aufarbeitungsdetritus der unterlagernden Gesteine.
Dann folgen mehr oder weniger übergangslos rhyolithische Tuffe in unterschiedlicher Ausbildung (z. B. Typ Bärenbruch, ANDREAS 1971). Anzeichen von Gradierung sowie Bimslagen
lassen ein aquatisches Akkumulationsmilieu erkennen. Dann folgen fluidale, rhyolithische
einsprenglingsarme Vulkanite. Offensichtlich ist der Vulkanismus mit einer sich rasch vollziehenden extensionalen Grabenbildung verknüpft und die Rhyolithe liegen als subaquatische
Oberflächenströme oder staukuppenähnliche Bildungen vor. Die noch vollständig erhaltenen
bzw. kaum erodierten randfaziellen Bildungen der Oberflächen der Rhyolithkörper lassen in
diesen mit Wasser gefüllten Gräben ebenfalls eine subaquatische Entwicklung erkennen,
zumal die Ausbildung der nachfolgenden Tuffe gleichfalls erneut eine Ablagerung im limnischen Milieu anzeigt (Beil. 23, 24-1, 24-2). Analoge Entwicklungsbilder zeichnen sich mit
dem Vulkanismus der Oberhof-Formation ab.
Die Oberflächen der Rhyolithkörper der Ilmenau-Formation unter den bedeckenden oberen
Tuffen zeigen keine oder kaum Erosionsanzeichen. Die nachfolgenden Andesitkörper des
Ebertsheide-Melaphyrs sind in die geringmächtigen, unter Wasserbedeckung abgelagerten
oberen Tuffe subeffusiv intrudiert (ANDREAS 1988).
Durch extensionale Bewegungen im Thüringer Wald-Riftgraben haben sich, verknüpft mit
tiefreichenden Scherzonen, wassergefüllte Grabensenken geöffnet, die eng mit der Förderung vulkanischer Produkte verknüpft waren. Geringe mineralfazielle Differenzen der rhyolithischen Laven sprechen für kleinere lokale Ausbruchszentren, deren Verbreitung und Richtung durch die Längerstreckung des nachfolgenden Ebertsheide-Melaphyrs verdeutlicht werden (z. B. Beil. 22).
Die Auflagerung der Grundkonglomerat-Unterformation vollzieht sich mit unterschiedlicher
Markierung der Grenze in Abhängigkeit von der jeweiligen Position des Profils im Sedimentationsraum. Es lassen sich grundsätzlich 3 Faziesbilder unterscheiden, wobei zwei im Bereich
von Untiefen oder inselartigen Hochlagen zu beobachten sind und das dritte in randferner
Position (Beil. 23). Diese Profiltypen werden dem sog. Grundkonglomerat zugeordnet, das
einen deutlich abgrenzbaren Entwicklungsabschnitt umfasst und eine wesentlich breitere
Faziesausbildung zeigt als bisher dargestellt worden ist (Beil. 24-1, 24-2).
1. Im Übergangsbereich ohne Melaphyrsubeffusion bildet über den unterlagernden Tuffen
der Kickelhahn-Unterformation, schwach diskonform zu deren Oberfläche und Schichtung, ein karbonatisch pelitisches Sediment, stellenweise mit charakteristischer limnischer
Fossilführung, die Basis der Grundkonglomerat-Unterformation.
2. Dieser Schnitt ist lithofaziell deutlicher im Verbreitungsgebiet von subpelitischen andesitischen Intrusionen bzw. Effusionen, da in diesem Falle die Verbandverhältnisse der Tuffe
unter den diskonform auflagernden schluffigen Karbonaten gestört sind. Bei der Platznahme des Andesitkörpers erfolgten eine Aufbiegung der Tuffe sowie subaquatische Rutschungen oberhalb des oberflächennah intrudierten Andesits und in dessen Flankenbereich. Die Schichtung der Tuffe wurde je nach Formung der Andesitlava - gangförmige
Subintrusion oder lagerhafte Subeffusion - und der jeweiligen Lagebeziehung zu den Tuffen deformiert. Daher liegt örtlich das basale Karbonat der Grundkonglomeratfazies dem
Ebertsheide-Melaphyr unter Zwischenschaltung der von ihm intrudierten, nur wenige Zentimeter mächtigen feinkörnigen Tuffe (obere Tuffe) auf (Beil. 23).
3. In größerer Entfernung vom Randgebiet vollzieht sich der Übergang im Bereich feinklastischer Sedimentation. Die Tuffe werden hier von schluffig-pelitischen Sedimenten überlagert, wobei eine um 10 bis 50 cm mächtige Aufarbeitungszone, bzw. eine wenige Meter
mächtige Wechsellagerung zwischen den genannten Lithotypen entwickelt sein kann.
Die diskonforme Auflagerung eines basalen karbonatisch-pelitischen Sediments über dem
durch die Melaphyreffusion gestörten Tuffverband beweist, dass deren limnische Bildung
erst nach der Melaphyreffusion erfolgte. Damit sind Diskussionen gegenstandslos, die eine
partielle Silifizierung des pelitischen Karbonats infolge Kontaktwirkung des Melaphyrs vertreten haben. Auch die Möglichkeit einer Silifizierung durch eine späthydrothermale Nachphase
108
der Melaphyreffusion ist auszuschließen, da sich der Prozess der Silifizierung bis zu einem
Grenzzeitpunkt verfolgen lässt, zu dem der Melaphyr bereits einer Bodenbildung unterlag,
teilweise abgetragen und umgelagert war (Beil. 23, 24).
Die Äquivalente des Grundkonglomerats sind im westlichen Thüringer Wald relativ geringmächtig. Abhängig von der Position der Sedimente schwanken die Mächtigkeiten von etwa 5
bis 40 m. Extrem reduziert sind sie über Bereichen mit subeffusivem Ebertsheide-Melaphyr,
über den Rhyolithen und den Zentren der Verbreitungsgebiete der KickelhahnUnterformation, die im Laufe der limnischen Sedimentationsperiode z. T. als Untiefen ihre
Umgebung und zeitweilig auch den Wasserspiegel inselartig etwas überragt haben müssen.
In Arealen reiner Tuffverbreitung fallen sie mächtiger aus.
Die Analyse des Profilaufbaus der Sedimente der flachen Senke der Grundkonglomeratfazies beweist trotz geringer Mächtigkeit eine Beteiligung verschiedenartiger Prozesse an der
Gesamtgestaltung. Es besteht eine im Detail verfolgbare fazielle Abhängigkeit des Profilaufbaus von der Lage im Sedimentationsraum. Eine Übersicht der verschiedenen Faziesbilder
vermitteln die Beil. 24-1 und 24-2.
An der E-Flanke der Rhön–Ruhla-Langensalza-Elevation, und durch die Entwicklung der
Riftgrabensenke über den Ruhlaer Kristallinkomplex hinaus weit nach W vordringend, ist die
karbonatisch-pelitische Beckenfazies mit Einschaltungen von Tuffen und fluviatilen Einschwemmungen entwickelt. In Richtung des Beckenzentrums überwiegt fluviatile Umlagerung und Sedimentation. Deutlich heben sich davon Areale inselartiger Hochlagen ab. Geringmächtige Tuffe, Tuffite und Konglomerate bestimmen hier die Fazies (eigentlicher
Grundkonglomerat-Typ). Diese Sedimente sind lückenhaft entwickelt. Äquivalente limnischer
Sedimentation fehlen oder es greifen nur deren höchste Partien auf den präGrundkonglomerat-Untergrund über. Durch subaquatische Rutschungen kommt es zur Vermengung von Tuffen und Konglomeraten unterschiedlicher Korngrößen mit limnischen Sedimenten, lokal auch zu geringem Transport derartiger Mischgesteine und Resedimentation
(Beil. 25: Bild 3, 4, 9, 12).
Neben Inhomogenitäten, der Auflast von Tuffen auf wenig verfestigten Pelit- und TuffTonsteinlagen, sind als auslösender Faktor der genannten Prozesse seismische Ereignisse
anzunehmen, und die entstandenen Strukturen (ANDREAS et al. 1978, 1998) lassen sich
direkt mit denen durch BARTHEL & RÖSLER (1993) von der Lindenberg-Unterformation
beschriebenen vergleichen.
Im zweiten Profildrittel der Randbereiche inselartiger Hochlagen schalten sich fein- bis
grobklastische Abtragungsprodukte zersetzten Ebertsheide-Melaphyrs im Ergebnis einer
Verwitterung und Bodenbildung ein. Eingeschwemmte und eingewehte Pflanzenreste bezeugen Landeinflüsse sowie Fischreste und Muscheln fluviatil-limnisches Milieu. Limnische
und fluviatile Komponenten mit einem reichen Gehalt meso- und xerophiler Flora charakterisieren das im Profil tiefste karbonatisch pelitische Sediment, das unmittelbar den Vulkaniten
der Kickelhahn-Unterformation auflagert. Die oft größeren Pflanzenwedel etwa aller vorhandenen Formen zeigen geringen Transport an, Landnähe aber auch ruhige feinklastische Fazies größerer Ausbreitung. Besonders die limnischen Vertebraten sind qualitativ recht vollständig vorhanden. Das Vorherrschen limnischer Stillwasserfazies ist nicht belegbar.
In dem im Profil einige m höheren, schwarzgrauen karbonatischen Fossilhorizont ist anhand
der zahlreichen Walchienreste stärkerer Landeinfluss zu belegen (Beil. 24-1). Hinzu kommt
die Zunahme mesophiler Elemente von Flussufern, Callipteris-Arten oder Odontopteris osmundaeformis sind charakteristisch. Generell können alle genannten Formen nebeneinander
in einem geringmächtigen Schichtpaket beobachtet werden. Neben grauen, mitunter tuffitischen Feinsandsteinen, die auf relative Randnähe der Profile hindeuten, sind auch Äquivalente des Grundkonglomerats in Form mächtigerer grauschwarzer Ton-Schluffsteine als Anzeichen typischer Beckenfazies entwickelt. Differenzierte Silifizierungs- und Vererzungserscheinungen runden im W-Teil des Thüringer Waldes das typische Bild der Sedimente der
Äquivalente des sog. Grundkonglomerats ab.
109
Ein von Verwitterung und Erosion überprägtes vulkanogenes Relief der Gesteine der Kickelhahn-Unterformation ist innerhalb der Thüringer Wald-Riftsenke von schmalen Rinnen und
wechselnd großen, flachen überfluteten Senken untergliedert, in die von reliktischen Hochlagen bzw. Grabenrändern Zersatzmaterial eingeschwemmt wird. Diese Schutte vermischen
sich mit fluviatil-limnischen Sedimenten mit noch gelegentlichen Tuffeinschaltungen. Die
Seen führen eine reiche Fisch- und Amphibienfauna, Muscheln, Ostracoden und Conchostraken sowie zahlreiche eingeschwemmte oder eingewehte Pflanzenreste (HAUBOLD in
ANDREAS et al. 1981, SCHNEIDER 1996). Mit Annäherung an die Hochlagen werden die
Ablagerungen zunehmend geringmächtiger und verlieren sich in Gerölllagen vom Typ
Grundkonglomerat des aufgearbeiteten vulkanogenen Untergrundes. Die nachfolgende, etwas ausführlichere Darstellung soll exemplarisch die hinter der Verwendung eines Gliederungsbegriffes verborgenen Entwicklungsprozesse und die damit verbundenen Zeitabläufe
dokumentieren.
Die mikroskopische Bearbeitung der faziesbestimmenden karbonatisch-pelitischen Gesteine
durch LANGBEIN (1978) zeigt, dass im Wesentlichen vier Typen vorliegen, ein eng laminiertes Karbonat, ein Intraklastkarbonat, ein krustig-sphärolithisches Karbonat und ein
karbonatisch-silikaklastischer Arenit. Diese sind durch Übergänge jeweils miteinander
verbunden, bzw. können ineinander übergehen. Das laminierte Karbonat enthält Einschlüsse
des Arenits sowie Intraklasten und diese andererseits dienen als Kerne der sphärolithischen
Krusten. Alle Sedimenttypen sind teils stärkeren postsedimentären und diagenetischen Veränderungen unterworfen, wie Brekziierungen, plastischen Deformationen, Umkristallisationen, Dolomitisierungen und Zementierungen sowie Silifizierungen. Während vor allem die
Dolomitisierung die primären Ablagerungsstrukturen partiell stark zerstört hat, sind bei der
Silifizierung derartige Strukturen zum Teil erhalten geblieben. Diese Erhaltung ist einerseits
indirekt durch Pseudomorphosierung der Primärstruktur und andererseits durch Einschluss
von primär struierten Gesteinsrelikten hervorgerufen, die damit der weiteren Destrukturierung
entgingen. Begünstigt durch die starke Silifizierung besteht hier die Möglichkeit, sowohl primäre Struktur und primären Mineralbestand als auch einige wichtige diagenetische Stadien
zu erfassen (Beil. 25: Bild 5, 7).
Ein laminiertes Karbonat ist die am weitesten verbreitete und durchgehend entwickelte Fazies. Es scheint das typische Milieu widerzuspiegeln, welches durch die anderen Sediment
erzeugenden Vorgänge in wechselndem Maße unterbrochen wurde. Es ist ein schluffigbituminöser erzreicher Kalzitmergel. In ihm wechseln kalzitische und tonig-bituminöse Streifen in Abständen von 10 - 100 µm. Die Lamination ist teilweise durchgehend, sehr scharf und
gut subparallel, oft aber auch kurzphasig und diagenetisch leicht aufgelöst. Der schluffige
Bestand um Maximalkorngrößen von 100 µm enthält splittrigen, wenig gerundeten Quarz,
klastischen Glimmer und Chlorit, sowie aus Kalzit bestehende Pseudomorphosen nach einem monoklinen Mineral, vermutlich Feldspat.
Häufig erscheint die gute Mikro-Feinschichtung stark gestört, wobei frühdiagenetische, nach
der Verfestigung erfolgte Deformationen unterschieden werden können. Als frühdiagenetische Störungen finden sich intensive Kleinfältelungen sowie Rutschgefüge und Schichtungsdeformationen durch gröbere Einschlüsse. Die Einschlüsse bestehen aus Arenitmaterial und
aus Karbonatintraklasten. Das Parallelgefüge ist vor allem im Liegenden der Klasten deformiert, wobei Setzungsgefüge und Mikro-Belastungsgefüge entstehen. Aber auch im Hangenden finden sich Deformationen, wobei meist unklar bleibt, ob es sich um primäre unebene Sedimentation oder Setzungsgefüge handelt. Nur teilweise sind auch grobkörnige Karbonatgefüge zu erkennen, die auf eine beginnende Konkretionierung in einem sehr frühen plastischen Zustand des Sedimentes bezogen werden können. Die auffälligste spätdiagenetische
Deformation ist eine ausgesprochen intensive Fältelung und Brekziierung. Dabei erfolgt die
Verkittung direkt, ohne nennenswerten Bindemittelanteil. Solche unsortierten monomikten
Brekzien und Fließwülste müssen in einem sehr frühen Stadium ad loco entstanden sein, da
sie in kompakte Lagen übergehen können und durch den primären Kalzit verkittet wurden.
Es sind offensichtlich sehr früh zementierte Gesteine, intraformationelle Brekzien ohne we-
110
sentliche Umlagerung. Derartige Strukturen finden sich sowohl im basalen pelitischen Karbonat als auch in Peliten, die höheren Niveaus angehören. Weitere spätere Beeinflussungen
zeigen die nicht sehr verbreiteten Drucklösungen, wie kurze Suturen und einzelne durchgehende Stylolithen, sowie eine Dolomitisierung an. Die strukturzerstörende Dolomitisierung
beginnt mit dem vereinzelten Auftreten von mikrokörnigen, idiomorphen primären Rhomboedern in den Kalzitlagen. Sie führt bis zu einer nahezu vollständigen Umwandlung in ein hypidiomorph-körniges mikrokristallines Dolomitmosaik, sog. zuckerförmiger Dolomit. Die Laminationsgefüge sind dabei vollständig zerstört, tonig-bituminöse Verunreinigungen in den interkristallinen Porenraum abgedrängt oder in Schlieren angeordnet, die gleichzeitig einen
hohen Anteil an mobilisiertem Erz und gelegentlich noch reliktischen Kalzit enthalten.
Der eingeschaltete karbonatisch-siliziklastische Arenit entwickelt sich aus dem laminierten
Karbonatmergel durch vereinzelte Einschaltung von schluffig-sandigen Körnchen und
schließlich eine plötzliche Anhäufung des sandkörnigen Anteils bei gleichzeitiger, aber untergeordneter Fortführung der feinschichtigen Sedimentation. Man muss also die Herkunft
der beiden sedimentären Materialgruppen getrennten Prozessen zuordnen. Durch den Arenitanteil wird die Laminenkonfiguration gestört. Der Reliktanteil des Arenits, mit einer Korngröße zwischen 50 und 300 µm, besteht zur Hälfte aus Quarz. Dieser Quarz ist meist ausgesprochen scharfkantig, auch scherbenförmig, ohne Hinweise auf klastische Rundung. Gelegentlich treten auch hypidiomorphe Bildungen auf. Es sind vorwiegend nicht verunreinigte,
nicht undulös auslöschende glasklare Körner, der Ausbildung nach ausgesprochene
Porphyrquarze. Der zweite bedeutende Arenitbestandteil sind Karbonatkörner. Diese sind als
Zersatzbildungen von Feldspäten anzusprechen, zumal mit ihnen verwachsen oder auch
davon getrennt Relikte von Alkalifeldspat und saurem Plagioklas auftreten. Die seltene dritte
Partikelgruppe besteht schließlich aus feinkörnigem Karbonat mit Verunreinigungen durch
Erz oder feinste Quarzkörnchen, gelegentlich auch nur aus Quarz-Erz-Verwachsungen. Mineralbestand und Gefüge zeigen, dass dieses pauschal als quarzreiches Karbonat anzusprechende Gestein einen mit sedimentärem bituminösem Kalzit vermischten, karbonatisch
zersetzten Porphyr-Kristalltuff (Tuffit) darstellt (Beil. 25: Bild 5, 15).
Die als Intraklastkalke ausgehaltenen Gesteinsvarietäten unterscheiden sich aber von den
monomikten und matrixfreien brekziierten Karbonaten durch teils hohen Matrixanteil und
wechselnde Struktur der Klasten.
Die Sortierung der Klasten ist ausgesprochen schlecht. Dagegen ist häufig wechselnd gute
Rundung zu erkennen. Eine exakte Abgrenzung gegen konkretionäre Bildungen gestatten
jedoch nicht alle Strukturtypen. Die Matrix besteht aus dem Karbonatmergel, dessen laminare Feinschichtung im Unterschied zu derjenigen der Klasten durch Setzungskompaktion deformiert ist. Diagenetisch entschichtete und partiell bis vollständig dolomitisierte Matrix wechseln dabei miteinander ab. Stellenweise kann auch die Matrix zurücktreten, so dass knollenartige Gefüge vorliegen.
Die Innenstruktur der Klasten ist unterschiedlich. Vollständig strukturlose mikritische Kalzite,
die den Hauptanteil ausmachen, sind in verschiedenem Maße dolomitisiert. Es treten die
bekannten sekundären Dolomitrhomboeder auf, die bis zur Ausbildung eines durchgehenden
zuckerförmigen Dolomits umgewandelt sein können. Daneben liegen teils auch unterschiedlich intensive sparitische Rekristallisationen vor. Unter den strukturierten Klasten finden sich
solche mit undeutlichen unbestimmbaren Mikrofossilstrukturen und andere mit Krümelstruktur. Schließlich treten auch faserig bis sphärolithisch struierte Krustenkalke auf. Da letztere
auch als isolierte ungestörte Gesteinspartien vorkommen, stützt sich auf sie die Deutung der
Intraklast-Karbonate als intraformationelle Gerölle bzw. Konglomerate.
Die interessantesten Bildungen des karbonatisch-pelitischen Sediments stellen die faserigsphärolithischen Krusten-Karbonate dar. Neben unterschiedlicher Mineralausbildung - Kalzit,
Fe-Kalzit, Dolomit - lassen sich auch unterschiedliche Karbonatstrukturen beobachten, wie z.
B. strukturlose, faserige Zementstrukturen und diagenetische Rekristallisationsstrukturen.
111
Der Aufbau der faserigen Krusten lässt zwei Formen erkennen, die erste mit streng geometrisch-kristallographischer Orientierung der Mineralfasern, wobei vom Kalzit über den Dolomit
bis zum Fe-Kalzit die Orientierung im Wesentlichen erhalten bleibt. Sie dürfte genetisch eindeutig auf anorganische Prozesse zurückzuführen sein. Offensichtlich handelt es sich um ein
konzentrisches Rekristallisationsgefüge wie es bei Ooiden auftritt. Die zweite Form ist charakterisiert durch feinste staubartige Verunreinigungen und mikritische Karbonatreste eines
fadenförmigen Gefüges. Diese Strukturelemente stehen mehr oder weniger senkrecht auf
der Oberfläche des Kernes bzw. der Mineralgrenze. Sie zeigen aber im Unterschied zu den
kristallographischen Elementen häufig Krümmungen und Verbiegungen, faden- bis schlauchförmige Anordnungen und die Richtungen stimmen nicht generell mit denen der Mineralfasern überein. Es sind offensichtlich organogene Gefügerelikte. Zusätzlich zu diesen radialen
Gefügeelementen finden sich vor allem im faserigen Kalzit untergeordnet zentrosymmetrische Quergliederungen von stromarienartigem Aussehen.
Dieser als Algenkarbonat zu deutende Sedimenttyp stellt offensichtlich eine wesentliche Seite limnischer Sedimentation im Unterrotliegenden dar, nur ist deren Nachweis
relativ selten zu erbringen. Im vorliegenden Falle kennzeichnen die Algenkalke als Teil
des Primärbiotops die Phase wiedereinsetzender biogener Sedimentation über Vulkaniten oder Tuffiten bzw. andesitischem Zersatzdetritus.
Im Profil sind in unterschiedlicher Mächtigkeit und Verbreitung Lapilli- bis Brockentuffe sowie
Aschentuffe der Sand- bzw. Staubfraktion eingeschaltet. Während die Tuffpartikel des Staubbis Lapillibereichs unter dem Einfluss des reduzierenden Milieus der Gyttjafazies im limnischen Ablagerungsraum grau oder bis grünolivgrau gebleicht ist, zeigen die Brocken > 5 cm
nur randlich bis zu einer Tiefe von 1 bis 2 cm eine Entfärbung an (Beil. 25: Bild 5, 8).
Die grobklastischen Tuffe bauen sich aus im Anschnitt oft dreikantig geformten Bruchstücken
eines bräunlichroten Rhyoliths mit zahlreichen und kleinen Einsprenglingen von Quarz und
Feldspat auf und unterscheiden sich daher deutlich von den Rhyolithen des Typus vom
Sembachtal-Porphyr. Die Brocken haben Durchmesser von über 10 cm bis max. 25 bis 30
cm. Ihre Bleichung durch Reduktionsfärbung erfolgt über hellrot, rötlichgelb zu grau. Im
Übergangsbereich zur limnischen Fazies ist pelitisches Sediment als Bindemittelsubstanz
zwischen den größeren Brocken eingelagert oder bildet um wenige Millimeter bis mehrere
Zentimeter mächtige, schwarzgraue konkordante Einschaltungen. In diesem Falle erfolgte
eine besonders intensive Bleichung des tuffogenen Materials. Partiell ist das primäre Mikrogefüge der Tuffpartikel, vor allem auch im Lapillibereich infolge diagenetischer Prozesse
durch Kalzit verdrängt, nur noch reliktisch erhalten und schwer zu identifizieren. Der Brockentuff liegt als dichte, z. T. grobe, massige und verfestigte Brekzie vor oder besteht aus
einer losen Anhäufung von isoliert ablösbaren Rhyolithbruchstücken. Dann lassen vereinzelt
im Tuff um 1 bis 2 cm große verkieselte Bröckchen von schwarzgrauem karbonatischpelitischen Sediment erkennen, die wiederum auf Umlagerungsprozesse hinweisen (Tuffit).
Brocken der grobklastischen Tuffe werden von einer fein- bis grobkörnigen tuffogenen Matrix
von zersplittertem Rhyolith umgeben. Seltener ist Kristalltuff als Bindemittel vorhanden.
Die um 1 bis 3 cm großen Partikel der rhyolithischen Lapillituffe, die neben Kristall- und
Staubtuffen als Zwischenlagen oder isoliert dem pelitischen Sediment eingelagert sind, zeigen noch randliche Deformationen, wie dünne Ausbuchtungen etc., die bei einem aquatischen Transport hätten zerstört werden müssen. Es handelt sich hierbei um in den lakustrinen Schlamm eingewehtes oder eruptiv hochgeschleudertes air fall-Material. Die Mächtigkeit
der Einschaltungen der kaum geschichteten und unsortierten Brocken- bis Lapillituffe bzw.
-tuffite schwankt von wenigen Zentimetern bis zu > 1 m.
Kristalltuffe, etwa im Korngrößenbereich der Sandfraktion, führen neben Feldspatkristallen
und scherbenförmigen Quarzsplittern einen wechselnd hohen Anteil von Tuffpartikeln, die
noch Perlitsprünge als Reliktstrukturen vulkanischen Glases zeigen. Die dichten, meist splittrigen harten Staubtuffe, z. T. mit Schichtungsmerkmalen sind typisch strukturierte metavitroklastische Tuffe (Beil. 25: Bild 11).
112
Die Ablagerung der Tuffe im flachlimnischen Sedimentationsmilieu, mit Umlagerungsprozessen und Einspülung von Abtragungsprodukten der Vulkanite führten zu modifizierten Sedimentationsbildern und Wechsellagerungen innerhalb der Tuffpartien selbst und mit dem karbonatisch-pelitischen Sediment sowie zu Deformationsprozessen.
Im Prinzip lassen sich 3 Erscheinungsbilder beobachten:
1. Die Kristall- und Glasaschentuffe der Sand- bis Staubfraktion bilden bis zu > 30 cm mächtige Wechselfolgen, wobei die unterschiedlichen Tuffvarietäten in < 1 cm bis < 10 cm
mächtigen Lagen wechseln. Diese Tuffe sind z. T. feingeschichtet und zeigen in verschiedenen Niveaus Gradierung. Auch sind Lagerungstörungen durch subaquatische Rutschungen lokalen Charakters, wie Brekziierung oder Fließwülste geringer Dimension erkennbar.
Im Übergangsbereich zum karbonatisch-pelitischen Sediment schalten sich in unregelmäßigen Abständen um 1 mm bis mehrere Zentimeter mächtige Tuffe ein, z. T. sind die
geringmächtigen Lagen erst im mikroskopischen Bereich nachweisbar.
2. Ein besonderes Phänomen stellen polymikte Brekzien dar, die sich aus rhyolithischen
Tuffpartikeln überwiegend des Lapillibereichs und fetzenartig eingelagertem karbonatischpelitischem Sediment zusammensetzen. Etwa 10 cm bis 1 m mächtige Bänke derartigen
Mischgesteins zeigen ein nahezu regelloses Gemenge von Lapilli bis zu max. 2 bis 3 cm
Durchmesser und eine schwankende Anzahl von wirr eingelagerten grauschwarzen Pelitfetzen unterschiedlichster Größe und Gestalt. Die Pelitfetzen weisen in sich noch primäres Schichtungsgefüge auf, und es können darin wiederum um 1 bis mehrere mm mächtige Einlagerungen von Kristall- oder Staubtuffen erkannt werden. Nur andeutungsweise ist
grobe Sortierung ablesbar. Dieses Gestein bildet ein lokales Turbulenzgefüge ab, bzw.
den Beginn eines Transportgefüges, in dem die Pelitfetzen nur untergeordnet Zurundung
durch Transportaufbereitung zeigen. Offensichtlich wird durch die Auflast der gröberklastischen Tuffe das Stabilverhalten der limnischen Feinsedimente gestört. Nach Übersteigen
einer Grenzwertmächtigkeit durchbrechen die Tuffe den wassergesättigten karbonatreichen Seeschlamm und es erfolgte sowohl Vermengung und Verwalzung (flow slide, flow
roll) von Tuff und Pelit als auch geringer quasihorizontaler Transport derartiger „olisthostromoider“ tuffitischer Schlammströme, wie örtlich eine schwache Regelung bis Sortierung der Klasten und beginnende Rundung der Pelitfetzen zeigen. Bei dem beschriebenen Gesteinstyp zeigen die mit Gyttjapelit vermischten Tufflapilli keine oder kaum Entfärbungserscheinungen. Daraus ist abzuleiten, dass es sich tatsächlich um ad loco sedimentierte Tuffe handelt, wobei das mit der Tuffförderung isochrone reduzierende limnischpalustrische Sedimentationsmilieu infolge der Umlagerungen zerstört und lokal verdrängt
worden ist, so dass sich kein Reaktionsgefüge herausbilden konnte.
3. In um 10 bis 20 cm mächtigen Bänken mit Tuffkomponenten und klastischen z. T. zersetzten Abtragungsprodukten von Vulkaniten im Korngrößenbereich von 1 mm bis um wenige
mm sind flach ellipsoid oder schmitzenförmig gestreckte und streng schichtparallel geregelte Pelitfetzen eingelagert. Sie stellten primär rundlich-ovale Pelitgerölle dar, wie ihr
schmitzenförmiger Querschnitt und kreisförmiger bis ovaler Umriss der Aufsichtflächen
zeigt, die durch Setzungsdruck deformiert wurden. Es können auch umgelagerte Tonscherben sein, die durch Rissbildung und nachfolgende schichtparallele Abhebung bei der
Austrocknung der Oberfläche des Seesediments vorgeformt wurden.
Sie zeigen, dass sie bereits vor dem Transport verfestigt waren und auch der diagenetischen Setzungsdeformation widerstanden. Dieser Mischgesteinstyp ist nicht mit dem unter 2. beschriebenen Gestein zu verwechseln. Er bildet ein Ablagerungs- bzw. Ruhegefüge nach erfolgtem Transport klastisch-tuffitischen Materials ab. Er wird gedeutet als Gestein der Übergangsfazies, entstanden durch beckenwärts gerichteten fluviatilen Transport von gröberem umgelagerten Tuffmaterial und z. T. zersetzten Abtragungsprodukten
von Vulkaniten unter Aufarbeitung und Umlagerung der limnisch pelitischen Beckensedimente (ANDREAS, ENDERLEIN & MICHAEL 1974). Das pelitische Sediment kann im
113
Gegensatz zu dem unter 2. genannten Vorgang hier bereits stärker verfestigt sein, zumindest durch Austrocknung oberflächennaher Partien. Das Sediment reagiert nicht mehr
deutlich plastisch. Der Gesteinstyp tritt auch innerhalb von bis 1 m mächtigen und aus unterschiedlichen Varietäten bestehenden Tuffkomplexen auf, ohne dass sich dazwischen
eine pelitische Sedimentation nachweisen lässt. Das Mischgestein zeigt somit eindeutig
Transport aus anderen Faziesbereichen an. Nach Lage der Profile handelt es sich um
Sedimente flacher breitflächiger Rinnen am Beckenrand bzw. im Randbereich inselartiger
Hochlagen. In ihnen wird gröberer Detritus - möglicherweise durch episodische Starkregen hervorgerufen - in das Becken transportiert, wobei die randnahen Sedimente erodiert
und umgelagert worden sind (Beil. 25: Bild 13).
Das Senkenzentrum ist durch fluviatile Zusammenschwemmung von vulkanodetritischem
und tuffitischem Material mit Einschaltungen von Tuffen und Tuffiten charakterisiert. Die
Mächtigkeit dieser Gesteine übersteigt die des karbonatisch-pelitischen Sediments z. T. um
ein Mehrfaches. Bestandteil sind zahlreich eingelagerte chloritisierte Schmitzen und Fetzen
ehemaligen Bimsmaterials.
Analog zur Situation bei Manebach gelangte die eigentliche konglomeratische Fazies des
Grundkonglomerats auch am W-Rand des Thüringer Waldes zur Ausbildung. Am ausgeprägtesten ist sie über inselartigen Untiefen bzw. im Randbereich des Beckens entwickelt, wo die
limnischen Sedimente oft völlig fehlen. Über den Tuffen der Kickelhahn-Unterformation und
lokal direkt über dem Haderholz-Quarzporphyr liegen schlecht sortierte vulkanodetrische
Konglomerate, die in geröllführende Sand- und Schluffsteine übergehen.
Ihnen können in unterschiedlicher Ausbildung und Mächtigkeit Tuffe bzw. Tuffite zwischengelagert sein. Die Mächtigkeit dieser Sedimente übersteigt kaum 3 bis 5 m. Im Felsental bei
Tabarz wurden in den Konglomeraten Einzelgerölle ockerfarbenen bis lachsfarbenen Ebertsheide-Melaphyrs beobachtet und sehr große Gerölle (> 15 - 20 cm) eines quarzeinsprenglingsreichen Rhyoliths, die typisch für die höchsten Abschnitte der Grundkonglomerat-Unterformation des westlichen Thüringer Waldes sind. Teilweise stellen sie mit Sicherheit umgelagerte Brocken- und Lapillituffe dar. Ähnliche Sedimente befinden sich z. B.
im Bereich des Aschenberges südlich der genannten Ortslage. Hier sind die Tuffe einschließlich des Ebertsheide-Melaphyrs der Kickelhahn-Unterformation partiell erodiert und
das Grundkonglomerat überdeckt lokal erodierten Rhyolith vom Typ HaderholzQuarzporphyr. Ferner finden sich verkieselte Relikte der höchsten übergreifend gelagerten
Partien der Grundkonglomerat-Unterformation. Der Grundkonglomeratfazies wiederum folgen fluviatile, geringmächtige graue Sandsteine der Manebach-Formation oder bunte polymikte Konglomerate und Sandsteine der Goldlauter-Formation (Beil. 24-1).
Parallel zur Entwicklung im südöstlichen Thüringer Wald ist das eigentliche „Grundkonglomerat“ über den Bereichen der Rhyolithe vom Typ Haderholz-Quarzporphyr oder KickelhahnQuarzporphyr der Kickelhahn-Unterformation der Senkenteile von Tabarz-Schmalkalden und
Elgersburg-Hirschbach ausgebildet, die durch größere Mächtigkeit auffallen. Die Konglomerate lagern direkt den Porphyren oder auch deren tuffogenen Äquivalenten auf, die in größerer zusammenhängender Mächtigkeit die Rhyolithkörper im Liegenden und Hangenden unter- bzw. überlagern oder in seitlicher Verzahnung vertreten.
Das sogenannte Grundkonglomerat repräsentiert die konglomeratisch-tuffitische Fazies im
Bereich von Untiefen oder inselartigen Hochlagen, die durch mächtige Porphyreffusionen
hervorgerufen sind. In der Umgebung der Hochlagen kam es zu gering dimensionierten Umlagerungs-, Transport- und Resedimentationserscheinungen. In den Beil. 24-1 und 24-2 sind
die Faziesbereiche des eigentlichen Grundkonglomerats dargestellt und weiterhin die dazugehörigen zeitlich äquivalenten Bildungen außerhalb der Randbereiche. Erneut bleibt hervorzuheben, dass die Grundkonglomerat-Unterformation im in dieser Arbeit definierten Sinne
als höchster Abschnitt der Ilmenau-Formation nicht identisch ist mit den Tuffen der oben genannten Rhyolithe der Kickelhahn-Unterformation. Sie ist vielmehr jünger und überlagert diese eindeutig. Die Grundkonglomerat-Unterformation besitzt im Bereich der Rand- und Be-
114
ckenfazies eigenständige Fazieselemente. Wie beschrieben, treten sowohl im westlichen
Thüringer Wald als auch in dessen südöstlichem Teil, wo z. B. die Beckenfazies durch die
sogenannten „Erletalsedimente“ (LÜTZNER 1972) vertreten ist, gleichgeartete Fazieszonen
und Probleme im Grenzbereich zur Kickelhahn-Unterformation auf.
Im östlichen Teil des Sembachtals bei Winterstein und nördlich des Hopfenberg-Gipfels, am
Hangliche Weg bei Kleinschmalkalden (vorm. Pappenheim) und an anderen Lokalitäten wurden als Lesesteine und in Aufschlüssen unterhalb des oberen, übergreifend gelagerten karbonatisch-pelitischen Horizonts mit intensiven Silifizierungserscheinungen Gerölle unterschiedlicher Größenordnung von ockergelb bis hellrötlichocker oder lachsfarben beobachtet.
Die Gerölle bestehen ausschließlich aus verwittertem und zersetztem Andesit (EbertsheideMelaphyr) der Kickelhahn-Unterformation (ANDREAS, ENDERLEIN & MICHAEL 1966). Die
Gerölle haben Durchmesser von < 1 cm bis selten > 20 cm und sind schwach gerundet, z. T.
nur kantengerundet. Das unsortierte Konglomerat besteht aus einer 20 cm bis > 2 m mächtigen, eng gepackten Anhäufung unterschiedlich dimensionierter Gerölle. Auch finden sich
Bereiche in denen nur mittel- bis grobkörniger ungerundeter Zersatzdetritus mit partiell
eingelagerten Einzelgeröllen angereichert ist.
Die bisher bis auf einen geringmächtigen Tuffhorizont als vulkanitfrei betrachteten Sedimente
der Manebach-Formation waren durch die älteren Bearbeiter im nordwestlichen Thüringer
Wald nicht dargestellt. DEUBEL (1960) hat, vermutlich durch eigene Florenfunde, auf die
Möglichkeit des Vorkommens derartiger Gesteine im westlichen Thüringer Wald hingewiesen. Eine von ihm angeregte Arbeit (SCHREIBER 1955) brachte hier keine zufriedenstellenden Ergebnisse.
Durch ANDREAS et al. (1966, 1971) und LÜTZNER (1969, 1981) wurden über Tuffen und
Vulkaniten der Ilmenau-Formation Gesteine der Manebach-Formation ausgeschieden. Neuere Untersuchungen und Übereinkünfte haben gezeigt, dass die als Untere Manebach-„Folge“
ausgeschiedenen unteren, sehr fossilreichen lakustrin-sedimentären Profilabschnitte (ANDREAS, HAUBOLD & LANGBEIN 1978, WERNEBURG 1989) mit Tuffbändern und verkieselten Algenkalken in die Grundkonglomerat-Unterformation der Ilmenau-Formation einzuordnen sind.
In die Manebach-Formation sind nach gegenwärtig gültiger Übereinkunft um wenige m bis
dm mächtige aschgraue bzw. hellolivgraue fluviatile Sedimente einzustufen, die in der o. a.
Untergliederung als sog. Obere Manebach-Folge abgetrennt waren (ANDREAS et al. 1981,
ANDREAS 1990).
Die Gesteine, die nunmehr im nordwestlichen Thüringer Wald als der Manebach-Formation
zugehörig betrachtet werden, stimmen hinsichtlich ihres Sedimentcharakters völlig mit den
dementsprechenden Gesteinen des südöstlichen Thüringer Waldes überein.
Es ist nicht auszuschließen, dass, wie die Gesteine der Ilmenau-Formation, auch Äquivalente der Manebach- und Goldlauter-Formation ihre Verbreitung ebenfalls im westlichen Abschnitt der Thüringer Wald-Riftgrabensenke, d. h., im Bereich des Nentershausen-EisenachGrabens gefunden haben.
Fluviatile Sedimente lösen mit deutlich linearer Bindung an Paläotalungen die weitflächiger
verbreiteten lakustrinen Sedimente der Grundkonglomerat-Unterformation ab. Es sind hellaschgrau bis hellolivgrau gefärbte, unregelmäßig plattige, schräggeschichtete geröllführende
Sandsteine entwickelt. Diese lagern mit einer Mächtigkeit von wenigen Metern in mäandrierenden Gerinnen den Gesteinen der Ilmenau-Formation auf. In breiteren Abschnitten leiten
wenige m mächtige hellolivgraue, auch dunkelgraue, feinsandige feinschichtige Schluffsteine
als fluviatile Vorschüttungen in die lakustrinen Senken der Grundkonglomerat-Unterformation
die Sedimentation der Manebach-Formation ein. In diesen Abschnitten erlangen die nachfolgenden fluviatilen Sandsteine eine Mächtigkeit > 20 m. Die Zusammensetzung der Geröllfraktion bzw. der mittel bis gelegentlich grobkiesigen linsenförmigen Konglomerateinschaltungen ist polymikt. Die Geröllzusammensetzung weist nunmehr deutlich einen fluviatilen
Transport von Grundgebirgsmaterial des Ruhlaer Kristallins bzw. von den angrenzenden
115
Hochflächen des Thüringer Wald-Riftgrabens in die Senken hinein - bzw. als Durchflussgewässer durch die Rotliegendsenke hindurch - nach. Das Vulkanitmaterial ist vollständig
weißgrau bis aschgrau ausgebleicht und zeigt gelegentlich nur angedeutet noch helle Ockeroder helle Lachsfärbung an. Auffällig ist der hohe Anteil an schwarzen Geröllen der offensichtlich weit verbreiteten verkieselten Algenkalke der Grundkonglomerat-Unterformation, die
auch noch charakteristischer Bestandteil der basalen Abschnitte der Goldlauter-Formation
sind.
Die Vulkanitgerölle sind sowohl als Produkte der Abtragung einer durch klimatische Bedingungen im Zeitraum der Ilmenau-Formation entstandenen, tiefgründigen Zone der Zersatzund Bodenbildung entfärbt worden, als auch im Ergebnis des Zeitraumes der Grundkonglomerat-Unterformation sowie des fluviatilen Transports und der Ablagerung in Rinnen und
Tälern mit palustrischen Randsäumen.
Charakteristisch sind bis über 50 cm große Walchienwedel, die als breitflächige sandige Abdrücke erhalten sind. Sie stellen einen Bestandteil der xerophilen Formen trockener Standorte dar, die ausschließlich nur im fluviatilen Bereich gefunden worden sind (GOTHAN & GIMM
1930, ANDREAS, HAUBOLD & LANGBEIN 1978).
Eine linear-flächenhafte Erosion, linear fluviatiler Transport und fluviatil-limnische Akkumulation sind als das Ergebnis eines klimatischen Wechsels zu niederschlagsreicheren Perioden
zu betrachten. Diese haben die Herausbildung eines weit verzweigten fluviatilen Netzes ermöglicht, ohne dass eine wesentliche Erhöhung der Transportenergie durch bruchtektonische Verstellungen zur Erklärung herangezogen werden muss (ROSCHER & SCHNEIDER
2006). Eine ausführliche Darstellung und Diskussion der wissenschaftlichen und wirtschaftlichen Bedeutung der Manebach-Formation ist zuletzt in LÜTZNER et al. (2011) erfolgt.
Die Sedimente der Manebach-Formation haben in der Zwischenschollen- bzw. Riftgrabensenke eine weite Verbreitung gefunden und sind vor allem im Raum südlich der Ortslage Suhl in der Bhrg. Dreisbach 1/63 (> 230 m) sowie in den Bhrgn. Zella-Mehlis 1/64 (>
100 m) und Schleusingen 4/64 (> 100 m) entweder durch Störungen begrenzt oder nicht
vollständig durchteuft worden.
Im Profil der Bhrg Thüringen Süd 1/63 wurde ein vollständiges Profil mit einer Mächtigkeit
von ± 320 m (ohne eine ± 50 m mächtige Gangeinschaltung) angetroffen (Beil. 5, 9-1, 26).
Die Bhrg. Rannungen 1/55 hat das Niveau der Äquivalente der Goldlauter-Formation nicht
durchteuft, so dass in diesem Raum zur Verbreitung der Manebach-Formation keine Aussagen getroffen werden können.
Die im Bereich der Schleusingen-Randzone ausgehaltenen und der Manebach-Formation
zugeordneten Sedimente (zuletzt LÜTZNER 1972) lassen im Zusammenhang mit den o. g.
Bohrungen einen deutlichen Bezug zu einer im südlichen Randgebiet des Thüringer Waldes
und darüber hinaus existierenden, ± 30 bis 40 km breiten Senke erkennen.
Die Fazies im nördlichen Randgebiet des Riftgrabens ist durch fluviatile Gerinne und angelagerte palustrische Areale gekennzeichnet, die in südlicher Richtung hin zur Seensenke entwässern.
Die Verbreitung dieser Fazies erstreckt sich in südöstlicher Richtung bis zum Raum des
Stockheim-Weiden-Grabens, d. h., dem Naab-Trog i. S. von SCHRÖDER, B. (1988).
Der Zeitraum der Manebach-Formation war noch nicht den räumlichen Einengungen durch
die tektonisch geschienten Elevationen von Creuzburg-Ruhla-Schleusingen und IlmenauSchönbrunn-Schalkau unterlegen. Die kräftige Heraushebung im Zeitraum der OberhofFormation ist z. B. durch die in der Bhrg. Metzels 1/64 angezeigte, tiefgreifende Erosion im
Top der Schleusingen-Elevation verdeutlicht.
Die beschriebene limnische Vorlandsenke deutet mit ihrer Mächtigkeit und Verbreitung die
Entwicklung der nachfolgenden Kraichgau-Main-Senke im Zeitraum der GoldlauterFormation an.
116
4.4.
Die Goldlauter- und Oberhof-Formation
Die Goldlauter-Formation ist neben der Manebach-Formation die lithologisch-lithofaziell am
vielseitigsten untersuchte und mit am besten bekannte Gesteinseinheit des Thüringer Waldes. Hinsichtlich ihrer Verbreitung sind jedoch noch immer Fragen offen. Die lithofazielle Zusammensetzung der Profilabschnitte der Manebach-, Goldlauter- und Oberhof-Formation ist
im mittleren bzw. östlichen Abschnitt des Thüringer Waldes definiert worden (BEYSCHLAG
1895). Jüngere Ablagerungen und der den zentralen Thüringer Wald vollständig querende
und um N-S gerichtete lagerhafte Intrusivkörper des Höhenberg-Dolerits rufen gemeinsam
eine Aufschlusslücke hervor, die bei der Erstaufnahme der GK 25 zu Beginn des 19. Jahrhunderts zu einer etwas abweichenden und differenzierten Definition der Formationen (vormals Stufen bzw. Folgen) im nordwestlichen Thüringer Wald geführt hatte.
Die Definition der Untergrenzen der Goldlauter-Formation durch LÜTZNER (1969) und die
der Oberhof-Formation durch PATZELT (1966) hat allgemeine Akzeptanz gefunden. Aber
auch für diese Vorschläge war es erforderlich, eine für den gesamten Thüringer Wald gültige
Anpassung zu erarbeiten. LÜTZNER ordnete die ehemals höchste Einheit der ManebachFormation i. S. von SCHEIBE & ZIMMERMANN (1889, 1892), d. h., das sogenannte Konglomerat mit lachsfarbenen Porphyritmandelstein-Geröllen, als basales grobklastisches Glied
der Goldlauter-Formation zu.
Im nordwestlichen Thüringer Wald und außerhalb der näheren Umgebung der klassisch gegliederten Abfolgen war das o. a. Konglomerat nicht gesondert ausgehalten und von Anbeginn der geologischen Kartierung Bestandteil der Goldlauter-Formation (ANDREAS & HAUBOLD 1975). PATZELT hat die den bisher nicht korrellierbaren unterschiedlichen Faziesgrenzen folgende Untergrenze der Oberhof-Formation neu definiert und an die Basis des
sog. Dörmbach-Horizontes, einer Tuff-Tuffitlage gelegt. Dieser um 0,4 m mächtige, weißgraue rhyolithische Kristalltuff, partiell massig dicht oder körnig, tritt vor allem im nordwestlichen Verbreitungsgebiet gemeinsam mit einem andesitischen braunvioletten Lapillituff auf
und wird nach ANDREAS & HAUBOLD (1975) als Tuff Nr. 3 bezeichnet. Dieser ist identisch
mit dem basischen sog. Grenzlagertuff auf der GK 25, Bl. Ruhla i. S. von ZIMMERMANN
(1930), in dem die gang- bzw. stockförmigen Körper des sog. „Herrenstein Melaphyrs“ intrudiert sind.
Es wurden erstmalig geringmächtige Tuffhorizonte in der Goldlauter-Formation beobachtet
und durch deren Positionierung im Gelände der Versuch unternommen, diese als unterstützende Elemente einer Tephrastratigraphie für biostratigraphische Untersuchungen durch
HAUBOLD in Anwendung zu bringen (Beil. 5). Durch Koordinierung im Profil mit den im Gelände nachgewiesenen Tuffhorizonten Nr. 1 und Nr. 2 wurde der Tuff Nr. 3 auf einer Länge
von etwa 5 km an der Westflanke des Höhenberg-Dolerits ausgehalten. Unter Verwendung
der Profile der Bohrungen Schnellbach 1/62 und Struth-Helmershof 1/62 ist in einem Profilschnitt der sichere Nachweis erbracht, dass sich der Tuff Nr. 3 des nordwestlichen Thüringer
Waldes mit dem basalen Horizont der Oberhof-Formation, dem Dörmbach-Tuff der PATZELT’schen Kartierung im mittleren Thüringer Wald, verknüpfen lässt (ANDREAS & LÜTZNER 2002, 2009 - Beil. 1a, 2a, ANDREAS & VOLAND 2011; Beil. 27). Damit ist der Nachweis einer isochronen Abgrenzung der Goldlauter-Formation zur Oberhof-Formation im Thüringer Wald im sedimentären Übergangsbereich gesichert.
In Bereichen mit vorwiegend vulkanogen aufgebauter Oberhof-Formation ist vor allem im
nördlichen Randabschnitt des Thüringer Waldes die Untergrenze durch die der Zone der
sog. Älteren Quarzporphyre und äquivalenten Tuffen eindeutig zuordenbaren vulkanischen
Förderprodukte gegeben. (Bhrg. Scharfe Hög 2/61). Dort, wo im Profil zunehmend jüngere
Vulkanite unmittelbar, z. B. in randlicher Grabenposition, nach außen auf die Grabenschulter
als Unterlage übergreifen, lassen sich örtlich Schichtlücken durch Erosion im Zeitraum des
ältesten Abschnittes der Oberhof-Formation nachweisen, die sowohl die GoldlauterFormation als auch ältere Profilabschnitte umfassen. Als basales Lückensediment, d. h., als
reliktische Ablagerung des Erosionsschuttes, ist die Fazies der sog. „Obersten Konglomerate
117
und Sandsteine mit tuffigem Bindemittel“ entwickelt, welche dann örtlich die OberhofFormation einleitet.
Dieses Sediment, nach ZIMMERMANN (1908) auf der GK 25, Bl. 5330: Suhl noch Bestandteil der Goldlauter-Formation (-Schichten), bildet z. B. in der Winterstein-Scholle der GK 25,
Bl. Ruhla, dort, wo örtlich der Tuff Nr. 3 fehlt, die Basis der Oberhof-Formation. Ein bisher
unikates Geröll von Inselsberg-Rhyolith (ANDREAS 1956) in diesen geröllreichen Grobklastiten weist ihnen auch hier jungoberhöfer Alter zu.
In überwiegend tiefen Bohrungen sind Profile bzw. Profilteile der Goldlauter- und OberhofFormation isoliert oder miteinander im Schichtenverband aufgeschlossen (Tab. 11) und in
den Beilagen 5-9 und 26 dargestellt.
Tab. 11: Bohrungen mit Profilabschnitten der Goldlauter- und Oberhof-Formation.
Goldlauter-Formation
Zella-Mehlis 1/64
Fischbach 1/64 u. 1/94
Tabarz 1/62
Dreisbach 1/63
Winterstein 1/61
Winterstein 1/71
Schleusingen 4/64
Manebach 5a/48
Thüringen Süd 1/63
(vollständiges Profil)
Übergang
Scharfe Hög 2/61
Thüringen Süd 1/63
Rannungen
Oberhof-Formation
Schnellbach 1/62
Finsterbergen 1/62
Metzels 1/64
Oberhof 1/62
Struth-Helmershof 1/62
Vom Gebiet des Thüringer Waldes gibt es kein vollständig durch Bohrungen aufgeschlossenes Profil der Goldlauter-Formation. Nur in der Bhrg. Thüringen Süd im südlichen Vorland ist
sie mit 444 m Mächtigkeit komplett durchteuft (Beil. 9). In 3 Bohrungen (Tab. 11, Beil. 6) ist
der Übergang bzw. die Grenze zwischen der Goldlauter- und Oberhof-Formation aufgeschlossen. Die Profile der Oberhof-Formation sind durchweg unvollständig erfasst. Zum einen haben die Bohrungen die Untergrenze nicht erreicht, zum anderen sind die Obergrenzen
intrapermisch bzw. durch jüngere Prozesse anerodiert.
Die in den Bohrungen angetroffenen Mächtigkeiten der Goldlauter-Formation sind im Mittel
um 450 m bis 500 m anzunehmen, wenn ausgehend vom Bohransatzpunkt die angetroffenen Teufen um die Differenz bis zur im Gelände erfassten Obergrenze ergänzt werden. Die
größte Mächtigkeit wird im Bereich der Bohrung Zella-Mehlis mit etwa 600 m erreicht.
Die Darstellung der Beckenkonturen der Goldlauter-Formation begann mit der Wiederaufnahme der geologischen Kartierungsarbeiten im Thüringer Wald vor etwa 45 Jahren mit
LÜTZNER (1966, 1979, 1981), ANDREAS, ENDERLEIN & MICHAEL (1966, 1974), ANDREAS & HAUBOLD (1975), HAUBOLD (1977).
Obwohl grundsätzliche Fakten, wie mutmaßliche Randgebiete der Senke, der lithofazielle
Profilaufbau, Entwicklung der Depotzentren und Akkumulationsachsen, Verbreitung, charakteristische Horizonte bzw. Schichtfolgen, Isopachen und etwaige Transportrichtungen differenziert in mehreren Darstellungen Eingang gefunden haben, gründet vor allem die Transport- und Sedimentationsanalyse durch LÜTZNER (1979, 1981) auf einen im Detailaufschluss gewonnenen und reproduzierbaren Datenpool. Eine Verbesserung der Interngliederung des Profils gelang durch ANDREAS & HAUBOLD (1975), die einen Vorschlag zur Untergliederung in eine Untere und Obere Goldlauter-Formation vorgestellt haben.
Vier Bohrungen mit Profilanteilen der Goldlauter-Formation sind petrographisch durch JUDERSLEBEN (1972) bearbeitet worden. Der in diesem Zusammenhang ab etwa 500 m Teufe untersuchte Profilanteil der Bhrg. Oberhof 1/62 wurde jedoch aus der GoldlauterFormation herausgenommen und in die Oberhof-Formation umgestuft (ANDREAS 1998).
118
Die Goldlauter-Formation hat sich zweifelsfrei in einem einheitlichen Senkenraum entwickelt,
der im W, N und E deutlich bruchtektonisch konturiert war. Die etwa gleiche Mächtigkeit bis
in die Nähe der Randprofile spricht für die Absenkung eines relativ ebenen Beckenbodens
der sich innerhalb und in NNE-SSW-Richtung aus dem Raum des Thüringer Waldes hinaus
über die Bohrung Thüringen Süd bis hin zur Bohrung Rannungen erstreckt hat. Auch dieser
Sachverhalt bezeugt das Vordringen der Kraichgau-Main-Senke in den Raum der Thüringer
Wald-Riftgrabensenke. Die Bohrung Thüringen Süd besitzt ein noch deutlich mit dem des
Thüringer Waldes vergleichbares Profil (Beil. 1, 9).
Anders ist das Profil in der Bohrung Rannungen zu deuten, wo die Untergrenze der Goldlauter-Formation nicht aufgeschlossen ist. Hier fehlen jedoch auch die Förderprodukte des Vulkanismus der Oberhof-Formation. Die vulkanischen Aktivitäten haben sich im Wesentlichen
nur dort entwickelt, wo die Bruchlinien der Thüringer Wald-Riftgrabensenke spitzwinklig von
der lineamentären Extensionslinie Göttingen-Ruhla-Regensburg gequert worden sind (Beil.
12-2). Dadurch lässt sich in diesem Profil und auch anderenorts dort, wo die vulkanogenen
Äquivalente und damit auch möglicherweise der Dörmbach-Horizont fehlen, zumindest mit
megaskopischen Mitteln keine eindeutige Abgrenzung zwischen der Goldlauter- und der
Oberhof-Formation durchführen. In diesen Fällen müssen die äquivalenten Profilabschnitte
der beiden genannten Formationen zusammengefasst zur Darstellung kommen, wie es z. B.
im Bereich der Stockheimer Grabensenke und im Profil der Bohrung Rannungen erforderlich
ist (Beil. 9, 10).
Im Raum der Zwischenschollen-Scharniersenke oder Riftgrabensenke bzw. im weiteren Umfeld des Thüringer Waldes lassen sich innerhalb der Goldlauter-Formation zwei unterschiedlich entwickelte, unter semi-ariden klimatischen Bedingungen gestaltete Faziesräume unterscheiden, die sich in ihren randlichen Verbreitungsgebieten miteinander verzahnen bzw. anoder überlagern.
1. Innenraum der Riftgrabensenke, der durch überwiegend fluviatilen Transport der konglomeratischen Bildungen und sandigen Schüttungen - alluvial fans - charakterisiert ist. Limnische Sedimente sind im Profil mehrfach wiederholt verbreitet und führen eine charakteristische Paläofauna und -flora. In diesen Zeitabschnitten relativer tektonischer Ruhe wurden mehrfach geringmächtige rhyolithische Sand- und Staubtuffe gefördert, die von
kleinsten subeffusiven andesitischen Mandelsteinergüssen intrudiert worden sind. Diese
vulkanischen Einschaltungen wurden erstmalig zu einer tephrastratigraphischen Untergliederung, verknüpft mit einer begründeten Zuordnung der bis dato bekannten Fossilfundpunkte genutzt (ANDREAS & HAUBOLD 1975). Dieser Faziesraum ist vor allem in
den Bhrgn. Winterstein 1/61, Fischbach 1/61, Tabarz 1/62 und Zella-Mehlis 1/64 aufgeschlossen worden (Beil. 1, 5, 8, 9-1).
In diese vorwiegend grau bis schwarz gefärbten Profile sind wiederholt Konglomerate und
zum Teil geröllführende sandig-siltig-tonige Lagen oder Schichtpakete mit vorwiegend rötlichen oder rotbraunen Sedimentfarben eingeschaltet, die zum Teil über größere Mächtigkeiten verfügen.
2. Außenrand der Riftgrabensenke mit an die umrahmenden Hochgebiete angelehnten
Schuttfächern, die in Schichtflutablagerungen auf playa-ähnlichen Flächen übergehen.
Diese rotfarbenen Sedimente sind durch mehrere, zum Teil > 40 m bis um 10 m mächtige
brekziös-konglomeratische Schüttungen untergliedert, die sich aus unsortierten, eckigen
bis schwach kantengerundeten Lithoklasten unterschiedlichster Korngrößen (Ø > 20 cm
bis um wenige mm) zusammensetzen. Dieser Faziesraum ist mit der Föritz-Formation voll
identisch, die den mittleren Abschnitt des Profils in der Stockheim-Graben-Senke bildet.
Die von DILL (1988) für den bayerischen Anteil vorgelegte Dreigliederung (von unten
nach oben) in Stockheim-, Föritz- und Reitsch-Formation lässt sich gleichfalls für den thüringischen Raum belegen (Beil. 10, 13). Auf Grund der rotbraunen Sedimentfärbung und
in Analogie zu Teilabschnitten des Profils der Eisenach-Formation, wurden diese wenig
sortierten und nur kantengerundeten brekziösen Sedimente von DEUBEL (1959/60) in
119
das Oberrotliegend eingestuft. So sind auch folgerichtig die zur Föritz-Formation äquivalenten Sedimente durch die geologischen Bearbeiter der ehemaligen SDAG Wismut, z. B.
Objekt Döhlau - GK 25, Bl. Sonneberg - Bohrloch Nr. 2613/78 - Teufe 500,1 m - Bearbeiter Herr Teuscher (Unterschrift undeutlich) - als brekziöse Ablagerungen ausgehalten
worden. In feinerklastisch sandig-siltigen Sedimenten werden Anreicherungen von
„Bruchstücken“ oder „Brocken“ aus metamorphen Grundgebirgsgesteinen, Sandsteinen
und Porphyren ausgehalten. Die in diesem Profil dokumentierten Fasergipslagen lassen
sich in Analogie zu den Ergebnissen von DILL (1988) bewerten, der einen im Profil nach
oben gerichteten Übergang von einer Ton-Silt- in eine Ton-Salz-Playa beschreibt. Von
SCHNEIDER, WALTER & WERNEBURG (1988) sind die Arthropoden-Ichnia des beschriebenen Zeitraumes folgerichtig in einer playa-association zusammengefasst.
Der beschriebene Sedimenttyp greift wiederholt in die Innenraumsenke vor und bildet dort
das charakteristische wechselhafte Profil der Goldlauter-Formation. Neben den
feinklastisch-sandig-siltigen Sedimenten, die im Profil des unteren Abschnitts der Goldlauter-Formation mehrfach im zentralen Ablagerungsraum Verbreitung gefunden haben, sind
die gröberklastisch-brekziösen Folgen im mittleren Thüringer Wald etwa im Bereich über
dem Tuff Nr. 2 entwickelt, so z. B. östlich der Weinstraße in der Winterstein-Scholle, am
E-Hang des Gottlob bei Friedrichroda, in den Vorbohrungen zur Lütsche-Talsperre unterhalb der Oberhof-Formation und in der Bhrg. Thüringen Süd 1/63. Offensichtlich greifen
die grobklastischen Schichtflutabsätze intermittierend, im Profil zunehmend auf den Innenraum der Goldlauter-zeitlichen Senke über.
Dieser Sedimenttyp ist eng an die progressive Entwicklung der Kraichgau-Main-Senke
gebunden und das Profil der Bhrg. Rannungen 1/55 zeigt vermutlich vorwiegend diesen
Wechsel von Schichtflutablagerungen und feinerklastischen playa-Sedimenten.
Die bisherigen Vorstellungen von der Entwicklung des Senkenraumes der GoldlauterFormation als eine modifizierte Fortsetzung der Unstrut-Saale-Senke, die sich aus dem
Bereich des nördlichen Vorlandes des Thüringer Waldes in südliche Richtung erstreckt, ist mit den heutigen erweiterten Datenbefunden nicht in Übereinstimmung zu
bringen.
Während einer Phase der Entkopplung des Kollisionsorogens hatte sich die Saale-UnstrutSenke im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle von N her entlang der Hornburg-Ruhla-Tiefenstörung in der Thüringer Wald-Riftgrabensenke durchgebaut und kam mit
der Unteren Georgenthal-Formation bereits innerhalb der Senke an der lineamentären NNWSSE-Querzone zum Abschluss. Die Saar-Nahe-Senke erreichte, in nördlicher Richtung vordringend, die Leuchtenburg-N-S-Störungszone (Sprendlinger Horst) bzw. die OdenwaldSchwelle. Beide Senken haben damit im höchsten Oberkarbon die Grenze zur Süddeutschen Großscholle weder aus nordöstlicher noch aus südwestlicher Richtung
überschritten.
Während die taphrogen gesteuerte Zentraleuropäische N-S-Riftzone (einschließlich der Möhrenbach-Formation) diskonform alle Schollenteile des variszischen Kollisionsorogens quert,
hatten sich daneben die Furrow-Halbgräben, ausgehend vom Göttingen-Ruhla-RegensburgLineament, im Zeitraum der Ilmenau-Formation nur im Bereich der MitteldeutschBöhmischen Großscholle herausgebildet.
Die Manebach-Formation entwickelte, klimatisch begünstigt, in der Thüringer WaldRiftgrabensenke zwischen den Großschollen ein fluviatiles System mit Galeriewäldern, Endseen und Sümpfen, das mit rückschreitender Erosion weit über die Grabenränder hinausgegriffen hatte. Die Annäherung der Kraichgau-Main-Senke verursachte eine bruchtektonische
Aktivierung der Schollenränder, verbunden mit einer weiteren Eintiefung der Thüringer WaldRiftgrabensenke. Mit diesem Prozess ist offensichtlich das innerhalb und randlich außerhalb
der Graben- und Halbgrabenstrukturen entwickelte fluviatile Netz der Manebach-Formation
verlandet und zerstört worden. Eine mögliche Klimaänderung, verbunden mit bruchtektonischen Bewegungen im Raum der Grabensenke, aktivierten die randlichen klastischen Schüt-
120
tungen der Goldlauter-Formation. Veränderungen der Position des Erosionsniveaus schufen
neue Voraussetzungen und Standorte für die Anlage von Endseebildungen.
Während einer Entkoppelungsphase im Bereich der Süddeutschen Großscholle erreichte die
Kraichgau-Main-Senke aus südlicher Richtung vordringend die Thüringer WaldRiftgrabensenke im Zentralteil, östlich vom Ruhlaer Kristallin und baute sich durch bis zur
gegenüberliegenden, nördlichen bruchtektonischen Riftgrenze, der Unterwerra-FrankenwaldQuerzone (Beil. 1, 11) als südliche Begrenzung der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle.
LÜTZNER (1966), ANDREAS, ENDERLEIN & MICHAEL (1966), BROSIN (1971) und KATZUNG (1981) entwickelten das Bild der Heraushebung einer schmalen Leistenscholle unweit
nördlich des Thüringer Waldes in NW-SE-Richtung quer zur Saale-Senke. Als begrenzende
Störungen wird von vielen Autoren heute noch die im Deckgebirge durchgepauste Eichenberg-Gotha-Saalfelder Störungszone in Verbindung mit der nördlichen Randzone des Thüringer Waldes angenommen. Nach SCHWAN (1954/1956) sind diese Störungen Teil des
Thüringischen Hauptstörungssystems, d. h., der Eichenberg-Gotha-Saalfelder Störungszone
und deren südöstlicher Fortsetzung, der Frankenwälder Querzone (Eichenberg-Hof).
Von ANDREAS, JUNGWIRTH & WUNDERLICH (2002) wurde dieses tektonische Element
auf Grund der vergleichbaren herzynischen Querfaltung im Werra-Grauwackengebirge als
Unterwerra-Frankenwald-Querzone bezeichnet. PFEIFFER (1984) sieht im sog. HockerodaTimmendorf-Graben die Fortsetzung der Eichenberg-Gotha-Saalfelder Störungszone und
gleichzeitig damit verknüpft den NE-Rand der Querzone.
Mit PFEIFFER ist die sog. Granitlinie im Thüringischen Schiefergebirge eine Aufreihung von
differenziert nachgewiesenen Vorkommen spät- bzw. postvariszischer Granite, Granodiorite
und Diorite, die als Bestandteil der Querzone eingeordnet worden sind. In seiner Darstellung
des strukturellen Zusammenhanges (PFEIFFER 1984, Abb. 2) ist jedoch augenfällig, dass
sich die NNW-SSE streichende Granitlinie unter einem spitzen Winkel der eigentlichen Frankenwald-Querzone aus südöstlicher Richtung nähert und erst etwa im Raum Bad Blankenburg die Querzone erreicht. Damit verläuft sie ± parallel zur lineamentären Extensionslinie
Göttingen-Ruhla-Regensburg.
LÜTZNER (1966), ANDREAS & MICHAEL (1966) betrachteten eine Hebungszone mit relativ
hoher Reliefenergie in den Grenzen der Plaue-Ohrdruf-Schwelle i. S. von RICHTER (1941)
als Liefergebiet der bergnahen, relativ steilgelagerten Schwemmfächer-Schutte der Goldlauter-Formation. Diese sind dem Hochgebiet in einem 5 - 10 km breiten Saum vorgelagert
(LÜTZNER 1981).
Bei Georgenthal, am Nordrand des mittleren Thüringer Wald-Abschnitts, sind zwischen dem
Zechsteinausstrich und dem auflagernden Unteren Konglomerat der Tambach-Formation
des Oberrotliegend 1 fensterartig Gesteine der Georgenthal- und Ilmenau-Formation aufgeschlossen, die, nach einer Schichtlücke, wiederum diskordant bzw. diskonform von Sedimenten und Vulkaniten der Oberhof-Formation überdeckt werden (ANDREAS & VOIGT 1962/64
in HOPPE & SEIDEL (Hrsg.) 1971: Abb. 55).
Da hier die Sedimente der Goldlauter-Formation fehlen, wurde das randnahe Gebiet als Teil
der erodierten Hochscholle angesehen, welche als Schuttlieferant für die GoldlauterFormation betrachtet worden ist. Die im Zusammenhang mit der Bearbeitung der Bhrg. Ohrdruf 1/61 gemeinsam mit H. VOIGT durchgeführte Analyse des Georgenthaler Gebietes hat
jedoch ergeben, dass die jüngsten Gesteine der Ilmenau-Formation, ein flach in Aschentuffen intrudierter Andesit (Typ Ebertsheide-Melaphyr i. S. von ZIMMERMANN 1930), mit seinem typisch randfaziellen Mandelsteingefüge und Relikten des Nebengesteins noch erhalten
sind (Beil. 20).
Das Fehlen des mehrere hundert Meter mächtigen Sedimentprofils der Goldlauter-Formation
und die etwa vollständige Erhaltung des Profils der Georgenthal-Formation sowie des höchsten Abschnitts der Ilmenau-Formation lassen erkennen, dass es sich hierbei um ein Gebiet
handelt, welches mit Sicherheit ehemals von den Sedimenten der Goldlauter-Formation ü-
121
berdeckt war und nicht der Schutt liefernden Hochscholle sondern dem randnahen Senkenraum zuzuordnen ist. Dieser wiederholt diskutierte Sachverhalt, zuletzt ANDREAS (1998:
Abb.: 10), wurde jedoch mehrfach ignoriert (ANDREAS, LÜTZNER & WUNDERLICH 1999:
Abb. 13, LÜTZNER et al. in SEIDEL (Hrsg.) 2003: Abb. 4.4.1-1).
In diesem Zusammenhang ist die Diskussion um die Einstufung des sedimentären Abschnitts der Bhrg. Scharfe Hög 2/61 von Interesse. MEISTER (2001) stufte den dem Profilteil
der Goldlauter-Formation zugeordneten, 336,5 m mächtigen sedimentären Abschnitt unterhalb von Tuffen und Rhyolithen vom Typ der Älteren Oberhöfer Quarzporphyre (ANDREAS
et al. in SEIDEL (Hrsg.) 1971: Abb. 60, ANDREAS 1998, Beil. 6) unzutreffend unter Berufung
auf die petrographische Bearbeitung durch H. VOIGT - richtigerweise J. MÄDLER - in die
Georgenthal-Formation ein.
Ein Vergleich des Profils mit dem des Gottlob-Konglomerats der Goldlauter-Formation bei
Friedrichroda ist augenscheinlich und wird dadurch gestützt, dass gleichermaßen sowohl im
auflässigen Steinbruch am Gottlob als auch in der Bhrg. Scharfe Hög 2/61 der Tuff Nr. 2 wenige Meter über einem fossilführenden Grauhorizont entwickelt ist (ANDREAS & HAUBOLD
1975: 68 und Beil. 7). Den aus der Fehleinstufung abgeleiteten Schlüssen, dass der Raum
der Bhrg. Scharfe Hög 2/61 wie das Gebiet von Georgenthal einer nördlichen Vorlandscholle
zuzuordnen ist, auf der die Goldlauter-Formation primär nicht ausgebildet war, kann sachlich
nicht gefolgt werden. Des Weiteren ist im Thüringer Wald bisher nirgends eine > 337 m
mächtige „Melaphyr-Porphyrit-Tufffolge“ der Oberhof-Formation beobachtet worden. So ist
auch durch ENDERLEIN (1963) hier vor 40 Jahren keine widersinnige Zuordnung erfolgt wie
durch MEISTER (2001) beschrieben, und er hat das Problem wie folgt diskutiert: „Damit wäre eine klastische Natur (i. e. das Profil klastischer Gesteine der Bhrg. Scharfe Hög 2/61) in
Betracht zu ziehen, wobei die Porphyritergüsse und -tuffe der Gehrener Schichten (i. e.
Georgenthal-Formation i. S. von ANDREAS) als Ausgangsmaterial anzunehmen sind. Vom
geologischen Standpunkt besitzt diese Deutung ebenfalls große Wahrscheinlichkeit. Im
Raum von Georgenthal und auf Bl. Ohrdruf streicht das ru1 (i. e. Georgenthal-Formation)
diskordant unter Quarzporphyrtuffen (ru4 i. e. Oberhof-Formation), Oberem Quarzporphyr
und Oberrotliegendem aus. Während das Fehlen der Manebacher und Goldlauterer Schichten u. U. durch sekundäre Erosion erklärt werden könnte, beweist der teilweise Ausfall des
ru4 eine Hochlage des ru1 z. Zt. der unteren Oberhöfer Schichten. Bei gleichzeitiger epirogener Absenkung des südlich bzw. südöstlich gelegenen Troges erfolgte die Auffüllung desselben mit dem Schutt des benachbarten Hochgebietes.“
Vom Gottlob bei Friedrichroda, in östlicher Richtung bis zur Bhrg. Scharfe Hög 2/61, lässt
sich somit ein Schollenabschnitt im Bereich des nördlichen Randsaumes vom zentralen Thüringer Wald nachweisen, der von Gesteinen der Goldlauter-Formation überlagert, im Zeitraum der älteren Oberhof-Formation von Sedimenten, Tuffen und Vulkaniten aus deren unterstem Abschnitt überdeckt worden ist.
Im Umfeld südlich von Georgenthal (Beil. 1, 20) ist die nächst höhere Stufe der nördlichen
Schollentreppe - nördlich oberhalb vom beschriebenen Niveau des Gottlob-Konglomerates aufgeschlossen. Hier ist die Goldlauter-Formation erodiert und die reliktisch verbliebenen
Gesteinseinheiten, hier die Georgenthal- und Ilmenau-Formation, werden von Tuffen und
Rhyolithen der jüngeren Oberhöfer Quarzporphyre überlagert. In diesem Zusammenhang ist
auf das Problem der generellen Verbreitung der Vulkanite der Oberhof-Formation zu verweisen. Im Bereich südlich vom heutigen Nordrand des Thüringer Waldes beginnt die Tiefscholle mit den Abfolgen vom Typ Aufschluss Gottlob inklusive Steinbruch und der Bhrg. Scharfe
Hög 2/61. Der Profiltyp Georgenthal stellt einen Abschnitt des bis zur ehemaligen Riftgrenze,
der Unterwerra-Frankenwald-Querzone, reichenden randlichen Bruchstufenareals dar. In
diesem Gebiet sind die prä-Oberhöfer Gesteinseinheiten wechselnd tief erodiert und werden
zunehmend von den Rhyolithen und Tuffen der jüngeren Oberhöfer Quarzporphyre überlagert. Diese Erscheinung ist das Resultat einer gegenüber dem Volumen der geförderten Laven verminderten Absenkung der Innensenke des Riftgrabens. Während im inneren Riftabschnitt, der heutigen sog. Oberhöfer Porphyrplatte, die Abfolge der Rhyolithe der älteren
122
Oberhöfer Quarzporphyre von den Rhyolithen der jüngeren Oberhöfer Quarzporphyre überlagert werden, greifen diese dann mit zunehmendem Anstieg der Mächtigkeiten im zentralen
Senkenabschnitt auf die benachbarten Hochschollen über. Diese Vulkanite sind im Innensenkenbereich keiner tiefgreifenden Abtragung unterlegen und die Ausbildung der Randfazies der Rhyolithstrukturen ist im Wesentlichen noch erhalten. Die Lagerungsverhältnisse
und der Erhaltungszustand, vor allem auch der jüngeren Rhyolithabfolge, lassen nicht auf die
Ausbildung eines größeren Vulkanitgebäudes im Bereich der Porphyrplatte schließen. Bereits KNOTH, W. (1970: Abb. 2) hat eine > 2 bis 6 km umfassende Verbreitung der „Oberhöfer Schichten“ nördlich vom Thüringer Wald in Richtung Gotha und Arnstadt angenommen.
Die Zusammensetzung der Konglomerate der Tambach-Formation überwiegend aus Rhyolithen der jüngeren Oberhöfer Quarzporphyre ist ein Indiz dafür, dass diese Gerölle (Schutte)
vor allem auch aus dem unmittelbaren nördlichen Vorland des Thüringer Waldes, dem ehemaligen abgestuften Riftrand, abzuleiten sind.
ANDREAS & HAUBOLD (1973, 1975) konnten auf der Basis von Tuffeinschaltungen belegen, dass die Schwemmfächer vom Typ des Gottlob-Konglomerats im nördlichen Teilabschnitt der Goldlauter-Senke deutlich jünger sind, als die an der östlichen und westlichen
Flanke verbreiteten Schüttungen. Den Westrand der Goldlauter-Senke sieht LÜTZNER
(1979) als NNE-SSW streichende Randkontur des Kristallinkomplexes von Ruhla. Hier sind
basal die Konglomerate vom Typ Provinz Schmerbach entwickelt, die sich zu ± 50% aus
Gneisen und Glimmerschiefern des prästefanischen Grundgebirges zusammensetzen.
Gleichsinnig wurden die Vulkanite der Georgenthal- und vor allem die der IlmenauFormation, die weit über das Kristallin von Ruhla in westlicher Richtung verbreitet waren, in
das Erosionsgeschehen eingebunden. Obwohl LÜTZNER einen SSW gerichteten Transport
darstellt, zeigt doch die Ausbildung der westlichen Geröllprovinz bei Kleinschmalkalden
(vorm. Pappenheim) eine vergleichbare Zusammensetzung und einen generellen Transport
in östlicher Richtung an. Vergleichbar mit diesen Konglomeraten ist das Konglomerat von der
Weinstraße am Westrand der Winterstein-Scholle. Dadurch ergibt sich ein durchgehender
grobklastischer basaler Horizont, das Weinstraßen-Konglomerat an der gesamten Ostflanke
des Kristallinkomplexes von Ruhla, von Schmerbach im N bis nach Kleinschmalkalden im S.
Neben Grauwacken, Quarziten, Schiefern und Granit ergeben zersetzte Eruptivgesteinsgerölle, Relikte von Kiesel- und Eisenkrusten Ähnlichkeiten mit dem basalen Konglomerat vom
Typ Mandelsteinkonglomerat an der Basis der Goldlauter-Formation im zentralen und östlichen Abschnitt des Thüringer Waldes. Von ANDREAS & WUNDERLICH (1998) auf Grund
einer Tuffeinschaltung als Reifstieg-Sedimente an die Basis der Ilmenau-Formation gestellt,
kann dieser Tuff anhand neuer Fakten als ein Äquivalent des Tuffs Nr. 0 der GoldlauterFormation ausgehalten werden. Zumindest hat er in Ausbildung und Position Ähnlichkeit mit
dem Tuff Nr. 0, wie er bei Benshausen „über Konglomeraten und geröllführenden Sandsteinen mit ockerfarbenem bzw. lachsfarbenem Vulkanitmaterial von 25 - 40 m Mächtigkeit“ beobachtet worden ist (ANDREAS & HAUBOLD 1975). Die z. T. deutlich fluviatil geprägten
Ablagerungen haben mit rückschreitender Erosion vermutlich in Fortsetzung bzw. innerhalb
der Riftgrabensenke weit in westlicher Richtung das Gebiet des Ruhlaer Kristallins überdeckt
und metamorphes Kristallin als Geröllfraktion aufgenommen. Vom E-Rand der Senke, an der
W-Flanke des Schwarzburg-Antiklinorium, wird NNE-SSW-Streichen angenommen (LÜTZNER 1979), das sich insgesamt im Grundmuster der grabenartig eingeengten Thüringer
Wald-Synklinale (Oberhöfer Mulde) durchsetzt (KATZUNG 1981, ANDREAS 1988).
Mit diesen Ereignissen ist die Entwicklung des tiefsten Abschnitts der Goldlauter-Formation
abgeschlossen. Das nachfolgende Profil ist zunehmend auf das nach N gerichtete Vordringen der Kraichgau-Main-Senke zurückzuführen, die von randlichen Konglomeratschüttungen
im E und W begleitet wird.
Das nach NNE gerichtete, bzw. dann nach tektonischer Neuorientierung parallel zum
Riftgrabenrand umbiegend, nach NW fortschreitende jüngere Alter der Schwemmfächerfront
belegt eine zeitlich gestaffelte step by step-Absenkung der östlichen Randabschnitte der
Senke an tiefreichenden begrenzenden Brüchen.
123
Nach ANDREAS & HAUBOLD (1975) ist ein jüngeres Alter der konglomeratischen
Schwemmfächerschüttungen vom Typ Gottlob-Konglomerat im nördlichen Verbreitungsgebiet der Goldlauter-Formation gegenüber den Schüttungen am östlichen Rand
belegt. Diese Konglomerate zeigen in der jüngeren Goldlauter-Formation den Beginn
des Absinkens der oberhofzeitlich dann voll entwickelten NW-SE gerichteten Grabenstruktur durch eine bruchtektonische Anpassung des nördlichen Riftgrabenrandes als
einer tektonischen Folgebewegung zur Absenkung der Kraichgau-Main-Senke.
Die Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querzone begrenzt einen Teilabschnitt des gestaffelten Bruchschollensystems an der Nordflanke der Thüringer Wald-Riftgrabensenke. Die etappenweise in nördlicher Richtung in der Riftsenke voranschreitende Kraichgau-Main-Senke
wird durch bruchtektonische Aktivitäten der Unterwerra-Frankenwald-Querzone unterbrochen und findet hier ihren Abschluss. Persistente riftinterne Absenkung, fortlaufende Aktivierung und Tieferlegung der Erosionsbasis verbunden mit bruchtektonisch verursachten Veränderungen der im Erosionsniveau befindlichen Randstufenfelderung, führte im genannten
Raum sowohl zu bemerkenswerten Erosionen als auch nach außen gerichteten, randübergreifenden diskordanten Überlagerungen infolge der zeitweilig mit Schutt und vulkanischen
Produkten überfüllten Riftsenke.
Mit größerer Sicherheit ist vorauszusetzen, dass sich die Sedimente der GoldlauterFormation im gesamten Riftgraben, d. h., auch im Abschnitt Nentershausen-Eisenach, entwickelt haben. Ebenso ist hier eine Verbreitung der an eine extreme taphrogene Extensionsphase gebundenen Ilmenau-Formation von größter Wahrscheinlichkeit.
Erst im frühesten Zeitraum der Oberhof-Formation erfolgte eine bruchtektonische, spitzwinklig gerichtete Querung und Zweiteilung des zentralen Abschnitts des Riftgrabens durch die
Frühanlage der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation, gesteuert durch das vom Grenzbereich Oberer Mantel-Unterkruste wirksame Tiefenlineament Göttingen-Ruhla-Regensburg.
Mit diesem Vorgang wurde auch die als ein einheitlicher Akkumulationsraum ausgestaltete Kraichgau-Main-Senke an der Südflanke innerhalb des Riftgrabens gequert und
unterbrochen.
Die Entstehung der Elevationen wird als Ergebnis von intensiver Extension und Einbruch
beidseitig der Elevationen durch die Abscherung der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle
von der Süddeutschen Großscholle innerhalb der Riftgrabensenke gedeutet. Nur im Bereich
der „stehen gebliebenen“ Hochschollen bzw. den Grabenrändern kam es zur Erosion der
Rotliegendablagerungen. In diesem Zeitraum extensional gesteuerter Entwicklung sind auch
die Bildung der Intrusivkörper des Ruhlaer Granits und des Schleusetal-Granits in den
betreffenden Elevationen an den Flanken des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes
einzuordnen.
Am Südrand des Thüringer Waldes sperrt eine um NW-SE streichende Querstruktur - die
Kippscholle des Kleinen Thüringer Waldes (TRUSHEIM 1964) - die unmittelbare lineare
Fortsetzung der Achse der Main-Senke. Bei DEUBEL (1948) und LÜTZNER (1972) ist eine
Schleusingen-Hochscholle entwickelt, die eine Fortsetzung der Saale-Senke im südöstlichen
Abschnitt des südlichen Vorlandes blockiert. Unter Berufung auf die Profile der Bhrgn. Dreisbach 1/63, Schleusingen 1/63, 3/64 und 4/64 postuliert LÜTZNER die Hochscholle als eine
Hebungszone im Zeitraum der tieferen Goldlauter-Formation, welche die Sedimentation aus
südöstlicher Richtung geschient hat. Für den höheren Abschnitt wird ein Übergreifen des
Transportes aus nördlicher in südliche Richtung über die Hochscholle hinweg angenommen.
Wie wiederholt vom Verf. diskutiert (ANDREAS et al. 1999) sind in der Bhrg. Zella-Mehlis
1/64 und der Bhrg. Schleusingen 4/64 die basalen 150 m des Profils der GoldlauterFormation vergleichbar entwickelt, wobei das randnähere Profil der Bhrg. Schleusingen 4/64
eine deutlich gröberklastischere Ausbildung gegenüber dem Profil der Bhrg. Zella-Mehlis
besitzt. Das überzeugendste Argument ist durch die Ausbildung des Tuffs Nr. 0 in beiden
Bohrungen gegeben (ANDREAS & HAUBOLD 1975). Dadurch ist die Aussage gesichert,
dass die Goldlauter-Formation sich innerhalb eines einheitlichen Senkenraumes in den Be-
124
reich des südlichen Vorlandes erstreckt hat (Beil. 1, 2, 5). Die sog. Schleusingener Hochscholle ist Bestandteil der Ruhla-Schleusingen-Elevation (ANDREAS 1988) und wird
erst im post-Goldlauter(Formation)-Zeitraum infolge des „Thüringer Wald-ExtensionsKompressions-Events“ als morphologische Hoch- und Querscholle gebildet.
Im Bereich des Zigeunerkopfes unmittelbar südlich der die Winterstein-Scholle im S begrenzenden Inselsberg-Störung sind auf dem Grundgebirge der Ruhla-Schleusingen-Elevation
ebenfalls Relikte der Oberhof-Formation erhalten geblieben. Diese dokumentieren durch den
Ausfall der älteren Ablagerungen der Georgenthal- bis Goldlauter-Formation deutlich die
südliche Grabenschulter des zentralen Thüringer Wald-Grabens als Teil der RuhlaSchleusingen-Elevation. Die kleine Granit-Andesit-Hochscholle von Steinbach-Hallenberg
(PATZELT 1966) hat im Bereich dieser Elevation eine ähnliche Position, wie das GranitAndesit-Vorkommen von Georgenthal innerhalb der Eisenach-Ehrenberg-Querzone. Die
nördliche bzw. nordöstliche Begrenzung des Grabens ist, wie bereits beschrieben, durch die
Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querzone und die Ilmenau-Schönbrunn-SchalkauElevation gegeben.
Die zwischen den diskontinuierlich absinkenden tektonischen Gräben verbliebenen,
schmalen leistenförmigen Hochschollen der Elevationen von Ilmenau-SchönbrunnSchalkau und Creuzburg-Ruhla-Schleusingen wurden im Zeitraum der frühen OberhofFormation in einem überregionalen signifikanten Extensionsakt gebildet, wobei die
Scholle des Ruhla-Kristallins und die des Schleuse-Horstes gleichfalls zu ihrer heutigen Struktur geformt worden sind. Mit diesem Prozess wurden erstmalig die grundsätzlichen Strukturelemente des Thüringer Waldes fixiert und vergleichsweise damit
auch die neu formierte Grenze zwischen der Süddeutschen und der MitteldeutschBöhmischen Großscholle in der Oberkruste konturiert (Beil. 12, 16). Als Medianlinie
zwischen beiden Struktureinheiten ist die sog. Schleusingener Randzone aufzufassen.
Die Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation kreuzt spitzwinklig zwischen der UnterwerraFrankenwald- und der Heustreu-Hassberge-Querzone den zentralen Teil der Thüringer
Wald-Riftgrabensenke und untergliedert diese in einen nordwestlichen NentershausenEisenach-Graben und den südöstlich davon gelegenen Thüringer Wald-Graben. Beide Einheiten werden als das Thüringer Wald-Grabensystem zusammengefasst (Beil. 1, 16).
Die Oberhof-Formation zeichnet sich durch die vielfältig faziell mit Sedimenten und Pyroklastiten verzahnte Entwicklung großer Massen von vorwiegend Rhyolithkörpern unterschiedlicher Genese mit den dazugehörigen Pyroklastiten aus. Die daraus abzuleitende fazielle Vielfalt hat bis in die jüngere Zeit eine detaillierte Untergliederung der Folge sowie eine
fazielle Eingliederung in das Rotliegend-Gesamtprofil erschwert. Insbesondere in der weiteren Umgebung der namengebenden Ortslage Oberhof (GK 25, Bl. Oberhof und Bl. Suhl)
beläuft sich der Vulkanitanteil an der Gesamtmächtigkeit geschätzt auf weit über 80%. Das
Verbreitungsgebiet dieser vorwiegend vulkanitisch-pyroklastischen Ausbildung wird nach
WEBER (1955) als Oberhöfer Porphyrplatte bezeichnet.
Mächtigkeiten und Anzahl der Vulkanitkörper nehmen nach SE und NW ab. Jedoch werden
die vulkanischen Bildungen nur im NW und W faziell durch entsprechend mächtigere Sedimente ersetzt.
In einer Zusammenfassung von LÜTZNER et al. (1995) wird erläutert, dass die ursprüngliche
lithostratigraphische Gliederung der Oberhof-Formation auf der Analyse der sogenannten
Oberhöfer Porphyrplatte beruht. Eine Unterscheidung von Älteren Quarzporphyren mit großen und von Jüngeren Quarzporphyren mit kleinen Einsprenglingen war lokal bereits vor der
geologischen Landesaufnahme durch v. SEEBACH (1876) getroffen worden. Ihre volle Gültigkeit wurde von ZIMMERMANN (1908) herausgearbeitet. Nach diesem Gliederungsprinzip
konnten dann die Profile der Verbreitungsgebiete auf den verschiedenen Blättern der Geol.
Karte i. M. 1 : 25 000 zumindest näherungsweise verglichen werden. Hinreichend gesichert
ist die Einteilung der Oberhof-Formation auf dem gleichnamigen Blattgebiet in zwei auf der
Basis differenzierter Einsprenglingsgrößen in den Rhyolithen ausgehaltene Teilfolgen, die
125
vom „Hauptzwischenmittel“ zwischen den sog. Älteren und Jüngeren Quarzporphyren getrennt werden. ANDREAS et al. (1974) betrachteten diese Zwischensedimente als Beginn
eines neuen Sedimentationszyklus´, der mit grobklastischen Ablagerungen einsetzt und mit
feinkörnigen in der Oberen Sedimentzone endet. Als generelle Tendenz trifft das zu. Jedoch
besteht das Zwischenmittel lokal auch aus feinsandigen bzw. schluffig-tonigen Sedimenten.
Ferner kommen im Hauptzwischenmittel Tuffe vor, die genetisch noch zum Älteren Porphyr
gehören (Siegelgrund bei Luisenthal, LÜTZNER 1960). Nach MEISTER (1988) werden im
Hauptzwischenmittel auf der GK 25, Bl. Oberhof durch ENDERLEIN sowohl Tuffe mit pyroklastischem Material der Älteren als auch der Jüngeren Oberhöfer Quarzporphyre zusammengefasst.
Er kommt zu der Schlussfolgerung, dass als stratigraphisch verwendbare Zone bzw. als Basis eines zweiten Sedimentationszyklus´ innerhalb der Oberhof-Formation die Ablagerungen
des sog. „Hauptzwischenmittels“ zumindest im Bereich der Oberhöfer Porphyrplatte nicht
geeignet scheinen. ENDERLEIN (1975) scheidet als Hauptzwischenmittel neben allgemein
bunten Quarzporphyrtuffen auch Sedimente, meist braunrote Konglomerate, Sandsteine und
Schiefertone mit örtlichen Übergängen zu Tuffen aus, und stellt diese als selbstständige Einheit zwischen die Zone der Älteren und der Jüngeren Quarzporphyre. Nach Auffassung des
Autors stellt diese Einheit trotz schwankender Profilbreite eine im Bereich der Porphyrplatte
sinnvolle Ausgliederung dar, deren richtige Position durch das örtlich mögliche Übereinandervorkommen von Tuffen der Älteren und Jüngeren Quarzporphyre bzw. von Brocken Älterer Quarzporphyre in Tuffen der Jüngeren Quarzporphyre (Ig-Bhrg. Luisenthal 6/66, ENDERLEIN 1973) eine Bestätigung findet.
LÜTZNER (1981) vertritt die Auffassung, dass, abgesehen von den noch bestehenden Unklarheiten der Grenzziehung, die Zweiteilung der Oberhof-Formation auf der Basis sedimentologischer Untersuchungen doch so einschneidend ist, dass unterer und oberer Teil ein eigenes Bild der Faziesverteilung und der Transportrichtungen besitzen. So erscheint es berechtigt, von einer Unteren und einer Oberen Oberhof-Formation zu sprechen.
In einer Untersuchung zur Verbreitung und Entwicklung sowie zu den Lagerungsverhältnissen der Rotterode-Formation im Rennsteigbereich der GK 25, Bl. Tambach durch ANDREAS
& LÜTZNER (2001, 2009: Beil. 1b/1c/2a) war es erforderlich, auch das Profil der OberhofFormation westlich des Tambacher Beckens erneut zu prüfen. Ziel war die Klärung des Profilaufbaus, um lithostratigraphische Vergleiche über die Barriere des den Thüringer Wald in
einer N-S Linie querenden Höhenberg-Dolerits hinweg in Richtung Wintersteiner Scholle
nach Westen und unter der Überdeckung des Tambacher Beckens hindurch zur Porphyrplatte nach Osten zu ermöglichen.
Im Ergebnis liegt ein gesichertes N-S-Profil für den Raum Friedrichroda-Schnellbach/StruthHelmershof vor, das sich im Gegensatz zu dem der Oberhöfer Porphyrplatte vorwiegend aus
Sedimenten mit mehreren, und z. T. > 100 m mächtigen Tuffeinschaltungen aufbaut (ANDREAS et al. 1998, Beil. 9-2).
Über die relativen Beziehungen im Profil zwischen den Acanthodes-Schichten und Tuffeinschaltungen in der Goldlauter-Formation, der Position der Inselsberg-Heuberg-Quarzporphyrgruppe und dem Unteren Protriton-Horizont in der Oberhof-Formation lässt sich eine
den gegebenen Umständen entsprechend gesicherte räumliche Verbindung zu Tuffeinschaltungen herstellen, die dem Niveau des Dörmbach-Tuffs als Grenzlager zwischen den genannten Formationen entspricht.
Als nach neuen Erkenntnissen vergleichbare bzw. lithostratigraphisch identische Tuffeinschaltungen dieses Niveaus lassen sich der Tuff Nr. 3 des Gebietes Winterstein/Tabarz und
der Tuff Nr. 5 südlich der Ortslage Friedrichroda (ANDREAS & HAUBOLD 1975) fixieren.
Wie in Beil. 5 ersichtlich, sind in gut aufgeschlossenen Bereichen mehr als 3 Tuffhorizonte
erkennbar, die z. T. nur durch 15 - 20 m mächtige sedimentäre Einschaltungen voneinander
getrennt sind, aber im Gelände nicht durchgehend verfolgt werden konnten (ANDREAS &
HAUBOLD 1975).
126
Der zum Dörmbach-Tuff lithostratigraphisch äquivalente Tuff lässt sich als marker-Horizont in
südlicher Richtung bis etwa zur Ortslage Struth-Helmershof südlich vom Rennsteig verfolgen. Über das Profil der Bohrung gleichen Namens und die der Bohrungen Schnellbach und
Finsterbergen sowie eine Ausschnittkartierung westlich und südwestlich der Ortslage Tambach kann das Anschlussprofil bis zur Oberen Sedimentzone mit dem Oberen ProtritonHorizont der Oberen Oberhof-Formation gesichert werden (Beil. 27).
Dieser höhere Profilabschnitt des sedimentär-vulkanogenen Faziesbereichs ermöglicht nun
wiederum lithostratigraphische Rückschlüsse auf den Profilabschnitt der Quarzporphyrverbreitung im Umfeld der Ortslage Oberhof. Damit sind erstmals auch gesicherte Aussagen
möglich, welche Teile der Oberhof-Formation am Westrand der Oberhof-Synklinale auf der
GK 25, Bl. Oberhof unter dem Begriff „Hauptzwischenmittel“ zusammengefasst werden
(ANDREAS et al. 1998).
Die hier diskutierten und in Beil. 6 und 9-2 dargelegten Profilzusammenhänge südlich Friedrichroda zeigen einen mehrfachen Wechsel von bunten bis rotbraunen konglomeratischen
Gesteinen, geröllführenden Sandsteinen und Sand- und Schluffsteinen mit einer fünfmaligen
Ausbildung von grauschwarzen Sand- bis Schluffsteinen und z. T. laminierten schluffig-tonigkarbonatischen Sedimenten, die in der Oberhof-Formation als Protriton-Horizonte bezeichnet
werden. Der sog. Untere Protriton-Horizont zwischen dem Dörmbach-Horizont an der Basis
der Oberhof-Formation und der tiefsten Profileinschaltung der Tuffe der Älteren Quarzporphyre ist um 10 - 12 m mächtig und zeigt als Unter- und Obergrenze eine charakteristische, 2 - 4 m mächtige, fluviatile konglomeratische Entwicklung. Von oben nach unten lässt
sich in einer groben Übersicht das Profil wie folgt zusammenfassen:
Hangendes: Rotterode-Formation
Obere Oberhof-Formation
± 240 m (10) Obere Sedimentzone mit dem hier um ± 50 m mächtigen Oberen
Protriton-Horizont.
± 140 m (9)
Oberer Tuff der (oberen) Jüngeren Quarzporphyre mit scharfer Untergrenze und Übergängen zwischen Tuff und feinklastischen Sedimenten im Bereich der Obergrenze.
± 120 m (8)
Sand- und Schluffsteine mit einer um 40 m mächtigen Einschaltung
schwarzgrauer schluffiger, toniger, karbonatischer und z. T. laminierter
Sedimente vom Typ Protriton-Horizont. Der basale Bereich ist etwas
gröberklastisch und vermittelt mit geringmächtigen Tuffeinschaltungen
zum unterlagernden Tuff.
± 200 m (7)
Unterer Tuff der (unteren) Jüngeren Quarzporphyre mit einer geringmächtigen Wechsellagerung an der Tuffuntergrenze (tieferer Abschnitt als fazielle Vertretung im Hauptzwischenmittel ROZ möglich).
± 130 m (6)
Sand- und Schluffsteine mit geröllführenden Lagen und einer 20 m
mächtigen Einschaltung vorwiegend grauer bis dunkelgrauer, weniger
deutlich konturierter Sand-, Schluff- und Tonsteine vom Typ ProtritonHorizont (fazielle Vertretung im Hauptzwischenmittel ROZ möglich).
± 150 m (5)
Untere Oberhof-Formation
Tuffe der Älteren Quarzporphyre. Dieses Tufflager ist durch eine 40 50 m mächtige Zone einer Wechselfolge von Tuffen, Umlagerungsprodukten, Gerölleinschaltungen und Sand- und Schluffsteinen mit einer
geringmächtigen, weißgrauen schluffig-karbonatischen Bank - einem
undeutlichen Protriton-Horizont - zweigeteilt und stellt eigentlich 2 Tuffniveaus dar (höherer Abschnitt als fazielle Vertretung im Hauptzwischenmittel ROZ möglich).
127
± 35 m (4)
Sandsteine mit einer deutlichen Obergrenze und einer um 10 m mächtigen Übergangssedimentation zum unterlagernden Tuff.
± 25 m (3)
Tuff der Älteren Quarzporphyre mit geringmächtigen Umlagerungserscheinungen an der Unter- und Obergrenze.
± 200 m (2)
Untere Sedimentzone, Sand- und Schluffsteine, partiell geröllführend,
mit dem 18 m mächtigen, durch Konglomeratlagen an der Unter- und
Obergrenze randlich konturierten Unteren Protriton-Horizont.
± 10 m (1)
Dörmbach-Tuff bzw. äquivalente Quarzporphyr- und Melaphyrtuffe.
Liegendes: Goldlauter-Formation
In Beil. 9-2 ist das Profil der Goldlauter-, Oberhof- und Rotterode-Formation anhand von Profilen relevanter Kartierungsbohrungen des nordwestlichen Thüringer Waldes zusammengestellt und in ANDREAS et al. (1998) mit dem Profil der Oberhöfer Porphyrplatte im Zentrum
der Oberhöfer Grabensenke verglichen.
Die genannten Profilübersichten gestatten die nachfolgenden verallgemeinernden Aussagen:
Verbreitung und Akkumulation der Goldlauter- und Oberhof-Formation erfolgt grundsätzlich nicht als Fortsetzung der Saale-Unstrut-Senke, sondern durch die NW-SE gerichtete Absenkung im Zwischenschollen-Graben als Fortsetzung der Kraichgau-MainSenke in nördlicher Richtung. Die Sedimentationsachse verläuft daher parallel zum ERand des Ruhlaer Kristallins (LÜTZNER 1973) und erstreckte sich bis in den südthüringischen Raum. Die genannten Prozesse berechtigen zur Korrelation des Profils der Bhrg. Thüringen Süd 1/63 mit dem des Thüringer Waldes (JUNGWIRTH 1966 in DIETRICH 1967,
LÜTZNER 1974).
Die Mächtigkeit der Goldlauter-Formation > 400 m in der Winterstein-Scholle an der EFlanke des Kristallins von Ruhla mit einer über größere Profilstrecken feinklastischen Ausbildung lässt erkennen, dass die Sedimente weit über das Grundgebirge und die dort auflagernden Vulkanite der Ilmenau-Formation hinweg gegriffen hatten (Beil. 1, 5). Ihre Verbreitung ist auch im Raum des Nentershausen-Eisenach-Grabens innerhalb der Riftgrabensenke
- und von der Eisenach-Formation überlagert - nicht auszuschließen. Auch ist vorauszusetzen, dass die Sedimente der Goldlauter-Formation, bis auf Relikte tieferer Abschnitte, erst
nach Abschluss der Formationsentwicklung im Zeitraum der ältesten Oberhof-Formation erodiert und das Grundgebirge des Ruhlaer Metamorphitkomplexes freigelegt worden ist.
Transtensionsscherung, subhorizontal und schräg abschiebend, hat die im exhumierten
Grundgebirge bzw. in Bohrungen, z. B. im Granodiorit der Bhrg. Tabarz 1/62, nachgewiesenen Störungen des NW-SE gerichteten Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems („pull apart-Struktur“) weitflächig kataklastisch überprägt. Hier sind die bei FRANZKE &
RAUCHE (1991) als „entlang der Fränkischen-Linie verbreitet“ aufgezeigten rupturellen Prozesse einzuordnen, wobei Verfasser die Strukturbildung im Umfeld des Nordwestthüringischen Quersprungs im Ruhlaer Kristallin als charakteristischem Teilelement der o. a. „pull
apart“-Struktur, d. h., den Aktivitäten des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes, zuweist.
Dort, wo im Thüringer Wald-Abschnitt die Medianlinie der NNW-SSE-Scherstruktur, d. h.,
des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes, die bruchtektonischen WNW-ESE/NW-SESchollengrenzen der variszischen Felderung unmittelbar quert, erfolgte bei der intensiven
rechtslateralen E-W- bzw. NE-SW-Extension eine Abscherung des NE-Flügels der Scherstruktur, wobei der absinkende Schollenteil durch N-S- und E-W-Brüche konturiert worden
ist. Als typisch ist z. B. die Winterstein-Scholle an der N-Flanke der Creuzburg-RuhlaSchleusingen-Elevation zu betrachten, die sich mit der E-W streichenden Inselsberg-Störung
128
und der rupturellen NNE-SSW-Grenze gegen das Kristallin von Ruhla an die Reifsteig-NWSE-Störung am SW-Rand der Scholle anlehnen.
Auch in zunehmender Entfernung von der medianen NNW-SSE-Linie werden die Brüche der
WNW-ESE/NW-SE-Schollenfelderung in die durch Abscherung hervorgerufene Umbildung
des Thüringer Wald-Riftgrabens durch die im Zeitraum der frühen Oberhof-Formation ablaufenden Extensionsprozesse einbezogen. Ein vergleichbares tektonisches Bild vermittelt die
Position des Schleuse-Horstes im Verlauf der Ilmenau-Schönbrunn-Schalkau-Elevation (Beil.
12-2). Hier nimmt die Scholle von Masserberg östlich vom Schleuse-Horst eine Position ein,
die der Winterstein-Scholle zum Grundgebirgskomplex von Ruhla analog ist.
Von LÜTZNER (1961) wurden sog. saalische, bruchtektonisch konturierte Bewegungen im
Zeitraum der Oberhof-Formation fixiert.
In Verknüpfung mit relativen Heraushebungen und der differenzierten Erosion von Teilschollen des Untergrundes der Oberhof-Formation greifen vorwiegend die jüngeren Gesteinseinheiten der Oberhof-Formation im Bereich über dem Thüringer Hauptgranitmassiv diskordant
auf unterschiedlich alte Gesteinseinheiten über.
Die bruchtektonischen Bewegungen werden in einer ersten Extensionsphase durch die langgestreckten Gangzüge von unterschiedlichsten Vulkaniten in E-W- und N-S-Richtung in der
Winterstein-Scholle im Kristallin von Ruhla und in östlicher Fortsetzung an der Westflanke
des Thüringer Hauptgranitmassivs deutlich.
Die initiale, mit Erosion verknüpfte, bruchtektonische relative Heraushebung ist in den Zeitraum nach der Effusion der Inselsberg- und Heuberg-Quarzporphyre einzuordnen. Die damit
verknüpften Sedimente führen bereits Gerölle von Inselsberg-Porphyr, sind älter als die sog.
Älteren Oberhöfer Quarzporphyre und faziell sowie begrenzt auch zeitlich konform zu den
sog. „Obersten Sandsteinen und Konglomeraten mit tuffigem Bindemittel“ der GoldlauterFormation im Gebiet der GK 25, Bl. Suhl zu betrachten (vgl. ZIMMERMANN 1908, ANDREAS & HAUBOLD 1975), die hier unmittelbar von Älteren Quarzporphyren überlagert werden.
Die Bildung der genannten Sedimente erfolgte i. S. von ENDERLEIN etwa nach Abschluss
der Sedimentation der Unteren Sedimentzone mit einer grundsätzlichen und plötzlichen Umgestaltung des gesamten Beckens. Diese Sedimente sind daher jünger und nicht identisch
mit dem Dörmbach-Horizont, wie von ENDERLEIN und PATZELT (1970) in einer früheren
Untersuchungsphase angenommen worden ist. An NW- und SE-Brüchen (vulkanotektonische Zone Kehltal-Spalte, Heidersbacher Störung, N-S-Störung LubenbachgebietGeorgenthal usw.) mit maximalen Sprunghöhen von 200 bis 400 m kommt es zur Zerlegung
des Gebietes der Oberhöfer Porphyrplatte in eine Reihe von Schollen. Vorwiegend entlang
dieser Brüche und älteren tektonischen Elementen folgend, intrudieren und effundieren die
sog. Älteren Quarzporphyre, wobei sich die Laven auf den abgesunkenen bzw. während der
vulkanischen Tätigkeit ständig weiter absinkenden Schollen ausgebreitet haben. Tuffe besitzen in dieser vulkanischen Periode nur untergeordnete Bedeutung und die vulkanische Aktivität nimmt vermutlich nur relativ geringe Zeitspannen ein.
Die rupturelle Umgrenzung der Winterstein-Scholle durch die E-W verlaufende Inselsberg-Störung und den NNW-SSE streichenden Westthüringer Quersprung in der tieferen Oberhof-Formation resultieren in diesem Sinne aus der Aktivierung des GöttingenRuhla-Regensburg-Lineamentes als Voraussetzung für das nunmehr gebildete Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerische Scherzonensystem.
Mit der Herausbildung der lineamentkontrollierten Creuzburg-Ruhla-SchleusingenElevation ist der Kraichgau-Main-Trog im S vom Zentralteil der eigentlichen Thüringer
Wald-Riftsenke getrennt worden.
Gleichfalls wurde mit diesem Prozess durch die Konturierung der Thüringer WaldStruktur, dessen Reaktionsraum nördlich innerhalb der Riftgrabensenke räumlich eingeschränkt. Im Ergebnis dieses Vorganges ist daher das unmittelbare Vorland südlich
129
des Thüringer Waldes noch in den Bereich der vormals oberkarbonisch-unterpermischen Riftgrabensenke einzuordnen.
Die Goldlauter- und die Oberhof-Formation und speziell der an eine etwa ± 30 - 40 km breite
SE-NW-Zone gebundene Magmatismus bzw. Vulkanismus sind das Ergebnis einer tektonomagmatischen Aktivierung der Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen Scherzone, deren
spätvariszische, taphrogen gesteuerte bruchtektonische Aktivitäten als extensive Bewegungen in einer ersten Phase in der tieferen Oberhof-Formation und in einer zweiten kompressiven post-Oberhof-Phase im Thüringer Wald kulminieren (ANDREAS 1997).
Als allgemein gültige Aussage gilt, dass der Vulkanismus der Unteren GeorgenthalFormation durch das Vordringen der Saale-Unstrut-Senke aus nördlicher Richtung in
die von dem Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament taphrogen gesteuerte Thüringer
Wald-Riftgrabensenke hervorgerufen worden ist. Der Vulkanismus der Oberen
Georgenthal-Formation und der Oberhof-Formation ist dahingegen ursächlich mit dem
querenden Einbruch der Kraichgau-Main-Senke aus südlicher Richtung in den Thüringer Wald-Riftgraben verbunden.
Der Vulkanismus der Oberhof-Formation beginnt nicht so abrupt wie es uns das Profil der
Quarzporphyre der Oberhöfer Porphyrplatte suggeriert. Die vulkanische Aktivität setzt in der
Goldlauter-Formation ein und nimmt mit fortschreitend jüngerer Entwicklung merklich an Intensität zu.
Im Bereich des Kristallins von Ruhla - und deutlich in der Winterstein-Scholle sowie südlich
Friedrichroda - von der Westflanke des Thüringer Hauptgranits begrenzt - beginnt die intensive vulkanische Tätigkeit mit subpelitisch effusiven sowie stock- und gangförmigen Trachyandesiten, Rhyolithen, Felsiten und Basalten.
Diese intensive vulkanische Episode ist altersmäßig zwischen dem Bereich der AcanthodesSchichten der Goldlauter-Formation und dem Unteren Protriton-Horizont über dem Dörmbach- (Grenzlager-) Tuff der Oberhof-Formation einzuordnen.
Damit sind diese Vulkanite älter als die sog. Älteren Quarzporphyre auf der GK 25, Bl. Oberhof. Hier beginnt die intensive vulkanische Tätigkeit erst oberhalb vom Niveau des Unteren
Protriton-Horizontes. Eine Ausnahme stellen möglicherweise der sog. JägerhausQuarzporphyr (λ ‘A6s) und ein Felsit dar, die im nördlichen Teil des Verbreitungsgebietes
unter den porphyrischen Rhyolithen der sog. Älteren Quarzporphyre eingeordnet sind. Ein
lithostratigraphischer Vergleich mit den o. a. Vulkaniten östlich des Ruhla Kristallins scheint
möglich.
Die Sedimentation entwickelt zunehmend eine zyklische Eigendynamik, welche auch die
eingeschalteten Tuffe partiell überformt bzw. in diesen Prozess einbindet. Dabei ist jedoch zu
beachten, dass die Tuffe z. T. über dem ehemals vorhandenen Erosionsniveau abgelagert
worden sind und in diesem Falle einer wenigstens partiellen aber sofortigen Abtragung unterlegen waren. Indirekt lässt sich daraus ableiten, dass zunehmend in der Oberhof-Formation
keine offen zu Tage liegende Konformität zwischen der vulkanischen Tätigkeit im Bereich der
Oberhöfer Porphyrplatte über dem Thüringer Hauptgranit und der um N-S gesteuerten achsialen Sedimentation im Raum Friedrichroda-Schnellbach an der westlichen Granitflanke im
Grenzbereich zum Ruhlaer Kristallin besteht. Sedimentation und Vulkanismus verlaufen in
autonomen Bereichen diskonform.
Für den Zeitraum der Goldlauter-Formation kommen ANDREAS & HAUBOLD (1975) sowie
LÜTZNER (1981) zu der Auffassung, dass sich hier noch deutlich konforme Beziehungen
zwischen Sedimentation und allerdings noch untergeordneter vulkanischer Aktivität auf
Grund einer einheitlichen tektonischen Steuerung in einem vergleichsweise größer konturierten Becken, charakterisiert durch die Verbreitung der Acanthodes-Schichten, knüpfen lassen. Deutlich ist auch die Erhaltung von nur wenige mm bis cm mächtigen Tufflagen, oft in
feinlaminierten Sedimentabschnitten, mit geringer Melaphyreffusion verknüpft.
130
Die Ablagerungen der N-S-Sedimentationsachse und der effusive Vulkanismus sind disharmonisch im Verbreitungsgebiet der Oberhof-Formation verteilt, wobei die vulkanischen Tuffe
und Laven auf den nördlichen und östlichen Grabenrand diskonform übergreifen. Die abgesehen von der prä-tambacher Erosion nicht bzw. nur lokal anerodierten randfaziellen Bereiche der Quarzporphyrkörper der Porphyrplatte weisen auf eine nur geringe intraformationelle
Abtragung zur Zeit der Oberhof-Formation selbst hin (ENDERLEIN in ANDREAS et al.
1998). Dieser Umstand spricht gleichfalls für eine rasche Absenkung des Vulkanitkomplexes
durch Einkippung nach W bzw. Akkumulation in einem Niveau mit geringerer Reliefenergie.
Sedimente und Vulkanite werden in einer grabenartigen Struktur abgelagert, ohne dass es
zum Aufbau von großen, morphologisch weit herausragenden Vulkanbauten gekommen ist.
Gegenüber der Darstellung von Rhyolithdecken mit mehreren Ergüssen und Intrusivdomen
durch ENDERLEIN leitet MEISTER (1988) die überwiegende Entwicklung von oberflächennah intrudierten Domen, sowie Quell- und Staukuppenbildung für die Oberhöfer Rhyolithe
ab.
Von den bruchtektonisch neu markierten Schollen- bzw. Grabenrändern wird Granit-, bzw.
Metamorphitmaterial in die Grabensenke transportiert, das sich bereits mit den Tuffen der
Älteren Oberhöfer Quarzporphyre vermischt (Bhrg. Struth-Helmershof 1/62, Beil. 6). Die im
Bereich der um N-S gerichteten Absenkungsachse wiederholt (5 x) zyklisch eingeschalteten
grau- bzw. schwarzpelitischen Horizonte sind lokal fossilreich. Branchiosaurierfunde gaben
den Anlass zu der Bezeichnung Protriton-Horizonte. Dazu gehört der reichhaltige Fossilienfundort Lochbrunnen im Unteren Protriton-Horizont bei Oberhof (u. a. LÜTZNER 1987) und
in Umdeutung der durch ENDERLEIN vorgenommenen Bewertung als Acanthodes-Horizont
auch der Bereich von 616 m bis 639 m Teufe der Bohrung Oberhof, deren Profil in die
Schnittkonstruktionen Eingang gefunden hat (Beil. 6).
In der Bohrung Scharfe Hög 2/61 (ENDERLEIN 1963) und in den ingenieurgeologischen
Vorbohrungen der Ohra-Sperrstelle (DITTRICH 1956/58) sind über den Sedimenten der
Goldlauter-Formation und auflagernden Älteren Oberhöfer Quarzporphyren und Tuffen keine
Untere Sedimentzone und Protriton-Horizonte entwickelt. Auch dürften sie bereits unweit
östlich und südöstlich von Oberhof fehlen.
Während sich für den sog. Unteren Protriton-Horizont und offensichtlich das mit ihm verknüpfte Sedimentpaket noch in einem ± 25 km langen Band eine Ausdehnung in SE-NWRichtung, von Oberhof bis hin zur Scholle von Winterstein (Drehberg-Gebiet, VOIGT, S.
2005) aufzeigen lässt - d. h., die nunmehr bereits eingeengten Konturen des durch LÜTZNER (1981) dargestellten Akkumulationsraumes der Goldlauter-Formation gestaltend - erstreckt sich die in der Richtung schroff geänderte Hauptsedimentationsachse des nachfolgenden Profilabschnitts mit den höheren Protriton-Horizonten als wesentlich schmalere Zone
(10 - 5 km Breite) in N-S-Richtung entlang des Ostrandes der Kristallinscholle von Ruhla.
Nach bisheriger Kenntnis ist die von dieser lineartektonisch geprägten Senke ausgehende
Protriton-Fazies in östlicher Richtung hin zur Porphyrplatte nicht mehr entwickelt. Sie setzt
sich jedoch ständig gegen grobklastische und tuffogene Sedimentation durch und charakterisiert diesen schmalen Akkumulationskorridor als Adaptionsstruktur zur Thüringen-MittelharzFurrow.
Wie die ältere Oberhöfer Ganggefolgschaft anzeigt, erstreckt sich deren Verbreitung analog
zu der in der tieferen Oberhof-Formation erfolgten, bruchtektonisch geformten N-S- und EW-Neukonstruktion an der E-Flanke des Ruhlaer Kristallins. Damit ist auch die N-S-Achse
der jüngeren oberhofzeitlichen Sedimentation verknüpft. Die Lagerungsverhältnisse im mittleren Thüringer Wald sind in ANDREAS & LÜTZNER (2009) dargestellt.
Die Elevationen von Creuzburg-Ruhla-Schleusingen und Ilmenau-SchönbrunnSchalkau haben mit ihrem Entstehungsprozess, in Verbindung mit der EisenachGeorgenthal-Ehrenberg-Querzone, einen nordöstlichen Abschnitt der Thüringer WaldRiftgrabensenke abgetrennt, der in dieser räumlich eingeschränkten Form - vom Zeitraum der älteren Oberhof-Formation bis heute - die Grundstruktur der Thüringer Wald-
131
Scholle bestimmt. Dieses bruchtektonisch umrahmte Teilsegment stellte bisher aufgrund der günstigen Aufschlusssituation den wesentlichen Beobachtungs- und Forschungsgegenstand der Rotliegendentwicklung im Thüringer Wald dar.
Die im Thüringer Wald-Graben entwickelten Einheiten des Oberkarbon-Rotliegend wurden,
wie bereits beschrieben, durch die früh-oberhofzeitlich entstandenen Elevationen von dem
restlichen Abschnitt der Thüringer Wald-Riftgrabensenke an Bruchzonen abgetrennt. Für
einen langen Zeitraum hat dieses tektonisch konturierte und eingeengte Teilsegment des
ehemaligen Verbreitungsgebietes der oberkarbonisch-unterpermischen Sedimente und Vulkanite innerhalb der Zwischenschollen-Riftgraben-Scharniersenke die Aufklärung der
Verbreitung und Entwicklung der in ihr abgelagerten Formationen beeinträchtigt.
Dieser Raum entwickelte eine ± eigenständige Dynamik, die vorzugsweise durch das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament bestimmt ist. Extensive Dynamik führte zur Bildung einer
in NNW-SSE-Richtung gestreckten und > 300 km langen, bruchtektonisch konturierten Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone (Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Amberg) die trotz
geringer paralleler Seitenverschiebungen in den Aktionsraum einer „pull-apart“-ähnlichen
Struktur eingeordnet werden kann (Beil. 12-1).
Innerhalb dieses Abschnitts fand die Oberhof-Formation im Rahmen einer um NNW-SSE
gerichteten Kompression ihren Abschluss. Vom Autor wurden diese Deformationsprozesse
als saalischer Event eingeordnet (u. a. ANDREAS & LÜTZNER 2009). Neue Beobachtungen
gestatten eine zusammenfassende Bezeichnung der oberhofzeitlichen ExtensionsKompressions-Kinematik als „Thüringer Wald-Event“. Diese im definierten Raum entwickelten Rotliegendeinheiten bis einschließlich der Oberhof-Formation wurden bei diesem Vorgang um NW-SE achsial aufgewölbt. Als Widerlager dienten im SW die Creuzburg-RuhlaSchleusingen-Elevation und im N die Hochschollen nördlich der Georgenthal-Ehrenberg- und
der Ilmenau-Schleusingen-Schalkau-Elevation. Es ist zu postulieren, dass sich die kompressive Deformation im Wesentlichen nur innerhalb der Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone vollzogen hatte, und die höheren Schollenabschnitten auflagernden Rotliegendeinheiten nicht bzw. kaum einer Deformation unterlegen waren. Der Grabeninhalt wurde in diesem
Prozess in südlicher Richtung auf die Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation flach überschoben, wobei die Aufschiebungsbahnen zum Teil noch deutlich zu identifizieren sind. Vor
allem am SW- Rand der Winterstein-Scholle lassen sich noch die bereits früh erkannten Aufschiebungsstrukturen beobachten (z. B. ZIMMERMANN 1930: Abb. S. 109). Als markante,
NW-SE-achsiale flache Einengungsformen sind von NW nach SE die Winterstein- und
Rennsteig-Antiklinale sowie die Grafenwöhr-Antiklinale zu benennen.
Mit der Untergliederung der Riftsenke wurde die tektonische und morphologische Verbindung sowohl zur „Teil“senke von Nentershausen-Eisenach als auch zur Kraichgau-MainSenke und der Stockheim-Weiden-Grabensenke unterbrochen. Dieser Umstand, und die
angedachte Einbeziehung des Ruhlaer Kristallinkomplexes in eine durchgehende OdenwaldSpessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Elevation, haben langzeitlich wirksam eine konstruktive
logische Verknüpfung der genannten Rift-Teilsenken erschwert. Es ist davon auszugehen,
dass der Nentershausen-Eisenach-Grabenteil und der östlich daran anschließende Abschnitt
des Thüringer Waldes einer einheitlichen Riftgrabensenke angehört haben. Auch hat im
Oberkarbon-Rotliegend keine unmittelbar strukturell zusammengehörige Verbindung über
die Grenzen der Großschollen hinweg i. S. der Spessart-Ruhla-Langensalza-Elevation existiert. Das gilt ebenso für die mit diesen Strukturen subparallel verbundenen Senken, die über
die Schollengrenze hinweg keine direkte Verbindung entwickelt hatten und jeweils in den
Schollenzwischensenken endeten.
Ein ähnlicher Prozess zeichnet sich südlich des Harzes ab. Hier dringt die Saale-Senke aus
nordöstlicher Richtung, ausgehend vom Raum um Leipzig-Halle bis einschließlich des Hornburger Sattels und dem Kyffhäuser bis zur Finne-Querzone vor. Der genannte Senkenraum
war im W von der Grenzstörung zwischen Saxothuringikum und Rhenoherzynikum begleitet.
Der Raum der Finne-Störung stellt vermutlich ein gesondertes tektonisches Problem dar. Die
132
Saale-Senke wird im Raum der durch NW-SE-Quertektonik hervorgerufenen Umbiegungszone des Grenzraumes zum Rhenoherzynikum südlich des Harzes in ihrer Entwicklung blockiert, weicht demzufolge in östlicher Richtung auf den Raum östlich des Hornburger Sattels
aus und entwickelt sich als Unstrut-Senke in südwestlicher Richtung entlang der E-Flanke
der Ruhla-Langensalza-Hornburg-Tiefenbruchlinie weiter. Auch könnte die Verschiebung der
Achse des Saale-Troges in östliche Richtung durch die in N-S-Richtung querende Entwicklung der Thüringen-Mittelharz-Furrow hervorgerufen sein. Der Raum westlich der UnstrutSenke bis zum Grenzstörungssystem des Saxothuringikums bleibt bis gegen Ende des Unterrotliegend unbesetzt.
Erst mit der frühoberhöfer Extensionsphase wurden die Riftabschnitte der Thüringer WaldRiftgrabensenke voneinander getrennt, verursacht durch das im Grenzraum UnterkrusteOberer Mantel angesiedelte, persistent wirksame Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament,
das den Senkenraum zwischen den Großschollen spitzwinklig quert und die CreuzburgRuhla-Schleusingen-Elevation hervorgerufen hat. Der Kristallinkomplex von Ruhla ist eindeutig mit diesem Prozess morphologisch geformt worden. Das ist auch dadurch bestätigt, dass
diese Kristallinhochlage innerhalb der Riftgrabensenke als Teil der genannten Elevation entstanden ist, und in dieser oder ähnlicher Form bis zu diesem Zeitpunkt nicht existiert hat. Die
Kreuzung der Zwischenschollensenke durch das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament
folgt dabei keiner spezifischen strukturellen Vorzeichnung. Der geschilderte Ablauf wird auch
dadurch gestützt, dass sich die entsprechend erosiv angeschnittenen Gesteine des metamorphen Grundgebirges erst deutlich als klastische Bestandteile in der Rotterode-Formation
und noch nicht in der Goldlauter-Formation finden lassen (van der KLAUW et al. 2002).
Mit diesem Ereignis ist ursächlich auch die noch heute im tektonischen Bild wahrnehmbare
Formung des Thüringer Wald-Grabensystems entstanden (Beil. 1, 16), dessen interne Gliederung auf die Postumität des scherenden WNW-ESE streichenden Bayerischen PfahlLineaments in Verbindung mit dem NW-SE-Transformstörungssystem zurückzuführen ist.
Beide Elemente sind durch die asturische Querkompression miteinander verknüpft worden.
Als Ergebnis dieses Prozesses ist die Neuformierung der „Fränkischen Linie“ einzuordnen.
4.5.
Das „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ im Zeitraum der Oberhof-Formation (saalisches Event)
Die sog. „saalische Phase“ gehört mit zu den vielbeschriebenen und in den unterschiedlichsten Zusammenhängen diskutierten Problemen bei der Darstellung lithostratigraphischer Profile von Senken- bzw. Beckenentwicklungen im Zeitraum des Unter-Oberrotliegend im mitteleuropäischen Raum. In seiner Arbeit „Die saalische Phase im Gebiet von Ilmenau (Thüringer
Wald)“ hat LÜTZNER (1964) durch die Analyse bruchtektonischer Bewegungen im Verhältnis zu jüngeren, diskonform auflagernden Sedimenten den Bewegungszeitraum eingeengt.
„Es ergab sich, dass im Thüringer Wald saalische Bewegungen an größeren Störungen stattfanden, dass aber die Intensität vom Rand der Oberhöfer Mulde nach dem Inneren abnimmt.
Gleichzeitig verschiebt sich der Zeitpunkt der Vorgänge von der tiefen Oberhöfer-Stufe bis
zur Grenze zwischen Oberhöfer- und Tambacher-Stufe“ (nach heutiger Lesart sowohl Rotterode- als auch Tambach-Formation möglich).
Unzweifelhaft kann der Idee, die saalische Phase als eine Faltungsphase i. S. einer Nachphase zu den variszischen Hauptfaltungsphasen zwischen dem Unter- und Oberrotliegend
nach STILLE (1920, 1924) zu betrachten, nicht im dort dargestellten Sinne gefolgt werden.
Unter Berücksichtigung der regional verschiedenen Antworten auf die Frage nach 1. der lokalen und zeitlichen Fixierung der „saalischen Diskordanz“ und 2. nach der Bedeutung dieses Grenzzeitraumes als Kriterium für die Untergliederung in den Bereich des Unter- bzw.
Oberrotliegend, wird auch hier eine Problemlösung vorgeschlagen und zur Diskussion gestellt.
Nach ANDREAS & LÜTZNER (2009) sowie ANDREAS & VOLAND (2011) wird eine um NWSE gerichtete Aufwölbung der lithostratigraphischen Einheiten des hohen Stefan bis zum
133
Unterrotliegend einschließlich der Oberhof-Formation im mittleren Thüringer Wald sowie in
der Scholle von Winterstein einem „saalischen“ Kompressions-Event zugeschrieben. Diese
Strukturen werden von NW nach SE als Winterstein- und Rennsteig-Antiklinale bezeichnet.
Im Rahmen der Entwicklung der Thüringisch-Nordostbayerischen „pull apart“-Scherzone,
wird diesem Ereignis auch die Grafenwöhr-Antiklinale zugeordnet (Beil. 12).
Wie in der zusammenfassenden Darstellung und im Abschnitt Goldlauter-Oberhof-Formation
detailliert beschrieben, hat sich mit einem komplizierten Verlauf die Scholle des Thüringer
Waldes - noch in ihrer heutigen tektonischen Formung kenntlich - im Zeitraum der OberhofFormation herausgebildet (Beil. 16).
Aus diesem Grunde wurde der als eine eng zusammengehörende Ereignisfolge aufgefasste
tektonische Prozess als „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ herausgestellt.
Eine grundsätzliche Bedeutung wird der Extensionsphase zugemessen, der möglicherweise
noch weitere NW-SE gerichtete Senken- und Grabenstrukturen im nördlichen Vorland des
Thüringer Waldes, d. h., innerhalb der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle, zugeordnet
werden können. Die nachfolgende Kompression wird sich wie im mittleren Thüringer Wald
bzw. in der Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone oder auch in der Südrand-Senke der
Böhmischen Masse i. w. S. bzw. der Zwischensenke zur Süddeutschen Großscholle auch in
weiteren Grabensenken der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle nachweisen lassen.
Im hier dargestellten Zusammenhang wären alle Formationen bzw. Abfolgen, die jünger als die Oberhof-Formation einzustufen sind, als lithostratigraphische Einheiten
jünger als das „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“, d. h., last not least und nur in dem hier dargestellten Zusammenhang und Ablauf - auch als „postsaalisch“ zu bezeichnen.
Die Bewertung als tektonisches „Grenzereignis“ zwischen dem Unter- und Oberrotliegend
kann hier nicht diskutiert werden. Vor allem die zahlreichen Argumente einer vergleichenden
paläobiologischen Grenzziehung - neben den lithostratigraphischen Belegen - müssen in
diese grundsätzliche Diskussion hinsichtlich ihrer biostratigraphischen Bedeutung eingebunden werden.
Bei Anerkennung der o. a. tektonischen Argumente, müssen alle Rotliegendabfolgen
jünger als die Oberhof-Formation in den Zeitraum des Oberrotliegend eingestuft werden. Für den Thüringer Wald würde dies das Höhenberg-Intrusionsintervall und die
Rotterode-, Elgersburg-, Reitsch-,Tambach- sowie die Eisenach-Formation betreffen.
Das intra-Oberhof-Event lässt sich nach den in Tab. 6 dargestellten physikalischen Altersbestimmungen von Tiefengesteinen und Vulkaniten in den Zeitraum von ± 285 Mio a bis ± 283
Mio a einordnen. Das o. a. tektonische Ereignis folgt analog gerichtet und in einer vergleichbaren Kompressionsstärke zeitlich dem asturischen Event um 305 Mio a und führt ebenso zu
randlichen NW-vergenten Aufschiebungen, z. B. von Rotliegendgesteinen auf Ruhlaer
Grundgebirge der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation. Der zeitliche Abstand zwischen
den beiden Ereignisfolgen umfasst etwa 20 - 25 Mio a.
4.6.
Das Höhenberg-Intrusionsintervall
Im Oberkarbon-Unterperm-Profil des Thüringer Wald-Grabens (Beil. 1) wird eine neue lithostratigraphische Einheit - das Höhenberg-Intrusionsintervall (ruHÖi) - begründet und definiert.
Das Intrusionsintervall wird zwischen der Oberhof-Formation ruO (Liegendes) und der Rotterode-Formation ruRO (Hangendes) eingeordnet. Eine erste Beschreibung erfolgte in ANDREAS & LÜTZNER (2009) und eine ergänzende Darstellung in ANDREAS & VOLAND
(2011). Im Zeitraum zwischen den genannten Formationen intrudierten auf flachen Intrusionsbahnen in ± E-W-Richtung zwei größere magmatische Körper diskonform die VulkanitSediment-Folge der Oberhof-Formation. Dem Regenbergstein-Rhyolith ruHÖRi folgt das
Hühnberg-Gestein (ältere Bezeichnung) bzw. der Höhenberg-Dolerit ruHÖGb. Dieser quert
134
mit > 10 km oberflächiger Ausstrichlänge in NNE-SSW-Richtung im westlichen Abschnitt der
GK 25, Bl. 5129: Waltershausen und 5229: Tambach-Dietharz nahezu den gesamten Thüringer Wald-Graben. Der ± N-S gerichtete Regenbergstein-Rhyolith ist mit ± 7 km Länge
vorwiegend nördlich des Rennsteigs, der Kammlinie des Thüringer Waldes, entwickelt.
Als ein Beleg für die Definition des Höhenberg-Intrusionsintervalls ist das Profil der Bhrg.
Schnellbach 1/62 hervorzuheben. Hier ist der Doleritkörper im bisher einzigen Aufschluss
vollständig durchteuft worden. Das Profil ist zuerst von VOLAND (1963, 1965), RÖSLER &
VOLAND (1965), ANDREAS (1965), weiterhin von OBST (2009) und zuletzt von ANDREAS
& VOLAND (2011) beschrieben worden.
Nach der petrographisch-geochemischen (petrologischen) Bearbeitung durch VOLAND ist
der Dolerit der Bhrg. Schnellbach 1/62 als ein Schulbeispiel für die Differenziation basischer
Magmatite zu betrachten. Ein weiterer Belegaufschluss ist das Profil der Bhrg. Finsterbergen
1/62, das in Publikationen von ANDREAS et al. (1974) und ANDREAS & LÜTZNER (2001,
2009) Eingang gefunden hat. Im Profil deutlich, werden die klastischen Sedimente und Tuffe
der Oberhof-Formation mehrfach flach von dem Rhyolith des Regenbergstein-Quarzporphyrs
und des Höhenberg-Dolerits intrudiert. Die Bohrung wurde petrographisch von JUDERSLEBEN (1972), J. MÄDLER und H. VOIGT bearbeitet und die Ergebnisse in Teilabschnitten
publiziert (Beil. 6, 26).
Durch kompressive, um NNE-SSW gerichtete tektonische Bewegungen des „Thüringer
Wald-Events“, wurde die Entwicklung der Oberhof-Formation innerhalb der im Zeitraum der
frühen Oberhof-Formation tektonisch neu konstruierten NNW-SSE gerichteten Thüringer
Wald-Grabenzone, d. h., innerhalb des Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems abgeschlossen.
Im gleichen Zeitintervall entstanden Einengungsformen, wie z. B. die flache Aufwölbung der
NNW-SSE angelegten Rennsteig-Antiklinale. In diesem Raum entwickelte die DoleritIntrusion ihre größte Mächtigkeit. Hier wurde der sillartige Lagergang von der Bhrg. Schnellbach 1/62 mit einer erbohrten Gesamtmächtigkeit von 356,8 m durchteuft. Die Gesteine der
Oberhof-Formation des Hangenden und Liegenden der Intrusion sind kontaktmetamorph
überprägt und in geringer Mächtigkeit in der Bohrung mit erfasst.
Der Intrusionsraum ist von ANDREAS & LÜTZNER (2009: Beil. 1a), gestützt auf bereits vorliegende Ergebnisse, umfassend untersucht worden. In der dazugehörigen Beilage 1c sind
die Lagerungsformen, beginnend mit der flach deformierten Oberhof-Formation und den jeweils nach einer durch Erosion gekennzeichneten Schichtlücke entwickelten Rotterode- und
Tambach-Formation in abgedeckter Form dargestellt (Beil. 27).
Zuletzt ist durch MÄDLER (2009) der auf wissenschaftlichen Publikationen und Fachvorträgen beruhende Kenntnisstand und die damit verknüpften und zum Teil kontrovers geführten
Diskussionen zum stofflichen Charakter des Höhenberg-Gesteins und dessen zeitliche und
räumliche Einbindung in die Entwicklung des Rotliegend im Thüringer Wald ausführlich dargestellt worden.
In diesem Zusammenhang wurden „gabbroide Einschaltungen im Niveau der quarzdoleritischen Gesteine“ durch SCHUSTER (1997) im Bereich des Steintagebaues Spittergrund „als
Belege für zeitverschiedene Intrusionen“ beschrieben. Im untersuchten Profil der Bhrg.
Schnellbach 1/62 (ANDREAS & VOLAND 2011) konnten derartige Erscheinungen nicht beobachtet werden. Offensichtlich handelt es sich um eine abschließende Nachfolgeintrusion,
wie diese von ANDREAS (1999) z. B. an den basisch/intermediären Gängen der frühen
Oberhöfer Vulkanite beobachtet werden konnte. Von MITTERMAIR (1999) ist ein im Umfeld
des Tagebaues innerhalb der oberen Kontaktzone des Dolerits anstehender Rhyolith als
Intrusivkörper beschrieben. Die bisherige Auffassung, dass es sich hierbei um das Relikt
einer im Kontaktbereich erhalten gebliebenen Scholle eines Quarzporphyrs der OberhofFormation handelt, wäre somit hinfällig. Bei einer Verifizierung des Rhyoliths als Intrusion
ergibt sich die Möglichkeit, die diese im Zusammenhang mit der nachfolgenden „gabbroiden“
135
Intrusion zu betrachten. Damit ließe sich eine Ereigniskette herstellen, die für den Vulkanismus des Thüringer Waldes - formationsüberschreitende - Gültigkeit dahingehend
besitzt, dass basische bzw. intermediäre Intrusionen/Subeffusionen stets einem sauren rhyolithischen Ereignis - ob als Tuff oder Intrusiv- bzw. Effusivkörper - folgen.
Für den diskutierten Bereich wäre dann die Abfolge Regenbergstein-Rhyolith und Höhenberg-Dolerit als 1. Abfolge und in Fortsetzung Rhyolith und gabroides Gestein im Bereich
des Steintagebaues als normaltypische 2. Abfolge des Höhenberg-Intrusionsintervalls zu
werten.
Das Höhenberg-Intrusionsintervall ist vom Liegenden - der Oberhof-Formation - durch ein
strukturprägendes tektonisches Ereignis, das „Thüringer Wald-Extensions-KompressionsEvent“ getrennt. Im Ergebnis dieser Kompression wurde der gesamte Schichtstapel der
Oberhof-Formation an der E-Flanke des Ruhlaer-Kristallins (W-Rand der WintersteinScholle) in W-E-Richtung unter Bildung einer flachen N-S-Einmuldung abgeschert, aber im
übrigen Raum des mittleren Thüringer Waldes zu einer NW-SE-achsialen Aufwölbung deformiert. In diesem Bereich erreichte der intrusive Doleritkörper seine größte Mächtigkeit.
Der nachfolgende Zeitraum ist eng mit der Erosion der intrudierten Gesteine der OberhofFormation einschließlich des Doleritkörpers und seiner Kontaktgesteine verknüpft. In Fortsetzung dieser Prozesse beginnt auch die Umorientierung der Senkenachse der nachfolgenden Rotterode-Formation (ANDREAS & LÜTZNER 2009) in die NE-SW-Richtung.
Rotterode-Formation
Höhenberg-Intrusionsintervall (-Formation)
2. Abfolge:
Spittergrund-Steintagebau/Dreiherrnstein-Wiesenberg-Porphyr (Rhyolith)
und gabbroide Intrusion
1. Abfolge:
Regenbergstein-Porphyr (Rhyolith) und Höhenberg-Dolerit
Oberhof-Formation
In diesem Sinne stellt das Höhenberg-Intrusionsintervall eine selbstständige Einheit des
lithostratigraphischen Profils der Stefan C-Unterperm-Entwicklung des Thüringer Waldes dar
und ist im Zeitraum zwischen der Oberhof- und der Rotterode-Formation - erforderlichenfalls
auch als Höhenberg-Formation - einzuordnen (ANDREAS & VOLAND 2011).
Die Rhyolithe einer möglichen 2. Abfolge sind in der NW-Hälfte der Gk 25, Bl. TambachDietharz in etwa N-S-Richtung an der E-Flanke des Doleritkörpers an wenigstens 3 Positionen innerhalb einer Längserstreckung von 3,5 km zu beobachten. Von N nach S sind es der
Dreiherrnstein/Spittergrund-Rhyolith, der Rhyolith südöstlich vom Herrenzipfel, das Vorkommen nördlich vom Kleinen Grundbach, südwestlich vom Krämerod und vom Wiesenberg.
Alle genannten Rhyolithe sind randlich gegen das intrudierte Nebengestein von bei diesem
Vorgang entstandenen Reaktionsbrekzien begleitet.
Die genannten intrusiven Rhyolithvorkommen sind auf einer exakt N-S streichenden Linie
angeordnet und queren - ausgehend vom Wiesenberg - den spitzwinklig dazu in NNE-SSWRichtung streichenden Doleritkörper im Bereich des Dreiherrnsteins, d. h., im Umfeld des
Steintagebaues Spittergrund. Auffälligerweise sind dazu - ebenfalls ausgehend vom Wiesenberg - auf einer Länge von ± 1,5 km und gleichfalls linear nacheinander um N-S ausgerichtete „Doleritgänge“ kartiert („mesotyp bis melanokrat“, ENGELS 1963).
Diese Gänge weichen im Streichen deutlich von den gangförmigen Doleriten ab, die in
wechselnder Entfernung, etwa 150 - 250 m vom Hauptintrusivkörper entfernt, dessen Ausformung folgen. Sollten diese nach N ausgerichteten Kleinintrusionen eine Ganggefolgschaft
mit den intrusiven Rhyolithen vom Typ Dreiherrnstein bzw. Spittergrund bilden, wäre erklär-
136
bar, dass diese nicht in der Bhrg. Schnellbach 1/62, jedoch im Steintagebau Spittergrund
nachgewiesen werden konnten. Eine weitere Verifizierung ist noch erforderlich.
4.7.
Die Rotterode-, Elgersburg-, Stockheim-, Tambach- und Eisenach-Formation – eine Diskussion
Die Rotterode-Formation ist 1966 von G. PATZELT als eine eigenständige Einheit im Profil
des Thüringer Waldes definiert worden. In den heute noch gültigen Grenzen (ANDREAS &
LÜTZNER 2001, 2009 und LÜTZNER et al. 2003) wurde diese Formation erstmalig mit örtlich ergänzter Grenzziehung in der GK 100 des Thüringer Waldes durch ANDREAS (1996)
dargestellt und in die GK 200, Bl. Erfurt unverändert übernommen. Eine nochmalige
erweiterte Zusammenfassung erfolgte in LÜTZNER et al. (2010) im Maßstab 1 : 25 000.
Nach erfolgter Intrusion der Gesteine des Höhenberg-Intrusionsintervalls unterlag das betrachtete Gebiet der Thüringer Wald-Grabenzone langzeitlicher Erosion.
Der Zeitraum nach dem Höhenberg-Intrusionsintervall ist durch eine längere tektonische Ruhephase und die Umorientierung der nachfolgenden Senke der Rotterode-Formation in NESW-Richtung gekennzeichnet. Die Senke greift diskonform über den oberhofzeitlichen Graben des Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems hinweg.
Dieser Prozess folgt erneut dem nach der asturischen Deformation sich herausbildenden
Muster einer Senkenbildung subparallel zum Streichen des variszischen Orogens (Beil. 27).
Die bisherigen gleichgearteten NW-SE gerichteten Extensionskräfte und Reäquilibrierungsbzw. Dekollisionsprozesse führten hier zu einer basin and range-Felderung mit einer weiteren gerichteten Fortsetzung des Abbaus der variszischen Stapelungen und Überschiebungen im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen und Süddeutschen Großscholle. Im gleichen
Zeitraum und in diesem strukturellen Zusammenhang sinkt zum wiederholten Male die Thüringer Wald-Zwischenschollen- bzw. Riftgrabensenke ab.
Der Ausstrichbereich der Rotterode-Formation stellt hier einen NW-SE gerichteten, erosiv
eingetieften Seitenarm innerhalb der Riftzone dar. Sich in nordöstlicher Richtung erstreckend, tangiert die Rotterode-Senke den Andesit-Latitkomplex von Georgenthal an dessen
südöstlicher Flanke. Die dortigen geologischen Gegebenheiten gestatten die Schlussfolgerungen, dass in südlicher Fortsetzung der genannten Struktur - von einer WNW-ESEStörung getrennt - der Thüringer Hauptgranit als schmale Leistenscholle entwickelt, unmittelbar vom Unteren Konglomerat der Tambach-Formation überlagert wird.
Ausgehend vom Granit als Grabenschulter, sinkt die Georgenthal-Formation stufenförmig in
nördliche Richtung ab, und das Grabentiefste wird mit der Auflagerung der IlmenauFormation und älterer Einheiten der Oberhof-Formation etwa im Zentrum der Ortslage erreicht (Beil. 20/1-3).
Während unmittelbar am Nordrand der Verbreitung der Tambach-Formation die älteste Einheit der Georgenthaler Andesitfolge aufgeschlossen ist, verjüngen sich die Vulkanite, durch
Bruchstufen getrennt, deutlich in nördliche Richtung zum Grabenzentrum (ANDREAS &
VOIGT 1962 - 64 in HOPPE & SEIDEL 1974). Das isolierte Vorkommen eines granitdetritischen Sandsteins unmittelbar vor dem Unteren Konglomerat der Tambach-Formation legte
in Verbindung mit dem Ausstrich des ältesten Latitkörpers der Georgenthal-Formation den
Gedanken nahe, dass es sich hierbei um deren basale Sedimente handeln könnte. Genauere Untersuchungen der Lagerungsverhältnisse erlauben jedoch den Schluss auf die Herkunft
dieses Sediments von dem ehemals in unmittelbarer Nähe in Form einer Scholle ausstreichenden Thüringer Hauptgranit, der in Folge, wie auch der Georgenthaler Andesit- Latitkomplex, von der Tambach-Formation überdeckt worden ist. Die angedeutete Granithochlage ist ursächlich mit der Genese der ältesten Sedimente der Rotterode-Formation verknüpft.
Die Granitschwelle wird als streichende Fortsetzung der Sembachtal-Antiklinale der Winterstein-Scholle in ESE-Richtung aufgefasst. Offensichtlich hatte die Rotteröder Talrinne erosiv
den Granit erreicht. Anzeichen dafür besitzt der sog. „granitdetritische Sandstein“ von der
137
Rodebachsmühle bei Georgenthal (ANDREAS & WUNDERLICH 1998b) und der hohe Anteil
an Granitdetritus im basalen Hoher Berg-Sandstein.
Mit einer ausführlichen graphischen Dokumentation sind der Profilaufbau, Faziesverhältnisse
und die Verbreitung der ausgehaltenen Schichtglieder im mittleren Thüringer Wald in ANDREAS & LÜTZNER (2009) und LÜTZNER et al. (2011) dargestellt. Ergänzende Beobachtungen sowie eine Bewertung der Ergebnisse von ENGELS (1963) wurden von ANDREAS &
VOLAND (2011) mitgeteilt.
Die Rotterode-Formation beginnt im nordöstlichen Abschnitt des Verbreitungsgebietes auf
der GK 25, Bl. Tambach-Dietharz im weiteren Umfeld des Salzkopf- und Trockenbachgebietes mit den fein- bis grobklastischen Sedimenten des Hoher-Berg-Sandsteins, der örtlich in
die konglomeratische Fazies des Struth-Konglomerats übergeht. In diesen Sedimenten sind
Gerölle des Höhenberg-Dolerits von < 1 bis > 1 cm ∅ eingebunden. Etwa 10 m über der Basis der Diskordanzfläche ist der Tuff Rotterode Nr. 1 entwickelt. Dieser setzt sich aus einem
< 1 m mächtigen, splittrig harten, dichten bis feinkörnigen grüngrauen Staubtuff und einem
umittelbar auflagernden andesitischen Lapillituff zusammen. Der Lapillituff ist nur örtlich in
einer Mächtigkeit von ± 5 m entwickelt und geht in das angrenzende klastische Sediment
über. Etwa 15 m im Profil darüber lagert der Tuff Rotterode Nr. 2. Es handelt sich um einen >
2 m mächtigen rhyolithischen Kristalltuff mit eingelagerten Lapilli und Brocken. In dieses Niveau dringen zahlreiche gangförmige, bzw. subeffusive, geringmächtige Melaphyre, d. h.,
basische bzw. intermediäre Laven ein. Diese sind örtlich möglicherweise bis zur Oberfläche
aufgedrungen bzw. sind in Verknüpfung mit einer geringen und mit Erosion einhergehenden
Schichtlücke bei gleichzeitiger Bildung kleiner Schuttkegel anerodiert. Sie unterlagen an der
Oberfläche einer Verwitterung unter semihumid-semiariden Bedingungen und deren Produkte verlieren sich im unmittelbaren Umfeld der Vulkanite in den Sedimenten des Hoher-BergSandsteins und seiner Äquivalente.
Diese Förderung rhyolithischer bzw. saurer Tuffe und subeffusiver basischer Laven ist mutmaßlicher Bestandteil eines weit verbreiteten magmatogen-vulkanogenen Prozesses, der
eng mit der Bildung weiter Talungen durch Seitenerosion und tiefentektonisch in NW-SERichtung gesteuerter krustaler Aufweitung ursächlich verbunden ist.
Die melaphyrischen Basite begleiten die NE-SW-Senke der Rotterode-Formation als bandförmig subparallel ausgerichtete und lückenhaft verbreitete kleine Intrusionskörper entlang
der nordwestlichen und südöstlichen Flanke. Die nachfolgende prä-tambacher oder eine
jüngere Erosion haben die randlichen rotterodezeitlichen Sedimente entfernt und die Basitkörper sind zum großen Teil als Erosionsrelikte nur intrusiv in der Oberhof-Formation erhalten (ANDREAS & LÜTZNER 2009, Beil. 1a).
Im südwestlichen Abschnitt der Verbreitung der Rotterode-Formation greifen die Sedimente
auf den Raum der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation, dem ehemaligen südwestlichen
Außenrahmen der Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen Scherzone über. Damit ist
erneut der Gesamtraum der Thüringer Wald-Riftgrabensenke in den geologischen Entwicklungsprozess eingebunden.
Mit dem hier eingeleiteten Vorgang der Kreuzung der Achse der Rotterode-Senke mit dem
Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament hat sich eine intensivere vulkanische Tätigkeit mit
der Förderung rhyolithischer Laven und Tuffe entwickelt. Diese Vulkanite nehmen gegenüber
den Tuffen im nördlichen Abschnitt ein etwas höheres Niveau im Profil der Senke ein. Daraus kann auf eine von NE nach SW gerichtete Entwicklung des Ablagerungsraumes geschlossen werden, der sich erneut der Akkumulationsachse, d. h., der Erosionsbasis der
Riftgrabensenke, genähert hatte.
Die rhyolithischen Porphyre sind der intrusive Komberg-Porphyr, gefolgt von Einschaltungen
des Stillerstein- und Hachelstein-Porphyrs in das Rotteröder Sedimentpaket. Geringmächtige
Tuffhorizonte sind mit den Effusionen verknüpft (PATZELT 1966).
138
Das Ablagerungsmilieu in den unter semihumid-semiariden klimatischen Bedingungen durch
vorwiegend Seitenerosion bedingten breiteren Talungen war alluvial-fluviatil. Von den unterschnittenen Talrändern ausgehende Schwemmfächerfronten charakterisieren den Ablagerungsraum. Neben polymikten Konglomeraten sind deutlich geschichtete, zum Teil infolge
des hohen Gehaltes an Granitdetritus arkoseartige Grauwacken entwickelt. Der differenzierte
Geröllbestand der konglomeratischen Abfolgen belegt die lithologisch unterschiedlichen anerodierten Komplexe der Grundgebirgs- und Rotliegendformationen.
Vor allem die feinerklastischen Sedimente und die Geröllzwischenmittel der Konglomerate
sind dunkler bis heller rötlichbraun, vereinzelt bis graubraun gefärbt. Sehr selten sind geringstmächtige graue Feinsediment- und Karbonatknollenlagen in Richtung des Depotzentrums der Riftgrabensenke eingeschaltet. Es sind keine deutlich identifizierbaren Seesedimente entwickelt.
Die Rotterode-Formation wird, ähnlich wie die Ilmenau-Formation, als die lithofazielle Einheit
betrachtet, die im Umfeld der Thüringer Wald-Riftgrabensenke bzw. in den Ablagerungsräumen innerhalb der Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone und der MitteldeutschBöhmischen Großscholle eine weite Verbreitung besitzt. Während die Ilmenau-Formation
innerhalb taphrogen gesteuerter Graben- bzw. Riftstrukturen zur Ablagerung gekommen ist,
folgen die Einheiten der Rotterode-Formation den Senken, die ähnlich wie die Unstrut- bzw.
Main-Senke als Elemente einer deutlichen W-E-Dekollisions- bzw. Dehnungs- oder Äquilibrierungsphase des variszischen Orogens zu betrachten sind. Mit diesem Prozess werden ausgehend vom Grenzraum des Rhenoherzynikums zum Saxothuringikum - die Küllstedtund die Unstrut-Senke einbezogen. In den genannten Räumen sind Sedimente und Vulkanite beobachtet, die sich nur schwer in das Profil des Thüringer Waldes einordnen lassen und
durch verschiedenste Autoren jeweils unterschiedlich und meist fragwürdig lithostratigraphisch zugeordnet worden sind.
Als ausschlaggebend für diese Interpretation als Dehnungsstrukturen subparallel zur variszischen Orogengliederung wird vor allem auch die Eingliederung der Küllstedt-Senke, d. h.,
das Profil der Bhrgn. Küllstedt 2/66 und Elisabeth (Beil. 1, BROSIN 1971), in das Senkensystem betrachtet.
Die Bohrungen haben das Rotliegend nicht durchteuft. In den jeweils 11,7 m bzw. 26,0 m
mächtigen erbohrten Profilen wurden feinkonglomeratische bzw. agglomeratische Sedimente
mit einem Geröllbestand von basisch-intermediären und rhyolithischen Eruptivgesteinen angetroffen. Die Sedimente sind von rotbrauner Färbung und die Möglichkeit wird diskutiert,
eventuell auch Eruptiva selbst angetroffen zu haben bzw. werden diese im unmittelbaren
Umfeld oder im Liegenden vermutet.
Eine Zuordnung dieser Profile zum Akkumulationsraum der Ilfeld-Senke (BROSIN 1971,
BROSIN & LÜTZNER 2010) ist nicht schlüssig, da die genannten Räume positionell und
strukturell genetisch unterschiedlich entwickelten Ablagerungsräumen zuzuordnen sind. Die
Sedimente der Küllstedt-Senke, mutmaßlich einschließlich des Profils der Bhrg. „Kraja 3“
konglomeratische Bildungen, eventuell mit einem geschlossenen „Melaphyr Lager bzw. einem kristalltuffartigen rhyolithischen Gestein“ (BROSIN & LÜTZNER 2010), werden als äquivalente Bildungen zur Rotterode-Formation betrachtet. Sie zeigen deutliche lithofazielle Ähnlichkeiten zu den analog eingestuften Profilabschnitten der Unstrut-Senke.
Die Ilfeld-Senke als Teil eines aus dem thüringischen Raum in nördliche Richtung streichenden Halbgrabensystems entspricht den Vorstellungen der Gestaltung von taphrogen gesteuerten Furrow-Strukturen, die das Grenzsystem zwischen den saxothuringischen und rhenoherzynischen Schollensegmenten durchqueren. Der Raum der Mühlhausen-Senke ist i. S.
von PAUL (1999) Teil dieses Systems.
Charakteristisch sind auch die gröberklastischen Sedimente, welche die östlichen Grabenflanken begleiten. Die Senkenachsen zeigen in diesen Fällen etwa eine N-S-Erstreckung an.
Das trifft für den mittleren Thüringer Wald, die Ilfeld-Senke und z. B. auch deutlich für das
Erbendorfer Vorkommen zu.
139
Wie bereits im Abschnitt über die Ilmenau-Formation beschrieben, wird diese mit der Neustadt-Formation im Rahmen der Thüringen-Mittelharz-Furrow lithostratigraphisch verglichen.
BROSIN & LÜTZNER (2010) untergliedern die Ablagerungen der Unstrut-Senke - in Ableitung des Profils der Saale-Senke - in die Rotliegend-Formation 1 (Halle-Formation) und die
Rotliegend-Formation 2 (Hornburg-Formation). In diesem Zusammenhang ist auch der
Nachweis von Tuffen des Auersberg-Porphyrs von Interesse, die vom Mittelharz über die
Ilfeld-Senke eventuell bis zur Bhrg. Bottendorf belegt sind (BROSIN 1971).
Im Raum des Thüringer Waldes sind die Vulkanite der Oberhof-Formation an die Querung
der Kraichgau-Senke mit dem Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament bzw. mit der Thüringer Wald-Riftgrabensenke gebunden. Die Vulkanite der Rotterode-Formation hingegen besitzen eine überregionale Verbreitung und werden mit der Aktivierung der Extensionssenken,
so auch der Unstrut-Senke, in Beziehung gesetzt. Dieser Vorstellung folgend, werden der
vulkanische Produkte führende Abschnitt des sedimentären Profils im Raum nördlich des
Thüringer Waldes - jünger als die Ilmenau-Formation - der Rotterode-Formation zugeordnet.
So z. B. sind Vulkanite, Pyroklastite und vulkanitdetritische bzw. perivulkanisch beeinflusste
Sedimente von Teilen der Bhrgn. Neudietendorf 3, Fahner Höhe 5, Krahnberge 3, Bienstädt
1, Straußfurt 8, Weißensee, Sprötau 3, Bottendorf 1 und Querfurt 1 (2 093,0 m - 2 200,65 m)
als mögliche lithofazielle Äquivalente in den Bereich der Rotterode-Formation gerückt (BROSIN & LÜTZNER 2010).
Diese Gesteinseinheiten wurden von BROSIN (1971), z. T. unter Vorbehalt, nicht den im
Bereich der Unstrut-Senke geteuften Profilen des höheren Siles zugeordnet.
Im sogenannten Elgersburger Becken des Thüringer Waldes und im Stockheimer Becken
stehen ebenfalls noch Sedimente und Vulkanite hinsichtlich ihrer Zuordnung zur RotterodeFormation zur Diskussion. Die Bearbeitung der lithostratigraphischen und tektonischen Verhältnisse im Elgersburger Becken sind schon immer dadurch erschwert gewesen, dass diese
Struktur sich über die Kontaktecken von 4 Bl. der GK 25, den Blättern Plaue (5231), Ilmenau
(5331), Oberhof (5230) und Suhl (5330) erstreckt.
Die Einstufung der Vulkanite und Sedimente als Tambacher Schichten (d. h. TambachFormation) geht auf ZIMMERMANN (1908) zurück. ZIEGENHARDT & JUNGWIRTH (1964)
behalten nach der Neubearbeitung der GK 25, Bl. Plaue diese Einordnung bei.
Der als älteste Einheit beschriebene „Rumpelsberg-Porphyr“ ist auf allen o. a. geologischen
Kartenblättern verbreitet und ist jünger als die sog. Jüngeren Oberhöfer Porphyre im SE-Teil
von Bl. Oberhof. Der einsprenglingsreiche und meist fluidal texturierte Rhyolith zeigt randfaziell im Grenzbereich zu den auflagernden Tuffen - durch rasche Abkühlung hervorgerufen eine Grünfärbung, Verkieselung und Brekziierung.
Der Rumpelsberg-Porphyr wird von Flasertuffen und körnigen Tuffen mit unregelmäßigen
Rhyolithfetzen überlagert. Das normale Hangende der Tuffe wird durch den Erguss des
Wolfstein-Porphyrs gebildet. Besonders an dessen Basis ist eine Sphärolithzone als Bestandteil einer unteren Randfazies entwickelt.
Von H. LÜTZNER (1960) werden Tuffe im Liegenden des Wolfstein-Porphyrs ferner am linken Hang des Körnbachtales angegeben. Nach Ansicht von F. ENDERLEIN handelt es sich
hier jedoch um die (obere) Randfazies des Rumpelsberg-Porphyrs. Ein Zwischenmittel
scheint völlig zu fehlen.
Als fazielle Vertretung der Tuffe sind die am linken Hang des Kohltales im gleichen Niveau
auftretenden Sedimente aufzufassen. Sie stimmen in Farbe und Zusammensetzung völlig
mit dem Schwalbenstein-Konglomerat überein, dessen Hauptschüttung über dem WolfsteinPorphyr einsetzt.
Das Untere Konglomerat oder Schwalbenstein-Konglomerat liegt „am rechten Hang des
Körnbachtales und beiderseits des Kohltales normal auf Wolfsteinporphyr. Eingeschaltet sind
Rodaer Melaphyr, Elgersburger Quarzporphyr und zugehörige Tuffe“ (Erläut. Bl. Plaue, S. 27
- 28, ZIEGENHARDT & JUNGWIRTH 1994).
140
Von LÜTZNER (1964, 1966) wurden durch lithologisch-sedimentpetrographische Untersuchungen die auf engem Raum gelagerten Einheiten der Möhrenbach(Gehren)-, Oberhof- und
Tambach-Formation lithofaziell und hinsichtlich ihrer gegenseitig bedingten Lagerungsverhältnissse untersucht. In diesem Zusammenhang sind die Gesteine der TambachFormation als eine ± eigenständige Einheit, die sog. Elgersburg-Formation, begründet und
es ist folgendes Profil dargestellt worden:
Hangendes: Zechstein (inkl. Neuenhof-Formation i. S. von LÜTZNER et al. 2011)
Tambach-Formation
Oberes Konglomerat = Totenstein-Konglomerat
Elgersburg-Sandstein
Unteres Konglomerat = Schwalbenstein-Konglomerat
bei Elgersburg unterteilbar in:
Konglomerat
Elgersburg-Rhyolith/Tuff
In gleicher strat. Position: Roda-Sandstein
Konglomerat, nach E auskeilend
Rodaer „Melaphyr“
Konglomerat
Wolfstein-Rhyolith
Konglomerat
Liegendes:
50 - 100 m
30 - 60 m
bis 220 m
-120/20 m
40 - 80 m
0 - 25 m
- 100 m
Oberhof-Formation, Ilmenau-Formation, im zentralen Bereich durch Störung
abgeschnitten; Rumpelsberg-Rhyolith - eine obere Randfazies wird unmittelbar überlagert vom Wolfstein-Rhyolith.
Die von ZIEGENHARDT & JUNGWIRTH (1964) ebenfalls noch zur Tambach-Formation gestellte Einheit des Rumpelsberg-Porphyrs und seiner Begleitsedimente werden neuerlich
nach Untersuchungsergebnissen von MÄDLER auf der Grundlage der petrographischen
Ähnlichkeit dem Komberg-Porphyr der Rotterode-Formation zugeordnet (LÜTZNER et al.
2010). ANDREAS (in ANDREAS et al. 1998) vergleicht die Rotterode-Formation mit dem
Abschnitt der Elgersburg-Formation unterhalb des sog. Elgersburg-Sandsteins. Zu diesem
Zeitpunkt waren auch noch der Regenbergstein-Rhyolith und der Höhenberg-Dolerit Teil der
Rotterode-Formation und werden nunmehr einem eigenständigen HöhenbergIntrusionsintervall zwischen der Oberhof- und der Rotterode-Formation zugeordnet (ANDREAS & VOLAND 2011).
Im Sinne der Untersuchungen von F. ENDERLEIN (in ZIEGENHARDT & JUNGWIRTH
1964) wird auch der Rumpelsberg-Porphyr inkl. der dazugehörigen Tuffe und lateral entwickelten Sedimente als ein ältester Bestandteil des Profils der Elgersburg-Formation betrachtet. Als Obergrenze des mit der Rotterode-Formation lithostratigraphisch parallelisierten unteren Teilabschnitts der Elgersburg-Formation wird die Untergrenze des auflagernden Elgersburg-Sandsteins angesehen, der diskordant alle älteren Einheiten überlagert (ZIEGENHARDT 1966).
Dieser Sandstein bildet eine etwa 30 - 60 m mächtige Schicht zwischen dem sog. Unteren
oder Schwalbenstein-Konglomerat und dem Oberen oder Totenstein-Konglomerat. Der
durchgehend feinkörnige Sandstein wird einem eigenen Intervall äolisch transportierter und
zum Teil aquatisch umgelagerter Sandsteine von überregionaler Verbreitung und stark
schwankenden Mächtigkeiten, dem Walkenried-, Elgersburg-, Reitsch-Intervall äolischer
Sandsteine zugeordnet.
Nach ANDREAS (1998) wird der Elgersburg-Sandstein als lithostratigraphisches Äquivalent
zu den Sandsteinen der Reitsch-Formation des Stockheim-Beckens betrachtet. Hier sind in
der Bhrg. Stockheim 1/38 diese Sedimente in einer Mächtigkeit von ± 300 m nachgewiesen.
Auf Grund der in der Stockheim-Grabensenke angetroffenen größten Mächtigkeit und cha-
141
rakteristischen Ausbildung wird die genannte Sedimentfolge einer einheitlichen ReitschFormation zugeordnet und empfohlen, es als eine selbstständig auszuhaltende Einheit in das
Profil des Thüringer Waldes einzugliedern.
Zu diesem Faziestyp wurden außerdem noch die Sandsteine der Altengottern-Formation und
der Walkenried-Sandstein der Ilfeld-Senke gestellt.
Nach neuestem Kenntnisstand sind die im o. a. Profil dargestellten Einheiten (von oben nach
unten) der Tambach-Formation (Oberes oder Totenstein-Konglomerat), der ReitschFormation (Elgersburg-Sandstein) und der Rotterode-Formation (Unteres oder Schwalbenstein-Konglomerat mit Einschaltungen der Vulkanite einschl. des Rumpelsberg-Porphyrs)
zuzuordnen. Aus diesem Grunde wird vorgeschlagen die lithofaziellen Einheiten der Elgersburg-Senke analog zur Ilfeld- bzw. Stockheim-Senke mit den Profileinheiten des Thüringer
Waldes zu vergleichen und nicht als eine eigenständige Formation auszuhalten. Bei Beibehaltung der Abfolge der Elgersburg-Senke als einer eigenständigen Formation ist in logischer
Konsequenz gleichfalls eine Ilfeld- und Stockheim-Formation zu definieren. Diese wären
dann als eigenständige Strukturen gleichberechtigt neben die Profilabfolge des Thüringer
Waldes zu stellen. Der Subeffusionskörper des Rodaer Melaphyrs wird nach ANDREAS &
VOLAND (2010) in ein dem tieferen Abschnitt der Rotterode-Formation zugehöriges Subeffusionsintervall eingefügt.
Im Raum des mittleren Thüringer Waldes gibt es, abgesehen von der generellen, etwa N-Sachsialen Anlage der sog. „Oberhöfer Mulde“, die den Thüringer Wald von der GeorgenthalFormation an ihrem W-Rand bis zur Georgenthal-/Möhrenbach-Formation am E-Rand erfasst, weitere Hinweise auf eine Beteiligung der Thüringen-Mittelharz-Furrow am gesamten
Profilaufbau. Verfasser geht davon aus, dass sich die Furrow-Strukturen der MitteldeutschBöhmischen Großscholle an der N-Flanke des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Tiefenlineamentes entwickeln, dessen extensive Steuerungsfunktion vom Grenzraum Oberer Mantel-Unterkruste bestimmt wird.
Von diesem Mechanismus lassen sich nur die 4 Formationen abtrennen, die an diejenigen
Senken gebunden sind, die den NE-SW gerichteten Strukturen des Kollisionsorogens folgen.
Die Entwicklung dieser Strukturen findet jeweils in der Thüringer Wald-Riftgraben- oder Zwischenschollensenke ihren Abschluss, wobei sich die Senken bzw. die dazugehörigen Formationen im Riftgraben bis zur begrenzenden Flanke der gegenüberliegenden Großscholle entwickeln. Es sind dies die Untere Georgenthal-Formation der Unstrut-Senke und die Obere
Georgenthal-Formation und Goldlauter-Formation der Main-Senke. Beide Senken sind zu
einem Zeitraum in die Riftgrabensenke vorgedrungen, der noch keine räumliche Einschränkung durch die wiederum taphrogen vom Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament gesteuerte Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation erfahren hatte.
Die Rotterode-Formation als dritte und gleichfalls in NE-SW-Richtung gedehnte Senkenentwicklung unterliegt innerhalb der Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen Scherzone gewisser räumlicher Einengungen. Das Scherzonensystem wird im Raum des Thüringer Waldes durch zwei Strukturen gebildet. Dies sind die Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation
mit dem nordöstlich anschließenden Thüringer Wald-Graben und die Ilmenau-SchönbrunnSchalkau-Elevation mit dem in analoger Position dazu befindlichen Stockheim-WeidenGraben (Beil. 1, 12-1).
Die vulkanitreichen Profilanteile der Rotterode-Formation im Elgersburg-Becken sind möglicherweise genetisch auf die Kreuzung des Thüringisch-Fränkischen Rifts mit der Nordrandstörung des Thüringer Wald-Grabens - der Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querstörungszone - zurückzuführen.
Das Profil unterhalb der Reitsch-Formation im Stockheim-Becken wird als StockheimFormation (Vulkaniklastit-Grausediment-Folge) mit der Ilmenau- und Manebach-Formation
und die Föritz-Formation (Rotpelit-Konglomerat-Folge) mit der Goldlauter- und OberhofFormation lithostratigraphisch verglichen (Beil. 10). Die Rotterode-Formation würde hier fehlen.
142
Der Sedimentkomplex der Ilmenau- bis Oberhof-Formation unterlag einem gleichartigen Extensions- und nachfolgendem Kompressionsereignis mit einer flachwelligen Deformation wie
im mittleren Thüringer Wald. Innerhalb des Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen
Scherzonensystems wird eine ± gleichzeitige Kompression beider Teilabschnitte angenommen, wobei in Stockheim die Ablagerung der Rotterode-Formation nach der anschließenden
Erosion nicht erfolgt ist bzw. diese ist vor der Sedimentation der Reitsch-Formation abgetragen worden. Vor der Reitsch-Formation kann hier, ähnlich wie im Thüringer Wald, ein > 300
m mächtiges Sedimentpaket erodiert worden sein.
Das 4. Ereignis stellt die Eisenach-Formation dar, die aus südlicher Richtung in Fortsetzung
der sog. Hessischen Becken (KOWALCZYK 2010) die Riftsenke erreicht hat und bis zum
südlichen Rand der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle vorgedrungen ist. Die Aktivierung der „Hessischen Senke“ wird auf die erneut wirksame Extensionstätigkeit des variszischen Orogens im Raum der Süddeutschen Großscholle zurückgeführt. In diesem Zusammenhang werden die damit verknüpften und quer zur Senke angelegten Transformstörungen
des kontinentalen krustalen spreading-Prozesses erneut mit der Bildung eigenständiger Becken im Verlauf der Senke wirksam.
Als ein besonderes Element bei der Gestaltung der Eisenach-Formation ist die Existenz der
während der tieferen Oberhof-Formation gebildeten Creuzburg-Ruhla-SchleusingenElevation zu betrachten, die den westlichen Abschnitt der Riftgrabensenke vom Teil des mittleren Thüringer Waldes abgetrennt hatte und somit die östliche Flanke der Eisenach-Senke
darstellt.
Ein noch offenes Problem ergibt sich durch die Entwicklung der Tambach-Formation in dem
bisher beschriebenen Umfeld. Gegenüber dem älteren Untergrund ist die um N-S gerichtete
Senkenachse deutlich markiert (ANDREAS & LÜTZNER 2009: Beil. 1a, 1c). Obwohl die Tuffe der Oberhof-Formation und auch die Vulkanitintrusionen der Höhenberg-Formation hier
ebenfalls um N-S streichen, treten die diskordant auflagernden Sedimente der TambachFormation deutlich als die im mittleren Thüringer Wald lithostratigraphisch jüngste eigenständige Ablagerung hervor. Nach unserer Auffassung stellt der untere Teil der TambachFormation - das Untere oder Bielstein-Konglomerat mit dem Tambach-Sandstein - eine typische Furrow-Ablagerung dar. Charakteristisches Merkmal ist wiederum die vom östlichen
Flankenraum ausgehende grobklastische Schüttung.
Die Verbreitung der Tambach-Formation ist in LÜTZNER et al. (2011) zusammengefasst
dargestellt: „Die Tambach-Formation ist zusammenhängend in der Apfelstädt-Mulde (Tambacher Mulde) verbreitet. Die Beckenachse verläuft Nord-Süd. Erosionsreste bis in das Gebiet von Luisenthal belegen eine ehemals größere Verbreitung nach SE. Nach sedimentologischen Befunden muß sie auch im NW größere Ausdehnung gehabt haben (LÜTZNER
1981). Eine Fortsetzung im nordöstlichen Vorland des Thüringer Waldes ist wahrscheinlich
(Bhrg. Gotha 1, Krahnberg 3). Südlich des Rennsteigs kommt in einer Randscholle östlich
von Benshausen ein zwischen Oberhof-Formation und Zechstein gelagertes monomiktes
Rhyolithkonglomerat vor, das zur Tambach-Formation gestellt wird (SCHEIBE & KÜHN
1920). Es kann als Hinweis auf eine ehemals weitere Verbreitung der Tambach-Formation
südlich der Typusregion gelten“.
Der als Furrow-Struktur gedeutete Ablagerungsraum des unteren Abschnitts der TambachFormation wird in einer 2. Phase von konglomeratischen und feinerklastischen Sedimenten
überlagert, deren Antransport aus westlicher Richtung erfolgt ist. Dieses Ereignis war mit
einer der letzten Dehnungsphasen des Kollisionsorogens verbunden, in deren Folge sich die
NW-SE gerichteten Hessischen Senken bzw. die Rhön-Senke aus dem Raum der Süddeutschen Großscholle bis hin zum Eisenach-Graben entwickelt hatten.
Nach Vergleichsuntersuchungen von KNOTH, W. (1957, 1960) ist das Obere oder Finsterbergen-Konglomerat der Tambach-Formation lithostratigraphisch mit dem Unteren Konglomerat der Eisenach-Formation zu vergleichen. Der hohe Anteil von Grundgebirgsmaterial
von der Creuzburg-Ruhla-Elevation stützt diese Zuordnung. In diesem Zusammenhang ge-
143
sehen, wären die äquivalenten Konglomerate in den Bhrgn. Gotha 1 und Kranberg 3 lithostratigraphisch in dem Ablagerungszeitraum der Oberen Konglomerate der TambachFormation einzuordnen. In Tab. 12 ist die Abfolge der Formationen in einem Vergleichsprofil
dargestellt.
4.8.
Die Neuenhof-Formation
Die Neuenhof-Formation ist ein erstmals in LÜTZNER et al. (2011) eingeführter Sammelbegriff für die mittel- bis oberpermischen „geringmächtigen, jedoch großflächig abgelagerten
konglomeratisch-sandigen Sedimente unter dem Kupferschiefer“. Als synonyme Begriffe
bzw. Einheiten gelten das Grenzkonglomerat (Förtha-Formation sensu SCHNEIDER 1996),
Zechsteinkonglomerat, Grauliegendes und Weißliegendes. Die nachfolgende Definition und
lithologische Kurzbeschreibung folgt im Wesentlichen wörtlich der o. a. Erstdefinition.
Die Neuenhof-Formation umfasst die geringmächtigen, jedoch großflächig abgelagerten
konglomeratisch-sandigen Sedimente unter dem Kupferschiefer. Im Beckeninneren (WerraBecken) herrschen Wechsellagerungen von sandreichen Fein- bis Mittelkonglomeraten (maximale Korngrößen um 10 cm) und gerolllführenden Grob- bis Feinsandsteinen vor. Bei meist
ebener Schichtung wechselt die Korngrößenzusammensetzung in [cm] - bis [dm]-mächtigen
Lagen, die vorwiegend unscharf begrenzt sind. Schrägschichtung ist selten, tonige Lagen
fehlen fast vollständig. Lokal treten auch [m]-mächtige, intern ungeschichtete Bänke von
Konglomeraten oder Sandsteinen auf. In randnaher Lage des Beckens (Thüringer Wald) sind
ungeschichtete Fein- bis Mittelkonglomerate (max. Korngrößen um 15 cm) häufiger. Die Sedimentfarbe ist im Beckeninneren überwiegend grau, bei großer Mächtigkeit (> 10 m) partiell
auch rötlich grau, in randnaher Lage haben die tieferen Profilteile meist rotbraune bis rötlichgraue Farbe, die nach oben ohne scharfe Grenze in grau übergeht. Graue Farbe ist mit Karbonatzement verbunden.
Untergrenze: scharf begrenzter Beginn sandig-konglomeratischer Sedimente über präRotliegendgesteinen oder roten, oft silt- und sandreichen Peliten der Eisenach-Formation
sowie generell über unterpermischen Abfolgen.
Obergrenze: Basis des Kupferschiefers (Zechstein, Werra-Folge).
In randnaher Lage des Beckens, besonders am Thüringer Wald, wurde der obere, überwiegend graue Teil als „Zechsteinkonglomerat“, der untere, vorwiegend rotbraune Teil als
„Grenzkonglomerat“ kartiert (NAUMANN 1913, 1914). Unregelmäßige, manchmal schlierenartige Farbübergänge zeigen besonders die Aufschlüsse bei Neuenhof und südlich von
Stedtfeld. Nach JUDERSLEBEN & SEIDEL (1974) kann das Zechsteinkonglomerat als fluviatile Bildung interpretiert werden, das Gleiche gilt für das Grenzkonglomerat. Die Graufärbung der Neuenhof-Formation in den randnahen Profilen beruht offenbar auf früh- bis spätdiagenetischer, absteigender Infiltration mit karbonatreichen Wässern. Im Beckeninneren
(Profile der Kalibohrungen) wurde die Infiltration durch die darunterliegenden Rotpelite der
Eisenach-Formation abgeriegelt und gestaut. Hier sind die Pelite unmittelbar unter der Neuenhof-Formation dunkel- bis schwarzgrau gefärbt (0,1 - 1,5 m). Am Nordrand des WerraBeckens (Richelsdorfer Gebirge) enthält die Neuenhof-Formation in ihrem obersten Abschnitt die Lokalfazies des gelblichgrauen Cornberger Sandsteins, der in der Umgebung von
Cornberg bis über 20 m mächtig wird. Die meisten Autoren (u. a. KULICK 1987, GAST 1994)
interpretieren ihn als eine äolische Ablagerung. Geringmächtige Äquivalente des Cornberger
Sandsteins enthalten auch die Aufschlüsse bei Neuenhof.
Nach der lithostratigraphischen Stellung und nach ähnlichen magnetostratigraphischen Signalen erscheint eine weitgehend zeitgleiche Korrelation mit der Eisleben-Formation des östlichen Harzvorlandes begründet.
144
Tab. 12: Die Formationsgliederung des hohen Oberkarbon - Unterperm im Thüringer Wald und dessen Umfeld.
Mühlhausen-Senke
und
Thür.-MittelharzFurrow
Thüringer Wald-Zwischenschollen-Grabensenke,
-Riftgrabensenke, Thüringen-Mittelharz-Furrow, Elgersburg-Senke Stockheim-Senke
Zentraleuropäische N-S-Riftzone,
Basin and range-Gliederung
Ilfeld-Senke
Oberes
Perm
Z E C H S T E I N - F O R M A T I O N
NEUENHOF - FORMATION
3 EISENACH - FORMATION
S3
Unteres
Konglomerat
Oberes
TAMBACH - FORMATION Sandstein
F
Unteres Konglomerat
ALTENGOTTERN Sandstein
WALKENRIED Sandstein
R
„REITSCH – FORMATION“
MÜHLHAUSEN FORMATION
WERNA FORMATION
B
ROTTERODE - FORMATION
Melaphyr
Totenstein- oder
Oberes Konglomerat
ELGERSBURG Sandstein
REITSCH FORMATION
Schwalbenstein- oder
Unteres Konglomerat
Roda-Melaphyr Vulkanite
Melaphyrische Subeffusionsphase -
P e r m
O b e r r o t l i e g e n d
M O S B A C H - (K o m p r e s s i o n s) - E v e n t
U n t e r e s
F HÖHENBERG- (Intrusions-Intervall) - FORMATION
Saalischer oder
T H Ü R I N G E R W A L D - (E x t e n s i o n s - K o m p r e s s i o n s) - E v e n t
obere
OBERHOF - FORMATION
2
BAUMGARTEN-FM. S2
NEUSTADT-FM.
NETZKATER-FM.
FUCHSBERG-FM.
Stefan
Oberkarbon
GR
F
GOLDLAUTER - FORMATION
S
MANEBACH - FORMATION
R
ILMENAU - FORMATION
untere
FÖRITZ -
obere
FORMATION
untere
STOCKHEIM FORMATION
Vulkanismus verbindet das um E-W versetzte Rift in der Grabensenke
S2OBERE GEORGENTHALGR 2 FORMATION
S1UNTERE GEORGENTHALGR 1 FORMATION
R
OBERE
MÖHRENBACHFORMATION
UNTERE
Zentraleuropäische
N-S-Riftzone
U n t e r r o t l i e g e n d
SÜLZHAYN - FM.
ANDREAS 2010/11
A s t u r i s c h e r - (K o m p r e s s i o n s) - E v e n t
1
Unstrut - Senke
GR
Vulkanismus im Kreuzungsbereich der Unstrut- und Main-Senke
mit dem Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament
2
Main - Senke
B
Basin and range-Gliederung
3
Werra - Senke
R
Zentraleuropäische N-S-Riftzone
F
Thüringen-Mittelharz-Furrow
S
Zwischenschollen-Grabensenke, örtlich mit Einmündung von
Unstrut- (S1), Main- (S2) und Werra-Senke (S3)
einschließlich Melaphyr in der Bohrung Thüringen Süd 1/63
Zeit- und Erosionslücken
Schriftenverzeichnis
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Zimmermann, E. & Scheibe, R. (1908): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Preußen und den
Thüringischen Staaten, Lfg. 64, Blatt Suhl. - 158 S., Berlin (Königl. Geol. Landesanst.).
Zulauf, G. (1990): Spät- bis postvariszische Deformationen und Spannungsfelder in der nördlichen
Oberpfalz (Bayern) unter besonderer Berücksichtigung der KTB-Vorbohrung. - Frankfurter
geowiss. Arb., A8: 285 S.; Frankfurt/M.
Zulauf, G. (1991): Zur spät- und postvariszischen Krustenentwicklung in der nördlichen Oberpfalz. KTB-Report 91-1: 41 - 62; Hannover.
Zulauf, G. (1993a): Brittle deformation events in the western border of the Bohemian Massif (Germany). - Geol. Rdsch., 82: 489 - 504; Stuttgart.
Zulauf, G. (1993b): The Moldanubian-Saxothuringian boundary at the western border of the Bohemian
Massif - a polyphase strike-slip zone. - Z. Dt. Geol. Ges., 144: 68 - 87; Stuttgart.
Zulauf, G. (1997): Von der Anchizone bis zur Eklogitfazies: Angekippte Krustenprofile als Folge der
cadomischen und variszischen Orogenese im Tepla Barrandium (Böhmische Masse). - Geotekton. Forschungen, 89: 302 S.; Stuttgart.
Zulauf, G. & Duyster, J. (1997a): Supracrustal thickening of variscan basement due to Alpine foreland
compression: Results from the superdeep well KTB (Bohemian Massif, Germany). - Tectonics,
Vol. 16(5): 730 - 743; Washington.
Zulauf, G. & Duyster, J. (1997b): Faults and veins in the superdeep well KTB: constraints on the
amount of Alpine intra-plate thrusting and stacking of Variscan basement (Bohemian Masssif,
Germany). - Geol. Rundsch., 87: 28 - 33; Stuttgart.
Ergänzungen
Bankwitz, E. & Bankwitz, P. (1979): Wechselbeziehungen zwischen tektonischen Vorgängen der ozeanischen und kontinentalen Kruste. - Z. geol. Wiss., 7(2): 39 - 54; Berlin.
Okrusch, M. & Weber, K. (1996): Der Kristallinkomplex des Vorspessart. - Z. geol. Wiss., 24(1/2):
141 - 174; Berlin.
178
Danksagung
In Rückerinnerung gilt der an meine Frau und die Kinder gerichtete Dank für das geduldige Ausharren
an der Seite eines Auslands- und „Thüringer Wald“-Geologen nicht nur dem Zeitraum des letzten
Jahrzehnts, sondern der langen Periode des von Höhen und Tiefen gekennzeichneten gemeinsamen
Lebensweges.
Den zahlreichen Begegnungen und Diskussionen der langen Zusammenarbeit mit Fachkollegen im
Rahmen gemeinsamer Untersuchungen und Exkursionen kann in diesem Rahmen nur marginale
Aufmerksamkeit zugemessen werden.
Vordergründig möchte ich die direkte und indirekte Unterstützung bei der Anfertigung der vorliegenden
Arbeit würdigen. Hier ist in erster Linie den ehemaligen Kolleginnen vom Erkundungsbetrieb Jena zu
danken.
Frau Barbara Blumenstengel (Jena) danke ich für die präzise Recherche und Bereitstellung
auch von unter nur komplizierten Bedingungen zur Verfügung stehender Literatur in Form von
Originalen und Kopien sowie vor allem für die geduldige Wartezeit bis zur Rückgabe des
Ausgeliehenen. Frau Kartographie-Ing. Judith Lenk (Jena) habe ich vor allem die endgültige
Bearbeitung eines großen Teils der bereits in einem frühen Stadium angefertigten Beilagen zu
danken, die in vielfältiger Weise dem neuen Kenntnisstand angepasst werden mussten. Für die
langjährige und geduldige Bearbeitung der vor allem in den vergangenen Jahren erarbeiteten
Manuskripte für Tagungen, Poster und Publikationen bin ich Frau Waltraud Hädrich (Jena), die
wesentlich zur Fertigstellung dieser Arbeit beigetragen hat, zu großem Dank verpflichtet.
Die Anfertigung der Schichtenverzeichnisse von noch nicht abschließend bearbeiteten Kartierungsbohrungen des Thüringer Waldes sowie die Überarbeitung und Revision bereits publizierter bzw. im
Manuskript vorliegender Profile (vgl. Beil. 20) war nicht ohne die selbstlose Unterstützung durch meinen Freund und Kollegen Herrn Dr. J. Jungwirth, Jena, möglich. Die präzise kartographischzeichnerische Umsetzung der zahlreichen Profilentwürfe von Bohrungen in lesbare Dokumente und
deren graphische Darstellung in vergleichenden Schnitten danke ich Frau Ruth Rolf, von der Thüringer Landesanstalt für Umwelt und Geologie Jena, Arbeitsstelle Weimar.
Zu petrologischen Problemen waren die ehemaligen Arbeitskollegen Dipl.-Mineraloge H. Voigt (Gießübel) und Dipl.-Mineraloge J. Mädler (Jena) jederzeit zu fachkompetenten Aussagen bereit. Zur Diskussion von Problemen des engeren und weiteren Umfeldes des variszischen Kollisionsgeschehens
und damit einhergehender unterschiedlicher Aussagen sowie zu Fragen der Rotliegendentwicklung,
war mir Herr Dr. J. Wunderlich (Weimar) ein ständig ansprechbarer Partner. Ein im Zusammenhang
mit einem gemeinsamen Vortrag erarbeiteter Publikationsentwurf ist in Teilen im vorliegenden Manuskript eingearbeitet. Ein wegen Einstellung der Fachzeitschrift nicht publiziertes Manuskript von ANDREAS, HAUBOLD & LANGBEIN (1990) zur Problematik der Manebach-Formation wurde dem Kollegenkreis zur Kenntnis gegeben und ist bereits mehrfach in der Fachliteratur zitiert. Mein Dank gilt den
ehemaligen Co-Autoren für die Möglichkeit der Verwertung in vorliegender Arbeit. Die Problematik
einer Einpassung von Bohrergebnissen der ehemaligen SDAG Wismut und von Bohrprofilen der auf
den Nachweis von Steinkohle und Uran gerichteten Sucharbeiten im bayerischen Anteil des Stockheim-Grabens konnte mit Unterstützung durch Herrn Dr. F. Leitz (Redwitz a. d. Rodach) und durch
freundliches Entgegenkommen der mit der Nachlassverwaltung Beauftragten gelöst werden.
Diese Arbeit wurde durch technische Hilfe und die Bereitstellung umfangreicher Fundusunterlagen der
Thüringer Landesanstalt für Umwelt und Geologie Jena, Abt. 6: Geologischer Landesdienst (Arbeitsstelle Weimar) sowie die Möglichkeit der Nutzung des Bohrkernarchivs von den Herren Dr. H. Gesang,
Dr. G. Judersleben, Dr. L. Katzschmann, Prof. Dr. G. Seidel und G. Schubert gefördert. Technische
Unterstützung habe ich auch durch die Herren Dr. R. Ruske (ehem. GFE GmbH Halle) und vor allem
von meinem Freund, Dipl.-Geologen F. Wenig (Wenig & Partner GmbH Bad Liebenstein) erfahren, der
zahlreiche Beilagen reproduktionsfähig gestaltete. Die graphische Anfertigung der Beilage 17-2 danke
ich Herrn Roman Möbius (Jena). Für die großzügige Bereitstellung von Computertechnik und Arbeitsmöglichkeiten habe ich mich bei Herrn Dipl.-Ing. H. Rub (Jena) zu bedanken.
Für die, den Abschluss der Dissertation anmahnend begleitenden Diskussionen bedanke ich mich vor
allem bei den Herren Prof. Dr. P. Bankwitz (Potsdam), Prof. Dr. E. Herrig (Greifswald), Prof. Dr. H.
Lützner (Jena), Prof. Dr. J. W. Schneider (Freiberg) und Prof. Dr. B. Schröder (Bochum).
Diskussionen und Hinweise, die mich bei meinen Untersuchungen weitergeführt haben, danke ich den
Herren Dr. P. Brosin (Erfurt), Dipl.-Geol. K. Ehrhardt (Stadtilm) und Dr. H. Schramm (Georgenthal).
179
Tabellarischer Lebenslauf
Dieter Joachim Andreas
Geb. 07. 11. 1933 in Leipzig
- 1948
Abschluss Grundschule, Oberschule und Übergangsschule in Taucha/Leipzig
- 1952
Abitur Max-Klinger-Oberschule Leipzig
- 1957
Studium Ernst-Moritz-Arndt-Universität Greifswald und Abschluss Staatsexamen für
Diplom Geologen
- 1963
Geologischer Dienst Jena und Nachfolgebetriebe: Fachgebietsleiter Kartierung Rotliegend Thüringer Wald - Objektgeologe Sucharbeiten Buntmetall
- 1964
Sondierungsexpedition Mongolische Volksrepublik und Bearbeitung weiterer Rotliegendthemen
- 1965
Befahrung und Projektierung der Expeditionsarbeiten im Zentralteil der südlichen
Mongolischen Volksrepublik - Raum Bajanchongor
- 1968
Chefgeologe der Kartierungs-, Such- und Vorerkundungsarbeiten im Raum Bajanchongor - Berichterstattung mit einem umfangreichen Kartenwerk i. M. 1 : 100 000 (±
11 000 km²)
- 1973
Fachgebietsleiter Rotliegend im VEB Geologische Forschung und Erkundung (GFE)
Halle, Betriebsteil (BT) Jena - Arbeiten am Erdöl-Erdgas-Programm des Zentralen
Geologischen Instituts Berlin - mehrfach Sondierungs- und Projektierungsarbeiten in
der Mongolischen Volksrepublik
- 1979
Projektierung, Vorbereitung, Expeditionsleiter und Chefgeologe der Geologenexpedition in der damaligen VDR Yemen (Süd-Yemen) - Berichterstattung und umfangreiches Kartenwerk
- 1980
Leiter Erkundung Spatlagerstätten im VEB GFE Freiberg, BT Jena
- 1990
Leiter des Betriebsteils Jena im VEB GFE Freiberg
- 1997
Tätigkeit in privatwirtschaftlichen Unternehmen (Jena-GEOS GmbH und Leiter der
Niederlassung Thüringen der Geologische Forschung und Erkundung GmbH Halle)
- 2011
Forschungsarbeiten im Rotliegend des Thüringer Waldes nach Abschluss der beruflichen Tätigkeit
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Versicherung
Hiermit versichere ich, dass ich die vorliegende Arbeit ohne unzulässige Hilfe Dritter und ohne Benutzung anderer als der angegebenen Hilfsmittel angefertigt habe; die aus fremden Quellen direkt oder
indirekt übernommenen Gedanken sind als solche kenntlich gemacht.
Bei der Auswahl und Auswertung des Materials sowie bei der Herstellung des Manuskripts habe ich
Unterstützungsleistungen von folgenden Personen erhalten:
Dr. Johannes Jungwirth
Jena
Prof. Dr. Bernd Voland
Jena
Dr. Jürgen Wunderlich
Jena/Weimar
Weitere Personen waren an der Abfassung der vorliegenden Arbeit nicht beteiligt. Die Hilfe eines
Promotionsberaters habe ich nicht in Anspruch genommen. Weitere Personen haben von mir keine
geldwerten Leistungen für Arbeiten erhalten, die nicht als solche kenntlich gemacht worden sind.
Die Arbeit wurde bisher weder im Inland noch im Ausland in gleicher oder ähnlicher Form einer anderen Prüfungsbehörde vorgelegt.
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