Thüringen - Universität Bremen

Essay
Allgemeine Geologie
zur Geländeübung
Thüringen, Sachsen, Böhmen
2009
Abb. 1: Profilansicht Thüringer Becken, Quelle: VEB Deutscher Verlag für Grundstoffindustrie, Leipzig
von
Andrea Gaede-Köhler
-2Allgemeine Geologie Thüringen, Sachsen, Böhmen_________________________________________Andrea Gaede-Köhler
Inhaltsverzeichnis
1. Einführung ......................................................................................................................................... 3
2. Das sächsisch-thüringische Grundgebirge .................................................................................. 4
Geologische Entwicklung:...................................................................................................5
3. Das Thüringer Becken..................................................................................................................... 6
Geologische Entwicklung:...................................................................................................7
4. Böhmisch-Mährisches Moldanubikum .......................................................................................... 7
5. Teplá-Barrandium ............................................................................................................................ 9
6. Die Becken des Böhmischen Massivs .......................................................................................... 9
-3Allgemeine Geologie Thüringen, Sachsen, Böhmen_________________________________________Andrea Gaede-Köhler
1. Einführung
Betrachtet man Europa als Ganzes, kann eine Gliederung in vier geologische
Grundeinheiten vorgenommen werden.
Im Norden und Osten liegt die Osteuropäische Plattform. Diese enthält den Baltischen und
den Ukrainischen Schild sowie die russische Tafel. In den Schilden ist das präkambrische
Plattformfundament
zu
finden,
während
die
russische
Tafel
von
überwiegend
phanerozoischen Deckschichten überlagert ist. Da dieser Bereich seit dem Proterozoikum
nicht mehr von orogenen Prozessen beeinflusst wurde, kann die osteuropäische Plattform
als tektonischer Stabilisator Europas betrachtet werden.
In
Westeuropa
ist
die
westeuropäische
Plattform mit einem wesentlich umfassenderen
tektonischen Aufbau anzutreffen. Es fanden
umfangreiche
Umstrukturierungen
und
Metamorphosen tektonischer Einheiten, zu
denen auch die Kaledoniden gehören, statt.
Im Süden und Südosten liegt das alpidische
System, das seine Entstehung der Öffnung
Abb. 2: Geotektonische Gliederung Europas
und Schließung der Tethys verdankt.
Maßgeblich für die Thematik des Essays sind als vierte Grundeinheit die west- und
mitteleuropäischen Varisziden zu betrachten. Verantwortlich für dieses Orogen war der
Zusammenschluss der Kontinente Laurussia und Gondwana.
Da es auch hier zu einer unterschiedlichen Entwicklung im sedimentär-vulkanischen,
tektonischen und metamorphen Bereich kam, wird das variszische Grundgebirge in
Mitteleuropa nach einem Vorschlag von KOSSMATS in verschiedene Gebiete unterteilt.
Das Rhenoherzynikum ist der am nördlichsten gelegene Teil der Varisziden. Hier enthalten
sind die Ardennen, das rheinische Schiefergebirge und der Harz.
-4Allgemeine Geologie Thüringen, Sachsen, Böhmen_________________________________________Andrea Gaede-Köhler
Südlich an das Rhenoherzynikum
ist
das
Saxothuringikum
angeschlossen.
Der
mitteldeutsche
als
Kristallinschwelle
bezeichnete nördlichste Teil des
Saxothuringikums besteht neben
variszischen Granitoiden auch aus
metamorphen
Sediment-
und
Vulkanitserien aus der Zeit des
Abb. 3: Die Gliederung der Varisziden
Jungproterozoikums
und
Altpaläozoikums. Aufgeschlossen kann man Teile der Kristallinschwelle überwiegend im
Odenwald, Spessart, Thüringer Wald bei Ruhla und im Kyffhäuser finden. Im zentralen und
südlichen Teil des Saxothuringikums trifft man auf gefaltete und teilweise metamorphe
Sedimente und Vulkanite des Kambriums bis Unterkarbon. Die meisten Aufschlüsse für
diese Abfolgen sind am Nordwestrand des Böhmischens Massivs zu finden.
Zum Moldanubikum, mit seiner Lage zwischen dem Saxothuringikum und der Alpinen Front,
gehören große Teile des Böhmischen Massivs, des Schwarzwaldes und der Vogesen. Bei
den vorhandenen Gesteinsserien handelt es sich überwiegend um proterozoische bis
variszische Kristallingesteine, oft auch hochgradig metamorph (Eklogite und Granulite).
2. Das sächsisch-thüringische Grundgebirge
Das sächsisch-thüringische und nordostbayrische Grundgebirge formen den Nordwestrand
des böhmischen Massivs. Zum Grundgebirge zählen unter anderem der Thüringer Wald, das
Thüringische Schiefergebirge, das Erzgebirge und das Mittelsächsische Hügelland.
Geologisch gehört dieser Bereich zur Saxothuringischen Zone der Varisziden. Der
geologische Aufbau wird von variszisch gefalteten Sedimentserien ab dem Kambrium und
hochmetamorphen
kristallinen
Gesteinen
bestimmt.
An
manchen
Stellen
Grundgebirge von Vulkaniten und Sedimenten der permischen Molasse bedeckt.
ist
das
-5Allgemeine Geologie Thüringen, Sachsen, Böhmen_________________________________________Andrea Gaede-Köhler
Begrenzt
wird
Norden
von
das
Mitteldeutschen
Grundgebirge
im
Antiform
der
der
Kristallinschwelle,
im
Süden von der Nordböhmischen Störung
(Ohre (Eger-)Graben), im Westen durch
das Störungssystem der Fränkischen Linie
und
im
Osten
durch
(Nordwest-Südost
die
Elbe-Zone
ausgerichtetes
Lineament).
Abb. 4: Sächsisches-Thüringisches Grundgebirge
Mehrere von Südwest nach Nordost verlaufende Antiklinal (Sattel)- und Synklinalzonen
(Mulde) verursachen die Gliederung des Saxothuringikums. Eine enge Faltung und
Schieferung ist kennzeichnend für die Tektonik des Grundgebirges, ebenso eine nur
anchizonale Metamorphose.
Geologische Entwicklung:
Proterozoikum:
3,4 – 1,75 Ga: Sedimente aus dem kratonischen Gebiet Nord-Gondwanas, meist
Grauwacken. Die Ablagerungsräume sind vermutlich perigondwanidische
back arc-Becken.
Kambrium:
540 Ma:
Cadomischer Zusammenschub der Becken. Die Faltungsgebiete gliedern
sich an Gondwana an.
540 – 535 Ma: Intrusion weit verbreiteter Granitoide (bedingt durch Aufheizung der
Faltungsbereiche).
Bildung von Flachwassersedimenten. Krustenaufwölbungen im cadomischen
Orogen verursachen Sedimentationsunterbrechungen
Ordovizium:
Es herrschen marine, größtenteils flachneritisch-pelagische
(Thüringische Fazies) Ablagerungsbedingungen. Stellenweise findet eine
Ablagerung von Tiefwassersedimenten (Bayerische Fazies) statt.
Die Thüringische Fazies beinhaltet Quarzite, Sandsteine, Tonschiefer,
manchmal Konglomerate. Stellenweise sind saure Laven, granitoide
Intrusionen, basische effusive Vulkanite und Gänge anzutreffen. Ihr
Vorhandensein wird auf Riftbildungsvorgänge zurückgeführt, die für die
endgültige Loslösung des Saxothuringikums von Gondwana verantwortlich
sind.
-6Allgemeine Geologie Thüringen, Sachsen, Böhmen_________________________________________Andrea Gaede-Köhler
Silur:
Es herrschen weitläufig anoxische Sedimentationsbedingungen. Dies wird
durch schwarze Graptolithenschiefer und Kieselschiefer untermauert. Gegen
Ende des Silur folgt eine kurze Periode mit der Bildung pelagischer Kalke.
Devon:
Pelagische Bedingungen mit Bildung dunkler Tonschiefer und pelagischen
Kalken (Knollenkalke). Im weiteren Verlauf des Devon Eindringung von
Basalten und Entstehung roter und grüner pelagischer Tonschiefer.
Karbon:
Weitere Ablagerungen von Schiefer, gefolgt von Flysch aus Turbiditen, die
durch einzelne Konglomeratlagen gekennzeichnet sind. Molassebecken
entstehen durch tektonische Vorgänge des saxothuringischen Faltengürtels.
Intensive vulkanische Aktivitäten treten auf.
Perm:
Ansammlung von mächtigen Molasse-Schüttungen. Seine Krustenstabilität
erreicht das sächsisch-thüringische Grundgebirge gegen Ende des Perm
zurück.
Kreide –
Die alpine Orogenese verursacht eine Aktivierung der spätvariszischen
Tertiär:
Störungssysteme und eine Anhebung des thüringischen Schiefergebirges,
des Thüringer Waldes und der Fichtelgebirgs-Erzgebirgs-Antiklinalzone.
3. Das Thüringer Becken
Das Thüringer Becken liegt zwischen dem Harz im Norden, dem Thüringer Wald im
Südwesten, dem Thüringischen Schiefergebirge im Südosten, einer BuntsandsteinAufwölbung
(Eichsfeld-Scholle)
im
Nordwesten
und
einem
Buntsandsteingebiet
(Hermundurische Scholle) im Nordosten. Im Thüringer Becken ist hauptsächlich Zechstein,
Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper aufgeschlossen. Die Struktur des Beckens zeichnet
sich durch mehrere NW-SE eingeregelte Schollen aus, deren Ränder durch schmale
Störungszonen gekennzeichnet sind.
Abb. 5: Profil des Thüringer Beckens
-7Allgemeine Geologie Thüringen, Sachsen, Böhmen_________________________________________Andrea Gaede-Köhler
Geologische Entwicklung:
Perm:
Mit der Transgression des Zechstein (Perm) begann die geologische
Entwicklung des Deckgebirgsstockwerks der Thüringischen Senke. Die
dazugehörigen Sedimente sind am Südwest- und Südostrand der Senke, am
Kyffhäuser und am Harzsüdrand zu finden.
Trias:
Trias-Sedimente bilden den größten Teil der Thüringischen Senke. Der
Buntsandstein besteht aus fluviatilen und limnischen Sedimentbildungen, die
einen Wechsel von Überflutung und Trockenfallen anzeigen. Der Untere
Muschelkalk besteht einheitlich aus Mergelkalken mit dem Vorkommen von
teilweise massiven Kalkbankzonen. Im Mittleren Muschelkalk bildeten sich
teilweise mächtige Sulfat- und Steinsalzlager im Zentralbereich der
Thüringischen Senke. In manchen Randbereichen der Senke herrschen
dagegen Dolomite oder Ton- und Mergelsteine vor. Der Obere Muschelkalk ist
durch Ausbildung von Trochitenkalk und Ceratitenschichten gekennzeichnet.
Keuper tritt ebenfalls nur im Zentralteil der Thüringischen Senke auf. Der
Keuper zeichnet sich durch eine sandig-tonige Schichtenfolge im Unteren
Keuper, durch bunte, hauptsächlich tonig-mergelige Sedimente im Mittleren
Keuper und Schilfsandstein im Oberen Keuper aus.
Jura:
Jura ist nur örtlich enthalten (Eichenberg-Gotha-Saalfelder Störungszone,
Netra-Graben). Stellenweise findet man Rhät, wechselnde Ton-Sand-Folgen
oder Posidonienschiefer des Unterjura. Jüngere Sedimentablagerungen sind
nicht vorhanden.
4. Böhmisch-Mährisches Moldanubikum
Ursprünglich
war
mit
der
moldanubischen Region das
komplette
Kerngebiet
Böhmischen
gemeint.
nur
Massivs
Heute
Bezeichnung
noch
Südosten,
Südwesten.
Abb. 6: Kerngebiet des Böhmischen Massivs
gilt
die
Moldanubikum
für
hochmetamorphen
im
des
die
Gebiete
Süden
und
-8Allgemeine Geologie Thüringen, Sachsen, Böhmen_________________________________________Andrea Gaede-Köhler
Der weniger
metamorphe Teil im Zentrum und im Norden des Böhmischen Kerngebietes
wird heute als Teplá-Barrandium oder Bohemikum bezeichnet und im nächsten Abschnitt
behandelt.
Das Moldanubikum Südböhmens und der Böhmisch-Mährischen Höhe birgt den nach
Norden abtauchenden Südböhmischen Batholith. Dieser wird von den Gesteinsverbänden
der „Drosendorf-Einheit“ und der „Gföhl-Decke“ umhüllt.
Abb. 7: Profilansicht des Moldanubikum
Der Südböhmische Batholith besteht in diesem Gebiet in seiner Intrusionsfolge überwiegend
aus Graniten. Seine zeitliche Zuordnung ist bei 330 bis 340 Ma. anzusiedeln.
Die „Drosendorf-Einheit“ besteht aus pelitischen Metasedimenten (Glimmerschiefer, Gneise),
Graphitschiefer, Marmor, Kalksilikaten. Die zeitliche Einordnung der Ausgangsgesteine liegt
zwischen dem Alt- und Jungpaläozoikum.
Die Gföhl-Einheit besteht aus hauptsächlich hochdruckmetamorphen, stellenweise sogar
anatektischen Ortho- und Paragneisen, Amphiboliten und Metagabbros. Hier ist die zeitliche
Einordnung der Ausgangsgesteine im Altpaläozoikum anzusiedeln.
An der Nordwestgrenze des Moldanubischen Kristallins intrudierte der Zentralböhmische
Pluton zur gleichen Zeit wie der Südböhmische Batholith. Allerdings ist sein Aufbau und
seine Intrusionsfolge im Vergleich wesentlich komplexer. In der direkten Übergangszone
zum moldanubischen Kristallin sind überwiegend Migmatite der umgebenden Paragneise
anzutreffen. In Nordostteil des Plutons treten Gabbros, Diorite, Hornblendegranite,
Pyroxengranite, Monzogranite und leukokrate Aplitgranite auf. Im Plutonzentrum überwiegen
Granodiorite und Tonalite. Im Nordwesten finden sich hauptsächlich teilweise porphyrische
Biotit- und Zweiglimmergranite und Granodiorite. Zusätzlich verläuft hier die NordostSüdwest verlaufende Zentralböhmische Störungszone. Es handelt sich hierbei um eine
-9Allgemeine Geologie Thüringen, Sachsen, Böhmen_________________________________________Andrea Gaede-Köhler
spätvariszische Abschiebungszone die für die Nachbarschaft des hochmetamorphen
Moldanubikums und geringmetamorphen Barrandiums verantwortlich ist.
5. Teplá-Barrandium
Beim Teplá-Barrandium handelt es sich um ein weniger metamorphes Gebiet im
Zentralbereich Böhmens, wobei die Bezeichnung Barrandium ein Muldensystem im Zentrum
der Moldanubischen Zone beschreibt. Die Grenzen des Teplá-Barrandium werden
überwiegend
von
bedeutenden
Scherzonen
gebildet,
wie
die
bereits
erwähnte
Zentralböhmische Störungszone die nordöstlich verläuft. Von Süden bis Westen markiert die
Westböhmische Scherzone die Grenze.
Während
das
Barrandium-Synklinorium
hauptsächlich
aus
kambrischen
bis
mitteldevonischen Sedimentfolgen, teilweise sehr fossilreich, aufgebaut ist, sind in anderen
Faltungsgebieten
auch
niedrigmetamorphe
sedimentär-vulkanische
Abfolgen
des
Jungproterozoikums häufig. Diese gliedern sich in eine Präspilitische, mittlere Spilitische und
Postspilitische Gruppe. Während die Präspilitische Gruppe aus Tonschiefer-GrauwackenFolgen besteht, enthält die mittlere Spilitische Gruppe Schwarzschiefer, Kieselschiefer,
Spilite und Keratophyre. Die Postspilitische Gruppe ist durch mächtige flyschartige
Tonschiefer-Grauwacken-Wechselfolgen mit Konglomerateinschaltungen gekennzeichnet.
6. Die Becken des Böhmischen Massivs
Verursacht durch eine spätvariszische Dehnungstektonik kam es bereits während des
Karbons und des Perm zur Einsenkung verschiedener Molassebecken. Zu diesen Becken
gehören das Zentrale Böhmische Becken, das südliche Riesengebirgsvorland (KrkonosePiedmont-Becken), das Innersudetische Becken, der Blanice-Graben, das Orlice-PiedmontBecken und der Boskovice-Graben.
Das böhmische Massiv von der Trias bis zum Jura als Hochgebiet erhalten. Neben kleineren
Senken entwickelte sich bis zur Kreide die heute rund 80 km breite und 200 km lange
Nordböhmische Kreidesenke. Bei ihr handelt es sich um ein Dehnungsbecken zwischen der
im Nordosten liegenden Lausitzer Störungszone und der im Südwesten liegenden Elbe
(Labe)-Störung.
Die
Basis
des
Kreidebeckens
besteht
aus
unterschiedlichen
Gesteinseinheiten. Der größte Teil besteht aber aus proterozoischen evtl. auch jüngeren
Phylliten und Kristallingesteinen. Die sedimentäre Auflagerung auf den Untergrund begann
- 10 Allgemeine Geologie Thüringen, Sachsen, Böhmen_________________________________________Andrea Gaede-Köhler
während der Kreidezeit durch Umlagerung von Verwitterungsbildungen und anschließend
Delta- und litoralen Sedimenten. Später kamen mergelige Beckenablagerungen und
Schelfsande dazu. Zusammengefasst wurden in dieser Zeit Sandsteine, Mergel, Tonmergel
und tonige Kalke abgelagert.
Später im Tertiär bildete sich der Eger(Ohre)-Graben. Da dem Eger(Ohre)-Graben ein
eigenes Essay gewidmet ist, bleibt es bei der Erwähnung seiner Existenz.
In der Kreide kam es in Südböhmen zur Bildung der Becken von Böhmisch-Budweis und
Trebon. In diesen wurden linmische Sandsteine, Konglomerate und Tonsteine abgelagert.
Mit der Zeit entwickelten sich diese Becken zu NW-SE streichenden tektonischen Gräben.
Als tektonische Gräben wurden sie mit neogenen Süßwassersedimenten verfüllt.
Quellen:
Geologie von Mitteleuropa, Roland Walter, 2007, 7. Auflage, E. Schweizerbart´sche
Verlagsbuchhandlung (Nägele u. Obermiller), Stuttgart
Geologische Streifzüge, Wagenbreth/Steiner, 1989, 3. Auflage, VEB Deutscher Verlag für
Grundstoffindustrie, Leipzig
Das kambrisch-paläozoische Normalprofil
des Saxothuringikums
Sven Forke
1. Einleitung
Die Saxothuringische Zone (Kurzform Saxothuringikum) bildet eine der signifikantesten
Krustensegmente im varistischen Gebirge Europas. Definiert wurde sie 1927 durch KOSSMAT und
wird seitdem Regionen Zentral- und Westeuropas mit gleichen geologischen, sedimentologischen und
tektonomorphen Charakteristika wie die der Typlokalitäten in Sachsen und Thüringen zugewiesen.
Das Saxothuringikum stellt das mittlere der drei varistischen Gebirgsbögen dar und liegt zwischen
dem nördlichen Rhenoherzynikum und dem südlichen Moldanubikum. Es umschließt die Sudeten, das
Erzgebirge, den Frankenwald, den Thüringer Wald, das Spessart, den Odenwald, den
Nordschwarzwald sowie die Nordvogesen.
Die Saxothuringische Zone umfasst Gesteinsabfolgen zweier Orogenesen:
1. Die Cadomische Orogenese im späten Neoproterozoikum bis zum frühen Kambrium (Alter
von ~570 bis 540 Ma)
2. Die Varistische Orogenese vom Oberen Devon bis Unteres Karbon (Alter ~375 bis 330 Ma)
Relativ einheitliches cadomisches Basement wird von einem diversen marinen Paläozoikum
überlagert. Der NW des Saxothuringikums (ST) wird vor allem durch strukturell einfache magmatische
und vulkano-sedimentäre Komplexe charakteriesiert, die varistisch nur relativ schwachmetamorph
überprägt wurden. Der SE des ST hingegen weist komplexe varistische Strukturen mit
Überschiebungen und Gneiskuppeln auf, die varistisch hochmetamorph überprägt sind. Dieses
komplexe Strukturmuster reflektiert vor allem lokal unterschiedliche Raum-Zeit-Pfade von Gesteinen,
die durch die gleichen großskaligen geologischen Prozesse beeinflusst wurden. Lokal
unterschiedliche Entwicklungen kommen besonders spektakulär zum Ausdruck, wenn man sich vor
Augen führt, dass einige Segmente des ST ungestörte marine Segmente aufweist, während andere
zeitgleich bis zur Diamanten-Stabilitäts-Zone subduziert wurden.
Die gesamte Evolution des ST konnte durch das Zusammenführen verschiedener Segmente aus
weniger überprägten (epizonalen) Regionen rekonstruiert werden. Stratigrafische Einstufungen sind
vor allem biostratigrafisch an gut erhaltenen Gesteinkomplexen (Leitfossilien) sowie
geochronologisch anhand von im Sediment eingelagerten Tuffen möglich. Besonders gute
Erhaltungsbedingungen der Normalabfolge finden sich an der Südostflanke des SchwarzburgAntiklinoriums, im Ziegenrück-Teuschnitz-Synklinorium und im Lausitz-Antiklinorium. Partiell
verwertbare Teilprofile sind im Berga-Antiklinorium, im Vogtland, im Frankenwald sowie in der Elbzone
zu finden.
Die Ältesten Gesteine des ST stammen aus dem Neoproterozoikum und haben alter um 570 Ma. Die
Abfolge endet mit der Zechsteintransgression im Oberen Perm.
Das Normalprofil des Saxothuringikums mit seinen Sedimentgesteinen, magmatischen Gesteinen und
tektonischen Ereignissen ist in der folgenden Grafik unter Berücksichtigung von WALTER (1995,)
LINNEMANN et al. (2003) und PÄLCHEN & WALTER (2008) zusammengefasst. Angegebene
Profilgrößen beruhen größtenteils auf Werten der Südostflanke des Schwarzburg-Antiklinoriums.
2 Große Geländeübung 2009: Thüringen-Sachsen-Böhmen
Normalprofil des Saxothuringikums
Sven Forke: Das kambrisch-paläozoische Normalprofil des Saxothuringikums
3
2. Beschreibung der Profileinheiten
2.1 Neoproterozoische bis frühkambrische Abfolge (570 bis 540 Ma)
Das cadomische Basement setzt sich aus vulkano-sedimentären Komplexen mit großen
postdeformativen Plutonen zusammen und wird in der Literatur als „Katzhütter Schichten“ bezeichnet.
Die Sedimente des Neoproterozoikums bis zum frühen Kambrium haben eine Ausdehnung vom
Schwarzburg-Antiklinorium bis zum Lausitz-Antiklinorium und setzen sich vor allem aus Grauwacken,
Tonschiefern, Quarziten und Kieselgesteinen zusammen, die im Becken zwischen Inselbögen und
dem West-Afrikanischen Kraton im Norden Gondwanas zur Ablagerung kamen. Es handelt sich
hierbei größtenteils um Ablagerungen aus Trübeströmen (Turbiditen) und Schlammströmen („debris
flows“); Kieselgesteine sind auschließlich hydrothermal gebildet (Hydrothermalite). Die Sedimentquelle
der Grauwacken liegt im Süden, auf dem alten West-Afrika-Kraton Nord-Gondwanas. Zirkonalter in
den Grauwacken liegen zwischen 3,4 und 1,75 Ga, das Alter von Hellglimmern beträgt gemittelt
600 Ma.
Erste große Granitoide und Granodiorit-Plutone sind vor rund 540 Ma mit der Kollision des
magmatischen Bogens mit dem West-Afrikanischen Kraton intrudiert. Anzutreffen sind sie u.a. in der
Lausitz- und der Schwarzburg-Antiklinale. Synsedimentäre Vulkanite bestehen zumeist aus basischen
Laven und Gängen und treten mit der Deformation der im „back arc“-Becken abgelagerten
Grauwacken auf. Die Stellung der sauren Vulkanite ist derzeit noch stark umstritten, weil sie
geochemisch oft identisch mit ordovizischen Magmatiten auftreten.
Der geotektonische Rahmen sowie geochemische Kriterien der vulkano-sedimentären
Gesteinsabfolgen sprechen für Randbeckenfüllungen hinter einem Inselbogen (aus einem
Inselbogensystem) auf ausgedünnter kontinentaler Kruste. Dabei setzen sich die einzelnen Relikte der
Cadomiden vermutlich aus mehreren Beckenfragmenten zusammen. Weil die Grenze des
Präkambriums zum Kambrium auf 544 ± 1 Ma datiert wird, wurden die cadomischen Grauwacken
wahrscheinlich bis ins frühe Unterkambrium abgelagert. Ab 540 Ma findet keine Subduktion mehr statt,
so dass sich ein Transform-Regime zwischen ozeanischer Kruste und kontinentaler Platte bilden kann.
Folgende Denudation und tiefe Erosion erzeugen lokal stratigrafische Lücken zwischen 540 und
530 Ma.
Die Typuslokalität für die cadomische Diskordanz liegt nach LINNEMANN & BUSCHMANN (1995) im
Aufschlusskomplex am Monumentenberg (Hohe Dubrau) bei Groß-Radisch (Lausitz-Antiklinorium).
2.2 Kambrium (530 bis 490 Ma)
Die nördlichen Splitter Gondwanas bilden in Sachsen die einzigen faunenführenden Gesteine
Mitteleuropas im Unterkambrium. Zu finden sind sie nördlich von Görlitz an der deutsch-polnischen
Grenze (Görlitz-Synklinorium) und im Umland von Leipzig (Synklinale von Delitzsch-Torgau-Doberlug).
An der Oberfläche anstehend sind sie allerdings nur bei Görlitz zu finden.
Die unterkambrische Abfolge des ST findet sich in nur wenigen auflässigen Steinbrüchen und setzt
sich vor allem aus Dolomiten, Kalk- und Tonsteinen (untergeordnet auch Sand- und Siltsteine)
zusammen. Sie erreicht Mächtigkeiten zwischen 300 (Görlitz) und 1000 m (Leipzig), ist jedoch
nirgends vollständig anstehend und weist bedeutende stratigrafische Lücken auf. Die Basis bildet ein
massiger Dolomitkörper (Untere Ludwigsdorf-Subformation), der von einem geschichteten Kalkstein
(Obere Ludwigsdorf-Subformation) überlagert wird. Abgeschlossen wird die Abfolge von der
siliziklastischen Lusatiops-Subformation. Das stratigrafisch Liegende ist nicht bekannt; Bohrungen
lassen auf eine überschobene Schichtenfolge über das Oberkarbon (Westfal B) oder einen Ostiolthen
in einer Wildflysch-Matrix schließen. Es lässte sich jedoch eine stratigrafische Lücke von 5 bis 10 Ma
zum Neoproterozoikum extrapolieren. Ebenso unbekannt ist das stratigrafisch Hangende, weil eine
beträchtliche Schichtlücke von etwa 10 Ma zwischen dem Unterkambrium (Charlottenhof-Formation)
und dem siliziklastischen Ordovizium besteht.
Lokal finden sich konglomeratische Schlammstrom-Schüttungen an der Basis sowie geringmächtige
Diabase, die z.T. syngenetisch sind (vor allem bei Leipzig). Auch Evaporationen können lokal
auftreten. Die Karbonate bieten ein reiches Inventar an Sedimentstrukturen und einen
bemerkenswerten Faunengehalt. Während die Lusiatops-Subformation in Hinsicht auf biogene
Komponenten lediglich Trilobiten, Brachiopoden und gelegentlich Hyolithen beinhaltet, weisen die
Karbonate der Ludwigsdorf-Subformation eine reiche Schalenfaune auf. Neben den dominierenden
„small shelly fossils“ (SSFs) sind vor allem Eocrinoiden, Schwammnadeln, Chancellorien und Hyolithe
anzutreffen. Hinzu kommen in geringerer Zahl Trilobiten, Muscheln, Gastropoden, Monoplacophoren,
Brachiopoden, Cyanobakterien sowie eine Reihe von Mikroproblematika. Mithilfe von Trilobiten und
SSFs konnte die Charlottenhof-Formation (Görlitz) dem höheren Mariani und die Zwethau-Formation
(Leipzig) dem unteren bis mittleren Ovetum zugeordnet werden.
4 Große Geländeübung 2009: Thüringen-Sachsen-Böhmen
Aufgrund komplexer Lagerungsverhältnisse ist es jedoch schwer, eine regional gültige
lithostratigraphische Gliederung zu entwerfen.
Das Mittelkambrium (Tröblitz- und Delitzsch-Formation) findet sich mit einer Mächtigkeit von etwa
600 m (evtl. bis 1000 m) im Umland von Leipzig. Es setzt sich ausschließlich aus Ton-, Silt- und
Sandsteinen zusammen und birgt Trilobiten, Brachiopoden sowie Hyolithe und Echinodermenreste.
Untergeordnet finden sich einige Karbonat-Bänkchen.
Generell handelt es sich beim sächsischen Kambrium des ST um offenmarine und lagunäre
Ablagerungen (z.T. auch erhöhte salinare Bedingungen) des subtidalen bis intertidalen Bereichs.
Allerdings bestehen regionale Unterschiede: Die karbonatischen und siliziklastischen Sedimente der
Charlottenburg-Formation (Görlitz) zeigen im Unterkambrium einen grundlegenden Entwicklungstrend
von einer flachen Kabonatrampe über einen flachen Karbonatschelf (Ludwigsdorf-Subformation) zu
einem tieferen Ablagerungsmilieu (Lusiatops-Subformation). Die sedimentäre Entwicklung der
Zwethau-Formation (Leipzig) hingegen zeigt einen Trend von einer flachmarinen, tiefer subtidalen
Karbonatrampe unter niedrigenergetischen Bedingungen über höherenergetische flachsubtidale
Bedingungen zu einer subtidalen gemischt siliziklastisch-karbonatischen Rampe unter zeitweise
intertidalen Einfluss mit vorgelagerten oolithischen Barren.
Eine stratigraphische Lücke in der Sedimentaufzeichnung des Oberkambriums ist möglicherweise auf
das asymmetrische Rifting Gondwanas zurückzuführen, bei dem es auf Seiten Peri-Gondwanas zu
asthenosphärisch basisches Upwelling kam.
2.3 Ordovizium (495 bis 443 Ma)
Das Gesamte untere und mittlere Ordivizium ist charakterisiert durch Krustenverdünnung und
submarine Segmentation der Becken. Sedimente dieses Zeitraums repräsentieren den riftdominierten
südlichen passiven Rand des Rheischen Ozeans. Das Ordovizium des ST transgrediert ab dem
Tremadocium über weite Flächen auf cadomisches Basement und lokal auf vorhandenes unter- bis
mittelkambrische Abfolgen. Dies geschah unter Aufarbeitung einer chemischen Verwitterungskruste,
die vermutlich im Oberkambrium unter humiden Bedingungen entstand. Außerdem möglich ist
Aufarbeitung chemischer Verwitterungskruste aus größflächiger Erosion des Unter- und
Mittelkambriums.
Das Ordovizium ist am vollständigsten in der SE-Flanke des Schwarzburg-Antiklinoriums in Thüringen
anzutreffen. Seit der Beschreibung durch VON GAERTNER (1944) dient diese Abfolge als Richtprofil.
Dominiert wird die Abfolge durch Psammite und Pelite des inneren und mittleren Schelfs.
Das Alter des ältesten Profilteils (Goldisthaler Schichten) ist bisher noch nicht eindeutig bestimmt, weil
sich die Biostratigraphie hier als problematisch erweist. Die nur lokal anzutreffenden Goldisthaler
Schichten, die zunächst als kambrisch angesehen wurden, konnten durch Einzelzirkone an ihrer Basis
auf ein Alter von etwa 490 Ma datiert werden. Laut ICS (2008) beginnt das Ordovizium bei 488,3 ±
1,7 Ma, wodurch die Goldisthaler Schichten sich mit Rücksicht auf den Fehlerwert nur schwer
einordnen lassen. Sie setzen sich vor allem aus Tonschiefern und Karbonaten zusammen.
Während des Tremadocium lagerten sich über den Goldisthaler Schichten die Frauenbach-Schichten
mit ihrer Tonschiefer-Quarzit-Wechsellagerung sowie die Tonschiefer und Quarzite der
Phycodenschichten ab. Durch schnelle Absenkung des Riftbeckens, in dem sich die Schichten des
Tremadociums ablagerten, entstanden Ablagerungen mit einer Gesamtmächtigkeit von bis zu 3000 m
(vorausgesetzt die Goldisthlaer Schichten werden dazugerechnet!). Sie beinhalten 3 komplette
sequenzstratigraphische Meeresspiegel-Sequenzen, die allesamt riftgesteuert sind. Sandsteine und
Konglomerate der Tremadocium-Transgression enthalten vor allem das Spurenfossil Skolithos sp.,
seltener Schalenpflaster aus Brachiopodenschill, sehr selten Ruhespuren von Trilobiten (rusophycoide
Cruziana sp.).
Die Phycodenschichten sind nach dem seltenen Spurenfossil Phycodes cirinantum benannt, die in
den sandig-siltigen Lagen, die mit pelitischen in Wechsellagerung stehen, auftreten. An ihrer Basis
finden sich die Dachschiefer, die mithilfe des Graptolithen Araneograptus cf. murrayi auf das
Tremadocium datiert werden konnten. Über den eigentlichen Phycodenschichten folgt schließlich der
Phycodenquarzit.
Das Top des Ordoviziums bilden die Gräfenthaler Schichten. Sie beginnen an ihrer Basis mit der
Ablagerung von Griffelschiefern, die sich leicht in stiftartige Fragmente spalten lassen. Sie enthalten
selten Trilobiten oder Graptolithen, außerdem treten zuweilen bis zu drei Erzhorizonte an Basis, mittig
sowie am Top auf, die sich aus chamositisch sedimentären Eisenerzen zusammensetzen. Es folgt der
bräunliche bis zu 250 m mächtige Lederschiefer, der zunächst als etwa 8 m mächtiger gebänderter
Lederschiefer in Form von Turbiditen auftritt. Der darauf folgende eigentliche Lederschiefer besteht
aus glaziomarinen Dimiktit und lagerte sich u.a. in Form von unsortierten Geröllen, Ton- und
Sandpartikeln als Frachtablagerung von verdrifteten Eisbergen während der sogenannten „Sahara-
Sven Forke: Das kambrisch-paläozoische Normalprofil des Saxothuringikums
5
Eiszeit“ ab. Seine bräunliche Farbe erhält der Lederschiefer durch FeOOH aus der Verwitterung von
Pyriten. Regional tritt weiter östlich im Berga-Antiklinorium anstatt des Lederschiefers der
Hauptquarzit auf, der als Fan-Delta-Ablagerung interpretiert wird.
Mikropaläontologische Befunde decken für das mittlere und obere Ordovizium echte
Sedimentationslücken auf.
2.4 Silur (443 bis 417 Ma)
Die Sedimente des Silurs im ST sind stark kondensiert. Ihre Mächtigkeit schwankt zwischen 50 und
90 m und wurde biostratigraphisch vor allem durch Graptolithen gegliedert.
Den unteren Teil des Silurs bildet der Untere Graptolithenschiefer, den oberen macht zum
allergrößten Teil der Ockerkalk aus. Das Top bildet jedoch der untere Teil des Oberen
Graptolithenschiefers.
Der untere Bereich des Unteren Graptolithenschiefers wird vor allem durch Kieselschiefer mit
Bankdicken zwischen 2 und 20 cm dominiert. Diese werden durch Schwarzschiefer mit hohen CorgGehalten unterbrochen. Teilweise treten schwarze Phosphoritkonkretionen auf, die sich lagenweise
bei Taubeneigröße konzentrieren. Das regionale Auftreten von Tuffiten im Unteren
Graptolithenschiefer spricht für tiefsilurischen Vulkanismus. Der obere Bereich des Unteren
Graptolithenschiefers dominieren Schwarzschiefer sowie dunkelgraue Tonschiefer. Selten treten noch
kieselige Lagen auf, lokal liegen auch dünne Dolomitlagen vor.
Beim darauffolgenden Ockerkalk handelt es sich um massige mikritische Kalkbänke mit Mächtigkeiten
von wenigen Zentimetern bis mehreren Metern. Die Verwitterung von primären Pyriten unter Bildung
von FeOOH führt zu ockerfarbenen Flecken im Kalk, die Namen gebend sind für diese Abfolge. Es
sind Graptolithenschieferlagen eingebaut, die besonders im oberen Bereich anzutreffen sind und
mehrere Dezimeter groß sein können. Im obersten Teil des Ockerkalks kommt es außerdem z. T. zur
lagenweisen Anreicherung von Crinoiden der Gattung Scyphocrinus, die als Schillkalke zur Unteren
Schillbank zusammengefasst werden.
Dunkle Sandsteinlinsen treten lokal im oberen Silur auf, am häufigsten jedoch im Oberen
Graptolithenschiefer (besonders im devonischen Teil der Schiefer).
2.5 Devon (417 bis 358 Ma)
Das Devon weist Ablagerungen des distalen äußeren Schelfs mit eher relativ geringen Mächtigkeiten
im ST auf. Dunkle Pelite, geringe Faziesdifferenzen sowie Fossilarmut sind typische Eigenschaften
des etwa 200 m mächtigen Unter- und des stark kondensierten etwa 50 m mächtigen Mitteldevons. Ab
dem Oberdevon setzt eine gravierende Zergliederung des Sedimentationsraums ein, die im E und SE
des ST vulkano-sedimentäre Komplexe mit dominierend mafischen Gesteinen zur Folge hat. Die 200
bis 250 m mächtigen Ablagerungen weisen eine weitaus reichhaltigere Makrofauna auf als die vorigen
beschriebenen devonischen Zeitabschnitte.
Das Devon des ST wurde vor allem biostratigraphisch mithilfe von Graptoliten, Conodonten,
Tentakuliten, Ostrakoden, Cephalopoden sowie Trilobiten gegliedert.
Der Wechsel Silur-Devon findet ohne Fazieskontrast im unteren Teil des Oberen
Graptolithenschiefers statt. Es folgt der Tentakulitenkalk, eine Wechsellagerung aus Knollenkalken
und dunklen Schiefern. Der Kalk weist 2 Turbidite auf, die an der Basis als Untere und am Top als
Obere Kalksandsteinbank bezeichnet werden.
Darauffolgend findet sich der dunkle Tentakulitenschiefer, der lagenweise mit Tentakuliten
angereichert ist und selten auch Trilobiten aufweist. Unterbrochen wird dieser Tonschiefer mehrmals
von Nereitenquarziten mit Mächtigkeiten im Zentimeter- bis Dezimeterbereich. Diese sind häufig vom
zopfartigen Spurenfossil Nereites thuringiacus durchzogen und sind somit in eine Tiefschelf-Fazies
einzuordnen. Die Mehrzahl der Nereitenquarzite sind Contourite bzw. Mischformen aus Turbiditen und
Contouriten. Einzelne lagerten sich partiell als Tempestit ab, was für teilweise Ablagerung innerhalb
der Wellenbasis spricht. Das „RICHTERsche Konglomerat“ beinhaltet eine umgelagerte
Flachwasserfauna und lagerte sich wahrscheinlich während eines Meeresspiegeltiefstands in der
Tentakulitenschiefer-Serie des ST ab. Die gesamte Abfolge erreicht eine Gesamtmächtigkeit von bis
zu 150 m.
Bei den folgenden Schwärzschiefer-Ablagerungen des Mitteldevons handelt es sich um
Schwarzschiefer mit eingelagerten Knollenkalken im unteren, und Lyditlagen im oberen Teil. Das
gesamte Mitteldevon ist, wie eingangs bereits erwähnt, extrem kondensiert und erreicht gerade mal
eine Mächtigkeit von 50 m.
Der Diabasvulkanismus des Oberdevons beginnt initial mit Rhyolithen und Pyroklastiten. Zirkonalter
datieren zurück auf ein Alter von 375 ± 4 Ma, was der Grenze Givet-Frasnium entspricht. Neben
6 Große Geländeübung 2009: Thüringen-Sachsen-Böhmen
diesen kontinentalen Vulkaniten entstanden während des beginnenden Kollisionsprozesses des ST
mit Avalonia auch submarine Vulkanbauten, die im Berga-Antiklinorium erhalten sind. Es bildeten sich
zeitgleich Tiefschwellenkarbonate auf diesen Vulkanbauten, die Kalkdetritus in Verbindung mit
siliziklastischen und pyroklastischen Schüttungen in tiefere Beckenteile lieferten. Diese sind als
oberdevonische Braunwacken, Braunschiefer, Trimerocephalisschiefer und verschiedene
Knollenkalke im Schwarzburg-Antiklinorium erhalten.
Oberhalb der vulkano-sedimentären Komplexe lagerten sich schließlich im Frasnium Karbonate,
Knollenkalke und Schluffsteine des Flachschelfbereichs ab, die oft Makrofossilien wie Seelilien,
Cephalopoden und Trilobiten enthalten. Das Liefergebiet für die eventartigen siliziklastischen
Schüttungen zum Ende des Devons ist derzeit noch unbekannt.
2.6 Unterkarbon (375 bis 326 Ma)
Das Unterkarbon im ST ist dominiert durch Flysch- und Molasse-Ablagerungen der varistischen
Kollisionsphase. Das Hauptliefergebiet sind wahrscheinlich silurische und devonische
Gesteinskomplexe im NE des ST mit Schüttungsrichtung nach SW. Der Hauptgrund für die
Aufarbeitung dieser Region ist eine Ankippung des ST während der varistischen Kollision, was eine
flächenmäßige Ausdünnung von SW nach NE zur Folge hatte. Gleichzeitig fand ein von E nach W
gerichteter „Kannibalismus“ statt, d.h. eine Aufarbeitung älterer Flyschsedimente.
Das einzige komplett erhaltene Profil mit Übergang Devon-Karbon befindet sich am NW-Rand des
Schwarzburg-Antiklinoriums. Zunächst lagerten sich an der Basis des Unterkarbons die GattendorfiaKalke ab, die von den sapropelitischen Rußschiefern mit in temporären Aufschlüssen spektakulären
Pflanzen-Fossilien überlagert werden. Weil das Liefergebiet der Pflanzenreste nicht allzu weit entfernt
gewesen sein kann, geht man von einer relativ proximalen Ablagerung aus.
Es folgen die etwa 30 m mächtigen Dachschiefer mit distalen Turbiditen. Diese läuten den Beginn des
varistischen Flyschstadiums im ST am Grenzbereich Tournai/Visé bei etwa 343 Ma ein. Die nun
folgenden Ablagerungen zeigen einen Trend hin zu proximaleren, d.h. liefergebietsnaheren und
mächtigeren Flyschablagerungen im Zuge des Näherrückens der Orogenfront.
Die auf die Dachschiefer folgenden Turbidite des Bordenschiefers weisen teilweise „slumping“Strukturen auf, die auf seismische Erschütterungen zurückzuführen sind. Die proximalen und mehrere
Meter mächtigen Turbidite der Ziegenrücker Schichten sedimentierten einhergehend mit dem Kollaps
einer Karbonatplattform im Liefergebiet ab. An der Basis dieser sogenannten Kohlenkalke des Visé
treten oft detritische Kalke (zumeist Turbidite) auf (z.B. „Wilhelmsdorfer Kalkgrauwacke“).
Die ersten Olistolithe sind am SE-Rand des Ziegenrück-Teuschnitz-Synklinoriums in der ZiegenrückFormation anzutreffen. Der Trend hin zu deplatzierten Gesteinspaketen verstärkt sich dabei in
östlicher Richtung. Sie setzen sich vor allem aus silurischen und devonischen Lyditen, Kalken und
Diabasen sowie aus großen bei seismischer Aktivität zerbrochenen Fragmenten der kollabierten
Kohlenkalk-Karbonatplattform zusammen.
Eine tendenzielle Zunahme von Metamorphiten (Gneisvarietäten) im Geröllbestand gen Osten stammt
sehr wahrscheinlich aus den herannahenden varistischen Deckenfronten Peri-Gondwanas, die das
Flysch allmählich überfahren. Reliktisch sind diese in einigen sächsischen Zwischengebirgen erhalten.
Die Einsetzende Ablagerung von Frühmolassen markiert das Ende der varistischen
Flyschsedimentation im oberen Visé des ST. Es handelt sich bei diesen ersten Molassen der
Varisziden meistens um klastische, flachmarine, fluviatile und lakustrische Sedimente, die sich bereits
ablagerten, als zeitgleich nördlich des ST noch marine Turbiditsequenzen abgelagert wurden.
Regional begrenzt treten in den Wildflysch-Ablagerungen in der Umrandung der Münchberg-Masse,
der sächsischen Zwischengebirge von Wildenfels sowie Frankenberg und partiell im Vogtland sowie
den Schiefergebirgen der Elbzone und im Görlitz-Synklinorium Olistolithe, große Gleitmassen und
konglomeratische Ablagerungen auf, die sich wahrscheinlich vor der varistischen Kollision im
Nordosten befanden. Sie setzen sich aus diversen mittelkambrischen bis unterkarbonischen
Ablagerungen zusammen und werden als Bayerische Faziesreihe zusammengefasst.
2.7 Oberkarbon bis Perm (326 bis 258 Ma)
Einhergehend mit der Heraushebung der Varisziden des ST vom Oberkarbon bis zum Rotliegenden
des Perms ist eine Zunahme der Molassen und der vulkanischen Aktivität zu beobachten. Im
Rotliegenden (Perm) kommt es zu Ablagerungen von klastischen Sedimentfolgen wie Sandstein,
Tonstein und Konglomerate. Varistische Aktivitäten und damit verbunden die
Entstehungsgeschichte des ST enden mit der Transgression des Zechsteinmeeres und damit
verbundenen Ablagerungen von Riffkalken und Gipsen vor etwa 258 Ma.
Sven Forke: Das kambrisch-paläozoische Normalprofil des Saxothuringikums
7
Literatur
GAERTNER, H. R. VON (1944): Die Schichtgliederung der Phyllitgebiete in Thüringen und
Nordbayern und ihre Einordnung in das stratigraphische Schema. Jb. Reichsanstalt
Bodenforschung. 62, 54-80.
KOSSMAT, F. (1927): Die Gliederung des varistischen Gebirges. Abhandlung Sächsisches Geol.
Landesamt, 1, 1-39
LINNEMANN, U & Buschmann, U. (1995): Die cadomische Diskordanz im Saxothuringikum
(oberkambrisch-tremadocische overlap-Sequenzen. Z. geol. Wiss. 23 (5/6): 707-727.
LINNEMANN, U.; ELICKI, O. & GAITZSCH, B. (2003): Die Stratigraphie des Saxothuringikums.
Geologica Saxonica 48/49 (2003) 29-70.
PÄLCHEN, W. & WALTER, H. (2008): Geologie von Sachsen: Geologischer Bau und
Entwicklungsgeschichte. E.Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u. Obermiller).
SEIDEL, G. (1995): Geologie von Thüringen. E.Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u.
Obermiller) 1.
WALTER, R. (1995): Geologie von Mitteleuropa. E.Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung (Nägele
u. Obermiller) 6.
Hausarbeit des Studiengangs
Geowissenschaften M. Sc.
Die variszische Orogenese
Kurs:
Betreuer:
Bearbeiter:
Geländeübung
Thüringen/Sachsen/Böhmen
Prof. Dr. Cornelia Spiegel
PD Dr. Frank Lisker
Johannes Brock
Unter der variszischen Orogenese versteht man im Allgemeinen die Einengung des ozeanischen Beckens zwischen den Großkontinenten Laurussia im Norden und Gondwana im Süden
und die anschließende Kontinentkonvergenz beider, die zum Superkontinet Pangäa im mittleren bis späten Paläozoikum führte. In Millionen Jahren ausgedrückt überspannt sie damit etwa
den Bereich von 400 – 300 Ma vor heute. Die variszische Orogenese war eines der bedeutendsten tektonomorphologischen Ereignisse der geologischen Geschichte Mitteleuropas.
(KRONER et al. 2008)
Die Rheische Suturzone, die als Nahtstelle zwischen Laurussia und Gondwana bezeichnet
werden kann, zieht sich mit den angrenzenden Orogenresten von Osteuropa quer durch Mitteleuropa und Nordfrankreich durch den Ärmelkanal und setzt sich in Nordamerika fort. In
Abbildung 1 ist die Kontinentkonfiguration vor der Kollision dargestellt.
Abb. 1: Kontinentkonfiguration vor der Kollision nach Kroner et al. (2008)
Auch paläozoischen Gesteine der nordamerikanischen und kanadischen Appalachen gehören in den Komplex der
variszischen Orogenese. Im Süden wurde
das Variszikum stark alpidisch überprägt
was die Zuordnung erschwert, aber auch
hier können viele Kristallinmassive in
diesen Zeitraum eingeordnet werden.
Somit ist es nicht möglich ein einheitliches variszisches Gebirge zu benennen.
Für Mitteleuropa werden von Norden nach Süden nach KOSSMAT (1927) drei variszische
Gebirgsbögen unterschieden: Das Rhenoherzynikum (Rhein/Harz), das Saxothuringikum
(Sachsen/Thüringen) sowie das Moldanubikum (Moldau/Donau) welche in Abb. 1 ebenfalls
abgegrenzt sind. Für unser Arbeitsgebiet ist das Saxothuringikum mit Sudeten, Erzgebirge
und Thüringer Wald ausschlaggebend. Die Geologie des Saxothuringikums ist in Abbildung 2
detailliert abgebildet.
Abb. 2: Geologie des Saxothuringikums in Mitteldeutschland zwischen Mitteldeutscher Kristallinschwelle
und Eger Rift
Der Ablauf der variszischen Orogenese ist nicht im Einzelnen abschließend geklärt. Im Folgenden möchte ich zunächst einen groben Überblick über die Ereignisse in ihrem Zusammenhang geben um danach verschiedene Hypothesen vorstellen zu können.
Die variszische Orogenese beginnt mit der Einengung des ozeanischen Beckens zwischen
Laurussia und Gondwana im Devon. Die Sedimentblagerungen im Ozeanbecken werden
durch die Annäherungen an den Schelfbereich und tektonische Bewegungen, die Vulkanismus
auslösen bunter. (SEBASTIAN, 2002) Die Karbonatproduktion ist auf einem Höhepunkt, was
nach BELKA et al. (2008) auf ein vorherrschendes Treibhausklima und eustatische Meeresspiegelhochstände zurückzuführen ist. Am Ende des Devon zeigen anoxische schwarze Sedimente in Shelfgebieten ein starkes Absterben von organischem Material an.
Mindestens eine Subduktionszone bildet sich aus, die Material unter den Kontinent Laurussia
subduziert und damit vorwiegend ozeanisches Material metamorph überprägt; zum Beispiel
ozeanische Basalte zu Eklogiten, die heute als älteste variszische Metamorphite in Sachsen
anstehen.
Im Unterkarbon werden verschiedene Mikroplatten bzw. Terranes zusammengeschoben, was
zur komplexen Interaktionen mit Auswirkungen in Form von kleineren Rifts, Kollisionen,
Inselbögen und ähnlichem führte. (KRONER et al., 2008)
Extensionsbecken bilden sich, die sich im Norden vor allem mit siliziklastischen Sedimenten
füllen während im Süden noch Karbonate dominieren. Vorlandbecken im inneren des Kontinents füllen sich mit fluviatilen und lakustrinen klastischen Sedimenten sowie Kohle und
Torf. (McCann et al., 2008)
Die Variszische Orogenese ist auf ihrem Höhepunkt an der Wende vom Unter zum Oberkarbon. Die massive Konvergenz kontinentaler Kruste führt zu mächtigen Höhenzügen, die unreife Sedimente nach Norden schütten und zu erheblicher Krustenverdickung führen. Spuren
dieser Vorgänge sind metamorphe Überprägungen in unterschiedlichsten Graden bis hin zur
Anatexis. So wurden beispielsweise spätkambrische Magmatite hochmetamorph zu Eklogiten
mit Coesit und Mikrodiamantanteilen überprägt und altpaläozoische Meeressedimente zu den
Schiefern
des
Sächsisch-Thüringischen
Schiefergebirges
verfaltet
und
geschiefert.
(SEBASTIAN, 2002)
Im Karbon sowie im Perm ist der vorherrschende Mechanismus der gravitative Kollaps des
Orogenkomplexes mit isostatischer Gegenbewegung der Erdkruste wobei die konvergente
Plattenbewegung noch nicht abgeschlossen ist. Bildlich kann von einem „Zergleiten des Gebirges“ (SEBASTIAN, 2002) unter seinem eigenen Gewicht gesprochen werden. Tief versenktes Gestein kommt an die Oberfläche, was die heutigen Aufschlüsse der Hochmetamorphite erst ermöglicht. Vulkanismus und Hochtemperaturmetamorphose sind die Folge.
Granite und Rhyolite nehmen sich Platz. Strukturell ist diese Phase von einer komplexen
Kombination aus Kollisionstektonik und Abschiebungen geprägt. Typisch sind zentrale Kernstrukturen hochmetamorpher Kristallingesteine, die nach außen ummantelt sind mit tektonisch
abgescherten niedriger metamorphen Einheiten. Beispiele für solche Kernkomplexe oder
Gneisdome sind nach KRONER et al. das Montagne Noir im Massif Central, der Odenwald in
der Mitteldeutschen Kristallinschwelle, der Nordwesten der Böhmischen Masse, wie auch die
Gneisdome des Erzgebirges.
Am Ende der spätvariszischen Extensionsphase, wie dieser gravitative Kollaps genannt wird
entstehen große Grabenbrüche, die zum Akkomodationsraum für die Schüttungen der umliegenden jungen Gebirge werden und die variszische Molasse in Form von Sanden, Kiesen,
Tonen, aber auch Kohlen aufnehmen. Die Ozeane zwischen Laurussia und Gondwana sind
endgültig geschlossen was zu hochkontinentalen fluviatilen bis äolischen Ablagerungsbedingungen im Megakontinent Pangäa führt. Dünenfelder und Salzseen bilden sich bis Subsi-
denzprozesse im späten Perm zur Überflutung des Arbeitsgebietes durch das Zechsteinmeer
führen.
Ein vereinfachtes Modell für die Auffaltung und den Kollaps des variszischen Orogens ist in
Abbildung 3 nachzuvollziehen.
Abb. 3: Evolution des Variszikums in Mitteldeutschland nach Belka et al. (2008)
Auf der Basis der Gesteine Mitteldeutschlands interpretiert FRANKE (2000) (aus
KRONER et al., 2008) den Ablauf der variszischen Orogenese folgendermaßen:
Bis ins späte Devon existiert demnach der
Rheische Ozean bevor die ATA mit Laurussia zum ersten Mal leicht kollidierte. Daraufhin öffnete sich die Rheische Suturzone erneut zum Rhenoherzynischen Ozean. Der
Saxothuringische wie auch der Moldanubische Ozean werden etwa gleichzeitig und
beidseitig subduziert unter das Teplá-Barandium, bevor auch der Rhenoherzynische
Ozean unter die Saxothuringische Zone subduziert wird. Der magmatische Bogen der mitteldeutschen Kristallinschwelle wird hier als
vorderste Kante der Ansammlung von Mikrokontinenten angesehen, die Gondwana eventuell
vor sich her schob.
Im Detail wird allerdings an vielen Fragen noch gearbeitet, die Referenzen im folgenden Absatz sind alle der Quelle KRONER et al. (2008) entnommen.
Eine wichtige grundlegende, aber ungeklärte, Frage ist die nach der Anzahl der beteiligten
Platten.
Eine Version ist eine Lösung mit drei Platten. Laurussia läge im Norden, Gondwana im Süden
und dazwischen trennte ein dritter Kontinent namens Armorika zwei Ozeanbecken. Die erste
primäre Subduktion erfolgte in diesem Modell nach MATTE et al. (1986, 2001) unter Armorika, welcher dementsprechend die Interniden bzw. das Material für das Zentrum der Variszischen Orogene, das Saxothuringikum stellen würde. Ein Problem dieser Lösung stellen ab-
weichende Symmetrien von Faltengürtel am Rand der variszischen Zone dar, welche hier
durch die Bildung von Vorlandbecken erklärt werden müssen.
Eine zweite Version nach FRANKE (2000) zweifelt die Einheit eines beteiligten Armorika
aufgrund von Paläomagnetikdaten an und zerteilt den Kontinent in ein Mosaik von Terranen,
die zusammen als „Armorika Terrane Assamblage“ (ATA) bezeichnet werden.
ROBARDET (2002, 2003) favorisiert aufgrund von starken Gemeinsamkeiten in Isotopenchemie, Geochemie und Geochronologie der autochtonen Teile (siehe Abb. 2) des Saxothuringikums ein einfaches Zweiplattenmodell, das einzig den Rheischen Ozean als Trennung
beinhaltet. Allerdings muss auch dieses Modell die tiefe Versenkung von Bestandteilen der
Interniden Erklären, was nur durch einen gewissen Anteil von Subduktion innerhalb der ATA
möglich ist.
Mit der strittigen Anzahl der beteiligten Kontinente oder Terrane ist auch die Anzahl der Subduktionen nicht geklärt. Abschließend kann festgehalten werden, dass die komplexen, sehr
weitläufigen Strukturen und spätere Überprägungsvorgänge eine genaue Rekonstruktion der
Vorgänge der variszischen Orogenese schwierig machen. Sicher ist, dass die Kollision von
Laurussia und Gondwana im Mittleren bis späten Paläozoikum bis heute einen großen Einfluss auf viele Strukturen unserer Umgebung und im Besonderen auf das Gebiet dieser Exkursion hat.
Quellen:
Belka, Z.; Narkiewicz, M. (2008): Devonian. In: The Geology of Central Europe, Vol 1:
Precambrian and Paleozoic, S. 384-410
Kroner, U.; Mansy, J.-L.; Mazur, S.; Aleksandrowiski P., Hann, H. P.; Huckriede, H.;
Lacquement, F.; Lamarche, J.; Ledru, P.; Pharaoh, T. C.; Zedler, H.; Zeh, A.; Zulauf, G.
(2008): Variscan Tectonics. In: The Geology of Central Europe, Vol 1: Pecambrian and
Paleozoic, S. 599-664
McCann, T.; Kiersnowsky, H.; Krainer, K.; Vozárová, A.; Peryt, T. M.; Oplustil, S.;
Sollhofen, H.; Schneider, J.; Wetzel, A.; Boulvain, F.; Dusar, M,; Török, Á.; Haas, J.;
Tait, J.; Körner, F. (2008): Permian. In: The Geology of Central Europe, Vol 1:
Precambrian and Paleozoic, S. 532-598
McCann, T.; Skompski, S.; Poty, E.; Dusar, M.; Vozárová, A.; Schneider, J.; Wetzel, A.;
Krainer, K.; Kornpihl, K.; Schäfer, A.; Krings, M.; Oplustil, S.; Tait, J. (2008):
Carboniferous. In: The Geology of Central Europe, Vol 1: Precambrian and Paleozoic,
S. 411-529
Sebastian, U. (2001): Mittelsachsen: Geologische Exkursionen. Klett-Perthes
http://de.wikipedia.org/wiki/Variszische_Orogenese (25.06.2009)
Hannes Mersmeyer
Thüringen-Sachsen-Böhmen (VAK-Nummer: 05-08-2-M9-2)
Essay von Hannes Mersmeyer (MN: 2044694)
Thema: Zechstein, Stratigraphie und Halokinese
Allgemeines
Als Zechstein wird in Mitteleuropa die lithostratigraphische Gruppe des oberen Perms bezeichnet.
Das Perm ist das letzte System des Paläozoikums und umfasst die Zeit zwischen 296Ma und 251Ma
(DSK, 2002). Das obere Perm wird in Deutschland in Rotliegend (5,5Ma) und Zechstein (4Ma)
unterteilt (260-251Ma). Diese Begriffe, Zechstein und Rotliegenden, beziehen sich jedoch nur auf
Mitteleuropa. Nach internationaler Stratigraphie wird die gesamte Epoche des ober-Perms als
Lopingium (Changhsingium/Wuchiapingium) bezeichnet (DSK, 2002). Begrenzt wird der Zechstein
durch den überliegenden Buntsandstein. Der Zechstein wird heutzutage nur noch als lithologische
Gesteinseinheit angesehen und nicht wie früher als eine stratigraphische Einheit. Es handelt sich bei
dem Zechstein um marine Ablagerungen, hauptsächlich Salze, die durch das Zechsteinmeer
entstanden. An der Oberfläche aufgeschlossen sind die Schichten des Zechsteins im Bereich des
südlichen Harzes (Rothe 2005).
Das Zechsteinmeer
2
Das Zechsteinmeer war ein Randmeer, das sich mit einer Erstreckung von ca. 600.000m aus dem
Norden über große Teile Europas ausdehnte. Es war über sogenannte Barren (Schwellen) mit dem
offenen Ozean verbunden (Ziegler 1990). Die plattentektonische Konfiguration für das späte Perm
sowie die Lage des Zechsteinmeeres sind in Abb.6 im Anhang zu sehen. Durch sich wiederholende
Regressionen und Transgressionen im Zechstein, hervorgerufen durch Änderungen des tektonischen
Settings und klimatischen Veränderungen, bildeten sich typische Ablagerungszyklen (Serien) von
Sedimenten.
Gemäß der sogenannten Barrentheorie (Ochsenius 1877) kam es zu einem verminderten
Meerwasseraustausch mit dem offenen Ozean. Durch eine erhöhte Verdunstung im Randmeer und
dem fehlenden Wassserzufluss kam es zu Konzentrationserhöhungen der im Meerwasser gelösten
Minerale. In Abhängigkeit ihrer Sättigungskonzentrationen und Löslichkeitsprodukte fielen diese bei
fortschreitender Verdunstung aus und bildeten typische Evaporitserien und große Salzlagerstätten
(siehe Abb.5, Anhang).
Reihenfolge der Mineralfällungen:
Karbonate (Kalk,Dolomit) Sulfate (Gips/Anhydit)  Salze  (Tone) terrestrisch
1
Hannes Mersmeyer
Durch die langsame Abschnürung des Randmeeres durch die Barre, kam es immer wieder zu
Überflutungen und nachfließendem Meerwasser. Dieses erklärt die großen Mächtigkeiten der
Salzablagerungen, die unter anderen Umständen in so flachen Beckenbereichen nicht möglich wären.
Die Tone entstehen am Ende eines Zyklus bei einer vollständigen Trockenlegung und werden durch
Wind abgelagert. Sie zählen also nicht zu den Evaporiten.
Paläorekonstruktion
Anhand der Verteilung und Mächtigkeiten des Strassfurt-Karbonats (Ca2) lässt sich eine
Rekonstruktion des Zechsteinmeeres zu Zeiten der Ablagerung vornehmen. Die Karte zeigt die
Faziesverteilungen des Beckens. In hellgrün die flachmarinen Plattformsedimente, mit in dunkelgrün
gekennzeichneten Hangsedimenten (Rothe 2005). In Richtung Norden liegt das Zentrum des Beckens
und die Mächtigkeiten der tiefer marinen Sedimente nehmen zu. Aufgrund dieser Verteilungen
unterscheiden sich die regionalen Mächtigkeiten der einzelnen Zyklen stark voneinander.
(Abb. 1, rekonstruierte Faziesverteilung und Lage des südlichen Zechsteinmeeres anhand des
Strassfurt-Karbonats Ca2)
2
Hannes Mersmeyer
Stratigraphie des Zechsteins
Der Zechstein lässt sich in sieben Zyklen unterteilen. Werra, Strassfurt, Leine, Aller, Ohre, Friesland
und Mölln (Z1-Z7). Jedoch zeigen nur die ersten vier (Z1-Z4) vollständige Evaporitabfolgen. Über
einen achten Zyklus wird diskutiert, nachgewiesen werden konnte er bis dato nicht (siehe Abb.2).
Die Werrafolge, welche an der Basis aus dem Zechsteinkonglomerat und dem Kupferschiefer besteht,
stellt den Anfang des Zechsteins dar. Das Konglomerat wurde durch die erste große Transgression
des Zechsteinmeeres in Richtung Süden abgelagert. Den größten Anteil macht das Werra-Anhydrit
(A1) mit Mächtigkeiten bis 300m aus. Wirtschaftlich relevant war bis in die 1920er Jahre der
Kupferschiefer (T1), mit Corg-Gehalten von bis zu 20% und Anteilen von Kupfer in Form von Sulfiden,
Eisen, Blei und Silber. Die Mächtigkeit dieser Schicht beträgt jedoch nur 20-30cm.
Der Basalanhydrit (A2) der Strassfurt-Formation zeigt hingeben geringere Mächtigkeiten als das
Anhydrit der Werra-Folge. Es sind jedoch genauso die Abfolgen der Karbonate, Anhydrite und der
Salze zu erkennen. Anhand der Sequenzstratigraphie im mittleren Teil der Abbildung lassen sich auch
die jeweiligen Meeresspiegelstände den System Tracts zuordnen. Die Sequenzgrenzen liegen jeweils
zwischen dem HST (highstand-system-Tract) und dem LST (lowstand-system-tract). Weiter
charakterisierende Horizonte stellen die mfs (maximum-flooding-surface) dar. Die einzelnen
Sequenzen sind mit ZS1 bis ZS8 gekennzeichnet. Auffallend ist eine Regression in der
Meeresspiegelkurve erster Ordnung über das gesamte Obere Perm.
(Abb. 2, Litho- und Sequenzstratigraphie des Zechstein Norddeutschlands)
3
Hannes Mersmeyer
Halokinese:
Unter Halokinese oder auch Salztektonik versteht man die gravitativbedingte Deformation von
Salzlagen unter bestimmten Druck- und Temperaturverhältnissen und einhergehenden Bewegungen
im Untergrund. Es müssen drei Bedingungen gegeben sein, damit es zu einem Salzaufstieg kommen
kann (Jackson & Talbot 1989):

Die Salze müssen unter die kritische Tiefe gebracht werden, ab der es zu einer
Dichteinversion kommt, die die Salzbewegung initialisiert. Ab dieser Tiefe ist die
Dichte des Salzes geringer als die des überlagernden Sedimentes und es kommt
durch diesen Unterschied zum Aufstieg (siehe Abb.3).

Es muss genügend Druck (Auflast) vorhanden sein. Bei 300m Salzlagen etwa
1-1,5km abdeckende Sedimente.

Es müssen Schwächezonen, wie Störungen oder Mächtigkeitsunterschiede in den
überlagernden Schichten vorhanden sein um den Diapirismus des Salzes auszulösen.
(Abb.3, Dichte/Tiefe Diagramm und Inversion)
4
Hannes Mersmeyer
Die ersten salztektonischen Bewegungen erfolgten während der Keuperzeit (Ende Trias,
Anfang Jura) vor etwa 200 Mio. Jahren, da durch die großen Sedimentablagerungen
während der Trias eine überlagernde Schichtmächtigkeit von ca. 1 km erreicht wurde, und es
dadurch zur Überschreitung der kritischen Dichte des Salzes von 2,2 g/cm3 kam, und das
Salz zu fließen begann.
Durch punktuell unterschiedliche Ablagerungen kommt es in ganz Deutschland zu
individuellen Aufstiegshöhen. Auch die Dauer der anhaltenden Halokinese entscheidet über
die entstehenden Salzstrukturen (Jackson & Talbot 1989).
(Abb. 4, Formen und Amplituden von Salzdiapiren)
Die Salzstöcke stellen besonders für die Kohlenwasserstoffindustrie wichtige Strukturen dar.
Sie bilden tektonische und strukturelle Fallen, in denen sich je nach vorherrschendem
Setting Erdöl- bzw. Erdgas befinden kann. Zudem dienen die großen Kalisalzvorkommen aus
dem Zechstein als Quelle für die Speise- und Industriesalzgewinnung in Deutschland. Eine
Übersicht der in Deutschland auftretenden Salzstrukturen ist in Abb.7 im Anhang zu sehen.
5
Hannes Mersmeyer
Anhang
(Abb.5, Barrentheorie und Fällungsserien)
(Abb.6 Plattentektonisches Setting im oberen
Perm und Lage des Zechsteinmeeres)
(Abb. 7, Salzstrukturen und Tektonik in Deutschland)
6
Hannes Mersmeyer
Quellen:

Jackson, M. P. A. & Talbot, C. J. 1989. Anatomy of Mushroom-shaped diapirs. Journal
of Structural Geology 11(1/2), 211-230.

Rothe, P., 2005. Geologie Deutschlands. Wissenschaftliche Buchgesellschaft,
Darmstadt

Ziegler, P.A., 1990. Geological Atlas of Western and Central Europe. 2. Auflage, Shell
Internationale Petroleum Maatschappij B.V., Den Haag

Ziegler, P.A., 1982: Triassic Rifts and Facies Pattern in Western and Central Europe.
Geol.Rdsch., 71/3, 747-772, Stuttgart.

Deutsche Stratigraphische Komission, 2002. Stratigraphische Tabelle von
Deutschland. Potsdam.

Carl Ochsenius, 1877. Die Bildung der Steinsalzlager und ihrer Mutterlaugensalze
Halle: C. E. M. Pfeffer.
7
Große Geländeübung ‘09: Thüringen Sachsen Böhmen
13.07.2009
Ina Schulze (2059779)
Das Kyffhäuser-Gebirge
Inhalt
Das Kyffhäuser-Gebirge ........................................................................................................................... 1
1.
Einleitung: ................................................................................................................................... 1
2.
Geologie:..................................................................................................................................... 1
Fläche und Gesteine: .................................................................................................................. 2
3.
Aussehen, Vegetation, Entwässerung: ....................................................................................... 3
4.
Regionale Entstehungsgeschichte des Kyffhäusergebirges (Raban et al., 2007): ...................... 3
5.
Zusammenfassung der Gesteinsabfolge (Raban et al., 2007): ................................................... 4
6.
Anhang:....................................................................................................................................... 9
7.
Literatur: ................................................................................................................................... 11
1. Einleitung:
Der Kyffhäuser ist ein Bergrücken südöstliches des Harzes und liegt in Thüringen an der Grenze zu
Sachsen-Anhalt (51°25‘N, 11°6‘E) (1wikipedia, 2009), zwischen den Städten Klebra im Norden und
Bad Frankenhausen im Süden. Auf Grund seines Geologischen Aufbaus und seiner Nähe zum Harz,
wird das kleinste Mittelgebirge Deutschlands oft auch als „der kleine Bruder des Harzes“ bezeichnet
(Raban et al., 2007).
Der Kyffhäuser ist historisch so wie für den Tourismus sehr bedeutsam, da dort laut Saga der Kaiser
des Römischen Reiches Friedrich I. (*1122 - †1190), auch bekannt unter dem Namen Barbarossa, in
einer Höhle „schläft“, um eines Tages zu erwachen das Reich zu retten und es zu neuem Glanze zu
führen. Hinzu kommt, dass an diesem kaiserlichem Ort auf der höchsten Erhebung des Kyffhäusers,
dem Kulpenberg (ca. 473m über Normal Null [üNN] (Raban et al., 2007)), der deutsche Kaiser
Wilhelm I. (*1797 - †1888) sein Denkmal erhält (1wikipedia, 2009).
In dieser Hausarbeit wird vor allem auf die Geologie und die Entstehungsgeschichte des Kyffhäusers
eingegangen.
2. Geologie:
Der rhombenförmige Kyffhäuser ist ca. 13km lang und 6km breit (Raban, 2007). Die maximale Höhe
liegt bei 473m üNN, während das Umland eine Höhe von 150m üNN aufweist (Raban, 2007). Auffällig
ist vor allem die im Norden plötzliche Erhebung des Kyffhäusers aus der Umgebung heraus. Hierbei
handelt es sich um eine 300m hohe Bruchstufe im Gelände. Im Süden hingegen fällt das Gelände
1
Große Geländeübung ‘09: Thüringen Sachsen Böhmen
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Ina Schulze (2059779)
gleichmäßig und flach ein. Somit wirkt dieses Gebiet wie eine Art Rednerpult und wird daher auch oft
als Pultscholle bezeichnet (Raban, 2007). Das Grundgebirge Thüringens gehört fast ausschließlich zur
Innenzone der Varisziden mit dominierender SE-vergenter Hauptschieferung, der Saxothuringischen
Zone (Abb. 1). Sie wird im NW durch die Rhenoherzynische Zone mit NW-vergenter Hauptschieferung
und im SE durch die Moldanubische Zone begrenzt. Die an ihrem NW-Rand entwickelte
Mitteldeutsche Kristallinzone tritt im Ruhlaer sowie im Kyffhäuser-Kristallin zutage und enthält
hochmetamorphe bis migmatische Gesteine magmatischer oder sedimentärer Genese (Seidel et al.,
1995).
Fläche und Gesteine:
Der Kyffhäuser umfasst eine Fläche von ~75 km2 (Raban, 2007), im Vergleich dazu erstreckt sich der
Harz über einer Fläche von ~247 km2 (3wikipedia, 2009). Auf dieser relativ kleinen Fläche lässt sich
eine große geologische Vielfalt wieder finden (Raban et al., 2007).
Der Kyffhäuser lässt sich grob in drei Teile unterglieder. Den nördlichen Teil der sich von Kelbra bis
Tilleda erstreckt, den mittleren Kyffhäuser, der von Kyffhäuserdenkmal bis zum Rathsfeld reicht und
letztendlich den südlichen Teil (Region südlich von Rathsfeld bis nach Bad Frankenhausen). In
Abbildung 2 ist ein Geologischer Querschnitt des Kyffhäusers mit den entsprechenden ermittelten
Altern dargestellt.
Im nördlichen Gebiet überwiegen Metamorphite und Magmatite, vor allem Gneise.
Im mittleren Teil kommen Sedimentgesteine wie z.B. Sandsteine und Konglomerate hinzu. Die
Gesteinsschichten neigen sich flach nach Süden und die Gesteinsabfolge wird nach Süden auch
immer jünger. Die harten Gesteine bilden Terrainkanten. Im mittleren Teil rutschen die Sandsteine
oft langsam über den tonigen Untergrund auf dem sie aufliegen. Dieses Naturphänomen wird als
Bodenkriechen bezeichnet. Man erkennt es vor allem an dem säbelförmigen schiefen Wuchs eines
Baumes und an Rasentreppen (Raban, et al., 2007).
Im Süden reicht der Kyffhäuser an die Diamantene Aue, dort knicken die Gesteinsschichten steil nach
Süden ein. Hier überwiegen Sedimentgesteine, vor allem Gipssteine. Diese weichen Gesteine bilden
eine sanfte hügelige Landschaft aus (Raban et al., 2007). Gipse sind Calcium-Sulfat-Verbindungen
(CaSO4 ∙ 2 H2O) mit einem sehr hohen Wasseranteil. Nach der Moh´schen Härteskala liegt für Gips
eine Härte von 2 vor und lässt sich sehr leicht lösen, man spricht von Gipskarst. In der Landschaft
erkennt man die Gipskarsten an Gipsbuckeln, Gipsorgeln, Karsttälern, Lösungsrillen, Höhlen und
vielen mehr. Zahlreiche Bauschäden, wie z.B. der schiefe Turm von Oberkirche in Bad
Frankenhausen, deuten auf die Gipskarst hin (Raban et al., 2007).
2
Große Geländeübung ‘09: Thüringen Sachsen Böhmen
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Ina Schulze (2059779)
Des Weiteren findet man ringsherum des Kyffhäusergebirges Solquellen, die auf leicht lösliche Salze
im Untergrund hindeuten, wie z.B. Steinsalz. Besonders prägnant sind diese allerdings im südlichen
Teil bei Bad Frankenhausen (Raban et al., 2007).
Im Kyffhäuser Gebirge gibt es viele Höhlen. Die oben erwähnte Barbarossahöhle ist nur eine davon.
Diese ist eine Auslaugungshöhle im Anhydrit/Gipsstein und die größte bekannte für Touristen
erschlossene Höhle dieser Art in Europa (Raban et al., 2007).
3. Aussehen, Vegetation, Entwässerung:
Satellitenaufnahmen (Google Earth, Abb. 3) vom Kyffhäuser zeigen ein stark bewaldetes Gebiet,
dieser erst zu den Flanken hin zurück geht. Dieser Rückgang wird mit dem dort tiefliegendem
Grundwasser in Verbindung gebracht (1wikipedia, 2009). Diese Region entwässert vor allem nach
Süden hin. So kommt es, dass am Nordrand viele Täler keine oder nur noch saisonbedingt Bäche
führen. Auf Grund der starken Vegetation treten nur wenige Gesteine zutage. Im mittleren Teil des
Gebirges bilden sich oft große Pfützen aus, die auf den tonigen Untergrund zurück zu führen sind
(Raban et al., 2007).
Im Süden findet man sich in einer baumfreien steppenartigen Hügellandschaft wieder. Das Gebiet ist
durch unterirdische Entwässerung gekennzeichnet. Die Niederschlagsmengen betragen hier in etwa
550 mm (Raban et al., 2007).
4. Regionale Entstehungsgeschichte des Kyffhäusergebirges (Raban et
al., 2007):
Dieses Kapitel soll einen kurzen Überblick über die Entstehungsgeschichte des Kyffhäusers geben und
es wird noch einmal genauer auf die dort anstehenden Gesteine eingegangen.
Im Norden des Kyffhäusergebirges lassen sich vor allem Metamorphite (Gneise, Amphibolite,
Marmore und Kalksilikatfelse) finden. Des Weiteren stehen Magmatite, wie Gabbros, Diorit und
Gang-Granite an. Metamorphite entstehen durch Umwandlungsprozesse unter hohen Temperatursowie Druckverhältnissen. Die Metamorphite des Kyffhäusergebirges waren vor ihrer Metamorphose
Sedimentgesteine. Vor etwa 500 bis 300 Ma vor heute existierte im Bereich des Kyffhäusers ein
Ozean. Dort bildeten sich die Sedimentgesteine durch Akkumulation und Diagenese aus. Während
der variskischen Gebirgsbildung wurden enorme Kräfte auf die Gesteine übertragen, sodass es zur
Metamorphose kam.
Südlich dieses freigelegten Kristallins lassen sich überwiegend Sedimentgesteine (Brekzien,
Konglomerate, Sandsteine, Schluff, Tonsteine) wieder finden. Man geht davon aus, dass zur Zeit der
Entstehung des variskischen Gebirges, dass Gebiet höher war als es heute ist. Das Gebirge unterlag
3
Große Geländeübung ‘09: Thüringen Sachsen Böhmen
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vielen Erosionen. Dieser Abtragungsschutt wurde vermutlich über Flüsse transportiert und lagerte
sich in den Senken als Sedimentgesteine ab. Da vereinzelt auch Magmatite auftreten, kann man
davon ausgehen, dass hier das Gebiet früher vulkanisch aktiv war. Verkieselte Baumstämme lassen
auf eine feuchtwarmes bis trockenes Klima der Region schließen. Die zeitliche Einordnung liegt bei
etwa 358 bis 296 Ma vor heute und die Gesteinsschichten werden als Permokarbon bezeichnet.
Noch weiter südlich findet man wieder Sedimente (Konglomerate, Mergel, Karbonate, Sulfate, Salze).
Salze entstehen durch Evaporation des Zechsteinmeeres. Da die Gesteine auch in zyklischer Abfolge
auftreten, kann man von immer wieder auftretenden Meeresspiegelschwankungen ausgehen. Das
Zechsteinmeer ist eine erste Überflutung des damaligen Gebirges, nach der Plattenkollision.
Am Südrand des Kyffhäusergebirges findet man Sandsteine, die dem Unteren Buntsandstein (251249 Ma vor heute) angehören. Buntsandstein wird als Ablagerung auf dem Land gedeutet.
Das Alter der Gesteine nimmt von Norden nach Süden hin ab. Gesteine aus dem jüngeren Trias und
des Juras, sowie der Kreide sind nicht überliefert. Das Kyffhäusergebirge unterlag ungefähr in der
Kreide einer erneuten Hebung.
Gesteine aus dem Tertiär und Quartär (65 Ma bis heute) sind belegt. In Tälern rund um das Gebirge
lassen sich Kiese, Sande, Tone und Braunkohle finden. Braunkohle entstand durch Inkohlung diverser
Pflanzen und Bäume die ursprünglich in Senken und Mooren vorkamen.
Des Weiteren lassen sich Geschiebe und Löss wieder finden, was auf eine Vereisungsgeschichte
während der Elster-Kaltzeit schließen lässt.
Die vielen Höhlen, die sich in diesem Gebirge befinden sind durch Lösung und Verkarstung von
Gips/Anhydrit und Salzen entstanden.
5. Zusammenfassung der Gesteinsabfolge (Raban et al., 2007):
Dieses Kapitel soll eine Zusammenfassung der Gesteine die es beim Kyffhäuser zu finden gibt
darstellen und diese nach Möglichkeit kurz in Tabellenform erläutern.
Die Gesteine sind von jung nach alt sortiert.
Tertiär Quartär:
Ringförmig um den Kyffhäuser besonders im Norden, Süden und Westen findet man
Sedimentgesteine aus dem Tertiär und Quartär (Ma bis heute). Die unterschiedlichen Gesteine sind
in der folgenden Tabelle zusammengefasst und sind sowohl nach Fundort, Farbe und Bestandteile
unterteilt.
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Name:
Farbe:
Bestandteile und Merkmale:
Fundort:
Wiesenton
schwarz- grau
enthält Kalktufflinsen
Goldene Aue,
Diamentene Aue
Goldene Aue,
Diamante Aue
Schuttkegel am
Nordrand der
Steilstufe, in die
Goldene Aue
Täler im Westen
(aus WeichselKaltzeit)
Flussablagerungen
(Helme) (SaaleKaltzeit)
Diamantene Aue
(Elster-Kaltzeit)
Wiesenlehm
sandiger Lehm, wenig Kalk, etwas Humus
Schutt
Eckige Gesteinsbruchstücken (auf Grund
geringer Transportwege) aus Resten des
Kristallins und Permokarbons;
Schotter, Sand, Kies, Lehm
ungeschichtet und leicht zerreibbar;
besteht aus Schluffen und enthält 8-12% Kalk;
an Oberfläche entkalkt, verlehmt, umgelagert
Lockeres gerundetes Material; meist
einheimisch, karbonisch, mesozoisch
Löss
hellgrau, gelbocker
Jüngerer
Schotter
Geschiebe
entkalkte Mergel
stark sandiger, toniger, kalkhaltiger Lehm
Sedimente mit nordischen Geschiebe und
Feuersteinknollen
Schotter und grobe Kiese;
Gerölle, Sedimente aus dem Permokarbon
und Buntsandstein sowie Granite und Gneise
Ältere
Schotter
Diamantene Aue
bis zum Westhang
(Helme-Kaltzeit)
Tertiär (61 – 1,8 Ma):
Die Sedimente aus dem Tertiär lassen sich am Süd- bis Westrand des Kyffhäusergebirges wieder
finden. Sie sind in den Auslaugungssenken der Diamantenen Aue zu finden
Name:
Farbe:
Bestandteile und Merkmale:
Fundort:
Kiese und Sande; vermutlich durch Flüsse
transportiert
sind in Kiesen, Sanden und Tonen eingelagert;
einige Hölzer sind verkieselt
Meeresvorstoß
Steinthaleben
Deckton
Decksand
Braunkohle
Liegendton
Liegendsand
Südrand des
Kyffhäusers
Buntsandstein (251 – 243 Ma)
Name:
Farbe:
Bestandteile und Merkmale:
Fundort:
Unterer
grau, weiß
Buntsandstein
ringförmig ums
Kyffhäuser
Kalksandstein: eingelagert, bildet
Terrainkanten;
oben: Sandstein
mittig: sandige Tonsteine, sandige
Schluffsteine
unten: Tone, Schiefertone
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Stassfurth-Folge (258 – 251 Ma) [obere Zechstein]:
Name:
Farbe:
Bestandteile und Merkmale:
Grauer
Salzton
StrassfurtSteinsalz
Oberer
StrassfurtAnhydrit
Unterer
StrassfurtAnhydrit
Dolomit
Letten
grau, gelb
bunt,
schmutzig
weiß,
graugrün, rot
Stassfurt-Gips
Stinkschiefer
verstreut, schichtig, massig, porös;
Auslaugungsprodukt der Leine-Folge
wenig verhärtet; Pelit, Ton; guter Ackerboden;
Auslaugungsprodukt des Grauen Salztones
Auslaugungsprodukt des Stassfurt-Anhydrits;
Baustein
frisch
grauschwarz,
gebleicht
Fundort:
Kalkstein, Dolomit; plattig, schiefrig, blättrig;
zerfällt bei Verwitterung; führt Ton,
Schwefelsäure, Bitumen, Eisen, Magnesium,
Natrium; beim Anschlagen unangenehmer
Geruch
6
Badraer Schweiz,
Falkenburg,
Kosackenberg
am Südhang des
Kyffhäusers,
Rottleben, Bad
Frankenhausen,
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Werra-Folge (258 – 251 Ma):
Name:
Farbe:
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Bestandteile und Merkmale:
WerraAnhydrit
Anhydrit, Gips; Verunreinigungen Ton,
Karbonat;
Alabasterknollen: häufig, reiner Gips, Abbau
auch untertage; Schlangengips; Baustein,
Kunsthandwerk
Werra-Gips
Gips mit Anhydrit meist vermengt;
teilweise mit Kalk, Ton verunreinigt;
Gipsstaub: weiß, zusammengespült
Zechsteinkalk
im Westen: hell, in Steinthaleben schmutziggelb, schiefrig,
rauchgrau,
bröckelig
mergelig,
flachmuscheliger
Bruch
im Osten:
dunkel,
dunkelblau,
schwarz,
gebankt, fest
Kupferschiefer schwarz,
dunkelbraun,
dunkelgrau
Zechsteingrau, gelb, hell
konglomerat
Entstehung vermutlich im Meer, Tiefenregion ohne Sauerstoff mit
Schwefelwasserstoff vergiftet
liegt diskordant auf unterschiedlichen
Schichten des Karbons, im NW auf alten
Karbon, im SE auf jungem Karbon, Zechstein
fällt 5° SSW, Mansfelder Schichten fallen 15°
WSW
Permokarbon (305 – 258 Ma)
Rotliegend (300 – 258 Ma):
Name:
Farbe:
Bestandteile und Merkmale:
Porphyrkonglomerat
rot, weiß
diskordant auf Mansfelder Schichten,
wechselgelagert Erosionsdiskordanz; konkordant unter
Zechstein; keilt nach Norden aus;
Korngrößen variieren
Mansfelder-Schichten (305 – 300 Ma):
Name:
Farbe:
Bestandteile und Merkmale:
MansfelderSchichten
rot, grau, weiß
Konglomerate, Sandsteine, Arkosen,
Schluffstein, Tonstein
7
Fundort:
nur im SE des
Kyffhäusers,
Große Geländeübung ‘09: Thüringen Sachsen Böhmen
Obere Mansfelder Schichten:
Name:
Farbe:
Obere
Mansfelder
Schichten
Schieferton
Arkosensandstein
Sandstein
rot
hellgrau,
violett
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Bestandteile und Merkmale:
Fundort:
Sandsteine; feinkörnig bis mittelkörnig
Südosten des
Kyffhäusers
Tonstein, Schluffstein
konglomeratischer Sandstein, feinkörniger
Sandstein, feinkiesige Konglomerate
fein, glimmerig
Untere Mansfelder Schichten:
Name:
Farbe:
Bestandteile und Merkmale:
Untere
Mansfelder
Schichten
rot
Kristallin (485 – 335 Ma):
Name:
Farbe:
Feinkörnig – grobkörnig; Gerölle: in Lagen,
Kieselschiefer,…;
Karbonate in Linsen und Knollen;
Schieferton, Arkosensandstein,
Bestandteile und Merkmale:
MagmatischMetamorpher
Komplex
HornblendeGabbro
Gang-Granit
dunkelgrau,
fein- bis
grobkörnig
hell, meist
schwach rot,
feinkörnig
BiotitPlagioklasGneis
Marmor,
Kalsilikat
Amphibolit
teilweise schiefrig
Im Westen des
Kristallins, zwischen
Tannenbergstal und
Borntal
TannenbergstalSteintal-Kahntal
Gänge: stockförmig, gangförmig, dickbankig
Plagioklas, Biotit, Kalifeldspat, Quarz, wenig
Hornblende, vereinzelt Hellglimmer,
Muskovit, Sericit, Chlorid, Granat, Apatit,…
Calcit, Dolomit, Kalksilikat;
Ausgangsgesteine: vermutlich marine
Kalksteine, Mergel
dunkelgrau bis
dunkelgrün
Plagioklas, Hornblende, Biotit, Chlorit und
Kalifeldspat, vereinzelt Quarz
grau bis
dunkelgrau,
grobkörnig
Plagioklas, Hornblende, Chlorit, vereinzelt
Quarz, Kalifeldspat, Biotit, Titanit, Apatit,
Epidot
Metapelite
Diorit-Gneis
Fundort:
8
Grenzt im Süden an
den Hornblende
Gabbro
Westlich der
Rothenburg, als
Körper, Linsen und
Lagen im BiotitPlagioklas-Gneis
als Körper, Linsen
und Lagen im BiotitPlagioklas-Gneis
als Körper, Linsen
und Lagen im BiotitPlagioklas-Gneis
Große Geländeübung ‘09: Thüringen Sachsen Böhmen
Borntal-Intrusiv-Komplex:
Name:
Farbe:
Syenit-Gneis
Rot, mittel grobkörnig
Amphibolit
dunkelgrau bis
dunkelgrün
Bärenkopf-Komplex:
Name:
Farbe:
Granit
hellgrau,
mittelgrobkörnig
Bestandteile und Merkmale:
Alkalifeldspat, Plagioklas, Quarz, Biotit,
Chlorit, wenig Hornblende, vereinzelt
Plagioklas, Apatit, Titanit, Eisenkies, …
Plagioklas, Hornblende, Kalifeldspat,
vereinzelt Quarz
Bestandteile und Merkmale:
13.07.2009
Ina Schulze (2059779)
Fundort:
als Körper, Linsen
und Lagen im BiotitPlagioklas-Gneis
Fundort:
Orthoklas, Plagioklas, Quarz, Biotit, wenig
Muskovit, vereinzelt Sericit, Apatit, Chlorit
6. Anhang:
Abbildung 1.) Grobe Einteilung der Varisziden in Deutschland (Quelle: Raban et al., 2007). Südlich des Harzes, grün
markiert liegt das Kyffhäuser Gebirge.
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13.07.2009
Ina Schulze (2059779)
Abbildung 2.) Geologischer Querschnitt des Kyffhäuser-Gebirges und Harz (Quelle: Raban et al., 2007).
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13.07.2009
Ina Schulze (2059779)
Abbildung 3.) Satellitenaufnahme des Kyffhäusers (stark bewaldetes Gebiet) mit den wichtigsten markanten Städten
(Quelle: Google Earth).
7. Literatur:
Internet:
Raban, M., Mertmann, D., Dobmeier, C.. GeoFeld. In: geo.fu-berlin.de. Stand: 2007. URL:
http://www.geo.fu-berlin.de/fb/e-learning/geofeld/landschaftsform/vorbemerkung.html
(Abruf 2009-07-21)
1
Kyffhäuser. In: wikipedia.de. Stand: 2009. URL: http://de.wikipedia.org/wiki/Kyffh%C3%A4user
(Abruf 2009-07-21)
2
Barbarossahöhle. In: wikipedia.de. Stand: 2009. URL:
http://de.wikipedia.org/wiki/Barbarossah%C3%B6hle (Abruf 2009-07-21)
3
Nationalpark Harz. In: wikipedia.de. Stand: 2009. URL:
http://de.wikipedia.org/wiki/Nationalpark_Harz (Abruf 2009-07-21)
GeoPark Kyffhäuser e.V.. GeoPark Kyffhäuser. In: geopark-kyffhäuser. com. Stand: 2009. URL:
http://www.geopark-kyffhaeuser.com/index.php?id=7 (Abruf 2009-07-21)
http://www.hoehle.de/08Wissenschaft/WissKyf/Geologie.htm
Bücher:
Seidel, Prof. Dr. Gerd (Hrsg. 1995). Geologie von Thüringen. Stuttgart: E. Schweizerbart’sche
Verlagshandlung.
11
Große Geländeübung ‘09: Thüringen Sachsen Böhmen
13.07.2009
Ina Schulze (2059779)
Rothe, P. (2006). Die Geologie Deutschlands. Darmstadt: Wissenschaftliche Buchgesellschaft.
Flindt, S. (Hrsg. 2001). Höhlen im Westharz und Kyffhäuser.
12
Große Geländeübung
VAK-Nummer 05-08-2-M9-2
Veranstalter: Prof. Dr. C. Spiegel, PD Dr. F. Lisker
Thüringen- Sachsen- Böhmen
(29.09. – 07.10.2009)
Das Thüringer Schiefergebirge
Exkursionsbericht
am Fachbereich Geowissenschaften
der Universität Bremen
vorgelegt von
Henriette Kampe
Matrikelnr.: 2190344
Bremen, 2009
Es irrt der Mensch, solang er strebt.
Johann Wolfgang von Goethe (1863)
© Universität Bremen – Fachbereich 5 – Geowissenschaften 2009
Henriette Kampe
Einleitung
Das Thüringer Schiefergebirge ist ein Mittelgebirge, welches im Westen an den Thüringer Wald, im
Süden an den Frankenwald und im Nordosten an das Vogtland angrenzt. Nach MARCINEK (1994) stellt Thüringen geographisch die Verbindung zwischen den Norddeutschen Tiefländern und dem alpinen Teil im
Süden dar (Abb. 1).
Das Thüringer Schiefergebirge gehört zur Deutschen Mittelgebirgsschwelle und besteht aus altpaläozoischen und neoproterozoischen Gesteine, aus Ton-, Kies- und Alaunschiefer sowie Grauwacken, Diabasen und Quarziten. Das Schiefergebirge ist durch stark gefaltete Schichten gekennzeichnet.
Die geologische Entwicklung Thüringens ist sehr komplex. Das zeichnet sich nach SEIDEL (2003)
durch
drei
Stockwerke
aus:
das
Tafeldeckengebirgsstockwerk,
das
Übergangs-
oder
Molassestockwerk sowie das Grundgebirgsstockwerk. Bezug nehmend auf die regionalgeologischen
Einheiten der Stockwerke ist das Thüringer Schiefergebirge ein Grundgebirge, das überwiegend aus Magmatiten und Metamorphiten besteht und von Sedimenten überdeckt wird.
Abb. 1: Die Lage des Thüringer Schiefergebirges in der
Bundesrepublik Deutschland,
(aus www.regionalgeologie-ost.de).
15.08.2009
© Universität Bremen, Fachbereich 5 – Geowissenschaften
Blatt 2 von 8
Henriette Kampe
Paläogeographie
Paläogeographisch gehört das Thüringer Schiefergebirge zur Saxothuringischen Zone des Variszischen Gebirges, die im Nordwesten durch die Rhenoherzynische Zone und im Südosten durch die Moldanubische Zone begrenzt wird. Im Nordwesten des Gebiets tritt im Ruhlaer- und Kyffhäuser- Kristallin die
Mitteldeutsche Kristallinzone hervor. Das Gebiet wird hauptsächlich von Gesteinen magmatischer und metamorpher Herkunft bedeckt (SEIDEL, 2003).
Das Grundgebirgsstockwerk
Nach SEIDEL (2003) gehört das Thüringer Schiefergebirge neben dem Thüringer Wald, dem Thüringer Becken und dem Südwestthüringerischen Triasgebiet zu den vier großen geologischen Einheiten Thüringens. Das durch tektonische Prozesse sehr stark geformte Grundgebirgsstockwerk umfasst überwiegend
SW- NE- streichende regionalmetamorph beanspruchte Magmatite und Sedimente, die dem altpaläozoischen und neoproterozoischen Alter zugeordnet werden (SEIDEL, 2003). Nach SEIDEL (2003) wird das
Grundgebirgsstockwerk durch eine strukturelle Obergrenze (variszische Diskordanz) zum Molasse- bzw.
Tafeldeckgebirgsstockwerk getrennt (Abb. 2).
Abb. 2: Regionalgeologische Gliederung Ostdeutschlands mit Grundgebirgsstockwerk und Tafeldeckgebirgsstockwerk,
(publiziert in G. KATZUNG & G. EHMKE/Hrsg. 1993 aus
www.regionalgeologie-ost.de).
15.08.2009
© Universität Bremen, Fachbereich 5 – Geowissenschaften
Blatt 3 von 8
Henriette Kampe
Diese Struktur ist aus der variszischen Gebirgsbildung hervorgegangen, prägt das Gebiet und ferner
die heutige mineralfaziellen Vorkommen und dessen Genese. Das Grundgebirgsstockwerk findet im Thüringer Schiefergebirge seine Hauptverbreitung (SEIDEL, 2003). Die geologisch- tektonischen Einheiten
stammen aus dem Ordovizium und Silur – prädevonischen Paläozoikum, Devon, Dinatium und unteren
Karbon (Abb. 3), die aus verschieferten, verfalteten, vulkanischen und metamorphen Gesteinen bestehen,die größtenteils mit känozoischen Sedimenten bedeckt sind.
Abb. 3: Geologische Übersichtskarte Ostdeutschlands ohne känozoische
Sedimente mit tektonischen Strukturen ohne direkte Orientierung.
Teilausschnitt des Thüringer Schiefergebirges mit Faltenstrukturen,
(nach G. RÖLLING et al. 1990; D. LEONHARDT 1995; G. MARTIKLOS et al. 2001;
G. SEIDEL et al. 2002 aus www.regionalgeologie-ost.de).
15.08.2009
© Universität Bremen, Fachbereich 5 – Geowissenschaften
Blatt 4 von 8
Henriette Kampe
Regionalgeologie des Thüringer Schiefergebirges
Die regionalgeologische Großeinheit des Thüringer Schiefergebirges gehört nach JORDAN et al.
(1995) zu dem Strukturstockwerk des Grundgebirges. Im Westen wird es durch das Molassestockwerk des
Thüringer Waldes und im Osten durch das Rotliegende der Vorerzgebirgssenke begrenzt. Im Südosten hat
das Thüringer Schiefergebirge keine natürliche Begrenzung und im Südwesten bilde die Fränkische Linie
eine orographische markante Grenze zum Tafeldeckengebirge und der Süddeutschen Scholle (SEIDEL,
2003), die flach nach Nordwesten geneigt ist und ins Fichtelgebirge übergeht.
Die Schichtfolge des Thüringer Schiefergebirges ist mehrere Kilometer mächtig. Diese
wurde im Zuge der Variszischen Gebirgsbildung zu Mulden und Sätteln, zu Synklinalen und Antiklinalen
gefaltet (WÖLKE, 2007). Die von Südwest nach Nordost streichenden Falten sind relativ einfach gegliedert.
Von Westen nach Osten verlaufende vier deformierte Großeinheiten (Abb. 4):
Schwarzburger Antiklinorium
Ostthüringer Synklinorium
Bergaer Antiklinorium
Vogtländische Synklinorium
die den Hauptteil des Schiefergebirges bilden (SEIDEL, 2003).
Abb. 4: Regionaleinheiten des Thüringer Schiefergebirges und angrenzende Gebiete. Die vier deformierten Großeinheiten sind von Westen nach Osten dargestellt (nach P.PUFF 1994, D. LEONHARDT
1995, G. SEIDEL et al. 2002 aus www.regionalgeologie-ost.de).
15.08.2009
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Henriette Kampe
Nach SEIDEL (2003) wurde das Ostthüringer Synklinorium wird durch die Fränkenwälder Querzone
eingeschnürt. Metamorphe Serien altpaläozoischer und neoproterozoischer Gesteine prägen das Gebiet.
Die Gesteine wurden während der Gebirgsbildung aufgrund des Gebirgsdrucks geschiefert und erhielten so
die ebene Spaltbarkeit. Im weiteren Verlauf wurden diese Gesteine zu Tonschiefer verfestigt.
Tonschiefer, Grauwacken und Quarzite kennzeichnen das Thüringer Schiefergebirge. Fernen flyschartige Sedimente, die teilweise metamorph überprägt sind und metamorphe Kalksteine (KÄSTNER et al.
2003). Die ältesten Gesteine treten im neoproterozoischen Kern des Schwarzburger Antiklinorium zutage.
Im weiteren Verlauf kam es zur Abtragung des Thüringer Schiefergebirges, Gesteinsschutt des Rotliegenden wurde weiter verfrachtet. Bis auf wenige Felsklippen wurden die Rücken des Thüringer Schiefergebirges abgetragen und eingeebnet. Während des Eindringens des Zechsteinmeeres wurden Buntsandsteine und Muschelkalkschichten abgelagert.
Die Prozesse der Hebung und Einebnung wiederholten sich in der Kreidezeit und im Tertiär.
Variszische Tektonik
Nach HEMPEL (1995) gehört der 150 km breite thüringische Abschnitt des Variszikums der 200 km
breiten Saxothuringische Zone an, die aus einer Schiefergebirgszone und aus zwei kristallinen Randzonen,
dem Erzgebirge im Südosten und der Mitteldeutschen Kristallinzone im Nordwesten, besteht. Von Nordwesten nach Südosten können etwa 15-25 km große Einzelformen unterschieden werden: das Krustenfragment der Mitteldeutschen Kristallinzone mit eigener tektonostratigraphischen Geschichte, die
Synklinalzone der Mitteldeutschen Schwelle, die südliche Antiklinalzone der Mitteldeutschen Schwelle, das
Schwarzburger Antiklinorium, das Teuschnitz-Ziegenrücker Synklinorium, das Bergaer Antiklinorium und
das Vogtländische Synklinorium und das Zentralsächsische Lineament.
Da die Heraushebung des Thüringer Schiefergebirges und der vorwiegend erzgebirgisch streichende
Faltenbau durch die sudetische Phase der variszischen Gebirgsbildung geprägt wurden, sind
verschiedene interne Deformationen zu beobachten. Das Schiefergebirge ist durch stark gefaltete Schichten des Proterozoikums bis Unterkarbons gekennzeichnet (SEIDEL, 2003). Diese Falten sind Großstrukturen
mit 100 m bis 1000 m Breite, wie es der Rodaer Sattel am Südost-Rand des Gräfenthaler Horstes der Frankenwälder Zone ist. Ferner gibt es Falten, die 0.5 m bis 100 m breit sind. Die auftretenden Flächengefüge
sind nach HEMEPEL (1995) schichtflächenparallele Schieferflächen, Transversalschieferung und
Isoklinalschieferung. Diese Flächengefüge sind infolge von Fließschieferung entstanden. Eine solche
Fließrichtung bedingt eine plastische Verformung geschieferter Gesteine (Interndeformation). Ferner können Störungen sehr eng mit Einengungs- und Faltenmechanismen gekoppelt sein.
Längs- und Querstörungen gehören auch zum faltungs- und schieferungstektonischen Einengungsplan (HEMPEL, 1995). Es ist möglich, dass diese Störungen zu einer verstärkten Heraushebung von Strukturen beigetragen und großscherungstektonische Abschiebungen unterstützt haben.
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Die vier Großfalteneinheiten
Die Sattel- und Muldenstrukturen des Thüringer Schiefergebirges streichen Südwest- Nordost. Nach
KÄSTNER et al. (2003) ist das Schwarzburger Antiklinorium Bestandteil des Südthüringischen Sattels mit
Proterozoischen bis Oberdevonischen geologisch- tektonischen Einheiten. sind Hier sind schwach metamorphe neoproterozoische Sedimentfolgen mit Magmatiten verschiedenen Alters aufgeschlossen BANKWITZ und BANKWITZ (2003). Die Basisintrusionen liegen retrograd metamorph als Grünschiefer bzw. Metabasite vor. Die starke Deformation zeigt sich in Form des Antiklinoriums.
Das Ostthüringer Synklinorium schließt sich an den Schwarzburger Sattel an. Durch die nordwestsüdost verlaufende Fränkenwälder Querzone kann es in zwei Teile gegliedert werden: in das im Südwesteb
gelegene Teuschnitzer Teilsynklinorium, deren Sedimentverfüllung aus Unterkarbon- Sedimenten in Flysch
Fazies und Konglomeraten besteht und das nordöstliche Ziegenrücker Teilsynklinorium des Dinantium, das
aus schwach metamorphen Sedimenten besteht (Tonschiefer bis Sandsteinen/Grauwacken) (BLUMENSTENGEL, et al., 1998). Ferner ist es mit Sedimenten der Kulm- Flysch- Fazies verfüllt.
Südöstlich an das Ostthüringer Synklinorium folgt das Bergaer Antiklinorium. Dieses taucht nach Südwesten
in Oberfranken ab mit geologisch- tektonischen Einheiten des Kambriums bis Oberdevon.
Das Vogtländische Synklinorium schließt sich an das Bergaer Antiklinorium an. Die Mehltheuerer
Synklinorium bildet das Element im Nordwesten der Vogtländischen Mulde. Hier treten Schichten des Dinatium, Devon und Ordovizium auf.
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Henriette Kampe
Literaturverzeichnis
BANKWITZ, P., BANKWITZ, E., 2003. Proterozoikum Schwarzburger Antiklinorium, in Seidel, G. (Hrsg.),
2003. Geologie von Thüringen, Schweitzerbart`sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, S. 52-67.
BLUMENSTENGEL, H., WIEFEL, H., WUCHER, K., 1998. Unterkarbon (Dinant), in Seidel, G. (Hrsg.), 2003.
Geologie von Thüringen, Schweitzerbart`sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, S. 168-180.
HEMEPEL, G., 1995. Variszische Tektonik, in Seidel, G. (Hrsg.), 2003. Geologie von Thüringen, Schweitzerbart`sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, S. 192-201.
JORDAN, H., WEDER, H.-J. (Hrsg.), 1995. Hydrogeologie - Grundlagen und Methoden Regionale Hydrogeologie. Enke Verlag, Stuttgart, 603 S.
KÄSTNER, H., SEIDEL, G., WIEFEL, H., 2003. Geomorphologischer Überblick Thüringens: Regionalgeologische Stellung und Gliederung, in Seidel, G. (Hrsg.), 2003. Geologie von Thüringen, Schweitzerbart`sche
Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, S. 13-21.
MARCINEK, J., 1994. Grundzüge der geomorphologischen Entwicklung in Thüringen, in Liedtke, H.,
Marcinek, J., 1994. Physische Geographie Deutschlands. Justus Perthes Verlag Gotha GmbH, Gotha, S. 324326.
SEIDEL, G. (Hrsg.), 2003. Geologie von Thüringen. E. Schweizerbart`sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u.
Obermiller), Stuttgart, 2. Neubearbeitete Auflage, S. 6-23.
WÖLKE, A., 2007. Exkursionsführer – Einführung in die Geologie Thüringens: Ein Querschnitt. Grin Verlag
für akademische Texte, Norderstedt, S. 3-5.
Internetquellen
www.regionalgeologie-ost.de (12.07.2009)
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Thüringen – Sachsen - Böhmen – Exkursion 2009
(28.09.-07.10.2009)
Das Sächsische Granulitgebirge
Ein Exkursionsbericht
von
Benjamin-Alexander Timmerbeil
Universität Bremen Fachbereich 5 Geowissenschaften
Sächsisches Granulitgebirge
-i-
Inhaltsverzeichnis
8. Das Sächsische Granulitgebirge ................................................................... 1
Überblick ........................................................................................................ 1
Geologie und Entwicklung.............................................................................. 1
Geologie...................................................................................................... 1
Lithologie und Verbandsverhältnisse .......................................................... 4
Entwicklung ................................................................................................. 6
Quellenverzeichnis ............................................................................................ 7
Literatur ....................................................................................................... 7
Internet ........................................................................................................ 7
Benjamin-A. Timmerbeil
[email protected]
Sächsisches Granulitgebirge
-1-
8. Das Sächsische Granulitgebirge
Überblick
Wenn man vom sächsischen Granulitgebrige spricht, ist eine Erhebung nördlich von
Erzgebirge und Vorerzgebirgs-Senke gemeint. Die Erhebung bildet ein Plateau, welches aus
hochmetamorphen Gesteinen, den Granuliten aufgebaut ist. Geringer metamorphe Gesteine,
die stark verwittert sind, umsäumen das elliptische gestaltete Granulitgebirge. Die als
Granulitgebirge bezeichnete Struktur weist eine Ausdehnung von 50 km Länge und 20 km
Breite auf und besitzt einen kristallinen Kern, den Granulitkomplex, und einen
Schiefermantel. Der Kern des Granulitmassivs ist zusammengesetzt aus felsischen und
mafischen
Granuliten
und
besteht
seltener
aus
mafischen
bis
ultramafischen
Gesteinseinheiten. Während der variszischen Orogenese wurden diese Gesteine subduziert.
Die Metamorphose gipfelte vor 340 Ma bei Tiefen von 80-90 km und Temperaturen um die
1000°C. Eine schnelle Heraushebung brachte die Gest eine an ihre jetzige Position. Die
Heraushebung wurde von granitischen Intrusionen begleitet. Der innere Mantel des Massivs
besteht aus Glimmerschiefern und Gneisen und wird als duktile Scherzone während des
Nord-West Uplifts interpretiert. Der äußere Schiefermantel repräsentiert eine niedriggradige
metamorphe metasedimentäre Abfolge des unteren Paläozoikums.
Geologie und Entwicklung
Geologie
Morphologisch bildet das Granulitgebirge heute ein schwachwelliges hügeliges Plateau. Wie
in der Abb.1 dargestellt, ist die gegenwärtige Landschaft des Erzgebirgischen Beckens flach
wellig und zertalt, die des Granulitgebirges fast eingeebnet, zertalt und von einem
Schieferwall umgeben.
Abb. 1: Die gegenwärtige Landschaft von Erzgebirgischem Becken und Granulitgebirge (Wagenbreth, O.,
Steiner, W., (1989), Geologische Streifzüge, Landschaften und Erdgeschichte zwischen Kap Arkona und
Fichtelgebirge).
Benjamin-A. Timmerbeil
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-2-
Sächsisches Granulitgebirge
Die Schmelzwasserströme des Pleistozäns haben aus dem "Granulitgebirge" eine
flachwellige Hochfläche modelliert. Nur in den heutigen, tief eingeschnittenen Flusstälern
lässt sich die einstige Faltengebirgsstruktur und ihr gebirgiger Charakter noch erkennen.
Das
Granulitgebirge
mitteleuropäischen
befindet
Varisziden.
sich
Es
innerhalb
besteht
aus
der
drei
Saxothuringischen
Zone
Hauptstruktureinheiten:
der
dem
Granulitkomplex, dem Cordieritgneiskomplex und dem Schiefermantel. Den Zentralteil bildet
der elliptische Erosionsanschnitt des Granulitkomplexes, der eine Fläche von 575 km2
umfasst. An seinem Aufbau sind mehrheitlich saure Granulite und daraus hervorgegangene
retrograde Granulite beteiligt. Im Granulitgebirge ist das Kerngebiet vom Schiefermantel zu
unterscheiden. Zwischen diesen Gesteinsgruppen sind Abscherungsflächen vorhanden, an
denen die Großeinheiten gegeneinander bzw. übereinander bewegt worden sind. Der Kern
des Sächsischen Granulitgebirges besteht hauptsächlich aus leukokraten Granuliten (vgl.
Abb2). Dieser Granulit zeichnet sich durch das weitgehende Fehlen von „farbigen“ Mineralen
wie Biotit, Muskovit und Amphibolit aus. Die hell bis weiß erscheinenden Gesteine wurden
früher als „Weißstein“ bezeichnet. Diese Gesteinsart wurde in Sachsen von Engelbrecht
erstmals in der Welt beschrieben und von dem Geologen Weiss 1803 als "Granulit"
bezeichnet (von lat. granulum: Körnchen). Die Granulite können aus altpaläozoischen (485470Ma) magmatischen Protolithen mit einigen sedimentären Einschaltungen abgeleitet
werden. Die Granulite sind ebenflächige, schiefrige Gesteine. Sie enthalten feinkörnige
Gemenge von Quarz und Feldspäten. Ursprünglich enthielten sie rote Granate, die
heutzutage als Biotit-Aggregate vorliegen. In die Granulite schalten sich Linsen oder auch
Bänke aus mafischen-ultramafischen Pyroxen-Granuliten und Granatführenden Peridotiten
ein. Diese können Mächtigkeiten von wenigen Zentimetern bis 100 m erreichen. Weiterhin
treten im Verbreitungsgebiet der Granulite Gneise mit Quarziten und Metakieselschiefern
auf. Zwischen Schiefermantel und Granulitkern sind Gabbrovorkommen von Langenberg und
Bronzitserpentinite des Kiefernberges eingeschaltet. Die Granulitmetamorphose erfolgte bei
20-25 kbar und 1100°-1010°C. Anhand von Zirkonen w urde ihr Alter als oberdevonisch
(340Ma) datiert. Um 380Ma ging ihr ein Eklogit-Stadium voraus.
Der Granulitkomplex wird von einem Schiefermantel aus jungproterozoischen bis
unterkarbonischen Sedimentserien umhüllt. Nach außen nimmt die Metamorphose rasch ab.
Der Kontakt zwischen Kern und Mantel ist als eine umlaufende duktile Scherzone
ausgebildet. In die Granulite und ihre metamorphen Hülle intrudierten um 333Ma spät- bis
posttektonische Granite und durchsetzte diese. Die Granite sind von der variszischen
Deformation betroffen. Bevor die Granite intrudierten wurde der Schiefermantel durch die
Granulite aufgeheizt und metamorphisiert.
Benjamin-A. Timmerbeil
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-3-
Sächsisches Granulitgebirge
Der Schiefermantel setzt sich aus innerem und äußerem Schiefermantel zusammen. Der
innere Mantel besteht aus Gneis-Glimmerschiefern und Glimmerschiefern. Der äußere
Mantel setzt sich aus Grauwacken, Tonschiefern und Phylliten zusammen. Im inneren
Mantel treten helle und dunkle Glimmerschiefer (Muskovit- und Biotitglimmerschiefer) sowie
verschiedene Gneise (Biotit-, Cordierit- und Granatgneise) auf. Im Schiefermantel kommen
Einschaltungen aus Quarzschiefer, Amphibolitschiefer und Serizitgneisen vor. Ursprünglich
lag eine mehrere Kilometer mächtige jungproterozoische bis devonische Abfolge von
Sedimenten mit wenigen Einschaltungen von Vulkaniten vor, die im Bereich eines Schelfs
abgelagert wurden. Auf der Kreide-zeitlich entstandenen Hochfläche lagern dem Kristallin
teilweise
jungtertiäre Kiese,
Sande
und Tone
mit
einem
zeitweilig
abgebautem
Braunkohleflöz, sonst weit verbreitet geringmächtig Löss, auf.
Abb. 2: Geologische Übersichtskarte des Sächsischen Granulitgebirges. (Henningsen und Katzung)
Benjamin-A. Timmerbeil
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-4-
Sächsisches Granulitgebirge
Lithologie und Verbandsverhältnisse
Granulitkomplex
Die im Granulitkomplex auftretenden Granulite können in vier Typen unterschieden werden.
Es handelt sich jeweils um zwei Typen von Granuliten und retrograden Granuliten, die eine
mineral- und gefügefazielle Entwicklungsreihe bilden. Innerhalb des Granulitkomplexes ist
ein häufiger Wechsel dieser Gesteine festzustellen, wobei sich die retrograden Granulite
besonders im nordöstlichen und nordwestlichen Randgebiet ausbreiten. Die beiden
Granulittypen unterschieden sich hinsichtlich der Foliationsentwicklung und der davon
geprägten Ausbildungsform des Quarzes.
Granulit mit Diskenquarz
Der „Diskenquarzgranulit“ erscheint im frischen Zustand hellgrau bis beige. Sein wichtigstes
Merkmal ist eine feinkörnig-massige Quarz-Feldspat-Matrix, in die bis zu 4mm lange
diskenförmige Quarze streng orientiert eingefügt sind. Die erkennbare Foliation wird durch
gestreckte Biotitaggregate verdeutlicht (forellenartige Musterung). Visuell lässt sich
xenoblastischer Granat und vereinzelt tafeliger Disthen bestimmen.
Granulit mit Tapetenquarz
Plattenquarzlagen
und
alternierende
feinkörnige
Quarzfeldspat-Mosaike
rufen
das
ausgeprägte Lagengefüge des Tapetenquarzgranulites hervor. Typisch für diesen Typ ist ein
Gefüge aus einem laminaren Wechsel zwischen Quarzlagen und Quarz-Feldspat-Mosaiken.
Dadurch tritt eine deutliche Foiliation hervor.
Gebänderter retrograder Granulit
Dieser retrograde Granulittyp geht durch Änderung zu amphibolitfaziellen Bedingungen aus
dem Tapetenquarzgranulit hervor. Im Gestein besteht eine wechselnde Bänderung aus
biotitreichen und biotitarmen Lagen. Weiterhin setzt sich eine Kornverfeinerung und
zunehmende Gefügeregelung fort. Die ehemaligen Granate sind vollständig biotitisiert und
eine Mylonitisierung resultierend aus Scherbeanspruchung macht sich durch Biotitschweife
um Granatporphyroklasten bemerkbar.
Metablastische retrograder Granulit
Die Bestandteile des meablastischen retrograden Granulits sind klein- bis mittelkörnig
rekristallisiert und in flasrigen oder grobschiefrigen Texturen angeordnet. Des Weiteren tritt
anatektische Schmelzbildung auf, was zur Bildung von mittel- bis grobkörnigen Anatexiten
führte.
Benjamin-A. Timmerbeil
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-5-
Sächsisches Granulitgebirge
Cordieritgneiskomplex
Das im Granulitgebirge auftretende, als Cordieritgneiskomplex bekannte Gestein, kann
weiter in zwei Gesteinstypen, in Granatgneis und in Biotitgneis, unterteilt werden.
Granatgneis
Die Granatgneise werden in drei Typen gegliedert. Migmatitischer Granatgneis steht
schwachmigmatitischen Granatgneisen mit grobschiefriger Textur gegenüber. Granat kommt
dabei als Hauptkomponente mit einem Durchmesser von >1mm vor. Vorkommen von
massigem Granatgneis (Granatfels) sind gering. Migmatitischer Granatgneis und massiger
Granatgneis spielen eine untergeordnete Rolle.
Biotitgneis
Der Nordostteil des Granulitkomplexes wird nicht von Granat- und Cordiertitgneis, sondern
von Biotitgneis überlagert. Es handelt sich um ein migmatitisches Gestein mit lagenförmigen
Leukosomen. Die Textur ist flaserig und kleingefaltete Folitation ist deutlich. Die Matrix ist
ähnlich den Granatgneisen aus einem Gefüge von Biotit und Cordierit und Sillimanit
aufgebaut. Sedimentäre Gefügeelemente gingen durch Deformation und partielle Anatexis
verloren. In Biotit von Naundorf wurde ein sedimentärer Wechsel metapelitischen Materials
festgestellt.
Schiefermantel
Zwei Hauptunterscheidungen können für den Schiefermantel getroffen werden, wobei sich
der Gneisglimmerschiefer in vier weitere Typen unterteilt.
Gneisglimmerschiefer
Die Gneisglimmerschiefer können in vier Typen unterteilt werden:
1) An der Grenze zum Granulitkomplex kommt ein grobschiefriger Feldspatglimmer vor, der
sich durch intensive Kleinfaltung, NW-SE-streichende Streckungslineation sowie schwache
Migmatisierung auszeichnet. Die Kleinfalten haben Faltenweiten von weniger als einem
Millimeter bis zu einigen Zentimetern. Gebänderte Quarzsegregationen, die kleingefaltet und
in Faltenachsenrichtung zu stängeligen Aggregaten gestreckt wurden, weisen auf Scherung
hin. Die Gesteinmatrix besteht aus Biotit, Sillimanit, dispersem Quarz und Feldspat sowie
akzessorischem Granat.
2) Ein migmatitischer Feldspatglimmerschiefer breitet sich im Hangenden des ersten Typs
bis in höhere Abschnitte der Wolkenburger Serie aus. Verfaltete Leukosome deuten auch
hier eine Scherung an. Die auftretenden Melanosome sind schmal und heben sich vom
Mesosom durch höheren Biotitanteil und stellenweise auch verstärkte Granatbildung ab.
Benjamin-A. Timmerbeil
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Sächsisches Granulitgebirge
3) Es treten lokal Zweiglimmergneise auf, die Biotit, Muskovit und akzessorisch Chlorit
enthalten. Zum Mineralbestand gehört neben wenigen Granaten auch teilweise Staurolith.
4) Ebenschiefriger Feldspatglimmer ersetzt am Nordostrand des Granulitkomplexes
zwischen Limmritz und Niederstriegis die sonst im tiefsten Teil des Schiefermantels
anstehenden Gesteine.
Glimmerschiefer
Helle Glimmerschiefer schließen sich im Hangenden durch einen allmählichen Übergang an
die Gneisglimmerschiefer an. In ihnen sind s-konforme Gängchen zu beobachten, die den
Umbiegungen der Foliation folgen. Die Gängchen bestehen aus Quarz, Feldspat und Biotit.
Entstehungsmodell
Nach Henningsen, D., und Katzung, G. (2006), wird für das Auftreten des hochmetamorphen
Granulitkomplexes
inmitten
des
geringer
metamorphen
Schiefergebirges
folgendes
Entwicklungsmodell vorgeschlagen: Bei der variszischen Orognese ist ein Krustenfragment
des Saxothuringikum-Terrans während des späten Devons bis frühen Karbons nach
Südosten subduziert und daraufhin bei extrem hohen Temperaturen und unter hohem Druck
metamorphisiert worden. Unter diesen physikalisch chemischen Bedingungen bildeten sich
die Granulite.
Im gleichen Zeitraum fand die
Sedimentation im Bereich des heutigen
Granulitgebirges statt. Dort kamen die Gesteine des späteren Schiefermantels zur
Ablagerung. Nach der Metamorphose sind die Granulite aufgrund ihrer geringeren Dichte
gegenüber ihrer Umgebung in kurzer Zeit als heißer Körper diapirförmig aufgestiegen. Sie
drangen dabei in die Ablagerung des Schiefermantels ein. Die hohen Temperaturen in
Kombination mit Fluiden metamorphisierten das Gestein, so dass die Granate in den
Granuliten
weitgehend
zu
Biotit
alterierten.
Beim
Aufstieg
aus
der
Umgebung
mitgenommene Metapelite und ozeanische basische Magmatite wurden zwischen
Granulitkomplex und Schiefermantel eingeschert und zu Cordierit-Gneis bzw. Metagabbros
und Serpentiniten metamorphisiert. Danach sind die Granite in den Granulitkomplex und in
den Schiefermantel noch vor Abschluss der variszischen Orogenese intrudiert.
Die diskutierten vertikaltektonischen Konzepte, die die Platznahme der Granulitkomplexe
durch diapirischen Aufstieg oder als Metamorphic core-Komplex interpretieren, haben die
räumliche und die zeitliche Nähe der Eklogit- und Granulitmetamorphose des Kerns (340Ma)
zu der sich bis in das Unterkarbon fortsetzenden Sedimentation seiner paläozoischen
Mantelschicht bisher nicht erklären können. Ein weiteres Erklärungsmodell könnte deshalb
über die Möglichkeit eines seitlichen Einschubs der noch heißen und deshalb geringviskosen
Gneise von SE her sein (Walter, R. (2007), Geologie von Mitteleuropa).
Benjamin-A. Timmerbeil
[email protected]
-7-
Sächsisches Granulitgebirge
Quellenverzeichnis
Literatur
Henningsen, D., Katzung, G. (2006), Einführung in die Geologie Deutschlands, Elsevier
GmbH, München
Rötzler, J. (1992), Geotektonische Forschungen 77, Zur Petrogenese im Sächsischen
Granulitgebirge, E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart
Wagenbreth, O., Steiner, W., (1989), Geologische Streifzüge, Landschaften und
Erdgeschichte zwischen Kap Arkona und Fichtelgebirge, VEB Deutscher Verlag für
Grundstoffindustrie, Leipzig
Walter, R. (2007), Geologie von Mitteleuropa, E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung,
Stuttgart
Internet
http://www.mineralienatlas.de/lexikon/index.php/Deutschland/Sachsen/Granulitgebirge
http://www.wolkenburger-bergbaurevier.de/main_mehr_zur_geologie.htm
Benjamin-A. Timmerbeil
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Daniel Döpke
Das Erzgebirge
Große Geländeübung: Thüringen-Sachsen-Böhmen (VAK-Nummer: 05-08-2-M9-2)
Bericht von Daniel Döpke (Matrikel-Nummer: 205006)
Thema: Das Erzgebirge (Geologie, Tektonik, Vererzung)
Einführung
Das Erzgebirge gehört zu den sächsischen Mittelgebirgen Deutschlands an der Grenze zur
Tschechei, und befindet sich im Nordosten des Böhmischen Massivs. Es erstreckt sich in EW Richtung ca. 130 Km und in N-S Richtung ca. 40 Km (Ventura & Lisker, 2003). Auf
Deutscher Seite ist der Fichtelberg mit 1214 m und auf Tschechischer Seite der Keilberg mit
1244 m die höchste Erhebung. Das Erzgebirge wird scharf im Süden von dem Eger-Graben
und im Osten von der Elbezone begrenzt, während es allmählich in die Vorerzgebirgs-Senke
im Norden bzw. in das Fichtelgebirge im Westen ausläuft (Abb.1) (Hennigsen & Katzung,
2006).
Abb.1: Geologische Übersichtskarte vom Erzgebirge (Henningsen & Katzung, 2006)
Das Erzgebirge liegt in der Saxo-thuringischen Zone des variszischen Orogengürtels, der
sich in W/O Richtung durch Mittel Europa erstreckt (Abb. 2). Es ist eine der wenigen
Regionen Deutschlands, wo das kristalline Grundgebirge zur Tage tritt. Es besteht
hauptsächlich aus prä- bis früh- variszischen metamorphen Gesteinseinheiten und
variszischen und post- kinematischen Plutoniten (Ventura & Lisker, 2003). Die Metamorphite
variieren von Phylliten und Glimmerschiefern über Gneise bis hin zu Granuliten und
Eklogiten. Besonderheiten sind diamantführende Gneise (Hennigsen & Katzung, 2006). Die
Metamorphose der Gesteinseinheiten des Erzgebirges ist bei ~340 Ma (Unterkarbon) in
Verbindung mit der variszischen Orogenese einzuordnen.
1
Daniel Döpke
Das Erzgebirge
Abb.2: Zonen der Varisziden (Frisch & Meschede, 2005)
Geologie und Tektonik
Vergleichsstudien der Gesteinseinheiten des Erzgebirges und der benachbarten Gebieten
haben gezeigt, dass die Ausgangsgesteine (Protolithe) der Metamorphite des Erzgebirges
den schwachmetamorphen neoproterozoisch–altpaläozoischen Gesteinen der Schwarzburg,
Berga, und Vogtland-Antiklinorium im Westen und der Lausitz-Antiklinorium im Osten
entsprechen (Abb. 3). Dies bedeutet, dass dieses Gebiet Sachsens eine einheitliche
geologische Entwicklung seit dem späten Neoproterozoikum erlebt hat (Ventura & Lisker,
2003). Erst während der variszischen Orogenese kam es im Erzgebirge zur Bildung von z.B.
Gneisen (Ortho- und Paragneise) wo hingegen die Ausgangsgesteine z.B. in der Lausitz
unverändert heute noch anstehen.
Die Entwicklung des Erzgebirges lässt sich gliedern in (1) Cadomische Orogenese und
frühpaläozoische Entwicklung; (2) Variszische Orogenese; (3) Post-Variszische Entwicklung.
(1) Cadomische Orogenese und frühpaläozoische Entwicklung Während des
Proterozoikums und Altpaläozoikums gehörte das Erzgebirge zum cadomischen Inselbogen
(Linnemann et. al., 2004). Dieser entstand durch die Subduktion ozeanischer Kruste am
Rand des Kontinents Gondwana während der cadomischen Orogenese (570–540 Ma).
Entlang dieses Inselbogens entwickelten sich zahlreiche Ablagerungsräume: 1. Am
Kontinentalhang und Backarc-Becken entstanden Grauwacken aus den Erosionsprodukten
des Inselbogens und des kontinental Randes von Gondwana. Nordöstlich des Erzgebirges
(In der Lausitz) treten die Grauwacken heute unverändert auf. Ihr Äquivalent im Erzgebirge
sind die Oberen Graugneise (Paragneise). 2. An den flach- bis tiefmarinen Bereichen des
Inselbogens kam es zu Ablagerungen von Ton- und Sandsteinen, Karbonaten und
Kiselschiefern. Durch die Metamorphose treten diese Sedimente nun als Tonschiefer,
2
Daniel Döpke
Das Erzgebirge
Phyllite, Glimmerschiefer und Marmore auf. 3. Aufgrund von erhöhtem Wärmefluss, durch
die Subduktion oder ausdünnen der Kruste als erste Anzeichen für beginnende
Riftingprozesse, kommt es zu starkem Magmatismus in Form von granitischen und
granodioritschen Magmatiten. In der Lausitz sind diese Magmatite heute nahezu unverändert
aufgeschlossen, während sie im Erzgebirge als Untere Graugneise (Orthogneise) auftreten
(Haubrich & Kleber, 2007).
Während des Ordoviziums trennt sich, durch Riftingprozesse, die spätere Saxo-thuringische
Zone von Gondwana ab. Es kommt zu starkem saurem (Granite) bis intermediärem
(Granodiorite) Magmatismus. Diese Magmatite bilden heute die Rotgneise (ebenfalls
Orthogneise) des Erzgebirges (Haubrichh & Kleber, 2007).
Am Anfang des Devons entwickelte sich der Riftingprozess weiter. Aus dem nun basischen
Vulkanismus entstanden Diabase. Im Devon kommt es zur variszischen Orogenese.
(2) Variszische Orogenese Während der variszische Orogenese (~415Ma – 250Ma) kommt
es zur Bildung des Erzgebirges. Die Kontinente Gondwana und Laurissia bewegen sich
aufeinander zu und schließen dabei den Rheischen Ozean.
Durch die Subduktion der Ozeankruste kommt es zur Metamorphose und Bildung von
Eklogiten (Sebastian, 2003).
Zwischen den beiden großen Kontinenten lagen mehrere kleine Mikroplatten. Zum
Höhepunkt der variszischen Orogenese, etwa an der Grenze Unter- zu Oberkarbon (~340
Ma), kollidieren die beiden Kontinente und die Mikroplatten werden teilweise komplett
überschoben. Dabei werden Gesteinseinheiten unter verschiedenen Druck und Temperatur
Bedingungen metamorphisiert und teilweise aufgeschmolzen.
Im weiteren Verlauf der Gebirgsbildung kommt es zur Faltung und weiteren
Überschiebungen und Aufschiebungen der verschiedenen Gesteinseinheiten.
So kommt es zur Bildung von Deckenstrukturen, bei denen auch höher metamorph
beanspruchte Gesteine weniger stark metamorphisierte überlagern (Abb.4) (Hennigsen und
Katzung, 2006).
Durch das überschieben der Mikroplatten kommt es zu einer Krustenverdickung und einem
Ungleichgewicht zwischen Kruste und Mantel. Der Mantel drückt die leichtere Kruste nach
oben, um das Ungleichgewicht wieder auszugleichen. Dabei kommt es zur Hebung des
Gebirges und zu Extensionsbewegungen. Durch die Extensionsbewegungen wurden
Magmenkammern freigelegt und es kommt zu starkem Vulkanismus. Es bilden sich die
heute noch im Erzgebirge anstehenden Granite und Porphyre (Abb. 1 & 4) (Wargenau,
2009).
3
Daniel Döpke
Das Erzgebirge
Abb.3: Vereinfachte geotektonische Karte des variszischen Gürtels in Sachsen und benachbarten Regionen
(verändert nach Ventura & Lisker, 2003)
Wie oben beschrieben wurden während der variszischen Orogenese, durch Metamorphose,
aus den cadomischen Magmatiten und Grauwacken, Rot- und Graugneise. Die
altpaläozoischen marinen Sedimente wurden weniger stark der Metamorphose unterzogen
und bilden unter anderem Glimmerschiefer und Phyllite.
Der innere Aufbau des kristallinen Gebirges hat die Form einer Antiklinalstruktur. Sie ist ca.
80Km lang und setzt sich im Fichtelgebirge fort (Wargenau, 2009). Die stärker metamorph
überprägten Gesteine befinden sich im inneren z.B. Gneise, darauf folgen Glimmerschiefer
und im äußeren Bereich die am wenigsten metamorph überprägten Phyllite (Hennigsen &
Katzung, 2006).
Die Graugneise und Rotgneise bilden heute die tektono-stratigraphisch unterste Schicht in
der Abfolge im Erzgebirge (Abb. 4) (Tichomirowa, 2002). Die Gneise entstanden unter
Mitteldruck-Mitteltemperatur Bedingungen und werden so der metamorphen Amphibolit- oder
Grünschieferfazies zugeordnet.
4
Daniel Döpke
Das Erzgebirge
Abb.4: Abfolge der Decken im Kristallin des Erzgebirges (Henningsen & Katzung, 2006)
Die unterste Gneis-Einheit (aus Rot- und Graugneisen) wird von einer Gneis-Eklogit-Einheit
überlagert, die aufgrund des höheren Metamorphosegrades, viel höheren Drücken und
Temperaturen ausgesetzt gewesen sein muss. Getrennt werden diese Einheiten durch eine
Scherzone mit Myloniten (entsteht durch Dislokationmetamorphose), konglomeratischen
Paragneisen und eingelagerten Amphiboliten.
Über der Gneis-Eklogit-Einheit folgen, nach einer 2. Scherzone, Glimmerschiefer- und
Phyllit-Einheiten die alle unter niedrigen Temperaturen und nach oben hin abnehmenden
Drücken sich bilden.
Durch die Deckenbildung kommt es an einigen Stellen zum aufschmelzen von Gesteinen
und Bildung von migmatitischen Gneisen auch Flammengneise genannt (migmatitische
Gneise in Abb.4) (Hennigsen & Katzung, 2006).
(3) Post-Variszische Entwicklung Infolge der Hebung des Gebirges durch die variszische
Orogenese, und damit Trockenfallen, unterlag das Erzgebirge im Perm und fast dem
gesamten Mesozoikum starker Abtragung. Erst in der Oberkreide (Cenoman) gelangen
Sedimente, durch eine Transgression von Nordosten, ins Erzgebirge. Heute findet man
Reste dieser Transgression, geschützt unter Eozänen Basalten im Osterzgebirge (Haubrich
& Kleber, 2007).
Im Känozoikum erhält das Erzgebirge sein heutiges Erscheinungsbild. Eine wichtige Rolle
spielen dabei die alpidische Orogenese (~65Ma – 5Ma) und die Öffnung des Nordatlantiks.
Sie sorgen für die Reaktivierung alter Störungszonen. Da die hauptsächlich metamorphen
Gesteine sehr spröde auf tektonische Beanspruchung reagieren, bilden sich Horste, Gräben
5
Das Erzgebirge
Daniel Döpke
und Pultschollen (Wargenau, 2009). Einer dieser Gräben ist der Egergraben südlich des
Erzgebirges (Abb.1 & 3). Infolge der alpidischen Orogenese. kam es Bildung des
Egergrabens. Der Egergraben gehört hierbei zum Känozoischen Riftsystem das durch ganz
Mitteleuropa verläuft. Er erstreckt sich über 350Km von der Südwestgrenze des Böhmischen
Massivs bis nach Polen. Das Erzgebirge bildet dabei die nördliche Grabenschulter und ist
eine Pultscholle (Ventura & Lisker, 2003). Im Süden gekennzeichnet durch den steilen
„Erzgebirgsabbruch“ zum Egergraben und nach Norden flach abfallend Richtung
Vorerzgebirgs-Senke. Entlang der Bruchzonen kommt es im Eozän zu basischen bis
ultrabasischen Vulkanismus. Es entstehen Basalte, Phonolithe und Nephelinite die die
entstandenen Grabenstrukturen füllen (Wargenau, 2009).
Vererzung
Das Erzgebirge hat seinen Namen vom Erzbergbau. Bereits 1168 wurde im Gebiet um
Freiberg Silber abgebaut (Hennigsen & Katzung, 2006). Viele Erkenntnisse über Bergbau
und Lagerstätten wurde hier erlernt und einige Minerale bekamen hier ihren Namen. Bereits
1765 wurde wegen der Erzvorkommen die Bergakademie Freiberg gegründet (Ventura &
Lisker, 2003).
In den proterozoischen und altpaläozoischen metamorphen Gesteinen treten meistens
„schichtgebundene“ Erzanreicherungen auf. Am häufigsten sind Sulfide und Eisenoxide.
Durch die Metamorphose ist die Entstehung der Anreicherung schwer zu erklären. Häufig
treten die Anreicherungen aber in Verbindung mit Karbonaten und basischen Vulkaniten auf.
Von großer Bedeutung sind Zinn-Wolfram-Molybdän-Vererzungen. Zinn wurde bereits seit
dem Mittelalter abgebaut. Die Zinn-Wolfram-Lagerstätten treten häufig mit jüngeren
(postvariszischen) Graniten auf, während Wolfram-Molybdän-Lagerstätten häufig in Gängen
von Graniten auftreten, die während der variszischen Orogenese entstanden sind
(Hennigsen & Katzung, 2006).
Was das Erzgebirge eigentlich ausmacht sind die Gang-Vererzungen. In den Klüften die
durch Bruchtektonik oder magmatische Intrusionen, während der variszischen Orogenese
entstanden sind, sammeln sich hydrothermale Lösungen. Beim abkühlen der Lösung fallen
die Minerale aus und bilden Gang-Lagerstätten. Besonders Silbererzgänge waren sehr
begehrt (Sebastian, 2003). Im Erzgebirge entstehen Gang-Vererzungen von Hämatit, Uran,
Silber und Metallen wie Zink, Zinn, Kupfer und Blei im Zusammenhang mit der Bruchtektonik
in der späten Phase der variszischen Orogenese (Übergang Karbon-Perm).
Postvariszisch (Trias bis heute) entstehen Vererzungen aus Hämatit, Fluorit, Wismut-KobaltNickel-Arsen-Silber, Uran und Eisen-Mangan. Bei der Entstehung der jüngeren Gänge
wurden teilweise ältere Lagerstätten wieder in Lösung gebracht und umgelagert.
Im Osterzgebige wurden Blei, Zinn und Silber und im Westerzgebirge Kobalt, Nickel, Silber
und Uran gefördert (Hennigsen & Katzung, 2006).
6
Daniel Döpke
Das Erzgebirge
Literatur
-
Linnemann, U., Drost, K., Elicki, O., Gaitzsch, B., Gehmlich, M., Hahn, T., Kroner,
U. & Romer, R. L. (2004): Das Saxo-Thuringikum. Staatliches Naturhistorisches
Museum Dresden und Museum für Mineralogie und Geologie
-
Hennigsen, D. & Katzung, G. (2006): Einführung in die Geologie Deutschlands.
Spektrum Verlag
-
Wargenau, J. M. (2009): Rezente Morphologie Mitteleuropas – Känozoische
Tektonik am Beispiel des Erzgebirges und der Elbtalzone. Seminar - Technische
Universität Bergakademie Freiberg
-
Tichomirowa, M. (2002): Die Gneise des Erzgebirges – Hochmetamorphe
Äquivalente von neoproterozoisch – frühpaläozoischen Grauwacken und
Granitoiden der Cadomiden. Habilitationsschrift von der Fakultät für
Geowissenschaften, Geotechnik und Bergbau der TU Bergakademie Freiberg
-
Haubrich, F. & Kleber, A. (2007): Böden ohne Grenzen: Allgemeiner
Exkursionsführer. Jahrestagung der Deutschen Bodenkundlichen Gesellschaft
-
Ventura, B. & Lisker, F. (2003): Long-term landscape evolution of the
northeastern margin of the Bohemian Massif: apatite fission-track data from the
Erzgebirge (Germany). Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundschau) 92: 691-700
-
Frisch, W. & Meschede, M. (2005): Plattentektonik: Kontinentverschiebung und
Gebirgsbildung. Primus Verlag
-
Sebastian, U. (2003): http://www.gupf.tu-freiberg.de/geologie/erzgebirge.html
7
Universität Bremen
Fachbereich 5
Größe Geländeübung:
Thüringen-Sachsen-Böhmen
SS 2009
Prof. Dr. Cornelia Spiegel
Dr. Frank Lister
Erzgebirge und Zittauergebirge
Gauvain Wiemer
Rückertstraße. 13/15
28199 Bremen
E-mail: [email protected]
Tel: 0421/ 70901422
M.S. Geowissenschaften
Fachsemester: 2
Matrikelnr.:234261
Inhalt
1. Geographische & Geologische Lagebeziehung………………………………….2
2. Entstehungsgeschichte………………………………………………………………3
3. Geomorphologie……………………………………………………………………….4
Anhang……………………………………………………………………………………..7
Bibliographie……………………………………………………………………………...8
1
1. Geographische & Geologische Lagebeziehung
Das
Elbsandsteingebirge
erstreckt
sich
innerhalb der sächsisch-böhmischen Schweiz
beidseits der Elbe in nordwest-südöstlicher
Richtung von Pirna bis Decin (in Tschechien).
Es befindet sich in der Elbsenke, die im NordWesten bis Meißen reicht. Nordwestlich grenzt
die Elbsenke damit an das Meißner Massiv
Abb.1: Geografische Lage ESG. ©: www.rad-und-wandern.de
und im Süden an die Döhlener Senke sowie
an das Erzgebirge. Die im Norden in nordwest-südöstlicher Richtung verlaufende
Grenze zum Granodiorit-Komplex des Lausitzer Gebirges bildet die Lausitzer
Überschiebung. Abbildung 1 zeigt die geographische Lage und Abbildung 2 die
geologischen Lagebeziehungen nach PLÄCHEN und WALTER, 2008.
Das Zittauergebirge befindet sich südlich von Zittau an der Grenze zu Tschechien.
Aus geologischer Sicht muss es in einem Atemzug mit dem Elbsandsteingebirge
genannt werden, da es sich um ein und dieselbe Entstehungsgeschichte handelt.
Abb. 2.: Geologische Lagebeziehungen nach PLÄCHEN
und WALTER, 2008
2
2. Entstehungsgeschichte
Die Entstehungsgeschichte des Elbsandsteinsowie des Zittauergebirges beginnt maßgeblich in
der Kreidezeit (135-65 Mio. Jahren v.h.) - genauer
im Cenoman, vor etwa 99 Ma. Zum besseren
Verständnis der Elbtalzone und der angrenzenden
geologischen
Einheiten
möchte
ich
in
der
Erdgeschichte bis ins Präkambrium zurückgehen
(vgl. GERTH, 2006): Vom Präkambrium bis zum
Unterkarbon befand sich im heutigen Gebiet der
Elbtalzone, also zwischen dem Lausitzer Massiv
und dem Erzgebirgskristallin ein Sedimentbecken.
Abb.3:Karte Deutschlands- Unterjura
Die in diesem Becken durch Versenkung und
Diagenese
zu
festem
Stein
gewordenen
Ablagerungen wurden im Oberkarbon, während
der
Varizischen
Orogenese,
in
einem
kompressiven Regime deformiert und bildeten so
das Elbtalschiefergebirge. Zu diesem Zeitpunkt
erfolgte ebenfalls die Intrusion des Syenodiorits
und Granits, welche heute das Meißner Massiv
bilden. Das Döhlener Becken bildete sich im
Unterperm und wurde zum Ablagerungsort für
Abb.4:Karte Deutschlands – Oberkreide
©: Naturkundemuseum Kassel
viele Sedimente, die in Folge der Variszischen
Orogenese gebildet wurden. Es befinden sich dort
Konglomerate, Sandsteine sowie Schiefertone. Im Jura begann die Elbtalzone sich
zu senken. Gleichzeitig zogen sich bis in die Oberkreide (Cenoman) die
Wassermassen, die bis dahin weite Teile des heutigen Deutschlands bedeckt hatten,
zurück und hinterließen einen Meeresarm zwischen dem Erzgebirge (Teil der
Mitteleuropäischen Insel) und dem Lausitzer Massiv (Teil der westsudetischen Insel)
(TRÖGER, 2003). Die Abbildungen 3 & 4 sollen dies in bildlicher Form verdeutlichen.
Diese Meeresenge, auch Sächsische Straße genannt, verband das NorddeutschPolnische Becken (Boreal) mit dem Böhmischen Becken (zur Zeit der Oberkreide ein
Randbecken der Tethys) (VOIGT 1995, nach RASCHER et al., 2006).
3
Die Liefergebiete für dieses
Sedimentbecken waren somit
im Osten Lausitzer Bergland
sowie Iser- und Riesengebirge
und
im
Westen
Westerzgebirge, Fichtelgebirge
und Bayrischer Wald (siehe
Abb.5).
Mehrere
Transgressionen
Regressionen
Abb. 5:
und
führten
in
diesem Raum zu einer faziell
stark differenzierten Ablagerung. So wurden im flachmarinen Beckenrandbereich vor
der westsudetischen Insel, im heutigen Bereich zwischen Elbe und Lausitzer
Bergland, fast ausschließlich grobkörnige Siliziklastika abgelagert (RASCHER et al.,
2006). Bis zum Ende der Kreidezeit wurde so, durch Sedimentations- und
diagenetische Prozesse, eine bis zu 600m dicke und 700 km² weite Sandsteinplatte
gebildet (GERTH, 2006). In den tieferen Beckenbereichen, dem heutigen Gebiet
nordwestlich von Pirna, lagerten sich kalkig-sandige und kalkig-tonige Sedimente ab
(Plänarmergel von Pirna, Dresden und Meißen). Der insgesamt flachmarine
Charakter wird nicht nur durch Fossilien wie Muscheln, Austern und Cephalopoden
sondern
auch
durch
Wellenrippeln
gekennzeichnet.
Heute
findet
man
und
charakteristische
innerhalb
der
Bioturbationen
Sandsteinschichten
des
Elbsandsteingebirges immer wieder tonige Einlagerungen, die ebenfalls auf Transund Regressionen hinweisen. Diese im Vergleich weichen Einlagerungen in
Verbindung mit eintretenden tektonischen Prozessen haben eine bedeutende
Auswirkung auf die heutige Morphologie des Elbsandsteingebirges (RASCHER et al.,
2006).
3. Geomorphologie
Zu Beginn des Tertiärs begann durch tektonische Plattenverschiebungsprozesse
zwischen Eurasien und Afrika die Alpine Orogenese. Diese blieb auch im
Alpenvorland nicht folgenlos. An der Grenze zwischen Kreideablagerungen und dem
Lausitzer Granodioritmassiv wurde die Lausitzer Überschiebung generiert. Die
nördlich der Überschiebung liegenden Gesteine schoben sich bis zu 400 m auf die
4
Kreideablagerungen. Der scharfe Wechsel
zwischen Granodiorit und Sandstein ist
heute
vielerorts
Überschiebung
entlang
eindeutig
zu
der
erkennen
(RASCHER et al., 2006). Zu dem kam, dass
vor
rund
35
Mio.
Jahren
die
Erzgebirgsscholle durch den Schub der
Abb. 6: Schematische Darstellung der Hauptklüfte
©: www.nationalpark-sächsische-schweiz.de
Afrikanischen
Platte
herausgehoben
wurde und die Sandsteinplatte sich in
nordöstlicher Richtung neigte. Durch ein
generelles Herausheben der Erdmassen
erfuhr
die
Elbtalzone
eine
relative
Meeresspiegelsenke. Außerdem führten
die
mit
der
Alpinen
Orogenese
in
Zusammenhang stehenden tektonischen
Abb.7
Prozesse zu äußerster Beanspruchung
der
Erdkruste.
führten
zu
Störungen
vulkanischer
Alpenvorland.
So
Kreideablagerungen
Basalten
und
und
Risse
Aktivität
wurden
mancherorts
im
die
von
Phonolithergüssen
durchdrungen (GERTH, 2006).
Abb.8
Die
in
der
Kreide
entstandene
Sandsteinplatte war nun durch die Überschiebung und durch die Hebung der
Erzgebigsscholle stark zerklüftet (die Orientierung der Hauptklüfte inklusive der
Hauptspannungsrichtungen sind in Abbildung 6 dargestellt). Durch ihre Lage
oberhalb des Meeresspiegels war sie ferner Erosions- und Verwitterungsprozessen
ausgesetzt.
Das im Tertiär wieder voranschreitende Wasser der „Ur-Nordsee“ bedeckte die
Kreideablagerungen nicht. Die Erosion fand somit zunächst hauptsächlich fluviatil
statt und führte zu einem Ausschwemmen der orthogonal verlaufenden Klüfte. So
entstand allmählich der Quadersandstein, wie in Abb. 7 gezeigt wird. Im Quartär,
einer Zeit extremer Klimaschwankungen, wurde die Sandsteinplatte wesentlich mehr
beansprucht. Der Wechsel zwischen warmen und kalten Perioden beansprucht das
5
Material
und
physikalischer
führt
zu
Verwitterung.
Vergletscherung
Elstereiszeit
während
reichte
bis
starker
Die
der
zum
Elbsandsteingebirge und darüber hinaus
(siehe Abb. 9.3.). Mächtige Eismassen,
die sich über die Kreideablagerungen
schoben, brachten alle bekannten Folgen
glazialer Verwitterung mit sich.
Nach dem Rückgang der Eismassen
überwiegte wieder die fluviatile Erosion.
Die Elbe schnitt sich letztlich mit ihrem
heutigen Verlauf in die Sandsteinplatte
(WOLF
Abb. 9
und
ALEXOWSKY,
1995,
nach
RASCHER, 2006). Zu beobachten sind
heute
die
Folgen
chemischer
Verwitterung wie Wabenverwitterung, Sanduhren oder Eisenröhrchen (RASCHER et
al., 2006). Mechanische Verwitterung zeigt sich vor allem an Kluft- und
Schichtverwitterungen, wie sie in Abbildung 8 dargestellt sind.
6
Anhang
7
Bibliographie
W. Pälchen und H. Walter: Geologie von Sachsen – Geologischer Bau und
Entwicklungsgeschichte. Stuttgart: E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung,
2008
A Gerth: Geologische Exkursion in die Oberlausitz und im Elbsandsteingebirge.
Spitzkunnerdorf: Oberlausitzer Verlag Frank Nürnberger, 2006
Dipl.- Geol. Dr. J. Rascher für GEO montan Gesellschaft für angewandte Geologie
mbh Freiberg: Potentialanalyse für eine Aufnahme von Teile der SächsischBöhmischen Schweiz als Weltnaturerbegebiet der UNESCO; Teil Geologie/
Geomorphologie. Freiberg, 2006
Karl Armin: the cretaceous of the Elbe vally in Saxony(Germany) – a review:
Geologisches Institut BAF, Meißer-Bau, 2003
8
Egergraben – Tektonik und Vulkanismus
Ein Bericht von
Timo Schaper
Matrikelnummer: 2058199
Inhalt
Einleitung/Entstehung ............................................................................................................................. 2
Petrologie des Egergrabens..................................................................................................................... 3
Aktuelle Tektonische Bewegung ............................................................................................................. 4
Zeugen von vergangenen Vulkanismus ................................................................................................... 5
Vulkanismus – Fluidaustritte im Egergraben........................................................................................... 6
Fazit ......................................................................................................................................................... 7
Quellen .................................................................................................................................................... 7
Einleitung/Entstehung
Der Egergraben gehört zum Europäischen Känozoischen Grabensystem (EKG, European
Cenozoic Rift System). Beschrieben wurde dieses System nach Peter A. Ziegler (ab 1990,
Abbildung 1).
Abbildung 1: Das Europäische Känozoische Grabensystem (EKG) nach Ziegler.
http://www.oberrheingraben.de/Tektonik/EKG_gross.jpg
2
Zu sehen ist eine Reihe von tektonischen Gräben im Alpenvorland, die quer durch West- und
Mitteleuropa verlaufen. Sie sind während der letzten 65 Millionen Jahre, dem Känozoikum,
durch tektonische Verschiebungen während der mittleren und späten Alpinen Orogenese
entstanden.
Der Egergraben, welcher im Nordosten liegt, ist der jüngste dieser Gräben und ist deswegen
auch etwas flacher als die anderen. Die Abbildung 1 zeigt, dass der Graben aus känozoischen
Sediment Verfüllungen und Vulkangesteinen besteht. Im Norden wird der Egergraben durch
das Erzgebirge begrenzt. Der Egergraben verläuft dabei von Nordosten(Odra Zone in Polen)
in Richtung Südwesten(südliche Grenze des Böhmischen Massivs) und erstreckt sich über
eine Länge von ca. 350km(Malkosvky, 1987).
Der Egergraben ist gefüllt mit vulkanischen Gesteinen und überwiegend frühen Miozänen
klastischen Sedimentgesteinen, welche aus Flussablagerungen stammen, die das Umland
drainierten (Malkosvky, 1987).
Die Ausbildung des Egergrabens wurde begleitet durch signifikante Oligozäne, Miozäne und
Plio-Pleistozäne vulkanische Aktivität (Malkosvky, 1987). Die Entwicklung des Egergrabens
wurde parallel beeinflusst durch die erneute tektonische Bewegung des Störungssystems,
die dazu führt, dass das Böhmische Massiv nach Südwest und Südost auseinander driftet.
Petrologie des Egergrabens
Die Vulkanischen Gesteine im Egergraben sind Olivin Nephelinit/Tephrit, Phonolit, Basanit
und Trachyt (Ulrych et al., 2006).
Tabelle 1: Auflistung der Vulkanischen Gesteine im Egergraben (Materialeigenschaften von
http://www.mineralienatlas.de)
Name
Trachyt
(Ergußgestein)
Olivin
Nephelinit
Olivin Tephrit
Phonolith
Basanit
Bestandteile
Sanidin (alkalifedspat), Plagioklas (Oligioklas),
Hornblende oder Biotit, selten Augit.
Basalthaltiges Gestein. Besteht wesentlich aus Olivin,
Nephelin und Klinopyroxen
Alkalisch basaltisches Gestein. Besteht aus Olivin,
Plagioklas, Klinopyroxen und Feltspatoiden
Alkalifeldspat und Foiden (Feldspatvertreter wie
Leucit und Nephelin)
Klinopyroxen, Plagioklas, Foide und Olivin
3
Farbe
Hellgrau bis
rötlich
Dunkelgrau bis
schwarz
rotbraun bis
schwarzgrau
Grau bis grüngrau
Grünlich bis
grau/braun
Aktuelle Tektonische Bewegung
Auch heute noch findet aktuelle Schollenbewegung im Europäischen Känozoischen
Grabensytem statt. Dies wird seit einigen Jahren mit Hilfe von GPS (Global-PositioningSystem) gemessen und aufgezeichnet. Hierzu werden GPS-Präzisionsempfänger an
festgelegten Orten aufgestellt und die Veränderung der geografischen Position über Jahre
gemessen. Zum einen kann man so die Verschiebung der einzelnen Kontinentalplatten
messen, aber auch die Verschiebungen innerhalb einer Platte. Dies geschieht indem man die
gemessene Ortsverschiebung einer Messstation mit der eigentlichen Soll-Verschiebung ihrer
Kontinentalplatte vergleicht. Kommt es dabei zu Abweichungen, so hat sich die Platte auch
intern bewegt.
Aus solchen GPS-Daten haben Tesauro et al. (2005) ein vier Blöcke Modell (Abbildung 2)
vorgeschlagen, die sich hauptsächlich nur an ihren Grenzen bewegen. Die Grenzen für diese
Blöcke wurden zusätzlich zu den GPS Daten noch anhand von Erdbeben und Störungen
festgelegt.
Abbildung 2: Aufteilung von West und Mitteleuropa in 4 Starre Blöcke (A-D) zur besseren Darstellung der Bewegung. Die
Blöcke bewegen sich mit etwa 0,6 mm pro Jahr in Richtung der gelben Pfeile.
4
Die Blöcke A und B werden hier durch die Alpen geteilt. C und D werden durch eine
Erdbebenzone zwischen Zentralmassiv und Bretagne geteilt und die Grenze von Block A zu C
und D verläuft entlang der Rhone-Bresse-Senke, Oberrheingraben und Niederrheinische
Bucht. Die Blöcke A und B bewegen sich beide nach Nordnordwest. Der Block C nach
Westsüdwest und D nach Südsüdost. Dabei kommt es im Äußeren Bereichs von Block A, in
dem Bereich wo der Egergraben liegt zu einer Dehnung was die weitere Entwicklung und
Ausbildung des Egergrabens zur Folge haben wird.
Zeugen von vergangenen Vulkanismus
Beispiele für den vergangenen Vulkanismus im Egergraben gibt es viele. Hier dargestellt in den
Abbildungen 3 bis 6 (http://www.vulkane.de/Exkursion/Boehmen2003/Boehmen03.htm) ist eine
kleine Auswahl.
Abbildung 3: Tertiärer Vulkan Blatna bei Liba. Der
basaltische Krater ist freigewittert und zeigt kleine
Basaltsäulen, die den Sprengtrichter strahlenförmig
umgeben.
Abbildung 4: Vulkan bei Eisenbühl. Dies ist der jüngste und
kleinste Vulkan Mitteleuropas (ca. 6000 Jahre). Er ist gerade
einmal 20 m hoch.
Abbildung 5: Schlammvulkan im Naturschutzgebiet bei
Soos bei Franzensbad. In dem Moor gibt es hunderte von
kleinen Schlammvulkanen. Hier tritt schäumend oder
spritzend kohlensäurehaltiges Mineralwasser aus.
Abbildung 6: Basaltorgeln bei Rotava. Ein tertiärer
Vulkanschlot der sich nordwestlich von Karlsbad befindet. Er
hat sehr schöne gleichförmig aufragende Basaltsäulen.
5
Vulkanismus – Fluidaustritte im Egergraben
Die aktiven tektonischen Bewegungen im Egergraben werde primär durch die vulkanische
Aktivitäten während des Cenozoikum beeinflusst (Ulrych et al., 2000). Aufgrund dieser
tektonischen Bewegung kommt es im Egergraben zu Fluidaustritten in Mofetten und
Mineralquellen. Gasaustritte enthalten einen hohen Anteil an CO2 und He, welches aus dem
Mantel stammt (Weinlich et al., 1999). Messungen dieser Gasaustritte über zwölf Jahre
haben gezeigt, dass sich das Verhältnis zweier Heliumisotope verändert. Dabei wurden die
höchsten Werte in Europa nördlich der Alpen gemessen wie sie sonst nur aus aktiven
Vulkangebieten bekannt sind (Dr. Karin Bräuer, UFZ, 2005). Diese Veränderung stellt dabei
einen Anzeiger dar, für den Anstieg der magmatischen Aktivität. Dabei wird das Verhältnis
von Helium 4, welches aus der Erdkruste stammt zu Helium 3 betrachtet. Helium 3 stammt
aus dem Erdmantel. Die Bublak Mofette hat dabei ihren Helium 3 Anteil in den letzten
Jahren um das 6 fache erhöht.
Abbildung 7 zeigt die sogenannten
Bublak Mofette (das Blubbernde). Es ist
ein kleines Wasserloch in Franzensbad.
Wie auf der Abbildung gut zu erkennen
ist, strömt hier Gas aus. Dieses stammt
aus aktiven Magmenblasen aus ca. 30
km tiefe (UFZ). Da hier das Gas fast
unbeeinflusst aus großer Tiefe austritt
Abbildung 7: Bulblak Mofette, Austrittsstelle von Kohlendioxid bei
Franzensbad (Frantiskovy Lazne, CZ) im Egergraben
ist es eine wichtige Stelle für die
Forschung.
Durch Messungen vor und nach einem Erdbeben konnte man die Transportgeschwindigkeit
berechnen. Diese beträgt bis zu 400 km pro Tag (Dr. Gerhard Strauch, UFZ, 2005). Da das Gas aus
dem Erdmantel (ca. 30 km Tiefe) stammt, ist es von großem Interesse. Man kann durch das Gas mehr
über den Aufbau und die Zusammensetzung des Mantels erfahren.
Eine weitere Folge der tektonischen und vulkanischen Aktivität sind die periodischen
Erdbebenschwärmen, welche in der Umgebung immer wieder auftreten(Fischer & Horalek,
2003). Eine wichtige Frage ist was für eine Quelle die vulkanische Aktivität hat. Diese Frage
haben Plomerova et al. 2007 versucht mit Hilfe von seismischen Daten zu beantworten. Man
6
hat einen Mantel Plume oder eine Upwelling der Asthenosphäre vermutet. Es wurden
Untersuchungen bis in 250km Tiefe angestellt.
Das Ergebnis dieser Untersuchung ist, dass die Seismik in dieser Tiefe keinen deutlichen
Abfall in der Geschwindigkeit der P-Wellen zeigt, die für einen Mantel Plume charakteristisch
wären. Allerdings gab es schon leichte Abweichung im unteren Bereich. Diese könnten für
einen tieferliegenden Mantel Plume sprechen. Man könnte dies aber auch als eine
Ausdünnung und ein damit verbundenes Upwelling der Asthenosphere interpretieren.
Fazit
Der Egergraben ist für Geologen ein sehr reizvolles Gebiet um Untersuchungen
durchzuführen. Sowohl um die vergangenen tektonischen und vulkanischen Ereignisse zu
verstehen als auch um vorhersagen zu treffen wie sich das Gebiet in Zukunft verändern
könnte. Fakt ist das sich der Graben sowohl durch Tektonik als auch durch Vulkanismus
weiter ausbildet.
Wegen letzteren Punkt ist das Gebiet auch ein sehr attraktiver Ort für Tourismus geworden.
Es sind viele Heilbäder wie Karlsbad, Marienbad oder Franzensbad in dem Gebiet durch die
sprudelnden Kohlendioxid-Mineralquellen entstanden.
Quellen
Fischer T, Hora´lek J (2003) Space-time distribution of earthquake swarms in the principal focal zone of the NW
Bohemia/Vogtland seismoactive region: period 1985–2001. J Geodyn 35:125–144
Malkovsky, M., 1987. The Mesozoic and Tertiary basins of the Bohemian Massif and their evolution.
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Plomerova´ J, Achauer U, Babusˇka V, Vecsey L, BOHEMA WG (2007) Upper mantle beneath the Eger Rift
(Central Europe): plume or asthenosphere upwelling? Geophys J Int 169:675–682.
Ulrych J, Novák JK, Lan g M, Balogh K, Hegner E, Řan da Z (2006) Petrology and geochemistry and K-Ar ages
for Cenozoic tinguaites from the Ohře-Eger Rift (NW Bohemia). Neu Jb Mineral, Abh 183: 41–46
Ulrych J, Balogh K (2000) Roztoky Intrusive Centre in the České středohoří Mts.: Differentiation, emplacement,
distribution, orientation and the age of dyke series. Geol Carpath 51: 383–397
Weinlich FH, Brauer K, Kampf H, Strauch G, Tesarˇ J, Weise SM (1999) An active subcontinental mantle volatile
system in the western Eger rift, Central Europe: Gas flux, isotopic (He, C, and N) and compositional fingerprints.
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http://www.oberrheingraben.de/Tektonik/EKG.htm
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http://www.vulkane.de/Exkursion/Boehmen2003/Boehmen03.htm
http://www.oberrheingraben.de/Tektonik/Schollen_GPS.htm
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Freie Universität Bremen Fachbereich 5: Geowissenschaften Dr. Frank Lisker Die Geomorphologie von Thüringen, Sachsen und Böhmen Till Oehler Matr.‐Nr.: 2356155 Master of Science: Marine Geosciences 2. Semester Geologische Übersicht Paläogeographisch gehört das Exkursionsgebiet zum Saxothuringikum. Es grenzt im Süden an das Moldanubikum und im Norden über die Mitteldeutsche Kristallinschwelle an Rhenohercynikum. Als geologisch interessante Strukturen sind vor allem der Kyffhäuser als Teil der Mitteldeutschen Kristallinschwelle, sowie das Elbsandsteingebirge, der Eger‐Graben und das Erzgebirge zu nennen. Abb.1: Geologische Übersicht des Exkursionsgebietes Das Saxothuringikum war vor ca. 570 millionen Jahren Teil des Cadomischen Inselbogens, der durch die Subduktion von ozeanischer Kruste unter Gondwana gebildet wurde. Der Inselbogenmagmatismus führte zu granitischen und granodioritischen Magmatiten, die heute in der Lausitz zu finden sind und welche in metamorphisierter Form die unteren Graugneise (Orthogneise) des Erzgebirges bilden. Von diesem Cadomischen Inselbogen und von Gondwana aus wurden Olistostrome und Turbididte in einem Backarc Basin abgelagert und bilden heute die Lausitzer Grauwacke und die oberen Graugneise (Paragneise) des Erzgebirges. Im Altpaläozoikum wanderte Gondwana mit seinen vorgelagerten Mikroplatten nach Norden. Ein Großteil des heutigen Saxothuringikums lag dabei in einem flach‐ bis tiefmarinen Ablagerungsbereich bei dem es zur Ablagerung von klastischen und biogenen Sedimenten kam. Im Ordovizium kam es in Folge von Riftingprozessen zur Abspaltung des Saxothuringikums von Gondwana. Dabei kam es zu einem intensiven Magmatismus mit sauren (Metarhyolithe, Granite) und intermediären (Metadacite, Granodiorite) Magmatiten. Diese Magmatite bildeten später die Rotgneise des Erzgebirges. Im Devon kam es durch weitere Riftingprozesse zur Ausbildung von basischen Magmatiten (syngenetische Diabase, Diabastuffe) die z.T. submarin abgelagert wurden. Lokal sind Karbonate nachgewiesen worden, welche mit dem basischen submarinen Vulkanismus in Verbindung stehen (Riffe auf alten Vulkanbauten). Die Kollision von Laurussia und Gondwana führte zur Schließung der Paläotethys und zur Variszischen Gebirgsbildung. Das Variszische Gebirge wird in Mitteleuropa in 4 Zonen unterteilt: 1. Subvariszische Saumtiefe (Steinkohlereviere, Molassevortiefe), 2. das Rhenoherzynikum (Rheinisches Schiefergebirge, Harz), 3. Das Saxothuringikum (Sachsen, Thüringen) mit Mitteldeutscher Kristallinschwelle (Spessart, ‐ 2 ‐ Odenwald, Ruhlaer Kristallin) und 4. das Moldanubikum (Böhmische Masse, Vogesen, Schwarzwald). Der Höhepunkt der Variszischen Gebirgsbildung erfolgte für das Saxothuringikum und für Böhmen an der Grenze Unter‐Oberkarbon. Dabei wurden einige Mikroplatten völlig überschoben und metamorphisiert, während andere Platten „unversehrt“ blieben. Somit kommen Cadomische Magmatite und Sedimente unter anderen im Erzgebirge metamorphisierter Form vor, während sie in der Lausitz unverändert vorliegen. Die altpaläozoischen Meeressedimente wurden verfaltet, geschiefert und in Abhängigkeit des Metamorphosegrades zu Tonschiefern, Phylliten oder Glimmerschiefern umgewandelt. Während der Variszischen Gebirgsbildung wurde die kontinentale Kruste verdickt, was zu einem Auseinandergleiten des Gebirges führte (Extension). Somit wurden die stark metamorphisierten Gesteine wieder an die Oberfläche exhumiert und stehen heute im Erzgebirge und Granulitgebirge an. Die schwächer metamorphisierten Gesteine (Tonschiefer, Phyllite) glitten randabwärts ab und können im Vogtland und Nossen‐Wilsdruffer‐Schiefergebirge gefunden werden. Durch die Exhumierung wurden Magmenkammern von ihrer Überdeckung befreit und konnten aufsteigen, was zu intensiven Vulkanismus und Plutonismus führte. Aus dieser Zeit stammen z.B. die Plutone des Erzgebirges (Eibenstocker, Kirchberger, Bergener, Niederbobritzscher Granit) und des Fichtelgebirges. Während des Oberkarbons und Perms unterlag das Gebirge der Abtragung. Der Abtragungsschutt wurde in Molassebecken sedimentiert und steht im Döhlener Becken (Elbtalzone) und in der Vorerzgebirgs‐Senke an. Postvariszische Entwicklung In Folge der Variszischen Gebirgsbildung fielen große Teile der Landoberfläche im Perm trocken und es kam zu kontinentalen und epikontinentalen Ablagerungen. Tektonische Bewegungen entlang von Störungen führten zur Einsenkung verschiedener Becken (Erzgebirgisches Becken, Saale Becken). Diese Becken wurden mit Abtragungsschutt (konglomeratisch, fanglomeratisch) gefüllt, begleitet von saurem bis intermediärem Vulkanismus. Die Sedimente des Mesozoikums treten nur sporadisch auf. In der Trias wurden nur fluviale Sande des Unteren Bundsandsteins abgelagert, während die Sedimente des Muschelkalks und Keupers fehlen. Im Lias und Dogger kommt es zur Abtragung. Im Oberen Dogger bis Malm transgrediert das Meer von Norden in die Elbezone und es kommt zur Sedimentation geringmächtiger Kalke, Mergel und Sandsteine in der Lausitz. Vom obersten Jura bis in die Oberkreide ist das Gebiet an der Landoberfläche und es kommt zur Abtragung. Im Cenoman transgrediert erneut das Meer von Norden und es kommt zur Ablagerung von bis zu 1000 Meter mächtigen Sand‐Mergel‐ und Tonstein‐Wechselfolgen. Die Kreidesedimente sind hauptsächlich in der Elbtalzone und im Osterzgebirge zu finden. Im Känozoikum werden durch die Alpidische Orogenese alte Variszische Störungszonen reaktiviert. Es kommt zur Heraushebung der Mittelgebirge und zur Absenkung des Egertal‐Grabens. Die Aktivierung der Störungszonen führt ebenso zu basischen bis ultrabasischen Vulkanismus (Basalte, Phonolithe, Nephelite etc.). Im Pleistozän drang das Inlandeis während der Saale‐ und Elster‐Vereisung bis in den sächsischen Raum vor. Die südlichste Verbreitung der Elster‐Eiszeit ist in der Feuersteinlinie bei Zwickau nachgewiesen. Das Gebiet ist durch Grundmoränen und Schmelzwasserbildung geprägt. Südlich schließt sich bis an den Nordrand der Mittelgebirge der Lössgürtel an (z.T. mehrere Meter mächtige Lössgürtel). In geringen Mächtigkeiten ist der Löss auch in den Mittelgebirgen verbreitet. Großräumige geomorphologische Strukturen Als große morphologische Strukturen sind im Exkursionsgebiet zunächst der im Südosten befindliche Eger‐Ohre Graben zu nennen. Weiter Nordwestlich folgt das Mittelgebirge (Erzgebirge, Lausitz, Fichtelgebirge etc.). Im Norden befindet sich das Elbsandsteingebirge, das sich beiderseits der Elbe von Pirna bis Decin über eine Fläche von 700km² erstreckt. Im Nordwesten des Exkursinsgebietes ‐ 3 ‐ befindet sich der Kyffhäuser als Teil der Mitteldeutschen Kristallinschwelle im Nordwesten des Thüringischen Beckens. Eger‐Graben und Erzgebirge Das Erzgebirge ist in (Süd‐)West‐(Nord‐)Ost‐Richtung etwa 150 km lang und durchschnittlich 40 km breit und wird im Südosten vom Eger‐Graben begrenzt. Ab dem oberen Eozän machten sich die Heraushebung des Erzgebirges entlang des Erzgebirgabbruchs und die Absenkung des Egergrabens erstmals bemerkbar. Die Pultscholle des Erzgebirges hob sich asymmetrisch. Die Hebung des östlichen Teils des Erzgebirges erfolgte jedoch erst im unteren Miozän. Der Versatz beträgt 600 – 800 m. Im Vergleich hierzu hob sich der westliche Teil des Erzgebirges um einen Versatz von 800 – 1000 m. Aus geomorphologischer Sicht untergliedert sich das Erzgebirge in West‐, Mittel und Ost‐
Erzgebirge, getrennt durch die Täler von Schwarzwasser und Zwickauer Mulde bzw. Flöha. Das Osterzgebirge ist vor allem durch ausgedehnte, langsam ansteigende Hochflächen geprägt. Der Mittel‐ und Westteil ist anhand von häufig richtungswechselnden Kerbtälern stärker zergliedert. Der Kamm des Gebirges bildet in allen drei Segmenten eine Abfolge von Hochflächen und Einzelbergen. Nach Norden fällt das Erzgebirge als typischer Vertreter eines Pultschollengebiets sehr flach ab. Dort geht es fließend in das sächsische Hügelland über. Der Eger (Ohre)‐Graben ist eine bedeutende tektonische Senkungszone. Er lässt sich in wechselnder Breite von der Fränkischen Linie am Südwestrand des Böhmischen Massivs bis zur Lausitzer Störungszone und darüber hinaus noch bis zur Sudeten‐Hauptrandverwerfung im Nordosten verfolgen. Die mit der Grabenbildung verbundene tektonische Aktivität reicht von der höheren Kreide bis in das jüngere Pleistozän.
Abb.2: Die Entstehung des Erzgebirges und des Eger (Ohre)‐Grabens ‐ 4 ‐ Thüringer Becken und Kyffhäuser Das Thüringer Becken bildet eine flache schüsselförmige Einsenkung des Deckgebirges über dem nördlichen Saxothuringikum. Die im Thüringer Becken aufgeschlossenen Sedimente umfassen im Wesentlichen Bundsandstein, Muschelkalk und Keuper. Für das heutige Strukturbild der Thüringischen Senke ist eine Aufteilung in mehrere bis rund 30 km breite NW‐SE ausgerichtete Leistenschollen bezeichnend. Die Schollenränder sind durch schmale, in dieser Richtung streichende, lang durchziehende Störungszonen markiert. Diese entstanden als Dehnungsfugen mit Abschiebungen und Grabenstrukturen über größtenteils bereits Variszisch angelegten Verwerfungen des Grundgebirgssockels. Eine nachfolgende Einengung überpresste die Störungszonen und erzeugte zudem einen extrem flachwelligen Sattel‐ und Muldenbau des sonst flach liegenden Deckgebirges. Der Kyffhäuser stellt eine im Nordosten herausgehobene Schrägscholle dar. Am steilen Nordostabbruch ist unter Molassesedimenten des höchsten Oberkarbons das kristalline Grundgebirge der Mitteldeutschen Schwelle durch Erosion freigelegt. Abb.3: Das Thüringische Becken mit dem Kyffhäuser als herausgehobene Scholle im Norden Sächsisches Hügelland Ein weiteres wichtiges Gebiet ist das Sächsische Hügelland, das im Norden an das Erzgebirge grenzt. Es handelt sich hierbei um Einzelberge und Bergmassive, die seit dem frühen Eozän allmählich in Sedimenten „ertranken“ und im Quartär vom Inlandeis verschliffen wurden. Auch nichtvulkanische Einzelberge des Erzgebirges (fließender Übergang) werden als stark überformte alttertiäre Inselberge interpretiert. Ihre Fußflächen dürften noch mit von tertiären Sedimenten verhüllt gewesen sein. Die aus oberoligozänen bis frühmiozänen Basaltdecken heraus gewitterten Zeugenberge, wie Pöhl‐ und Scheibenberg, erhielten ihre heutige Form erst nach der Heraushebung des Erzgebirges. Ein starker Anteil an der Formung der Berge hatte zweifellos die Frostverwitterung während der quartären Eiszeiten. ‐ 5 ‐ Elbsandsteingebirge Die Sandsteinplatte des Elbsandsteingebirges wurde bereits in der Heraushebung während der Kreide erodiert. Die stärkste Zergliederung erfolgte in der spätmiozänen/pliozänen Aufwölbung des Mittelgebirgsraums. Hauptvoraussetzung war dabei die zentrale Lage der tiefen Erosionsbasis der Elbe, die Nebenbäche zu kräftiger Tiefenerosion anregte. Während sich das Gebirge heraushebte wurde es dabei kontinuierlich erodiert. Die charakteristische Quader‐Erscheinungsweise verdankt das Gebirge der horizontalen Schichtung und der vertikalen Zerklüftung durch die Verwitterung bzw. Verkarstung. Eine wichtige Rolle in der morphologischen Entwicklung spielten hierbei die quartären Eiszeiten. Geomorphologische Entwicklung im Raum des Erzgebirges Während des Perms führte die weitgehende Abtragung des Variszischen Gebirges zu einer permischen Rumpffläche mit Rotliegendsedimenten an der Basis. Die in Folge der Variszischen Orogenese gebildeten Becken wurden mit Sedimenten aufgefüllt (Rotliegendmulde von Freital, Döhlener Becken). Auch die Plateaus wurden oft mit mesozoischen Sedimenten bedeckt, die jedoch wieder abgetragen wurden. Somit bestehen viele Flachformen des Erzgebirges aus der permischen Rumpffläche. Das Erzgebirge besteht jedoch nicht aus einem einzigen durchgehenden Flachrelief. Stattdessen sind in tieferen Lagen treppenartige Rumpfflächen zwischengeschaltet, die z.T. aus der Kreide und aus dem Tertiär stammen. Diese Rumpftreppen wurden wahrscheinlich bei der Heraushebung und Verkippung des Erzgebirges im Zuge der Alpidischen Orogenese ausgebildet. Die tiefst gelegenen Verflachungen sind meistens stärker gekippt als die typischen Rumpfflächen. Hierbei handelt es sich um Pedimente, wie sie auch in anderen Mittelgebirgen vorkommen. In den tiefer gelegenen Flächen kommen teilweise auch Schotter vor. Demnach hat in dieser Phase nicht nur chemische Verwitterung stattgefunden. Die Tieferlegung folgte im Zuge einer Talbildung. Im Pleistozän wurden die Talgebiete hauptsächlich von glazialen und periglazialen Prozessen geformt. Dabei reichte das Eis während der Elster‐Kaltzeit bis in die Mittelgebirgslagen. Während der Saale‐Eiszeit erreichten die Gletscher nur noch die Randlagen des Gebiets. Die Gletscher der Weichsel‐Kaltzeit erreichten nicht mehr das Gebiet. Glaziale und zugehörige glazifluviale Formen sind nur noch unscharf zu erkennen und durch periglaziale Prozesse erheblich überprägt. Letztere sind nahezu flächenhaft für die Ausgestaltung des Reliefs, zumindest des oberflächennahen Untergrunds verantwortlich. Sie gliedern sich in die Talterrassen, die die Folge der Reliefgenerationen im engeren Sinn abschließen und die periglazialen Ablagerungen, von denen insbesondere Löß und periglaziale Deckschichten bedeutend sind. Nachdem die Einschneidung der Täler bereits im Tertiär, vermutlich als Folge der Heraushebung des Erzgebirges begonnen hatte, fand sie im Pleistozän ihren vorläufigen Abschluss und die Talböden erreichten ihr heutiges Niveau. Im Einzelnen war die Eintiefung von den Klimawechseln des Pleistozäns gesteuert, wobei es in den Frühglazialen (aber möglicherweise auch in Frühstadialen) und in den Spätglazialen zur Eintiefung kam, während Hochglaziale und die Höhepunkte einiger Stadiale durch Akkumulation von Schotterkörpern gekennzeichnet waren. Zusammenfassend kann man sagen, dass sich die Morphologie des Gebietes vom Kyffhäuser im Nordwesten bis zum Eger‐Graben im Südosten durch ein Zusammenspiel von schollenartiger Bewegung und Erosion geformt hat. Diese Reliefgestaltung begann bereits im Perm und hat bis in das Pleistozän angedauert. Talterrassen, Rumpfflächen und tief eingeschnittene Täler prägen das heutige Landschaftsbild. Doch auch der anhaltende Vulkanismus spiegelt sich in der Morphologie wieder, wie z.B. in einigen Inselbergen des sächsischen Hügellandes. ‐ 6 ‐ Abbildungsverzeichnis Abb.1: Geologische Übersicht des Exkursionsgebietes (S.2) Abb.2: Die Entstehung des Erzgebirges und des Eger (Ohre)‐Grabens (S.4) Abb.3: Das Thüringische Becken mit dem Kyffhäuser als herausgehobene Scholle im Norden(S.5) Literaturangabe Walter R. (2007): Geologie von Mitteleuropa, Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, S.397‐409 Semmel, A (1996): Geomorphologie der Bundesrepublik Deutschland, Franz Steiner Verlag Stuttgart, S.90‐106 Dallmeyer, D., Franke, W. & Weber, K. (1995): The Variscan Belt of Central and Eastern Europe. Springer, Berlin, Heidelberg, New York. Linnemann, U., Drost, K., Elicki, O., Gaitzsch, B., Gehmlich, M., Hahn, T., Kroner, U. & Romer, R. L. (2004): Das Saxo‐Thuringikum. ‐ 7 ‐