Layout_Sicherung_2008 - Oberrheinischer Geologischer Verein

Exkursion E_Band 97_ Layout_Sicherung_2008 08.01.15 09:38 Seite 143
Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver., N.F. 97, 143–168, 18 Abb.; Stuttgart 2015.
Die spätpaläozoischen Vulkanzentren
im östlichen Erzgebirge
(Exkursion G am 10. April 2015)
The Late Paleozoic volcanic centers in the eastern Erzgebirge
Von Manuel Lapp & Christoph Breitkreuz1
Mit 18 Abbildungen
Fahrtroute: Freiberg – Mohorn – Tharandt – Obercunnersdorf – Dippoldiswalde – Putzmühle – Schönfeld – Frauenstein – Freiberg.
Top. Karten: TK 25 Bl. 5046 (80) Freiberg, 5047 (81) Freital, 5147 (100)
Frauenstein, 5247 (118) Rechenberg Bienmühle, 5248 (119) Altenberg.
Geol. Karten: GÜK 400 Sachsen; GÜK 200 Bl. CC 5542 Dresden; GÜK
100 Erzgebirge/Vogtland.
Zusammenfassung
Die Exkursion führt zu den großen SiO2-reichen Vulkanzentren, die sich im
Oberkarbon in der Region des heutigen östlichen Erzgebirges in und auf variszischen Metamorphiten bildeten. Die Tharandter-Wald-Caldera ist mit ihrem Ringgangsystem östlich von Freiberg aufgeschlossen. Aufgrund tiefgründiger Erosion
liegt die verschweißte Caldera-Füllung zu Tage. Der Altenberg-Teplice-Vulkankomplex erstreckt sich über 30 km NNW–SSE in der deutsch-tschechischen Grenzregion. Zwischen beiden Zentren zieht sich der NE–SW-streichende SaydaBerggießhübeler Gangschwarm. Die magmatischen Gesteine sind lokal exzellent
aufgeschlossen sowie durch zahlreiche Explorationsbohrungen erkundet. Es werden
Daten früherer Studien und Ergebnisse laufender eigener Projekte zur Vulkanologie,
zur geochemischen Zusammensetzung und zum Bildungsalter vorgestellt.
Abstract
The field trip leads to the large SiO2-rich volcanic centers which formed, hosted
by Variscan metamorphic rocks, during the Late Carboniferous in the today’s area
1Anschriften der Verfasser: Dr. M. Lapp, Sächsisches Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie, Halsbrücker Str. 31a, D-09599 Freiberg; Prof. Dr. C. Breitkreuz,
Institut für Geologie, TU Bergakademie Freiberg, Bernhard-von-Cotta-Str. 2, D-09599
Freiberg. E-Mail des korrespondierenden Autors: [email protected].
DOI:10.1127/jmogv/97/0007
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Manuel Lapp & Christoph Breitkreuz
of the eastern Erzgebirge. The Tharandt Wald Caldera with its ring dike system
is located east of Freiberg; profound erosion exposed the strongly welded calderafill. The Altenberg Teplice Volcanic Complex extends in NNW–SSE direction
over 30 km in the German-Czech border region. Between these two centers, the
Sayda-Berggießhübel Dike Swarm developed in NE–SW direction. The magmatic rocks are exposed well, locally, and have been explored by numerous wells.
During the field trip previous studies and volcanological, geochemical and
geochronological results of ongoing own projects will be presented.
Schlüsselwörter: Tharandter-Wald-Caldera, Altenberg-Teplice-Vulkankomplex,
Sayda-Berggießhübel-Gangschwarm, Vulkanologie, Geochemie, Geochronologie
Keywords: Tharandter-Wald Caldera, Altenberg-Teplice Volcanic Complex,
Sayda-Berggießhübel Dike Swarm, Volcanology, Geochemistry, Geochronology
1. Einführung
In der Spätphase der variszischen Orogenese war das Gebiet des heutigen Sachsens von intensivem Vulkanismus gekennzeichnet – vergleichbar dem känozoischen
Vulkanismus in den westlichen USA. Wie in den westlichen USA im Känozoikum,
unterlag die saxothuringische Zone im Oberkarbon–Perm transtensionalen Bewegungen. Es eruptierten große Volumina vornehmlich SiO2-reicher Magmen in Form
von weitverbreiten verschweißten und unverschweißten Ignimbriten und Laven.
Einige der Vulkanzentren entwickelten sich mit Erosionsdiskordanz direkt auf
variszischem Basement (Meißen-Massiv, Tharandter-Wald-Caldera und AltenbergTeplice-Vulkankomplex), andere waren im Unterperm in terrestrischen Becken
aktiv (Döhlen-Becken, Chemnitz-Becken; Breitkreuz et al. 2009; Rößler et al.
2015, dieser Band). Nordwestlich des Granulitgebirges erstreckt sich das große
Aufschlussgebiet des unterpermischen Nordsächsischen Vulkanitkomplexes, das
neben sedimentären Einschaltungen aus mächtigen Ignimbritabfolgen (vor allem
Rochlitz- und Wurzen-Formation) aufgebaut ist (Röllig et al. 1970; Röllig 1976;
Förster et al. 2008; Hoffmann et al. 2013).
Neben der intensiven vulkanischen Aktivität kam es vor allem im Gebiet des
heutigen Erzgebirges zur Platznahme großer und kleiner Plutone (Eibenstock im
westlichen Erzgebirge, Niederbobritzsch-Granit westlich der Tharandter-WaldCaldera, Fláje- und Schellerhau-Granit im Altenberg-Teplice-Vulkankomplex;
Förster et al. 1999). Außerdem entstanden ausgedehnte subvulkanische Komplexe wie z. B. der Sayda-Berggießhübeler Gangschwarm (Winter et al. 2008;
Freymark et al. 2015, dieser Band) oder der Granitporphyr des AltenbergTeplice-Vulkankomplexes (Müller et al. 2005).
Dem Grundgebirge des östlichen Erzgebirges sitzen die oberkarbone Tharandter-Wald-Caldera und der Altenberg-Teplice-Vulkankomplex auf (Abb. 1;
Benek 1980, 1991; Breiter 1997). Zwischen diesen Vulkanzentren durchschlugen
über 350 Gänge des Sayda-Berggießhübeler Gangschwarms in drei Generationen
den Gneis (Pälchen 1968; Wetzel 1984; Winter et al. 2008). Die rhyolithischen
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Die spätpaläozoischen Vulkanzentren im östlichen Erzgebirge
Gesteine des Altenberg-Teplice-Vulkankomplexes hat Benek (1991) anhand einer
geometrischen Modellierung als Füllung einer Falltür-Caldera interpretiert. An
den Altenberg-Teplice-Vulkankomplex sind wichtige Zinn- und Lithium-Vererzungen gebunden (Breiter et al. 1991; Webster et al. 2004; Reißmann 2015,
Abb. 1: Übersicht der Gangsysteme und der spätpaläozoischen Vulkankomplexe im östlichen Erzgebirge mit Lage der Exkursionshalte 1–6. TWC = Tharandter-WaldCaldera, ATVC = Altenberg-Teplice-Vulkankomplex (nach Winter et al. 2008).
Fig. 1: Overview map of the Late Paleozoic dyke systems and volcanic complexes in the
Eastern Erzgebirge with the location of excursion stops 1–6 (after Winter et al. 2008).
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Manuel Lapp & Christoph Breitkreuz
dieser Band). Die vulkanosedimentären Prozesse im Altenberg-Teplice-Vulkankomplex dürften unter warm-humiden paläoklimatischen Bedingungen stattgefunden haben (Roscher & Schneider 2006).
Mit Hilfe der Granulometrie (Flächenanteile und Größe der Einsprenglinge/Kristall-Klasten) und der Geochemie lassen sich die verschiedenen oberkarbonen Vulkanite und Subvulkanite des östlichen Erzgebirges gut unterscheiden (Winter et al. 2008; Freymark et al. 2015, dieser Band). Für die während der
Exkursion besuchten Einheiten sind die Abb. 15 und 16 in Freymark et al. (2015,
dieser Band Seite 289–290) hilfreich. Neben eigenen Analysen sind dort geochemische Daten aus der Literatur dargestellt. Der Vergleich der spätpaläozoischen
Vulkanite des Osterzgebirges im TAS-Diagramm (TAS = total alkali-silica) zeigt
relativ deutlich zwei Gruppen (Freymark et al. 2015: Abb. 15). Die Gruppe der
Schönfeld-Vulkanite (frühe Phase des Altenberg-Teplice-Vulkankomplexes) fällt
grob ins Dacitfeld, die Ignimbrite der Tharandter-Wald-Caldera und die Rhyolithe des Altenberg-Teplice-Vulkankomplexes fallen ins Rhyolithfeld mit relativ
hohen SiO2-Werten. Eine gute Bestätigung der zwei Gesteinsgruppen zeigt das
Zr-TiO2-Diagramm (Freymark et al. 2015: Abb. 16), zwei Elemente, die sich
während der Alteration weniger mobil verhalten.
Für alle weiteren geochemischen Korrelationen liegen SeltenerdelementMuster vom Altenberg-Teplice-Vulkankomplex, der Tharandter-Wald-Caldera
und dem Sayda-Berggießhübeler Gangschwarm vor. Abb. 17 in Freymark et al.
(2015, dieser Band) zeigt die unterschiedlichen Gruppen anhand der SEE-Verteilungen. So scheint der Sayda-Berggießhübeler Gangschwarm, ebenso wie die
Rhyolithe des Altenberg-Teplice-Vulkankomplexes im Vergleich zum FreibergFrauensteiner Rhyolithgang (Typ B) etwas stärker in leichten SEE angereichert
zu sein. Die Rhyolithe der Tharandter-Wald-Caldera zeigen diese Anreicherung
ebenfalls, vor allem bei Lanthan, deutlich. Zudem weisen alle Rhyolithe eine EuAnomalie auf, die beim Sayda-Berggießhübeler Gangschwarm am stärksten ausgeprägt ist.
Sowohl die negative Eu-Anomalie als auch die Anreicherung an leichten SEE
sprechen für eine Plagioklas-Fraktionierung (Rollinson 1993). Die schweren
SEE der Rhyolithe haben einen nahezu geraden Verlauf, somit ist eine GranatKristallisation in der Schmelze auszuschließen (Wilson 1989).
Teil I: Tharandter-Wald-Caldera und assoziierte Gangsysteme
Die Tharandter-Wald-Caldera umfasst mit ca. 50 km² nur eine vergleichsweise
kleine Fläche. Die Vulkanite liegen diskordant auf einer intrakarbonen Erosionsfläche, die von jungproterozoischen Gesteinen des Erzgebirges im S bzw. im N
auf den altpaläozoischen Gesteinen des Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirges
gebildet wird. Etwa die Hälfte der vulkanischen Gesteine wird diskordant von
Oberkreide-Sedimenten, oligo-miozänen Basalten und quartären Ablagerungen
bedeckt (Abb. 2; Benek 1980).
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Die spätpaläozoischen Vulkanzentren im östlichen Erzgebirge
Abb. 2: Übersichtskarte der oberkarbonen Tharandter-Wald-Caldera mit Lage der Exkursionshalte 1 und 2 (modifiziert nach Benek 1980).
Fig. 2: Overview map of the Late Carboniferous Tharandter-Wald-Caldera with the location of excursion stops 1 and 6 (modified after Benek 1980).
Vorläufige U/Pb-Datierungen an Zirkon der Ignimbrite der Tharandter-WaldCaldera ergaben ein Alter von 320 ± 4 Ma (Breitkreuz et al. 2009) und der direkt
westlich aufgeschlossene Niederbobritzscher Granit (Abb. 1) ergab mit 320 ±
6 Ma (Tichomirowa 1997) ein ähnliches Alter, was eine kogenetische Entwicklung vermuten lässt.
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Vulkanotektonisch betrachtet handelt es sich um eine tief angeschnittene
Caldera-Struktur, die bereits Moesta (1929) als „gestaffelte Effusionspinge“ im
Grundsatz treffend interpretiert hatte. Der Caldera-Charakter ist später präzisiert
worden (Benek 1980). Bei den Vulkaniten werden seit langem die Varietäten
„quarzarmer“ (korrekter ist die Bezeichnung „quarzeinsprenglingsarmer Rhyolith“ (Abb. 5a; Halt 1 der Exkursion – Porphyrfächer Mohorn) und „normaler“
Quarzporphyr unterschieden. Dabei ist der „quarzeinsprenglingsarme Rhyolith“
älter als der „normale Rhyolith“. Übergänge zwischen beiden Typen sind vorhanden. Signifikante Änderungen sind bei verschiedenen Gesteinsmerkmalen
vom Rand und dem Liegenden, zum Inneren und dem Hangenden des RhyolithAreals, belegt (Benek 1980). Dazu zählt:
• eine Zunahme von Häufigkeit und Größe bei den Quarzeinsprenglingen,
• ein Übergang von megaskopisch dichter zu weitgehend auskristallisierter
Grundmasse,
• eine Abnahme der Fiamme nach Anzahl und Länge,
• eine Verflachung des Einfallens der Fiamme (Abb. 2),
• sowie ein Wechsel von vorwiegend plattiger und säuliger Klüftung zu massiger Ausbildung.
Einzelne Tiefbohrungen der SDAG WISMUT westlich der Triebisch und bei
Grillenburg (Brg. 309/70 und 852/68) haben bei über 300 m bzw. bei über 370 m
(Brg. 853H/69) die Rhyolithe noch nicht durchteuft. Benek (1980) vermutet für
den quarzeinsprenglingsarmen Rhyolith aufgrund der flachen, schüsselartigen
Lagerung, die durch die Pseudofluidaltextur (Fiamme) rekonstruiert wird, eine
Mächtigkeit von 500–600 m. Für den „normalen“ Rhyolith werden nochmal
300 m mächtige Ablagerungen vermutet. Nach Förster et al. (2008) beträgt das
heute noch vorhandene Volumen der Ignimbrite 25–30 km³. Rhyolithische
Förderzonen sind in den Randbereichen bei Grund und Tharandt als Halbringartiger Gangzug mit kohärenten Rhyolithen und durch pyroklastische Gänge mit
steil bis vertikal stehender Pseudofluidaltextur belegt (Förster et al. 2008). Hinzu
kommen einzelne radiale Gänge (Halt 2 der Exkursion – Steinhübel).
Eine Besonderheit der Tharandter-Wald-Caldera stellt die glasige Fazies des
sogenannten „Kugelpechsteins“ von Spechtshausen dar (Abb. 2). Der Pechstein
hat eine stark verschweißte vitroklastische Grundmasse, in der, jeweils mit einem
Gesteinsbruchstück als zentralem Kristallisationskeim, mikrokristalline Sphärolithe (Breitkreuz 2013) von bis zu 15 cm Durchmesser entstanden sind (Abb. 5b).
Der Pechstein dürfte ebenfalls zum System pyroklastischer Zufuhrsysteme der
Tharandter-Wald-Caldera gehören.
Halt 1: Porphyrfächer Mohorn, alter Steinbruch (TK 25 Bl. 5046 (80) Freiberg, R 46 04 123 / H 56 52 538).
Zugang: Von der Ortschaft Mohorn (B 173) nach Grund, 400 m östlich des
Parkplatzes entlang eines Wanderweges zum ehemaligen Steinbruch (zur Schottergewinnung) im Wald (Abb. 3).
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Abb. 3: Übersichtskarte der Umgebung von Halt 1 (Porphyrfächer Mohorn). Geologie
nach der GK50dig des LfULG.
Fig. 3: Overview map of the surrounding of Stop 1 (Porphyry fan of Mohorn). Geology
based on GK50dig, published by LfULG.
Der sogenannte „Porphyrfächer“ mit einer ca. 15 m hohen Aufschlusswand
wird aus dem „quarzeinsprenglingsarmen“ Rhyolith gebildet, die dominierende
Gesteinsausbildung des Tharandter Waldes. Das Gestein zeigt eine fein- bis
dicksäulige Absonderung (Abb. 4).
Die fragmentierte Schmelze eruptierte vermutlich durch die nahe gelegene
„Grunder Spalte“ (Abb. 2), was sich anhand der im quarzeinsprenglingsarmen
Rhyolith flächig ausgebildeten Pseudofließtextur nachweisen lässt (Grunder
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Manuel Lapp & Christoph Breitkreuz
Abb. 4: Der Porphyrfächer von Mohorn mit fein- bis dicksäuliger Absonderung. Die Bildbreite beträgt im Vordergrund ca. 20 m. Der Aufschluss wird aus „quarzeinsprenglingsarmen“ Rhyolith gebildet, die dominierende Gesteinsausbildung des
Tharandter Waldes.
Fig. 4: Porphyry fan of Mohorn with thin to thick cooling columns. The width of the picture in the foreground is about 20 m. The outcrop is formed by the “quartzphenocryst-poor” rhyolite, the main rock formation of the Tharandter Wald.
Spalte im W, Tharandter Spalte im E). Die Fiamme fallen mit 15–25°, teils sogar
bis zu 60° nach N bis NE, unabhängig von der Stellung der Abkühlungssäulen,
ein (Eberlein 2004). Die fächerförmige Anordnung der Säulen weisen auf eine
komplexe Abkühlungsgeschichte, die am besten mit einer paläomorphologisch
oder tektonisch bedingten Stufung des metamorphen Untergrundes erklärbar ist.
Das rotbraune bis grauviolette Gestein zeigt bis zu 10 cm lange Fiamme, die
ein Beleg für den hohen Grad der parataxitischen Kompaktion sind (Breitkreuz
et al. 2009). Das Gestein ist durch eine dichte Grundmasse mit 2–3 mm großen
Kristall-Klasten von Orthoklas und Plagioklas, wenig Quarz und selten Biotit
charakterisiert (Abb. 5a). Der Gehalt an Kristall-Klasten liegt bei ca. 13 Vol.-%
(Schulze 1963). Gesteinsbruchstücke sind maximal 2 cm groß (Breitkreuz et
al. 2009). Sie beinhalten Grundgebirgsmaterial in Form von Tonschiefer, Phyllit,
Gneis und Gangquarz.
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Die spätpaläozoischen Vulkanzentren im östlichen Erzgebirge
a
b
Abb. 5: Die Gesteine der Tharandter-Wald-Caldera. a: Der „quarzeinsprenglingsarme“
Rhyolith, hier in einem polierten Handstück mit deutlichen Fiamme. b: Kugelpechstein. Vitrophyrische Domaine eines Gesteinsbruchstück-reichen, verschweißten pyroklastischen Subvulkanits (zur Lokalität siehe Abb. 2); deutlich ist das
Gesteinsbruchstück im Zentrum des mikrokristallinen Sphäroloids zu sehen,
welches als Keim für die Kristallisation diente.
Fig. 5: The rocks of the Tharandter-Wald-Caldera. a: Polished rock slab of the “quartzphenocryst-poor” rhyolite with obvious fiamme. b: Spheric pitchstone. Vitrophyric
domain of a rock fragment-rich, welded pyroclastic subvolcanic rock (for sample
location see Fig. 2). Note the rock fragment in the center of the microcrystalline
spheruloid that served as the nucleus of the crystallization.
Halt 2: Alter Steinbruch Steinhübel (TK 25 Bl. 5047 (81) Tharandt, R 4610 586
/ H 56 42 871).
Zugang: Von der Ortschaft Klingenberg auf der S 190 über Obercunnersdorf
östlich des Großen Stieflitzbaches rechts abbiegen, vorbei am Anglerteich bis zum
kleinen Wald auf der rechten Seite. Im Wald ist es der südliche Steinbruch (Abb. 6).
Im SE des Tharandter Waldes ist das konzentrisch um die Caldera angeordnete
Rhyolithgangsystem gut ausgebildet (Abb. 2). Hinter einem Garagenkomplex im
SE von Klingenberg ist der konzentrische Gangzug über seine ganze Breite von
ca. 100 m aufgeschlossen (Abb. 6). Hier liegt ein kohärenter Rhyolith mit massiger und einsprenglingsreicher Textur vor (Abb. 8b). Daneben kommt in dem
Gebiet ein NW–SE-streichender, radial zur Tharandter-Wald-Caldera stehender
Gang vor, der von Alexowsky et al. (2012) als ein biotitführender, feldspatreicher
Rhyolith eingestuft wurde. Der in der Regel nur wenige m- bis dm-mächtige Gang
zeigt am Steinhübel südlich von Obercunnersdorf eine Ausbeulung von ca. 200
bis 250 m Durchmesser (Abb. 6). Ähnliche Ausbeulungen von Gangstrukturen
sind auch vom Turmberg und Burgberg im Sayda-Berggießhübeler Gangschwarm
bekannt (Abb. 1 und 17). Die dort beobachteten pyroklastischen Texturen wur151
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Abb. 6: Übersichtskarte der Umgebung von Halt 2 (Steinhübel). Der NW–SE-streichende,
radial zur Tharandter-Wald-Caldera stehende Gang zeigt am Steinhübel eine charakteristische Weitung. Geologie nach der GK50dig des LfULG.
Fig. 6: Overview map of the surrounding of Stop 2 (Steinhübel). The NW–SE-striking,
orientated dike, radial to the Tharandter-Wald-Caldera, shows a clear broadening
at the Steinhübel. Geology based on GK50dig, published by LfULG.
den von Winter at al. (2008) als verschweißte Rückfallbrekzien in dem Gang
aufgesetzten Vulkanschloten interpretiert. Im aufgelassenen Steinbruch am Steinhübel ist der Gang in pyroklastischer Textur mit einer engständigen steilstehenden Fließfoliation ausgebildet (Abb. 7a). Im nordöstlichen Aufschlussbereich ist
diese lokal verfaltet (Abb. 7c). In den nur mm-dünnen Fließflächen sind cm-lange
und mm-dünne Fiamme ausgelängt (Abb. 8a). Außerdem belegen die eingeregelten langen Achsen von Fiamme sowie den langen Achsen der Minerale Biotit und
Feldspat ein steil stehendes Linear, welches als vertikale Strömungsrichtung interpretiert werden kann. 1–2 cm große (selten bis 12 cm) Bruchstücke des basalen
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a
b
c
Abb. 7: Steinbruch am Steinhübel (Halt 2). a: Geländeaufnahme der NW–SE-streichenden
Fließflächen. Auf den Fließflächen befinden sich bis zu dm-lange, steilstehende
Fiamme. Das Gestein wird als biotitführender, feldspatreicher Rhyolith angesprochen (Bildbreite ca. 2 m). b: Die Abkühlungssäulen fallen flach nach SW ein
(Bildbreite ca. 4 m). c: Die strukturelle Situation am Steinhübel. Dargestellt sind die
relative Raumlage der Fließflächen, der Fließrichtungen und der Lineare der
Abkühlungssäulen.
Fig. 7: Quarry Steinhübel (Stop 2). a: The NW–SE-striking flow planes. Up to dm-long
steep inclined fiamme are stretched on the flow planes. The rock is a biotite bearing, feldspar-rich rhyolite (width of picture about 2 m). b: The columnar joints dip
slightly to the SW (width of picture about 4 m). c: The structural situation at Steinhübel, depicting the special orientation of the flow planes, the flow direction and
the axis of columnar joints.
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b
a
Abb. 8: Polierte Handstücke. a: Rhyolith vom Steinhübel (Halt 2). Das Handstück ist senkrecht der fluidalen Textur angeschnitten und zeigt neben den Quarz-, Feldspat- und
Biotiteinsprenglingen deutliche Fiamme. b: In der Aufschlusswand hinter dem
Garagenkomplex in Klingenberg (Abb. 6) ist die konzentrisch um die TharandterWald-Caldera angeordnete Gangvarietät aufgeschlossen. Das Handstück zeigt
einen kohärenten Rhyolith mit massiger und einsprenglingsreicher Textur.
Fig. 8: Polished rock slabs. a: rhyolite at Steinhübel (Stop 2). The rock slab is cut perpendicular to the fluidal texture. Beside quartz-, feldspar- and biotite inclusions clear
fiamme can be seen. b: In the outcrop behind garages in Klingenberg (Fig. 6) a dike
is exposed circumfering the Tharandter-Wald-Caldera. The rock slab shows a coherent rhyolite with massive phenocryst rich texture.
Erzgebirgsgneises sind im Rhyolith zahlreich. Die Formen sind rund bis eckig. In
der nordöstlichen Aufschlusswand sind subhorizontal SW–NE-angeordnete
Abkühlungssäulen aufgeschlossen (Abb. 7b).
Zusammenfassend lassen sich die Aufschlüsse am Steinhübel als Teil eines stark
verschweißten pyroklastischen Ganges interpretieren, dessen Fließgefüge parallel
zur Gangorientierung ausgerichtet ist und dessen Abkühlungssäulen ungefähr
senkrecht zum Fließgefüge stehen. Diese Texturen können als pyroklastisches
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Die spätpaläozoischen Vulkanzentren im östlichen Erzgebirge
Abb. 9: Poliertes Handstück des eutaxitischen Teplice-Ignimbrits (TR 1b) von einem natürlichen Aufschluss bei Divoka-Bystrice, Tschechien.
Fig. 9: Polished rock slab of the eutaxitic Teplice-Ignimbrite (TR 1b) from a natural outcrop near Divoka-Bystrice, Czech Republic.
Zufuhrsystem oberhalb des Fragmentierungsniveaus interpretiert werden, in dem
das hochschießende pyroklastische Material durch laterale Aggradation an den
Gangwänden angelagert wurde (Aguirre-Díaz & Labarthe-Hernández 2003;
Winter et al. 2008). Das Gangsystem am Steinhübel könnte mit der frühen, einsprenglingsarmen Phase der Tharandter-Wald-Caldera in Zusammenhang stehen.
Teil II: Altenberg-Teplice-Vulkankomplex
Der Altenberg-Teplice-Vulkankomplex wird unterlagert vom proterozoischen
Kristallin des Osterzgebirges und den altpaläozoischen Phylliten von HermsdorfRehefeld (Abb. 1, 13). Vermutlich vor der Entwicklung des Altenberg-TepliceVulkankomplexes nahm der Granit-Pluton von Fláje, 12 km im WNW von
Teplice, Platz (Abb. 1). Die erste Phase des Altenberg-Teplice-Vulkankomplexes
repräsentiert die vulkanogen-sedimentäre Abfolge im Becken von SchönfeldAltenberg, die vom Liegenden zum Hangenden in die Putzmühle-Formation
(10–60, maximal 110 m), den Schönfeld-Rhyolith (60–80, maximal 160 m), die
Schönfeld-Formation (50–105 m) und die Mühlwald-Formation (5–23 m) gegliedert wird (Wolf 1960; Lobin 1986; Schneider et al. 2005; Förster et al.
2008). Die Putzmühle-Formation beinhaltet alluviale Schuttstrom- und fluviale
Ablagerungen, sowie Einschaltungen von Kohleflözen („St 1“ in Abb. 10). Der
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Manuel Lapp & Christoph Breitkreuz
Abb. 10:
Das Profil des Beckens von
Schönfeld-Altenberg im Liegenden des Altenberg-TepliceVulkankomplexes wurde in
der Bohrung 2055/85 durchteuft (Walther 2013). Die
Lage der Bohrung ist in Abb.
13 ersichtlich.
Fig. 10:
The Basin of Schönfeld-Altenberg underlying the rhyolites
of the Altenberg-Teplice Volcanic Complex was exposed by
drilling 2055/85 (Walther
2013); for the drilling location
see Fig. 13.
im Hangenden folgende Schönfeld-Rhyolith besteht, neben mindestens zwei
Ignimbriteinheiten und weiteren Pyroklastiten (Abb. 11), aus dazitischen bis
rhyolithischen Laven und Subvulkaniten (Abb. 13; Pälchen 1968; Lobin 1986;
Hoffmann et al. 2013). Die Laven zeigen Hinweise auf Magma-Mingling in Form
von magmatischen Brekzien und Quarz-Xenokritallen (Abb. 12). In der Bohrung
2055/85 werden die Ignimbrite (Schönfeld-Rhyolith) von einem 50 m mächtigen
monomikten Gneis-Taluskomplex überlagert, der während einer tektonisch aktiven Phase entstanden sein dürfte (Abb. 10). Es folgt die Schönfeld-Formation, die
neben vulkanogenen Lahar-Ablagerungen auch kohlige Sedimente mit anthrazitischen Steinkohlehorizonten enthalten („St 2“ in Abb. 10). Sie wurden im 19. Jh.
abgebaut (Schreiter 1930; Wolf 1960), und ihre Flora wurde ins Westfal B/C
eingestuft (Abb. 14; Geinitz 1856; Gothan 1932). Das stark inkohlte Material
weist zum Teil allochthone Fazies in Form von Kohle-Kügelchen auf (Norbert
Volkmann, pers. Mitt.). Das Schönfeld-Profil der Bohrung 2055/85 schließt mit
einem trachyandesitischen Lapillistein ab, der eine proximale Fallablagerung darstellen dürfte (Abb. 10).
Äquivalente des Beckens von Schönfeld-Altenberg fanden sich auch in Bohrungen westlich von Altenberg (Lobin 1986) und in der Bohrung Mikulov 4 (ca.
4 km südsüdwestlich Altenberg) auf tschechischem Gebiet („Mikulov-Beds“,
Breiter et al. 2001; Hoffmann et al. 2013). Insgesamt dürften die Gesteine des
Beckens von Schönfeld-Altenberg schon vor der Ablagerung der Teplice-Rhyolithe stark erodiert worden und heute nur noch in Restsenken erhalten sein.
Eine besonders intensive magmatische Aktivität markiert die Förderung des
Teplice-Rhyoliths im Westfal C/D (Lobin 1986), unter Bildung einer Falltür156
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Die spätpaläozoischen Vulkanzentren im östlichen Erzgebirge
Abb. 11: Vergleich von Ignimbriten aus der Brg. 874/68 und dem Steinbruch Hermsdorf
(Bohrlokation siehe Abb. 12). Die Dünnschliffübersicht zeigt den Ignimbrit aus
der Brg. 874/68. Der rote Pfeil zeigt die Probenherkunft im Bohrprofil, der grüne
Pfeil zeigt eine Fiamme. Im Bohrprofil ist die Putzmühle-Formation gelb und die
Ignimbrite rot gefärbt. Das Diagramm oben links zeigt die Flächenanteile der
Kristallklasten zur Grundmasse, das Diagramm unten zeigt die max. Korngröße
(MPS) von Quarz und Plagioklas (Fuchs 2013).
Fig. 11: Comparison of ignimbrites from the drilling 874/68 and quarry Hermsdorf (for
the drilling location see Fig. 13). The thin section shows an overview of an ignimbrite from drilling 874/68. The red arrow shows the location of the sample in the
well, the green arrow shows a fiamme. In the profile, the Putzmühle formation is
depicted in yellow, the ignimbrites in red. The upper left diagram shows the areal
% of crystal clasts and groundmass. The diagram below shows the maximum particle size (MPS) of quartz and plagioclase (Fuchs 2013).
artigen Einbruchstruktur (Abb. 1; Benek 1991). Durch 1983 bis 1987 abgeteufte
Bohrungen der ehemaligen SDAG WISMUT sind hohe Vulkanitmächtigkeiten
nachgewiesen (südöstlich von Schmiedeberg 500–600 m, bei Zinnwald 700–
800 m). Mlčoch & Skácelová (2010) geben für die Bohrung TP39 nahe Teplice
sogar mindestens 1.033 m an. Benek (1991) errechnete für den Teplice-Rhyolith
ein gegenwärtiges Volumen auf deutschem Gebiet von 73 km³ und schloss daraus
157
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Manuel Lapp & Christoph Breitkreuz
Abb. 12: Dünnschliffübersicht einer schwachporphyrischen, intermediären Ausbildung
der Schönfeld-Lava aus einem stillgelegten Steinbruch südlich von Oberpöbel;
im oberen Teil sind Quarz-Xenokristalle zu sehen. Das Diagramm zeigt die
Flächenanteile der Einsprenglinge relativ zur Grundmasse von verschiedenen
Lava-Proben des Schönfeld-Rhyoliths (Metzlaff 2013).
Fig. 12: Thin section of a weakly porphyritic intermediate lava of the Schönfeld-Rhyolite, the upper part shows quartz xenocrysts (sample from an abandoned quarry
south of Oberpöbel). The diagram shows the areal % of phenocrysts relative to
the groundmass of various lava samples of the Schönfeld-Rhyolite (Metzlaff
2013).
auf ein mögliches primäres Volumen von 120–160 km³. Müller & Seltmann
(2012) schätzen bei einer angenommenen Fläche von 630 km² und einer durchschnittlichen Mächtigkeit von 250 m ein Mindestvolumen von 160 km³.
Nachfolgend nahmen im Altenberg-Teplice-Vulkankomplex und seiner Umgebung Granitporphyr/Mikrogranite Platz, begleitet von Gangbildungen und
granitischen Intrusionen (Schellerhau- und Altenberg-Granit). Letztere gingen
mit einer bedeutenden Sn- und Li-Vererzung sowie Greisenbildung einher
(Tischendorf 1988; Seltmann et al. 1998).
Der Ausstrich des deckenartigen Teplice-Rhyoliths umfasst ein Gebiet von
etwa 18 x 35 km. Etwa von Dippoldiswalde reicht er bis südlich von Teplice in
Nordböhmen, wo er fast komplett von mesozoisch-känozoischen Sedimenten
bedeckt ist (Abb. 1; Mlčoch & Skácelová 2010). Weiterhin kommt er in kleineren Erosionsresten nördlich von Schönfeld vor, dort teilweise die Schönfeldund Mühlwald-Formation überlagernd (Abb. 1, 13).
158
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Abb. 13: Übersichtskarte der Umgebung von Halt 3, 4 und 5; eingetragen sind auch die
Bohrlokationen 874/68 und 2055/85. Geologie nach der GK50dig des LfULG.
Fig. 13: Overview map of the surrounding of Stops 3, 4 and 5; depicted are also the locations of wells 874/68 and 2055/85. Geology based on GK50dig, published by
LfULG.
Abb. 14:
Schematische stratigraphische Abfolge der spätpaläozoischen Vulkanite
im Osterzgebirge (ergänzt
nach Förster et al. 2008).
Fig. 14:
Schematic stratigraphic
succession of Late Paleozoic volcanic and intrusive
rocks in the Eastern Erzgebirge (modified after
Förster et al. 2008).
159
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Manuel Lapp & Christoph Breitkreuz
In der Bohrung Mikulov 4 (Endteufe von 1.200 m) nordwestlich von Teplice
wurde über dem metamorphen Basement eine 320 m mächtige Vulkanitabfolge
aufgeschlossen, die mit dem Becken von Schönfeld-Altenberg korreliert wird.
Hoffmann et al. (2013) sprechen bei den Gesteinen an der Basis der Bohrung
Mikulov 4 (Ignimbrite und porphyrische Laven), die ein U/Pb-Alter an Zirkon
von 326,8 ± 4,3 Ma ergaben, von den „Mikulov Beds“ aufgrund der nicht abschließend geklärten Korrelierbarkeit mit dem Schönfeld-Rhyolith. Darüber folgen
600 m mächtige rhyolithische Ignimbrite des Altenberg-Teplice-Vulkankomplexes. Müller et al. (2005) veröffentlichten ein Minimalalter von 300 ± 11 Ma
(K-Ar an Biotit) für die basale Vulkanitabfolge des Teplice-Rhyoliths. Diese Einheit wurde von Hoffmann et al. (2013) mit 308,8 ± 4,9 Ma datiert. Dies steht im
Widerspruch zu einer Datierung von Romer et al. (2010), die für den TepliceRhyolith ein Minimalalter von 320 Ma annehmen. Mächtige Granitporphyre
intrudierten in den Teplice-Rhyolith und das umgebende Basement (Halt 6;
Förster et al. 2008; Mlčoch & Skácelová 2010). Radiometrische Daten der
intrusiven Gesteine schwanken zwischen 333 ± 8 Ma (Kempe et al. 1999) bis
307–309 Ma (Seltmann & Schilka 1995).
Der Teplice-Rhyolith zeigt einen Kalium-reichen, kalk-alkalinen Charakter
(high-K calc-alkaline; Breiter 1997; Breiter et al. 2001). Die Gesteine sind angereichert in K, Zr, Th, Y und HREE, und verarmt in Al, Ti, Mg, und Sr. Sie
werden in drei Phasen (TR1, TR2, TR3) und mehrere Subphasen unterteilt. Jede
der drei Phasen zeigt eine umgekehrte geochemische Entwicklung von hoch nach
weniger hoch entwickelt, was mit einer schrittweisen Entleerung einer stratifizierten Magmenkammer erklärt wird (Breiter 1997). Alle drei Phasen zeigen
ähnliche geochemische Trends (Müller & Seltmann 2012).
Lobin (1986) untergliederte den auf deutschem Gebiet anstehenden Teil des
Teplice-Rhyoliths in acht Petrotypen, die neben verschiedenen Ignimbriten auch
Laven und vulkanoklastische Sedimenteinschaltungen beinhalten, was auf eine
mehrphasige vulkanische Entwicklung hindeutet. Seltmann & Schilka (1995)
gehen von fünf Vulkanittypen aus, die generell auch im böhmischen Verbreitungsgebiet des Teplice-Rhyoliths nachzuweisen sind (Breiter 1997). Im Einzelnen werden nach Benek (1991) folgende Typen unterschieden:
• TR1a: sehr phänokristallarm, z. T. sphärolithisch, mit Base surge-Ablagerungen
• TR1b: ignimbritisch bis tuffitisch (eutaxitische Aschestrom-Ablagerungen
und Kristalltuffe, Abb. 9), Bims-/Schlackenklasten, Lapilli, Bomben (pyroklastische Fallablagerungen)
• TRt: Tuffe und tuffitische Sedimente mit Pflanzenrelikten (Westfalium C/D)
in dünnen bituminösen Einschaltungen
• TR2a: autoklastische Brekzien, xenolithführende Tuffe, akkretionäre
Lapilli
160
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Die spätpaläozoischen Vulkanzentren im östlichen Erzgebirge
• TR2b: phänokristallarme Varietät (Pyroklastische Stromablagerungen, z. T.
hochverschweißt) mit Autobrekzien und Fließlamination
• TR3a: phänokristallreiche, autoklastische Varietät (effusive-intrusive Lavaströme) mit porphyrischen Gängen
• TR3b: Rhyolithgänge, deutlich porphyrisch.
Die hohen Mächtigkeiten nahe dem Ostrand markieren für den Teplice-Rhyolith
eine NNW–SSE-verlaufende Förderzone (Benek 1991). Sie wird von dem etwas
jüngeren Granitporphyr (porphyrischem Mikrogranit) von Altenberg in einem
bis 2,5 km breiten Zug intrudiert (Abb. 1, 18). Hier halten Seltmann & Schilka
(1995) nachfolgende petrographische Typen aus:
• GPI: phänokristallarme Randfazies
• GPII: phänokristallreicher Haupttyp
• GPII: Hornblende-, Dunkelglimmer-, Amphibol-führend
• GPII*: phänokristallarme, mittelkörnige Varietät
• GPIII: feinkörniger mikrogranitischer Typ
• GPIII-IV: aplitische Schlieren
• GPIV: grobkörnig-pegmatitartiger Typ.
Gemeinsam umgrenzen die drei Granitporphyre in etwa die Altenberger
Scholle bzw. das „Altenberger Senkungsfeld“ (Moesta 1929). Diesem Areal entspricht auch die einseitig entlang der Förderzone abgesunkene trap-door-Caldera
(Falltür-Caldera; Benek 1991) des Teplice-Rhyoliths, verursacht durch mehrphasige großvolumige Eruptionen.
Halt 3: Putzmühle bei Schönfeld – Laven des Schönfeld-Rhyoliths, Lesesteine der Putzmühle-Formation (TK 25 Bl. 5248 (119) Altenberg-Zinnwald,
R 46 18 070 / H 56 28 527).
Zugang: Von Schönfeld aus auf der K 9090 nach SW, an der Kreuzung weiter
auf der S 183, nach scharfer Serpentine zur Putzmühle am Pöbelbach. Der LavaFelsen befindet sich ca. 160 m nordnordwestlich der Putzmühle, die Lesesteine
findet man nordnordwestlich entlang des Waldwegs am Ostufer des Pöbelbaches
(Abb. 13).
Die sandigen bis konglomeratischen Sedimente der Putzmühle-Formation
wurden auf alluvialen Fächern und von Flüssen abgelagert und sie bestehen aus
organischem Detritus („St 1“) und aus metamorphem Gesteinsschutt des unterliegenden kristallinen, variszisch konsolidierten Grundgebirges. Vulkanogene
Gerölle sind nicht enthalten.
Die grauen, porphyrischen Laven überlagern oder durchschlagen die Konglomerate und zeigen lokal gefaltetes Fließgefüge und Brekziierung sowie vereinzelt
Lithophysen (weiteres zu den Schönfeld-Laven siehe Abb. 12).
161
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a
b
Abb. 15: Schönfeld-Pyroklastite (Halt 4). a: Aufschluss Ignimbrite der oberen SchönfeldFormation am Oberpöbelbach. b: Poliertes Handstück des Quarz-Kristallklastenreichen Pyroklastits der oberen Schönfeld-Formation.
Fig . 15: Schönfeld pyroklastics (Stop 4). a: Outcrop Ignimbrites of the upper SchönfeldFormation at Oberpöbelbach. b: Polished rock slab of the quartz-clast-rich
pyroclastic deposits (upper Schönfeld-Formation).
Halt 4: Felsen am Ostufer des Oberpöbelbaches – Ignimbrite der oberen
Schönfeld-Formation (TK 25 Bl. 5248 (119) Altenberg, R 46 17 451 / H 56 29 596).
Zugang: Der Aufschluss befindet sich 1.100 m im NNW vom Halt 3. Man folgt
der S 193 nach Oberpöbel und biegt nach der Querung des Oberpöbelbaches in
den Waldweg ein. Nach ca. 220 m befindet sich der Felsen an der Ostseite des
Baches (Abb. 13).
Im Aufschluss stehen flach bis mittelsteil nach N einfallende, einsprenglingsreiche Pyroklastite mit bis 5 mm großen Quarz-Kristallklasten an, die vermutlich
dem oberen Teil der Schönfeld-Formation angehören (Abb. 15). Die z. T. gut
gebankte Abfolge ist relativ stark alteriert (karbonatisiert und vertont). Der genaue
pyroklastische Ablagerungsmodus ist noch nicht geklärt. Weitere Schönfeld-Pyroklastite wurden in den Bohrungen 874/68 und 2055/85 durchteuft und im Rahmen
von Bachelorarbeiten untersucht (Walther 2013, Fuchs 2013; Abb. 10; Abb. 11).
Halt 5: Harter Stein NNW von Schönfeld, Felsgruppe im Wald – TepliceRhyolith (Grenzbereich zwischen TK 25 Bl. 5147 (100) Frauenstein und Bl. 5247
(118) Rechenberg Bienmühle, R 46 15 397 / H 56 30 538).
Zugang: Westlich der Straße K 9042, der Verbindungsstraße zwischen Ammelsdorf und Schönfeld, bildet der „Harte Stein“ in einem Waldstück eine Gruppe
natürlicher Erhebungen (Abb. 13).
Der ausgesprochen harte, grobkörnige, porphyrische, Quarz- und Feldspat-reiche Rhyolith ist Bestandteil der westlichen Vorkommen des Teplice-Rhyolith (Typ
Lugstein, Lobin 1986). Die Felsgruppe hat eine Ausdehnung von ca. 100 m x 50 m
und besteht aus drei markanten NW–SE-streichenden Felsrücken (Abb. 16a).
162
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a
b
d
c
Abb. 16: Felsgruppe Harter Stein (Halt 5). a: Hoch auflösendes digitales Geländemodell.
Die Ausdehnung der drei markanten NW–SE-streichenden Felsrücken beträgt ca.
100 m x 50 m. In rot ist die vermutete Grenze des pyroklastischen Förderzentrums
angedeutet. b: Die Abkühlungssäulen am Aufschluss. Die Bildbreite beträgt ca.
5 m. Die einzelnen sehr regelmäßig ausgebildeten Säulen haben Durchmesser von
bis zu 50 cm. c: Stereographische Projektion der Raumlage der Abkühlungssäulen.
d: Poliertes Handstück. Das Gestein besitzt eine rötliche Grundmasse und eine
stark-porphyrische Struktur; die Pfeile weisen auf die senkrecht stehenden Fiamme
hin.
Fig. 16: Cliffs at Harter Stein (Stop 5). a: High resolution digital elevation model. The areal
extent of the three prominent NW–SE-trending cliffs is approximately 100 m x
50 m; the assumed border of the pyroclastic feeder dike is delineated in red. b: Cooling columns of the outcrop. The width of the picture is about 5 m. The regularly
formed columns have a diameter of up to 50 cm. c: Stereographic projection of the
orientation of the cooling columns. d: Polished rock slab. The rock has a reddish
groundmass and an intense porphyric structure; the white arrows point to vertically oriented fiamme.
163
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Manuel Lapp & Christoph Breitkreuz
Das Gestein besitzt eine rötliche Grundmasse und eine stark-porphyrische
Struktur (Abb. 16d). Als Phänokristalle werden Quarz, Kalifeldspat, Plagioklas
und Biotit in einer dichten Grundmasse beobachtet. Meist besitzen die Einsprenglinge eine Größe von ca. 3 mm. Akzessorisch wurde im Dünnschliff neben
opaken Mineralen auch alterierter Granat beobachtet. In polierten Anschliffen
sind senkrecht stehende NE–SW-orientierte Fiamme (Abb. 16d) erkennbar. Die
Rhyolithe sind in mächtige (bis 50 cm Durchmesser), subhorizontale orientierte
Abkühlungssäulen gegliedert, die leicht nach NW einfallen (Abb. 16b, c). Die
Rhyolithe des Aufschlusses Harter Stein werden als NE–SW-streichende Förderspalte des späten Teplice-Rhyoliths interpretiert, welches oberhalb des Fragmentierungsniveaus aufgeschlossen ist (Janetzky 1985; Lobin 1986; Hartmann
2014). Die Beziehung dieses Fördersystems zu dem von Benek (1991) angenommenen NNW–SSE-streichenden Hauptfördersystems des Altenberg-TepliceVulkankomplexes ist noch nicht abschließend geklärt.
Abb. 17: Übersichtskarte der Umgebung von Halt 6 (Granitporphyr, Klippen an der Burgruine Frauenstein). Geologie nach der GK50dig des LfULG.
Fig. 17: Overview map of the surroundings of Stop 6 (Graniteporphyrite, cliffs at the castle
ruin of Frauenstein). Geology based on GK50dig, published by LfULG.
164
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Die spätpaläozoischen Vulkanzentren im östlichen Erzgebirge
Halt 6: Klippen an der Burgruine in Frauenstein – Granitporphyr (TK 25
Bl. 5147 (100) Frauenstein, R 46 08 556 / H 56 28 527).
Zugang: Der Aufschluss befindet sich nördlich des Marktplatzes von Frauenstein, direkt unterhalb der Burg (Abb. 17).
Die Burgruine Frauenstein befindet sich auf den Klippen des im Oberkarbon
(Stephan) intrudierten und von südlich Nassau bis nahe Dippoldiswalde reichenden NNE bis NE verlaufenden senkrechten Granitporphyrganges. Nach Wetzel (1984) handelt es sich bei diesem Gang, der eine durchschnittliche Mächtigkeit von 100 bis 300 m, maximal 600 m aufweist, um die bedeutendste
spätvariszische Weitung im Osterzgebirge (Abb. 1).
Der Blick auf die Übersichtskarte zeigt drei mächtige langgestreckte Granitporphyrzüge, die offensichtlich Bruchzonen der Caldera als Intrusionsrahmen
nutzen. Neben den NNW–SSE-streichenden Zügen ist ein weiterer SW–NEstreichender Gang in Frauenstein aufgeschlossen. Die Granitporphyre bilden aufgrund ihrer Härte markante Höhenzüge, u. a. die mit 956 m höchste Erhebung
des Osterzgebirges, den Loučná (Wieselstein).
Charakteristisch für den Granitporphyr ist ein mittel- bis grobkörniges porphyrisches Gefüge mit bis zu 5 cm großen Kristallen idiomorphen Kalifeldspäten
und bis zu 1 cm großen Plagioklasen (An10). Nach Krentz et al. (1997) besteht
das Gestein aus 44 % Grundmasse, und 56 % Phänokristallen (24,5 % Plagioklas,
23,5 % Kalifeldspat, 5 % Quarz, 2,5 % Biotit). An Akzessorien treten Hornblende, Zirkon, Apatit, Titanit, Rutil und z. T. Fluorit auf (Abb. 18).
Abb. 18:
Poliertes Handstück des Granitporphyrs aus der Umgebung von
Altenberg.
Fig. 18:
Polished rock slab of the Graniteporphyrite from the Altenberg
area.
165
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