pdf - Geowissenschaftlichen Museum Göttingen

Nr. 7S
Dirk M arheine
Zeilmarken im variszischen Kollisionsbereich des
Rhenoherzynikums - SaxOlhuIingikums
zwischen Harz und Sächsischem Granulitmassiv Ergebni sse von K1Ar-Altersbeslimmungen
GÖTTINGER
ARBEITEN
ZUR
GEOLOGIE
UND
PALÄONTOLOGIE
Nr. 75
Dirk Marheine
Zeitmarken im variszischen Kollisionsbereich des
Rhenoherzynikums - Saxothuringikums
zwischen Harz und Sächsischem Granulitmassiv Ergebnisse von K/Ar-Altersbestimmungen
1997
Im Selbstverlag
der Geologischen
Institute
der Georg-August- Uni versität Göttingen
Göttinger
Arb. Geo!. Paläont.
97 S., 50 Abb., 8 Tab.
Göttingen,
17. 11.1997
•••
75
Dirk Marheine
Zeitmarken im Kollisionsbereich des Rhenoherzynikums Saxothuringikums zwischen Harz und Sächsischem
Granulitmassiv - Ergebnisse von KIAr-AItersbestimmungen
Als Dissertation eingereicht am 15.05.1997
bei den Mathematisch-Naturwissenschaftlichen
der Georg-August-Universität
Fakultäten
erscheinen in unregelmäßiger Folge
im Selbstverlag der Geologischen Institute
der Georg-August-Universität Gättingen:
Institut und Museum für Geologie und Paläontologie
Institut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre
are issued irregularily
by the Geological Institutes
(until 1985: Geol.-Paläont. Inst.)
of Gättingen University:
Institute and Museum for Geology und Palaeontology
Institute of Geology and Dynamics of the Lithosphere
Redaktion
Dr. Helga Uffenorde
Institut und Museum für Geologie und Paläontologie
Goldschmidt-Str. 3
D - 37077 Gättingen
ISS
N 0534-0403
@ Geologische Institute, Universität Gättingen.
Offsetdruck
KINZEL,
Gättingen
MARHEINE, D. (1997): Zeitmarken im variszischen Kollisionsbereich des Rhenoherzynikums
- Saxothuringikums zwischen Harz und Sächsischem Granulitmassiv - Ergebnisse von KlAr-Altersbestirnmungen.
[Timemarks in the Variscan collision zone of the Rhenohercynian - Saxothuringian in the region of the
Harz Mountains and the Saxonian Granulite Massif - Results of KlAr-age determinations.] - Gättinger
Arb. Geol. Paläont., 75: 97 S., 50 Abb., 8 Tab.; Gättingen.
KlAr dating on fine mineral fractions of very low to low grade, pre- to synorogenic sediments in the
border area of the Rhenohercynian - Saxothuringian yield informations about the tectonometamorphic
evolution during the Variscan orogeny. Combined use of illite crystallinity and illite polytype
determinations made it possible to prove and separate polyphase overprinting. Supplementary KlAr-age
data of detrital white micas indicate potential provenances for the Variscan sediments. KlAr dating of
some crystalline complexes were carried out in order to discriminate these units as potential source areas.
The tectonometarnorphic evolution in the investigated area spans aperiod of time from 350 Ma to about
310 Ma. A Permian post-kinematic thermal event in the Harz Mountains is dated at about 275 Ma.
geodynamic evolution, geochronology,
illite crystallinity,
illite polytypes, low grade metamorphism
D. Marheine, URA CNRS 1763, Lab. Geochron., Univ. 11,Place E. Bataillon, F - 34095 Montpellier
SUMMARY
The border between the Rhenohercynian and Saxothuringian in the Mid-European Variscides is considered to be a
former micropiate boundary. The collision zone of both of these micropiates is represented by the Northern Phyllite
Zone, which is the northern margin of the Mid-German Crystalline Rise.
The aim of this study was to set timemarks for the tectonometamorphic evolution of both crustal segments during the
collisional stage of the Variscan orogeny in Central Europe. For this purpose two profiles from the Saxonian
Granulite Massif to the upper Harz Mountains and the block of Flechtingen-Rosslau were investigated, respectivly.
Essential data for the metamorphic evolution in the border area of the Rhenohercynian - Saxothuringian were
ascertained by means of K1Ar-age determinations on white micas in fine mineral fractions of very low to low grade
metamorphic, pre- to synorogenic sediments. Because of the combination of white mica polytype determinations in
the fine mineral fractions it was possible for the first time to prove and separate polyp hase overprinting. Combined
use of illite crystallinity measurements with polytype determinations made it possible to estimate the influence of
detrital white micas on the KI Ar-ages of the fine fractions, thus leading to a better interpretation of these ages.
K1Ar-age determinations on detrital white micas from Cambrian to Upper Carboniferous sediments were carried out,
for example, to draw conclusions about the eroded crustal units. The age data indicates potential provenances for the
Variscan sediments. Furthermore, age determinations of mica K1Ar-cooling ages of some crystalline complexes were
carried out on outcropping crystalline units in order to diccriminate these units as potential source areas.
The K1Ar-age determinations on white micas in fine mineral fractions «211m, <0,2Ilm) yield the following
timemarks for the development of the very low to low grade metamorphic overprints:
- The earliest, very low, Variscan overprint in the Cambrian and Ordovician sediments southeast (Cambrian series
of Delitzsch) and northwest (Pakendorf Zone) of the Mid-German Crystalline Rise was shown and dated at
350 Ma.
- In the Wippra Metamorphic Zone (Northern Phyllite Zone), the southwestward prolongation of the Pakendorf
Zone, the ages indicate a span of overprinting between 350-320 Ma.
- In the region of the Harz Mountains the ages of overprinting were set for the Lower Harz Mountains at 335-328
Ma, the northern Middle Harz Mountains at 320-310 Ma and for the Upper Harz Mountains at 309 :!: 9 Ma.
- For the first time a Permian, post-kinematic thermal event in the Upper Harz Mountains Devonian Anticline
(Oberharzer Devonsattel) was narrowed down to an age of about 275 Ma.
- The northwestern epizonal "Schiefermantel" (slaty cover) of the Saxonian Granulite Massif shows ages of
metamorphism at 321-316 Ma.
- The units of the Phyllite Zone of Rosslau (Northern Phyllite Zone) and Phyllite Zone of Bitterfeld-Drehna
(Southern Phyllite Zone), which are in direct contact with the Mid-German Crystalline Rise, yield ages of
metamorphism at 310-290 Ma.
II
The dating of detrital white micas and therefore the assignment to potential provenances gave the following results:
- Detrital white micas from Cambrian sediments which were dated at 590 Ma shows a Cadomian/Panafrican
overprint. The source area assigned is Gondwana or a related terrane.
The input of Silurian detrital material into the Rhenohercynian basin in Mid-Devonian times could be
reconfirrned. Recent research suggests the provenance could be the Old Red continent.
A change of provenances was shown for the sediments in the Rhenohercynian basin in the late Upper Devonian.
From this period until the uppermost Lower Carboniferous early-Variscan metamorphic white micas are present
in the sediments. A former extensively distributed crystalline nappe complex located towards the south is favored
as the source area for these white micas.
Abruptly, without transition late-Variscan detrital micas with ages of about 320 Ma appear in Upper
Carboniferous sediments. The Bohemian Massif may represent the source area.
An important exception is the Silurian detrital age of 435 Ma from the Kamm quartzite (cd II-III) of the AckerBruchberg zone. During Lower Carboniferous times the adjoining areas were supplied with early-Variscan
detritus from southerly regions, whereas the sediments of the Kamm quartzite were derived from the northerly
situated Old Red continent. This confirms the exceptional facies position of the Acker-Bruchberg zone during
the Lower Carboniferous.
The dating of mica cooling ages from crystalline complexes yield:
- for the crystalline complexes belonging to the Mid-German Crystalline Rise (Kyffhäuser, Dessau, Hohnsdorf,
Prettin) mica cooling ages from 337-329 Ma.
- for biotites of the Ramberg pluton and the Delitzsch plutonite massif 295 and 303 Ma, respectively.
The K/Ar-age data presented above shows evidence for a tectonometamorphic evolution of the border area
Rhen ohercynian -Sax oth uringian:
The oldest early- Variscan, very low metamorphic overprint appears in Cambrian sediments of the Saxothuringian
basin and also in Ordovician sediments of the Northern Phyllite Zone with an early Lower Carboniferous age of 350
Ma. In the Northern Phyllite Zone (here: Wippra Metamorphic Zone), the ages of the metamorphism decrease from
SE to NW or 350 to 320 Ma. The exception is the age from the southeasternmost unit of the Wippra Metamorphic
Zone at 330 Ma. This succesion is interpreted as a classical "out of sequence"-stacking at the back of a thrustbelt.
The different ages of metamorphism in the various series of the Wippra Metamorphic Zone prove that they were not
in the present geotectonic position at the time of their individual overprinting. Therefore, the final stacking of the
Wippra Metamorphic Zone took place after the youngest overprint with an age of 320 Ma.
The age data obtained from the Wippra Metamorphic Zone suggest a metamorphic overprint prior to the SW -part of
the Northern Phyllite Zone (S-Hunsrück, S-Taunus). The different ages of metamorphism from Hunsrückffaunus
and the Wippra Metamorphic Zone allows two possible interpretations: Either the data from the Wippra
Metamorphic Zone indicate an earlier beginning of collision, and therefore, of metamorphism in the SE-Harz region
or at least parts of the Wippra Metamorphic Zone do not belong to the Rhenohercynian but to the accretionary
wedge of the overriding Saxothuringian plate.The latter could be the proof of an earlier beginning of deformation of
the rocks in the accretionary wedge and their continuous deformation until c10sure of the ocean.
The ages of metamorphism in the northern Middle Harz Mountains (Rhenohercynian shelf) with 320-310 Ma
(Namur-Westfal) confirm the assumption that the metamorphic overprint is caused by nappe thrusting with
simultaneous low grade metamorphism. The nappe thrusting is possibly connected with the final stacking of the
Wippra Metamorphic Zone.
In the Upper Harz Mountains the ages of overprinting indicate a slightly later passing of theVariscan orogenic wave
at about 310 Ma in the Westphalian.
_
In the late stage of collision the thrusting and stacking of the Mid-German Crystalline Rise induced the metamorphic
overprint of the adjacent rocks between 310 to 290 Ma.
During this continous compressive regime in the region of the Harz Mountains and the Mid-German Crystalline
Rise, the "Schiefermantel " of the Saxonian Granulite Massif is metamorphically overprinted between 321-316 Ma.
This epizonal metamorphism is related to the exhumation of the high-grade metamorphic granulites of the Saxonian
Granulite Massif.
The Permian post-kinematic thermal event in the final stage of the Variscan orogeny is dated at 275-270 Ma. The
influence of this thermal event has been shown in the Upper Harz Mountains Devonian Anticline (Oberharzer
Devonsattel) and also at some localities in the Lower and Middle Harz Mountains.
III
ZUSAMMENFASSUNG
In den mitteleuropäischen
Varisziden gilt die Grenze zwischen dem Rhenoherzynikum und Saxothuringikum als
ehemalige Plattengrenze. Die Kollisionszone beider Mikroplatten wird von der am Nordrand der Mitteldeutschen
Kristallinzone gelegenen Nördlichen Phyllitzone repräsentiert. Ziel der Arbeit war es, Zeitmarken für die tektonometamorphe Entwicklung beider Krustensegmente während des Kollisionsstadiums der variszischen Orogenese in
Mitteleuropa zu setzen. Dazu wurden zwei Profile ausgehend vom Oberharz bzw. der Flechtingen-Roßlauer-Scholle
(Rhenoherzynikum) bis ins Sächsische Granulitmassiv (Saxothuringikum) bearbeitet.
Mit Hilfe von KlAr-Datierungen an Hellglimmern in Mineralfeinfraktionen
aus sehr schwach- bis schwachmetamorphen, prae- bis synorogenen Sedimenten wurden Eckdaten für die Metamorphoseentwicklung
innerhalb des
Grenzbereichs Rhenoherzynikum-Saxothuringikum
ermittelt. In Kombination mit der Bestimmung der HellglimmerPolytypie in den Mineralfeinfraktionen
ist es erstmals gelungen, polyphase Überprägungen nachzuweisen und
aufzulösen. Die zusätzliche Kombination von Illitkristallinitätsmessungen
mit der Bestimmung der HellglimmerPolytypie erlaubte den Einfluß von detritischen Hellglimmern auf die KlAr-Alter der Feinfraktionen abzuschätzen
und bei der Interpretation zu berücksichtigen.
Exemplarisch durchgeführte
KlAr-Altersbestimmungen
an detritischen Hellglimmern aus kambrischen bis
oberkarbonischen Sedimenten lassen Rückschlüsse auf abgetragene Krusteneinheiten zu. Dadurch werden Aussagen
über potentielle Liefergebiete der variszischen Sedimente möglich. Zusätzliche wurden Datierungen von KlArAbkühlaltern an Glimmern einiger Kristallinkomplexe durchgeführt. Diese dienten dazu, die heute aufgeschlossenen
kristallinen Einheiten als potentielle Liefergebiete zu kontrollieren.
Die KlAr-Datierungen an Hellglimmern in Mineralfeinfraktionen «2flm; <0,2flm) ergaben folgende Zeitmarken
zum Ablauf der sehr schwach- bis schwachmetamorphen Überprägungen im Grenzbereich Rhenoherzynikum-Saxothuringikum:
_ Die früheste, sehr schwachmetamorphe, variszische Überprägung konnte in kambrischen und ordovizischen
Sedimenten südöstlich (Kambrium von Delitzsch) bzw. nordwestlich (Pakendorfer Zone) der Mitteldeutschen
Kristallinzone mit 350 Ma nachgewiesen werden.
_ In der südwestlichen Verlängerung der Pakendorfer Zone, innerhalb der Wippraer Zone (Nördliche Phyllitzone),
weisen die Altersdaten auf einen Überprägungszeitraum von 350 bis 320 Ma hin.
_ Im Bereich des Harzes lassen sich Überprägungsalter für den Unterharz auf 335-328 Ma, für den nördlichen
Mittelharz auf 320-310 Ma und für den Oberharz auf 309 :t 9 Ma festsetzen.
_ Für den Oberharzer Devonsattel wurde erstmals ein permisches, postkinematisches Wärmeereignis vor etwa
275 Ma näher eingegrenzt.
_ Der nordwestliche, epizonale Schiefermantel des Sächsischen Granulitmassivs zeigt Metamorphosealter von
321-316 Ma.
- Für die direkt an die Mitteldeutsche Kristallinzone angrenzenden Gesteinseinheiten der Phyllitzone von Roßlau
(Nördliche Phyllitzone) bzw. der Phyllitzone von Bitterfeld-Drehna (Südliche Phyllitzone) ergaben sich
Metamorphoseal ter von 310 bis 290 Ma.
Die Datierungen detritischer Hellglimmer und die damit verbundene Zuordnung zu potentiellen Liefergebieten
brachten folgende Resultate.
_ In kambrischen Sedimenten des östlichen Saxothuringikums wurde cadomisch/ panafrikanisch geprägter Detritus
mit 590 Ma datiert. Als Liefergebiet wird Gondwana bzw. ein verwandtes Terrane zugeordnet.
Für das Mitteldevon konnte der Eintrag von silurischem, detritischem Material (435-414 Ma) ins rhenoherzynisches Becken bestätigt werden. Als Liefergebiet kommt nach heutigem Kenntnisstand nur der Old-RedKontinent in Betracht.
Für das rhenoherzynische Becken wurde ein Liefergebietswechsel ab dem oberen Oberdevon (do IIl-IV)
nachgewiesen. Ab diesem Zeitpunkt bis zum höchsten Unterkarbon treten frühvariszisch metamorphe
Hellglimmer (377-367 Ma) in den Sedimenten auf. Als Liefergebiet des frühvariszischen Detritus wird ein
Modell weiträumig ausgedehnter, südlich gelegener Kristallindecken favorisiert.
In Sedimenten des oberen Oberkarbons (Stefan C) tritt ohne Übergang, schlagartig spätvariszisch geprägter
Detritus mit Altersdaten von 320 Ma auf. Als Liefergebiet kommt die Böhmische Masse in Frage.
IV
-
Eine bedeutsame Ausnahme stellt das silurische Detritusalter des Kammquarzits (cd II-III) des AckerBruchbergzuges mit 435 Ma dar. Während in den benachbarten Gebieten zur Zeit des Unterkarbons frühvariszischer Detritus aus südlichen Bereichen geschüttet wurde, entstammten die Sedimente des Kammquarzits
vom nördlich gelegenen Old-Red-Kontinent und untermauern damit die fazielle Sonderstellung des AckerBruchbergzuges im Unterkarbon.
Die Datierungen von Glimmerabkühlaltern aus Kristallinkomplexen ergaben:
- für die zur Mitteldeutschen Kristallinzone gehörenden Kristallinkomplexe (Kyffhäuser, Dessauer, Hohnsdorfer,
Prettiner) Glimmerabkühlalter von 337-329 Ma,
- für Biotite des Rambergplutons und des Delitzscher Plutonitmassivs 295 bzw. 303 Ma.
Aus den oben vorgestellten KlAr-Altersdaten können zusammenfassend
morphen Entwicklung des Grenzbereichs Rhenoherzynikum-Saxothuringikum
folgende Aussagen
gemacht werden:
zur tektonometa-
Die älteste, frühvariszische, sehr schwachmetamorphe Überprägung zeigt sich in den kambrischen Sedimenten des
Saxothuringischen Beckens sowie in ordovizischen Sedimenten der Nördlichen Phyllitzone vor 350 Ma zur Zeit des
unteren Unterkarbons. In der zwischen Saxothuringikum und Rhenoherzynikum
vermittelnden Nördlichen
Phyllitzone (hier: Wippraer Zone) nehmen die Metamorphosealter von 350 auf 320 Ma in Richtung NW ab. Die
Ausnahme bildet die südöstlichste Einheit der Wippraer Zone mit einem Alter von ca. 330 Ma. Diese Abfolge wird
als klassische "out of sequence"-Stapelung am Hinterende eines Überschiebungsgürtels interpretiert. Die unterschiedlichen Metamorphosealter in den einzelnen Serien der Wippraer Zone belegen eindeutig, daß sie zum
Zeitpunkt ihrer jeweiligen Überprägung noch nicht ihre heutige geotektonische Position besaßen und ihre finale
Stapelung erst nach ihrer jüngsten Überprägung (320 Ma) erfolgte.
.
Die gewonnenen Altersdaten aus der Wippraer Zone weisen auf eine frühere metamorphe Überprägung als im SWTeil der Nördlichen Phyllitzone (S-Hunsrück, S-Taunus) hin. Die unterschiedlichen Metamorphosealter
von
Hunsrückffaunus und der Wippraer Zone lassen zwei Interpretationsmöglichkeiten
offen: Entweder die Daten aus
der Wippraer Zone deuten einen früheren Beginn der Kollision und damit der Metamorphose im Bereich des SEHarzes an oder zumindest Teile der Wippraer Zone gehören nicht zum Rhenoherzynikum, sondern zum Akkretionskeil der saxothuringischen Oberplatte. Letzteres bedeutete den Nachweis eines früheren Deformationsbeginns und
einer fortlaufenden Durchbewegung der Gesteine im Akkretionskeil bis zur Schließung des Ozeans.
Die Metamorphosealter im nördlichen Mittelharz (rhenoherzynischer Schelf) mit 320-310 Ma (Namur-Westfal)
untermauern die Annahme einer mit der schwachen Metamorphose synchron verlaufenden Deckenüberschiebung als
Ursache für die metamorphe Überprägung. Die Deckenüberschiebung
geht möglicherweise mit der finalen
Stapelung der Wippraer Zone einher.
Die Überprägungsalter im Oberharz von etwa 310 Ma zeigen den etwas späteren Durchgang der variszischen
Orogen front zur Zeit des Westfals an.
In der Spätphase der Kollision, im Zeitraum von '310 bis 290 Ma, bedingt die Einschuppung der Mitteldeutschen
Kristallinzone die metamorphe Prägung ihrer Rahmengesteine.
Während dieses anhaltenden, kompressiven Regimes im Bereich des Harzes und der Mitteldeutschen Kristallinzone
wird der Schieferman.tel des Sächsischen Granulitmassivs in der Zeitspanne von 321-316 Ma metamorph überprägt.
Diese epizonale Metamorphose wird im Zusammenhang mit der Exhumierung der hochmetamorphen 'Granulite des
Sächsischen Granulitmassivs gesehen.
Das mit der Endphase der variszischen Orogenese zusammenhängende, postkinematische, permische Wärmeereignis
wird mit 275-270 Ma datiert. Dessen Einfluß konnte sowohl im Oberharzer Devonsattel als auch lokal begrenzt im
Unter- und Mittelharz nachgewiesen werden.
INHAL TSVERZEICHNIS
I
1
2
3
EINFÜHRUNG
2
Vorwort
Zielsetzung
Arbeitsgebiet
2
3
2
GEOLOGISCHER
11
1
2
3
4
RAHMEN
Regionalgeologischer Rahmen
Geodynamische Entwicklung
Stratigraphie und Lithologie der Probenlokationen
;
4
10
11
METHODIK
22
Probenaufbereitung
22
Herstell ung von Feinfraktionen
Herstellung von Glimmerpräparaten
24
25
1.4
Herstell ung von Texturpräparaten
Herstellung nicht texturierter Pulverpräparate
25
26
2
RöntgenditTraktometrische
26
2.1
Bestimmung
des Mineralbestands
2.2
2.3
3
Bestimmung
Bestimmung
der Illitkristallinität
der Hellglimmer-Polytypie
KI Ar-AItersbestimmung
30
3.1
Allgemeine Grundlagen
Analyseverfahren
Bestimmung
des 40K
Bestimmung
der Argon- Isotopie
KJ Ar- Altersberechnung
und Fehlerbetrachtung
Berechnung des prozentualen
Anteils detritischer
in den Mineralfeinfraktionen
30
33
30
35
37
37
VON KlAR-DATIERUNGEN
38
III
1
1.1
1.2
1.3
3.2
3.2.1
3.2.2
3.3
3.4
VORAUSSETZUNGEN
IV
1
2
1
2
VI
der Feinfraktionen
26
26
29
Hellglimmer
FÜR DIE INTERPRETATION
Isotopengeologische Untersuchungen
Schematisierter Zusammenhang von Hellglimmer-Polytypie
VORSTELLUNG
V
Analysen
38
und KlAr-Altersdaten
DER ERGEBNISSE
42
Ergebnisse der KlAr-Datierungen und IlIitkristallinitätsbestimmungen
Ergebnisse der Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie an Feinfraktionen
42
45
DISKUSSION UND INTERPRETATION
54
DER ERGEBNISSE
1
KlAr-Datierungen, IlIitkristallinitäts- und Hellglimmer-Polytypiebestimmungen
Mineralfeinfraktionen
1.1
1.2
2
2.1
2.2
3
Profil I: Oberharz - Sächsisches Granulitmassiv
Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle
- Sächsisches
3.1
Profil I: Oberharz
3.2
Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle
VII
KlAr-Datierungen
KlAr-Datierungen
an
54
54
66
70
Granulitmassiv
an detritischen Muskoviten
Profil 1: Oberharz - Sächsisches Granulitmassiv
Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle
- Sächsisches
70
71
Granulitmassiv
an Glimmern kristalliner Gesteine
- Sächsisches
71
Granulitmassiv
- Sächsisches
71
Granulitmassiv
72
SCHLUSSFOLGERUNGEN
LITERATUR VERZEICHNIS
ANHANG
41
72
:
77
88
2
I
EINFÜHRUNG
1.1
Vorwort
Die vorliegende Arbeit entstand auf Anregung von Dr. Hans Ahrendt und ist Teil eines Gemeinschaftsprojektes
zusammen mit Dr. HJ. Franzke (Clausthal-Zellerfeld) und Prof. Dr. Max Schwab (Halle/Saale).
Dr. Hans Ahrendt danke ich für die Übernahme des Referates. Das Korreferat übernahm freundlicherweise
Prof. Dr. B.T. Hanscn.
In erster Linie danke ich Dr. Hans Ahrendt für die Betreuung dieser Arbeit. Dieser Dank umfaßt die eindrucksvollen
Geländeaufenthalte, die stete Diskussionsbereitschaft
und die hilfreichen und wichtigen Anregungen zu dieser
Arbeit.
Nicht genug kann ich Dr. Klaus Wemmer danken, der mir mit unzähligen wertvollen Tips immer uneingeschränkt
zur Seite stand. Für seine unermüdliche Unterstützung im Gelände, seine kompetenten und innovativen Ratschläge
im Labor sowie die freundliche, produktive Hilfestellung in jeder Lage möchte ich ihm herzlich danken.
Dr. H.J. Franzke sei für seine sehr freundliche Unterstützung sowie sein stetiges Interesse am Fortgang dieser Arbeit
ganz herzlich gedankt.
Darüber hinaus möchte ich mich bei Dr. HJ. Franzke, Dr. Gerd Jacob (Halle/Saale) und Prof. Dr. Max Schwab
neben ihrer steten Hilfsbereitschaft vor allem für die kompetente Einführung in die regionale Geologie und die
Führung bei den Probennahmekampagnen bedanken.
Meiner Kollegin Dr. Heike Neuroth danke ich für ihre wichtigen Tips, ihre konstruktive Kritik, die intensive
Zusammenarbeit und die gemeinsamen Tagungs- und Geländeaufenthalte.
Bei Dr. Georg Grathoff bedanke ich mich für die freundliche und kompetente Einführung in die Welt der I1IitPol ytypen-Quan tifizierung.
Prof. Dr. Onno Oncken möchte ich für seine jederzeit prompte Hilfestellung und Diskussionsbereitschaft danken.
Für zahlreiche K20-Analysen danke ich Frau Helgrit Semegen und Frau Brigitte Dietrich. Letzterer gilt mein Dank
auch für ihre Geduld während der Endphase der Arbeit.
Dipl.-Geol. Sabine Kurz und Nadia Vogel haben einige der Ar-Bestimmungen für meine Arbeit durchgeführt und
viel Zeit für die Betreuung des Massenspektrometers geopfert.
.
Bei der Fertigstellung dieser Arbeit halfen mir mit der gründlichen Durchsicht bzw. Korrektur des Manuskriptes
Dr. Hans Ahrendt, Dr. Klaus Wemmer, Dipl.-Geol. Christi ne Flaig, Dipl.-Geol. Jens Müller und Dipl.- Geol.
Stephan Rudolph.
Nicht zuletzt und vor allem ganz herzlich danke ich meinen Eltern für die langjährige Unterstützung, ohne die meine
Ausbildung nicht möglich gewesen wäre. Darüber hinaus möchte ich mich bei ihnen, meiner Schwester und
Christine für das in mich gesetzte Vertrauen und ihre Geduld bedanken.
Der Deutschen Forschungsgemeinschaft
Ah 17/13-2, 3 gedankt.
sei für die finanzielle Unterstützung im Rahmen des Forschungsprojektes
1.2
Zielsetzung
Die tektonometamorphe Entwicklungsgeschichte des Übergangsbereichs Rhenoherzynikum-Saxothuringikum
spielt
für die geodynamische ModelIierung der Varisziden eine entscheidende Rolle und steht seit langer Zeit im Brennpunkt des Interesses. Als Grenzbereich dieser beiden Krustensegmente unterschiedlich tektonometamorpher Entwicklung wird der Nordrand der Mitteldeutschen Kristallinzone angesehen, welcher zur Zeit als Kollisionszone
zwischen den Mikrokontinenten (Terranes) E-Avalonia und Armorika betrachtet wird. Die durch Konvergenz und
Kollision beider Terranes bedingte nach NW fortschreitende Orogenfront hinterließ ihre "Spuren" in den sehr
schwach- bis schwachmetamorphen,
prae- bis synorogenen Sedimenten. Zur geochronologischen
Bearbeitung
wurden zwei Profile vom Sächsischen Granulitmassiv durch den Harz bzw. in die Flechtingen-Roßlauer-Scholle
hinein ausgewählt.
Ziel der vorliegenden Untersuchungen war, mit Hilfe von systematischen KlAr-Datierungen, I1Iitkristallinitäts- und
Hellglimmer-Polytypie-Bestimmungen
an authigen gebildeten sehr schwach- bis schwachmetamorphen
Phyllosilikaten in Mineralfeinfraktionen,
das Alter und die Intensität der letzten postsedimentären Überprägung zu
bestimmen. Damit sollte die Metamorphoseentwicklung der kollidierenden Krusteneinheiten und somit Zeitmarken
für die fortschreitende Orogenfront abgesteckt werden. Weiterhin wurden exemplarisch KlAr-Altersbestimmungen
3
an detritischen Hellglimmern aus kambrischen bis oberkarbonischen Sedimenten durchgeführt, um Rückschlüsse auf
abgetragene Krusteneinheiten zu ziehen und dadurch Hinweise auf potentielle Liefergebiete der variszischen
Sedimentkomplexe zu liefern. Ergänzende Datierungen von KlAr-Abkühl altern an Glimmern einiger Kristallinkomplexe sollten dementsprechend diese heute aufgeschlossenen Kristallineinheiten als potentielle Liefergebiete
kontrollieren. Darüber hinaus sollten Aussagen über Hebungsphasen der Kristallingesteine getroffen werden, um
ggf. ihre tektogenetische Stellung einzuordnen.
Dazu standen mehrere Untersuchungsschwerpunkte zur Verfügung:
I.
=>
=>
=>
KlAr-Datierungen an authigen gebildeten, sehr schwach- bis schwachmetamorphen Phyllosilikaten in Mineralfeinfraktionen «2/ffil, <O,2/ffil) sollten beitragen zur:
Altersbestimmung einer möglichen postsedimentären Überprägung.
Deutung der regionalen Verbreitung der "Metamorphosealter".
Rekonstruktion eines Akkretionskeils bzw. der tektonometamorphen
Verhältnisse einer Platten- bzw.
Terranegrenze.
2.
=>
=>
3.
=>
=>
KlAr-Altersbestimmungen
an detritischen Muskoviten aus sehr schwach- bis schwachmetamorphen
Sedimenten sollten beitragen zur:
tektonometamorphen
Charakterisierung
von Liefergebieten des Kambriums .der Delitzsch-DoberlugerSynklinalzone, der paläozoischen Sedimente des Harzes sowie der oberkarbonischen Molassesedimente.
Rekonstruktion von Plattenkonfigurationen
über die Typisierung von abgetragenen, tektonometamorphen
Einheiten vor und während der Orogenese.
KlAr-Datierungen an Glimmern kristalliner Gesteine sollten beitragen zur:
Rekonstruktion von Hebungsphasen der Kristallingesteine.
Beurteilung von Kristallinkomplexen als potentielles Liefergebiet in Kombination mit Alterswerten detritischer
Muskovite.
4.
=>
=>
=>
Die Bestimmung der IlIitkristallinität an Mineralfeinfraktionen sollte beitragen zur:
Abschätzung der Intensität einer möglichen postsedimentären Überprägung.
Deutung der regionalen Verteilung der Illitkristallinitäten.
kritischen Beurteilung und Interpretation der Mineralfeinfraktionsalter.
5.
=>
=>
=>
Die Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie in den Mineralfeinfraktionen sollte beitragen zur:
Abschätzung des Einflusses detritischer Hellglimmer auf die Mineralfeinfraktionsalter.
Nachweis und Auflösung mehrerer IlIitgenerationen.
kritischen Beurteilung und Interpretation der Mineralfeinfraktionsalter.
Die Kombination dieser methodischen Ansätze in Verbindung mit biostratigraphisch gesicherten Sedimentationsaltern lassen Zeitangaben für die prä- und synvariszische, tektonometamorphe Entwicklung zu.
I.3
Arbeitsgebiet
Die Untersuchungen wurden entlang zweier Profilstreifen durchgeführt, die, beide vom Sächsischen Granulitmassiv
ausgehend, einerseits in den Oberharz (Profil I) und andererseits in die Flechtingen-Roßlauer-Scholle
(Profil II)
laufen (vgl. Abb. I). Den Untersuchungsschwerpunkt bildete der Harz u.a. mit einer detaillierten Bearbeitung der
Wippraer Zone. Deren nordöstliche Verlängerung, die Pakendorfer Zone, bildet den Endpunkt des Profils II. Von
dort ausgehend wurden Untersuchungen an Sedimentgesteinen der Phyllitzone von Roßlau, der Wettiner Schichten,
der Prettin-Drehnaer-Serie, aus dem Kambrium von Delitzsch und aus dem nordwestlichen Schiefermantel des
Sächsischen Granulitmassivs durchgeführt.
Die Untersuchungen wurden erweitert um die Bearbeitung von Kristallingesteinen des Kyffhäuser, Dessauer und
Hohnsdorfer Kristallins sowie des Prettiner und Delitzscher Plutonitmassivs.
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100 kM
SGM : Sächsisches Granulitmassiv
MM : Münchberger Gneismasse
Abb.l:
Lage des Untersuchungsgebietes
mit den beiden projektierten Profilen I und 11. Bereits untersuchtes
Referenzprofil im Rheinischen Schiefergebirge, Spessart und Odenwald (gestrichelt).
11 GEOLOGISCHER RAHMEN
II.1 Regionalgeologischer
Rahmen
Das variszische Gebirge ist Teil einer großen paläozoischen Gebirgskette mit einer Ausdehnung von 1000 km in der
Breite und 8000 km in der Länge. Die Varisziden sind ein Gebirgsgürtel, der sich von den Appalachen und
MarokkolNordalgerien über West-, Mittel-, Südeuropa, Kleinasien, am Südrand Ureuropas entlang bis einschließlich des Urals erstreckt. Einen Überblick über die variszischen Anteile in Mitteleuropa gibt Abb. 2. Das Orogen ist
das Ergebnis von Konvergenz und Kollision der Kontinente Laurentia-Baltica und Gondwana (vgl. u.a. FRANKE
1989 a, b, DALLMEYERet al. 1995).
Das Variszikum in Mitteleuropa gliedert sich von Norden nach Süden in die Nördliche Vortiefe (Aachen,
Niederrhein, Westfalen), die Rhenoherzynische Zone (Rheinisches Schiefergebirge, Harz, Flechtinger-Höhenzug),
die Nördliche Phyllitzone (Soonwald, Taunus, Wippraer Zone, Pakendorfer Zone), die Mitteldeutsche Kristallinschwelle (Nordvogesen, Pfälzer Wald, Odenwald, Spessart, Ruhlaer Kristallin, Kyffhäuser, Dessauer Kristallin), die
Saxothuringische Zone (Sächsisches und Thüringisches Schiefergebirge einschließlich Erzgebirge, Fichtelgebirge,
Sächsisches Granulitmassiv) und die Moldanubische Zone (mittlere und südliche Vogesen, Schwarzwald,
Böhmische Masse).
Die großräumige
Einteilung
der mitteleuropäischen
Varisziden
in drei geotektonische
Großeinheiten
Rhenoherzynikum, Saxothuringikum und Moldanubikum wurde bereits von KOSSMAT(1927) vorgenommen. Dabei
zeichnet sich das Moldanubikum durch seine überwiegend hochmetamorphen Serien und spätorogenen Granite aus,
während das nordwestlich anschließende Saxothuringikum schwach- bis mittelgradig metamorphe, paläozoische
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Abb, 2: Vereinfachte geologische Karte des mitteleuropäischen Variszikums (nach FRANKE 1989 a).
1) Devonische und karbonische Sedimente und Vulkanite, nicht metamorph (Rhenoherzynikum,
Saxothuringikum,
Moravo-Silesium. 2) Prä-Devon (einschließlich Präkambrium), teilweise variszisch
metamorph (Rhenoherzynikum, Saxothuringikum. 3) Prä-Devon, kaledonische metamorph. 4) undifferenzierte paläozoische Gesteine, teilweise metamorph (Barrandium, S-Vogesen und Schwarzwald).
5) Variszisch metamorphe Gesteine mit präkambrischen bis devonischen Protolithen (Nördliche Phyllitzone, Mitteldeutsche Kristallinzone, Sächsisches Granulitmassiv,
Moravo-Silesische
Zone).
6) Cadomisches Basement der Moravo-Silesischen
Zone. 7) Cadomisches Basement (teilweise mit variszischer Reaktivierung) der Mikroplatte Tepla-Barrandium,
der Münchberger Masse und
zugehörigen Klippen; eventuell Äquivalente in den Sudeten. 8) Gföhl-Einheit des Moldanubikums: Sowic Gory Block (Sudeten). 9) Drosendorf-Einheit
des Moldanubikums;
mittel- bis hochgradig
metamorphe Gesteine der zentralen Vogesen und des zentralen und südlichen Schwarzwalds. 10) Variszische Granite (größtenteil post-tektonisch). 11) Hauptüberschiebungen
(teilweise Suturen).
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6
Abfolgen, spätorogene Granite und eine hochmetamorphe Zone an seinem Nordrand (Mitteldeutsche Schwelle nach
BRINKMANN1948) beinhaltet. Als nordwestlichste Einheit bildet das Rhenoherzynikum mit sehr schwach- bis
schwachmetamorphen, fast ausschließlich jungpaläozoischen Sedimenten den externen Falten- und Überschiebungsgürtel des variszischen Orogens. Die Zonengrenzen werden im Sinne der modernen Platten tektonik als ehemals
aktive Plattenränder bzw. Suturen gedeutet (vgl. u.a. WEBER 1986 a, b), an denen bedeutende NW-gerichtete Überschiebungen und Deckenbaustrukturen vorherrschen.
Aufgrund paläomagnetischer und biogeographischer Befunde (s. DALLMEYERet al. 1995) werden in Europa
während des Altpaläozoikums folgende Kontinente und Terranes unterschieden:
Laurentia:
Baltica:
Avalonia:
Armorika:
Gondwana:
Nordamerika, Grönland, NW-Schottland
Baltischer Schild, Russische Tafel
London-Brabant-Massiv, autochthones Rhenoherzynikum = E-Avalonia
Armorikanisches Massiv, Tepla-Barrandium, saxothuringisches Becken,
Mitteldeutsche Kristallinzone
Afrika, Südamerika, Indien, Australien, Antarktis
Diese Einheiten waren zu verschiedenen Zeiten durch ozeanische Bereiche voneinander getrennt. Im späten
Ordovizium/frühen Silur verband sich E-Avalonia mit Laurentia/Baltica und vervollständigte damit den Old-RedKontinent. Am Ende der variszischen Orogenese bildeten alle O.g. Platten teile den Superkontinent Pangäa.
Im Folgenden wird ein Überblick über die einzelnen Bereiche der mitteleuropäischen Varisziden gegeben, wobei der
Schwerpunkt auf die geodynamische Entwicklung und die unterschiedlichen Modelle gelegt wird. Die Stratigraphie
und Lithologie der einzelnen Probenlokationen wird in Kap. 2.3 beschrieben.
Rhenoherzynikum
Der Großteil des Rhenoherzynikums ist mit früh- bis mitteldevonischen Schelf-Klastika und Karbonaten bedeckt,
welche den passiven Kontinentalrand des Old-Red-Kontinents (Avalonia + Laurentia + Baltica) repräsentieren. Sie
sind überlagert von hemipelagischen Schiefern und frühkarbonischen Flyschsedimenten. Auf dieser Abfolge liegt
eine großflächige Deckeneinheit, die Giessen-Harz-Decken (s. z.B. REICHSTEIN1965, ENGEL et al. 1983), welche
aus frühdevonischen MOR-Typ Metabasalten, kondensierten Peliten und den frühen Flyschklastika (Frasne bis
Unterkarbon) besteht. Diese Deckeneinheit repräsentiert einen ozeanischen Teil des rhenoherzynischen Beckens,
welcher über die Abfolge des passiven Kontinentalrandes des Vorlandes überschoben wurde. Das Rhenoherzynikum
wird wahrscheinlich überall von cadomischem Basement unterlagert (FRANKEet al. 1995), welches in E-England,
entlang des Südrandes des Rheinischen Schiefergebirges und im Harz aufgeschlossen ist (z.B. Eckergneis: 560 Ma,
Zirkonalter, oberer Schnittpunkt UlPb, BAUMANNet al. 1991).
Zwischen Ordovizium und Devon gibt es im Rhenoherzynikum keine Anzeichen für eine kaledonische Orogenese
(Überprägung).
Im frühen Devon beginnt die Hauptphase der variszischen Krustendehnung mit anschließender Beckenbildung
(rhenoherzynisches
Becken). Als Liefergebiet der Sedimentschüttungen
werden die im Norden gelegenen
Hebungsgebiete des Old-Red-Kontinentes angesehen. Die anhaltende Norddrift Armorikas führt im späten Oberdevon! frühen Unterkarbon zur Subduktion des rhenoherzynischen Ozeanbodens unter die armorikanische Mikroplatte und damit zur Schließung des rhenoherzynischen Beckens im Unterkarbon.
Aus der Plattenkonvergenz resultiert ein Liefergebietswechsel, welcher für die oberdevonischen!unterkarbonischen
Flyschsedimente auf ein südlich gelegenes Liefergebiet hinweist. Diskutiert wird u.a. eine Herkunft vom aktiven
Plattenrand im SE, der Mitteldeutschen Kristallinschwelle (z.B. ENGEL & FRANKE 1983, FRANKE& ENGEL 1986).
Kontroverse Ansichten werden u.a. von SOMMERMANN(1990) und BENDERet al. (1994) vertreten, die aufgrund von
Petrographie und Geochemie der Gerölle in Kulmkonglomeraten bzw. Leichtmineralanalysen
an devonischen
Sedimenten
den heutigen Kernbereich
der Mitteldeutschen
Kristallin Schwelle als Liefergebiet
der
devonisch/unterkarbonischen
Sedimente des Rhenoherzynikums ausschließen. SOMMERMANN(1990) postuliert
vielmehr, daß es sich um ein Liefergebiet handelt, in welchem neben cadomischen Magmatiten nur schwach- bis
unmetamorphe altpaläozoische Sedimente verbreitet waren.
Das Rhenoherzynikum mit seinen fast ausschließlich jungpaläozoischen Sedimenten stellt einen externen Faltenund Überschiebungsgürtel mit Deckenbau dar. Das hangende Deckensystem umfaßt den gesamten südöstlichen
7
Harz, den südlichen Kellerwald, die Hörre und die GieBener Grauwacken (REICHSTEIN1965, LUTZENS& SCHWAB
1972, ENGELet al. 1983, WALLISER& ALBERTI 1983). Die nördliche Ausdehnung der Decken wird unterschiedlich
aufgefaBt. WACHENDORF(1986) und WACHENDORFet al. (1995) sehen den Deckenbau beschränkt auf die Südharzund Selke-Decken, W ALLJSER& ALBERTI(1983) sowie FRANKE& ENGEL (1988) beziehen den Hörre-Gornmern
Quarzit in das Allochthon mit ein, zu welchem auch die Grauwacken des südlichen Kellerwaldes, der Tanner, der
Blankenburger und Harzgeröder Zone sowie der Siebermulde zugehören sollen. FRANKE(1995) rechnet auch noch
die Äquivalente der Sösemulde, d.h. die Cephalopoden-Kalke der Ense und der südlichen Dill-Mulde, zu diesem
Allochthon. MEISCHNER(1996) diskutiert eine Deckengrenze südlich der Siebermulde bzw. der Grauwacken des
südlichen Kellerwaldes oder aber nördlich des Hundsdorfer Sattels. Im letzteren Fall wären die Dillmulde, der
Oberharzer Diabaszug und die Sösemulde allochthon und repräsentierten nach MEISCHNER (1996) DuplexStrukturen mit nur einigen Kilometern Überschiebungsweiten (MEISCHNER1991). Dieselbe Struktur im Harz wird
von WACHENDORFet al. (1995) als "Parautochthon" bezeichnet.
Sowohl der Nachweis von Basalten mit MOR- bzw. E-MOR- Signatur in der GieBener (MEYER 1981, GRÖSSER&
DÖRR 1986) und in der Ostharz Decke (WACHENDORFet al. 1993) als auch eine von den parautochthonen Einheiten
des Rhenoherzynikums abweichende, pelagische Fazies (DÖRR 1990) weisen auf eine Herkunft aus einem
ozeanischen Bereich südöstlich des Rhenoherzynikums hin. Allerdings sind bisher die Größe und Geometrie bzw.
die Öffnung und Schließung des sog. Gießener Ozeans noch nicht geklärt. Am Südostrand des Rhenoherzynikums
schließt sich eine Zone stärkerer Deformation und Metamorphose an, die von SCHOLTZ (1930) als Nördliche
Phyllitzone der Mitteldeutschen Schwelle (BRINKMANN 1948) bezeichnet wird. Sie vermittelt den Übergang
zwischen dem Rhenoherzynikum und Saxothuringikum.
Das Rhenoherzynikum in Zentraleuropa kann entlang des Streichens mit Regionen in ganz Europa korreliert werden
(ENGEL et al. 1983; FRANKE & ENGEL 1982; HOLDER & LEVERIDGE1986). Nach Osten läßt sich das Rhenoherzynikum vom Rheinischen Schiefergebirge über den Harz, den Flechtinger-Höhenzug, den Untergrund im Osten
der Böhmischen Masse bis in das Moravikum-Silesikum in Österreich, Tschechien und Slowenien verfolgen.
Westlich der Ardennen ist das Rhenoherzynikum vom Mesozoikum des Pariser Beckens bedeckt, taucht jedoch
wieder in SW- England und Südirland auf. Eine weitere Verbreitung besteht möglicherweise in Südportugal
(DALLMEYER& MARTINEZ-GARCIA1990).
Nördliche Phyllitzone
Die Nördliche Phyllitzone wurde von SCHOLTZ (1930) als eine schmale metamorphe Zone definiert, die das
Rhenoherzynikum im Norden von der Mitteldeutschen Kristallinzone (MKZ) im Süden trennt. Die Südliche
Phyllitzone am SE-Rand der MKZ repräsentiert einen metamorphen Teil des saxothuringischen Beckens. Die
Nördliche Phyllitzone verläuft nachgewiesenermaßen von SW nach NE wie folgt: Düppenweiler, S-Hunsrück, STaunus und läuft in der Wippraer Zone bzw. in der Pakendorfer Zone im Flechtinger Höhenzug aus.
Die Nördliche Phyllitzone ist durch grünschieferfazielle Metamorphose charakterisiert, welche von ihrer Intensität
her zwischen den sehr schwachmetamorphen Gesteinen des Hauptteils des Rhenoherzynikums im NW und den
mittel- bis hochgradigen Gesteinen der MKZ im SE liegt. Ebenso zeigen die nur z.T. datierten lithologischen
Einheiten der Nördlichen Phyllitzone in ihrer Gesamtheit keine Äquivalenz zu den o.g. benachbarten geotektonischen Einheiten. Aus der Geometrie der Gefüge der Nördlichen Phyllitzone und der MKZ wurde u.a. von
WEBER & BEHR (1983) und HOLDER & LEVERIDGE(1986) ein paired-metamorphic belt mit einem südwärts
gerichteten underp1ating bzw. einer nach S geneigten Subduktion interpretiert. Spätere strike-slip-Bewegungen
innerhalb der Nördlichen Phyllitzone brachten das Rhenoherzynikum und die MKZ in ihre heutige Lage (ONCKEN
1988, ANDERLEet al. 1990, WILLNERet al. 1991). Diese Bewegungen erfolgten in der Kollisionszone zwischen
Nordgondwana und Südlaurussia (OCZLON 1994) bzw. Ostavalonia und Armorika (MEISSNER et al. 1994). Der
Nordwestrand der Nördlichen Phyllitzone ist durch Überschiebungen gekennzeichnet, während der südöstliche Rand
nirgends aufgeschlossen ist.
Hinsichtlich ihres lithologischen und stratigraphischen Inhaltes unterscheiden sich die einzelnen Abschnitte der
Nördlichen Phyllitzone völlig, ähneln sich aber sehr in ihrer Struktur und tektonometamorphen Entwicklung (s.a.
KLÜGEL1995, ONCKENet al. 1995).
Für den S-Hunsrück sowie den S-Taunus konnten DmMAR & ONCKEN(1992, s.a. DmMAR 1995) bzw. KLÜGEL
(1995) die Position am ehemaligen rhenoherzynischen passiven Kontinentalrand nachweisen. In der Wippraer Zone
werden zumindest Teile als zur überschiebenden saxothuringischen Oberplatte zugehörig interpretiert (AHRENDTet
al. 1996).
8
Saxothuringikum
Das Saxothuringikum wird im Westen von der Süddeutschen Scholle durch die Fränkische Linie begrenzt, einern
NW-SE verlaufenden Randstörungssystem. Im Osten wird es von dem Westsudetisch-Lausitzer Anteil (Lugikum)
durch die EIbezone und im Südosten vorn Moldanubikum i.e.S. durch den tertiären Eger-Graben getrennt. Es besteht
aus einern nordwestlichen Kristallingürtel der MKZ und einern südöstlichen Teil, der überwiegend relativ
schwachmetamorphe Sedimente und Vulka~ite aufweist. Diese Abfolgen wurden vorn Kambrium bis Devon in
einern Rift-Becken abgelagert, welches sich im Devon bis frühen Karbon schloß. Dieses wird als das
Saxothuringische Becken bezeichnet.
Das östliche Saxothuringikum läßt sich nach KATZUNG& EHMKE (1993) von N nach S in folgende SW-NE
verlaufende, spätestens unterkarbonisch angelegte Synklinal- und Antiklinalstrukturen gliedern:
Mitteldeutsche Kristallinzone
Synklinalzone von Vesser-Delitzsch- Torgau-Doberlug
Süd thüringisch- Nordsächsische Antiklinalzone
Ostthüringisch-Nordsächsische
Synklinalzone
Ostth üri ngisch- Mi ttelsächsische Antiklinalzone
Vogtländisch- Mittelsächsische Synklinalzone
Fichtelge birgisch- Erzgebirgische Antikl inalzone
Mitteldeutsche Kristallinzone (MKZ)
Die Mitteldeutsche Kristallinzone (MKZ) ist Teil des Saxothuringikums. Die Bezeichnung wurde von SCHOLTZ
(1930: "mitteldeutsche kristalline Schwelle") in die deutsche Literatur eingeführt und später im Detail ausgearbeitet
von BRINKMANN(1948), KNEUPER (1966), BEHR (1966), WEBER (1978, 1981, 1984) WEBER & BEHR (1983)
HIRSCHMANN& OKRUSCH (1988) und RÖLLIG (1991). Hier soll die nomenklatorische
Abgrenzung von
"Mitteldeutscher Schwelle" und "Mitteldeutscher Kristallinzone" nach RÖLLIG (1991) verwandt werden. Danach
beschreibt die Mit tel d e u t s c h e S c h weil e (MDS) eine im Devon und Karbon wirksame paläogeographische
Einheit,
wohingegen
die Mit tel d e u t s c he
Kr ist a II i n z 0 n e
ein tektonisches
Strukturelement am N-Rand des Saxothuringikums darstellt, welches nur kenntnisbedingt als einheitlich aufzufassen
ist. Allerdings ist die MKZ entlang ihrer Ausdehnung in Deutschland recht inhomogen und könnte möglicherweise
aus verschiedenen allochthonen Einheiten oder sogar Terranes aufgebaut sein (WEBER 1995 a).
Die MKZ kann als gekrümmte Struktur vom Saar-Nahe-Becken im Westen, wo sie aus der Bohrung Saar I und den
Aufschlüssen entlang der westlichen Rheintalgraben-Schulter bekannt ist, über den Odenwald, den Spessart, das
Ruhlaer Kristallin, den Kyffhäuser und das Dessauer Kristallin verfolgt werden. Weiter im Osten, in SW-Polen, ist
die MKZ lediglich aus Bohrungen und geophysikalischen Untersuchungen bekannt.
Sie ist aufgebaut aus kalkalkalinen Magmatiten und amphibolitfaziellen Metamorphiten (s. z.B. HIRSCHMANN&
OKRUSCH 1988, LAUE et al. 1990). Silurische Kalkalkali-Magmatite sind aus dem Untergrund des Saar-NaheBeckens (SOMMERMANN1993), aus dem S-Taunus (SOMMERMANNet al. 1992, 1994) sowie aus dem Spessart
bekannt (LIpPOLT 1986). Reichlich vorhanden sind Nachweise für variszische Metamorphite mit Hornblende- und
Muskovit-Altern zwischen 370 und 320 Ma (KREUZER& HARRE 1975, LIPPOLT 1986, NASIR et al. 1991) sowie
variszische Kalkalkali-Magmatite von ca. 360-330 Ma (s. z.B. KIRSCHet al. 1988).
Die Ansichten über die tektonometamorphe Entwicklung der MKZ gehen erheblich auseinander. Einerseits wird die
MKZ als aktiver Plattenrand Armorikas gedeutet, der die synorogenen Flyschklastika des Oberdevons bis Oberkarbons ins rhenoherzynische Becken geliefert hat (s. z.B. ENGEL& FRANKE1983, ENGELet al. 1983). Andererseits
wird ein älteres (cadomisches) Liefergebiet mit altpaläozoischer Sedimentbedeckung für die O.g. Flyschklastika
angenommen und die durch Überschiebungstektonik
hervorgerufene Platznahme der heutigen MKZ, in das
Oberkarbon gestellt (SOMMERMANN1990, BENDERet al. 1994, HEINRICHS et al. 1994, KROHE 19.94, HENK 1995,
WEBER 1995 b).
Saxothuringisches
Becken
Der Hauptteil des Saxothuringischen Beckens besteht aus (par- )autochthonen, kambro-ordovizischen, klastischen
Sedimenten und vulkanischen Gesteinen, die den passiven Rand eines kontinentalen Terranes im NW darstellen.
Diese kontinentale Kruste ist allerdings bis jetzt noch nicht identifiziert worden, vielleicht ist sie in den metamorphen Gesteinen der MKZ verborgen (FRANKE 1995, FALK et al. 1995) oder von ihnen überfahren worden.
9
Jedoch kann auch nicht ausgeschlossen werden, daß diese saxothuringischen Gesteine und dieMKZ aufgrund von
strike-slip Bewegungen zufällig in die heutige benachbarte Position gebracht wurden. Die frühpaläozoischen
Schelfablagerungen werden von hemipelagischen, spätordovizischen bis frühkarbonischen Sedimenten, Intraplattenvulkaniten und dis tal e n Flyschsedimenten überlagert. Diese Sequenz wird als T h ü r i n gis c h e
Fa z i e s angesprochen, welche den (par- )autochthonen, nordwestlichen Rand des Saxothuringischen Beckens
darstellt.
Tiefwasserablagerungen
des Saxothuringischen Beckens finden sich heute in den tektonischen Klippen von
Münchberg, Wildenfels und Frankenberg. Diese Ablagerungen stammen aus Liefergebieten im SE, die sich aus
kambrischen bis frühordovizischen,
neritischen klastischen Sedimenten zusammensetzen. Diese werden von
ordovizischen Vulkaniten und Sandsteinen, silurischen bis frühkarbonischen Tonschiefern und pro x i mal e n
frühkarbonischen Flyschen überlagert. Diese allochthone Abfolge wird als B a y e r i s c h e Fa z i e s zusammengefaßt.
Die Entstehung des Saxothuringischen Beckens wird auf ein kambro-ordovizisches
Riftsystem zurückgeführt
(FRANKE 1984, 1989 a, 1989 b), wobei ein kontinentaler Unterbau für das Becken wahrscheinlich ist (FRANKE
1984), da die ältesten Abfolgen des Saxothuringikums in den Kernbereichen des Schwarzburger Sattels und des
Fichtelgebirg-Sattels Flachwasserablagerungen darstellen (FALKet al. 1995). Das Alter des Basements ist fraglich,
Zirkon UlPb-Datierungen an Granitoiden im östlichen Erzgebirge ergaben nach KRÖNER et al. (1991) ein
proterozoisches Alter.
Die kambrischen bis devonischen Abfolgen der Gebiete der Thüringischen sowie der Bayerischen Fazies sind von
synorogenen klastischen Sedimenten überlagert, die von einem am SE-Rand des Saxothuringischen Beckens
gelegenen Akkretionskeil abstammen (SCHÄFER1996). Die ältesten Flyschklastika, die im Kontakt zu der Abfolge
der Thüringischen Fazies (kontinentales Vorland) gefunden wurden, werden in das Famenne eingestuft (Erbendorfer
Grauwacke bei Bingarten). Zu diesem Zeitpunkt mußte jegliche ozeanische Kruste komplett subduziert worden sein.
Demzufolge repräsentieren die frühkarbonischen Flyschsedimente die Füllung eines Vorlandbeckens.
Eine Abtrennung des saxothuringischen Vorlandbeckens vom offenen marinen Bereich, infolge der fortgeschrittenen Plattenkonvergenz im Vise, wird aufgrund des Fehlens jeglicher pelagischer Organismen in den jungen
klastischen Sequenzen angenommen (FALK et al. 1995). Aus weniger mobilistischer Betrachtungsweise könnten
auch Schwellenbildungen für die Abtrennung und Unterteilung des Flyschbeckens im östlichen Saxothuringikum
verantwortlich sein.
Spätestens mit Beginn der Vise-Stufe (ca. 345 Ma) hat das Paläozoikum der Bayerischen Fazies am SE-Rand des
Saxothuringischen Beckens einen Akkretionskeil gebildet, der von karbonischen Flachwassersedimenten überlagert
wurde und das Vorlandbecken mit Flyschsedimenten gespeist hat (FRANKE 1984). Andere Liefergebiete für den
saxothuringischen Flysch sind nach FRANKE(1984) und SCHÄFER(1996) nicht nachweisbar. Allerdings deutet die
'Zusammensetzung des Detritus in den unterkarbonischen Flyschen, wie hoher Quarz- und Feldspatgehalt, Kristallingerölle etc. darauf hin, daß es auch ein Kristallingebiet im Hinterland gegeben haben muß (FRANKE 1984,
SCHÄFER1992).
Das Endstadium der Kollision ist durch die Einbeziehung der unterkarbonischen Füllung des Vorlandbeckens in die
tektonische Stapelung gekennzeichnet. Dabei wird der tiefer versenkte Flysch der Bayerischen Fazies in Richtung
NW auf den Flysch der Thüringischen Fazies überschoben.
Während die tektonischen Klippen von Münchberg, Wildenfels und Frankenberg im Saxothuringischen Becken in
Muldenposition liegen, sind andere metamorphe Einheiten im Kern des Fichtelgebirgs-Erzgebirgs-Antiklinoriums
erhalten. In bezug auf die überlagernden Decken (Münchberg, Wildenfels, Frankenberg) repräsentieren sie das
"relative Autochthon" und werden dem Thüringischen Faziesbereich zugeordnet (FRANKE1995).
Eine von diesem Entwicklungskonzept
abweichende Vorstellung beschreibt KRONER (1996) für das östliche
Saxothuringikum. Er geht von einer beträchtlichen Verdickung der kontinentalen Kruste durch die variszische
Kollision aus, die alle Gesteinskomplexe, die heute in einem Krustenniveau liegen, erfaßt und durch großräumige
subhorizontale Überschiebungstektonik gestapelt haben sollte. Demnach wäre das saxothuringische Paläozoikum
nicht die Füllung eines autochthonen Beckens auf konsolidiertem Basement, sondern ein Teil eines Krustenstapels,
dessen einzelne Teildecken jetzt nebeneinander liegen.
Die Entstehungsgeschichte des Erzgebirges befindet sich in Diskussion. Zwischen Kern und Mantel ist ein deutlicher
Metamorphosesprung
zu beobachten (ROETZLER 1995), der auf Reduktion des Krustenprofils durch großmaßstäbliche Abschiebungen hinweisen könnte (FRANKE 1995). Wohingegen AHRENDT(frdl. mündl. Mitt.) sowie
10
WERNER et al. (1995), wie auch schon frühere Arbeiten (SCHEUMANN1935, BEHR 1983), Deckenbaustrukturen
vermuten.
KROHE(1991) schlug vor, das Erzgebirge als "metamorphic core complex" anzusehen und somit die Exhumierung
der HP-Gesteine ausschließlich auf Extension zurückzuführen. Neuere Erkenntnisse führen zu der Annahme, daß es
sich um ein Zusammenspiel von Konvergenz und nachfolgender Extension handelt (s. z.B. KRONER 1996). Dabei
könnte sich folgender Ablauf darstellen: Bildung der HP-Metamorphite durch (frühvariszische?) Subduktion,
während der die HP-Gesteine durch synkollisionale Prozesse in höhere Krustenbereiche verfrachtet werden. Weitere
Konvergenz führt zur Kontinent-Kontinent-Kollision
und damit zu großräumiger Überschiebungstektonik.
Postkollision ale Extension bedingt die Ausbildung hochtemperierter Abscherhorizonte bzw. duktiler Scherzonen. Nach
Abschluß deren Entwicklung ist der heutige Krustenzustand erreicht. Demzufolge erscheinen in den Antiklinalzonen
die exhumierten, hochmetamorphen Kristallinkerne, wohingegen die primär höhergelegenen Deckeneinheiten in den
Synklinalzonen als Klippen erhalten bleiben.
Eine ähnliche Situation zeigt sich auch im nordwestlich des Erzgebirges liegenden Sächsischen Granulitmassiv
(SGM). Es bildet eine Domstruktur mit einem Kern aus Hochdruck-Granuliten
(RÖTZLER 1992) und einer
tektonischen Randbedeckung aus niedriggradigen oberkrustalen Gesteinen. FRANKE(1991, 1993) wandte erstmals
das Modell eines "metamorphic core complexes" für das SGM an. Dabei schlug er eine dreistufige Entwicklung des
Granulit-Komplexes vor: (1) präkambrische Formation der Protolithe, (2) zwei paläozoische Rift-Phasen, aus
welchen die granulitfazielle Metamorphose sowie nachfolgend die beginnende Hebung der Hochdruckgesteine
resultieren und (3) schließlich deren finale Exhumierung durch Kompression im frühen Karbon. KRONER(1992) und
REINHARDT& KLEEMANN(1992) schlagen, basierend auf strukturellen und petrologischen Daten, ExtensionsModelle für die Exhumierung der Granulite vor. In Verbindung mit Isotopen-Altern weisen diese Daten auf eine
postkollisionale, spätvariszische Extension hin. REINHARDT& KLEEMANN(1994) interpretieren das SGM als einen
sog. "hot core complex". Dabei sehen sie die Exhumierung des Granulitkerns als Resultat variszischer Extension
gefolgt von spätvariszischer Kompression, die den typisch variszischen Großfaltenbau mit NE-SW streichenden
Faltenachsen ausbildet. KRONER(1996) bestätigt das Modell des Metamorphen Kernkomplexes, gibt jedoch für die
Hochdruckmetamorphose,
die Deckenstapelung und die nachfolgenden Exhumierungsprozesse
unterkarbonische
Alter an.
11.2 Geodynamische Entwicklung
Bis zum Ausklang des Kambriums bzw. Beginn des Ordoviziums befindet sich der Nordrand von Gondwana in
Südpolnähe, A valonia und Armorika liegen derzeit in seiner unmittelbaren Nähe oder sind mit ihm verbunden
(PERROUDet al. 1984, BACHTADSEet al. 1995). Laurentia bleibt während des Paläozoikums mehr oder weniger in
äquatorialer Lage fixiert (KENT & VAN DER VOO 1990). Avalonia trennt sich bereits im frühen Ordovizium (490
Ma) von Gondwana (TRENCH & TORSVIK 1991, TORSVIK et al. 1992, SOPER et al. 1992) unter Bildung des
Rh eis c h e n 0 z e ans. Avalonia ist von Laurentia durch den I a pet u s - 0 z e an, von Baltica durch den
Tor n q u ist - 0 z e an getrennt. Nach Überqueren dieser Ozeane dockt Avalonia im späten Ordovizium (450
Ma) mit seiner Ostspitze an Baltica an (COCKS & FORTEY 1982, TORSVIK et al. 1992, TORSVIK et al. 1993
MEISSNERet al. 1994). Ab dann driften Baltica und Avalonia gemeinsam nordwärts unter der weiteren Subduktion
des l<ipetus-Ozeans. Die Kollision mit Laurentia und die damit einhergehende Vervollständigung des Old-RedKontinents fand im Silur statt. FRANKEet al. (1995) geben für die Kollision der Nordkontinente ein früh-silurisches,
TORSVIKet al. (1992) ein mittel-silurisches und MEISSNERet al. (1994) ein spät-silurisch/früh-devonisches
Alter an.
Im mittleren Ordovizium (470 Ma) beginnt Armorika sich von Gondwana zu trennen (NEUMANN1984), schließt den
Rheischen-Ozean und wird an der Wende SilurIDevon an Baltica/ Avalonia angefügt (TAlT et al. 1994). In Armorika
auftretende Ostrakoden der Nordkontinente am Ende des Unterdevons zeigen die endgültige Schließung des
trennenden Rheischen-Ozeans an (MCKERRow 1994).
Aus der bisher nicht eindeutig geklärten Position Gondwanas im Silur-Devon ergeben sich zwei geodynamische
Modelle für diese Zeitspanne: In einem Modell wird eine äquatornahe Lage des Nordrandes Gondwanas am Ende
des Silurs angenommen (z.B. VAN DER VOO 1993), mit welcher die Schließung eines weitreichenden Ozeans im
Silur zwischen den Nordkontinenten (Laurentia, Baltica, A valonia, Armorika) und Gondwana einhergeht. Dieser
Ozean wird nachfolgend im Unterdevon wiedergeöffnet und seine erneute Schließung führt im Karbon zur
Ausbildung Pangäas (BACHTADSE et al. 1995). Weiterhin impliziert dieses Modell, daß im Altpaläozoikum
11
Armorika und Gondwana nicht signifikant voneinander getrennt sind (TAIT et al. 1994). Das alternative Modell
beschreibt eine stetige Nordwärts-Drift Gondwanas bis zum Karbon, wobei dessen Nordrand sich bis zum Devon in
hohen Breiten aufhält und im Karbon eine Drehung gegen den Uhrzeigersinn erfährt (BACHTADSE& BRIDEN1991).
Diese Annahmen beinhalten eine große Distanz zwischen Gondwana und'Armorika in diesem Zeitintervall (TAIT et
al. 1994).
Auch der Zeitpunkt der Kollision Gondwanas mit den konsolidierten Nordkontinenten wird unterschiedlich beurteilt.
So sehen BACHTADSEet al. (1995) die finale Verschweißung und die Schließung des trennenden Ozeans nicht vor
dem Ende des Karbons. Hingegen beginnt die Kollision nach AIFA et al. (1990) bereits im Oberdevon in den
Internzonen und erreicht etwa an der Wende Unter-/Oberkarbon die externen Falten-/Überschiebungsgürtel.
Nach dem Konzept des
Rhenoherzynikum und
DiskussiQn. Schließlich
von OCZLON(1994) als
Gießener Ozeans, setzt nach der Schließung des Rheischen Ozeans die Krustendehnung im
Ozeanbildung an seinem Südrand ein. Deren geodynamische' Ursache steht noch in
ist die bloße Existenz des Gießener Ozeans nicht uneingeschränkt akzeptiert und wird z.B.
nördlicher Teil des Rheischen Ozeans angesehen.
II.3 Stratigraphie und Lithologie der Probenlokationen
Im Folgenden werden die bearbeiteten Proben stratigraphisch eingeordnet und lithologisch beschrieben. Die
regionale Verteilung der Proben lokationen zeigt die Abb. 3. Die Probenpunkte in der Wippraer Zone sind in einer
Ausschnittskarte (Abb. 4) dargestellt. Weiterhin sind die Bezeichnungen der Proben aus dem Bereich RoßlauDelitzsch in einem generalisierten Querprofil durch die MKZ eingetragen (Abb. 5).
PROFIL
I
Sächsisches Granulitmassiv (SGM)
Der Kristallinkomplex des SGM liegt am Nordrand der Böhmischen Masse und wird von altpaläozoischen
Gesteinseinheiten um- bzw. teilweise überlagert ("Schiefermantel" nach PIETZSCH1963). Den Kern dieser domartigen Antiformstruktur bilden hauptsächlich Quarz-Feldspat-Granulite,
weIche größtenteils pyroxenfrei sind, mit
zum Teil metabasischen Einschaltungen. Dieser Kern wird umlagert von dem sog. "Inneren Schiefermantel", der aus
Glimmerschiefern mit Einschaltungen von Orthogneisen; Flasergabbros, Bronzitserpentiniten, Granat-, Cordieritund Biotit-Sillimanitgneisen aufgebaut ist. In den "Inneren Schiefermantel" intrudierten lagenparalle Granite (Granit
von Berbersdorf und Lagergranite). Der "Äußere Schiefermantel" wird vorwiegend durch pelitische bis:
psammitische Metasedimente gebildet. Die stratigraphische Einordnung der Sedimente ins Kambrium bis frühe
Karbon erfolgte anhand von Fossilien u.a. durch NEUMANN& WIEFEL (1978), JÄGER (1981) und FREYERet al. ,
(1982).
Stratigraphische Einteilung des "Schiefermantels"
Ordovizium nach JÄGER(1981).
des Sächsischen Granulitmassivs
vom Oberproterozoikum
Lederschiefer
Hauptquarzit
Gräfenthal-Serie
Griffelschiefer
Phycodenschiefer
ORDOVIZIUM'
Phycoden-Folge
Phycodendachschiefer
Schwarzburg-Serie
Lobsdorf-Schichten
Weißelster-Folge
Altwaldenburg -Schichten
? KAMBRIUM
Limritz-Serie
? VENDlUM
Wolkenburg-Serie
bis
12
PB~
Begrenzung
-
• und südlicher
MKZ mit nördlicher
Phyllitzone
Granitoide
r:((()!
Kristallin
E3
Granitaide
1 Brocken
2 Ramberg
3 Pretzsch
4 Pretlin
Proben punkte
5 Delilzsch
Abb. 3: Lage der Probenpunkte (modifizierte Kartengrundlage nach FRANZKE1990).
1m Folgenden werden die Kürzel der an einer Probe angewandten KJAr-Datierungsmethode
«2/lm, <0,2/lm),
bezeichnungen gesetzt. Dabei bedeuten MFF Mineralfeinfraktionsdatierung
detritischen Uellglimmern und GK die Altersbestimmung an Glimmern kristalliner Gesteine.
hinter die ProbenDUG Datierung an
Aus der kambrischen (?) Limritz-Serie entstammt der Muskovit (Serizit)-Quarzit der Probe DD 94/18 MFF (bei
Geringswalde,.Auenbachtal, ca. 1 km NW' Tränkenmühle und ca. 200 m NW' des Lagergranits).
Zu den unterordovizischen Lobsdorf-Schichten gehören die dunkelgrauen Phyllite mit Dachschiefercharakter der
Probe DD 94/19 MFF (Auenbachtal, ca. 500 m NW' der Leipziger Hütte).
13
Die ebenfalls dachschiefrig ausgebildeten, dunkel grauen phyllitischen Tonschiefer der Probe DD 94/20 MFF
(Auenbachtal, ca. 200 m NW' der Probe 00 94/19) entstammen den Phycodendachschiefern der Phycoden-Folge.
Diese Einstufung ist mit den unteren Remser Schichten nach NEUMANN& WIEFEL(1978) zu korrelieren.
KytThäuser- KristaIlin
Das Kyffhäuser-Kristallin streicht im Kreuzungsbereich der Hermundurischen Scholle mit der MKZ am Nordrand
der Kyffhäuser-Pultscholle unter silesischer Molasse als kristallines Grundgebirge auf ca. 1,2 km2 aus.
Die Verbands- und Lagerungsverhältnisse des Kristallins nach ZEH (1992) und KATZUNG& ZEH (1993) werden im
Folgenden beschrieben.
Westlich des Kahntales werden drei E-W streichende metamorphe Zonen ausgegliedert. Die nördlichste ist die
A m phi bol i t z 0 n e , die sich hauptsächlich aus massigen, klein- bis riesenkörnigen Plagioklas-Amphiboliten
aufbaut. 1m Süden schließt sich die Bio t i t - P lag i 0 k las g n eis z 0 n e an, welche sich aus grauen,
mittelkörnigen, z.T. kalifeldspatführenden Gneisen zusammensetzen. An der Grenze zur Amphibolitzone häufen
sich die Einlagerungen von Kalksilikatfelsen und Marmorlinsen. Südlich der Rothenburg erstreckt sich die
A m phi bol i t - Bio t i t g n eis z 0 n e , in der neben den meist dunklen, feinkörnigen Amphibolgneisen
leukokrate und melanokrate Lagenwechsel vorkommen.
Nach Osten schließt sich der Bor n tal kom pie x (ZEH 1992) an, in welchem die vergneiste Randzone der
Granodioritintrusionen der Bärenköpfe aufgeschlossen ist. Östlich des Borntalkomplexes ist an den Bärenköpfen der
Zweiglimmer-Granodiorit erosiv angeschnitten.
Dem Granodiorit der Bärenköpfe entstammt die Probe DD 92/13 GK (Bärenköpfe), bei der es sich um einen großbis riesenkörnigen, pegmatitischen Granodiorit mit Glimmemestern handelt.
Die Probe DD 92/15 GK (Steinbruch W, unterhalb der Rothenburg) ist ein mittel körniger Biotit-Hornblende Gneis,
der aus der paragenen Zone der Biotit-Plagioklasgneise stammt.
Harz
Die morphologisch geprägte Gliederung des Harzes in die drei Großbereiche Unterharz (=Ostharz), Mittel- und
Oberharz (=Westharz) steht in Beziehung zu einer stufenförmigen Heraushebung des paläozoischen Grundgebirges
an SW-NE streichenden Störungssystemen: der Tanner Überschiebung im Osten und der Acker-Überschiebung im
Westen (DAHLGRÜN1939, SCHWAN1954). Durch diese Störungen ist das paläozoische Grundgebirge stufenförmig
nach SE herausgehoben, so daß im NW die jüngsten Schichten (Unterkarbon = Kulm der Clausthaler Faltenzone)
und im SE die ältesten Schichten (Ordovizium der Wippraer Zone) anstehen. Während mit dem Unterdevon des
Oberharzes deutliche Anzeichen auf die Abtragung des Old-Red-Kontinentes vorliegen, fehlen bisher im Mittel- und
Unterharz, abgesehen von der lückenhaften Verbreitung silurischer und unterdevonischer Sedimente, Hinweise auf
einen sedimentären Eintrag aus den Kaledoniden.
Die lithologisch-faziellen Verhältnisse im Devon gelten als deutlichster fazieller Unterschied zwischen West- und
Ostharz. Dabei werden die tonig-sandige rheinische Fazies (Westharz) von der tonig-kalkigen hercynischen Fazies
(Ostharz) unterschieden. Charakteristisch für das Unterkarbon ist die weite Verbreitung von Flyschserien, wobei im
Unter- und Mittelharz noch mächtige Wildflyschfolgen in Form von Olisthostromen hinzukommen.
Die spätorogenen Plutone Ramberg-, Brocken- und Oker-Granite intrudierten an der Wende Perm/Karbon und der
subsequente Vulkanismus erreichte im Autun seinen Höhepunkt gleichzeitig mit der Absenkung der Rotliegendtröge
llfelder und Meisdorfer Becken.
Wippraer
Zone
Die am Südostrand des Harzes gelegene Wippraer Zone wurde bereits von FISCHER (1929) nach lithologischen
Merkmalen von NW nach SE in sieben lithologisch abgrenzbare Serien gegliedert (s. Tab. 1). Serie 1 repräsentiert
einen höher metamorphen Anteil der unterkarbonischen Olisthostrome der nordwestlich anschließenden Harzgeröder Zone. Serie 2 besteht überwiegend aus dunklen phyllitischen Tonschiefern des Silur (LiandoverylWenlock)
(REICHSTEIN1964, SEHNERT 1991), denen Metavulkanite eingeschaltet sind. Die Serien 3 bis 5 (phyllitische
Tonschiefer, Quarzite, Metabasite) werden aufgrund biostratigraphischer Daten und konkordanter Übergänge in das
Ordovizium gestellt (BURMANN 1973, SEHNERT1991). Die Serien 6 (Metabasalte und -tuffite, Karbonate) und 7
(phyllitische Tonschiefer, Grauwacken, Kieselschiefer, Metabasalte) werden in das Mittel- und Oberdevon
eingestuft (SEHNERT1991).
14
Die Proben DD 90/2 MFF (Friesdorf), DD 90/3 MFF (Rammelburg, Hausberg) und DD 90/4 MFF (50 m NW' der
Probe 00 90/3) entstammen der S e r i e I. Die Serie I läßt sich lithostratigraphisch in die Serien Ia und Ib
gliedern. Die Serie la besteht aus phyllitischen Schiefern und Sandsteinen vermutlich devonischen Alters (DD 9012)
und die Serie I baus Olisthostromen des Unterkarbons (DD 90/3 und DD 90/4).
Die Proben DD 90/1 MFF (Brauerei Wippra) und DD 90/10 MFF (Wippra, S' Herrenmühle) repräsentieren die
silurischen Tonschiefer der S e r i e 2. Beide werden dem Llandovery bis Wenlock zugeordnet.
Die phyllitischen Tonschiefer der S e r i e 3 (DD 90/8 MFF: Straße am Ramsenberg, ca. 1000 m N' des Gehrenbachtals) werden ins Arenig bis Llanvirn gestellt.
IJ
Slolberg
Serie:
~~
~~
I ~ v ~ vi 1::::::::::::1
2
3
4
5
6
7
Abb. 4: Übersichtskarte der Wippraer Zone mit Probenpunkten
Tabelle I:
Lithologische Einteilung der Wippraer Zone nach FISCHER (1929). Biostratigraphische
SEHNERT(1991).
Alter nach
Serie I
Devon- U. Karbon
Phyllitische Tonschiefer, Grauwacken, Kalksteine, Kieselschiefer
Serie 2
Silur (Llandovery-Wenlock)
Phyllitische Tonschiefer, Metabasite
Serie 3
Ordovizium (Arenig-Llanvirn)
Phyllitische Tonschiefer, Quarzite, Metavulkanite
Serie 4
Ordovizium (Arenig-Llanvirn)
Phyllitische Tonschiefer, Quarzite
Serie 5
Ordovizium (Arenig-Llanvirn)
Phyllitische Tonschiefer, Quarzite
Serie 6
Mitteldevon (?)
Mtrtabasite, Tuffe, Marmore
Serie 7
Oberdevon (?)
Phyllitische Tonschiefer, Grauwacken, Kieselschiefer
15
DD 90/5 MFF entstammt den ordovizischen (Arenig?) Rotschiefern der Se r i e 4 (100 m E' Ortsausgang Biesenrode in Richtung Klippmühle).
Die Proben DD 90/6 MFF (ehern. Bahnhof Gräfenstuhl-Klippmühle) und DD 90n MFF (Straße W' Gasthaus
Klippmühle) sind Rotschiefer der S er i e 5, die biostratigraphisch auf ArenigILlanvirn datiert wurden (SEHNERT
1991).
Aus den spätmitteldevonischen bis tiefoberdevonischen Metadiabasen und Tuffen der S e r i e 6 konnten bisher
keine verwertbaren Proben genommen werden.
Aus der Se r i e 7, deren devonisches (Oberdevon ?) Alter durch Acritarchen belegt ist (SEHNERT1991) stammen
die Phyllit-Proben DD 90/9 MFF (Hohesteintal, 200 m südlich Cuxloch) und DD 92/12 MFF (Waldweg zwischen
Hainrode und der Höhe 454 im Dinsterbachtal).
Harzgeröder
Zone
Die Harzgeröder Zone, zwischen der Wippraer Zone im SE und dem Tanner Zug im NW gelegen, nimmt bei relativ
flacher Lagerung die größte Fläche des Unterharzes ein. Sie besteht aus einer relativ geringmächtigen silurischdevonischen Abfolge sandiger Tonschiefer mit charakteristischen Herzynkalken und Diabaseinlagerungen, oberdevonischem Flinz sowie tiefunterkarbonischem Flysch (WACHENDORF1986).
Stratigraphisch und lithologisch sind in der Harzgeröder Zone zu unterscheiden:
Dinant
Oberdevon
Mitteldevon
Unterdevon
Silur
Grauwacken, Ton- und Kieselschiefer, Spilite, Postherzynkalke (Tournai)
Bunt-, Band- und Kieselschiefer, Neoherzynkalke (Frasne, Farnenne)
Tonschiefer, Quarzite, Spilite, Jüngere Herzynkalke (Eifel)
Kalkgrauwacken, Kieselgallenschiefer, Konglomerate, Ältere Herzynkalke (Mittleres Prag bis
Unterems), Älteste Herzynkalke (Lochkov bis Unteres Prag)
Graptolithenschiefer (Zonen 17-34), Spilite
Die silurischen Graptolithenschiefer sind nur im Ostharz infolge flacher Lagerung flächenhaft verbreitet, während
die Silur-Vorkommen der westlichen Harzgeröder Zone nur schmale, isolierte Aufbrüche darstellen. Die lückenhafte
Verbreitung der Graptolithenschiefer und die mit ihnen gemeinsam vorkommenden unregelmäßig verteilten dunklen
Kalksteine, Quarzite, Grauwacken, Kieselgallenschiefer, Spilite und Spilittuffe sind Ausdruck der olisthostromalen
Umlagerung im Dinant. Das Alter der die Olisthostrome umgebenden Matrixschiefer konnte direkt nach Florenresten und indirekt nach dem jüngsten Olistolith (RUCHHOLZ1968, BUCHHOLZet al. 1990) als Dinant (cd II ßI y)
datiert werden.
Die Probe DD 92/1 MFF (W' Harzgerode, ca. 100 m vor Kreuzung Kleinbahn und B 242) entstammt dem
Harzgeröder Olisthostrom. Es handelt sich dabei um phyllitische Tonschiefer der unterkarbonischen (cd II) Matrix,
in die bis zu etwa I cm große Olistolithe eingelagert sind.
Aus der unterkarbonischen, schiefrigen, geflaserten Olisthostrom-Matrix wurden die Proben DD 95/17 MFF (S'
Abberode, SW-Spitze Regenbogenberg) sowie DD 95/23 MFF (Naturlehrpfad Güntersberge, Nordhang des
Martinsbergs) genommen.
Die schwarzen Tonschiefer der Probe DD 95/18 MFF (Friederickenstraße, E' Panzerberg, Osteingang Schiebeckstai) gehören zu den silurischen Graptolithenschiefern. Aus dem Grenzbereich SilurIDevon, der in der Neuen
Ziegeleigrube der Helmhold KG in Harzgerode aufgeschlossen ist und 'Ion ALBERTI (1994, 1995) detailliert
beschrieben wurde, entstammen die grünlichen Tonschiefer der Probe DD 95/21 MFF (oberstes Silur) und die
schwarzen Tonschiefer der Probe DD 95/22 MFF (unterstes Devon).
Südharz-/Selkedecke
Die allochthone Südharz- bzw. Selkemulde bilden das höchste tektonische Stockwerk im Unterharz. Sie werden
einerseits als rein gravitative Gleitdecken angesehen (u.a. SCHWAB 1977, WACHENDORF1986) bzw. andererseits
von WEBER (1978) als durch Deckenüberschiebung positionierte Einheiten betrachtet. Muldenförmig überlagern sie
das Harzgeröder Olisthostrom und die Grauwacken des Tanner Zuges. Die Schichtenfolgen der beiden Teildecken
sind nahezu identisch und - von lokalen Verschuppungen abgesehen - in ihrem stratigraphischen Verband erhalten.
Bei ihrer stratigraphischen Einordnung liegen bisher voneinander abweichende Ergebnisse vor. Im Folgenden
werden zwei stratigraphische Tabellen von WACHENDORF(1986) und TSCHAPEK(1989) vorgestellt.
16
Stratigraphie der Ostharz-Decke nach WACHENDORF(1986):
do II/do 111- ?do VI
do 11- do IV (Nehden - Hemberg)
do I (Adorf)
Givet - do I (unteres Adorf)
(50 - 100 m)
Südharz- Selkegrauwacke (300 m)
Buntschiefer (50 m)
Hauptkieselschiefer (50 m)
Stieger Schichten (100 m) mit Diabasen und
Spilit-Tuffen
Stratigraphische Gliederung der Schichtenfolge der Selkedecke nach TSCHAPEK(1989):
do 11 ß - ?VI
do 11a
do 18 - 11
do la - I 8
do 1 a
Selke - Grauwacke (300-400 m)
Tonschiefer (50 m)
Hauptkieselschiefer (50 m)
Stieger Schichten mit Spiliten und Spilit- Tuffen (250 m)
Selke-Quarzit (20 m)
Nach SCHWAB(1994) wird die Deckenbasis teils vom Südharz-Selke-Quarzit, teils von den Stieger Schichten oder
den Spiliten gebildet. Aufgrund der Deformation an der Deckenbasis ist dort die Ausbildung der Gesteine
melangeartig (KREBS & WACHENDORF1974). Die Stieger Schichten sind aufgebaut aus flaserigen Ton-, Bunt- und
Wetzschiefern. Die Spilite sind vom Typ kontinentaler Intraplatten-Alkalibasalte bis MOR-Basalte (u.a. SCHWAB
1994, FLOYD 1995, GANßLOSER1996). Die Hauptkieselschiefer (WIEFEL 1958, SCHRIEL& STOPPEL 1957, 1961)
leiten in die Buntschiefer (Tonschiefer) und diese in die Südharz-Selke-Grauwacken über. Cyclostigmenreste in der
Selke-Grauwacke lassen ein Hinaufreichen der Grauwackenschüttungen bis in das tiefe Unterkarbon vermuten
(WACHENDORF1986, SCHWAB 1994).
Aus der Basis der Südharzdecke bzw. der Stieger Schichten entstammt die Melange der Probe DD 95/25 MFF
(Straßenaufbruch der Harzhochstraße B 242, Abschnitt 034, km: 1,600, zwischen Güntersberge und Stiege auf Höhe
der Selkenkirche). GANßLOSER(1996) konnte erstmalig mit Conodonten mitteldevonische Schiefer der Stieger
Schichten datieren. Da jedoch, wie schon erwähnt, die Datierungen der Stieger Schichten bisher nicht einhellig sind,
soll an dieser Stelle nur ein Altersbereich vom Givet bis do I für die Basis der Südharzdecke angegeben werden.
Bei der Probe DD 95/29 MFF (Wegböschung unterhalb der Jungfernklippe in Zorge) handelt es sich um dünnplattige, rote Schiefer, die stratigraphisch den Buntschiefern zugeordnet werden. Sie werden nach WACHENDORF
(1968, 1994) anhand von Conodonten in die Nehden-Stufe (do 11 a - ß) eingeordnet.
Die Probe S-Harz GW 2 MFF (Gemeindesteinbruch Bartolfelde, ca. 500 m N' der Ortschaft) stammt aus
Tonschiefer-Zwischenlagen der Südharz-Grauwacken. Stratigraphisch wird die Probe der Hemberg-Stufe (do lII-IV)
zugeordnet.
Als weitere Probe der Südharz-Grauwacken wurde eine mittelkörnige Grauwacke (S-Harz GW 4 DHG: S' Zorge,
Bruch 500 m S' des Gipfels der Jungfernklippe) genommen. Das Alter dieser oberdevonischen Grauwacke wird
aufgrund der Annahme von WACHENDORF(1968) maximal in den höchsten Teil der Nehden-Stufe (do 11 ß) bzw.
Hemberg-Stufe (do lII-IV) gestellt.
Vom Westrand der Selkedecke aus dem Verbreitungsgebiet der Selke-Grauwacke entstammt die Probe DD 92/2
MFF (aktiver Steinbruch östlich von Rieder bei Ballenstedt). Es handelt sich bei ihr um keine typische Grauwacke,
sondern um ein gleichkörnig-feinkörniges bis dichtes, grünes Gestein mit Harnischstriemung (080/37, abschiebend).
Stratigraphisch konnte sie nicht genau eingestuft werden, so daß als Alter der Bereich von do 11 ß bis do VI
angegeben wird.
Rambergpluton
Der Rambergpluton gehört zu den postkinematischen Plutonen des Harzes. In ihm werden petrographisch
hauptsächlich der zentrale porphyrartige Granit und der randliche normalkörnige Granit unterschieden (BENEK
1967). Letzterer ist im NW und im E des Massivs verbreitet und beide Bereiche werden durch den 3 km breiten, N-S
verlaufenden, porphyrartigen Granit voneinander getrennt. CONRAD (1995) beschreibt den Ramberg aufgrund
geophysikalischer Daten als einen Granitkörper von ca. 8 km Mächtigkeit mit einer weitreichenden Ausdehnung in
der Oberkruste und einem hochgelegenen Anschnittsniveau. Die Abkühlung des postkinematischen RambergGranits erfolgte an der Wende KarbonlPerm und wurde bereits von BENEK (1967) anhand von KI Ar-Altersbestimmungen an Biotiten des porphyrartigen Granits mit 296 :t 10 Ma datiert.
17
Die Probe DD 92/5 GK (ca. 1 km S' Thale, unterhalb "Hexentanzplatz") entstammt der oben beschriebenen
porphyrartigen Ausbildung des Ramberggranits. Nach BENEK (1967) betragen die Mittelwerte des modalen
Mineralbestandes: 8,6 % Biotit, 1,5 % Muskovit, 25,8 % Plagioklas, 26,8 % Kalifeldspat, 37,3 % Quarz und unter
0,1 % Turmalin.
Tanner
Zone
Die Tanner Zone stellt ein geschlossenes Verbreitungsgebiet flyschoider Grauwacken- und GrauwackenschieferWechsellagerungen dar (s. z.B. SCHWAB 1994). Die S-förmig verlaufende Tanner Zone wird im N durch die
Blankenburger und im S von der Harzgeröder Zone begrenzt. Die beiderseitige Begrenzung der Tanner Zone durch
NW-vergente Auf- bzw. Überschiebungen mit Verschiebungsweiten bis zu 4 km ist nachgewiesen, woraus die
Deutung des Tanner Zuges als parautochthone Schuppenzone resultiert (WACHENDORF1986, SCHWAB 1994). Sie
bildet nach SCHUSTet al. (1991) und BORSDORFet al. (1992) das tektonisch Hangende des Harzgeröder Olisthostroms. Die Ablagerung der flyschoiden Grauwacken begann mit einem Basalkonglomerat (cd 1- II), auf das die sog.
Plattenschiefer (cd II ßI y), die Wechsellagerung aus Grauwacken und Tonschiefern und die Tanner Grauwacken
(cd II yl ö) folgen (REICHSTEIN 1961, WACHENDORF 1986). Der von HELMUTH (1963) nachgewiesene
Lepidodendron acuminatum macht ein Hinaufreichen der Tanner Grauwacken in das Unterkarbon III wahrscheinlich. Die Stratigraphie der Basis des Tanner Zuges wird von verschiedenen Autoren unterschiedlich entweder
ins hohe Oberdevon bzw. ins untere Unterkarbon eingestuft (Literaturhinweise s. MOHR 1978).
Aus dem unteren Bereich des Tanner Zuges stammt die Probe Tann GW 2 MFF, DHG (E' Scharzfeld, an der
Abfahrt der B 243 nach Bad Sachsa Richtung N in einen Waldweg, großer Bruch W' des Weges), bei der es sich um
eine mittel körnige Grauwacke handelt. Aufgrund der O.g. ungesicherten Stratigraphie wird die Probe als höchstes
Oberdevon bis unteres Unterkarbon eingestuft.
Die pelitischen Schiefer der Probe DD 92/6 MFF (2. Steinbruch ca. 1 km N' von Allrode, ca. 150 m S' der Luppbode) gehören zu den sog. Plattenschiefern (RABITZSCH1962) und werden demnach ins cd II ßI Y (WACHENDORF
1986) gestellt.
Blankenburger
Zone
Die Blankenburger Zone liegt zwischen der Tanner Zone im SE und der Sieber Mulde bzw. dem Brocken-Massiv im
NW. Die Schichtenfolge der Blankenburger Zone gliedert sich in autochthone mittel- bis oberdevonische Schichten
und in im Unterkarbon umgelagerte Olisthostrome. Letztere beinhalten Olistholithe aus silurischen Tonschiefern,
unterdevonischen Kalkgrauwacken (Unterems), Sandsteine und Tonschiefer des Hauptquarzits (? Oberems, s.u.),
sowie Kalksteine des Älteren (Ems), Jüngeren (Mittel- bis Oberdevon) und Neo-Hercyns (Tournai). Dieses
Bodetalolisthostrom (LUTZENS & SCHWAB 1972) steht im Liegenden des Tanner Zuges mit dem Harzgeröder
Olisthostrom in Verbindung (SCHWAB1993, 1994).
Das Liegende des Bodetalolisthostroms
wird von einer Serie mittel- bis oberdevonischen
Sedimente mit
Einschaltungen von Spiliten und Spilittuffen und auch Diabasen gebildet. Die Wissenbacher Schiefer (Eifel) stellen
eine von Vulkanitergüssen unterbrochene rhythmische Abfolge von einförmigen und gebänderten dunklen
Tonschiefern mit Flinzkalkbändern dar. Zum Liegenden nehmen Silt- und Sandanteile zu (Tonschiefer-QuarzitWechsellagerung des Eifel nach: BORSDORF1978).
Die Proben DD 92/7 MFF, DHG und DD 92/8 MFF (Straßenaufschluß ca. 500 m SE' des Ortsausgangs Altenbrak,
100 m SE'des Hauptaufschlusses des Bodegangs) stammen aus dem Hauptquarzit. Die genaue stratigraphische
Einteilung des Hauptquarzits erweist sich als schwierig, da seine Einstufung durch verschiedene Autoren von
Oberems bis Oberdevon reicht. FEHLAUER(1991) stellte den Quarzit aufgrund von Conodontenfunden in das obere
Eifel, während SCHWAB (1993) nach den Lagerungsverhältnissen
im Bodetal ein oberdevonisch
bis
unterkarbonisches Alter annimmt. Bei den Proben DD 92/7 und DD 92/8 handelt es sich um einen Quarzit bzw. um
die mit den Quarziten wechsellagernden Tonschiefer.
Aus den Wissenbacher Schiefern stammen die dunklen Tonschiefer der Probe DD 92/9 MFF (ca. 1 km NW' vom
Ortsausgang Treseburg in Richtung Altenbrak, Brücke an der Bodeschlinge) die in das Eifel gestuft werden.
18
Acker-Bruchbergzug
Der Acker-Bruchbergzug wird durch die Siebermulde im SE und die Sösemulde im NW begrenzt. In seinem SWNE- Verlauf wird er durch den Brocken-Granit unterbrochen. Die charakteristischen Sandsteine und Quarzite des
Oberdevons bis Unterkarbons bilden eine schmale Faziesscheide (SCHWAN1967) zwischen den kalkig-pelitischen
Oberdevon des nordwestlichen Oberharzes und dem kieselig-pelitischen oder in Flinz-Fazies ausgebildeten
Oberdevon des Unterharzes (WACHENDORF1986). Diese Faziesscheide wird mit dem Einsetzen der Schüttung des
Ortberg-Sandsteins (do II) aktiv. Stratigraphisch reicht er nach PUTrRlCH & SCHWAN(1974) bis in das do V.
Darüber folgen bunte Tonschiefer und kieselige Schiefer des höchsten Oberdevons bis tiefsten Unterkarbons sowie
die Glimmerquarzite des cd I. Ab dem höheren cd I setzt der Kammquarzit ein, dessen Obergrenze mit dem
höchsten cd II bzw. unteres cd III datiert ist (MEYER 1965, WACHENDORF1986).
Bei der Probe DD 95n DHG (NE-Flanke des Gr. Breitenberges, ca. 1,5 km NW' der Hanskühnenburg) handelt es
sich um einen dem oberdevonischen Ortberg-Sandstein zugehörigen hellen Quarzit.
Aus den zwischen dem Ortberg-Sandstein und dem Kammquarzit gelagerten bunten Tonschiefern (do VVcd I)
stammt die Probe DD 95/8 MFF (ca. 2 km SSE' Riefensbeek, höchstes Kleines Mollental, W' Auerhahnplatz),
welche sich aus dunkelgrauen bis grünlichen Tonschiefern zusammensetzt.
Die Probe DD 95/9 DHG (ca. 650 m ESE' Stieglitzecke, Hammersteinklippe) gehört zu den reinen Quarziten des
Kammquarzits und wird somit ins hohe cd I bis höchstes cd II eingestuft.
Oberharzer
Diabaszug
Der maximal I km breite Oberharzer Diabaszug verläuft von Osterode bis Bad Harzburg und besteht überwiegend
aus Magmatiten. Zwei vulkanische Förderperioden im Mitteldevon und Unterkarbon sind belegt (WACHENDORF
1986). Die Schichtenfolge beginnt mit den Wissenbacher Schiefern (Eifel-Sufe), denen Intrusivdiabase zwischengeschaltet sind. Das Givet setzt sich aus mächtigen Eruptiva mit geringmächtigen Sedimenteinschaltungen
zusammen. Im Oberdevon kommt es örtlich zur Ablagerung pelagischer Kalke und roter, grüner und grauer
Tonschiefer. Der Kulm des Oberharzer Diabaszuges gliedert sich in Alaun- und Kieselschiefer (mit Deckdiabas)
sowie Tonschiefer, Wechsellagerungen aus Tonschiefern und Grauwacken und die eigentlichen Kulm-Grauwacken
(cd III ß) (MOHR 1978, WACHENDORF1986).
Die Probe DD 94/15 MFF (Osterode, Ortsteil Freiheit, Straßenböschung der B 241 gegenüber der Abfahrt Freiheit)
entstammt den roten Tonschiefern des Oberdevons und wird von FRANZKE(frdl. münd I. Mitt.) an die Grenze
Hemberg-lDasberg-Stufe gestellt.
Oberharzer
Devonsattel
Der Oberharzer Devonsattel wird von einer konkordanten, lückenlosen unter- bis oberdevonischen Abfolge gebildet
und von der breit ausstreichenden Clausthaler Kulmfaltenzone flankiert. Er baut sich im SE aus dem maximal 1000
m mächtigen Kahlebergsandstein, im NW aus mittel- bis oberdevonischen Tonschiefern, Kalkknollenschiefern und
Kalkbänken auf. Ab dem Oberems (GUNDLACH & HANNAK 1968) setzten die Vererzungen der exhalativsynsedimentären-sulfidischen
Erzlagerstätte des Rammelsbergs bei Goslar ein. Die Hauptvererzung lag im Mitteldevon (Eifel-Stufe), in der Zeit der Abagerung der Wissenbacher Schiefer, in die in diesem Bereich Kalkbänke,
Tuffe und Sandsteine eingeschaltet sind (MOHR 1978).
Aus dem Grenzbereich Unter-lMitteldevon (Speciosus-Schichten) stammt die Probe DD 94/13 MFF, DHG (Oberschulenberg, Waldweg zum Schalker Teich, 170 m unterhalb der Dammkrone des Schalker Teichs), bei der es sich
um einen plattig absondernden, hellglimmerführenden Sandstein handelt.
Den Wissenbacher Schiefern der Eifel-Stufe zugehörig sind die schwarzen Tonschiefer der Proben DD 94/1 MFF
(B 241 Clausthal-Zellerfeld nach Goslar oberhalb erster Spitzkehre, ca. 100 m vor dem Parkplatz) und DD 94/4
MFF (Westufer der Granetalsperre, ca. 500 m SE' des Staudammes).
Aus dem Erzbergwerk Rammelsberg stammt die Probe EBR 1 MFF (11. Sohle; Ordinate: + 1300, Abszisse: + 490),
die aus einer hellen Tuffiteinschaltung der Wissenbacher Schiefer genommen wurde. Sie wird stratigraphisch, wie
die Wissenbacher-Schiefer, ebenfalls in die Eifel-Stufe gestellt.
Die dunkelgrauen bis grünlich-gelben Griffelschiefer der Probe DD 94/5 MFF (alte Bahnstrecke E' der Innerstetalsperre, ca. 250 m NE' der Dammkrone) werden den Schmitzenstreifenschiefern
des Unter-Adorf (STOPPEL&
ZSCHEKED1971) zugeordnet.
19
Clausthaler
Kulmfaltenzone
Die Clausthaler Kulmfaltenzone bildet die nordwestlichste Struktureinheit des Harzes und zeigt stratigraphisch den
kontinuierlichen Anschluß an den Oberharzer Devonsattel. Der Übergang wird an der Grenze Oberdevon/
Unterkarbon durch Tonschiefer eingeleitet, die dann durch Alaunschiefer (cd 11) abgelöst werden. Im Hangenden
folgen die Kulmkieselschiefer, die Kulmtonschiefer oder Posidonienschiefer (cd III), die sog. Wechsellagerungen,
die aus dünnen Tonschieferlagen und dünnen Grauwackenbänken bestehen und abschließend die bis über 1000 m
mächtigen Kulmgrauwacken (cd III ß - y).
Die dunklen Grauwacken der Probe DD 94/12 MFF (Westufer der Okertalsperre, Eingang Riesenbachtal, Parkplatz)
gehören zu den Kulmgrauwacken des cd III ß.
Die Proben DD 94/6 MFF und DD 94/7 MFF, DHG (Neuekrug, letzter Feldweg vor SW' Ortsausgang, dem
Bachverlauf folgend ca. 200 m SE' des Waldrandes) repräsentieren die stratigraphisch jüngsten Sedimente des
Harzes und werden dementsprechend in das höchste Unterkarbon (cd III y) eingestuft. Lithologisch handelt es sich
bei diesen Proben zum einen um grünliche Tonschiefer (DD 94/6) und zum anderen um mit den Tonschiefern
wechsellagernden rötlichen Grauwacken (DD 9417).
Die Einordnung der Proben des Harzes in eme lithostratigraphische.
WACHENDORF1986) ist in Abb. 6 dargestellt.
PROFIL
Gliederung
der Harz-Einheiten
(nach
II
Östliches Saxothuringikum
Der aus oberriphäischen bis unterkarbonischen Einheiten aufgebaute Nordrand des östlichen Saxothuringikums wird
nach RÖLLIG(1991) von SE nach NW gegliedert in das Nordsächsische Antiklinorium, die Delitzsch-Doberluger
Synklinalzone und das Südanhaltinisch-Südbrandenburgische
Antiklinorium. Letzteres unterteilt" er in die Phyllitzone von Bitterfeld-Drehna, die Kristallinzone von Plötz, Dessau und Wittenberg sowie die Phyllitzone von Roßlau.
SE
NW
PR 2-3
IDDB61 Probenpunkte
I DDB11
Abb.5:
der kristallinen
Glimmerproben
Probenpunkte der Mineralfeinfrak1ionsproben
postkinematischediskordante -voriszische Granilaide
(Stelanl
Lage der Probenpunkte im Profil 11. Generalisiertes, abgedecktes Querprofil durch die Mitteldeutsche
Kristallinzone im Bereich Roßlau-Delitzsch (modifiziert nach FRANZKE& RÖLLIG1990, unveröffl).
Namur
Tremadoc
Areni
L1anvim
L1andeilo
Caradoc
Ash iII
L1andove
Wenlock
Ludlow
Pridoli
Gedinne
Siegen
Ems
Eitel
Givet
do I
do 11
do 111
do IV
do V
do VI
cd I
cd 11
cd 111
EBR 1
Grauwacke
_-_-_-_-_-_-_-_-_00941.
- - - - - - - - - 009411
0094/13
Sandstein!
Quarzit
g
Sösemulde
KulmFaltenzone
Tonschiefer/
Siltschiefer
_-_- ••-.J.~
rn
--------
---------
- - -. :-: .-. ::...7.,.;.:::
AckerBruchbergZug
I
I
- _._..,."' -
--
Harzgeröder
Zone
Riffkalk
1986) mit stratigraphischer
Alaunschiefer
~
Flinz
,
-
-
T •• ,,"
1"1' •• -
-
-
-
-
_.-
-.-
-
-
I
I
000012
0092/12
9013
9014
::::::::::::::::::
-_-_-_-_-_-_-_-_-_
~
-----------------------------------------
88 ~
009018
009011
0090110
Diabas
-'- - - -
-:-:_:-:-:-:':'::-:-:
--------------------
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Wippraer
Zone
Einteilung der Proben.
Südharz-/
Selkedecke
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0092/1
0095/23
0095117
0095122
0095121
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Kieselschiefer
009517
009518
Blankenburger /
Tanner
Zone
Abb, 6: Vereinfachte Lithologie und Stratigraphie der beprobten Harzeinheiten (nach WACHENDORF
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Oberharzer
Diabas-Zug
Oberharzer
Devonsatlel
N
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21
An der Nordflanke des Nordsächsischen Antiklinoriums im Grenzbereich zur Delitzsch-Doberluger Synklinalzone
tritt die lithologisch bunte, sedimentär-vulkanogene Rothsteiner Folge an Stelle der monotonen Grauwackenfolge
(Leipziger Grauwacken).
Im Bereich der Delitzsch-Doberluger Synklinalzone sind unterkambrische Gesteine durch die Z w e t hau e r
F 0 I g e (Wechselfolge Karbonate-Klastika, teilweise Riffe) belegt (FREYER & SUHR 1987, ELICKI 1992). Im
Gebiet von Delitzsch ist unteres Mittelkambrium in der Dei i t z s c her
F 0 1 ge nachgewiesen (SDZUY 1970).
Dies ist eine Wechselfolge von Silt- und Tonsteinen mit feinkörnigen Sandsteinen. Die kambrischen Sedimente
werden unter Ausfall der weiteren altpaläozoischen Schichten direkt von spätunterkarbonischer Molasse überlagert.
Mit dem Ende der Frühmolassephase wird die Intrusion des Delitzscher Plutonitmassivs an der Süd flanke der
Delitzsch-Doberluger Synklinalzone verknüpft (RÖLLIG1991).
An der Nordflanke der Delitzsch-Doberluger
Synklinal zone lagert die obervendische Rothstein Folge (s. u.a.
BUSCHMANN& PAALITIS 1993) diskordant auf der, in der Phyllitzone von Bitterfeld-Drehna ausstreichenden,
P r e t tin - D reh n a e r
S e r i e. Diese Serie wird nach MEINEL (1990) aus einer bunten Abfolge
grünschieferfaziell geprägter Pelite, Arkosen, Grauwacken und Kieselgesteinen (untergeordnet Karbonateinschaltungen, teilweise mit Vulkaniten assoziert) aufgebaut und von RÖLLIG(l991) in das Oberriphäikum gestellt.
Im südlichen Bereich des Südanhaltinisch-Südbrandenburgischen
Antiklinoriums intrudieren, der kambrischen
Sedimentation folgend, die Schmelzen des Pretzsch-Prettin-Schönewalder
Massivs. Dieses besteht neben Gabbros
und Dioriten vorwiegend aus Granitoiden (Literatur s. RÖLLIG 1991). In den oberriphäischen Gesteinen der
Kristallinzone von Plötz- Dessau- Wittenberg (MKZ) lassen sich nach GOTTESMANN& STEINICKE(1962) sowie
WÜNSCH& WÜNSCH (1990) Paragneis- und Orthogneisserien nachweisen. Im Hohnsdorfer Kristallin besteht die
Paraserie hauptsächlich aus Biotitgneisen und Feldspatschiefern, die Orthoserie aus bimodalen Metaplutoniten. Im
Dessauer Kristallinkomplex treten deformierte, bimodale Metaplutonite auf, die sich durch intensive Kataklase
sowie Chloritisierung auszeichnen.
Im Nordwesten wird der Kristallinkomplex von der Phyllitzone von Roßlau (Nördliche Phyllitzone) flankiert, die
aus Serizit-Chlorit-Phylliten mit eingelagerten "Porphyroiden" (MEINEL 1990), lokal auftretenden Grauwacken und
Karbonatklastika aufgebaut wird. BORSDORFet al. (1990) stellen sie stratigraphisch als Analogon zur Serie 7 der
Wippraer Zone ins Devon, während RÖLLIG(1991) aufgrund von Lagerungsverhältnissen ein oberriphäisches Alter
annimmt.
Ebenso, wie die Phyllitzone von Roßlau, gehört die sich nordwestlich anschließende Pakendorfer Zone zur
Flechtingen-Roßlauer Scholle (REUTER 1964). Beide gemeinsam bilden deren Teil der Nördliche Phyllitzone. Die
Pakendorfer Zone besteht vorwiegend aus dunklen und hellen Schiefern, weiterhin aus Diabasen, Quarziten und
Rotschiefern. Stratigraphisch werden die Gesteine von BORSDORFet al. (1990) ins Tremadoc bis Silur gestellt und
mit den Serien 2-5 der Wippraer Zone korreliert.
Das in diesem Gebiet aufgeschlossene Übergangsstockwerk wird durch die sog. jüngeren Molassen mit Beginn im
Stefan A gebildet. Im Untersuchungsgebiet
treten hier die Man s fe I der
S chi c h t e n mit
Quarzitkonglomeraten und Kaolinsandsteinen mit Peliten und Karbonaten auf. Die Mansfelder Schichten bilden
sowohl das Liegende als auch den lateralen Ersatz der W e t tin e r S chi c h t e n (Pelite, Kalksandsteine,
Kalksteine und Kohleflöze), die dem oberen Stefan zugeordnet werden (DÖRING& KAMPE1973).
Alle im Bereich des Nordrandes des östlichen Saxothuringikums genommenen Proben stammen aus dem Kernlager
Bernau, mit Ausnahme der Probe DD 94/23 MFF, DHG (Halde des Steinkohlewerkes Plötz, N' Halle). Der
hellglimmerführende, kalkhaltige, dunkle Sandstein stammt aus den Wettiner Schichten und wird somit dem
Stefan C zugeordnet.
Da die Bohrkernproben des Profils II nicht feinstratigraphisch diskutiert werden können und ihre Lokalitäten durch
die Bohrungen genau definiert sind, erfolgt die Auflistung und Beschreibung tabellarisch (s. Tab. 2).
22
Tab. 2: Auflistung der Bohrkernproben des östlichen Saxothuringikums
Probe
DDB 1
Bohrung
Zerbst ZE 27/82
Teufe [m]
199,8' 202,5
PakendorferZone
Tonschiefer
Ordovizium
MFF
(NPZ)
DDB3
DDB4
DDB6
DDB9
DDB10
Phyllitzone von
ob. Riphäikum
Phyllit
115,3 -116,3
Roßlau (NPZ)
(Devon ?)
MFF
109,9. 112,7
Phyllitzone von
ob. Riphäikum
Phyllit
MFF
Zerbst ZE 27/82
Zerbst ZE 27/82
Dessau KB DES 1/59
Jessen KB 3/64
Delitzsch KM OE 8/64
254,2' 256,9
314,2 - 317,2
379,0.397,5
Roßlau (NPZ)
(Devon ?)
Kristallin von
Präkambrium
Dessau (MKZ)
PR3
Prettin-Drehnaer
Präkambrium
Serie (SPZ)
0
MFF
Kambrium von
Kambrium
quarzit. Sandstein
Kambrium
quarzit. Sandstein
Variszisch
Granodiorit
PR2-
Metagranitoid
PR3
Quarzitschiefer
GK
MFF
Delitzsch (S' SPZ)
DDB 11
Delitzsch KM OE 8/64
424,5.426,7
Kambrium von
382,5 - 387,3
Delitzscher
MFF,DHG
Delitzsch (S' SPZ)
DDB13
Delitzsch W 92/79
Plutonit-
GK
massiv (S' SPZ)
DDB14
DDB15
DDB16
334,5
Plätz 472/58
370
Plätz 472/58
Doberlug T52/59
Gestein
Stratigraphie
geol. Einheit
205,7'206,7
Kristallin von
Präkambrium
Hohnsdorf (MKZ)
PR3
Kristallin von
Präkambrium
PR2-
Gneisl
PR2-
Gneis
Fanglomerat
Hohnsdorf (MKZ)
PR3
GK
Prettiner Plutonit-
Kambro-Ordovizium
(Meta-) Granodiorit
massiv (MKZ)
MKZ:
NPZ:
SPZ:
Abkürzungen der geologischen Einheiten:
III
GK
GK
Mitteldeutsche Kristallinzone
Nördliche Phyllitzone
Südliche Phyllitzone
METHODIK
Der Schwerpunkt der vorliegenden Arbeit liegt in der KlAr-Altersbestimmung
von sehr schwach bis schwachmetamorphen Phyllosilikaten in Mineralfeinfraktionen
«2I..lm, <O,2I..lm). Exemplarisch wurden KI Ar-Datierungen an detritischen Hellglimmern sowie an Muskoviten und Biotiten aus Kristallingesteinen durchgeführt.
Der massenspektrometrischen Altersbestimmungen gingen röntgendiffraktometrische und z.T. mikroskopische Untersuchungen voraus.
Zur Interpretation der Mineralfeinfraktionsalter
waren D1itkristallinitätsbestimmungen
der Feinfraktionen notwendig.
An ausgewählten, kritischen Proben erfolgte die Bestimmung von Hellglimmer-Polytypen in den Feinfraktionen.
In Abb. 7 sind die angewandten Methoden und Arbeitschritte in einem Flußdiagramm dargestellt.
111.1 Probenaufbereitung
Reinigung
und
Vorzerkleinerung
Die Proben wurden zunächst von eventuell vorhandenen Verwitterungskrusten und Pflanzenresten mittels Hammer
und Drahtbürste befreit. In Abhängigkeit vom Probenmaterial wurden mit dem Hammer die grobkörnigen, massiven
Gesteine (Grauwacken, Quarzite, Kristallingesteine) in faustgroße Stücke, die feinkörnigen, plattigen Gesteine
(Tonschiefer, Phyllite) in wenige Zentimeter große Bruchstücke zerkleinert. Ein Handstück diente zur Dokumentation.
23
Dokumentation
psammitische
pelitische Proben
u. kristalline Proben
Zerkleinerung
Scheibenschwingmühle
Trockensiebung
glimmerreichste
Fraktion
(500l1m,
31511m, 250l1m, 200l1m,
160l1m, 12511m, 90l1m, 6311m)
Fraktion <6311m
Schich tsiIikat -Anreicheru ng
"Mica-Jet" mit NaBsiebung
(500l1m, 31511m, 250l1m,
200l1m, 160l1m, 12511m, 90l1m)
Korngrö Ben-Fraktion ierung
(Atterberg- Verfahren)
Separation nach Kornform
"Trockenrütteltisch"
Unterfraktionierung
(Zentrifugieren)
Magnetische Trennung
FRANTZ- Magnetscheider
Reiben in Alkohol
mit Absieben und Trocknen
Herstellung von
Pul verpräparaten
Herstellung von
Texturpräparaten
Illit kristallinität
<211m, <O,2Ilm
Mineralbestand
der Fraktion
<211m
HellglimmerPolytypie
<211m, <O,2Ilffi
Abb. 7: Arbeitsgang zur Probenaufbereitung
und -analyse.
Alter der
schwachen
Metamorphose
Abkühlalter
der Glimmer
24
Mahlen
und
Sieben
Die pe li ti s c h e n Pro ben
wurden in einer Scheibenschwingmühle der Firma SIEBTECHNIK ca. 15
Sekunden gemahlen. Im Anschluß erfolgte eine I Trockensiebung der <63Jlm-Fraktion zur Herstellung der Feinfraktionen (vgl. 3.1.1).
Es kann davon ausgegangen werden, daß die in den <2Jlm-Fraktionen überwiegend vorkommenden Phyllosilikate in
I
••
ihrer natürlichen Korngröße vorliegen und nicht durch "Ubermahlen" künstlich verkleinert wurden (REUTER 1985,
WEMMER 1988). Eine Beeinflussung der I1\itkris~allinitätswerte und der KJAr-Altersdaten durch den Mahlprozeß
I
wird ausgeschlossen.
.
Die p sam mit i s c h e n Pro ben
und Kristallinproben wurden zur Lockerung ihres Kornverbandes in je
zwei Durchgängen in einem STURTEV ANT-Ba~kenbrecher zerkleinert. Anschließend erfolgte die Korngrößentrennung per Trockensiebung. Zur möglichst gLten Anreicherung entweder detritischer Hellglimmer oder der
Glimmer aus Kristallingesteinen fanden Siebe det Maschenweiten 63Jlm, 90Jlm, 125Jlm, 160Jlm, 200Jlm, 250Jlm,
315Jlm und 500Jlm Verwendung. Die Siebfraktiori <63Jlm wurde ggf. wiederum zur Herstellung von Feinfraktionen
genutzt. Für die Herstellung der Glimmerpräparrlte diente die Siebung allein der Anreicherung von Glimmern in
einem begrenzten Korngrößenspektrum.
I.
m.l.l
..
Herstellung von Feinfraktionen
Zur Herstellung der Feinfraktionen wurde die bei 1er Trockensiebung (s.o.) gewonnene Fraktion <63JlID verwendet.
Die Abtrennung der Feinfraktion <2Jlm erfolgie nach dem ATTERBERG-Verfahren.
Dieses beruht auf dem
I
STOKEschen -Gesetz und somit auf dem Prinzip der korngrößenabhängigen Fallzeiten von Mineralpartikeln in
einer Flüssigkeitssäule. Die Unterfraktion <0,2JlIh wurde durch das kombinierte ATTERBERG-/Zentrifugen- Verfahren abgetrennt. Die so gewonnenen Suspensioden wurden durch Druckfiltration konzentriert (s. MÜLLER 1964).
Die Viskosität und Dichte der bei den O.g. V~rfahren zur Suspendierung benutzten Flüssigkeit, ein schwach
ammoniakalisches, demineralisiertes Wasser, ist tJmperaturabhängig. Deshalb wurde die Temperatur der Suspension
stets kontrolliert und die Fallzeit nach der niedrigs'ten gemessenen Temperatur korrigiert.
Abtrennen
der
Fraktion
<2Jlml
Für jede Probe wurden jeweils 3 mit demineralisiertem Wasser (Raum temperatur) aufgefüllte sog. ATTERBERGZylinder (30 cm Fallhöhe) mit 15g Probenmatetial der <63Jlm-Fraktion befüllt. Danach erfolgte die Herstellung
einer homogenen Suspension durch Aufschüttehi der Zylinderinhalte. Der Zusatz von NH40H in das demineralisierte Wasser sollte einem Ausflocken der Susp~nsionen entgegenwirken. Zur Sedimentation wurden die Zylinder
unter thermokonstanten Bedingungen erschütterurigsfrei aufgestellt. Nach der errechneten Sedimentationszeit (ca. 22
h) für die >2Jlm-Partikel wurden die in den einielnen Zylindern noch in Schwebe befindlichen Teilchen «2Jlm)
I
über einen Siphon jeweils in zugehörige Sammelkanister abgelassen. Dieser Vorgang (Aufschütteln HAblassen)
wurde bis zur vollständigen Abtrennung der <2Jltn-Korngrößen wiederholt. Von den gewonnenen Suspensionen in
den einzelnen Kanistern wurden mittels einer Urlterdruckanlage das überschüssige Wasser durch einen CelluloseNitrat-Membranfilter (Porengröße: O,IJlm) abges1augt. Der so entstandene Filterkuchen der Fraktion <:2Jlm wurde
sorgfältig mit demin. Wasser abgespült und in B6chergläser überiührt. Zwei der drei so hergestellten dickflüssigen
Suspensionen der Fraktion <2Jlm wurden zur weiteren Abtrennung der <0,2Jlm-Fraktion benutzt (s.u.). Die verbleibende Suspension wurde nach Anfertigung derl Texturpräparate (Kap. 3.1.3) bei 60° C eingetrocknet und im
Achatmörser homogenisiert.
Abtrennen
der
Fraktion
<0,2flm
Zur Gewinnung der Fraktion <0,2Jlm wurden die dickflüssigen Suspensionen der <2Jlm-Fraktion (s.o.) weiterverarbeitet. Die langen Fallzeiten solch kleiner K6rngrößen
im natürlichen Schwerefeld machen die Beschleunigung
I
des Sinkvorganges der Partikel in einem künstlichen Schwerefeld notwendig. Dazu diente die Zentrifuge: Varifuge
K, Typ 4500, Fa. HERAEUS CHRIST. Die Sus~ensionen der <2Jlm-Fraktionen wurden auf vier Varifugenbecher
verteilt und jeweils mit demin. Wasser auf 600 ml aufgefüllt. Die Suspensionen in den Varifugenbechern wurden
anschließend durch Umrühren, optional durch Ultraschall, homogenisiert. Danach erfolgte das Zentrifugieren mit
einer Geschwindigkeit von 5000 U1min. Die Zeritrifugierdauer wurde anhand der leicht abgewandelten Form des
STOKEschen-Gesetzes berechnet. In Abhängigk6it der jeweiligen Raumtemperatur belief sie sich auf ca. 11 bis 14
I
I.
.
Mm
inut~n.
em W'le d erau f'wir b e In d er b'erelts se d'Imentlerten T el'1c h en > 02, Jlm zu ver h'm d ern, wur d'e eme geringe
U
Geschwindigkeitsverminderung
während des Brebsvorganges gewählt. Ab 400 U/min wurde die Bremsung völlig
25
ausgeschaltet und die Zentrifuge lief frei aus. Nach Stillstand der Zentrifuge erfolgte das Dekantieren der Suspension
der <0,2flm-Fraktion (>0,2flm-Fraktion als Bodensatz) in die Unterdruckanlage (s.o.). Die Varifugenbecher wurden
wiederum mit demin. Wasser bis auf 600 ml aufgefüllt, der Bodensatz suspendiert und homogenisiert. Dieser
Vorgang (Zentrifugieren H Dekantieren) wurde bis zur vollständigen Abtrennung der <O,2flill-Fraktion wiederholt.
Das Filtern und die Gewinnung der Fraktion <0,2flm sowie die Überführung in Bechergläser entspricht den für die
<2flm-Fraktion beschriebenen Vorgängen. Ebenso wurden auch die gewonnenen Suspensionen der <0,2flmFraktionen nach der Herstellung der Texturpräparate (Kap. 3.1.3.) bei 60° C eingetrocknet und im Achatmörser
homogenisiert.
III.l.2
Herstellung von Glimmerpräparaten
Zur Herstellung von Glimmerpräparaten wurden die aus der Trockensiebung (Kap.3. 1. 1) gewonnenen, makroskopisch glimmerreichsten Fraktionen zur Weiterverarbeitung
herangezogen. Zur weiteren Anreicherung von
Schichtsilikaten aus diesen Fraktionen diente der "Mica-Jet" (s. z.B. HORSTMANN1987).
Der "Mica-Jet" ist vom Prinzip eine senkrecht stehende Gegenstromanlage aus Pyrexglas. Durch Regulierung eines
aufwärts gerichteten Wasserstroms werden Mineralkörner bzw. Gesteinsbruchstücke in Abhängigkeit ihres Auftriebverhaltens separiert. Dabei werden plättchenförmige Schichtsilikate aufgrund ihres im Vergleich zu runden oder
stengeligen Mineralen großen Oberflächen/Gewichts-Verhältnisses
nach oben transportiert und über einen Abfluß in
einen Siebturm gespült. Dort werden sie in verschiedene Fraktionen getrennt (500flm, 315flm, 250llm, 200llm,
160llm, 1251lm, 90llm). Die absinkenden Minerale werden in einem Sammelbehälter aufgefangen. Die so
gewonnenen einzelnen Fraktionen wurden anschließend bei 60° C getrocknet.
Je nach Anreicherungsgrad der Glimmer schlossen sich nachfolgende Trennungsverfahren
an. Zur weiteren
Anreicherung plättchenförmiger Minerale wurde der Trockenrütteltisch (Eigenbau) verwandt. Bei einigen Proben
erfolgte eine Separation nach der magnetischen Suszeptibilität mit einem FRANTZ-Magnetscheider.
Dadurch
wurden hauptsächlich Biotite und Chlorite von den Hellglimmern getrennt. Als Ergebnis der bisherigen Anreicherungen lagen in der Regel hochkonzentrierte Hellglimmer- bzw. Biotitpräparate vor. Noch vorhandene Verunreinigungen wurden von Hand unter dem Binokular ausgelesen. Um Verwitterungsränder und Fremdeinschlüsse aus den
Glimmern zu entfernen, wurden die Präparate in einem oberflächenrauhen Porzellanmörser unter Zugabe von 99%igem Alkohol (Äthanol) ca. 1 Minute intensiv gerieben. Abhängig vom Verschmutzungsgrad der Glimmer wurde
dieser Vorgang wiederholt. Nach dem Abgießen über ein 80llm-Einwegsieb und Spülung mit demin. Wasser wurden
die Präparate bei 60° C getrocknet. Eine letzte Endkontrolle der Glimmerpräparate erfolgte abschließend unter dem
Binokular.
Der erzielte Reinheitsgrad der Glimmerpräparate kann mit;::: 99% angegeben werden (s. WELZEL 1991).
III.l.3
Herstellung von Texturpräparaten
Die Herstellung der Texturpräparate der <2Ilm- und <0,2Ilm-Fraktionen dienen der röntgendiffraktometrischen
Bestimmung der IIlitkristaliinitäten (Kap. 3.2). Diese wurden aus den Suspensionen der Feinfraktionen gewonnen
(Kap. 3.1.1). Im Verlauf der vorliegenden Arbeit wurde dem aktuellen Kenntnisstand über den Einfluß der
Präparationstechnik, insbesondere der Belegungsdichte, auf die IIlitkristaliinitätsbestimmungen
(s. KRUMM 1992)
durch die Abänderung der Präparationsroutine Rechnung getragen. Die vorab verwandte Herstellungsmethode der
Texturpräparate beschränkte sich auf das Pipettieren von 1-2 ml der homogenisierten Suspension auf einen runden
Glasträger und der anschließenden Trocknung bei Raumtemperatur. Um die IIlitkristaliinitätswerte direkt miteinander vergleichen zu können und die Reproduzierbarkeit der Daten zu verbessern wurden die ebenfalls bei
Raumtemperatur getrockneten Texturpräparate mit einer Belegungsdichte von 1-3 mg/cm2 angefertigt. Letztendlich
wurden, um Gradierungseffekten
während der Eintrocknungsphase
entgegenzuwirken
und den Einfluß der
Belegungsdichte zu verringern, die Suspensionen direkt in einem auf 150°C geheizten Trockenschrank auf die
Glasträgerplättchen pipettiert. Für die Proben wurden pro Feinfraktion «2Ilm, <0,2Ilm) je zwei Texturpräparate
angefertigt.
.
Die Texturpräparate entsprechen "dünnen Präparaten" nach WEBER(1972 a, b).
26
III. 1.4
Herstellun
nicht texturierter Pulverpräparate
1
Präparate der <2I-1m- und <0,2I-1m-Fraktionen
Zur Herstellung der nicht texturierten
für die röntgendiffraktometrische Bestimmung (Kap. 3.2) der Hellglimmer-Pblytypie wurde das gut homogenisierte Probenpulver (Kap. 3. I)
verwandt. Die Unterlage der Pulverpräparate bildet!ein Siliziumeinkristall-Plättchen, auf welches eine dünne Schicht
Klebstoff aufgetragen wurde. Auf diese wurde das Pulver «2I-1m bzw. <0.2I-1m) flächendeckend gestreut und
anschließend durch die Auflage eines etwa 2,6 g schweren Glasplättchens eine glatte Oberfläche des nicht
texturierten Pulvers erzeugt.
III.2
Röntgendiffraktometrische
Analysen
An den Mineralfeinfraktionen
wurden röntgendiffraktometrische
Untersuchungen sowohl zur Ermittlung des
Mineralbestandes bzw. der II1it-Polytypie als auch
Bestimmung der II1itkristallinitäten vorgenommen.
Alle röntgendiffraktometrischen Analysen erfolgteJ mit einem Vollschutz-Diffraktometer der Firma PHILLIPS. Das
Gerät vom Typ PW 1800 wird über eine POP I gesteuert und verfügt über ein automatisches AuswertungsI
programm (APO 1700). Die Messungen wurden mit folgenden Geräteeinstellungen durchgeführt:
iur
1
Cu-Röhre KaI= 1,54 A und Ka2
45 k~
40 mt
automatische Divergenzblende
I
STEPrSCAN- Verfahren
Röntgenröhre:
Beschleunigungsspannung:
Heizstromstärke:
Blende:
Analysemodus:
=
1,36
A
Die Aufnahme der gebeugten Intensitäten erfolgt digital.
IlI.2.!
B"timmung
J,
Min,mlb"land,
d« Feinfraktinnen
Die Bestimmung des Mineralbestandes der <21-1l u~d <0,2I-1m-Feinfraktionen wurde routinemäßig an Texturpräparaten vorgenommen. Die Röntgenaufnahmen lerfolgten im Bereich von 4-70 °28 mit einer Schrittweite von
0,02°28/s und dienten dazu, die K/Ar-Altersbestimmungen störenden Kaliumträger neben den II1iten sowie ggf.
herauszulösende Karbonate zu identifizieren, wobeilder Texturierungseffekt nicht von Bedeutung war.
Die Mineralbestände der zur Hellglimmer-Polytypie-Bestimmung
(s. Kap. 3.2.3) ausgewählten Proben sind in der
Tab. 5 im Anhang aufgeführt. Sie wurden durch did röntgendiffraktometrischen Untersuchung der nicht texturierten
Pulverpräparate (s. Kap. 3.1.4) im Aufnahmebereich von 16-44° 28 bestimmt.
III.2.2
BestiLmung der II1itkristallinität
Eine häufige Methode zur Bestimmung des postse~imentären Überprägungsgrades in Sedimenten ist die röntgendiffraktometrische Messung der Kristallinität von Illiten innerhalb der Tonfraktionen. Diese Methode findet ihre
Verwendung in Bereichen diagenetischer bis schwathmetamorpher Überprägungsgrade, wo fazieskritische Minerale
sensu WINKLER (1979) fehlen. In der vorliegenderi Arbeit wurden II1itkristallinitätsmessungen durchgeführt, um
postsedimentäre Überprägungen zu erkennen, ihrJ Intensität zu bestimmen bzw. einen möglichen Einfluß von
feinsten detritischen Altbestand an Hellglimmern In den Feinfraktionen auf die II1itkristallinitätswerte, sowie die
KlAr-Alter abschätzen zu können.
Grundlagen
Die zu den Tonmineralen gehörenden II1ite können als Verwitterung!iprodukte von muskovitischen Glimmern oder
als authigene Neubildungen aus Wechsellagerungsmineralen auftreten (vgl. Abb. 8).
Die Methode der II1itkristallinitätsmessung beruhtl auf der Tatsache, daß sich das Kristallgitter von II1iten mit
zunehmender Temperatur kontinuierlich geordneter und verzerrungsfreier aufbaut. Die sich bei Temperaturerhöhung
stetig verbessernde "Kristallinität" der Illite und daJ damit verbundene Wachstum kohärent beugender Domänen im
Kristallgitter (ARKAI& TOTH 1983) äußert sich bei der röntgendiffraktometrischen Aufnahme in einer zunehmenden
Schärfe des 10 Ä-Peaks. Mit steigender Illitkristalilnität (IK) wird das Beugungsmaximum der OOl-Flächen besser
definiert und die Peakbreite auf halber Höhe über ddm Untergrund geringer.
27
METAMORPHOSE
DIAGENESE
Anchizone
Authigene
WL-Minerale
\
Sedimentation
1Md.Glimmer in
feinen Fraktionen
WL.Minerale in
feinsten Fraktionen
WL-Min.
Verbesserung
deI'. WL. 1Md, 2M
.ulh. WL
/
der Kristallinität
Transformation
lIIitisierung
~
deI'. WL. 1Md.
.ulh. WL
-
I
Epizone
_
1Md
1Md
delr. 1Md. 2M
.ulh. 1Md
-
delr. 1Md. 2M
.ulh. 1Md
-
2M
deI'. 2M
.ulh. 2M
deI'. = delrilisch
.ulh. = .ulhigen
WL = Wechsell.gerungsmine,.le
HB,el (nach WEBER 1972 a)
HB [°26] (nach FRIEDRICH 1991)
500 - 350
0,280
0,600 - 0,400
HB [°261 (diese Arbeit)
[0C]
Temperaturzunahme
K20-Zunahme
[Gew.-%]
130
,
6-8
Abb. 8: Änderung der Hellglimmer-Polytypie
FRIEDRICH1991).
mit pro grader Metamorphose
200
8,5 - 10
120
0,170
0,240
.
.
.
300
.
.
(nach WEMMER 1988, modifiziert aus
Die Entwicklung einer Meßmethode zur Temperaturabschätzung unter Ausnutzung der Schärfe des 10 Ä-Peaks der
IIlite geht auf WEAVER(1960) zurück. KÜBLER(1967) schlug die Auswertung der Halbwertsbreite (HB) als Maß der
IK vor. WEBER (1970, 1972 a) versuchte, durch Einführung eines externen Quarzstandards, die apparativen
Einflüsse auszuschließen und definierte den Begriff der relativen Halbwertsbreite (HBrel; auf Quarzstandard normierte Meßmethode).
Trotz der weiten Verbreitung der Methode der IK-Messungen, lassen sich die gemessenen IK-Werte einzelner
Autoren verschiedener
Forschungseinrichtungen
nur bedingt miteinander vergleichen.
Zusammenfassende
Betrachtungen zu Korrelationsschwierigkeiten
verschiedener IIlitkristallinitätsangaben geben u.a. WEMMER (1988),
KISCH(1990) und KRUMM(1992).
EINFLUSSFAKTOREN
AUF
DIE
ILLITKRISTALLINITÄT
Lithologie
Es ist festzustellen, daß benachbarte Proben unterschiedlicher Lithologie trotz gemeinsamer tektonometamorpher
Geschichte abweichende IIlitkristallinitätswerte aufweisen können. DUNOYEROE SEGONZAC(1970) beobachtete
generell bessere IIlitkristallinitäten in siltig-sandigen Gesteinen als in pelitischen Lagen. Er erklärte dies mit einer
höheren Porosität und Permeabilität in grobkörnigeren Gesteinen und der damit zusammenhängenden besseren
Zirkulation von Porenwässern, die zu einem beschleunigten Aufbau des Kristallgitters führen soll. Dagegen stellte
WEMMER(1988) fest, daß die IK der <211m Fraktion eines Sandsteins schlechter ist als die eines Tonschiefers. Er
führte dies auf einen geringeren Anteil detritischen Altbestandes in der <211m-Fraktion eines relativ grob-klastischen
Sedimentes und auf die damit zusammenhängende hohe Anreicherung neugebildeter IIlite in den Feinfraktionen von
Sandsteinen zurück.
Fazies
Der Ordnungsgrad des IIlitkristallgitters kann durch zirkulierende Porenwässer und deren Chemismus beeinflußt
werden. So kann ein erhöhter Kaliumgehalt in salinaren Sedimenten eine verbesserte IK verursachen (RUMEAU&
28
KULBICKI 1966), während ein geringeres Angebot an Kalium zur Verzögerung der II1itbildung führt (DUNOYER OE
SEGONZAC & ABBAS 1976). Ebenfalls kann ein hoher Anteil an kohligen oder bituminösen Substanzen in den
Sedimenten den Aufbau des II1itgitters verzögern (KÜBLER 1968, WEBER 1972 b).
Deformation
Ob und inwieweit die Deformationsintensität
sich auf die IK auswirkt wird unterschiedlich
betrachtet. Während
KÜBLER (1967) keinen Zusammenhang
zwischen IK und Schieferung
feststellen konnte, wiesen FLEHMIG &
LANGHEINRICH (1974) bei stärkerer Deformation in den Faltenscharnieren
höhere IK-Werte als in den Faltenschenkeln nach. FREY et al. (1973) beobachtetdn
vergleichsweise
erhöhte II1itkristallinitäten
in Scherzonen.
MERRIMAN et al. (1990) kamen zu dem Schluß, daß ab dem Grenzbereich Diagenese/Anchizone
der "strain" kaum
noch Einfluß auf die IK hat.
I
Ko rngrößena
bhängigkeit
Die IIlitkristallinitäten
verschiedener
Korngrößenfr,aktionen
einer Probe zeigen schlechtere Kristallinitätswerte
in
den kleineren Korngrößen (z.B. REUTER 1985). Als Erklärung kann der relativ höhere Anteil an gut kristallinern
I
detritischen Hellglimmern in den gröberen Korngrößenfraktionen
(> 2flm) herangezogen
werden, wogegen in den
feineren Fraktionen «2flm) der Anteil an authigen ~ebildeten Hellglirnmern überwiegt. Weiterhin werden nach LEE
et al. (1989) und AHRENDT et al. (1991) die feinstd IIlitpartikel in den Porenräumen während der IIlitkristallisation
als letzte gebildet, so daß diese mit Ausklang der Metamorphose kristallisierten, nur schlecht geordneten IIlite sich
relativ in der Feinstfraktion «0,2flm) anreichern.
I
ßelegungsdiehte
der
Texturp~äparate
Die Korngrößenabhängigkeit
der IK tritt, wie oben erwähnt, auch innerhalb der <2flm-Fraktion auf. Bereits WEBER
(1972 a) wies darauf hin, daß mit steigender Dicke der Texturpräparate
«2flm) die IK-Werte schlechter werden. Er
führte diese Entwicklung auf Gradierungseffekte
lzurück, wodurch die schlechteren
Kristallinitäten
der an der
Präparatoberfläche
angereicherten
kleinen Korngrößen überrepräsentiert
werden. Somit wird der nur die Probenoberfläche durchdringende
Röntgenstrahl lediglich lan den feinsten Partikeln gebeugt. Auch KRUMM & BUGGISCH
(1991) wiesen abnehmende Peakbreiten bei geringer werdender Belegungsdichte nach.
I
KRUMM (1992) schlug als Belegungsdichte
für Texturpräparate
0,25-0,3 mg/cm2 vor, um den Einfluß der Präparatdicke auf die IK-Werte möglichst gering zu halten. I
Diese geringen Bclegungsdichten
führten im Göttinger Labor zu sehr geringen Meßintensitäten,
so daß keine
Aussagen über die Illitkristallinitäten
getroffen werden konnten.
Weiterhin treten einige methodische SChwierigkeiteh bei der Bestimmung der IK auf, wie etwa die Überschneidung
mit benachbarten Peaks (Paragonit, Pyrophyllit usJ.), die Bestimmung der Peakbreite (z.B. Festlegung der Untergrundintensitäl) und die instrumentellen Bedingungdn (Art des Röntgendiffraktometers,
Geräteeinstellung
usw.).
I
Umfassende Zusammenstellungen
von den die IK beeinflussenden
KRUMM (1992) sowie FARSHAD (\ 995).
Faktoren
finden
sich in WEMMER (1988),
Meßund
Analyseverfahren
Die 1I1itkristallinitäten wurden an den Texturpräparaten
gemessen (s. Kap. 3.1.3). Von FRIEDRICH (1991) wurde am
IGDL ein Computerprogramm
zur digitalen Aufnahme von Meßdaten und deren weitgehend
automatisierte
I
Auswertung entwickelt. Dieses dient zur digitalen röntgendiffraktometrischen
Bestimmung der II1itkristallinitäten.
I
Die Aufnahme der Meßdaten erfolgte im "step scanl' Verfahren im Bereich von 7 bis 10 28 an 601 Meßpositionen
mit einem Abstand von 0,005° 28. Jede Einzelmessung dauerte 1 sec, während der das Texturpräparat
um 360°
gedreht wurde. Die Korrektur und Auswertung wLrden computergestützt
durchgeführt (s. WEMMER 1991). Die
Schwankungsbreite
der Halbhöhenbreiten
reicht gerlerell von 0,060° 28 für ideal geordnete Muskovite bis weit über
I
I °28 für "mixed layered" II1itJSmektit-Minerale.
Für die Grenze Diagenese/Anchizone
wurde von FRIEDRICH (1991) ein Kristallinitätswert
von 0,280:t 0,010° 28,
I
für die Grenze AnchizonelEpizone
0,170 :t 0,010 °28 angegeben.
I
Die von FRlEORICH (1991) festgelegten Grenzen hatten für die Göttinger Arbeitsgruppe von jeher einen vorläufigen
Charakter, da sie auf den Messungen von nur 4 Stahdardpräparaten
beruhen. Nach dem heutigen Wissensstand und
dem langjährigen Vergleich von Feldbeobachtungeh
und Labordaten müssen diese Grenzen dahingehend korrigiert
werden, daß einem gegebenen IIlitkristallinitätsweit
ein höherer Metamorphosegrad
zuzuordnen ist. Weiterhin ist
29
die Arbeitsgruppe Geochronologie des IGDL Göttingens in einem internationalen Ringversuch zur Standardisierung
der IK-Messungen eingebunden (s. FARSHAD1995), dessen Auswertungsphase noch nicht abgeschlossen ist. Jedoch
finden sich erste Ergebnisse dieser Untersuchungen bei KRUMMet al. (1994) und WARR & RICE (1994). Aus der
Korrelation mit den bisher im Ringversuch bekannten Ergebnissen und den eigenen bereits genannten Feldbeobachtungen ergeben sich für das Göttinger Labor die folgenden Grenzwerte bzw. -bereiche:
DIAGENESF!
ANCHIZONE:
ANCHIZONFiEPIZONE:
0,600 . 0,400 °28
0,240 :t 0,010 °28
Bei der Bestimmung der IK muß berücksichtigt werden, daß durch das eventuelle Vorhandensein von Wechsellagerungsmineralen (z.B. IllitiSmektit) der eigentliche Illit-Peak überlagert und dadurch seine Halbhöhenbreite
vergrößert werden kann. Obwohl der Abbau der Wechsellagerungsminerale mit Beginn der Anchizone abgeschlossen sein soll (TEICHMÜLLERet al. 1979, KISCH 1991) wurden zur Eliminierung des Überlagerungseffektes
alle
Texturpräparate 6 Tage im Exsikkator einer glykolisierten Atmosphäre ausgesetzt und anschließend abermals
röntgendiffraktometrisch
analysiert. Die Glykol-Behandlung hat zur Folge, daß die Wechsellagerungsminerale
aufquellen, d.h. sie vergrößern ihren Gitterabstand, verändern damit die Position ihres Röntgenpeaks, so daß keine
Überlappung mit dem IO Ä-Illitpeak mehr gegeben ist.
Eine detaillierte Beschreibung der Meß- und Korrekturverfahren findet sich bei FRIEDRICH(1991) in WEMMER
(1991).
Da es sich bei den im Rahmen dieser Untersuchungen durchgeführten Messungen um eine neue Art von digitaler
Erfassung, Korrektur und Auswertung der Daten handelt, dürfen die hier vorgestellten, absoluten IK-Werte keinesfalls direkt mit den von KÜBLER(1967) und WEBER(1972 a, b) angegeben Grenzen verglichen werden. Die relative
Vergleichbarkeit mit den IK-Werten [HBred von WEBER(1972 a) ist in Abb. 8 dargestellt.
III.2.3
Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
Die häufigsten Polytypen des Illits sind der IMd, IM und der 2M1- Polytyp. Die Umwandlung des IMd-Polytyps in
den 2M1-Polytyp mit steigender Temperatur ist durch zahlreiche Untersuchungen nachgewiesen (z.B. VELDE &
HOWER 1963, MAXWELL & HOWER 1967). Eine Zusammenstellung verschiedener Arbeiten mit Daten zum
Metamorphosegrad, bei dem die Umwandlung zum 2M1-Polytyp abgeschlossen ist, geben FREY (1987) und
WEMMER (1988). Dabei kommen die meisten Arbeiten zu dem Ergebnis, daß die Umwandlung im Bereich der
Grenze zur Epizone abgeschlossen ist. Unter der Annahme, daß sich unterhalb anchizonaler Bedingungen
« 200°C) keine 2M1-Polytypen authigen bilden, müssen ggf. vorhandene 2M1-Polytype als ererbte detritische 2M1Phasen angesehen werden (s. Abb. 8). Um diese detritischen Anteile quantifizieren zu können und damit deren
Einfluß auf die KlAr-Alter der Feinfraktionen abzuschätzen, wurden röntgendiffraktometrische
Analysen an nichttexturierten Pulverpräparaten vorgenommen. Zur Abschätzung der (Nicht-) Texturierung wird das Verhältnis der
Intensitäten des 002- zu 020-Illit-Peaks herangezogen. Dieses Verhältnis soll nach GRATHOFF(frdl. mdl. Mitt.) < 1
sein. Die Aufnahme der Meßdaten erfolgte im Bereich von 4 - 70 °28 bzw. 16 - 44 °28 mit einem Abstand von
0,05 °28. Jede Einzelschrittmessung dauerte 30 sec.
GRATHOFF& MOORE (1996) beschreiben eine Methode zur Quantifizierung von Illit-Polytypen, welche auf dem
visuellen Vergleich von gemessenen mit kalkulierten Röntgen-Plots beruht. Zur Kalkulation der Röntgen-Plots
benutzten sie das Computerprogramm WILDFIRE@ (REYNOLDS1993).
Mit dem Unterprogramm MIXER@ mischen sie die für die einzelnen Polytypen kalkulierten Plots (Muster) und
nähern sich so dem gemessenen Plot an. Dabei spielt der Bereich von 2 I ° bis 34° 28 die entscheidende Rolle, da
sich in ihm die spezifischen Peaks der Illit-Polytypen abzeichnen (Abb. 14; Seite 62). Während es für die entscheidenden IM- und 2Mt-Polytypen deutliche spezifische Peaks gibt (s. Abb. 14 u. Tab. 3), treten für IMd-Illite nur
breite Peaks auf, die sich zwischen etwa 23° und 31° 28 ähnlich einer "amorphen Beule", dem sog. Illit-Buckel,
abzeichnen (GRATHOFF& MOORE 1996).
IIlit-Buckel wird der Bereich erhöhter Intensität zwischen 21 ° und 34° 28 genannt, dessen Zentrum der 003-Peak
des IIlits darstellt. Nach GRATHOFF& MOORE(1996) ergibt sich der IIlit-Buckel aus zweierlei Gründen:
I.)
Mischung von mehreren Polytypen,
2.)
Anwesenheit von 1~-Illit.
30
Bei der im Kap. 3.1.4 beschriebenen Präparationsmethode ist die Dicke des Pulverpräparates nicht standardisierbar
und somit für jede Probe unterschiedlich. Von ihr hängt die absolute Lage der einzelnen Peaks ab. Da in den meisten
Proben Quarz vorhanden ist, kann anhand der ~pezifischen Quarzpeaks die Dislokation bzw. die absolute Abweichung der einzelnen Peaks bestimmt werden. IDie Peaklagen sind aufgrund der im Durchschnitt etwa 250 flm zu
dicken Pulverpräparate um 0,1°-0,3° 28 zu höher~n Werten hin verschoben. Für den Vergleich mit Literaturwerten
oder zur Zuordnung bestimmter Peaks wurden sie kuf den internen Quarz bezogen und korrigiert.
I
Die gemessenen Röntgen-Plots des Göttinger !Labors zeigen in bezug auf die Peaklagen (vgl. Tab, 3) und
Peakintensitäten gute Übereinstimmungen mit deh Ergebnissen von GRATHOFF& MOORE (1996). Die qualitative
Bestimmung der einzelnen Illit-Polytypen ist sokit unbedingt und die quantitative Abschätzung der jeweiligen
I
Polytyp-Anteile grob gewährleistet.
Tab. 3: Vergleich spezifischer Illit-Peaklagen von GRATHOFF& MOORE(1996) und der Göttinger Referenzproben
(1M-Illit: A 18/133 <2J1Ill;2M I-Illit: A 18/23 <2~)
I
Peaklagen des
IM-Polytyps nach
Peaklagen des
I
IM-Polytyps
Peaklagen des
2M1-Polytyps nach
Peaklagen des
2M1-Polytyps
Grathoff & Moore
der Referenzprobe
Grathoff & Moore
der Referenzprobe
I
I
[°28]
[°28]
[A]
""""'--~'"
.'T-
£E%0'-1lz{ft~:
.,;Uj~1"ftg:u
24,3
29,1
3,66
3,07
24,6
29,3
~,62
3,05
[A]
rfu,idxJj;~"'~ih~
23,8
25,5
27,8
29,8
32,1
3,74
3,50
3,21
3,00
2,80
23,8
25,6
27,9
29,9
32,2
3,74
3,48
3,20
2,98
2,78
,I,
N,ben don IIIit-Polytyp,n troton in don unt,,,uoLn
",oben
O,m,ngtoil, häufig Qu,n, Chlo,it und toilwoi"
Albit, Alkalifeldspat und Hämatit auf (s. Anhahg Tab. 5). Dadurch kommt es zu Überlagerungseffekten
von
spezifischen Illit-Peaks mit denen der o.g. Mineral'e. Deshalb werden in den Röntgen-Plots (s. Kap. 5.2, Abb. 15-41)
im Bereich von etwa 18°-34° 28 neben den spezifischen Illit-Peaks ebenso die Peaks der anderen Gemengteile bzw.
die Überlagerung beider gekennzeichnet. Nur ~ufgrund der Durchgängigkeit der Überlagerung des IOI-Peaks
(26,6° 28; 3,34 A) des Quarzes mit dem 003-Baslsreflex des Illits wird an dieser Stelle auf die Kennzeichnung ver-'
zichtet. Der Quarzanteil des aufsummierten Peaks I bei ca. 27° 28 kann durch den gekennzeichneten 100-Quarzpeak
(20,8° 28; 4,26 A) bestimmt werden, da seine Intensität 35% der 101-Reflexintensität ausmacht.
Bei einigen Proben zeigen sich bei etwa 38° 28 Imarkante Peaks mit hohen Intensitäten. Hierbei handelt es sich
vermutlich um eine präparationsbedingte Erschetnung, die auf Reflexionen des als Probenunterlage verwandten
Silizium-Einkristallplättchens
zurückzuführen sind.
I
III.3
III.3.1
Der
radioaktive
Zerfall
von
.
Die KIAr-Alters bestimmung
l
Allgemeine Grundlagen
Kalium
Das radioaktive Isotop 40K zerfallt in einem dualbn Prozeß zu 40Ca (ß- -Zerfall) und 40 Ar (Elektroneneinfang bzw.
l
Positronenstrahlung).
Das Zerfallsschema ist in Abb. 9 dargestellt und wird ausführlich bei DALRYMPLE&
I
LANPHERE(1969) und FAURE(1986) erläutert.
Die Grundlagen der K/Ar-Altersbestimmung werden im Folgenden kurz dargestellt. Eine ausführliche Diskussion
findet sich u.a. bei DALRYMPLE& LANPHERE(1969) und FAURE(1986).
31
40K
,,
Es 0 05 MeV
40Ar
..:.,
e.c.
(anger~ter
'*
,.~
Zustand)
ßTo
,
.41
,
,'
,
'/
,
,
40Ar ~
.'
>:
~:
,
••' (angeregter Zustand)
,
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<D :
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,,~
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w:
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\
••'«,
,
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,
0.16 % •••
110 % ~ /;:
40
,
BB.B
"10
"
4OCa*
•••• 0.001 %
A *
(Grundzustand)
.r
88.8 %
(Grundzustand)
11.2 %
e.c. -
Elektronenemfang
y
y-Strahlung
ß"
Elektronenstrahlung
E
freigesetzte Energie in MeV
PosilronenslTahlung
'l'.
%.Anteil des auf diesem Weg zerlallenden 40K
ßT _
••••••
, ••••
,•,,
Abb. 9: Zerfallsschema des 40K (nach DALRYMPLE& LANPHERE1969, ergänzt nach FAURE 1986)
Theoretische
Grundlagen
Grundlage für die KJAr-Altersgleichung ist der Prozeß des radioaktiven Zerfalls, bei dem die Anzahl Radionuklide,
die pro Zeiteinheit zerfallen (-dN/dt), proportional zu der Zahl der noch nicht zerfallenen Nuklide (N) ist. Durch
Einführung eines Proportionalitätsfaktors A (Zerfallskonstante) ergibt sich die Gleichung (1) :
(1)
Durch Integration erhält man das sogenannte Zerfallsgesetz:
N=No.e-1.1
No
N
e
A
(2)
Anzahl der ursprünglich (1=10) vorhandenen Mutteratome ,
Anzahl der zur Zeit t noch nicht zerfallenen Mutteratome ,
Dauer des Zerfallsvorgangs (radiometrisches Alter),
Basis des natürlichen Logarithmus (In)
Zerfallskonstante
Da die Anzahl der noch nicht zerfallenen Mutteratome (No) zur Zeit tu unbekannt und nicht meßbar ist, läßt sich das
radiometrische Alter aus (2) nicht berechnen. Die Anzahl der entstandenen Tochteratome (D) ist jedoch gleich der
Anzahl der zerfallenen Mutteratome (No-N), so daß in einem geschlossenen System gilt:
No=N +D
(3)
l
32
Durch Einsetzen der Gleichung (3) in (2) treten im Zerfallsgesetz nur noch meßbare Größen (N und 0) auf, durch
deren Bestimmung nach Umformung der Gleichurig zur allgemeinen Altersgleichung (4) das radiometrische Alter
berechnet werden kann:
(4)
Der Altersbereich, in dem mit der K/Ar-Altersdatierungsmethode
geochronologische Aussagen gemacht werden
können, wird bestimmt durch die Halbwertszeit
= In2/A) des Isotopensystems und die Nachweisgrenzen für die
noch vorhandenen Mutter- bzw. Tochterisotope. I
Die Halbwertszeit ist die Zeit, in der die Hälfte aller vorhandenen Mutternuklide zerfallen ist. Für das Kalium
beträgt die Halbwertszeit 1,25 * 109 a. Somit sindlanhand der K/Ar-Altersdatierungsmethode
in einem relativ großen
Zeitabschnitt Altersdatierungen möglich. Ein weiterer Vorteil gegenüber anderen Datierungsmethoden besteht in der
Häufigkeit des Elementes Kalium in gesteinsbilddnden Mineralen. Außerdem läßt sich das chemisch inerte Edelgas
Argon relativ leicht extrahieren und selbst in sehr 'geringen Konzentrationen präzise messen.
dll2
I
Unter Berücksichtigung des dualen Zerfalls des 40K müssen neben der Gesamtzerfallskonstante
40
40'
401
40
zerfallskonstanten von K zu Ar (ÄE) und von K zu Ca (Aß) bekannt sein.
Ages auch die Einzel-
'a d" vo<i;ogead" A<beh wmdeo die VO,gLhlagOa" Ze,fall,koa"aa"n d" "lUGS Subeommi"ioa oa
Geochronology" (STEIGER& JÄGER 1977) verweridet:
10
I
10
I
= 0,581 X 10- a10
1
4,962 x 10- a-
Ä.
+Aß
,
Ages
Ä.:
Aß:
Ages:
Zerfallskonstante
Zerfallskonstahte
Zerfallskonstahte
Die K1A,~A"e"g1e;chunglehot ,;eh aun au'
(Ä./Agcs), welcher den Anteil des
5,543
40
X
10- a-
für den Zerfall von 40K zu 40 Ar
für den Zerfall von 40K zu 40Ca
für beide Zerfälle
1"
V"kaüpfuag d" Zerl'all,kon"aa"a (A~) mh oiaem Faktm
Ar* am Gesamtkerfall von 40K repräsentiert, folgendermaßen her:
t
=
_1_I .ln(
A
40
Ar
40K
ges
* . Ages + 1)
(5)
Ar
I
Die verbleibenden zwei unbekannten Größen 40K und 4°Ar* werden unabhängig voneinander bestimmt. Die so
berechnete Größe t darf jedoch nur unter folg~nden Bedingungen als geologisch relevantes Alter interpretiert
werden:
-
I
Das gemessene Verhältnis von vorhanderen Mutter- zu Tochternukliden darf ausschließlich von der Dauer
des radioaktiven Zerfalls bestimmt sei'n. Diese Voraussetzung ist erfüllt, wenn das Kristallgitter des
Minerals nach der Unterschreitung der Schließungstemperatur geschlossen blieb und nicht schon bei der
Mineralneubildung ererbtes Argon "exc~ss-argon" eingebaut wurde.
Die Zerfallskonstanten müssen hinreichehd genau bekannt sein.
I
Die Isotopenzusammensetzung darf nicht durch etwaige Fraktionierungsprozesse verändert worden sein.
33
III.3.2
Analyseverfahren
III.3.2.1
Bestimmung des
40K
K/Na-Aufschluß
Vorbereitung
und
Einwaage
Vor der Einwaage des Probenmaterials wurden die zur Analyse verwendeten Teflonbecher mit Aluminiumfolie
umwickelt, um elektrostatische Aufladungen zu vermindern sowie eine verbesserte Wärmeleitung zu erzielen, da die
Becherböden Unebenheiten aufwiesen. Nach mindestens 24-stündiger thermo konstanter Equilibrierung (20-22 °C,
45-50 % Luftfeuchtigkeit) erfolgte die Einwaage des Probenmaterials. Für jede Probenserie wurden pro Probe und
dem Standard 50 mg in jeweils zwei Tiegel eingewogen und diese anschließend mit einem Teflondeckel
verschlossen. Weiterhin wurde ein Teflontiegel mit Deckel ohne Probensubstanz zur Messung des Blindwertes, wie
im Folgenden beschrieben, in gleicher Weise aufgeschlossen. Die in jeder Probenserie mitanalysierten internationalen Standards waren für die Glimmerpräparate
der Biotitstandard Mica-Fe (8,75 Gew.-% K20)
(GOVINDARAJU1979) und für die Feinfraktionsproben der Dioritstandard DR-N (1,70 Gew.-% KzO) oder der
Granitstandard GS-N (4,63 Gew.-% K20) (GovINDARAJU1984).
Säureaufschluß
Zunächst wurde jeder eingewogenen Probe ein Gemisch von 6 rnl 40%-iger HF und 65%-iger HN03 im Verhältnis
5: 1 zugegeben. Um das Verstrieben von Probensubstanz zu vermeiden, erfolgte die Zugabe anfangs tropfenweise.
Anschließend wurden die Tiegel verschlossen und das Probenmaterial über Nacht auf einer Heizplatte bei 120°C
aufgeschlossen. Nach einer Abkühlungszeit von 10-15 min wurden die Deckel vorsichtig abgenommen und Spritzer
der Probensuspension mit voll entsalzenem (VE) Wasser in die Becher gespült. Eventuell vorhandene Tropfen am
Becherrand wurden mit der Pipette aufgenommen und zur Suspension im Tiegel gegeben. Anschließend wurden die
Tiegel unverschlossen auf die Heizplatte gestellt und das Material bei 120°C eingedampft. Nach einer kurzen
Abkühlungszeit wurden die Proben mit je 2 ml 37%-iger HCI versetzt, leicht geschwenkt und bei 120°C 3-5 min auf
der Heizplatte erwärmt. Nun erfolgte die Zugabe von VE-Wasser bis zum Gewinderand des Bechers (ca. 10 ml). Im
Anschluß daran wurden die Suspensionen solange erwärmt (Heizplatte, 120°C), bis sich Bläschen zeigten. Die
Lösungen sollten nun klar und ohne Rückstände sein. War dies nicht der Fall, wurden die Suspensionen weiter
eingeengt und die Zugabe von 2 ml 37%-iger HCI wiederholt.
Bei manchen Proben zeigte sich ein Graphitfilm an der Oberfläche der Lösung. In diesem Fall mußte nach Ansetzen
der Meßlösungen (s.u.) eine Filtration über einen harten Filter (Papierfilter, Grünband 589/6) durchgeführt werden.
Ansetzen
der
Meßlösung
Die vorbereiteten Lösungen wurden nun in 100 ml Meßkolben überführt, in die vorher jeweils 4 ml 12,2%-ige CsCILösung und 10 ml 700 ppm Li-Lösung gegeben wurden. Die Kolben wurden mit VE-Wasser aufgefüllt und gut
geschüttelt.
Der Zusatz von Li-Lösung beeinflußt die gleichförmige Zerstäubung und den Ablauf in der Zerstäubungskammer
positiv, außerdem besitzt sie eine puffernde Wirkung und mindert die Ionisation der Alkalimetalle in der
Acetylenflamme. Die Zugabe von CsCI-Lösung dient der puffern den Wirkung z.B. gegen Rb, Ca, Mg, Sr, AI und
Fe.
Die so angesetzten Lösungen wurden nun unverzüglich in 100 rnl Polyethylen-(PE-) Flaschen überführt, nachdem
diese zuvor mit der Aufschlußlösung 2-3 mal ausgespült worden waren (Spüllösung wurde verworfen). Die PEFlaschen und Meßkolben wurden zur Reinigung mindestens drei Tage vor dem Gebrauch mit 2%-iger HCI gefüllt.
Kalium-Messung
Die Messung der Lösungen erfolgte mit einem Flammenphotometer (ELEX 63/61, Fa. EPPENDORF). Das
Wirkungsprinzip eines Flammenphotometers beruht auf der Erkennung eines bei der Ionisation von Molekülen oder
Atomen entstehenden charakteristischen Linienspektrums. Die Intensität des Signals eines Elements ist dabei
proportional zu dessen Konzentration in der gemessenen Lösung. In der Brennkammer des Gerätes wurden die
Aufschlußlösungen zerstäubt und die Elemente in einer Luft-Acetylen-Flamme angeregt. Vorbereitend erfolgte die
Aufnahme einer Eichkurve. Diese wurde durch Wiederholungsmessungen je eines Eichpunktes im Anschluß an jede
Doppelbestimmung kontrolliert. Die zu verwendende Eichreihe richtete sich nach dem zu erwartenden K20-Gehalt
der Probe.
34
Geräteeinstellung:
Flamme
Wellenlänge
Integrationszeit (s)
Wiederho Iungsmessungen
Meßbereich
Luft! Acety len
K: 466,49 nm; Na: 589 nm
2
5
0-100 ppm
Berechnung
des
40K
Zunächst wurden von den Rohdaten die mitbestimmten Blindwerte abgezogen und mit Hilfe der Eichreihe die
Lösungskonzentrationen ermittelt. Unter Berücksichtigung der Einwaagen erfolgte anschließend die Umrechnung in
ppm-K-Werte (a).
I
(X [ppm]-BLW[ppm]).XJml]'10oo
[
]
.
= X3 ppm Kahum
1
E
(a)
mg
Durch Umrechnung von ppm-Werten auf eine Angabe in %-Kalium (b) und Multiplikation
den prozentualen Anteil von K20 der Proben.
XAppm]
10000
mit UR (e) erhält man
X4[% ]Kalium
(b)
I
X4[ %]. UR = X5[ %]Kaliumoxid
(e)
Durch Umformung der Gleichungen (a) bis (e) ergibJ sich zusammenfassend
I
~2[ ml].lOoo.
(XI [ppm] - BLW[ppm]).
UR
Emg .10000
XI:
gemessene Konzentration des KalJms
Volumen der Aufschlußlösung (100 ml)
I
Einwaage in mg
Umrechnungsfaktor von Kalium ZU' Kaliumoxid
Blindwert
Gleichung (d).
%K20
(d)
I
X2:
Emg:
UR:
BLW:
=
1.2046
Die so ermittelten K20-Werte werden nieht nach dem mitgemessenen Standard korrigiert. Dieser dient lediglich der
I
Kontrolle systematischer Fehler.
Zur Fehlerberechnung
der K20-Werte wurden die Standardabweichung
I
}J(x X)2
nl
j
Standardabweichung:
SA
=,1
i-li
~
Variationskoeffizient:
Xi:
Einzelwert
x:
Mittelwert aller Messungen
Anzahl der Messungen
n:
-
n-l
und der Variationskoeffizient
herangezogen:
35
Der KzO-Wert einer Probe ergab sich jeweils aus dem Mittelwert der Doppelbestimmungen.
Da in die KJArAltersgleichung jedoch nicht der K20-Wert einer Probe, sondern nur deren Gehalt an 40Keingeht, mußte die Menge
des Gesamtkaliums ermittelt werden:
Kges
= 0,8302
KzO [Gew.-%]
Die Isotopenzusammensetzung des Kaliums ist in allen natürlichen Stoffen identisch (COOK 1943, KENDALL1960,
BURNETTet al. 1966) und wird nach STEIGER& JÄGER(1977) wie folgt angegeben:
39K
40K
41K
93,25810 atom-%
0,01167 atom-%
6,73020 atom-%
Demnach ergibt sich der Gehalt des 4OK-Isotops:
40K= 0,0001167 Kges [Gew.-%]
III.3.2.2
Bestimmung der Ar-Isotopie
Die Bestimmung der Ar-Isotopie und die Messung des 4°Ar*-Gehaltes erfolgte mit einer nach dem Aufbau von
FUSCH (1982) modifizierten Glas-Extraktionslinie (ausf. Beschreibung in WEMMER 1991) und einem EdelgasMassenspektrometer der Firma VACUUM GENERATORS (Typ VG 1200 C).
Die Messungen erfolgten nach dem Prinzip der Isotopenverdünnungsanalyse.
Hierbei wurde dem aus der Probe
extrahierten Argon ein 38 Ar-Spike zugegeben. Dieser Spike besteht aus hoch an 38 Ar angereichertem Argon. Seine
Isotopie und die Menge sind genau bekannt.
Extraktion
und
Reinigung
des
Argons
Die Einwaage des Probenmaterials erfolgte nach mindestens 24-stündiger thermokonstanter Equilibrierung bei 2022 °C und 45-50 % Luftfeuchtigkeit. Die Einwaagemenge richtete sich nach dem zu erwartenden Alter und dem
KzO-Gehalt. Die Proben wurden bei der Einwaage in hochreine Aluminiumfolie verpackt. Anschließend wurde der
Probenbehälter beladen (max. 28 Proben und zwei HD-B 1 Biotitstandards) und mit der Glas-Extraktionslinie verschmolzen.
Danach erfolgte ein mindestens 24-stündiges Ausheizen der gesamten Linie bei 150°C, um adsorptiv gebundenes
Argon so weit wie möglich zu entfernen. Ein Verlust von 4OAr*war dabei nicht zu erwarten, da nach ODIN &
BONHOMME(1982) erst ab Temperaturen über 200°C mit einer Entgasung im Hochvakuum zu rechnen ist.
7
Erst wenn in der Glaslinie ein Ultrahochvakuum von mindestens 1*.10. mbar vorgelegen hatte, erfolgte die
Extraktion des Argons. Die jeweilige Probe wurde mittels eines Hochfrequenzinduktionsofens
in einem Molybdäntiegel bei ca. 2000 °C vergast. Dabei fand eine vollständige Extraktion des Argons statt. Während des Extraktionsvorganges wurde eine genau definierte Menge des 38 Ar-Spikes zugegeben, welcher während der Argonentgasung
genügend Zeit hatte, sich mit dem restlichen Gas homogen zu vermischen.
Die Reinigung des freigesetzten Gases erfolgte zunächst über eine mit Flüssigstickstoff (-196° C) gekühlte Kühlfalle
in der "Foreline", in der HzO, SOz, COz etc. ausgefroren wurden. Das so vorgereinigte Gas wurde von einem in der
Hauptlinie befindlichen, ebenfalls mit Flüssigstickstoff gekühltem Aktivkohlefinger adsorbiert. Nach abgeschlossener Entgasung der Probe wurde das Probengas durch Auftauen des Aktivkohlefingers in die durch Ventile abriegelbare Hauptlinie freigesetzt. Dort fand eine erneute Reinigung des Gases durch TiOz-Schwämme statt, die
während ihrer Abkühlung von 800°C auf 400 °C unedle Gase (Hz, Oz, Nz, CO, CH4) adsorptiv an ihre Oberfläche
binden. Die in der "Backline" befindlichen SORB-ACs spalten verbleibende Kohlenwasserstoffketten und binden
die Spaltungsprodukte ebenfalls an ihre Oberflächen. Das nun weitgehend von reaktiven Gasen gereinigte Probengas
wurde anschließend in das Massenspektrometer geleitet und gemessen.
Zwischen den Analysen verschiedener Proben wurde die Glas-Extraktionslinie durch Evakuieren und Ausheizen
wieder gereinigt.
36
Messung
der
Ar-Isotopie
Das oben genannte Massenspektrometer, welches zur Bestimmung der Ar-Isotopie verwendet wurde, weist eine 12
cm-60o-Aufstellung auf. Die Ionensignale werden
einem Faraday-Kollektor mit einem Ableitwiderstand von
11
10 Q sequentiell aufgenommen und durch das ahgeschlossene Digital-Voltmeter (SOLARTRON) in digitale
Signale umgeformt. Der Meßvorgang wie auch di~ Registrierung der Signale verläuft programmgesteuert. Die
Signale der Massen 40, 38, 36 werden in jeweils 8 DJtensätzen gemessen. Vor und nach jeder Einzelmessung erfolgt
die Bestimmung der Untergrundintensität. Für die MJssen 40 und 38 beträgt die Dauer der Integration jeweils 6 sec,
bei der Masse 36 und dem Untergrund jeweils 20 sec.1
Anhand einer linearen Regression über jeweils 8 Meßdaten kann für die einzelnen Massen auf die Signalgröße zum
Zeitpunkt ~) der Messung geschlossen werden. Schli~ßlich erfolgt eine Korrektur der gemessenen Werte um einen
vor der Analysenserie bestimmten "Blank"-Wert.
I
Jon
Berechnung
des
radiogenen
40Ar
Da aus den Messungen lediglich Isotopenverhältniss~ (4°Arl8Ar und 38Ar/36Ar)resultieren, ist eine Berechnung des
absoluten 40Ar* nur durch die exakt definierte Menge des Ar-Spikes möglich.
Dieser Spike hat nach SCHUMACHER(1975) folgende Isotopenzusammensetzung:
40Ar:
38Ar:
36Ar:
0,0099980 atom-%
99,9890000 atom-%
0,0009998 atom-%
Zur Berechnung der radiogen produzierten Menge von 40 Ar müssen von der Gesamtmenge des gemessenen 40Ar die
Anteile des nicht-radiogen produzierten 40Ar aus dei Atmosphäre, dem Spike und eventuell vorhandenen Lufteinschlüssen im Kristallgitter abgezogen werden.
I
Die Isotopenzusammensetzung
des atmosphärischen Argons wurde nach NIER (1950) mit
Ar:
38Ar:
36Ar:
99,600 atom-%
0,063 atom-%
0,337 atom-%
40
bestimmt.
Daraus ergibt sich für das Isotopenverhältnis 4°Arl6Ar ein Wert von 295,5. Im Göttinger Labor wurde ein
gerätespezifisches Isotopenverhältnis 4OArl6Ar von ~urchschnittlich 297,88 gemessen. Aus der Abweichung der
beiden Verhältnisse läßt sich ein Korrekturfaktor ermitteln, welcher umgerechnet für Verhältnisse mit zwei Massenunterschieden auf die Verhältnisse 40 Ar/38Ar und 38Ar/j6Ar übertragen wird.
Die so korrigierten Werte können zur Berechnung der 4°Ar* Menge nach der Formel von DALRYMPLE& LANPHERE
(1969) verwendet werden:
40
Ar*=38Ar,
m:
Verhältnisse
des gemessenen Proben-Argons
s:
Verhältnisse
des SpIke-Argons
I
a:
Verhältnisse
des atmospharischen
Argons
Da der Anteil des radiogen produzierten 40 Ar in derl Probe mit [nllg] STP (STP: Standard- Temperature-Pressure,
nach DIN 1343) angegeben wird, erfolgt eine Umrechnung mit Hilfe des Molvolumens und der Moirnasse. Dieser
Wert wird anschließend auf die Einwaage normiert.
37
III.3.3
KlAr-Altersberechnung
und Fehlerbetrachtung
Die so ermittelten Einzeldaten werden von einem Rechenprogramm mit integrierter Fehlerrechnung
Fehlerrechnung erfolgt in Anlehnung an die Formel von Cox & DALRYMPLE(1967):
s:
Sk:
S,:
S40138:
S36138:
r:
Variationskoeffizient
Variationskoeffizient
Variationskoeffizient
Variationskoeffizient
Variationskoeffizient
Anteil des radiogenen
verarbeitet. Die
der Altersbestimmung
der K-Analyse
des rel. Fehlers der Spike- Kalibrierung
des 40 Arp8Ar-Verhältnisses
des 36 Arp8Ar- Verhältnisses
40Ar am gesamten 40Ar
Durch regelmäßige Messungen des Heidelberger Biotitstandards HD-B I kann für die Bestimmung des radiogen
produzierten Argons ein Variationskoeffizient
von weniger als I % angegeben werden. Der Fehler bei der
Bestimmung der Ar-Isotopie im Göttinger Labor wurde pauschal auf 1 % festgelegt. Er beinhaltet den Fehler bei der
Spike-Kalibrierung (s,), die Fehler bei der Bestimmung der Isotopenverhältnisse (S4Ol38 und S36138) sowie den mittleren
Einwaagefehler.
Zur Abschätzung des Gesamtfehlers verbleiben dann neben dem Pauschalfehler noch der Variationskoeffizient der
K-Bestimmung (Sk) und der Anteil des radiogenen Argons am Gesamtargongehalt (r) in der Rechnung.
Dadurch vereinfacht sich die Formel nach (BONHOMMEet al. 1975) zu:
_
s-
(Sk )2 +-(0,01)2
r
Unter der Annahme, daß die Streuung der Fehler der Normalverteilung folgt und systematische Fehler ausgeschlossen werden können, entspricht das oben errechnete Fehlerintervall einer Wahrscheinlichkeit von 68,14 %
(i: Is; la-Angabe). Eine Erweiterung des Fehlerintervalls auf das Zweifache erhöht dessen Wahrscheinlichkeit auf
95,44 % (2 a-Angabe) (s. z. B. SCHÖNWIESE1985).
In der vorliegenden Arbeit gilt für alle Altersangaben: Alter i: 2s. Dies entspricht einer 2 a-Wahrscheinlichkeit des
Fehlerintervalls.
III.3.4
Berechnung des prozentualen Anteils detritischer Hellglimmer in den Mineralfeinfraktionen
Zur Berechnung des Anteils detritischer Hellglimmer in diagenetisch geprägten Proben bedarf es als Voraussetzung
der Kenntnis des KlAr-Alters der detritischen Hellglimmer und des KlAr-Alters der Überprägung. Bei detritusbelasteten Proben werden die KlAr-Altersdaten der <0,2~m-Fraktion als Zeitpunkt des authigenen Neuwachstums
der Illite interpretiert. Dies geschieht unter der Voraussetzung, daß keine bzw. vernachlässigbar wenig ererbte
detritische Komponente in dieser Fraktion vorliegt. Die Alter der detritischen Bestandteile ergeben sich aus der
Datierung der groben, detritischen Hellglimmer in den zugehörigen Sedimenten. Dabei ist eine weitere Voraussetzung, daß die groben detritischen Hellglimmer das gleiche KlAr-Alter wie die feinen Glimmerpartikel in den
Feinfraktionen besitzen, was in den seltensten Fällen gewährleistet ist. Somit sind alle prozentualen Angaben des
Detritusanteils Minimalwerte.
Unter den genannten Bedingungen kann für die Mischungsalter der prozentuale detritische Anteil berechnet werden.
Dafür wird die im Kap. 3.3.1 hergeleitete Altersgleichung etwas modifiziert. Daraus ergibt sich, daß die Alterserhöhung in keiner linearen Abhängigkeit zum prozentualen detritischen Anteil steht.
38
Formel für die Mischalter von detritischen Muskoviten und authigenen Neubildungen:
16
Age,:
Umrechnungsfaktor für 40Ar* von nl/g in Atome 40Ar*: 1,49301 * 10
13
Umrechnungsfaktor für Gew.-% iKzOin Atome 40K:2,688 * 10 •
KzO-Gehalt der detritischen Hellglimmer in Gew.-%.
KzO-Gehalt der authigenen Feinfraktion «0,2JlII1) in Gew.-%.
40Ar*-Gehalt der detritischen He1Iglimmer in nl/g.
40Ar*-Gehalt der authigenen FeiJfraktion «0,2JlII1) in nl/g.
Zerfallskonstante für den Gesamtzerfall des 4OK:5,543* 10,10.
A..::
Zerfallskonstante
UfAr :
UfK:
KzO(D):
KzO(N):
4°Ar*(D):
4OAr*(N):
•
für den Zerfall von 40Kzu 4OAr:5,810* 10,11.
IV VORAUSSETZUNGEN
FÜR DIE INTERPRETATION
IV.1 IsotopeJgeolOgiSche
VON KlAR-DATIERUNGEN
Untersuchungen
Die Datierung von Mineralfeinfraktionen
«21l~,
<0,2Ilm) mit Hilfe der KlAr-Altersbestimmung
bietet die
Möglichkeit, prograd schwachmetamorphe Proze~se
zeitlich
einzuordnen.
Grundlage
hierfür
ist
die
Neusprossung
I
von Phyllosilikaten (z.B. authigene IIlite) und d,ie überwiegende Anreicherung der Mineralneubildungen
in der
Tonfraktion (s. DUNOYERDESEGONZAC1970) während schwachmetamorpher Vorgänge.
Bei den KlAr-Altersbestimmungen an Mineralfeinfraktionen von sehr schwach- bis schwachmetamorphen Sedimentgesteinen spielt die Auswahl der Proben eine erh6bliche Rolle. Im Arbeitsgebiet wurden Metapelite bevorzugt, um
in Verbindung mit Illitkristallinitätsmessungen
uJd Polytypie-Bestimmungen gewährleisten zu können, daß deren
Hellglimmerbestand in überwiegendem Maße synkinematisch durch authigene Neubildung während der Metamorphose entstanden ist (u.a. AHRENDT et al. 1~78, 1991, HUNZlKERet al. 1986, LEE et al. 1989, GIRARD &
BARNES1995, SCHALTEGGERet al. 1995). Dadurch soll eine eventuelle Beeinflussung der Metamorphosealter durch
I
..
detritischen Altbestand minimiert werden.
Die Datierung dieser Hellglimmer soll deren Bildungsalter und somit den Zeitpunkt der tektonometamorphen Uber-
I
prägung bestimmen.
Ein womöglich anteilig auftretender Altbestand an detritischen Hellglimmern führt zu der Diskussion, ob die
Altersdaten der Mineralfeinfraktionen
sogenannte "Mischungsalter" repräsentieren oder ein Einfluß durch den
detritischen Altbestand auszuschließen ist.
I
Eine entscheidende Rolle bei der Beurteilung dieser Diskussion spielt die Temperatur zum Höhepunkt der
Metamorphose. Diese steuert einerseits die Neusprossung von Illit und dessen Umwandlung zu Muskovit und kann
andererseits durch Übersteigen der Schließung~temperatur der detritischen Hellglimmer diese in ihrem Alter
I
zurückstellen.
Die Ansichten, bei welcher Temperatur sich das KlAr-System der Hellglimmer öffnet "bzw. schließt, gehen nicht
unerheblich auseinander. Nach PURDY & JÄGER (1976) liegt bei einem retrograden Temperaturverlauf
die
Schließungstemperatur für Muskovite bei 350:!: 50 oe. HUNZlKERet al. (1986) geben hingegen für die pro grade
Überprägung von Hellglimmern in der <211m-Fraktion eine Öffnung des KlAr-Systems bei Temperaturen von bereits
260 :!:30 oe an. Diese Temperaturabschätzungenl sind mitentscheidend für die Beurteilung und Interpretation der
Altersdaten der Mineralfeinfraktionen.
Als Interpretationskriterium für die Mineralfeinfraktionsdaten sind somit die Überprägungstemperaturen,
bei denen
sich die Hellglimmer authigen bildeten, von maßgeblicher Bedeutung. In Abhängigkeit von diesen Temperaturen
müssen die KlAr-Altersdaten für die Feinfraktibnen auf verschiedene Weise ausgelegt werden. Übersteigt die
Metamorphosetemperatur
deutlich die Schließurigstemperatur der Hellglimmer, so müssen die KlAr-Alter der
Mineralfeinfraktionen als Abkühlungsalter angdehen werden. Gleichzeitig verlieren die in den Feinfraktionen
",",ue11 vo,h•• deuen dettiti"hen Hellglimm«j""h die" hoehtem"«i«" Übe'l"ägung ih" au' ih"m Lief,,-
39
gebiet ererbte Altersinformation. Die Altersdaten der datierten Mineralfeinfraktionen «211m) setzten sich demnach
aus den Abkühlungsaltern der Feinfraktionen und den Altern der unterhalb der Schließungstemperatur
spätmetamorph gebildeten Feinstfraktionen zusammen. Damit werden sie als Metamorphosealter interpretiert, die das
MinimalaIter für den Höhepunkt der Metamorphose datieren.
Wird die Schließungstemperatur der Hellglimmer nicht überschritten, so geben die synkinematisch rekristallisierten
bzw. authigen gebildeten Hellglimmer in den Feinfraktionen das Deformations-/Kristallisationsalter
an. In diesem
Fall hätten die ggf. vorhandenen detritischen Hellglimmer allerdings noch ihre Altersinformation aus ihrem Liefergebiet bewahrt und könnten Einfluß auf das Metamorphosealter der Mineralfeinfraktion nehmen. Aufgrund dieser
nicht ganz auszuschließenden ererbten Komponente der detritischen Hellglimmer dürften die KlAr-Alter der
Mineralfeinfraktionen «21lill) als Maximalalter für den Höhepunkt der Metamorphose angesehen werden.
Weiterhin gilt es, bei der Interpretation von KlAr-Mineralfeinfraktionsaltern
zu beachten, daß relevante Aussagen
auf jeweils eine Korngrößenklasse «21lill, <O,21lill)beschränkt sind. Dies begründet sich durch:
die unterschiedlichen Anteile detritischen Altbestandes in den einzelnen Korngrößenklassen (LEE et al.
1989, AHRENDTet al. 1991), mit geringerem Detritusanteil in den kleineren Korngrößen,
die unterschiedlichen
Anteile spätmetamorph, unterhalb der Schließungstemperatur,
neugebildeten
Phyllosilikaten mit höherem Anteil spätmetamorph gebildeter Phyllosilikate in den kleineren Korngrößen,
die unterschiedlichen
Schließungstemperaturen
für Hellglimmer in einzelnen Korngrößenklassen
(BROCKAMPet al. 1994), mit niedrigeren Schließungstemperaturen kleinerer Korngrößen.
Somit bleibt für die Beurteilung der geologischen Relevanz der Altersdaten verschiedener Korngrößenklassen die
Intensität und Dauer der tektonometamorphen Überprägung entscheidend. Nach LEE et al. (1989) und AHRENDTet
al. (1991) werden die feinsten Illitpartikel in den Porenräumen während der Illitkristallisation als letzte gebildet.
Dementsprechend weisen AHRENDTet al. (1996), unter der Annahme einer längeren Wachstumsperiode der Illite
während einer anchi-/epizonalen Metamorphose, im Gegensatz zu einer kürzeren Wachstumsperiode bei einer
schwachen Diagenese, den Altersdaten verschiedener Korngrößenklassen unterschiedliche Bedeutung zu.
Hohe anchi- bis epizonale Metamorphose:
Bei einer hohen anchi- bis epizonalen Metamorphose würden die feinsten, zuletzt gebildeten Illite «O,2IlmFraktion) dementsprechend den Ausklang der Metamorphose datieren und somit das Minimalalter für die
metamorphe Überprägung bestimmen (LEE et al. 1989). Die dazugehörige <211m-Fraktion enthielte dagegen den
Großteil der während des Verlaufs der Metamorphose neugebildeten Illite. Somit wäre die <211m-Fraktion ein
Minimalalter für den Höhepunkt der metamorphen Überprägung. Damit gäben die KlAr-Alter der <211m-Fraktion
ein von der Korngrößenverteilung abhängiges Mischungsalter der Unterfraktionen an. Eine eventuell auftretende
detritische Komponente wäre nach HUNZlKERet al. (1986) in ihrem Alter zurückgestellt und somit zu vernachlässigen.
Kurzzeitige Überprägung
diagenetischer
Intensität:
Eine relativ kurzzeitige Überprägung mit diagenetischer Intensität hätte zur Folge, daß feinste und gröbere Illitneubildungen annähernd das gleiche Alter aufweisen würden (LEE et al. 1989). Der relative Anteil der Illitneubildungen in der <O.2Ilm-Fraktion wäre im Vergleich zu der entsprechenden Fraktion im höher metamorphen
Fall entscheidend größer. Gegensätzlich verhält sich der relative Anteil der Neubildungen in der <211m-Fraktion.
Daneben ist die Wahrscheinlichkeit groß, daß sich der Einfluß einer detritischen Komponente in der gröberen
<211m-Fraktion stärker als in der sehr feinen <O,2Ilm-Fraktion auf das KlAr-Alter bemerkbar macht.
Langzeitige Überprägung
diagenetischer
Intensität:
Bei einer lang anhaltenden Überprägung mit diagenetischer Intensität wären die spätdiagenetischen Neubildungen in
der <O,2Ilm-Fraktion angereichert und würden damit ein Maximalalter für die Endphase der diagenetischen
Überprägung datieren.
Die Schlußfolgerung aus diesen O.g. theoretischen Überlegungen ergibt, daß der Zeitpunkt einer diagenetischen bis
schwach anchizonalen Überprägung am ehesten durch die KlAr-Altersbestimmungen der Fraktion <0,2 11m, hingegen das Alter einer relativ höheren Metamorphose durch die Datierung der <211m-Fraktion bestimmt wird. Es soll
jedoch daraufhingewiesen werden, daß die mit der Angabe der Metamorphosegrade verbundenen Druck- und
Temperaturbedingungen an dieser Stelle nicht als absolut angesehen werden dürfen.
40
Das oben vorgestellte Interpretationsschema greift unter der Voraussetzung eines ein mal i gen
Überprägungsvorganges.
Entscheidend
komplexer witd die Interpretation der KlAr-Mineralfeinfraktionsdaten
bei
m ehr f ach e rÜberprägung.
In bezug auf deh Einfluß des detritischen Altbestands sind die Betrachtungen dieselben wie bei einer einmaligen Überprägung. Allerdings können mit späteren Überprägungen bzw. thermischen
Ereignissen zusätzliche authigene Illit-Generatidnen auftreten, die das "tatsächliche" Alter der ersten tektonometamorphen Überprägung verjüngen. Auch bei behrfacher Überprägung spielen die Temperaturen der einzelnen
thermischen Ereignisse die maßgebliche Rolle. Wurde die erste Illit-Generation unter den maximalen Temperaturbedingungen gebildet und die späteren Illit-Geneiationen unter deutlich niedrigeren Temperaturen, so kann der Fall
eintreten, daß sich eine deutliche Verjüngung der kO,2flm-Fraktion abzeichnet, während in der <2flm-Fraktion keine
bemerkenswerte Änderung erfolgt. Vorausgesetztlder relative Anteil der <0,2flm-Fraktion in der <2flm-Fraktion ist
entsprechend gering. Das liegt höchstwahrscheinlich am Zusammenspiel der niedrigeren Schließungstemperatur der
kleineren Korngrößen, der Verfügung von nur sehr kleinen Porenräumen und dem relativ hohen Anteil der zuletzt
gebildeten Feinstpartikel in der <0,2fJffi-Fraktion.1
Wurde die erste Illit-Generation unter Bedingungen gebildet, die niedriger temperiert waren als die nachfolgenden
thermischen Ereignisse, so kann bei ausreichertder Temperaturdifferenz die Altersinformation der ersten IllitGeneration zurückgestellt werden. Unterscheideh sich die Bildungstemperaturen der verschiedenen Illit-Generationen nicht bzw. unwesentlich voneinander, so dnn es zu einer partiellen Rückstellung bzw. zu einer Mischung der
IlIit-Generationen kommen.
I
Um Hinweise auf eventuelle spätere thermische Ereignisse zu bekommen und somit Aussagen über Mischungen
verschiedener Illit-Generationen sowie den Einfluß detritischen Altbestands machen zu können, werden die IllitI
Polytypen (s. Kap. 5.2) der einzelnen Proben bestimmt und grob quantifiziert. Aus der Verbindung von PolytypenBestimmung, der regionalen KlAr-Altersverteil'ung der Mineralfeinfraktionsdaten
und der Illit-Kristallinitätsbestimmung können Altersdaten von Mineralfeinfraktionen umfassender interpretiert werden als bisher.
I
Grundlage für die Datierung von Glimmern aus Kristallingesteinen ist das im wesentlichen von ARMSTRONGet al.
(1966), JÄGERet al. (1967), JÄGER(1973), PURD~ & JÄGER(1976) und WAGNERet al. (1977) entwickelte Konzept
der Schließungstemperaturen
und Abkühlalter. Dieses
Konzept beinhaltet, daß die Elementdiffusion aus einem
I
Mineral heraus nach Unterschreiten der sog. Schließungstemperatur zum erliegen kommt und die Minerale dann ein
l
geschlossenes Isotopensystem darstellen. Dabei liegen die Schließungstemperaturen
teilweise weit unter den
Kristallisationstemperaturen.
Dies bedingt die Dbutung von Mineralaltern aus Kristallingesteinen als Abkühlalter.
Bei der Anwendung der KlAr-Methode können riach PURDY & JÄGER (1976) folgende Schließungstemperaturen
angegeben werden:
I
Mineral
Muskovit
Biotit
Schließungstemperatur
I
350:t
50°C
I
300:t 50°C
I
Autoren wie STEIGER(1964, 1983), STEIGER& BUCHER(1978), DEUTSCH& STEIGER(1983) deuten die Alter von
kristallinen Glimmern jedoch nicht als Abkühl~lter, sondern schen sie als Kristallisations- bzw. Rekristallisationszeitpunkte (Höhepunkte der Metamorphose) kn.
Die Datierung von detritischen Glimmern aus Se1imentgesteinen läßt nach HORSTMANNet al. (1990) und WELZEL
(1991) Rückschlüsse auf potentielle Liefergebi~te zu und kann eine Rekonstruktion der tektonometamorphen
I
Einheiten des Liefergebietes ermöglichen.
Grundlage für die Datierung von detritischen Mineralen ist, daß einige Mineralarten ihr im Liefergebiet erworbenes,
l
geochronologisches Alter auch bei Transport, verw itterungseinflüssen und Diageneseprozessen konservieren. Durch
Untersuchungen von FITCHet al. (1966), WILSON(1975), CLAUER(1981) und WELZEL(1991) zeigte sich, daß Hellglimmer aufgrund ihrer hohen Verwitterungsresistenz am besten für die Datierung von Detritusmineralen geeignet
sind. So sind z. B. Verwitterungserscheinungen :bei"Muskoviten auf deren Randbereiche beschränkt und können
leicht präparativ entfernt werden. Eine weitere Gr~ndvoraussetzung für die Datierung von Detritusmineralen ist, daß
es zu keiner Öffnung des Isotopensystems (hier KlAr) nach der Erosion im Liefergebiet gekommen ist. Dies betrifft
insbesondere (neben Transport usw. s.o.) eine spätere postsedimentäre, metamorphe Überprägung. Nach WELZEL
(1991) kann zumindest bei einer postsedimentären Überprägung, welche das Diagenesestadium nicht überschritten
hat, die Störung des KlAr-Systems für Muskdvite (= Öffnung des Isotopensystems) ausgeschlossen werden.
I
Weiterhin sind nach WELZEL (1991) und NATHUSIUS(1992) KlAr-Datierungen detritischer Hellglimmer auch
innerhalb verschiedener Korngrößenklassen vergl~ichbar.
l
41
IV.2
Schematisierter Zusammenhang von Hellglimmer-Polytypie
und KIAr-Altersdaten
Zur Interpretation der Polytypie-Bestimmungen bedarf es einiger grundsätzlicher Betrachtungen und Angaben über
die Entwicklung, die Bildungsbedingungen und das isotopengeologische Verhalten von Illiten. Wie bereits in den
Kapiteln 3.2.2 und 3.2.3 beschrieben hängt der Ordnungsgrad des Illit-Kristallgitters direkt mit den herrschenden
Temperaturbedingungen zusammen (ARKAI & TOTH 1983). Mit zunehmender Temperatur baut sich das Kristallgitter geordneter und verzerrungsfreier auf, und daraus resultiert der temperaturabhängige Übergang von ungeordneten 1Md Illiten über 1M- zu den geordneten 2M,-Illiten. Von entscheidender Bedeutung für die Interpretation
sind die Bildungstemperaturen des 2M,-Illit-Polytyps. Es wird allgemein davon ausgegangen, daß sich der 2M,-Illit
erst ab anchizonalen Bedingungen (> 200°C) bildet und die vollständige Umwandlung aller Illite zum 2M,-Polytyp
ab der Grenze Anchi-/Epizone (- 300 0C) vollzogen ist (s. FREY 1987, WEMMER 1988).
Während sich auf dem prograden Pfad der metamorphen Überprägung die Kristallgitter der Illite zunehmend
ordnen, muß davon ausgegangen werden, daß mit dem Ausklingen der Metamorphose die feinsten Illitpartikel als
letzte gebildet werden (LEE et al. 1989, AHRENDTet al. 1991) und diese aufgrund der niedrigeren Bildungstemperaturen als 1M- oder 1Md-Illite auftreten.
Mit dem Hintergrund, daß die Illit-Polytypie-Bestimmungen
als begleitende Untersuchungen zur KlAr-Altersdatierung von Mineralfeinfraktionen durchgeführt wurden, sollen im Folgenden die Zusammenhänge zwischen der
KlAr-Altersbestimmung
und den einzelnen Illit-Polytypen mit Berücksichtigung verschiedener Überprägungsintensitäten dargestellt werden.
Bei der KlAr-Altersdatierung von Mineralfeinfraktionen sehr schwach metamorpher Sedimente ist die Beurteilung
ob und inwieweit detritischer Hellglimmerbestand in den Feinfraktionen vorhanden ist, für die Interpretation der
Altersdaten von maßgeblicher Bedeutung (s. Kap. 4.1). Erst ab einer Metamorphosetemperatur
von 260 :t 30 oe
sollen nach HUNZIKERet al. (1986) die Muskovite der <2I..lm-Fraktion ihr KlAr-System öffnen und somit ihre ererbte
Altersinformation komplett verlieren. Unterhalb dieser Metamorphosetemperaturen
würde detritischer Altbestand
die Feinfraktionsalter zu alten Altersdaten hin verfaIschen. Zur Abschätzung der detritischen Hellglimmeranteile soll
die Polytypie-Bestimmung herangezogen werden.
In Abhängigkeit von der Überprägungsintensität sollen nachfolgend die Zusammenhänge zwischen den Illit-Polytypen und deren Altersinformationen innerhalb der Mineralfeinfraktionen diskutiert werden.
Epizonale Überprägung (> 300° C): Detritische 2M,-Illite sollten ihre ererbte Altersinformation auf den Zeitpunkt
der Metamorphose zurückgestellt haben. Alle prograd authigen gebildeten Illite sollten sich komplett zu
2M1-Illiten entwickelt haben und somit ebenfalls den Zeitpunkt der Metamorphose datieren. Auftretende
1M- bzw. 1Md-Illite müssen demzufolge auf dem retrograden Pfad, also mit abnehmender Temperatur
gebildet worden sein und/oder durch ein späteres thermisches Ereignis.
Anchizonale Überprägung (-200-300° C): Die Beurteilung der Altersinformation der detritischen 2M1-Illite ist im
Bereich der Anchizone sehr kritisch, da die Rückstellung der ererbten Altersinformation aufgrund der
Öffnung des KlAr-Systems gar nicht, partiell oder komplett stattgefunden haben kann. Die authigenen Illite
sind teilweise zu 2M]-Illiten entwickelt, so daß die Anteile des 2M1-Polytys eine Mischung aus detritischen
und authigenen Illiten sein kann. Bei der anchizonalen Überprägung geben die authigenen 2M1- und lMIllite bis zu 260° e den Peak der Metamorphose an. Oberhalb dieser Temperatur repräsentieren sie
Minimalalter für den Höhepunkt der Überprägung. Die auftretenden lMd-Illite bildeten sich wiederum
entweder beim Ausklingen der Metamorphose und/oder während eines späteren Wärmeereignisses.
Überprägung mit diagenetischer Intensität « 200° C): Detritische 2M,-Illite haben ihre ererbte Altersinformation
konserviert. Authigene 2M,-Illite treten unter diagenetischen Bedingungen nicht auf. Die lM- und lMdIllite geben bei einer einmaligen Überprägung das Durchschnittsalter für den Zeitraum der Illitbildung an,
während ein weiteres sc h w ä c her e s Wärmeereignis nochmals zur späteren Bildung von lMd-Illiten
führen würde.
Die O.g. drei Fallbeispiele sind idealisierte Modelle der Zusammenhänge zwischen Hellglimmer-Polytypie und IllitGenese innerhalb der Mineralfeinfraktionen. Sie dienen zur Schematisierung der Interpretation. Die natürlich auftretenden Mischungen der einzelnen Polytypen sind in der Regel noch komplexer.
42
V
V.I
Ergebnisse
VORSTELLUNG
der KlAr-Datilrungen
DER ERGEBNISSE
und Dlitkristallinitätsbestimmungen
l
bis schwach
Für die Altersbestimmung
von sehr schwach
metamorphen Überprägungen
wurden K/Ar-DatieI
~~ngen an Hellglimmern in Mineralfeinfraktionen ~hauptsächlich Tonschiefer) durchgeführt. Zur Abschätzung des
Uberprägungsgrades
dienten IIIitkristallinitätsmessungen. Daneben wurden Polytypie-Bestimmungen
der in den
Feinfraktionen enthaltenen Hellglimmer durchgeführt, um Aussagen über ggf. vorhandene detritische Hellglimmer
und/oder jüngere authigene IIIitgenerationen und de~en Einfluß auf die Altersbestimmungen treffen zu können.
Für die Typisierung von Liefergebieten
sind KlAr-Alter an detritischen Muskoviten aus sehr schwach- bis
schwachmetamorphen Sedimenten (Grauwacken, S~ndsteinen) bestimmt worden. Zur Bestimmung der Abkühlalter
von Kristallingesteinen
erfolgten K/Ar-Datierung~n an Muskoviten und Biotiten.
In der Abbildung 10 sind alle K/Ar-Altersdaten, ~t Ausnahme der Daten aus der Wippraer Zone, in ihrer regionalen Verteilung dargestellt. Die Altersdaten (ohrle Fehlerangaben) und IK-Werte aus dem Teilprofil durch die
Wippraer Zone finden sich in schematischen Querptofilen in der Abbildung ll und 12.'
I
I
I
• -
I.~j
il.I.ll.I.I.•. ';';;.
• -Nördliche
Begrenzung
-
I:fffrl
';i'
MKZ mit nördlicher
• und südlicher
I~~~~j
Kyffhäuser
Kristallin
Probenpunkte
Abb. 10: K/Ar-Altersdaten
in ihrer regionalen verJilUng
Phyllitzone
bzw. Ruhlaer Kristallin
I::::~Granitoide
I
Phyllitzone
~~~~A;~::=8~)
Grani10ide
3001290
<2~mI <O.2pm
3360 Detritus(Muskovit)
336M AbkühIaher
Muskovit
334 B AbkUhI.n.r
8iotit
1 Brocken
2 Rarrberg
3 Pretzsch
4 Pr.,in
5 Oelitzsch
43
K/Ar-Altersdaten
NW
0090/2
0090/3
0090/4
0090/1
0090/10
0090/8
SE
[Ma]
0090/5
0090/60090n
0090/9
0092/12
<2~m
< 0,2 ~m
CD
bis
CD
Franzke et al. (1990)
Abb. 11: KJAr-Altersdaten der <2Ilm- und <O,2Ilm-Fraktionen
Zone
NW
5 km
dargestellt in einem Querprofil durch die Wippraer
SE
IIlitkristaliinitäten [°2 Theta]
0090/2
0090/3
0090/4
0090/1
0090/10
0090/8
0090/5
0090/6
0090f7
0090/9
0092/12
<2 ~m
<0,2 ~m
Übergang DiageneseAnchizone: 0,4000,600 [°2 Theta]
Grenze Anchizone/
Epizone: 0,240:l:: 0,010
[°2 Theta]
Abb. 12: l1litkristallinitätswerte
Wippraer Zone
5km
Franzke et al. (1990)
der <2Ilm- und <O,2Ilm-Fraktionen
dargestellt
in einem Querprofil
durch die
44
I
-
Begrenzung
Mitteldeutsche
Kristallinzone
Begrenzung
MKZ mit nördlicher
und südlicher Phyllitzone
~t~~~t~
Kyffhäuser bzw. Ruhlaer
H~:::::::::::~:::l
(MKZ)
I
Granitoide
Kristallin
1 Brocken
2 Ramberg
Kristallin
3 Pretzsch
Granitoide
4 Prettin
Probenpunkte
5 Delitzsch
Abb. 13: IIIitkristallinitätsdaten
Illitkristallinitätswerte
0,275/0,360
:
[°2 Theta]
<21Jm!<0,2IJm
Grenze Epizone/Anchizone : 0,240 +/' 0,010'2
Theta
Grenzbereich Anchizone/Diagenese: 600-400 '2 Theta
••
Epizone
•
hohe Anchizone
o
Anchizone
ÜbergangsbereichDiagenese/Anchizone
in ihrer regionalen terteilung
In Tabelle 5 im Anhang sind die röntgendiffraktoLetrisCh
typie ausgewählten Proben aufgelistet.
ermittelten Mineralbestände
der zur Hellglimmer-Poly-
45
Aus Gründen der Übersichtlichkeit des nachfolgenden Diskussions- und Interpretations-Kapitels
Ergebnisse der Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie vorab komprimiert dargestellt.
V.2
~rgebnisse der Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
werden die
an Feinfraktionen
Die Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie sollte als weiterer Parameter zur Diskussion und Interpretation der
KJAr-Altersdaten der Mineralfeinfraktionen dienen. Diese Untersuchungen wurden durchgeführt, um ggf. vorhandene detritische Hellglimmer in den Feinfraktionen zu identifizieren oder aber verschiedene authigen gebildete IIIitgenerationen aufzulösen.
Zur Präparation, Analytik und Interpretation der Röntgen-Plots der nicht texturierten Mineralfeinfraktionspräparate
siehe die Kap. III.IA bzw. III.2.3.
Da es sich bei den untersuchten Feinfraktionsproben ausschließlich um Mineralmischungen handelt, werden zum
Vergleich in der Abbildung 14 kalkulierte, ideale Röntgen-Plots der drei Endglieder der IIIit-Polytypen dargestellt.
Dabei handelt es sich bei dem hier als IM-Polytyp ausgewiesenen Plot um die Kalkulation eines 1M tv (transvacant) IIIits. Der dargestellte 1Md-IIIit ist 60% cv (cis-vacant), 40% tv, mit einer Fraktion der 0°-Rotation (Po) von
0,6 und einer Fraktion der 60°-, 180°- und 300°-Rotation (P 60) von ebenfalls 0,6 (GRATHOFF& MOORE 1996).
In der Abbildung 14 sind die Basisreflexe sowie der für die Abschätzung der Nichttexturierung wichtige (s. Kap.
III.2.3) 020-Reflex der IIIite indiziert. Die kursiv gedruckten Zahlen geben die d-Werte der spezifischen IIIitPeaklagen der Polytypen in A an (GRATHOFF& MOORE 1996).
Die Abbildungen 15 bis 41 zeigen die Röntgen-Plots (16-44° 28) der im Kap. VI.1 diskutierten Proben mit Kennzeichnung der spezifischen Peaks der einzelnen Hellglimmer-Polytypen sowie der interferierenden Peaks anderer
Gemengteile. Zusätzlich ist die relative Häufigkeit der einzelnen Hellglimmer-Polytypen ausgewiesen.
Der Aufbau der nachfolgenden Röntgen-Plots (Abb. 15-41) erklärt sich folgendermaßen:
x104
1.20
uthologie
Probenname
I Obe~egendI
KlAr-A1terswert
1.08
IlIitkristailinitätswert
0.96
Stratigraphie
1~~~nMl
B
0.84
0.72
0.60
0.48
0.36
0.24
0.12
15.0
25.0
20.0
30.0
35.0
40.0
45.0
°28
Die IIIit-Polytypen bzw. der Mineralbestand sind wie folgt gekennzeichnet bzw. abgekürzt:
spezifische Peaks des 2M1-Polytyps
spezifische Peaks des 1M-Polytyps
Ab: Albit
Hm: Hämatit
ChI: Chlorit
Q:Quarz
F: Alkalifeldspat
46
020
I
OM
I
~
I1
003
11
~rI13,20
II!
'1
1
002
.11
2,98
\
'I
374'
JU vJ\AJV ~U\JDlNLvJL
I
i
I
16
I ' ,
,
I
20
I ' ,
I
I
24
I
,
,
28
I'
'I'
32
i
36
I ' , , I
40
44
2-Theta
o
020
3,65
.1"
002
I,
I
3,07
il'I
I! ~
:
OM
j
1I
!
11
II/i:I'
I.
II
003
Ii
i!
i
~,\
11
1\
!','
II!
\
I\
I
iI
Pi I
\
~A
-JlJ V\J ~)\~)JUV V~V\J~~~
V
I ' , , I
16
I
'I
20
'I'
i
24
I
28
I
i
'I'
32
i
36
I ' , , I
40
o
44
2-Theta
020
OM
I
I
002
J
I
16
I
,
003
~
U
I
20
i
i
I
24
I
I
I
I
28
~~
i
I
I
32
I
i
I
36
I
i
I
I
40
o
i
i
I
44
2-Theta
Abb. 14: Kalkulierte Röntgen-Plots der drei Endglieder der lllit-Polytypen (genaue Angaben s. Text),
mit Indizierung der Basis- sowie der OZO-Reflexe.
Kursiv: d-Werte der spezifischen lllit-P6aklagen nach GRATIlOFF & MOORE (1996).
,
ChI
F
I
40.0
45.0
0.84
0.96
1.08
X104
1.20
30.0
20.0
25.0
30.0
35.0
40.0
45.0
Abb. 17: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
aus dem Oberharzer Diabaszug.
der Probe DD 94-15 <2llm
Theta
20.0
0,270 2
0
313 Ma
Tonschiefer
25.0
,
Chi
30.0
~
1Md
1
1
2M1\
20.0
2 Theta
25.0
2M1
30.0
~
1
1
1Md
I
I
40.0
40.0
45.0
do IV-V
<O,21Jm
der Probe DD 94-15 <O,21lm
35.0
DD 94-15
<O.2Ilm
45.0
Silur
<O,2~m
höchstes
DD 95-21
der Probe 0095-21
35.0
I
Hm
Abb. 18: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
aus dem Oberbaner Diabaszug.
0,660
0
305Ma
Rotschiefer
Abb. 16: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
aus der Harzgeröder Faltenzone.
15.0
0.12
0.12
15.0
0.24
0.36
0.24
0.36
0.48
0.84
0.96
0.48
Hm
I
1.08
0.60
~
1Md
1
do IV-V
DD ~15<2lJm
0.60
Q
2 Theta
1
2M1
x104
1.20
0.72
0,535
0
342 Ma
Rotschlefer
der Probe 00 95-23 <O,21lm
0.72
0.84
0.96
1.08
X104
1.20
Abb. 15: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
aus der Harzgeröder Faltenzone.
15.0
0.12
0.12
25.0
0.24
0.24
15.0
0.36
0.48
0.36
0.48
0.60
35.0
cd
<O,2~m
0.60
~
DD 95-23
0.72
20.0
2M11
1
~
0,51502
Theta
302Ma
Olisthostrom-Matrix
0.72
0.84
0.96
1.08
xlO4
1.20
~
-..l
, ,
20.0
30.0
35.0
40.0
45.0
20.0
0,340° 2 Theta
335Ma
25.0
30.0
35.0
40.0
45.0
cd
DD 95-23 <2~m
Abb. 21: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe nn 95-23 <2llm
aus der Hmzgeröder Faltenzone.
15.0
0.12
0.24
0.36
0.48
0.60
0.72
0.84
0.96
1. 08
Olisthostrom-Matrix
Abb. 19: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe nn 95-18 <2llm
aus der Hmzgeröder Faltenzone
20.0
a
0,270° 2 Theta
334 Ma
Tonschiefer
25.0
,
Chi
30.0
,,
~
12M1
1
i 1Md I
35.0
Abb. 20: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe
aus der Hmzgeröder Faltenzone.
15.0
0.12
0.12
25.0
0.24
0.24
15.0
0.36
0.48
0.36
0.48
0.60
0.B4
0.96
LOB
xl04
1.20
0.60
~
Silur
DD 95-18 <2~m
0.72
a
2M11
0,325° 2 Theta
1
~
305Ma
Tonschiefer
0.72
0.84
0.96
LOB
Xl04
1. 20
45.0
nn 95-21 <2llm
40.0
höchstes Silur
DD 95-21 <2~m
40.0
45.0
20.0
0,510° 2 Theta
314 Ma
Melange
25.0
,
ChI
30.0
~
2M11
1
1Md
1
Abb. 24: Bestimmung der Hcllglimmer-Polytypic
aus der Südharzdeckc.
15.0
0.12
0.24
0.36
0.48
0.60
0.72
0.B4
0.96
1.08
Xl04
1.20
Abb. 22: Bestimmung der Hcllglimmer-Polytypic
aus der Slldharzdcckc.
40.0
45.0
Givet-do I
der Probe DD 95-25 <1l,21Jm
35.0
I
DD 95-25 <O.2~m
der Probe DD 95-25 <2lJm
20.0
Q
2 Theta
25.0
Hm
30.0
,
Ab
~
20.0
0,590° 2 Theta
316 Ma
Rotschiefer
,
25.0
Hm
2M11
30.0
~
1
1
1Md
I
Hm
12M1 I
~
Abb. 25: Bestimmung der Hcllglimmer-Polytypic
aus der Südharzdcckc.
15.0
0.12
0.24
0.36
0.48
0.60
0.72
0.84
0.96
1.08
xl04
1.20
0,375
0
356Ma
Rotschiefer
Abb. 23: Bestimmung der Hcllglimmer-Polytypic
aus der SUdharzdcckc.
15.0
0.12
0.12
35.0
0.24
0.24
30.0
0.36
0.36
15.0
0.48
0.4B
0.84
0.96
1.08
xl04
1.20
0.60
25.0
Givet-do I
DD 95-25 <2~m
0.60
~
[1Md I
2M1/
1
0.72
20.0
0,3300 2 Theta
341 Ma
Melange
0.72
0.B4
0.96
1.0B
x 104
1.20
40.0
45.0
40.0
45.0
der Probe DD 95-29 <1l,2IJm
35.0
doll
DD 95-29 <O.2~m
der Probe DD 95-29 <2lJm
35.0
do 11
DD 95-29 <2~m
.j:>.
\0
30.0
I
35.0
40.0
45.0
25.0
30.0
Abb. 28: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
aus der Tanner Zone.
15.0
35.0
40.0
45.0
der Probe DD 92-6 <2llm
Gestein
20.0
0,445° 2 Theta
297 Ma
mylonit
25.0
,
1>b
30.0
~
25.0
30.0
,~
1>b
1Md
1
1
2M1
Abb. 29: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
aus der Blankenburger Zone.
20.0
Q
0,270° 2 Theta
302 Ma
Quarzlt
I
I
I
J2M1 I
1
1Md
Abb. 27: Bestimmung der Hellglimmc:r-Polytypie
aus der Se1kcdecke.
15.0
0.12
0.24
0.24
~
0.36
0.36
0.12
0.48
0.48
0.84
0.96
1.08
Xl04
1.20
0.60
I
cd 11
<2lJm
0.60
~
1
1Md
2M1
1
DD 92--6
0.72
20.0
0,165° 2 Theta
302Ma
Tonschiefer
der Probe DD 92-2 <2JJm
0.72
0.84
0.96
1.08
xl04
1.20
Abb. 26: Bestimmung der Hellglimmc:r-Polytypie
aus der Selkedecke.
15.0
0.12
0.12
15.0
0.24
0.24
0.60
0.72
0.84
0.96
1.08
xl04
1.20
0.36
25.0
do li-VI
<2lJm
0.36
1>b
,
~
2M11
1
~
DD 92-2
0.48
20.0
0,250° 2 Theta
298Ma
mylonit. Gestein
0.48
0.60
0.72
0.84
0.96
1.08
x104
1.20
40.0
45.0
<O,21Jm
do li-VI
92-2
40.0
92-7
45.0
dm-do
<2lJm
der Probe DD 92-7 <2llm
35.0
DD
der Probe DD 92-2 <O,2llm
35.0
DD
0
VI
30.0
35.0
40.0
45.0
40.0
45.0
Abb. 32: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 94-5 <2llm
aus dem OberlJarzerDevonsattel.
20.0
0,315° 2 Theta
328Ma
Tonschiefer
25.0
30.0
~
1
\2M1
35.0
Q_~dJ
40.0
45.0
Eitel
DD 94-4 <2~m
25.0
30.0
35.0
12M11~
1
1Md I
40.0
45.0
du/dm
DD 94-13 <2~m
Abb. 33: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 94-13 <2llm
aus dem OberlJarzerDevonsattel.
20.0
0,350° 2 Theta
309Ma
sill Sandstein
Abb. 31: Bestimmung der Hellgllmmer-Polytypie der Probe DD 94-4 <2Ilm
aus dem OberlJarzerDevonsattel.
15.0
0.12
0.12
35.0
0.24
0.24
30.0
0.36
0.36
15.0
0.48
0.48
0.84
0.96
1.08
0.60
25.0
dOla-ß
x104
1.20
0.60
~
2M1 I
1
1
1Md I
DD 94-5 <2~m
0.72
20.0
0,405° 2 Theta
335Ma
Tonschiefer
0.72
0.84
0.96
1.08
x 104
1.20
Abb. 30: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 94-1 <2llm
aus dem OberlJarzerDevonsattel.
15.0
0.12
0.12
25.0
0.24
0.24
15.0
0.36
0.36
0.72
0.84
0.96
1.08
0.48
I
Eitel
Xl04
1.20
0.48
!~
~11Md112M,
DD 94-1 <2~m
0.60
20.0
0,250° 2 Theta
339Ma
Tonschiefer
0.60
0.72
0.84
0.96
1.08
xl04
1.20
35.0
40.0
45.0
30.0
Abb. 36: Bestimmung der Hellglimmcr-Polytypie
aus dem Oberlwzer Devonsattel.
25.0
35.0
40.0
45.0
der Probe DD 94-4 <O,21lm
Theta
20.0
Chi
0,410.2
287Ma
Tonschiefer
25.0
1
30.0
~
\2M1
~
25.0
30.0
1
2M1
1
1Md
I
I
Abb. 37: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
aus dem Oberlwzer Devonsattel.
20.0
0,550.2 Theta
309Ma
Tonschiefer
Abb. 35: Bestimmung der Hellglimmcr-Polytypie
aus dem Oberlwzer Devonsattel.
15.0
0.12
0.12
15.0
0.24
0.36
0.24
0.36
0.48
0.84
0.96
1.08
0.48
,
Eitel
x104
1.20
0.60
I
DD 94-4 <O,2IJm
0.60
Chi
2M11
~
1
1
1Md
0.72
20.0
0,370. 2 Theta
295Ma
Tonschiefer
der Probe EBR 1 <2J,lm
15.0
0.72
0.84
0.96
1.08
x104
1.20
Abb. 34: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
aus dem Oberlwzer DevonsatteL
15.0
0.12
0.12
0.48
0.60
0.72
0.84
0.96
1.08
0.24
30.0
I
Eifel
xl04
1.20
0.24
25.0
!
1
2M11
1Md
1
~
EBR1 <2lJm
0.36
20.0
0,280. 2 Theta
272Ma
Tuffit
0.36
0.48
0.60
0.72
0.84
0.96
1.08
xl04
1.20
40.0
45.0
40.0
45.0
doln-li
<O,21Jm
der Probe DD 94-5 <O,21lm
35.0
DD ~5
Eitel
<O,2IJm
der Probe DD 94-1 <O,2JlII1
35.0
DD ~1
Vl
N
,
ChI
30.0
35.0
40.0
45.0
25.0
30.0
35.0
40.0
Abb. 40: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
der Probe DD 94-18 <2llm
aus dem Schiefermantel des Sächsischen Granulitmassivs.
15.0
45.0
20.0
0,280° 2 Theta
292Ma
Phyllit
25.0
,
ChI
,
1lJ
30.0
~
1
1
d
2M1\
1M
Q
"
25.0
,
Chi
F
30.0
,,
,
,
40.0
45.0
40.0
45.0
unl Ordovizium
DD 94-20 <2~m
der Probe DDB 3 <2llm
35.0
35.0
I
ob. Riphllikum?
Devon?
DDS 3<2~m
Abb. 41: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
der Probe DD 94-20 <2llm
aus dem Schiefermantel des SächiisChen Granulitmassivs.
20.0
Chi
0,150° 2 Theta
316 Ma
phyllit. Tonschiefer
Abb. 39: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
aus der Phyllitzone von R08lau.
15.0
0.12
0.12
0.48
0.60
0.72
0.84
0.96
1.08
0.24
20.0
Kambrium?
4
1.20
Xl0
0.24
d
11M I
12M11~
DD 94-18 <2~m
0.36
Q
0,235° 2 Theta
280Ma
Musk. (Serizit)-Quarzit
der Probe DD 94-6 <2ILm
0.36
0.48
0.60
0.72
0.84
0.96
1.08
X 104
1.20
Abb. 38: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
aus der Clausthaler Faltcnzone.
15.0
0.12
0.12
25.0
0.24
0.24
15.0
0.36
0.48
0.36
0.48
0.60
0.84
0.96
1.08
Xl04
1.20
0.60
~
I
cd 111
DD 94-6 <2~m
0.72
20.0
2M1
0,505° 2 Theta
1
~
319
Tonschiefer
0.72
0.84
0.96
1.08
xl04
1.20
54
VI
DISKUSSION UND INTERPRETATION
I
DER ERGEBNISSE
Die beiden im Rahmen dieser Arbeit bearbeiteten Profile, die über den Grenzbereich RhenoherzynikumSaxothuringikum (bzw. E-Avalonia/Armorika) vbrlaufen, werden bei der Vorstellung der Ergebnisse sowie der
Diskussion der Daten separat behandelt. Das begAindet sich darin, daß von den projektierten Profilen I (OberharzSächsisches Granulitmassiv) und II (Fiechtingen-Roßlauer-Scholle
- Sächsisches Granulitmassiv) jeweils nur Teile
I
beprobt und bearbeitet werden konnten (vgl. Abb. 3). Der Teil des Profils I umfaßt mit dem Harz, der Wippraer
Zone und dem Kyffhäuser Kristallin das rheno~erzynische
Vorland, die NPZ und die MKZ. Der zum Profil II
,
gehörige Abschnitt verläuft von der Pakendorfer Zone über das Dessauer Kristallin, das Saxothuringische Becken
bis ins Sächsische Granulitmassiv. Damit stellt es 11die Verlängerung des Teilprofils I nach Südosten ausgehend von
der NPZ über die MKZ ins Saxothuringikum dar.
Neben der vorerst separaten Diskussion der beiden Teilprofile werden auch die gewonnenen KlAr-Altersdaten
Mi"",tifci"fr,ktio"e".
de, dettitischc" Moskovite iU"d d" Glimme, aus Kdstalli"gestei"e" gctte"nt hetmchtcl
VI.1
KlAr-Datierungen,
VI.I.I
ßlitkristallinitäts. und Hellglimmer-Polytypiebestimmungen
Mirieralfeinfraktionen
der
an
Profil I: Obbrharz - Sächsisches Granulitmassiv
Alle 37 datierten Proben weisen, einem InterpreJationsschema von AHRENDTet al. (1991) folgend, aufgrund der
Tatsache, daß alle KlAr-Mineralfeinfraktionsaltdr
deutlich jünger sind als ihre Sedimentationsalter, eine postsedimentäre, pro grade sehr schwach- bis schwachIhetamorphe Überprägung auf.
Wie in Kap. IV.I beschrieben, muß mit Bezug a'uf die Intensität der Überprägung eine Aufteilung der Proben in
zwei Gruppen erfolgen:
I.)
2.)
.
I
..
die Proben, die sich durch eine hohe anchi-/epizonale Uberprägung auszeichnen, die zur Folge hat, daß
die Alter der <2J.lm-Fraktion in etwa dbn Zeitpunkt des Höhepunkts der Metamorphose repräsentieren.
Die Proben, die "nur" diagenetisch/schwach anchizonal überprägt sind und aufgrund dessen die Alter
der <O,2J.lm-Fraktion den Zeitpunkt dek letzten thermischen Ereignisses widerspiegeln.
Für den Harz beschrieben FRIEDELet al. (1995) LfgrUnd von Vitrinit-Reflexions- und Illitkristallinitätsmessungen
zwei Metamorphosegradienten, die sich in einer Zunahme der Metamorphosetemperaturen nach NE und SE äußern.
Von diesen generellen Gradienten weichen diel Temperaturen innerhalb der Struktureinheiten des Oberharzer
Devonsattels und der Südharz-Selke-Decke ab. Während der Oberharzer Devonsattel höhere Metamorphosebedingungen als seine Peripherie anzeigt, tendieren di6 Daten der Südharz-Selke-Decke zu niedrigeren Metamorphosebedingungen als die der sie umlagernden Struktufeinheiten. Diese Ergebnisse werden durch die im Rahmen dieser
Arbeit durchgeführten Illitkristallinitätsbestimmudgen
grundlegend bestätigt. So finden sich im östlichen Mittelharz
und Unterharz überwiegend anchi- bis epizonale B'edingungen, während im Oberharz, mit Ausnahme des Oberharzer
Devonsattels, hauptsächlich diagenetisch geprägte Gesteine auftreten.
Wippraer
Zone
In der traditionell als epizonal (grünschieferfaziell) bezeichneten Wippraer Zone zeigen die IK-Werte der <211mFraktionen überwiegend hohe anchizonale Bedingungen an (vgl. Abb. 12). Lediglich die Proben DD 90/8 (untere
Anchizone) und DD 92/12 (Epizone) weichen von dieser einheitlichen Bestimmung ab. Die gemessenen Unterfraktionen <0,2I1m-Fraktionen sind relativ angereichert an den mit Ausklang der Metamorphose zuletzt gebildeten
kleinsten Phyllosilikaten (LEE et al. 1989). DiesJ werden hauptsächlich durch den IMd-Illitpolytyp repräsentiert.
Zudem weisen sie einen relativ geringeren Anteil ~n eventuell auftretenden detritischen Hellglimmern als die <211mFraktionen auf, so daß aus diesen Gründen vergleichsweise höhere °28-Werte und damit schwächere Metamorphosegrade durch die <0,2I1m-Fraktion angezeigtlwerden. Aufgrund der o.g. Illitkristallinitäten der <211m-Fraktion
sowie Metamorphosegradbestimmungen
anderer Autoren (s. FRANZKE 1969, KRAMM 1978, 1980, LÖFFLER &
SCHWAB1981, SIEDEL& THEYE 1993) werden für die Wippraer Zone die KlAr-Altersdaten der <211m-Fraktion als
Metamorphosealter
diskutiert (s. Kap. IV.I). inwieweit die KlAr-Daten der <211m-Fraktion ein geologisch
I
relevantes Metamorphosealter repräsentieren hängt u.a. davon ab, ob und wie stark detritischer Altbestand die
Altersdaten beeinflußt.
55
Gegen einen bedeutenden Einfluß einer ererbten detritischen Komponente spricht:
Alle Altersdaten der Mineralfeinfraktionen liegen deutlich unterhalb des Sedimentationsalters.
Die Altersdaten der <2J.lm-Fraktionen sind bis auf zwei Ausnahmen konstant um 30 Ma älter als die der
<0,2J.lill-Fraktionen.
Die zugehörigen IIlitkristallinitäten schwanken im Bereich von Anchizone bis Epizone ohne eine erkennbare Relation zu den entsprechenden Altersdaten. Es besteht demzufolge kein Zusammenhang zwischen
IIlitkristallinität (IK) und Alter.
Die hohen Temperaturen während der Metamorphose (300-350 _C) sollten nach HUNZlKERet aI. (1986)
ausreichen, um das KlAr-System der detritischen Hellglimmer in den Feinfraktionen zu öffnen und deren
ererbte Alters information zurückzustellen.
Aus den O.g. Gründen werden die hier vorgestellten Altersdaten der <2J.lm-Fraktionen als Metamorphosealter interpretiert (vgI. Abb. 11). Die KlAr-Altersbestimmungen an Mineralfeinfraktionen von Metapeliten aus ordovizischen
bis oberdevonisch-unterkarbonischen
Gesteinsserien der Wippraer Zone belegen, daß die variszischen metamorphen Prozesse und die konvergente variszische Tektonik in der Zeitspanne zwischen 360 und 320 Ma
stattgefunden hat (s. auch AHRENDTet aI. 1996).
Die KlAr-Altersdaten der <2J.lm-Fraktion lassen deutlich ansteigende Metamorphosealter in den Serien 1-5 von 320
auf 351 Ma erkennen. Eine Ausnahme bildet die Probe DD 90/2 <2J.lm, die mit 360:t 7 Ma das älteste Metamorphosealter aller beprobten Serien lieferte. Diese Feststellung stimmt mit der Beobachtung überein, daß die
Serie I sich lithostratigraphisch in zwei Bereiche gliedern läßt, die folglich erst nach ihrer metamorphen Prägung in
ihren heutigen Verband zusammengeführt wurden.
Die Serie Ia setzt sich aus phyllitischen Schiefern und Sandsteinen vermutlich devonischen Alters (Probe DD 9012)
zusammen, die Serie Ibaus Olisthostromen des Unterkarbons (Proben DD 90/3 und DD 90/4). Das bedeutet, daß
unterschiedliche Metamorphosealter innerhalb dieser Serie möglich sind.
Vom Trend der nach SE zunehmenden KlAr-Alter der Serien 1 bis 5 weichen die Alter der Serie 7 im südöstlichsten
Teil des Wippraer Profils mit 330 :t 9 und 335 :t 7 Ma deutlich ab. Diese jungen Metamorphosealter koinzidieren
mit dem jüngeren stratigraphischen Alter (Devon) der aus Metagrauwacken und Kieselschiefer bestehenden
Phyllitserie 7. Aus Gesteinen der spätmitteldevonischen bis tiefoberdevonischen Metadiabase und Tuffe führenden
Serie 6 konnten bisher keine verwertbaren Daten gewonnen werden. Somit bleibt die Frage offen, wo die tektonische
Grenze zwischen den Serien 5 und 7 zu ziehen ist. Nach FRANZKE(1969) stehen die Serien 6 und 7 im stratigraphischen Verband, weshalb ihnen dieselbe Metamorphosegeschichte
zugeordnet werden könnte. Dagegen
sprechen die Ergebnisse der Druckbestimmungen innerhalb der Wippraer Zone von THEYE (1995), der einen
"Drucksprung" von 1-2 kbar (Serie 6) auf 6-8 kbar (Serie 7) feststellte. Allerdings stammten die zur Ermittlung der
Werte benutzten Minerale aus Segregationen, die nicht notwendigerweise bei der Regionalmetamorphose gebildet
wurden (frdI. schriftI. Mitt. THEYE), so daß es zur Klärung dieser Frage noch weiterer Untersuchungen bedarf.
In Anbetracht der über die Serien 1-5 zunehmenden Alter, der jüngeren Daten der Serie 7 und der Drucksprünge
innerhalb der Wippraer Zone wird eine synchron verlaufende tektonometamorphe Entwicklung der einzelnen Serien
ausgeschlossen. Vielmehr wird daraus eine postmetamorphe
Stapelung der Serien der Wippraer Zone abgeleitet
(s.a. MARHEINEet aI. 1995, THEYE 1995, AHRENDTet aI. 1996).
Für die weitere Diskussion der Mineralfeinfraktionsdaten aus dem Bereich des Harzes werden die KlAr-Altersdaten
und die IK-Werte zur besseren Übersicht nochmals vorab in den Abbildungen 42 bzw. 43 dargestellt. Ausschnittskarten der Abb. 42 schließen sich an geeigneter Stelle mit Probennamen und KlAr-Altern an (Abb. 44: Unterharz;
Abb. 45: Mittelharz; Abb. 46: Oberharz).
Harzgeröder
Zone
In der sich nordwestlich an die Wippraer Zone anschließenden Harzgeröder Zone zeichnen sich aufgrund von IKWerten der <2J.lm-Fraktionen Metamorphosebedingungen
der oberen Anchizone ab. Demzufolge richtet sich die
Betrachtung hauptsächlich auf die KlAr-Altersdaten der <2J.lill-Fraktionen.
Mit Ausnahme der Probe DD 95/18 (305:t 6Ma) ist die Konsistenz der Altersdaten der übrigen fünf Proben
(DD 92/1, DD 95/17, DD 95/21, DD 95/22, DD 95/23) mit 335.328 Ma, d.h. innerhalb des angegeben 20"-Fehlerbereichs, auffallend. Hierdurch zeigt sich die Unabhängigkeit der Altersdaten von der Stratigraphie der
Gesteine. Die lokal und stratigraphisch benachbarten Proben DD 95/21 (höchstes Silur) und DD 95/22 (tiefstes
56
309/286
4140
'309/282
4350
Granitoide
I%~::a Kristallin
Altersdaten
I
1300/290
1335 D
I
<2
2 Ramberg
in Ma (ohne
IJI'TlI
Fehlerangabe)
< 0,21J1'Tl
Detritus (Muskovit)
Überprägungsgrad:
.•
I$~'M]
Abkühlaller Muskovit
IMiJillkj
Abkühlalter Blotil
I
I
Epizone
•
~ohe Anchizone
DAnchizone
•
Ubergang Diagenese.Anchizone
I
Abb, 42: K1Ar-Altersdaten im Bereich des Harzesl
Devon) sowie die Proben DD 92/1, DD 95/17 uL DD 95/23 der unterkarbonischen Olisthostrommatrix fallen in
dieselbe Altersgruppe. Diese Tatsache läßt den Einfluß des detritischen Altbestandes auf die Altersdaten der <2flmFraktion unwahrscheinlich erscheinen.
I
Daraus folgt weiterhin, daß im Bereich der Harzgeröder Zone die metamorphe Überprägung
zur Zeit des
mittleren bis hohen Vise (335-328 Ma) (AGSO ~996, MENNINGet al. 1996) stattfand.
Der Ausklang bzw. die Endphase dieses thermislhen Ereignisses wird durch die Altersdaten der <0,2flm-Fraktion
datiert, in der die spätmetamorph, authigen gebildeten IIIite angereichert sind. Die Alter der <0,2flm-Fraktionen
I
liegen wiederum mit Ausnahme der Probe DD 9~/18 (272:!: 6 Ma) im Bereich von 316-302 Ma. Der Vergleich der
Hellglimmer-Polytypie der <0,2flm-Fraktionen der
Proben DD 95/21 (313:!: 7 Ma) und DD 95/23 (302:!: 6 Ma)
,
zeigt einen relativ erhöhten Anteil von IMd- und IM-IIIiten in der Probe DD 95/23 (s. Kap. V.2 Abb. 15 u. 16)
Letztere gibt mit 302 :!:6 Ma das jüngste Alter dieser Fraktion (DD 95/18 ausgenommen) in der Harzgeröder Zone
an. Eine Beeinflussung durch detritischen Altbest~nd wird aufgrund der Überprägungstemperaturen ausgeschlossen.
I
Deshalb könnte die Altersdifferenz durch eine länger anhaltende Temperung oder durch ein späteres schwächeres
thermisches Ereignis, welches die Alter der <O,2flm-Fraktion verjüngt oder komplett neu einstellt, begründet
werden.
I
Das Alter der <2flm-Fraktion der silurischen Graptolithenschiefer der Probe DD 95/18 mit 305:!: 6 Ma weicht
deutlich von dem oben beschriebenem Altersm~ster ab. Aus dem Vergleich der Hellglimmer-Polytypie mit den
Proben DD 95/21 und DD 95/23 weist die Probe pD 95/18 einen relativ erhöhter Anteil an IM-IIIiten in der <2flmFraktion auf (s. Kap. V.2 Abb. 19-21). Dies könnte möglicherweise ein Hinweis auf eine weitere, spätere, lokal
begrenzte thermale Prägung sein. Über die Inten~ität dieser möglichen späteren Überprägung sind keine Aussagen
57
~
0,605
QMQ
0,490
EID
Granitoide
'--
Slruktureinheitsgrenzen
lIIitkristaliinitätsdaten ['2 Theta):
Q.IlQ
< 2 IJm-Fraktion
0,270
< 0,2 IJm-Fraktion
Grenze Epizone/Anchizone:
0,240 +/- 0,010 '2 Theta
Grenzbereich Diagenese-Anchizone:
600-400 '2 Theta
Abb. 43: Illitkristallinitätsdaten
im Bereich des Harzes
zu machen. Tatsache ist, daß die Illite der <0,2Jlm-Fraktion aufgrund ihrer geringeren Korngrößen und der damit
verbundenen niedrigeren Schließungstemperatur schon auf geringer temperierte, thermische Einflüsse reagieren und
ihre Alter neu einstellen. Demzufolge wäre das Alter der <0,2Jlm-Fraktion von 272:t 6 Ma ein Hinweis auf ein
lokal wirkendes, thermisches Ereignis im Perm.
Südharz-/Selkedecke
Die Altersdaten aus der die Harzgeröder und Tanner Zone überlagernden Südharzdecke ergeben ein uneinheitliches
Bild. Die Daten der <211m-Fraktion decken einen Altersbereich von 356::t 7 Ma (DD 95/29) über 341 ::t8 Ma
(DD 95/25) bis auf 318 ::t7 Ma (S-Harz GW 2) ab. Als einheitliche Alterswerte werden die Daten der <0,2I1mFraktion der Proben DD 95/25 und DD 95/29 mit 314 ::t7 bzw. 316::t 7 Ma angesehen, von denen das Alter der
<0,2Jlm-Fraktion der Probe S-Harz GW 2 mit 272 :t 6 Ma (s.o.) abweicht.
Die Probe S-Harz GW 2 läßt hinsichtlich ihrer Lage am SW-Rand des Harzes und gleichzeitig im Grenzbereich zum
Ilfelder Becken den Einfluß spät- bis postvariszischer Bewegungen bzw. thermischer Ereignisse infolge des
Rotliegend-Vulkanismus auf die K/Ar-Mineralfeinfraktionsalter
vermuten. Dementsprechend wird das Alter der
<0,2I1m-Fraktion mit 272 :t 6 Ma als Zeitpunkt der permischen Überprägung interpretiert. Die Altersdaten der
Proben DD 95/25 (dm/do; Melange) und DD 95/29 (do II, Tonschiefer) erscheinen aufgrund ihrer Probenlokalitäten
für die Metamorphosegeschichte aussagekräftiger.
Durch IK-Bestimmungen wurden für die an der Deckenbasis liegende Melange (0,330 °20) und die Rotschiefer des
do Ir (0,375 °20) anchizonale Bedingungen festgestellt. Gerade dieser Temperaturbereich läßt bei der Diskussion
der Altersdaten der Unterfraktionen <2Jlm bzw. <0,2Jlm in bezug auf ihre Interpretation als Metamorphosealter
einen weiten Spielraum. Dabei ist entscheidend ob und inwieweit sich die ererbte Altersinformation eventuell
vorhandener detritischer Hellglimmer auf die K/Ar-Mineralfeinfraktionsalter
auswirken. Da der Temperaturbereich
58
DD 92!7
302/269
431 D
DD 92/9
DD 92/8
309/ 293
1
321/299
DD 95/21
I
334/312
bu{ge{
~\a.n\<.en e
~ ra.\\en'Z.on
DD 95/25
341/314
Abb.44:
DD 95/22
333/315
DD 95/23
335/302
KlAr-Altersverteilung
im Unter- blw.
Anchizone; offenes Quadrat: Anchizorie.
Mittelharz.
Dreieck:
Epizone;
gefülltes
Quadrat:
hohe
d" Übe'l"ägung in di=m Fall keine eindeutige Elt<cheidUng zuläßt, wekhe~"
heiden Komgeößenfmktionen die
geologisch relevanten Altersdaten liefert (s. Kap. IV.l) werden an dieser Stelle drei Interpretationsansätze bzw.
Modellvorstellungen zur Diskussion gestellt.
Modellvorstellungen
zur Metamorphoseentwicklung
und Platznahme der Südharzdecke:
I
Modell 1)
Unter der Annahme, daß die Mineralfeinfraktionen frei von detritischen Hellglimmern sind, oder daß
diese durch die anchizonale Überprägung in Iihrem Alter zurückgestellt wurden, würden die KlAr-Daten der
<211m-Fraktion aus der Südharzdecke mit 356 bzw. 341 Ma den Zeitraum eines Metamorphoseereignisses
datieren, welches älter ist als das in der sie U1iterlagernden Harzgeröder Zone. Das würde die Platznahme der
Decke nach ihrer internen metamorphen Überprägung implizieren. In diesem Zusammenhang könnten die
zugehörigen Alter der <O,2IJm-Fraktion (-11 315 Ma) möglicherweise als Zeitpunkt des Ausklangs der
Deckenbewegung angesehen werden.
Modell 2)
Ein weiterer Diskussionsansatz
mit der Voraussetzung, daß kein detritischer Altbestand die
Altersdaten verfälscht, wäre wiederum derl Zeitraum von 356 bis 341 Ma mit der Metamorphose im
Ursprungsort der Decken in Verbindung zu' setzen, jedoch die Platznahme in den Zeitraum der MetaI
morphosealter
der unterlagernden
Einheiten von 335 bis 328 Ma zu stellen. Das setzt niedrige Temperaturen während der Deckenbewegung vorau~, da sich dieses Ereignis nicht nachhaltig in den Altern der
<0,2Ilm-Fraktionen durchprägt. Die Alter dtir <0,2Ilm-Fraktionen mit - 315 Ma könnten entweder als Zeitpunkt des Ausklangs dieser schwachen thermischen Überprägung interpretiert werden oder als Mischungsalter
der Deckenüberschiebung um 330 Ma und leines erhöhten Wärmeflusses im Perm um etwa 275 Ma (vgl.
Seite 57).
59
Modell 3)
Der gegenläufige Interpretationsansatz
beruht auf einer Beeinflussung der Altersdaten durch
detritischen Altbestand. Die Altersdaten der <2~m-Fraktion wären in dem Fall Mischungsalter, demzufolge zu
alt und ohne geologische Relevanz. Der Zeitpunkt der Metamorphose müßte demnach jünger als 341 Ma sein.
Die Altersdifferenz von 356 zu 341 Ma könnte entweder auf unterschiedliche Anteile an detritischen Hellglimmern oder die verschiedenen Überprägungsintensitäten der beiden Proben zurückgeführt werden. Schlußfolgernd kann davon ausgegangen werden, daß im Fall der Verfalschung der Altersdaten durch detritischen
Altbestand die metamorphe Überprägung erst nach/während
der Platznahme der Decken stattgefunden
hat, und somit der Zeitpunkt der Metamorphose, wie in der unterlagernden Harzgeröder Zone in den Bereich
von 335-325 Ma fallen würde.
Diese drei Modelle sollen im Folgenden auf die idealisierte Entwicklung der Illit-Polytypen (vgl. Kap. V.2, Abb. 2225) bezogen werden.
Im ersten Modellfall, ohne detritische Hellglimmeranteile, müßten die 2M,-Illite komplett authigen und somit im
Zeitraum 356-341 Ma gebildet worden sein. Die Bildung der 1M-Illite fiele in dieselbe Zeitspanne, wobei die IMsowie vor allem die 1Md-Illite noch mit abnehmender Temperatur gebildet wurden. Entsprechend LEE et al. (1989)
sowie AHRENDTet al. (1991) sind die zuletzt gebildeten Illite auch die feinsten, so daß das Alter der <0,2~mFraktion als Endphase der Illitbildung interpretiert werden kann.
Im zweiten Modell ohne detritische Hellglimmeranteile wäre der 2M,-Bestand wiederum komplett als authigen
anzusehen. Sie entwickelten sich in einer Illitbildungsphase gemeinsam mit der 1. Generation der IM- und 1MdIllite. Aufgrund der geringen Temperaturen während der Platznahme der Decke bildeten sich als 2. Generation
vermutlich nur 1Md-Illite im Zeitraum um 330 Ma. Die während dieser thermischen Überprägung zuletzt gebildeten
feinsten Illit-Partikel reicherten sich in der <0,2~m-Fraktion an und könnten damit deren Ausklang datieren.
Andernfalls wäre eine Mischung mit einer 3. Generation von IMd-Illiten möglich, die ggf. während des permischen
Wärmeereignisses um etwa 275 Ma gebildet wurden.
Im dritten Modell mit Beeinflussung durch detritischen Altbestand wäre der 2MJ-Gehalt eine Mischung aus
detritischen Hellglimmern und authigen gebildeten Illiten. Dabei müßte der Detritus seine silurische Altersinformation (s. Kap. VI.2.1) konserviert haben, während die authigenen 2M,-Illite zum Zeitpunkt der Metamorphose
gebildet wurden. In dieser Illitbildungsphase entwickelten sich auch die 1M-Illite. Die 1Md-Illite könnten wiederum,
während des Ausklangs der Metamorphose als letzte gebildet worden sein oder wie bereits oben erwähnt durch ein
nachfolgendes Wärmeereignis im Perm.
Die oben angeführten Betrachtungen der tektonometamorphen Geschichte der Südharzdecke in bezug auf die
Polytypen-Entwicklung der Illite sollen als Diskussionsansätze dienen, führen jedoch nicht zur Diskriminierung
eines der vorgestellten Modelle. Deshalb sollen an dieser Stelle ausgewählte bisherige Vorstellungen zur Deckenbewegung bzw. Metamorphose der Südharz-ISelkedecke anderer Autoren vorgestellt werden.
SCHWAB(1976) kommt anhand der Untersuchung von Deformationsgefügen zu dem Schluß, daß die Deckenbewegung noch vor der internen Deformation der Decke erfolgte (vgl. Modell 3). Hingegen wiesen FRIEDELet al.
(1995) sowie FRIEDEL(1996) auf den relativ niedrigen Inkohlungsgrad der Decke im Vergleich zu den sie umgebenden Gesteinseinheiten hin und deuteten dies als Argument für einen spätmetamorphen Deckentransport (vgl.
Modell 1 oder 2). GANßLOSER(1996) stellte einen palinspastischen Zusammenhang zwischen der SüdharzISelkedecke und der Wippraer Zone (Nördliche Phyllitzone) her und datierte den Zeitpunkt der Abscherung der
Decke auf das Vi se mit nachfolgender Überschiebung als Gleitdecke (vgl. Modell 2).
Unter der Voraussetzung einer einheitlichen tektonometamorphen Geschichte der Südharz- und der Selkedecke
sollen alle o.g. Interpretationsansätze für die Altersdaten aus der Südharzdecke gleichermaßen für die Selkedecke
gelten. Die einzige aus dem westlichen Randbereich der Se1kedecke entnommene Probe DD 92/2 stammt aus einer
Bewegungsbahn und ergibt Altersdaten von 298 :t 7 Ma für die <2~m-Fraktion bzw. 297 :t 6 Ma für die <O,2~mFraktion. Die nahezu identischen Alterswerte der beiden Fraktionen, lassen den Schluß zu, daß es sich um eine kurzzeitige Überprägung handelte. Die in die hohe Anchizone einzuordnende IK der <2~m-Fraktion und die praktisch
übereinstimmenden Altersdaten der unterschiedlichen Korngrößenfraktionen sprechen deutlich gegen einen Einfluß
detritischen Altbestands. Gegen die Mischung von authigen gebildeten Illit-Generationen weisen neben der
Altersgleichheit der unterschiedlichen Korngrößenfraktionen auch die identischen Illit-Polytypenanteile innerhalb
der <2~m- und <0,2~m-Fraktionen hin (s. Kap. V.2, Abb. 26 u. 27). Diese Tatsache schließt eine Verjüngung der
Altersdaten durch ein späteres thermisches Ereignis aus. Somit repräsentiert dieses Alterspaar höchstwahrscheinlich
den Zeitpunkt einer späten Durchbewegung dieser Bewegungsbahn.
60
Blankenburger
und
Tanner
Zone
Im Bereich der Blankenburger und Tanner Zonb westlich des Ramberg Plutons und SE' des Elbingeröder
Komplexes wurden anhand IK-Bestimmungen h6he anchizonale bis epizonale Bedingungen ermittelt. Diese
I
Ergebnisse bestätigen die von FRIEDELet al. (1993, 1995) angegebenen Temperaturen von 250-300 oe für dieses
Gebiet. Demzufolge werden die KlAr-Alter der k2llm-Fraktion als geologisch relevante Daten betrachtet, da
eventuell vorhandene detritische Hellglimmer ihre I ererbte Altersinformation verloren und sich auf das Alter der
metamorphen Überprägung zurückgestellt haben. Es ergaben sich folgende Alterswerte: 302:t 6 Ma (DD 92/6),
302 :t 7 Ma (DD 92/7), 321 :t 7 Ma (DD 92/8) und 309:t 7 Ma (DD 92/9). Abgesehen von dem Alter der Probe
DD 92/8 mit 321 Ma liegen die übrigen drei Alters~erte innerhalb des Fehlerbereichs und umfassen einen Zeitraum
von 309 bis 302 Ma. Diese Daten sind über aie geologischen Harzeinheiten und deren unterschiedlichen
stratigraphischen Alter konstant. KlAr-Datierung~n detritischer Hellglimmer aus mitteldevonischen und unterkarbonischen Sedimenten ergaben signifikant unterkchiedliche Alter (s. Kap. VI.2.1, NEUROTH 1997). Demzufolge
ist die Wahrscheinlichkeit, daß trotz des unterschiedlichen Alters des Detritus die Feinfraktionsalter auf die gleichen
Alterswerte verHUscht werden, vernachlässigbar gering.
In diesem Fall repräsentiert das Alter der Probb DD 92/8 mit 321 Ma bereits den Zeitraum der epizonalen
Überprägung in diesem Gebiet. Zur Interpretation der drei übrigen, jüngeren Alter der <211m-Fraktionen bieten sich
die folgenden zwei Ansätze. Zum einen kann es sidh um eine unterschiedliche Korngrößenverteilung innerhalb der
<211m-Fraktionen handelt, indem die jüngeren Alter! auf einen relativ erhöhten Anteil der zuletzt gebildeten <0,2IlmIllitpartikel zurückgeführt werden können. Bei diesem Interpretationsansatz soll besonders auf das Alter der
<0,2Ilm-Fraktion der Probe DD 92/7 hingewiesen iwerden, welches mit 269::1:6 Ma den Einfluß eines späteren
(permischen) thermischen Ereignisses anzeigt.
S-Harz GW 2
318/272
S-Harz GW 4
I
367D
DD 95/25
DD 95/23
341/314
335/302
I
I
Abb.45:
I
..
KlAr-Altersverteilung im Mittelharz. Dreieck: Epizone; offene Quadrate: Anchizone; Punkt: Ubergang
Diagenese- Anchizone.
61
Andererseits sind deutlich erhöhte Albitgehalte in den Feinfraktionen der jüngsten Proben DD 92/6 und DD 92/7 zu
erkennen (s. Kap. V.2, Abb. 28 u. 29). Schon AHRENDTet al. (1983) korrelierten den Albitgehalt von <211mFraktionen mit deren KlAr-Altern, um dadurch eine kontinuierliche Verjüngung mit zunehmenden Albitgehalt ausschließen zu können. Sie kamen zu dem Schluß, daß bei erhöhtem Albitgehalt die auftretenden jüngeren KlAr-Alter
nicht auf das Verhalten des Albits in bezug auf das KlAr-System, sondern auf die Bildung des Albits während einer
späteren Überprägung zurückzuführen sind. Im hier vorgestellten Fall würde sich damit der relativ stärkere Einfluß
des späteren Ereignisses auf die KlAr-Alter der albit-reichen Feinfraktionen im Gegensatz zu den albit-freien Proben
(DD 92/8; DD 92/9) begründen können.
Als Konsequenz dieser Diskussion läßt sich auf eine synchrone, postsedimentäre
tektonometamorphe
Überprägung innerhalb der nordöstlichen Blankenburger
und Tanner Zone im Zeitraum von 320-310 Ma (NamurWestfal) schließen.
Die zu den oben beschriebenen Proben zugehörigen Altersdaten der <0,2Ilm-Fraktionen umfassen einen Zeitraum
von 299 Ma bis 269 Ma. Das Alter der Probe DD 92/7 zeigt mit 269:t 6 Ma wiederum deutlich eine spätere
permische Überprägung an, die in den übrigen <0,2Ilm-Fraktionen zur Mischung von Illit-Generationen verschiedenen Alters geführt haben kann. Über das Mischungsverhältnis der einzelnen Illit-Generationen kann keine
Aussage getroffen werden, somit umfaßt der Zeitraum von 299 Ma bis 269 Ma sowohl das Minimalalter für den
Ausklang der oberkarbonischen metamorphen Prägung als auch den Zeitpunkt des späteren permischen Wärmeereignisses in dieser Region.
Die aus dem südwestlichen Teil der Tanner Zone stammende Grauwackenprobe Tann GW 2 zeigt anhand der IKBestimmungen einen im Grenzbereich Diagenese-Anchizone liegenden Überprägungsgrad. Die KlAr-Altersdaten
der Mineralfeinfraktionen betragen für die <211m-Fraktion 315 f: 7 Ma und für die <0,2Ilm-Fraktion 289 f: 9 Ma.
Dem Interpretationsschema
(s. Kap. IV.I) folgend, wird das Alter von 289:t 9 Ma der <0,2Ilm-Fraktion als
MaximalaIter des Ausklangs des letzten thermischen Ereignisses betrachtet. Damit liegt es im Altersbereich der
<0,2Ilm-Fraktionen der nordöstlichen Blankenburger und Tanner Zone. Bei der Betrachtung dieser Altersdaten muß
allerdings darauf hingewiesen werden, daß es sich bei dieser Probe um eine mittelkörnige Grauwacke handelt. Bei
einem so grob-klastischen Sediment darf davon ausgegangen werden, daß es sich bei den Hellglimmern in der
<211m-Fraktion hauptsächlich um authigen gebildete Illite handelt (CLAUER1981, WEMMER 1988, BROCKAMPet al.
1994). Würde somit der Einfluß detritischen Altbestandes ausgeschlossen werden können, so gäbe das Alter der
<211m-Fraktion (315 :t 7 Ma) bei einer angenommenen langzeitigen Prägung unter "nur" diagenetisch-anchizonalen
Bedingungen das Minimalalter des Höhepunkts der Überprägung an.
Wird der nach NE zunehmende Metamorphosegradient innerhalb des Harzes - der nach FRIEDELet al. (1995) die
Folge einer tieferen tektonischen Versenkung der Sedimente ist - in die Betrachtung der Altersdaten miteinbezogen,
so könnte auf eine frühere Abkühlung am SW-Rand des Harzes und somit auf einen im Vergleich zum NE-Harz
leicht erhöhten Alterswert in diesem Gebiet geschlossen werden. Allerdings fällt das Alter der Probe Tann GW 2 mit
315 :t 7 Ma gen au in den angegebenen Zeitraum der Metamorphose der nordöstlichen Blankenburger und Tanner
Zone (320-310 Ma). Das könnte für eine synchrone, postsedimentäre
tektonometamorphe
Überprägung
des
Gesamtbereichs der Blankenburger
und Tanner Zone im Oberkarbon sprechen.
Jedoch sei an dieser Stelle ausdrücklich auf den spekulativen Charakter dieser Vorstellungen hingewiesen, da
einerseits die Datendichte sowie die Fehlergrenzen vernachlässigt und andererseits die Abwesenheit detritischen
Altbestandes vorausgesetzt wurden. Aus diesen Gründen wird von weiterreichenden Betrachtungen über die
Platznahme der Südharzdecke in bezug auf diese Altersdaten abgesehen.
Oberharzer
Einheiten
Die aus den Struktureinheiten des Oberharzes stammenden Proben zeigen IK-Werte des Übergangsbereiches von
Diagenese-Anchizone bis zur unteren Anchizone an. Die Ausnahme bildet der Oberharzer Devonsattel, der erhöhte
IK-Werte und Metamorphosebedingungen
der Anchi- bis zur Grenze Epizone aufweist (vgl. LÜTKE& KOCH 1987,
FRIEDELet al. 1995). Hinsichtlich der verschiedenen Interpretationsansätze bei unterschiedlichen Überprägungstemperaturen werden die KlAr-Altersdaten des Oberharzer Devonsattels und der restlichen Einheiten des Oberharzes
getrennt vorgestellt und diskutiert.
Oberharzer
Devonsattel
Dabei soll mit dem relativ höher metamorphen Oberharzer Devonsattel begonnen werden. Während die Altersdaten
bisher auch regional, aufgrund der ungefähr einheitlichen Überprägungsintensitäten diskutiert werden konnten, zeigt
sich der Oberharzer Devonsattel infolge der Zunahme des Metamorphosegrades von unterer Anchi- bis zur Grenze
62
Epizone als kleinregional uneinheitlich. Dadurch wird die Einordnung der Altersdaten in das bislang verwandte
Schema (s. Kap. IV.I) kritisch. Streng genommen sollten die Alter der <2/lm-Fraktion der Proben EBR 1 «2um:
272 :t 6 Ma; <0,2/lm: 262:t 5 Ma) und DD 94/1 I(<2um: 339 :t 7 Ma; <0,2/lm: 287 :t 6 Ma) aufgrund ihrer hohen
I
anchizonalen Uberprägung den Zeitpunkt der Metamorphose widerspiegeln. Für die Probe DD 94/5 «2/lm:
I
335 :t 7 Ma; <0,2um: 309:t 6 Ma) wäre im Hinblick auf die sehr schwach anchizonale Prägung das Alter der
<0,2/lm-Fraktion
geologisch relevanter. Die ahchizonalen Proben DD 94/13 «2/lm:
309:t 7 Ma; <0,2/lm:
286 :t 6 Ma) und DD 94/4 «2/lm: 328 :t 7 Ma; ~0,2/lm: 295 :t 6 Ma) werden nicht direkt von dem entwickeltem
Schema erfaßt und können ausschließlich im Zusafumenhang betrachtet werden.
I
DD 94/6
319/286
~I
EBR 1
272/ 262
DD 94/7
DD 94/1
319/296
339/287
374D
DD 94/13
309/286
414 D
DD 94/12
309/282
DD 94/15
342/ 305
DD 95/7
456D
DD 95/8
320/292
DD 95/9
435 D
318/272
Abb.46:
I
KlAr-Altersverteilung im Oberharz. Gefülltes Quadrat: hohe Anchizone; offenes Quadrat: Anchizone;
.•
I
Punkt: Ubergang Diagenese-Anchizone.
Im Folgenden w"deo d;c Altmd"en
au' dem J"mmcnhnng
von cegionalgcologi,chon "-<pekten, Üb"I"'gung,.
intensitäten, Lithologie, Stratigraphie und HellgliIrimer-Polytypie interpretiert.
Die im externen Falten- und Überschiebllng~gürtel
des variszischen Orogens nach NW fortschreitende
Deformationsfront bedingt auch die variszische tektonometamorphe Entwicklung des Harzes. Dies wird auch durch
die Abnahme der bisher vorgestellten KlAr-Alterddaten vom Unter- zum Mittelharz bestätigt. Somit werden für den
Oberharz-Bereich vergleichsweise jüngere Alterstlaten erwartet. Im besonderen aufgrund der tieferen Versenkung
der Sedimente des Oberharzer Devonsattels sollt6n gerade dort infolge der zu vermutenden längeren Temperung
jüngere Altersdaten resultieren. Deshalb werdeb die Alterswerte, die deutlich über 315 Ma (etwa das Metamorphosealter der Blankenburger und Tanner Zode) liegen als detritisch belastet und somit als zu alt angesehen. Die
hinsichtlich der IK-Werte hoch anchizonal einz~stufende
Überprägung der Probe DD 94/1 (339:t 7 Ma) würde
I
al1e<d;ng'
die Rüchtcllung d" Alten;;nfonmtlon dettiti",hen Altbc"and, 'pmehen. Möglichemei,c haben ab"
m,
63
feine detritische Hellglimmerpartikel in der Feinfraktion infolge ihrer guten Kristallinität die IK-Bestimmungen
zugunsten kleinerer IK-Werte beeinflußt. Dadurch würde eine zu hohe Überprägungsintensität suggeriert und die
tatsächlich einwirkenden Überprägungstemperaturen
reichten nicht aus, um die detritischen Hellglimmer in ihrem
Alter komplett zurückzustellen. Für dieses Argument spricht der Vergleich mit den von LÜTKE & KOCH (1987)
(s. Abb. 47) oder FRIEDEL(1996) angegebenen Inkohlungsgraden innerhalb des Oberharzer Devonsattels. Es ist eine
deutliche Korrelation ihrer Vitrinitreflexionsdaten mit den hier vorgestellten IK-Werte zu erkennen, von der die
Probe DD 94/1 mit zu kleinen IK-Werten (zu gute Kristallinität) abweicht. Schlußfolgernd wird auch sie als detritusbelastet und zu alt betrachtet.
Das oben genannte regionalgeologische Kriterium, welches Feinfraktionsalter von ~ 315 Ma impliziert, erfüllen nur
die Proben DD 94/13 (309:t 7 Ma) und EBR 1 (272:t 6 Ma). Bei ersterer handelt es sich um einen siltigen
Sandstein, dessen Grobkörnigkeit dafür spricht, daß sich in der <2flm-Fraktion ausschließlich authigen gebildete
Illite befinden (s. Kap. III.2.2). Aus diesem Grund wird ihr Alter von 309 :t 6 Ma als Metamorphosealter interpretiert.
Bei der Probe EBR I handelt es sich um einen Tuffit, der den Einfluß einer detritischen Komponente von vornherein
ausschließt. Aufgrund nicht ausreichender Informationen über die Lagerungsverhältnisse,
die tektogenetische
Geschichte und die Lokalität der Probe, sollen an dieser Stelle vorerst Interpretationsansätze vorgestellt werden.
Im Zusammenhang mit der Nähe zum Okerpluton könnte eine schwache kontaktmetamorphe Überprägung Grund
für deren relativ junges Alter (272:t 6 Ma) sein. Aus Spaltspurenuntersuchungen
an Zirkonen des Okergranits
resultierte ein Alter von ca. 210 Ma für den Durchgang durch die 230°C-Isotherme (BRIX et al. 1995), während
KlAr-Alters bestimmungen an Biotiten den Durchgang der 300°C-Isotherme
vor 295 Ma ergaben. Die daraus
resultierende sehr langsame Abkühlungsgeschwindigkeit
läßt einen thermischen Einfluß des Plutons auf seine
Peripherie vor 270 Ma nicht ausschließen. Direkt mit dem initialen Magmatismus stehen hydrothermale Lösungen in
Verbindung, die, dem magmatischem Ereignis nachfolgend, aufgrund ihrer Temperatur für die authigene Neubildung von Illiten verantwortlich sein können. UlPb-Modellalter an Pb-führenden Gangmineralisationen im Harz
wurden von TISCHENDORFet al. (1993) berechnet. Sie erhielten für eine im Kontaktbereich des Brockenplutons
liegende Probe ein Modellalter von 266 Ma. Dieses Alter soll hier nur zur Fundierung des Zeitraums einer
hydro thermalen Überprägung herangezogen werden.
Gegen eine lokale hydrothermale Überprägung in der Umgebung der Probe EBR 1 sprechen die von LÜTKE& KOCH
(1987) oder FRIEDEL (1996) bestimmten Verteilungsmuster der Isoreflexionslinien des Vitrinits innerhalb des
Oberharzer Devonsattels (s. Abb. 47). Im Zusammenhang mit der bereits angestrengten Diskussion eines lokal
wirkenden thermischen Einflusses um etwa 275 Ma, der sich in einigen <0,2flm-Fraktionen
im Unter- und
Mittelharz bemerkbar macht und der Tatsache, daß auch im Gebiet des Norddeutschen Beckens (Bohrung Pröttlin)
KJAr-Mineralfeinfraktionsalter um 275 Ma datiert wurden (frdl. schriftl. Mitt. P. HOTH), wird das permische Alter
der Feinfraktionen dem postkinematischen späteren. Wärmeereignis zugeschrieben. Die von HOTH (1997) durchgeführten Untersuchungen an Präperm-Sedimenten der Geotraverse Harz-Rügen geben ebenfalls Hinweise auf
intensive thermische Überprägungen, die bis zum Rotliegend andauern.
Werden die bisherigen Interpretationen der Altersdaten aus dem Oberharzer Devonsattel zusammengefaßt, ergibt
sich der im Folgenden beschriebene Metamorphoseablauf.
Die sehr schwache Metamorphose
um etwa
309 :t 6 Ma prägte den gesamten Bereich des Oberharzer Devonsattels. Das permische Wärmeereignis um etwa
272 :t 6 Ma wirkte sich hingegen unterschiedlich intensiv auf dessen Gesteinseinheiten aus.
Unter der Voraussetzung, daß das Metamorphosebild des Oberharzer Devonsattels (s. Abb. 47) auf das permische
Wärmeereignis zurückzuführen ist, können die einzelnen Altersdaten als Mischungsalter betrachtet werden. Dabei
handelt es sich um eine Mischung aus detritischen Hellglimmern (- 415 Ma), einer älteren, während der oberkarbonischen Metamorphose gebildeten Illit-Generation (- 310 Ma) und der letzten, während des Perms gebildeten
IIlit-Generation (- 275 Ma).
Im Hinblick auf die KJAr-Altersdaten nimmt mit zunehmender Überprägungsintensität der Einfluß des detritischen
Altbestands ab, wohingegen sich vor allem innerhalb der <0,2flm-Fraktionen das permische Ereignis stärker
durchpaust.
Bei der Betrachtung der Illit-Polytypie ist zu erkennen, daß in allen Proben des Oberharzer Devonsattels der 2M,Polytyp vorhanden ist (s. Kap. V.2, Abb. 30-37). Nur bei der Tuffit-Probe EBR 1 ist dieser sicher als komplett
authigen gebildet anzusehen. Bei den übrigen Proben läßt sich aufgrund des in den Übergangsbereich DiageneseAnchizone bzw. in die Anchizone einzuordnenden Überprägungsgrades keine eindeutige Aussage über detritische
bzw. authigene Anteile der 2M]-Polytypen treffen.
64
o
5km
mm
o
~
Iransgresalver
rJ::]
Rotllegend, Quarzporphyr
o
Zechsleln 1
vorw. Flysch der Synkllnonen [do-cd)
[i#$'J]
vorw. Devon der Anllkllnorlen
I•I • I
Granit, Gabbro, Ecker-Gneis
[du-do)
4,3
% R•••• des Vltrlnlts (Prl-Zechsteln)
0,5'
% R•••• des Bltumlts (Zechstein)
-2,0 -
o
o
0
BAD SACHSA
o
•
~0,3/0,5
Iso reflexionen des Vltrlnlts (R...,,)
•
0
.0,23/0,45"
WALlENRIED
\\\\
5,5
J
Abb. 47: Isoreflexionslinien des Vitrinits
von Devon und Unterkarbon des
Westharzes (nach LüTKE & KOCH 1987).
Im Vergleich die in dieser Arbeit vo~gestellten lllitkristallinitäts-Werte [0 2 8].
R,... > 3% entspricht hoher Diagene~e bis Grenze Anchizone.
I
R.. von 5-7% en"'pricbt bober
ADer
bi,_Gr_enze
__ E_p_iz_on_e_.
_
65
Auffallend ist, daß von den regionalgeologisch als zu alt eingestuften Proben (DD 94/1, DD 94/4, DD 94/5), die
<211m-Fraktion der Probe DD 94/5 mit der relativ geringsten Überprägungsintensität, trotz des quantitativ geringsten
Anteils an 2M1-Polytypen dennoch eine ebenso deutliche Alterserhöhung wie die beiden anderen Proben aufweist.
Möglich ist, daß die höheren Überprägungstemperaturen die detritischen Hellglimmer in den Proben DD 94/1 bzw.
DD 94/4 partiell zurückgestellt haben, oder aber die Probe DD 94/5 von dem permischen Wärmeereignis nur sehr
gering oder gar nicht beeinflußt wurde.
Bei der Betrachtung der Röntgen-Plots der zugehörigen <0,2I1m-Fraktionen zeichnet sich das gleiche Bild ab. Die
älteste Probe (DD 94/5: 309 :t 7 Ma) hat den geringsten Anteil an 2M1-Illit. An dieser Stelle sei nochmals auf die
Korngrößenabhängigkeit der Schließungstemperaturen der Muskovite/lllite hingewiesen (vgl. Kap. IV.l), welche
zur Folge haben kann, daß ohne bemerkenswerte Änderung des Alters der <211m-Fraktion, die <0,2I1m-Fraktion
durch ein späteres thermisches Ereignis deutlich verjüngt bzw. zurückgestellt werden kann. Letztendlich kann nicht
entschieden werden, ob die Alterszunahme der <0,2I1m-Fraktionen mit abnehmender Überprägungsintensität auf den
zu schwachen Einfluß des späteren permischen Wärmeereignisses um 275 Ma zurückzuführen oder als Konsequenz
des geringeren Argonverlustes der detritischen Hellglimmer bei niedrigeren Metamorphosetemperaturen
zu
interpretieren ist.
Aus der Gesamtheit der oben diskutierten Aspekte spricht der Zusammenhang zwischen der Zonierung
unterschiedlicher Überprägungsgrade und der K/Ar-Feinfraktionsalter innerhalb des Oberharzer Devonsattels für
eine postkinematische metamorphe Überprägung dieses Gebietes.
Oberharzer
Einheiten
ausgenommen
des
Oberharzer
Devonsattels
Basierend auf diesem Hintergrund sollen nachfolgend die K/Ar-Altersdaten der übrigen Struktureinheiten des
«211m: 320:t 7 Ma; <0,2I1m: 292:t 6 Ma), Oberharzer
Oberharzes diskutiert werden: Acker-Bruchbergzug
Diabaszug «211m: 342:t 7 Ma; <0,2I1m: 305:t 6 Ma) und Clausthaler Kulmfaltenzone «211m: 319:t 7 Ma,
319 :t 7 Ma, 309 :t 7 Ma; <0,2I1m: 286 :t 6 Ma, 296 :t 9 Ma, 282 :t 7 Ma).
Das für den Oberharzer Devonsattel als Zeitpunkt der oberkarbonischen Metamorphose interpretierte Alter von
309:1: 6 Ma wird durch das Alter der <211m-Fraktion der regional benachbarten Grauwackenprobe DD 94/12 aus der
Clausthaler Kulmfaltenzone mit ebenfalls 309:1: 7 Ma untermauert. Auch bei dieser Probe wird aufgrund der
Grobkörnigkeit des Gesteins davon ausgegangen, daß sich in der <211m-Fraktion bei Temperaturbedingungen
der
unteren Anchizone ausschließlich authigen gebildete Hellglimmer befinden. Dafür spricht auch die Altersgleichheit
der <211m-Fraktion beider Proben trotz der unterschiedlichen Stratigraphie, die in diesem Fall detritische Hellglimmer verschiedener Alter impliziert (s. Kap. VI.2.1) und es somit sehr unwahrscheinlich erscheint, daß die Beimischung unterschiedlich alter detritischer Hellglimmer zwei identische Mineralfeinfraktionsalter liefert.
Die übrigen Proben der genannten Einheiten ergaben IK-Werte des Übergangsbereichs von Diagenese zur Anchizone. Aufgrund des im Kap. IV.l beschriebenen Interpretationsschemas und angesichts des hohen Anteils an 2M1IIliten innerhalb der <211m-Fraktion der "nur" diagenetisch-anchizonal überprägten Probe DD 94/6 (s. Kap. V.2,
Abb. 38), welcher auf das Vorhandensein detritischen Altbestands schließen läßt, werden die Altersdaten der
<0,2/lill-Fraktion in den Vordergrund gestellt. Diese umfassen eine Zeitspanne von 305 bis 282 Ma.
Wiederum unter Berücksichtigung des nach NE zunehmenden Metamorphosegradient (FRIEDELet al. 1995), ergibt
die regionale Verteilung der Proben eine Sonderstellung der Probe DD 94/15. Diese entstammt dem SW-Rand des
Harzes (s. Abb. 46), wo die Abkühlung folglich früher eingesetzt haben muß, was konsequenterweise zu älteren
Altersdaten führt. Jedoch muß aufgrund eines hohen Gehalts an 2M1-Illiten in den Feinfraktionen (s. Kap. V.2, Abb.
17 u. 18) bei einer im unteren Übergangsbereich von Diagenese zur Anchizone einzuordnenden Überprägungsgrad
auf eine Beimischung detritischer Hellglimmer geschlossen werden. Dies wird bestätigt durch das im regionalen
Vergleich hohe Alter der zugehörigen <211m-Fraktion mit 342 :t 7 Ma. Demzufolge wird auch das Alter der <0,2I1mFraktion der Probe DD 94/15 als zu alt eingestuft.
Die dadurch bedingte engere Zeitspanne von 296-282 Ma der <0,2I1m-Fraktionen läßt zwei Deutungen zu. Im
Hinblick auf die für den Oberharzer Devonsattel postulierte permische Überprägung um etwa 275 Ma können die
Alter der <0,2I1m-Fraktionen des restlichen Oberharzes als Mischungsalter mehrerer Illitgenerationen angesehen
werden. Die andere Interpretationsmöglichkeit wäre, unter der Voraussetzung einer monophasen Überprägung, die
Altersdaten als Zeitspanne des Ausklangs der oberkarbonischen Metamorphose aufzufassen.
Damit sollte an dieser Stelle nochmal besonders unterstrichen werden, daß die Alter der <0,2I1m-Fraktion nicht den
Zeitpunkt der Faltung an sich repräsentieren, sondern den Ausklang einer subsequenten Temperung.
66
VI.l.2
Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle
- Sächsisches Granulitmassiv
Auch im Profil II weisen alle 10 datierten Proben, Jiederum dem Interpretationsschema von AHRENDTet al. (1991)
folgend, eine postsedimentäre, prograde sehr schkach- bis schwachmetamorphe Überprägung auf. Die KJArAltersdaten des Profils II sind in der Abb. 48 und z~m Teil in einem generalisierten Querprofil durch die MKZ im
I
Zusammenhang mit der regionalen Geologie (Abb. 49) dargestellt.
I
Die Altersdaten der <211m-Fraktionen lassen die Einteilung der Proben in drei Gruppen sinnvoll erscheinen. Die
erste Gruppe (DDB 1, DDB 10, DDB 11) belegt die Existenz eines prograden sehr schwachmetamorphen EreigI
nisses um 350 Ma. Die zweite Gruppe (DD 94/19, DD 94120) datiert ein schwachmetamorphes
Ereignis im
Zeitraum von 321-316 Ma. Die letzte Gruppe (DDB 3, DDB 4, DDB 9) dokumentiert eine sehr schwachmetaI
morphe Überprägung um etwa 300 Ma.
DOOf)
DDB 1 DDB3
347/- 292/ 279
DDB4
308/291
337M:
(ijsä:
I
,
/
WB
___
Kristallin
.......
•••••••
+++++++
1
_
•
Begrenzung Mitteldeutsche
Kristallinzone (MKZ)
..
I Gramtolde
Probenpunkte
• _
Begrenzung MKZ mit nördlicher
und südlicher Phyllitzone
Altersdaten [Mal
(ohne Fehlerangabe)
3001 290
320 D
<2IJm/0,2IJm
Detritus (Muskovit)
Granjloide
335 M
334 B
I
Abb.48:
I
Abkühlalter Muskovit
Abkühlaller Biolil
3 Pretzsch
4 Prettin
5 Delitzsch
KJAr-Altersdaten des Profils II (modifizierte Karte nach Kartengrundlage FRANZKE(1990))
67
Diese Gruppierung zeichnet sich auch in bezug auf die IK-Werte ab. Die ermittelten IK-Werte zeigen für die Proben
DDB 1, DDB 10 und DDB 11 Überprägungsintensitäten
des Übergangsbereichs Diagenese-Anchizone bis in die
untere Anchizone an. Die IK-Messungen der Proben DD 94/19, DD 94120 ergaben einem der Epizone zuzuordnenden Überprägungsgrad. Die IK-Werte der Proben DDB 3, DDB 4 und DDB 9 weisen alle auf hohe anchizonale
Bedingungen hin.
Dem im kapitel IV.l vorgestellten Interpretationsschema zufolge wären für die Proben mit der relativ schwächeren
diagenetischen bis' schwach anchizonalen Überprägung die Altersdaten der <0,2I1m-Fraktionen aussagekräftig,
während für alle anderen Proben mit hohen anchizonalen bis epizonalen Prägungen die Altersdaten der <211mFraktionen als geologisch relevant angesehen werden.
Die aufgeführten IK-Werte zeigen, wie erwähnt, für die Proben DDB 10 und DDB 11 mit 0,385° bzw. 0,405° 2 e
« 211m-Fraktionen) eine schwach anchizonale bzw. im Übergangsbereich Diagenese-Anchizone einzuordnende
Überprägung an. Für die mittelkambrischen Gesteine des Delitzscher Raumes (Proben DDB 10 und DDB 11) ist
jedoch eine schwache Schieferung nachzuweisen und die Metamorphose hat anchizonale Bedingungen erreicht (s.
RÖLLIG 1991: 22). Für die Probe DDB 1 aus der (Wippra-) Pakendorfer-Zone ist eine dem Übergangsbereich
Diagenese-Anchizone zuzuordnende Überprägung aus den IK-Werten abzuleiten. In Analogie zu den Gesteinen der
Wippraer Zone mit anchi- bis epizonaler Überprägung (MARHEINEet al. 1995, AHRENDTet al. 1996) scheinen auch
hier die IK- Werte nicht die tatsächlich vorhandene metamorphe Überprägung anzuzeigen. Diese Diskrepanzen
werden auf unterschiedliche Präparationsmethoden (s. Kap. rn.1.3) zurückgeführt. Zur Zeit der Bearbeitung der
oben beschriebenen Proben wurde die Belegungsdichte noch nicht kontrolliert und deshalb sind zu "dicke" Texturpräparate gemessen worden, woraus zu große IK-Werte und damit zu niedrige Überprägungsgrade resultierten.
SE
NW
PR 2-3
Altersdaten in Ma (ohne Fehlerangabe)
1300/290
I
I< 2 11m/ < 0,2 11m
336 D I Detritus (Muskovit)
Abb.49:
1336
MI Abkühlalter
334 B IAbkühlalter
1
Muskovit
postkinematischediskordante -variszische Graniloide
(Stelan)
Biotit
K/Ar-Altersdaten im Profil II
Generalisiertes, abgedecktes Querprofil durch die Mitteldeutsche
Delitzsch (modifiziert nach Franzke & Röllig 1990, unveröff.)
Kristallinzone
im Bereich Roßlau-
68
Aus den aufgeführten Gründen werden hier die Altersdaten
relevante Daten diskutiert.
der <2Ilm-Fraktionen
aller Proben als geologisch
Die Abschätzung des Einflusses einer detritischen Komponente innerhalb der <2Ilm-Fraktionen soll anhand der
relativ schwächsten überprägten Proben DDB 10 un9 DDB 11 erfolgen.
Die Proben DDB 10 und DDB 11 (Kambrium von Delitzsch) sind mit einem Teufenunterschied von< 46m genommen und besitzen die gleiche lithostratigraphisthe
Herkunft. Die Altersunterschiede
der Proben DDB 10
(350 :t 7 Ma) und DDB 11 (363 :t 7 Ma) differierenl I in den <2Ilm-Fraktionen um 13 Ma. In den <0,2Ilm-Fraktionen
ist ein Altersunterschied von 11 Ma festzustellen. Diese Altersunterschiede liegen innerhalb der Fehlergrenzen (20-).
Für die Probe DDB 11 liegt ein Detritusalter (Musk6vit, Fraktion 63-106Ilm) von 590:t 13 Ma vor (s. Kap. VI.2.2).
Mögliche andere ältere Illitgenerationen (synsediIrientär-diagenetisch neugebildete Illite) müßten mittelkambrisch
(Sedimentationsalter) sein.
I
Die Probe DDB 10 <0,2Ilm besitzt das "jüngste" Alter dieses Gesteinspaares. Innerhalb der feinsten Kornfraktion
sind die geringste.~ Detritusanteile zu erwarten. I Zur Berechnung von Mischaltern wurde das Detritusalter
(590:t 13 Ma) der Aquivalentprobe DDB 11 herangezogen (s. Kap. III.3.4).
Ein Muskovitdetritusanteil
von 3 Gew.-% an der IMineralfeinfraktion ergibt hierbei ein um 13 Ma älteres Feinfraktionsalter. Entscheidend geht hierbei das "hohe'1 Alter des Detritus ein. Zur weiteren Diskussion wird daher das
"jüngere" Alter der Probe DDB 10 herangezogen, um eventuelle Detrituseinflüsse verstärkt zu berücksichtigen. Es
sei jedoch noch einmal darauf verwiesen, daß die Altersunterschiede innerhaib der Fehlergrenzen liegen.
I
Die annähernde Altersgleichheit der Fraktionen <21lm und <0,2Jlm der Proben DDB 10 und DDB 11 kann entsprechend dem Diskussionsmodell von Kap. IV.l ein Indiz für eine kurzzeitige prograde sehr schwachmetamorphe
I
Überprägung um etwa 350 Ma sein.
Aus der Analogie der Gesteine der Pakendorfer Zone (DDB I) mit denen der Serien 2-5 der Wippraer Zone wird auf
entsprechende Metamorphosebedingungen
geschlo~sen, die eine Verfälschung des Alters durch detritischen Hellglimmer-Altbestand ausschließen. Dafür spricht ebe~so das Alter der Probe DDB 1, welches mit 347 :t 8 Ma in den
Bereich der Metamorphosealter der Serien 2-5 (s. Abb. 11) fällt.
Zusammenfassend
zeigen diese KlAr-Mineralfeihfraktionsalter
mit etwa 350 Ma die bisher älteste, sehr
schwachmetamorphe
variszische Überprägung ari.
I
Die Altersdifferenzen der Proben DDB 3 (292 :t 6 Ma) und DDB 4 (308 :t 6 Ma) könnten wiederum auf die oben
diskutierten Detrituseinflüsse zurückzuführen sein. Da jedoch keine Detritusaltersdaten dieser Gesteinssequenz vorliegen, lassen sich hierbei keine vergleichbaren Modellrechnungen durchführen. Allerdings darf aufgrund der hohen
anchizonalen Überprägung der beiden Proben von leiner Rückstellung der detritischen Hellglimmer in der <2JlmFraktion ausgegangen werden. Aus der Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DDB 3 (s. Kap. V.2,
Abb. 39) läßt sich ein sehr hoher Anteil an 2M1-Polytypen bei geringem Bestand an IMd-Illiten feststellen.
Demzufolge ist eine kurzfristige Überprägung anzu6ehmen, die höchstwahrscheinlich ältere bereits vorherrschende
Illitgenerationen zu 2M)-Polytypen umgewandelt Jnd/oder im Alter zurückgestellt hat. Da die Anteile möglicher
verschiedener Illitgenerationen nicht quantifizierbarlsind, wird der Altersdivergenz der bei den Proben deshalb in der
weiteren Diskussion mit der Angabe eines Zeitraumes Rechnung getragen. Insbesondere wird somit auch eine
präparationsabhängige Fehlerquelle nicht vernachlä~sigt.
I
Pakendorfer
Zone
und
Kambrium
von
Delitzsch
Die nahezu identischen Überprägungsalter der GestJine der Proben DDB 1 (Ordovizium der Pakendorfer Zone) und
DDB 10 (Kambrium von Delitzsch) zeigen eine synchrone tektonometamorphe
Überprägung
dieser Gesteinssequenzen vor ca. 350 Ma an. Zu beachten ist dabei die heutige Position der Gesteine der Pakendorfer Zone
(DDB I) am Nordrand der MKZ sowie der kambrischen Gesteine von Delitzsch (DDB 10, DDB 11) an deren
Südrand (s. Abb. 48 u. 49). Die im Folgenden diskutierte Einschuppung der MKZ in Gesteinseinheiten mit frühvariszisch metamorpher Überprägung bedingt die I heutigen Lagerungsverhältnisse (s. Abb. 49). Der strukturelle
Aufbau der frühvariszisch metamorphisierten Einheiten vor der Einschuppung der MKZ ist anhand der Altersdatierungen nicht zu bestimmen. Die Altersdatier~ngen von ca. 350 Ma werden somit einzig als Zeitpunkt der
metamorpher Überprägung interpretiert. Die KlAr-Daten der< 2Jlm-Fraktionen geben das Alter einer prograd sehr
schwachmetamorphen Überprägung wieder, welc~e zumeist mit einem Deformationsereignis
korreliert. Dieses
könnte der von BERGERet al. (1983) festgestellten flachwelligen Verfaltung kambrischer Einheiten um E-W-Achsen
entsprechen. Ebenso könnte die Ausbildung der ~chwachen Schieferung der kambrischen Sedimente im Raum
Delitzsch Ergebnis einer Deformationsphase um 350 Ma sein.
69
Phyllitzonen
von
Roßlau
und
Bitterfeld-Drehna
Eine zweite Altersgruppe im Bereich des Teilprofils Dessau-Delitzsch umfassen die Mineralfeinfraktionsalter
«211m) der Gesteinsproben DDB 3, DDB 4 und DDB 9. Diese datiert ein prograd sehr schwachmetamorphes
Ereignis zwischen 308 und 291 Ma. Die Proben DDB 3 und DDB 4 entstammen Gesteinen der Phyllitzone von
Roß lau (Nördliche Phyllitzone, ? ob. Riphäikum, ? Devon; s. Kap. 11.3), welche an NW-vergenten Störungen von
der MKZ überschoben sind (s. Abb. 49). Die Probe DDB 9 wurde der in der Phyllitzone von Bitterfeld-Drehna
ausstreichenden, mittelkambrischen Prettin-Drehnaer Serie (Südliche Phyllitzone) entnommen, welche die MKZ im
Süden überlagert.
Die prograd sehr schwachmetamorphe
Überprägung der Phyllitzone von Roßlau und der Prettin-Drehnaer Serie
könnte als das Ergebnis der Einschuppung der MKZ entlang der großen NW -vergenten Störungen interpretiert
werden. Diese Einschuppung bedingt die heutigen Lagerungsverhältnisse. Sie führte zu Phyllosilikatneubildungen
und zur Öffnung bzw. Rückstellung des KlAr-lsotopensystems präexistierender Phyllosilikate. Dies geschieht in
Abhängigkeit der Intensität der tektonometamorphen Überprägung. Demzufolge wird die Auswirkung der durch die
Einschuppung bewirkten Rückstellung des KlAr-Systems mit zunehmendem Abstand zu den Überschiebungsbahnen
schwächer. Dies scheint sich an den Proben DDB 1, DDB 10 (DDB 11) zu verifizieren, welche noch den Zeitpunkt
ihrer letzten prograd sehr schwachmetamorphen Überprägung um 350 Ma zeigen. Mit ihrer größeren Distanz zur
"Einschuppungszone" der MKZ bleibt in ihnen das frühvariszisch tektonometamorphe Alter erhalten.
Zusammenfassend lassen die Altersdaten der <211m-Fraktion des Teilprofils Dessau-Delitzsch zwei tektonometamorphe Ereignisse zeitlich einordnen. Die Alter um 350 Ma werden als frühvariszische Überprägungen
der
kambrischen und ordovizischen Gesteinsserien interpretiert.
Die Alter von 310 bis 290 Ma spiegeln den
Zeitraum der Einschuppung der MKZ in die um 350 Ma überprägten Gesteinseinheiten
wider. Dabei werden
die heutigen Lagerungsverhältnisse
als Ergebnis dieser Einschuppung angesehen.
Schiefermantel
des
Sächsischen
Granulitmassivs
Die verbleibende Altersgruppe von 321 :t 7 (DD 94/19) bis 316:t 7 Ma (DD 94/20) datiert ein postsedimentäres
schwachmetamorphes Ereignis am NW-Rand des Sächsischen Granulitmassivs (SGM) (s. Abb. 48). Die Proben entstammen den ordovizischen Schichten des nordwestlichen Schiefermantels. Die Bestimmungen der Illitkristallinität
der beiden Proben ergaben deutlich epizonale Bedingungen. In Anbetracht dieser Überprägungsintensität darf davon
ausgegangen werden, daß eventuell vorhandene detritische Hellglimmer in der <211m-Fraktion ihr KlAr-lsotopensystem geöffnet haben und somit ihr ererbtes Alter zurückgestellt ist. Deshalb sollte sich die Feinfraktion aus
zurückgestellten detritischen Hellglimmern und schwachmetamorphen, authigen gebildeten Illiten zusammensetzen.
Die geringen Anteile von 1Md-Illitpolytypen in der <211m-Fraktion der Probe DD 94/20 (s. Kap. V.2, Abb. 41)
sprechen für eine relativ kurze Überprägungsphase während der letzten Metamorphose. Aus diesen Gründen werden
die Alter der <2llffi-Fraktionen als geologisch relevante Metamorphosealter betrachtet.
Diese Altersdaten von 321.316 Ma werden mit der Exhumierung der HP/HT-Gesteine des SGM in Zusammenhang
gesetzt. U/Pb-Altersbestimmungen
an Zirkonen und SmlNd-Analysen an verschiedenen Einzelmineralen der
Granulite (v. QUADT 1993) weisen auf hochgradige Bedingungen zwischen 360 und 340 Ma hin. Auch KRÖNER
et al. (in Vorb.) erzielten identische Ergebnisse mit 207Pbj206Pb Einzelzirkon-Datierungen
von 339 Ma. Bei der
Betrachtung der Mineralfeinfraktionsalter
der epizonalen Schieferhülle soll die viel diskutierte geodynamische
Entwicklungsgeschichte des SGM außer Acht gelassen werden, da für weiterreichende Aussagen entscheidend mehr
Mineralfeinfraktionsalter aus diesem Gebiet nötig wären. Deshalb beschränkt sich die Interpretation der Altersdaten
auf die Aussage, daß die tektonometamorphe
Prägung der nordwestlichen
Schieferhülle im Zusammenhang
mit der Exhumierung der Granulite des SGM steht. Ob es sich bei den Altersdaten von 321-316 Ma um den
Zeitpunkt der Abkühlung von hochtemperierten Abscherhorizonten (vgl. KRONER1996, REICH 1996) handelt, bleibt
an dieser Stelle offen.
Eine großräumige, regional metamorphe Überprägung in diesem Gebiet, die jünger als 325 Ma ist, wird von KRONER
(1996) aufgrund von Lagerungsverhältnissen im "Äußeren Schiefermantel" ausgeschlossen. Weiterhin sprechen die
Altersdaten aus dem Kambrium von Delitzsch mit ca. 350 Ma für eine ältere regionalmetamorphe Prägung im östlichen Saxothuringikum, so daß hier nochmals auf die lokal begrenzte Metamorphose
im Randbereich
des
Sächsischen Granulitmassivs um 321.316 Ma hingewiesen werden soll.
70
Von der oben beschriebenen Einteilung der Proben in Altersgruppen weichen die zwei Proben DD 94/18 und
DD 94/23 deutlich ab (s. Abb. 48). Die Probe DD 94118 zeigt KlAr-Altersdaten von 280:t 6 Ma «2J..lm) und
255 :t 5 Ma «0,2J..lm) und IK-Werte, die in die ~ntere Epizone einzuordnen sind (vg!. Abb. 13). Sie entstammt
ebenso wie die Proben DD 94119 und DD 94/20 a~s der SchieferhüIle des SGM. Es handelt sich bei der Probe um
einen ?kambrischen Muskovit (Serizit)-Quarzit dbr etwa 200 m nordwestlich des Lagergranits bei Geringswalde
~~~
I
Unklar ist, welches thermische Ereignis die <2J..lm-Fraktion auf 280 :t 6 Ma eingesteIlt hat. Ungewiß bleibt auch, ob
die schwachmetamorph gebildete HeIlglimmer-Geheration,
die in den "Nachbarproben" (DD 94/19, DD 94/20) mit
,
einem Alter von ca. 320 Ma auftritt, komplett
vor
280
Ma
zurückgesteIlt
wurde. Das erscheinende Alter von 280 Ma
.
,
könnte eine Mischung sein aus der etwa 320 Ma alten Generation und einer jüngeren, die sich im Alter der <0,2J..lmFraktion mit 255 Ma widerspiegelt (vg!. Kap. V.2, IIAbb. 40).
Ein weiteres junges Alterspaar liefert die Probe DD 94/23 mit 256:t 5 Ma «2J..lm) und 210:t 6 Ma «0,2flm). Es
handelt sich lithologisch um einen ..Sandstein, der laus den jüngeren Molassen des ober~.n Stefans stammt. Die IKWerte zeigen einen anchizonalen Uberprägungsgrad an. Aufgrund der relativ geringen Uberprägungsintensität sind
die eventueIl vorhandenen detritischen HeIlglimmer in der <2J..lm-Fraktion in ihrem Alter (320:t 8 Ma;
I
s. Kap. VI.2.2) nicht oder nur partieIl zurückgesteIlt. Obwohl bei einem Sandstein aufgrund der Lithologie ein
vergleichsweise geringer detritischer HeIlglimmer-~nteil zu vermuten ist (s. Kap. III.2.2), wird das Alter der <2J..lmFraktion als Maximalalter für die metamorphe Uberprägung angesehen. Die Antwort auf die Frage, welches
thermische Ereignis für das obertriassische Alter der <0,2J..lm-Fraktion verantwortlich ist, bleibt an dieser SteIle
offen. Nicht auszuschließen ist, daß die Alter bei der Fraktionen Mischungsalter aus der variszischen bzw.
permischen Überprägung und einer im Zusammenhang mit tektonischer Aktivität stehenden kretazischen
Beeinflussung Si~d.
.
..'
I
...
...
.
.
Festzuhalten bleIbt, daß auch Im osthchen Saxothunnglkum
lokal permIsche bIs trIassIsche KlAr-MmeralI
feinfraktionsalter auftreten, und das sowohl in prävariszischen
Sedimenten der SchieferhüIle des SGM als auch in
I
oberkarbonischen Molassesedimenten im Bereich der MKZ.
Als zusätzliches Beispiel postvariszischer thermischer Aktivitäten im Saxothuringikum und Grundlage weiterführender Diskussionen wird an dieser SteIle iuf KlAr-Altersdaten von <2J..lm-Fraktionen um 270 Ma sowie
<0,2flm-Fraktionen von ca. 255 Ma im Bereich dds Erzgebirges (Fuchsleithe, NW' TeIlerhäuser) hingewiesen (frd!.
münd!. Mitt. AHRENDT& WEMMER). EbenfaIls fü~ diese Lokalität konnte mittels der UlPb-Methode an Zirkonen für
den unteren Diskordia-Einstichspunkt ein Alter von etwa 250 Ma bestimmt werden (frd!. münd!. Mitt. HANSEN).Die
Zusammenhänge, warum einerseits Zirkone ihr UlPb-System öffnen (Tc: -500° C), und andererseits die MineralI
feinfraktionen trotzdem ein nahezu identisches Alter aufweisen, sind nicht geklärt und lassen aIlenfaIls Fluideinflüsse vermuten.
VI.2
VI.2.1
KlAr-Datierungen
an detritischen
Muskoviten
Profil I: Oblrharz - Sächsisches Granulitmassiv
An 7 Proben aus dem Bereich des Harzes wuJden die KlAr-Alter der detritischen Muskovite bestimmt (vg!.
NEUROTH1997). Die Proben stammen aus der Süaharzdecke, der Blankenburger und Tanner Zone sowie aus dem
I
Acker-Bruchbergzug, dem Oberharzer Devonsattel und der Clausthaler Kulmfaltenzone (vg!. Abb. 10 und 42).
Die den Prae-Flysch-Serien
zugehörende, stratigraphisch älteste Probe stammt aus dem Oberharzer Devonsattel
(DD 94113, EmslEifel) und liefert mit einem KlArrAlter von 414:1: 9 Ma einen Hinweis auf ein silurisches Ereignis
im Liefergebiet (s. Abb. 46). Dieses wird durch das Alter der Probe DD 92n ("Hauptquarzit": ob. Eifel) aus der
Abb. 45). Aufgrund dieser beiden Alter wird der 0Id-RedBlankenburger Zone mit 431 :I: 9 Ma bestätigt
Kontinent als kaledonisches Liefergebiet favorikiert. Andererseits ist noch nicht geklärt, ob andere Liefergebiete
gleichen Alters völlig auszuschließen sind (vg!. KIJÜGELet a!. 1994).
d.
I
Im oberen Oberdevon
(do III-IV) treten in den Flyschen der Südharzdecke (S-Harz GW 4) frühvariszisch
geprägte Muskovite mit einem KlAr-Alter von 3lh :I: 10 Ma auf. Ein vergleichbares Alter des Detritus findet sich
ebenfalls in der oberdevonisch bis unterkarboni~chen Probe Tann GW 2 der Tanner Zone mit 377:1: 11 Ma (s.
Abb.45). Diese Alterssignatur findet sich weite~hin im höchsten Unterkarbon
(cd 111) der Clausthaler Kulmfaltenzone (DD 94n) mit 374 :I: 9 Ma (s. Abb. 46). Es wurden somit bereits im oberen Oberdevon Krustenanteile
erodiert, die von der druckbetonten
frühvaris~ischen
Metamorphose
betroffen waren. Daraus resultiert eine
71
extrem schnelle Hebung, Abtragung, Erosion und Sedimentation des frühvariszisch geprägten kristallinen Basements
(vgl. NEUROTH1997). An dieser Stelle soll auch erneut auf die Konsistenz der Alter der detritischen Muskovite
über einen Sedimentationszeitraum vom do III-IV bis cd III hingewiesen werden. Eine eindeutige Zuordnung zu
einem Liefergebiet, wie z.B. die MKZ, konnte bisher noch nicht vorgenommen werden. Weiterführenden Untersuchungen an detritischen Muskoviten der Varisziden finden sich bei NEUROTH(1997).
KlAr-Altersbestimmungen
an detritischen. Muskoviten aus dem Acker-Bruchbergzug
ergaben deutlich
prävariszische Altersdaten. Dabei handelt es sich um die Proben DD 95/7 des Ortberg-Quarzits (do II) mit
456:t 29 Ma und DD 95/9 des Kammquarzits (cd II-III) mit 435 :t 12 Ma (s. Abb. 46). Allerdings konnte aus dem
Ortberg-Quarzit eine nur sehr geringe Menge der detritischen Muskovite separiert werden, woraus sich in der
Kaliumgehaltbestimmung ein hoher Fehler ergab, der zu dem oben angegebenen 2cr-Fehler von :t 28,7 Ma führte.
Deshalb kann an dieser Stelle nicht diskutiert werden, ob es sich um ein anderes Liefergebiet mit älteren
Abkühlungsaltern handelt, um eine Mischung aus zwei Detritusgenerationen
oder einfach um die gleichen
detritischen Muskovite wie im Kammquarzit. Das silurische Detritus-Alter des unterkarbonischen Kammquarzits
macht die Herkunft des Materials vom kaledonisch geprägten Old-Red-Kontinent wahrscheinlich. Demgegenüber stehen die Altersdaten der detritischen Muskovite aus den von Süden stammenden, oberdevonischen bis
unterkarbonischen Flyschen. Die gleichzeitige Schüttung des silurischen Detritus vom nördlich gelegenen Old-RedKontinent unterstreicht damit die fazielle Sonderstellung des Acker-Bruchberg-Systems
innerhalb des Rhenoherzynikums.
VI.2.2
Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle
- Sächsisches Granulitmassiv
Aus den Proben dieses Teilprofils konnten nur aus zwei Proben (DDB 11, DD 94/23) die detritischen Muskovite
datiert werden (s. Abb. 48). Die Probe DDB 11 wurde westlich des Delitzscher Plutonitmassivs gezogen und wird
stratigraphisch dem Kambrium zugeordnet. Die detritischen Muskovite des quarzitischen Sandsteins ergaben einen
cadomischen KlAr-Alterswert von 590:t 13 Ma. Damit zeigt sich, daß in den prävariszischen Sedimenten
cadomisch/panafrikanische,
tektonometamorphe Krustenteile vorhanden sind und diese somit am Aufbau der
Varisziden beteiligt waren. Für ausführliche Betrachtungen von KlAr-Altersdaten an detritischen Muskoviten im
Saxothuringikum siehe NEUROTH(1997).
Als Liefergebiet der detritischen Muskovite mit cadomischen Abkühlalter wird Gondwana bzw. ein verwandtes
Terrane angenommen (vgl. NEUROTH1997).
Die Probe DD 94/23 stammt aus den Post-Flysch-Serien des oberen Oberkarbons (Stefan C) der Wettiner
Schichten südwestlich des Hohnsdorfer Kristallins. Die detritischen Muskovite des Sandsteins ergaben ein oberkarbonisches KlAr-Alter von 320 :t 8 Ma.
Vergleichbare Altersdaten (317:t 7 Ma, 312:t 6 Ma) treten auch in oberkarbonischen (Stefan) Sedimenten im
Bereich des Kyffhäuser Kristallins auf (s. NEUROTH 1997), die der spätvariszischen, temperaturbetonten Metamorphose zugeordnet werden.
Demzufolge werden ab dem oberen Oberkarbon Krustensegmente erodiert, die spätvariszisch, temperaturbetont überprägt wurden. Anhand der Daten aus dem Gebiet der MKZ muß wiederum auf ein schnelles
"Recycling" des variszischen Orogens geschlossen werden, da die Abkühlalter des Liefergebiets und die Sedimentationsalter (ca. 300 Ma) nicht weit auseinander liegen.
Als Liefergebiet wird die Böhmische Masse angesehen.
VI.3
KlAr-Datierungen
VI.3.1
an Glimmern kristalliner Gesteine
Profil I: Oberharz - Sächsisches Granulitmassiv
An drei Kristallin-Proben wurden vier KlAr-Datierungen an Muskoviten und Biotiten durchgeführt. Die Proben
entstammen dem Rambergpluton und dem Kyffhäuser Kristallin. Die KlAr-Datierung an Biotiten des dem
spätorogenen Magmatismus zugeordneten, porphyrartigen Ramberggranits (DD 92/5) ergab ein Abkühlalter von
295 :t 6 Ma. Dieses Alter bestätigt die bereits von BENEK (1967) und anderen Autoren erzielten Ergebnisse der
KlAr -Altersbestimmungen.
72
Aus dem zur MKZ gehörenden Kyftbäuser Kristallin wurden KlAr-Altersbestimmungen
an Muskoviten eines
pegmatitischen Granodiorits (DD 92/13) und an Biotiten eines Biotit-Hornblende Gneises (DD 92/15) durchgeführt.
Die Muskovite der Probe DD 92/1 3 wurden zurrl einen in Form von riesenkörnigen Glimmerplättchen und zum
anderen in der Korngrößenfraktion von 315-500;J1m (DD 92/13-2) separiert und datiert. Die KlAr-Datierungen
ergaben als identisch anzusehende Altersdaten von 333 :t 8 und 332:t 7 Ma. Die Datierung der Biotite des Gneises
erbrachte ein Alter von 333 :t 8 Ma.
I
Aufgrund der identischen KlAr-Altersdaten der Muskovite und Biotite, die mit 350°C bzw. 300°C unterschiedliche
Schließungstemperaturen aufweisen (s. Kap. IV.l)! muß von einer hohen Abkühlungsgeschwindigkeit des Kristallins
ausgegangen werden. Allerdings können auch infblge der gleichen Altersdaten der Muskovite und Biotite und der
Fehlerbereiche der Datierungen keine quantitativen Aussagen über die Abkühlungsgeschwindigkeit
getroffen
werden.
I
VI.3.2
Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle
- Sächsisches Granulitmassiv
An fünf Kristallin-Proben wurden sechs KlAr-Ddtierungen an einem Muskovit- und fünf Biotit-Separaten durchgeführt. Die Proben stammen mit Ausnahme ddr Probe DDB 13 aus den zur MKZ gehörigen Dessauer und
Hohnsdorfer Kristallin sowie aus dem PrettinerlPlutonitmassiv.
Es handelt sich um die Proben DDB 6, DDB 14,
DDB 15 und DDB 16 für die jeweils KlAr-Altersdaten an Biotiten sowie für die Probe DDB 6 zusätzlich an
Muskoviten bestimmt wurden. Die Muskovite und Biotite eines Metagranitoids des Dessauer Kristallins (DDB 6)
ergaben Altersdaten von 337 :t 7 bzw. 335 :t 7 MJ. Zusammen mit den Biotit-Altern eines Gneises des Hohnsdorfer
Kristallins (DDB 15) von 332:t 8 Ma und einds Metagranitoids des Prettiner Plutonitmassivs (DDB 16) von
329:t 10 Ma liegen diese Abkühlalter in einem enk eingegrenzten Bereich von 337-329 Ma (Vi se).
Der nur geringe Altersunterschied der Abkühlalter von Muskovit zu Biotit der Probe DDB 6 könnte wiederum ein
Anzeichen einer hohen Abkühlungsrate sein. Jedbch können auch in diesem Fall infolge der Fehlerbereiche der
Datierungen keine quantitativen Aussagen getroffin werden.
Die aus derselben Bohrung wie die Probe DDB 15 stammende Probe DDB 14 bildet in bezug auf ihr BiotitAbkühlalter mit 306:t 7 Ma die Ausnahme innethalb dieser Probengruppe. Dieses wird auf die in dieser Probe
teilweise unvollständige Umwandlung von Biotit zu Chlorit zurückgeführt, da dadurch eine Störung des KlArSystems innerhalb des Kornbereichs angenommdn werden muß. Damit ist das Alter dieser Probe als irrelevant
I
einzustufen.
Die Probe DDB 13 stammt aus einem Granodiorit des Delitzscher Plutonitmassivs,
welches nach RÖLLIG(1991)
am Ende der Frühmolassephase intrudierte und :deshalb dem spätorogenen Magmatismus zugeordnet wird. Die
KlAr-Datierung der Biotite des Granodiorits ergab ein Abkühlalter von 303 :t 9 Ma.
VII
SCHLUSSFOLGERUNGEN
I
Ein entscheidendes Ergebnis der vorliegenden Arbeit ist, daß aussagekräftige Datierungen tektonometamorpher
Prozesse auch in polyphas überprägten
Gebieten durch die konventionelle KlAr-Methode an Mineralfeinfraktionen und detritischen Hellglimmern in Verb1indung mit IIlitkristallinitäts- und Hellglimmer-Polytypie-Bestimmungen an sehr schwach- bis schwachmetamorphdn Sedimenten möglich sind. Anhand der im Rahmen dieser Arbeit
durchgeführten geochronologischen Bearbeitung Izweier Profile, ausgehend vom Oberharz bzw. der FlechtingenRoßlauer-Scholle bis zum Sächsischen Granulitmassiv, konnten Zeitmarken für die Metamorphoseentwicklung
innerhalb des Grenzbereichs Rhenoherzynikum-Saxothuringikum
festgelegt werden. Darüber hinaus ließen sich
Aussagen über potentielle Liefergebiete der vai-iszischen
Sedimente
machen. Weiterhin war es für einige Zeit,
abschnitte möglich, den Beginn und die Dauer der Schüttung aus einem definierten Liefergebiet zu bestimmen.
Damit bieten sich für paläogeographische Rekonsfruktionen neue Möglichkeiten an.
Es konnte eindeutig nachgewiesen werden, daß ~adOmisch/panafrikanisch
tektonometamorphe Krustensegmente
als Liefergebiet für kambrische Sedimente im östlichen Saxothuringikum
(Armorika) fungierten und somit am
Aufbau der Varisziden beteiligt waren.
I
Der Eintrag von silurischem, detritischem Material (435.414 Ma) ins rhenoherzynische
Becken wurde für das
Mitleld"on be"ätigt.
.
~
73
Für das rhenoherzynische Becken wurde ein Liefergebietswechsel
ab dem oberen Oberdevon (do III-IV) nachgewiesen. Ab diesem Zeitpunkt treten in den Flyschen die ersten frühvariszisch metamorphen Hellglimmer (377367 Ma) auf. Aus der geringen Differenz von Sedimentationsalter und den Abkühlaltern der detritischen Hellglimmer ergibt sich eine sehr schnelle Hebung, Abtragung, Erosion und Sedimentation des frühvariszisch geprägten
Kristallins. Die Schüttung von detritischen Hellglimmern mit derselben Alterssignatur zeigte sich ebenso in den
jüngsten Sedimenten des Harzes im höchsten Unterkarbon (cd III).
Eine Sonderstellung nimmt der silurische Detritus (435 Ma) aus dem Kammquarzit (cd II-III) des Acker-Bruchbergzuges ein. Dieser Detritus weist auf unterkarbonische
Sedimentschüttungen
vom nördlich gelegenen Old.
Red-Kontinent hin. Damit unterscheiden sich die Sedimente des Acker-Bruchbergzuges nachhaltig von den von
Süden stammenden, oberdevonischen-unterkarbonischen
Flyschen mit frühvariszisch geprägtem Detritus (-370 Ma).
Diese Tatsache unterstreicht die fazielle Sonderstellung des Acker-Bruchbergsystems im Rhenoherzynikum.
Im oberen Oberkarbon
(Stefan C) tritt in den Sedimenten im Gebiet der Mitteldeutschen Kristallinzone ohne
Übergang, schlagartig spätvariszischer
Detritus mit Abkühlaltern der detritischen Hellglimmer von 320 Ma auf.
Das bedeutet, daß ab dem oberen Oberkarbon kein frühvariszisch geprägter Detritus mehr in dieses Gebiet
sedimentiert wurde. Es kann davon ausgegangen werden, daß die frühvariszisch, druckbetonten Einheiten weitestgehend abgetragen oder ihre Reste sedimentbedeckt waren. Ab diesem Zeitpunkt gelangten spätvariszisch
temperaturbetonte Einheiten ins Abtragungsniveau.
Die Zuordnung der detritischen Hellglimmer zu ihrem jeweiligen Liefergebiet wird anhand des Vergleichs ihrer
Abkühlalter mit Alterssignaturen in bekannten Kristallingebieten vorgenommen. Für den cadomisch/panafrikanisch
geprägten Detritus ergibt sich Gondwana bzw. ein verwandtes Terrane als Liefergebiet. Der Detritus mit silurischen
Abkühlaltern deutet auf den Old-Red-Kontinent als Liefergebiet hin, wobei ein anderes Gebiet gleichen Alters nicht
ausgeschlossen werden kann. Für den frühvariszisch geprägten Detritus konnte bisher keine eindeutige Zuordnung
zu einem Liefergebiet getroffen werden. Statt der Mitteldeutschen Kristallinzone, die von zahlreichen Autoren als
Liefergebiet diskutiert wird, könnten auch weiter ausgedehnte Ausläufer der MPIHP Kristallindecken, deren
Erosionsreste heute nur in geschonten Positionen erhalten sind (Münchberger Gneismasse, ZEV), im Hinblick auf
ihre Alterssignatur (u.a. HANSENet al. 1989, KREUZERet al. 1989) als Liefergebiet angesehen werden.
Für den spätvariszischen Detritus kommt als Liefergebiet die Böhmische Masse in Frage.
Als frühestes Eckdatum für die Metamorphoseentwicklung
im Grenzbereich Rhenoherzynikum-Saxothuringikum
konnten frühvariszische
Überprägungen
(350 Ma) in kambrischen und ordovizischen Sedimenten südöstlich
(Kambrium von Delitzsch) bzw. nordwestlich (Pakendorfer Zone) der Mitteldeutschen Kristallinzone nachgewiesen
werden. Diese Daten sind Hinweis auf eine synchrone, sehr schwachmetamorphe Überprägung beider, durch die
später eingeschuppte Mitteldeutsche Kristallinzone getrennten, Gesteinseinheiten im unteren Unterkarbon. In der
südwestlichen Verlängerung der Pakendorfer Zone deuten innerhalb der Wippraer Zone (Nördliche Phyllitzone)
die Metamorphosealter auf einen Überprägungszeitraum
von 350 bis 320 Ma hin. Die Altersverteilung in den
Serien der Wippraer Zone schließt eine synchron verlaufende, tektonometamorphe Entwicklung dieser Struktureinheiten aus und spricht für deren postmetamorphe
Stapelung.
Die Metamorphosealter im Unterharz (SE-Rand Rhenoherzynikum) mit 335.328 Ma zeigen den Zeitraum der
Hauptgefügeprägung
an und deuten darauf hin, daß die früheste Deformation am SE-Rand des Rhenoherzynikums
z.T. parallel zur Deformation innerhalb der Nördlichen Phyllitzone stattfand.
Die finale Stapelung der Wippraer Zone (Nördliche Phyllitzone) erfolgte ab bzw. später als 320 Ma. Die Interpretation der fortlaufenden Deckenüberschiebung, welche die Ursache für die metamorphe Überprägung darstellt,
wird durch die MetamorphoseaIter
aus dem nördlichen Mittelharz mit 320-310 Ma untermauert.
Anhand der gewonnenen Altersdaten der Südharzdecke konnte hingegen keine eindeutige Aussage über den
Zeitpunkt der Platznahme der Decken bzw. deren interner Verformung getroffen werden.
1m Bereich des Oberharzes ergibt sich für die synkinematische,
oberkarbonische
Überprägung
ein Alter von
309:t 6 Ma.
Aus dem Zusammenhang des Metamorphosebildes und der K/Ar-Feinfraktionsalter des Oberharzer
Devonsattels
wird auf ein permisches, postkinematisches
Wärmeereignis vor etwa 275 Ma in diesem Gebiet geschlossen. Im
restlichen Oberharz wird der Ausklang einer postkinematischen thermischen Überprägung mit 300-285 Ma datiert.
Ob es sich dabei um eine die Deformation überdauernde, langanhaltende Temperung oder um ein nachfolgendes
74
per~isc.hes. Wär~eereignis h~ndelt, kann. an dieseli Stell~ nicht beurteilt ,:er~en. Nicht auszuschließen ist auch ~in
kontmUlerlicher Ubergang belder. Der Emfluß des j permischen Wärmeerelgmsses (272-269 Ma) kann ebenfalls Im
Unter- und Mittelharz lokal begrenzt festgestellt werden.
Aus dem epizonalen Schiefermantel
des SächsiJchen Granulitmassivs
stammen die Metamorphosealter
von
321-316 Ma. Diese Altersdaten werden im Zusimmenhang mit der Exhumierung der Granulite gesehen, die
zwischen 360 und 340 Ma hochgradig überprägt wJrden.
Die Altersdaten aus dem Nord- bzw. Südrand de~ Mitteldeutschen Kristallinzone betragen 310 bis 290 Ma. Sie
entstammen zum einen der Phyllitzone von Roßlau (Nördliche Phyllitzone), die an NW-vergenten Störungen von
der Mitteldeutschen
Kristallinzone überschoben I ist und zum anderen der Südlichen Phyllitzone, die die
Mitteldeutsche Kristallinzone im Süden überlagert. Die Altersdaten werden hier als Zeitraum der Einschuppung
der Kristallinzone entlang der großen NW-vergenten Störungen in die um 350 Ma überprägten Gesteinseinheiten
interpretiert. Diese Einschuppung führte zu den heuÜgen Lagerungsverhältnissen.
Die KlAr-Datierungen an Glimmern (Muskovit, I Biotit) der zur Mitteldeutschen
Kristallinzone
gehörenden
Kristallinkomplexe (Kyffhäuser, Dessauer, Hohnsd9rfer, Prettiner) ergaben Abkühlalter von 337-329 Ma.
Für den Rambergpluton
sowie das Delitzscher Plutonitmassiv, die beide dem spätorogenen Magmatismus zugeordnet werden, wurden KlAr-Biotitabkühlalter von 295 bzw. 303 Ma bestimmt.
I
Offen bleibt die Frage, ob die Mitteldeutsche Kristallinzone als Liefergebiet des rhenoherzynischen Flyschs
fungierte. Innerhalb des Flyschs treten vom Oberd'evon bis Unterkarbon detritische Hellglimmer mit KlAr-Altern
von etwa 370 Ma auf. Demgegenüber stehen dil~ KlAr-Abkühlalter der Kristallingesteine der Mitteldeutschen
Kristallinzone von etwa 330 Ma. Damit scheid~t das Modell einer einmaligen Hebung der Mitteldeutschen
Kristallinzone im Oberdevon aus. Eine Hebung im Oberdevon würde zudem eine sehr schnelle Exhumierung
verlangen, da die Differenz zwischen Abkühlaltet der detritischen Hellglimmer und deren Sedimentationsalter
(do III-IV) ziemlich gering ist. Eine langsame Hebung des Kristallinkomplexes im Oberdevon ließe die ins
Erosionsniveau gelangenden Bereiche, aufgrund ihr~r späteren Abkühlung, immer jüngere KlAr-Abkühl alter liefern.
Die Tatsache, daß in den Sedimenten vom oberen qberdevon bis hohen Unterkarbon die KlAr-Alter der detritischen
Hellglimmer durchgehend um 370 Ma ergeben, schließt damit die Mitteldeutsche Kristallinzone als ein sich langsam
hebendes Liefergebiet aus. Eine alternative Vorstell~mg wäre die bereits erwähnte weiträumige Ausdehnung südlich
gelegener Kristallindecken, die ab dem oberen Ob~rdevon als Liefergebiete des frühvariszisch geprägten Detritus
fungiert haben könnten.
I
Im Unterkarbon wurde dann die Hebungsphase der Mitteldeutschen Kristallinzone vor etwa 330 Ma wirksam.
Ungeklärt bleibt, wohin die infolge der unterkarbonischen Hebung der Mitteldeutschen Kristallinzone abgetragenen
Gesteine geschüttet wurden. In diesen Sedimenten rären Detritusalter (Hellglimmer) zu erwarten, die älter als 330
Ma und jünger als 370 Ma sind. Stattdessen finden sich im Gebiet der Mitteldeutschen Kristallinzone und im
I
Vorland ab dem oberen Oberkarbon schlagartig KlAr-Altersdaten detritischer Hellglimmer von 320 Ma. Auch diese
können nicht von der Mitteldeutschen Kristallirizone stammen, da das heute anstehende Kristallin KlArGlimmerabkühlalter von 337-329 Ma aufweist.
I
Im Folgenden wird eine auf die oben aufgeführten KlAr-Altersdatierungen der Mineralfeinfraktionen
tektonometamorphe
Entwicklungsgeschichte
des Grenzbereichs Rhenoherzynikum/Saxothuringikum
Avalonia /Armorika modelliert (vgl. Abb. 50).
beruhende,
bzw. E-
Die älteste, frühvariszische, sehr schwachmetamorphe
Überprägung wurde in kambrischen Sedimenten des
Saxothuringischen Beckens (Armorika) sowie in lordovizischen Sedimenten der Nördlichen Phyllitzone (hier:
Wippraer und Pakendorfer
Zone) nachgewiesen.
Innerhalb der zwischen dem Saxothuringikum
und
Rhenoherzynikum vermittelnden Nördlichen Phyllitkone (hier: Wippraer Zone) zeigt sich eine Abnahme der Metamorphosealter von etwa 350 auf 320 Ma in Richturig Nordwesten. Eine Ausnahme bildet die südöstlichste Einheit
I
der Wippraer Zone mit einem Alter von ca. 330 Ma. Dieses Szenario wird als eine klassische "out of sequence"Stapelung am Hinterende eines Überschiebungsgürtels
interpretiert. Dabei wird tieferes, daher noch nicht
abgekühltes Material im rückwärtigen Teil eines Überschiebungsstapels nach oben über bereits gestapeltes, abgeI
kühltes Material gebracht (u.a. MITRA 1986, vgl. AHRENDTet al. 1996). Im Zusammenhang mit den abnehmenden
Metamorphosealtern in Richtung Nordwesten wird ~ine synchron verlaufende tektonometamorphe Entwicklung der
Wippraer Zone ausgeschlossen. Der Zeitpunkt ihrdr finalen Stapelung erfolgte nach ihrer jüngsten metamorphen
Üb''P,ägung (320 Ma).
,
75
G/lllIngen
-
Begrenzung MKZ mil nördlicher
• und südlicher Phyllitzone
lill.TI
[JE]
~
~
Abb. 50: Zeitmarken der tektonometamorphen
Kytfhäuser bzw. Ruhlaer Krislallin
Krislallin
Graniloide
K1Ar-Altersdaten
der
Mineralfeinfraktionen
in Ma
(ohne
Fehlerangabe)
Graniloide
1 Brocken
2 Ramberg
3 Prelzsch
4 Prettin
5Delilzsch
Entwicklung im Grenzbereich Rhenoherzynikum-Saxothuringikum
Vergleichbare K/Ar-Altersdaten aus der SW-Verlängerung der NPZ (S-Taunus, S-Hunsrück) ergaben 327-309 Ma
(AHRENDTet al. 1978, 1983) und 323-308 Ma (KLÜGEL 1995) und deuten auf eine spätere metamorphe Überprägung in diesem Gebiet hin.
Dies könnte durch ein früheres Einsetzen der Kollision und Metamorphose im Bereich des östlichen Rhenoherzynikums verglichen mit dem südlichen Rheinischen Schiefergebirge erklärt werden. Dieser mögliche Hinweis
auf eine schiefe Kollision (Transpression) der bei den Krusteneinheiten würde voraussetzen, daß die Wippraer Zone
die strukturidentische Verlängerung der südwestlichen Phyllitzone ist, also paläogeographischer Bestandteil der
rhenoherzynischen Unterplatte.
In diesem Modell geben die Altersdaten der rhenoherzynischen
Unterplatte (Nördliche Phyllitzone) und
saxothuringischen Oberplatte (Saxothuringisches Becken) den Zeitpunkt des Kollisionsbeginns vor 350 Ma an. Aus
der Altersdifferenz zu den ältesten Altersdaten der SW-Verlängerung der Nördlichen Phyllitzone (S-Hunsrück, STaunus) ergibt sich eine ungleichzeitige Schließung des trennenden Ozeans. Für den Zeitpunkt der Kollision im NE-
76
Bereich (Harz) ergibt sich aus der modellhaften Berechnung eine Breite des trennenden Ozeans im SW (Taunus,
Hunsrück) von etwa 350 km. Dabei wurde die Diffbrenz
der jeweils ältesten Altersdaten im NE- bzw. SW-Bereich
I
und die von KLÜGEL (\ 995) angegebene Mindestkonvergenzgeschwindigkeit
der Krusteneinheiten von 14 mmJa
zugrunde gelegt. Wird hingegen die von AHRENDTIet al. (\ 983) ermittelte Geschwindigkeit der "synmetamorphen
Deformationswelle" von 5 mmJa im Rheinischen Schiefergebirge berücksichtigt, verringert sich die Ozeanbreite auf
etwa 125 km. In diesem Modellansatz sollen die oben angegebenen Ozeanbreiten als Extremwerte verstanden
werden.
Anlaß zu einer zweiten Interpretationsmöglichkeit der älteren Metamorphosedaten in der Wippraer Zone geben die
Unterschiede im lithologischen und faziellen Inh~lt der Wippraer Zone im Vergleich zur Phyllitzone im Südhunsrück und Südtaunus (z.B. KLÜGELet al. 1994, hÜGEL 1995 und frdl. mündl. Mitt. ONCKEN). Letztere muß als
äußerster Rand des rhenoherzynischen Schelfes (E-A.valonia) angesehen werden und repräsentiert damit einen Teil
der Unterplatte. Gehören die Gesteine zum Akkretibnskeil der saxothuringischen Oberplatte, wären sie dort neben
einem frühen Deformationsbeginn einer fortlaufendbn Durchbewegung bis zur Schließung des Ozeans unterworfen.
Als Konsequenz ergäbe sich die Zusammengehörikkeit der frühvariszisch (350 Ma) geprägten kambrischen und
ordovizischen Gesteinseinheiten südöstlich bzw. nbrdwestlich der Mitteldeutschen Kristallinzone. Die erst nachfolgende Einbeziehung des rhenoherzynischen Schelfes in das wandernde Orogen müßte dort jüngere Deformationsalter als die im höheren Teil des Orogens er~eben. In diesem Fall müßten Teile der Wippraer Zone schon im
Akkretionskeil gestapelt und verkürzt sowie zu ein'em späteren Zeitpunkt auf das Rhenoherzynikum überschoben
worden sein. Die Deformationsalter der Gesteine de~ überfahrenen Rhenoherzynikums sollten dann jünger als die im
Akkretionskeil des Saxothuringikums sein.
I
Die Altersdaten des Unterharzes mit 335-328 Ma fallen in den Überprägunszeitraum der Wippraer Zone. Jedoch
stehen sie, aufgrund der komplexen Verbandsverhältnisse und der uneinheitlichen tektonischen Entwicklung innerhalb des Unterharzes in keinem eindeutigen Wide~spruch zu der Interpretation der Wippraer Zone als Teil des
saxothuringischen Akkretionskeils.
I
Die bei den hier vorgestellten Interpretationsmögliyhkeiten
sind idealisierte Modelle und sollen als Beitrag zur
geodynamischen ModelIierung des Kollisionsbereichs Rhenoherzynikum-Saxothuringikum
verstanden werden. Die
Komplexität der tektonometamorphen Vorgänge im IKollisionsbereich zweier Krustensegmente läßt in bezug auf die
KlAr-Altersdaten
keine eindeutige Zuordnung öer Wippraer Zone zum rhenoherzynischen
Schelf bzw.
saxothuringischem Akkretionskeil zu.
I
Unabhängig von dieser Diskussion geben die Metamorphosealter des nordöstlichen Mittelharzes (rhenoherzynischer
Schelf) mit 320-310 Ma vermutlich den Zeitpunkt I eine.~ mit der Metamorphose synchron verlaufenden Deckenüberschiebung an, die als Ursache für die metamorphe Uberprägung angesehen wird. Diese Deckenüberschiebung
steht möglicherweise mit der finalen Krustenstapelung der Wippraer Zone in Verbindung. Die etwas jüngeren
Überprägungsalter im Bereich des Oberharzes von letwa 310 Ma deuten auf das Fortschreiten der Orogen front in
Richtung NW hin.
Die entlang NW-vergenten Störungen verlaufende, späte Einschuppung der Mitteldeutschen Kristallinzone fand im
Zeitraum von 310 bis 290 Ma statt und bedingte die lnetamorphe Prägung ihrer Rahmengesteine.
Während im Bereich des Harzes und der MitteldeutJchen Kristallinzone das kompressive Regime bis zu dieser Zeit
(310 bis 290 Ma) wirksam war, wird im östlibhen Saxothuringikum der Schiefermantel des Sächsischen
I
Granulitmassivs infolge der Exhumierung der hochmetamorphen Granulite in der Zeitspanne von 321-316 Ma
epizonal überprägt. Eine mögliche ModellvorstellJng wäre ein im Rhenoherzynikum und im Kollisionsbereich
Rhenoherzynikum-Saxothuringikum
vorherrschendek kompressives Regime, bei bereits postkollisionaler Extension
im Bereich des Sächsischen Granulit~assivs.
l
Die jüngste, variszische, thermische Uberprägung zeIchnet sich vor 275-270 Ma im Oberharzer Devonsattel als auch
lokal begrenzt im Unter- und Mittelharz ab. Diese~ permische, postkinematische Wärrneereignis steht im Zusammenhang mit der Endphase der variszischen Orogendse.
77
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WERNER, 0., HESS, J.c. & LIpPOLT,HJ. (1995): Das variscische Abkühlungsmuster des Westerzgebirges - Erste
Ergebnisse isotopischer Mineraldatierungen. - Terra Nostra, 95 (8): 136; Bonn.
WIEFEL, H. (1958): Zur Stratigraphie und Tektonik der Stieger Schichten in der Südharzmulde. - Ber. Geo\. Ges.
DDR, 3 (1): 60-64; Berlin.
WILLNER,A. P., MASSONE,H.-J. & KROHE,A. (1991): Tectono-thermal evolution of apart of a Variscan magmatic
are: the Oden wald in the Mid-German Crystalline Rise. - Geo\. Rdsch., 80: 369-389; Berlin, Heidelberg.
WILSON, MJ. (1975): Chemical weathering of some primary rock-forming minerals. - Soi\. Sei., 119: 349-355;
BaltimorelMaryland.
WINKLER,H.G.F. (1979): Petrogenesis of metamorphie rocks. - 348 S.; New York (Springer).
WÜNSCH, B. & WÜNSCH, K. (1990): Petrographische und geochemische Untersuchung an Gesteinen des Hohnsdorfer Kristallins. - unveröff. Ber. ZGI; Berlin.
ZEH, A. (1992): Phasenpetrologische und geochemische Bearbeitung von Amphibolitmigmatiten im KyffhäuserKristallin unter besonderer Berücksichtigung ihres Stoffbestandes und ihrer Genese. - unveröff. Dip\. Arb.
Univ. Greifswald: 71 S.; Greifswald.
88
ANHANG
Proben verzeichnis
Lokalität! I
Bohrun
(Teufe)
bezeichnun
I
Profil I: Harz - Sächso Granulitmassiv
Harz
Clausthaler
0094-6
0094-7
0094-12
Kulmfaltenzone
S' Neuekrug
S' Neuekrug
Riesenbachtal
Oberharzer
EBR1
0094-1
0094-4
0094-5
0094-13
Devonsattel
Oberharzer
0094-15
Diabaszu
Rammelsberg
NE' Hahnenklee
Granetalsperre
E' Innerstetalsperre
Schalker Mulde
Acker-Bruchber
0095-7
0095-8
0095-9
cd III y
cd III y
cd III ß
Tonschiefer
Grauwacke
Grauwacke
EHel
EHel
Eifel
do I a-ß
du/dm
Tuffit
Tonschiefer
Tonschiefer
Tonschiefer
siltiger Sandstein
I
Osterode-Freilieit
doN/V
Rotschiefer
I
zu
do
do VI/cd I
cd I-II
BIan k en b urger Z one
0092-7
0092-8
0092-9
SE' Altenbrak
SE' Altenbrak
c/o Treseburg
Tanner Zone
0092-6
TannGW2
N' Allrodel
E' Scharzfeld
Rambergpluton
IOD 92-5
S' Thale
? dm-do
? dm-do
EHel
Quarzit
Tonschiefer
Quarzit
Quarzit
Tonschiefer
Tonschiefer
I
porphyr.
Granit
Südharz-/Selkedecke
0092-2
S-Harz GW 2
S-Harz GW 4
0095-25
0095-29
Steinbruch Rie1:l.er
Bartolfelde I
S' Zorge I
B242 Ab. 034 km:l,600
Zorge/Sta ufenberg
do II ß - VI
do III-IV
do II ß /III-IV
Givet- do I
do II a-ß
feink. dichtes Gestein
milder Tonschiefer
mittelk. Grauwacke
Melange
Rotschiefer
H arzgero OOd er Z one
0092-1
DD 95-17
0095-18
0095-21
0095-22
0095-23
W' Harzgeroae
SW'Regenbogeriberg
E' Panzerberg
Grube Helmhold
Grube Helmhold
Güntersberge
cd II
cd
Silur
höchstes Silur
unterstes du
cd
phyllit. Tonschiefer
Olisthostrom-Matrix
Tonschiefer
Tonschiefer
Tonschiefer
olisthostrom -Ma trix
Tab. 1: Proben verzeichnis
89
Wi
DD
DD
DD
DD
DD
DD
raer Zone
90-1
90-2
90-3
90-4
90-5
90-6
DD 90-7
DD
DD
DD
DD
90-8
90-9
90-10
92-12
Tonschiefer
h Hit. Tonschiefer
Metavulkanit
elit. Schiefer
Tonschiefer
Tonschiefer
h llit. Schiefer
Tonschiefer
elit. Schiefer
Tonschiefer
Ph llit
Brauerei Wi ra
Friesdorf
Rammelbur
Rammelbur
Biesenrode
Kli mühle
W' Kli mühle
Brombachtal
Hohesteintal
S' Herrenmühle
Dinsterbachtal
Kyffhäuser
DD 92-13
DD 92-15
Profil 11:Flechtingen-Roßlauer
DDB1
DDB3
DDB4
DDB6
DDB9
DDB 10
DDB 11
DDB 13
DDB 14
DDB 15
DDB 16
DD 94-23
Scholle - Sächs. Granulitmassiv
Zerbst 27/82
Ordovizium
(200,0 m)
ob. Riphäikum
Zerbst 24/82
(Devon?)
(115,5 m)
ob. Riphäikum
Zerbst 24/82
(Devon?)
(110,4 m)
Dessau 1/59
(255,5 m)
ob. Riphäikum PR3
Jessen 3/64
D
(316,0 m)
Deli tzsch 8/64
Mittelkambrium
(379,0; 380,5; 384,5;
397,5 m)
Delitzsch 8/64
Mittelkambrium
(424,5; 424 7' 426 0 m)
Delitzsch 92/79
Variszisch
(383,0 m)
Präkambrium PR2Plätz 472/58
PR3
(334.5 m)
Präkambrium PR2Plätz 472/58
PR3
(370,0 m)
Doberlug T52/59
Kambro-Ordovizium
(206,7 m)
Steinkohlewerk Plätz
Sächsisches Granulitmassiv
DD 94-18
NW'Tränkenmühle
DD 94-19
c/o Lei zi er Hütte
DD 94-20
ca. 200m nach NW
Tab. 1: Proben verzeichnis (Fortsetzung)
Stefan C
? Kambrium
Unterordovizium
Unterordovizium
Tonschiefer
Phyllit
Phyllit
Metagranitoid
Quarzitschiefer
quarzit. Sandstein
quarzit. Sandstein
Granodiorit
Gneis/
Fanl:domerat
Biotitgneis
Granodiorit
Sandstein
90
~;~
Ar
38Ar
36Ar
";;,w
"'
.~
Argon-Isotopie
40
7R
, j
:
Spike-Isotopie
40
Ar
Datenblatt
u .•
zur KlAr-Altersbestimmung
[lIa]:
0,0099980%
AE:
5,810E-11
0,0630%
38Ar
99,9890000%
Aß:
4,962E-10
0,3370%
36Ar
0,0009998%
. Ages:
5,543E-10
99,6000%
Standard Temperature Pressure (STP)
,
Normbedingungen
273,15K;
~Jj;difu# ~
s~J!k.
,,@
Kalium:
..•..
40K:
0,011670%
0,8301
Kp!K:
Atommassen [g/mol):
Molares
O°C; 760 mm Hg
,WMhiW
'Dk,'ill@W'
; 0i1
Zerfallskonstanten
:
39,9476
40Ar:
39,9624
ges K:
39,1020
Normvolumen
[mi]:
(DIN 1343)
ges Ar:
22413,8
.&.
1
1013,25 mbar
'{n##¥iP4"'~!.Ii
Probenbezeichnung
Stratigraphie
Frak1ion
[lJm]
Ar•
K 20
40
[Gew.%]
[nVg]
Ar•
40
.
STP
..w.
j!:L dA"
[%]
,'i!':<;'.iJf;~
Alter
Fehler
[Ma]
[Ma]
ii@.
Fehler
[%]
jj)I;
11l1l1;;, 21:
Profil I: Harz - Sächs. Granulitmassiv
Harz
Clausthaler
Kulmfaltenzone
DD 94-6
<2 ~m
cd 111 y
4,73
53,21
98,61
319,1
7,1
2,2
DD 94-6
< 0,2 ~m
cd 111 y
5,77
57,65
98,40
286,1
5,8
2,0
DD 94-7
<2 ~m
cd 111 y
2,73
30,74
95,04
319,4
6,7
2,1
DD 94-7
< 0,2 ~m
cd 111 y
3,67
38,08
95,18
296,2
8,9
3,0
315-500 ~m
cd 111 y
6,34
85,00
94,66
374,3
9,3
2,5
DD 94-12
<2 ~m
cd 111 ß
3,33
36,19
95,09
309,1
6,6
2,1
DD 94-12
< 0,2 ~m
cd 111 ß
4,30
42,36
97,25
282,3
6,5
2,3
EBR 1
< 2 ~m
dm (Eifel)
8,74
82,83
99,34
272,4
6,3
2,3
EBR 1
< 0,2 ~m
dm (Eifel)
8,55
77,57
98,85
261,6
5,3
2,0
DD 94-1
<2 ~m
dm (Eifel)
6,00
72,09
99,25
338,9
7,1
2,1
DD 94-1
< 0,2 ~m
dm (Eifel)
5,14
51,57
97,08
287,2
6,0
2,1
DD 94-4
<2 ~m
dm (Eifel)
5,20
60,37
98,10
328,4
6,7
2,0
DD 94-4
< 0,2 ~m
dm (Eifel)
5,58
57,65
98,22
295,0
6,1
2,1
DD 94-5
<2 ~m
do I a-13
5,86
69,48
97,35
334,8
6,9
2,1
DD 94-7 mus
Oberharzer
Devonsattel
I
DD 94-5
< 0,2 ~m
do I a-13
6,63
71,99
98,19
308,9
6,3
2,0
DD 94-13
<2 ~m
du/dm
7,56
82,11
96,65
309,0
6,5
2,1
DD 94-13
< 0,2 ~m
du/dm
7,83
78,28
98,47
286,2
6,2
2,2
90-125 ~m
du/dm
10,20
152,87
97,10
413,7
8,5
2,1
DD 94-15
<2 ~m
do IV-V
5,08
61,68
96,71
342,1
7,1
2,1
DD 94-15
<0,2 ~m
do IV-V
6,24
66,93
98,32
305,4
6,4
2,1
160-500 ~m
do
8,95
149,84
99,64
456,4
28,7
6,3
<2 ~m
do VI- cd I
2,51
28,39
94,79
320,4
7,0
2,2
<0,2 ~m
do VI- cd I
4,88
49,97
95,54
292,4
6,4
2,2
250-315 ~m
cd 1-11
9,93
157,34
98,86
434,7
12,3
2,8
DD 94-13
Oberharzer
mus
I
Diabaszug
I
Acker-Bruchbergzug
DD 95-7 mus
DD 95-8
DD 95-8
DD 95-9 mus
I
Tab. 2: Datenblatt zur K/Ar-Altersbestimmung
--
---
j
91
Blankenburger
Zone
DD 92-7
<21Jm
?dm-do
4,57
48,52
93,74
302,4
6,5
2,1
DD 92-7
<O,21Jm
?dm-do
4,84
45,26
88,62
269,0
6,2
2,3
106-160 IJm
?dm-do
9,46
148,48
99,59
431,1
8,7
2,0
65,41
98,84
321,3
6,5
2,0
98,19
299,4
6,1
2,0
DD 92-7 mus
DD 92.8
<21Jm
?dm-do
5,77
DD 92-8
<O,21Jm
?dm-do
6,10
64,02
DD 92-9
<21Jm
dm (Eilei)
4,85
52,78
97,73
309,4
6,6
2,1
DD 92-9
<O,21Jm
dm (Eilei)
5,06
51,84
97,05
292,8
6,1
2,1
DD 92-6
<21Jm
cd 11ß/y
5,82
61,63
95,62
301,8
6,4
2,1
DD 92-6
<O,21Jm
cd 11ß/y
6,11
60,65
94,93
284,3
6,0
2,1
<21Jm
do/cd
3,47
38,44
97,39
314,6
7,1
2,2
do/cd
4,22
42,67
92,70
289,2
9,2
3,2
376,9
11,3
3,0
TannerZone
Tann GW2
<O,21Jm
Tann GW2
Tann GW2
mus
150-315 IJm
do/cd
9,50
128,35
98,94
315-500 IJm
porphyr. Granit
8,75
90,54
99,00
295,5
6,4
2,2
do 11ß
6,70
69,87
98,13
297,6
6,8
2,3
do
7,08
73,56
97,95
296,6
6,1
2,1
6,83
76,55
97,30
318,0
7,4
2,3
6,0
2,2
2,7
Rambergpluton
DD 92-5 bio
SüdharzlSelke
Grauwacke
<21Jm
DD 92-2
<O,21Jm
DD 92-2
S-Harz GW 2
<21Jm
S-Harz GW 2
- VI
11ß - VI
do III-IV
<O,21Jm
do III-IV
7,34
69,40
97,58
271,8
150-315 IJm
do 11ß /III-IV
9,61
126,17
98,09
367,3
9,8
<21Jm
Givet-do I
5,85
70,71
98,23
340,7
7,8
2,3
DD 95-25
<O,21Jm
Givet-do I
5,72
63,25
98,21
314,1
6,7
2,1
DD 95-29
<21Jm
do 11u-ß
5,46
69,18
97,83
355,6
7,3
2,1
<O,21Jm
do 11u-ß
7,35
81,67
315,4
6,6
2,1
cd 11
5,80
67,24
97,46
328,0
7,6
2,3
97,85
309,1
8,5
2,8
S-Harz GW 4 mus
DD 95-25
DD 95-29
Harzgeröder
97,59
Zone
DD 92-1
<21Jm
6,17
67,04
cd
4,99
59,26
97,81
335,3
8,0
2,4
<O,21Jm
cd
5,30
56,61
97,54
304,2
6,4
2,1
<21Jm
Silur
4,98
53,43
98,97
305,3
6,3
2,1
DD 95-18
<O,21Jm
Silur
6,15
58,18
98,31
271,8
5,6
2,1
DD 95-21
<21Jm
höchstes Silur
4,86
57,53
98,15
334,1
6,8
2,0
DD 95-21
<O,21Jm
höchstes Silur
4,53
49,86
96,54
312,4
6,5
2,1
98,24
333,0
7,4
2,2
96,87
315,5
6,6
2,1
DD 92-1
<O,21Jm
DD 95-17
<21Jm
DD 95-17
DD 95-18
cd 11
DD 95-22
<21Jm
unterstes du
5,11
60,28
DD 95-22
<0,2IJm
unterstes du
4,81
53,48
DD 95-23
<21Jm
cd
5,99
71,00
98,66
334,7
6,8
2,0
DD 95-23
<O,21Jm
cd
6,11
64,73
97,84
301,9
6,3
2,1
Wippraer
Zone
DD 90-1
<21Jm
Serie 2 (Silur)
4,53
53,31
91,83
332,4
9,9
3,0
DD 90-1
<O,21Jm
Serie 2 (Silur)
4,94
54,63
87,53
314,1
7,3
2,3
DD 90-2
<21Jm
Serie 1 (Devon)
4,20
53,88
99,86
359,6
7,2
2,0
DD 90-3
<21Jm
Serie 1 (cd)
6,08
68,65
95,76
320,2
6,7
2,1
DD 90-3
<O,21Jm
Serie 1 (cd)
5,14
51,44
88,76
286,5
6,5
2,3
Tab. 2: Datenblatt zur K1Ar-Altersbestimmung
(Fortsetzung)
92
0090-4
<21Jm
5,94
Serie 1 (cd)
69,04
95,59
328,8
6,9
2,1
346,7
8,4
2,4
0090-5
<21Jm
Serie 4 (Ordoviz.)
5,41
66,65
95,65
0090-5
<O,21Jm
Serie 4 (Ordoviz.)
5,26
58,84
89,87
317,4
7,1
2,2
2,2
0090-6
<21Jm
Serie 5 (Ordoviz.)
4,25
51,40
92,58
340,9
7,6
0090-6
<0,2IJm
Serie 5 (Ordoviz.)
3,95
42,96
84,71
309,3
7,8
2,5
5,82
72,70
91,78
351,1
7,7
2,2
0090-7
<21Jm
Serie 5 (Ordoviz.)
0090-8
<21Jm
Serie 3 (Ordoviz.)
5,11
61,78
93,65
340,8
8,2
2,4
0090-9
<21Jm
Serie 7 (Devon)
5,68
66,37
96,14
330,3
8,9
2,7
0090-9
<0,2IJm
Serie 7 (Devon)
3,88
40,18
89,25
295,7
6,6
2,2
0090-10
<21Jm
Serie 2 (Silur)
4,29
51,54
96,73
338,8
7,1
2,1
0090-10
<0,2IJm
Serie 2 (Silur)
3,70
39,53
93,47
304,3
6,5
2,1
<21Jm
Serie 7 (Devon)
7,02
83,43
99,61
335,4
6,7
2,0
6,6
2,1
8,4
2,5
0092-12
0092-12
<0,2IJm
Serie 7 (Devon)
6,82
77,16
97,99
320,7
333,5
I
Kyffhäuser
0092-13
mus
riesenkörnig
pegmat. Granit
10,38
122,57
98,38
0092-13/2
mus
315-500 IJm
pegmat. Granit
10,59
124,37
98,86
331,9
6,8
2,0
0092-15
bio
250-315 IJm
Paragneis
7,86
92,56
99,73
332,7
7,7
2,3
P,ofllll, FI.ehting.n-RoBI.u.' Scholl. - S'e",_ G"nLm'SSIV
I
<21Jm
Ordovizium
3,85
47,54
97,24
347,4
8,3
2,4
OOB3
<21Jm
? Devon
5,27
53,86
94,45
292,1
6,2
2,1
OOB3
<0,2IJm
? Devon
5,42
52,67
93,94
278,8
6,0
2,2
DDB4
<21Jm
? Devon
6,93
75,02
98,80
308,0
6,2
2,0
<0,2IJm
? Devon
OOB 1
DDB4
DDB 6
mus
DDB 6
bio
DDB 9
<21Jm
DOB10
<21Jm
DOB10
Präkambrium
PR3 C
Mittelkambrium
6,40
65,06
98,12
290,7
5,9
2,0
10,54
125,84
98,67
336,9
6,9
2,0
2,2
8,57
101,57
99,18
334,6
7,3
4,11
41,77
86,18
290,6
6,7
2,3
5,09
63,29
97,06
349,6
7,4
2,1
<O,21Jm
Mittelkambrium
5,90
73,51
97,24
350,2
7,2
2,1
DOB 11
<21Jm
Mittelkambrium
6,64
86,15
98,39
363,4
7,4
2,0
DDB 11
<O,21Jm
Mittelkambrium
7,20
92,66
98,58
360,7
7,6
2,1
Mittelkambrium
DDB 11
mus
10,13
227,70
99,69
589,6
12,5
2,1
DDB13
bio
7,86
83,48
99,46
302,7
8,9
2,9
ODB14
bio+chl
7,97
85,77
92,91
306,3
6,6
2,2
ODB15
bio
4,69
55,04
96,30
331,6
7,8
2,3
DDB16
bio
OD 94-23
DD 94-23
DD 94-23 mus
Sächsisches
7,81
90,83
99,06
328,9
10,3
3,1
<21Jm
co (Stefan C)
4,60
41,12
96,78
257,8
5,4
2,1
<0,2IJm
co (Stefan C)
5,91
42,50
93,43
210,2
5,8
2,8
co (Stefan C)
10,21
115,10
99,04
319,7
7,7
2,4
250-500 IJm
Granulitgebirge
DO 94-18
<21Jm
Limritzer Serie
5,77
55,71
96,65
277,2
5,7
2,1
DD 94-18
<21Jm
Limritzer Serie
5,79
56,47
97,98
279,8
5,7
2,0
<O,21Jm
Limritzer Serie
5,98
52,86
96,76
255,3
5,3
2,1
DD 94-19
<21Jm
obsdorfer Schichter
5,76
65,24
96,45
321,0
7,1
2,2
DD 94-19
<0,2IJm
obsdorfer Schichter
5,16
53,12
97,27
294,1
7,8
2,7
DD 94-20
<21Jm
Remser Schichten
7,12
79,27
98,36
316,0
6,5
2,0
OD 94-20
<0,2IJm
Remser Schichten
6,61
68,85
96,84
297,3
6,1
2,1
DD 94-18
Tab. 2: Datenblatt zur K/Ar-Altersbestimmung
eFlrtsetzung)
I
93
~
~
Liste der KlAr.Alter
,.
ihrer stratigraphischen
Position
,~
Alter [Ma]
Alter [Ma]
Proben-
Stratigraphie
'
unter Berücksichtigung
bezeichnung
<2~m
~
",.'
Alter detr. Muskovite
< 0,2 ~m
[Ma]
,,'",
"d}
KARBON:
290.360
Ma
co (Stelan C)
DD 94-23
258:1: 5
210:1: 6
320:1: 8
y
cd 111
DD 94-7
319:1: 7
296:1: 9
374:1: 9
cd 111y
DD 94-6
319:1: 7
286:1: 6
-
cd 111ß
DD 94-12
309 :1:7
282:1: 7
cd 11ß/y
DD 92-6
302:1: 6
284:1: 6
328:1: 8
309:1: 9
cd 11
DD 92-1
cd I-li
DD 95-9
-
cd
DD 90-3
320:1: 7
cd
DD 90-4
329:1: 7
cd
DD 95-17
cd
DD 95-23
DEVON! KARBON:
do VI/cd
.
435:1: 12
287:1: 6
.
.
335:1: 8
304:1: 6
-
335:1: 7
302:1: 6
-
377:1: 11
ca. 360 Ma
Tann GW 2
do/ cd
DD 95-8
I
I
315:1: 7
I
289:1: 9
T
320 :1:7
I
292:1: 6
.
c;;;c
DEVON: 360 • 408 Ma
-
do IV-V
DD 94-15
342:1: 7
305:1: 6
do 11ß- do VI
DD 92-2
298:1: 7
297:1: 6
do III-IV
S-Harz GW 2
318:1: 7
272:1: 6
do 11a-ß
DD 95-29
356:1: 7
316:1: 7
do I a-ß
DD 94-5
335 :1:7
DD 95-7
.
309:1: 6
do
dm (Givet) - do I
DD 95-25
341:1: 8
314:1: 7
.
? dm (Givet) - do
? dm (Givet) - do
DD 92-7
302:1: 7
269:1: 6
431:1: 9
DD 92-8
321:1: 7
299:1: 6
-
.
.
.
.
456:1: 29
dm (Eilei)
DD 92-9
309:1: 7
293:1: 6
dm (Eilei)
DD 94-1
339:1: 7
287:1: 6
dm (Eifel)
DD 94-4
328:1: 7
295:1: 6
EBR 1
272:1: 6
262:1: 5
.
.
.
.
.
DD 94-13
309:1: 7
286:1: 6
414:1: 9
DD 90-2
360:1: 7
dm
-"
?
du/dm
??
??
DD 90-9
330:1: 9
296 :1:7
DD 92-12
335:1: 7
321:1: 7
DDB 3
292:1: 6
279:1: 6
DDB4
308:1: 6
291:1: 6
333:1: 7
315:1: 7
DD 95-22
du (unt. Gedinne)
.
.
.
.
.
.
':Ce
""
SILUR: 408 • 436 Ma
DD 95-21
334:1: 7
312:1: 7
DD 95-18
305:1: 6
272:1: 6
L1andovery-Wenlock
DD 90-1
332:1: 10
314:1: 7
L1andovery-Wenlock
DD 90-10
339:1: 7
304:1: 7
.
.
.
.
oberstes Ashgill
ORDOVIZIUM:
436 • 505 Ma
Arenig-L1anvim
DD 90-5
347:1: 8
317:1: 7
.
Arenig-L1anvim
DD 90-6
341:1: 8
309:1: 8
-
Arenig-L1anvim
DD 90-7
351:1: 8
DD 90-8
341:1: 8
Arenig-L1anvim
DDB 1
347:1: 8
.
.
.
Remser-Schichten
DD 94-20
316:1: 7
297:1: 6
Lobsdorf-Schichten
DD 94-19
321:1: 7
294:1: 8
Mittelkambrium
DDB10
350:1: 7
350:1: 7
.
Mittelkambrium
DDB 11
363 :1:7
361:1: 8
590:1: 13
Limritz-Serie
DD 94-18
280:1: 6
255:1: 5
.
291:1: 7
.
-
Arenig-L1anvim
KAMBRIUM:
OBERES
505 - 570 Ma
PROTEROZOIKUM:
Ob. Riphäikum
PR3
570.1600
Ma
IDDB9
Tab. 3: Liste der KlAr-Alter unter Berücksichtigung
ihrer stratigraphischen Position
.
.
.
-
.
°
<2 ~m
< 0,2 ~m
<2 ~m
< 0,2 ~m
<2 ~m
< 0,2 ~m
<2 ~m
< 0,2 ~m
<2 ~m
<0,2~m
<2 ~m
<.0,2.~m
<2 ~m
< 0,2 ~m
< 2 ~m
< 0,2 ~m
< 2 ~m
< 0,2 ~m
< 2 ~m
< 0,2 ~m
<2 ~m
< 0,2 ~m
<2 ~m
< 0,2 ~m
<2 ~m
< 0,2 ~m
<2 ~m
< 0,2 ~m
<2 ~m
< 2 m
Faltenzone
Faltenzone
Faltenzone
Faltenzone
Clausthaler
Clausthaler
Clausthaler
Clausthaler
Zone
Zone
Blankenburger
Blankenburger
Tanner Zone
TannerZone
Tanner Zone
Tanner Zone
Zone
Zone
Blankenburger
Zone
Blankenburger
Blankenburger
Zone
Blankenburger
Acker-Bruchbergzug
Acker-Bruchbergzug
Ob.Diabaszug
Ob.Diabaszug
Ob.Devonsattel
Ob.Devonsattel
Ob. Devonsattel
Ob. Devonsattel
_Ob._Devonsattel
Ob. Devonsattel
Ob. Devonsattel
Ob. Devonsattel
Ob. Devonsattel
__
Faltenzone
Clausthaler
Ob.Devonsattel
Faltenzone
Clausthaler
Position
tektonische
319:t 7
286:t 6
319 :t 7
296:t 9
309:t 7
282 :t 7
272 :t 6
262 :t 5
339 :t 7
287:t6
328 :t 7
295.:t.6__
335 :t 7
309 :t 6
309:t 7
286:t 6
342:t 7
305:t 6
320 :t 7
292 :t 6
302 :t 7
269:t 6
321 :t7
299 :t 6
309 :t 7
293 :t 6
302 :t 6
284:t 6
315:t 7
289 :t 9
Tab. 4: Datenblätter zur IIlitkristallinitätsbestimmung
DD 94-6
DD 94-6
DD 94-7
DD 94-7
DD 94-12
DD 94-12
EBR 1
EBR 1
DD 94-1
DD94-1
DD 94-4
DD_9A=-4
__
DD 94-5
DD 94-5
DD 94-13
DD 94-13
DD 94-15
DD 94-15
DD 95-8
DD 95-8
DD 92-7
DD 92-7
DD 92-8
DD 92-8
DD 92-9
DD 92-9
DD 92-6
DD 92-6
Tann GW 2
Tann GW 2
Proben bezeichnung
°
0,535
0,660
0,498
0,533
0,270
0,225
0,165
0,195
0,205
0,245
0,165
0,330
0,455
550
0,350
0,560
0,505
0,605
0,440
0,490
0,380
0,505
0,280
0,610.
0,250
0,410
0,315
0,370_
0,405
0,550
lIIitkristallinitäten
Diagenese-Anchizone
Diagenese
Diagenese-Anchizone
Diagenese-Anchizone
untere Anchizone
Diagenese-Anchizone
hohe Anchizone
Diagenese
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Anchizone
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Diagenese-Anchizone
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Diagenese-Anchizone
Diagenese
Diagenese-Anchizone
Diagenese-Anchizone
hohe Anchizone
Epizone
Epizone
Epizone
Epizone
Anchizone/Epizone
Epizone
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Dia enese-Anchizone
Metamorphosegrad
2,56/1,99
2,09/3,56
2,53/2,51
1,13/1,15*
4,37/3,93*
0,91/1,08*
1,26/1,12
0,75/0,73
0,85/0,85
0,86/0,86
1,34/1,45
3,50/3,11
1,24/1,20
2,20/3,71
n.b.
n.b.
2,53 12,42
1,1211,11
0,681-0,66 __
2,941 2,95
3,25/2,69
0,92/0,91
1,8112,34
1,54/1,28
2,28/2,55
1,2611,16
1,26/0,96
0,77 11,11
1,62/1,63
1,12/1,18
[mg/cm2]
Belegungsdichte
der Proben aus dem Harz
4,73
0,70
5,77
0,33
2,73
1,64
3,67
1,43
3,33
1,78
4,30
1,70
8,74
0,15
8,55
. 0,12
6,00
0,32
5,14
1,10
5,20
0,28
5,58_ -0,205,86
0,15
6,63
0,06
7,56
0,08
7,83
0,07
5,08
0,36
6,24
0,21
2,51
0,13
4,88
0,18
4,57
1,45
4,84
1,38
5,77
0,22
6,10
0,18
4,85
0,34
5,06
0,28
5,82
0,88
6,11
0,71
3,47
2,04
4,22
1,15
542
407
277
187
204
242
425
548
711
891
456
770
205
194
1009
630
400
275
197
234
206
328
550
405
640
347
284
-362673
365
<21Jrn
< 0,21Jrn
<2 IJm
< 0,2 IJm
<21Jrn
< 0,21Jm
<21Jm
< 0,21Jm
<21Jrn
< 0,21Jrn
<21Jrn
< 0,21Jm
<21Jm
< 0,21Jm
<21Jrn
< 0,21Jrn
<21Jrn
< 0,21Jm
<21Jm
<02um
<21Jm
<21Jrn
<21Jrn
<21Jrn
<21Jm
<21Jm
<21Jrn
<21Jrn
<21Jrn
<21Jrn
<2 m
Zone
Zone
Zone
Zone
Zone
Zone
Zone
Zone
Zone
Harzgeröder
Harzgeröder
Harzgeröder
Harzgeröder
Harzgeröder
Harzgeröder
Harzgeröder
Harzgeröder
Harzgeröder
Zone
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
1
1
1
2
2
3
4
5
5
7
7
lokalität
ra Zone
Wi
Harzgeröder
Harzgeröder Zone
Zone
Harzgeröder
Südharz Decke
Süd harz Decke
Südharz Decke
Südharz Decke
Südharz Decke
Süd harz Decke
Selke Decke
Selke Decke
0,250
0,445
0,445
0,630
0,330
0,510
0,375
0,590
0,260
0,295
0,305
0,395
0,325
0,395
0,270
0,270
0,280
0,290
0,340
0.515
0,260
0,265
0,270
0,275
0,265
0,380
0,295
0,275
0,265
0,260
0155
(Fortsetzung)
360:J::7
320:J::7
329:J::7
332:J:: 10
339:J::7
341 :J::8
347:J::8
341 :J::8
351 :J::8
330:J:: 9
335:J::7
lIIitkristallinitäten
298:J::7
297:J::6
318:J::7
272:J::6
341 :J::8
314:J::7
356:J::7
315:J::7
328:J::8
309:J::9
335:J::8
304:J::6
305:J::6
272:J::6
334:J::7
312:J::7
333:J::7
316:J::7
335:J::7
302:J::6
Tab. 4: Datenblätter zur Illitkristallinitätsbestimmung
0090/2
0090/3
0090/4
0090/1
0090/10
0090/8
0090/5
0090/6
DD90n
0090/9
0092/12
Proben bezeichnung
0092-2
0092-2
S Harz GW
S Harz GW
0095-25
0095-25
0095-29
0095-29
0092-1
0092-1
0095-17
0095-17
0095-18
0095-18
0095-21
0095-21
0095-22
0095-22
0095-23
0095-23
hohe Anchizone
hohe Anchizone
hohe Anchizone
hohe Anchizone
hohe Anchizone
Anchizone
Anchizone
hohe Anchizone
hohe Anchizone
hohe Anchizone
E izone
Metamorphosegrad
der Proben der Wi
1,51 /0,89
1,09/1,09
n.b.
n.b.
1,97/2,00*
1,49/1,40*
1,66/1,71*
2,38/2,19*
1,40/1,32
3,32/5,20
2,09/2,01*
1,32/1,35*
4,87/4,89*
0,96/0,68*
3,36/3,75*
1,06/ 1,11 *
3,36/3,30*
0,88/0,85*
2,25/2,35*
2,04/2,04*
1,33/1,41
1,47/1,57
1,38/1,36
1,55/1,65
1,62/1,77
1,64/1,83
1,30/1,28
1,27/1,30
1,79/1,93
1,57/1,71
1,28/1,53
raer Zone
Anchizone/Epizone
Diagenese-Anchizone
Diagenese-Anchizone
Diagenese
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Anchizone
Diagenese-Anchizone
hohe Anchizone
Anchizone
Anchizone
untere Anchizone
Anchizone
untere Anchizone
hohe Anchizone
hohe Anchizone
hohe Anchizone
Anchizone
Anchizone
Diaqenese-Anchizone
4,20
6,08
5,94
4,53
4,29
5,11
5,41
4,25
5,82
5,68
7,02
6,70
7,08
6,83
7,34
5,85
5,72
5,46
7,35
5,80
6,17
4,99
5,30
4,98
6,15
4,86
4,53
5,11
4,81
5,99
6,11
1,50
0,54
0,29
1,60
0,81
1,51
1,25
1,97
1,52
0,44
0,38
0,76
0,54
0,10
0,06
0,18
0,17
0,86
0,24
0,38
0,32
0,44
0,36
0,51
0,45
0,28
0,25
0,28
0,27
0,12
0,11
287
501
288
302
321
822
699
410
407
353
1217
196
260
891
692
1473
721
432
692
819
1757
353
415
1564
471
934
539
845
637
1228
698
<0,2I.1m
<0,2I.1m
<0,21.1m
<0,2I.1m
<0,2I.1m
<0,2I.1m
<0,2I.1m
<0,2I.1m
<02um
7
7
7
8
= bei
6
5
7
8
7
6
5
6
Werte
150°C im Trockenschrank
= unglykollsierte
280:t
255:t
321 :t
294:t
316:t
297:t
258:t
210:t
pipettiert;
n.b.
0,235
0,300
0,160
0,235
0,150
0,190
0,350
0535
Tab. 4: Datenblätter zur IIIitkristal1initätsbestimmung
(Fortsetzung)
Metamorphosegrad
:!:
0,010 [°2 0].
bestimmt
0,240
= nicht
untere Epizone
Anchizone
Epizone
untere Epizone
Epizone
Epizone
Anchizone
Dia enese-Anchizone
Diagenese-Anchizone
Anchizone
Anchizone
hohe Anchizone
Anchizone
Anchizone
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Diagenese-Anchizone
Diagenese-Anchizone
Grenzbereich Diagenese/Anchizone:
0,600 - 0,400 [°2 0]. Grenze Anchizone/Epizone:
Kleinere Werte = bessere Kristallinität = höhere Metamorphose
[mglcm2]:'
[°2 0]: kursiv gedruckt
IIl1tkristallinität
Wettiner Schichten
Wettiner Schichten
Remser Schichten
Remser Schichten
Lobsdorfer Schichten
Lobsdorfer Schichten
Limritzer Serie
Limritzer Serie
4,30 I 5,30
1,55 11,69
1,32 I 1,35
1,40 I 1,42
1,78 11,76
1,73 I 1,32
1,84 11,92
1,56 11,57
1,35 11,39
1,42 I 1,30
2,14 I 2,46*
0,77 I 0,83*
1,81 I 1,91 *
1,37 11,32
2,10/2,20*
0,5010,49*
n.b.
n.b.
n.b.
n.b.
n.b.
n.b.
n.b.
n.b.
n.b.
--n~b-.
--
der Proben des Profils 11
Diagenese-Anchizone
Anchizone
Anchizone
Epizone
0,465
0,340
0,395
0215
IlIitkristallinitäten
321 :t 7
314:t
304:t
317:t
309:t
287:t 7
Anchizone
Anchizone
Anchizone
Anchizone
0,290
0,335
0,380
0,285
PakendorferZone
347:t 8
0,435
<2 1.1
m
Phyllitzone
von
Roßlau
292:t 6
0,280
<2 1.1
m
0;2 I.Im -Phyliitzone-von-Roßlau" -279-:F6- -0;375Phyllitzone von Roßlau
308:t 6
0,275
<2 1.1
m
291 :t 6
0,360
<0,2I.1m Phyllitzone von Roßlau
Prettin-Drehnaer Serie
291 :t 7
0,255
<2 1.1
m
350:t 7
0,385
<2 1.1
m Kambrium von Delitzsch
< 0,2 I.Im Kambrium von Delitzsch
350:t 7
0,460
363:t 7
0,405
<2 1.1
m Kambrium von Delitzsch
< 0,2 I.Im Kambrium von Delitzsch
361 :t 8
0,590
<2 1.1
m
<0,2I.1m
<2 1.1
m
<0,2 1.1
m
<2 1.1
m
<0,2 1.1
m
<2 1.1
m
m
<02
Belegungsdichte
1
1
1
2
2
4
5
5
7
geologische
Position
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
Serie
DD 94-18
DD 94-18
DD 94-19
DD 94-19
DD 94-20
DD 94-20
DD 94-23
DD 94-23
DDB 1
DDB3
DDB-3--<
DDB4
DDB4
DDB9
DDB10
DDB10
DDB 11
DDB 11
Probenbezeichnung
DD 90/2
DD 90/3
DD 90/4
DD 90/1
DD 90/10
DD 90/5
DD 90/6
DD 90n
DD 92/12
5,77
5,98
5,76
5,16
7,12
6,61
4,60
5,91
3,85
5,27
-5~426,93
6,40
4,11
5,09
5,90
6,64
7,20
4,56
5,14
5,31
4,94
3,70
5,26
3,95
5,09
6,82
0,08
0,09
1,21
1,11
0,95
0,87
0,74
0,52
1,40
1,58
-1-;-400,68
0,58
3,44
1,84
1,50
1,09
0,71
0,97
0,42
0,22
1,10
0,78
1,39
1,71
1,00
0,44
323
337
619
340
1045
999
270
243
246
420
--10571224
1281
303
185
354
278
1337
521
256
289
1930
332
243
356
523
\0
0\
97
MIneralbestand
,'TI
DD 94-6
EBR 1
DD 94-1
DD 94-1
DD 94-4
DD 94-4
DD 94-5
DD 94-5
DD 94-13
DD 94-15
DD 94-15
<21lm
<21lm
<21lm
<0,2Ilm
<21lm
<0,2Ilm
<21lm
<0,2Ilm
DD 92-7
DD 92-6
DD 92-2
DD 92-2
DD 95-25
DD 95-25
DD 95-29
DD 95-29
DD 95-18
DD 95-21
DD 95-21
DD 95-23
DD 95-23
DDB3
DD 94-18
DD 94-20
<21lm
<21lm
<21lm
<0,2Ilm
<21lm
<21lm
<0,2Ilm
<21lm
<0,2Ilm
<21lm
<0,2Ilm
<21lm
<21lm
<0,2Ilm
<21lm
<0,2Ilm
<21lm
<21lm
<21lm
Clausthaler Faltenzone
Ob. Devonsattel
Ob. Devonsattel
Ob. Devonsattel
Ob. Devonsattel
Ob. Devonsattel
Ob. Devonsattel
Ob. Devonsattel
Ob. Devonsattel
Ob. Diabaszug
Ob. Diabaszug
319:1: 7
272:1: 6
339:1: 7
287:1: 6
328:1: 7
295:1: 6
335:1: 7
309:1: 6
309:1: 7
342 :1:7
305:1: 6
Blankenburger Zone
TannerZone
Selke Decke
Selke Decke
Südharz Decke
Süd harz Decke
Südharz Decke
Südharz Decke
Harzgeröder Zone
Harzgeröder Zone
Harzgeröder Zone
Harzgeröder Zone
Harzgeröder Zone
Phyllitzone von Roßlau
Limritzer Serie
Remser Schichten
302:1:
302:1:
298:1:
297:1:
341:1:
314:1:
356:1:
315:1:
305:1:
334:1:
312:1:
335:1:
302:1:
292:1:
280:1:
316:1:
Mineralbestand:
(in rel. Häufigkeit aufgezählt)
7
6
7
6
8
7
7
7
6
7
7
7
6
6
6
7
0,505
0,280
0,250
0,410
0,315
0,370
0,405
0,550
0,350
0,535
0,660
0,270
0,165
0,250
0,445
0,330
0,510
0,375
0,590
0,325
0,270
0,270
0,340
0,515
0,280
0,235
0,150
Diagenese-Anchizone
hohe Anchizone
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Anchizone
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Diagenese-Anchizone
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Diagenese
hohe Anchizone
Epizone
Anchizone/Epizone
Diagenese-Anchizone
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Anchizone
hohe Anchizone
hohe Anchizone
Anchizone
Diagenese-Anchizone
Anchizone
untere Epizone
Epizone
2M 1, 1M, 1Md: IIlitpolytypen
Quarz
Qz:
Chlorit
Chi:
Tab. 5: Mineralbestände der zur Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie
Ab:
Fsp:
Hm:
1Md, 2M1 , Qz, Chi, 1M, Ab
1M, 1Md, 2M1
1Md, 2M1, Qz, Chi, 1M, Fsp
1Md, 2M1, Chi, Qz, Fsp, 1M
1Md, 2M1, Qz, Chi, 1M
1Md, 2M1, Chi, Qz, 1M
1Md, Qz, 2M1, Chi, 1M
1Md, 2M1 , Chi
1Md, 2M1, 1M, Qz
2M1, Qz, 1Md, Hm, Chi, 1M
1Md, 2M1 , Hm, Qz, Chi, 1M
Qz, 2M1, Ab, 1Md, Chi, 1M
2M1, Qz, Chi, Ab, 1Md, 1M
1Md, 2M1, Ab, 1M, Chi, Qz
1Md, 2M1, 1M, Ab, Qz, Chi
2M1, Qz, 1Md, Chi, 1M
1Md, 2M1 , Chi, Qz, 1M
Qz, 1Md, 2M1 , Hm, Ab, 1M
1Md, 2M1, 1M, Qz, Hm
Qz, 1Md, 2M1, 1M, Ab
1Md, 2M1, Qz, 1M, Chi
2M1, 1Md, Qz, 1M, Chi, Fsp
1Md, 2M1, Qz, Chi, 1M
1Md, 2M1, Chi, 1M, Fsp
2M1, 1Md, Qz, Chi, Ab, 1M
Qz, 1Md, 2M1, 1M, Fsp
2M1, Qz, Chi, 1Md, Fsp
Albit
Feldspat
Hämatit
ausgewählten Proben
GÖTTINGER
ARBEITEN
ZUR
GEOLOGIE
UND
PALÄONTOLOGIE
I:
GROOS, Helga (1969): Mitteldevonische Ostracoden zwischen Ruhr und Sieg (Rechtsrheinisches Schiefergebirge). - 110 S., 48 Abb., 3 Tab., 20 Taf., 8 Beil.
DM 12,50
2:
GRIMM, Arnulf (1969): Die Grundwasserverhältnisse
im Raum Kassel (Nordhessen) unter besonderer
Berücksichtigung der Hydrochemie. - 143 S., 23 Abb., 8 Tab., 1 Taf., 21 Beil.
DM 20,00
3:
FÜTTERER, Dieter (1969): Die Sedimente der nördlichen Adria vor der Küste Istriens.
57 S., 25 Abb.
DM 6,60
4:
GEISSLER, Horst (1969): Zur Stratigraphie und Fazies der Finnentroper Schichten sowie zur Ökologie ihrer
Fauna (Mittlere Givet-Stufe, nordöstliches Sauerland, Rheinisches Schiefergebirge).
67 S., 31 Abb.,4 Tab., I Taf.
DM 11,20
5:
H. MARTIN-Festschrift
(1970): VIII + 166 S., 41 Abb., 4 Tab., II Taf.
DM 20,00
6:
SCHMIDT, Albert (1970): Geologische und petrologische Untersuchungen im Grenzbereich Weiler Schiefer/Gneis von Urbeis (Schuppenzone von Lubine/Vogesen). - 31 S., 6 Abb., 2 Taf.
DM 6,80
7:
PAUL, Josef (1970): Sedimentgeologische Untersuchungen im Limski kanal und vor der istrischen Küste
(nördliche Adria). - 75 S., 43 Abb., 25 Tab.
DM 10,80
8:
DANIELS, Curt H. v. (1970): Quantitative ökologische Analyse der zeitlichen und räumlichen Verteilung
rezenter Foraminiferen im Limski kanal bei Rovinj (nördliche Adria). - 109 S., 8 Taf.
DM 16,00
9:
JAHNKE, Hans (1971): Fauna und Alter der Erbslochgrauwacke (Brachiopoden und Trilobiten, UnterDevon, Rheinisches Schiefergebirge und Harz). - 105 S., 50 Abb., II Taf.
DM 18,40
10: EDER, Wolfgang (1971 ): Riff-nahe detritische Kalke bei Balve im Rheinischen Schiefergebirge (MitteIDevon, Garbecker Kalk). - 66 S., 14 Abb., 6 Tab., 5 Taf.
DM 11,60
11: AHRENDT, Hans (1972): Zur Stratigraphie, Petrographie und zum tektonischen Aufbau der Canavese-Zone
und ihrer Lage zur Insubrischen Linie zwischen Biel1a und Cuorgne (Norditalien).
89 S., 38 Abb., 4 Taf., 7 Beil.
DM 18,00
12: LANGENSTRASSEN,
Frank (1972): Zur Fazies und Stratigraphie der Eifel-Stufe im östlichen Sauerland
(Rheinisches Schiefergebirge, BI. Schmallenberg und Girkhausen). - 106 S., 4 Taf.
DM 18,40
13: UFFENORDE, Henning (1972): Ökologie und jahreszeitliche Verteilung rezenter benthonischer Ostracoden
des Limski kanal bei Rovinj (nördliche Adria). - 121 S., 41 Abb., 5 Tab., 12 Taf.
DM 18,80
14: GROOTE-BIDLINGMAIER,
Michael v. (1974): Tektonik und Metamorphose im Grenzbereich DamaraPrädamara, südwestlich Windhoek (Südwestafrika). - 80 S.,50 Abb.
DM 15,20
15: FAUPEL, Jürgen (1974): Geologisch-mineralogische
Untersuchungen
am Donkerhoek-Granit
(KaribibDistrict, Südwestafrika). - 95 S., 48 Abb., 8 Tab., 2 Beil.
DM 17,20
16: ENGEL, Wolfgang (1974): Sedimentologische
Untersuchungen
im Flysch des Beckens von Ajdovscina(Slowenien). - 65 S., II Abb., I Tab., 3 Taf.
DM 14,40
17: FAUPEL, Myrsini (1975): Die Ostrakoden des Kasseler Meeressandes (Oberoligozän) in Nordhessen.
77 S., 3 Abb., I Tab., 13 Taf.
DM 22,00
18: RIBBERT, Karl-Heinz
(1975): Stratigraphische
und sedimentologische Untersuchungen
im Unterkarbon
nördlich des Oberharzer Diabaszuges (NW-Harz). - 58 S., 19 Abb., 2 Tab.
DM 12,80
19: NIEBERDING, Franz (1976): Die Grenze der zentralen Granitzone südwestlich Otjimbingwe (KaribibDistrict, Südwestafrika): Intrusionsverband, Tektonik, Petrographie. - 78 S., 7 Taf.
DM 15,60
20: yINAR, Cemil (1978): Marine Flachwasserfazies in den Honseler Schichten (Givet-Stufe, Lüdenscheider
Mulde, Rechtsrheinisches Schiefergebirge). - 77 S., 28 Abb., 4 Profile, 11 Taf.
DM 16,40
21: LIESCHE, Stefan (1980): Die tektonische Gesteinsdeformation
im Gebiet des Latroper Sattels und der
Wittgensteiner Mulde im östlichen Rheinischen Schiefergebirge. - 89 S., 7 Taf.
DM 17,20
22: HEINRICHS, TiII (1980): Lithostratigraphische
Untersuchungen
in der Fig Tree Gruppe des Barberton
Greenstone Belt zwischen Umsoli und Lomati (Südafrika). - 118 S., 42 Abb., 13 Tab.
DM 20,00
23: VIETH, Jutta (1980): Thelodontier-, Acanthodier- und Elasmobranchier-Schuppen
aus dem Unter-Devon der
Kanadischen Arktis (Agnatha, Pisces). - 69 S., 27 Abb., 10 Taf.
DM 22,80
24: VOLLBRECHT, Axel (1981): Tektongenetische Entwicklung der Münchberger Gneismasse (Quarzkorngefüge- Untersuchungen und Mikrothermometrie an Flüssigkeitseinschlüssen).
122 S., 60 Abb., 1 Tab.
DM 21,00
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24:
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DM 12,50
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im Raum Kassel (Nordhessen) unter besonderer
Berücksichtigung der Hydrochemie. - 143 S., 23 Abb., 8 Tab., I Taf., 21 Beil.
DM 20,00
FÜTTERER, Dieter (1969): Die Sedimente der nördlichen Adria vor der Küste Istriens.
57 S., 25 Abb.
DM 6,60
GEISSLER, Horst (1969): Zur Stratigraphie und Fazies der Finnentroper Schichten sowie zur Ökologie ihrer
Fauna (Mittlere Givet-Stufe, nordöstliches Sauerland, Rheinisches Schiefergebirge).
67 S., 31 Abb.,4 Tab., I Taf.
DM 11,20
H. MARTIN-Festschrift
(1970): VIII + 166 S., 41 Abb., 4 Tab., 11 Taf.
DM 20,00
SCHMIDT, Albert (1970): Geologische und petrologische Untersuchungen im Grenzbereich Weiler Schiefer/Gneis von Urbeis (Schuppenzone von Lubine/Vogesen). - 31 S., 6 Abb., 2 Taf.
DM 6,80
PAUL, Josef (1970): Sedimentgeologische Untersuchungen im Limski kanal und vor der istrischen Küste
(nördliche Adria). - 75 S., 43 Abb., 25 Tab..
DM 10,80
DANIELS, Curt H. v. (1970): Quantitative ökologische Analyse der zeitlichen und räumlichen Verteilung
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DM 16,00
JAHNKE, Hans (1971): Fauna und Alter der Erbslochgrauwacke
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EDER, Wolfgang (1971): Riff-nahe detritische Kalke bei Balve im Rheinischen Schiefergebirge (MitteIDevon, Garbecker Kalk). - 66 S., 14 Abb., 6 Tab., 5 Taf.
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und ihrer Lage zur Insubrischen Linie zwischen Biella und Cuorgne (Norditalien).
89 S., 38 Abb., 4 Taf., 7 Beil.
DM 18,00
LANGENSTRASSEN,
Frank (1972): Zur Fazies und Stratigraphie der Eifel-Stufe im östlichen Sauerland
(Rheinisches Schiefergebirge, BI. Schmallenberg und Girkhausen). - 106 S., 4 Taf.
DM 18,40
UFFENORDE, Henning (1972): Ökologie und jahreszeitliche Verteilung rezenter benthonischer Ostracoden
des Limski kanal bei Rovinj {nördliche Adria). - 121 S., 41 Abb., 5 Tab., 12 Taf.
DM 18,80
GROOTE-BIDLINGMAIER,
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FA UPEL, Jürgen (1974): Geologisch-mineralogische
Untersuchungen
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(KaribibDistrict, Südwestafrika). - 95 S., 48 Abb., 8 Tab., 2 Beil.
DM 17,20
ENGEL, Wolfgang (1974): Sedimentologische
Untersuchungen
im Flysch des Beckens von Ajdovscina(Slowenien). - 65 S., 11 Abb., I Tab., 3 Taf.
DM 14,40
FA UPEL, Myrsini (1975): Die Ostrakoden des Kasseler Meeressandes (Oberoligozän) in Nordhessen.
77 S., 3 Abb., I Tab., 13 Taf.
DM 22,00
RIBBERT, Karl-Heinz
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und sedimentologische Untersuchungen
im Unterkarbon
nördlich des Oberharzer Diabaszuges (NW-Harz). - 58 S., 19 Abb., 2 Tab.
DM 12,80
NIEBERDING, Franz (1976): Die Grenze der zentralen Granitzone südwestlich Otjimbingwe (KaribibDistrict, Südwestafrika): Intrusionsverband, Tektonik, Petrographie. - 78 S., 7 Taf.
DM 15,60
<;INAR, Cemil (1978): Marine Flachwasserfazies in den Honseler Schichten (Givet-Stufe, Lüdenscheider
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DM 16,40
LIESCHE, Stefan (1980): Die tektonische Gesteinsdeformation
im Gebiet des Latroper Sattels und der
Wittgensteiner Mulde im östlichen Rheinischen Schiefergebirge. - 89 S., 7 Taf.
DM 17,20
HEINRICHS, Till (1980): Lithostratigraphische
Untersuchungen
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DM 20,00
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VOLLBRECHT , Axel (1981): Tektongenetische Entwicklung der Münchberger Gneismasse (Quarzkorngefüge- Untersuchungen und Mikrothermometrie an Flüssigkeitseinschlüssen).
122 S., 60 Abb., I Tab.
DM 21,00
25:
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SAUERLAND, Ulrike (1983): Dacryoconariden und Homocteniden der Givet- und Adorf-Stufe aus dem
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DM 17,50
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91 S., 32 Abb., 16 Tab.
MADER, Hermann (1986): Schuppen und Zähne von Acanthodiern und Elasmobranchiern aus dem UnterDevon Spaniens (Pisces). - 59 S., 18 Abb., I Tab., 7 Taf.
DM 15,20
MICHELS, Dietmar (1986): Ökologie un~ Fazies des jüngsten Ober-Devon von Velbert (Rheinisches
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- 99 S., 50 Abb., 6 Tab., 6 Taf.
DM 18,00
ROUSHAN, Firouz (1986): Sedimentologische und dynamische Aspekte der Fazies und Paläogeographie im
Bereich der Wiedenest-Formation (Mittel-Devon, Rheinisches Schiefergebirge).
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DM 19,20
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DM 19,60
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DM 18,80
WERNER, W. (1988): Synsedimentary Faulting and Sediment-Hosted Submarine Hydrothermal Mineralization
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- 116 S., 37 Abb., 22 Tab., 5 Taf.
DM 19,80
ZARSKE, Gerd (1989): Gefügekundliche
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DM 22,80
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ADAM, Jens F. (1989): Methoden und Aigotithmen zur Verwaltung und Analyse axialer 3-D-Richtungsdaten
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MATSCHULLAT, J. (1989): Umweltgeologische Untersuchungen zu Veränderungen eines Ökosystems durch
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SCHLIE, Peter (1989): Hydrogeologie des Gtundwasserwerkes Stegemühle in Göttingen.
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143 S., 32 Abb.,28 Tab.
LOTTMANN, Jan (1990): Die pumilio-Events (Mittel-Devon).
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DM 19,60
WEDEL, Angelika (1990): Mikrostruktur- und Texturuntersuchungen
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SCHINDLER, Eberhard (1990): Die Kellwas'ser-Krise (hohe Frasne-Stufe, Ober-Devon).
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DM 18,40
115 S., 43 Abb.,6 Tab., 5 Taf.
TÖNEBÖHN, R. (1991): Bildungsbedingungen epikontinentaler Cephalopodenkalke (Devon, SE-Marokko).114 S., 60 Abb., 2 Tab., 9 Taf.
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DM 19,40
98 S., 48 Abb., 32 Tab., 5 Taf.
WELZEL, Barbara (1991): Die Bedeutung von K/ Ar-Datierungen
an detritischen Muskoviten für die
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(Cyanobakterien) - Übertragbarkeit artspezifischer Verkalkungsstrukturen
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