Ergebnisse Loquitz und mittlere Thüringische Saale
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Bearbeitungsstand: 11.04.2014, V. 3 Forschungsprojekt FluviMag: Fluviatiler Transport von Magneto-Mineralen Michael Pirrung Institut für Geowissenschaften, Friedrich-Schiller Universität Jena, Burgweg 11, D-07749 Jena, E-Mail: [email protected] 5.3. Mittelgebirge und Vorland – Loquitz und mittlere Thüringische Saale Das Einzugsgebiet der Loquitz und des Mittellaufs der Thüringischen Saale umfaßt sowohl Anteile an den Mittelgebirgen Thüringisch-Fränkisches Schiefergebirge, Thüringer Wald, Harz, Kyffhäuser als auch das zwischen diesen liegende Thüringer Becken sowie südwestliche Ausläufer der Leipziger Tieflandsbucht. Am Lauf von Loquitz und Thüringer Saale stromab der Saaletalsperren kann beispielhaft untersucht werden, wie sich Vererzungen und ehemaliger Erzbergbau im Schiefergebirge und der Übergang vom Schiefergebirge zum Tafeldeckgebirge auf die magnetische Suszeptibilität fluviatiler Sedimente auswirken. Aufgrund der guten Kenntnis der Schichtenfolge des Tafeldeckgebirges, die in z.T. sehr guten Aufschlüssen im Mittelsaaletal zugänglich ist, können geogene Hintergrundwerte der Liefergesteine bestimmt werden. 5.3.1. Geologie im Liefergebiet 5.3.2. Magnetominerale und magnetische Suszeptibilität im Liefergebiet 5.3.3. Korngrößenverteilung der untersuchten Proben 5.3.4. Magnetische Suszeptibilität von Gesamtgesteinsproben 5.3.5. Magnetische Suszeptibilität von Kornfraktionen 5.3.6. Schwermetallgehalt von Kornfraktionen 5.3.7. Zitierte Literatur 5.3.1. Geologie im Liefergebiet Das hier betrachtete Gebiet von Loquitz und Mittelsaale liegt zum großen Teil im überwiegend aus mesozoischen Sedimenten bestehenden Thüringer Becken (SEIDEL, G. 1992), das eine Mulde bildet zwischen den aus paläozoischen Gesteinen bestehenden Horstoder Halbhorst-Schollen Thüringer Wald, Thüringisch-Fränkisch-vogtländisches Schiefergebirge, Harz und Kyffhäuser (SEIDEL, G. 1995). Im Nordosten wird es von der FinneStörung und im Nordwesten vom Ohmgebirgs-Graben begrenzt (KÄSTNER, H., et al. 1995). Die paläozoischen Strukturen setzen sich unter Ablagerungen des Oberkarbons, des Rotliegenden und des Zechsteins der Thüringer Mulde fort. Zur Rekonstruktion der mesozoischen Beckenentwicklung siehe z.B. (VOIGT, T., et al. 2010). Beschreibungen für Aufschlüsse in Thüringen geben u.a. (FRANZ, M., et al. 2013); (VON FREYBERG, B. 1937); (RIEDEL, G.-R. & FEILER, H. 1997); (WÖLKE, A. 2008). 1 Die Thüringische Saale beginnt als Sächsische Saale im Frankenwald in präkambrischen und altpaläozoischen Metabasiten und Metagraniten der Münchberger Gneismasse (BAUBERGER, W., et al. 1981). In ihrem Oberlauf quert sie das Thüringisch-Fränkische Schiefergebirge mit anchi- bis epizonal überprägten ordovizischen bis unterkarbonischen überwiegend siliziklastischen marinen Sedimenten (SEIDEL, G., et al. 2002), (SEIDEL, G. 1995). Hier wird sie in den Talsperren Bleiloch, Hohenwarte und Eichicht aufgestaut, die seit den 30er Jahren des 20. Jahrhunderts die Geröll- und Sandfracht und einen großen Teil der Suspensionsfracht zurückhalten. Bei Kaulsdorf, etwa 1 km westlich des Eichichte Staudamms, beginnt mit der Mündung der Loquitz der Mittellauf der Thüringischen Saale. Die Loquitz entspringt südöstlich von Ludwigsstadt an der Wasserscheide zwischen Fränkischem und Thüringischem Schiefergebirge in unterkarbonischen Siliziklastika, fließt durch ordovizische bis mitteldevonische Ton- und Siltschiefer und oberdevonische z.T. karbonatführende Siliziklastika, und Metabasalte, und wiederum unterkarbonische Siliziklastika (SEIDEL, G., et al. 2002). Bis auf das Fehlen von Gneisen der Münchberger Gneismasse sind die Gesteine im Einzugsgebiet der Loquitz denen im Oberlauf der Saale relativ ähnlich. Von Kaulsdorf bis Weißenfels durchfließt die mittlere Saale den östlichen Teil der Thüringer Mulde (SEIDEL, G. 1992) mit marinen bis terrestrischen permischen bis triassischen Siliziklastika und Karbonaten des Tafeldeckgebirges. Übersichten finden sich u.a. bei (SEIDEL, G. 1992), (SEIDEL, G. 1995). Über die bei Rudolstadt-Schwarza mündende Schwarza werden altpaläozische Siliziklastika des westlichen Thüringischen Schiefergebirges eingetragen (ANDREAS, D. 1996). Die bei Großheringen mündende Ilm entwässert Vulkanite und Siliziklastika des Rotliegenden im östlichen Thüringer Wald und Tafeldeckgebirge der Thüringer Mulde (SEIDEL, G., et al. 2002). Das Liefergebiet der bei Naumburg zufließenden Unstrut reicht mit dem Zufluß Gera bis in den zentralen Teil des Thüringer Waldes, umfasst Teile des Tafeldeckgebirges der zentralen und nordöstlichen Thüringer Mulde, sowie über den Solgraben oberkarbonische Siliziklastika des Kyffhäusers und Zechsteinevaporite, außerdem durch die Helme Metasedimente und –magmatite des Kyffhäuser Kristallins und paläozoische schwach metamorphe Siliziklastika des Südharzes (HINZE, C., et al. 1998); (BACHMANN, G.H., et al. 2008). Zur generellen Untergliederung der Schichtenfolge in der Germanischen Trias siehe z.B. (AIGNER, T. & BACHMANN, G.H. 1992); (LEPPER, J. & RÖHLING, H.-G. 1998); (SZURLIES, M. 2007); (VOIGT, T., et al. 2011). Detaillierte Beschreibungen zur Fazies und Paläogeographie während der Trias in Ostthüringen geben zum Buntsandstein z.B. (LANGBEIN, R. 1985); zum Muschelkalk z.B. (GÖTZ, A. 2002). Beschreibungen der Schichtenfolge im mittleren Saaletal und einzelner Aufschlüsse im Gebiet des Loquitz- und mittleren Saaletals finden sich u.a. in den im Folgenden genannten Quellen: Aufschlüsse im Loquitz-Gebiet bei (ELLENBERG, J., et al. 1992); Aufschlüsse nahe Saalfeld bei (BANKWITZ, P. 1988); (BLUMENSTENGEL, H., et al. 1997); (WEISE, G. 2012); Aufschlüsse zwischen Pößneck, Saalfeld und Jena bei (LANGBEIN, R. 1992b); (LANGBEIN, R. & SEIDEL, G. 1997); (MAAß, K., et al. 2010); (VOIGT, T. 2012); Aufschlüsse im SaaleHolzland-Kreis und in Jena bei (BIEWALD, W. 2011); (ELLENBERG, J. 2012); (PUFF, P. & KLEIN, H. 2011); (MÄGDEFRAU, K. 1957); (SEIDEL, G. 1993); (VOIGT, T. & LINNEMANN, U. 1996); Angaben zu Aufschlüssen, Mächtigkeiten und Fazies der Trias zwischen Jena, Camburg und Naumburg machen z.B. (SEIDEL, G. & LOECK, P. 1990); (SEIDEL, G. & LOECK, P. 1993); (SEIDEL, G. 2011); (SEIDEL, G. 2012b); (SEIDEL, G. 2012a); Aufschlüsse im Unstrutund Saaletal finden sich bei (BIEWALD, W., et al. 2012), siehe www.geogruppehamburg.de/Exkursionen/Exkursion_2012_Netz_01.pdf; (GÖTZ, A. o.a.), siehe http://www.geologie.uni-halle.de/igw/histgeo/download/Saale_Unstrut_Triasland.pdf; 2 (MÜLLER, A. & THOMAE, M. o.a.); (MÜLLER, A. & HENNIGER, M. 2010); (VOIGT, T., et al. 2011). Bei Weißenfels erreicht die Saale den Südwestrand der Leipziger Tieflandsbucht und verläuft von hier im Unterlauf bis zur Mündung in die Elbe bei Barby durch Rhyolithe des Rotliegenden, Sandsteine des Buntsandsteins, Karbonate des Muschelkalks, sowie durch Lockergesteine aus limnischen bis ästuarinen Siliziklastika des Paläogens und pleistozänen glazialen und holozänen fluviatilen Ablagerungen (KNOTH, W. & SPIEß, H. 1992). In dieser Studie werden stellvertretend für die obere Saale die Einzugsgebiete der Loquitz und der mittleren Saale sowie deren fluviatile Ablagerungen näher betrachtet. Für Loquitz und Mittel- bis Untersaale ergibt sich ein annähernd Nord-gerichteter Verlauf des Gewässers. Im Gegensatz dazu verlaufen die wichtigsten Vorfluter innerhalb der Thüringer Mulde, wie Schwarza, Ilm, Unstrut, mehr in östlicher bis nordöstlicher Richtung. Erst mit der ebenfalls im Fichtelgebirge entspringenden Weißen Elster kommt südlich Halle wieder ein nordgerichteter Zufluß. Bereits im Loquitz Tal, aber vor allem an der Saale gibt es eine Vielzahl von Wehren. Ab der Mündung der Unstrut ist die Saale schiffbar, was in künstlichen Dämmen resultiert. Dadurch wird die Beprobung fluviatiler Sedimente vom Ufer aus erschwert. Die Sedimente der Loquitz sind bereits wenige hundert Meter unterhalb ihrer gefaßten Quelle in siliziklastischen Gesteinen durch ortsfremdes Wegebaumaterial aus Granit und dann durch die Dachschiefergruben von Lehesten und einen Hartgesteinssteinbruch südöstlich Ludwigstadt beeinflußt. Im Mittelsaaletal ist durch die häufige Nähe zu Straßen und Bahntrassen ein weiterer anthropogener Einfluß gegeben. In Abb. 5.3-1a,b,c sollen einige Fotos Geländeeindrücke zur Morphologie und Geologie von Liefergesteinen widergeben, in der Abfolge zunehmenden Alters und getrennt für Muschelkalk, Buntsandstein und Paläozoikum. Bei der Interpretation des Ablagerungsmilieus im unteren und mittleren Buntsandstein wurden für die Zuordnung fluviatil / äolisch angenähert Kriterien von (MAAß, K., et al. 2010) angewendet, sowie generell für Buntsandstein und Muschelkalk auf Fazies-Interpretationen von (ELLENBERG, J. 2012) und (PATZELT, G. 1994) zurück gegriffen, fürs Paläozoikum auf Beiträge in (SEIDEL, G. 1995). Morphologie des mu und mm: Die Oberfläche der hier leicht nach Westen zum Zentrum des Thüringer Beckens einfallenden Zone der Schaumkalkbänke wird durch die schichtflächenparallele Topographie nachgezeichnet. Der untere Teil des mittleren Muschelkalkes zeigt zunächst eine etwa 2 m mächtige dolomitische Kalksteinbank, als kleine Geländestufe im Mittelgrund erkennbar, darüber liegen rotbraun verwitternde Mergel, die Kuppe besteht aus gelben dolomitischen Kalksteinen. Lokation: E´ Rabensberge bei Jena, Naturschutzgebiet Kernbergpateau. 3 Lithostratigraphie: Farbwechsel etwa 3 m über Wegniveau entspricht Grenze zwischen liegender Schaumkalkzone und hangendem mittlerem Muschelkalk. Die oberste Schaumkalkzone besteht hier aus grobbankigen, graublauen, feinkörnigen, homogenen Kalksteinen, die unteren etwa 5 m des mittleren Muschelkalks sind im dm-Bereich gebankte hellgraue, bräunlich-ockerfarben anwitternde dolomitische, z.T. grobporige Kalksteine. Lokation: Steinbruch Dorndorf-Steudnitz der Firma dornburger zement GmbH & Co. KG, Nordseite der obersten Abbausohle im April 2013. Lithostratigraphie: mu2 bis mu , untere Schaumkalkbank ist etwa 1 m unterhalb der Kante zu erahnen. Der Bereich ca. 6 bis 0 m unterhalb der Schaumkalkzone zeichnet sich durch eher planare Schichtung, mehrere reine Kalksteinbänke und größere Verwitterungsbeständigkeit gegenüber dem „normalen“ Wellenkalk darunter aus, dies kann man auch noch bei der Rudelsburg zwischen Großheringen und Bad Kösen beobachten. Eine flexurartige nach E einfallende Aufschiebung ist besonders im Bereich der Terebratelbänke im unteren Bildteil zu sehen. Ablagerungsmilieu: Karbonatschelf, am Top Gezeitenkanäle. Lokation: Jena-Göschwitz, ehemaliger Steinbruch am Mönchsberg, Naturschutzgebiet. Lithostratigraphie: mu : untere, etwa 70-80 cm mächtige, Schaumkalkbank, insgesamt gibt es drei Schaumkalkbänke. Die schräggeschichtete Bank besteht aus Mikrit, schwach sparitisch, mit Ooiden und Peloiden sowie Muschelschalenabdrücken. Runde Poren zeigen Lösung ehemaliger Ooide und Peloide an. Ablagerungsmilieu: Flachwasserbereich, Gezeitenkanäle. Lokation: Jena-Göschwitz, ehemaliger Steinbruch am Mönchsberg, Naturschutzgebiet. 4 Lithostratigraphie: mu , obere Terebratelbank. Die Schillkalke sind sparitisch bis grobkristallin und weisen Schalen von Muscheln und Brachiopoden sowie Trochiten auf. Die Zone der Terebratelbänke bildet einen Felsgürtel und ist der am besten auszuhaltende Leithorizont im unteren Muschelkalk. Ablagerungsmilieu: oberhalb der Sturmwellenbasis auf dem Karbonatschelf. Lokation: alter Abbau SE´des Falkenhorsts im NW-Teil der Kernberge, Naturschutzgebiet. Lithostratigraphie: mu , untere Terebratelbank. Die weitständige Bankung durch mergelige Zwischenlagen, ehemalige Hartgründe durch Sedimentationsunterbrechung, erzeugt mit 20-50 cm Mächtigkeit die dicksten Blöcke im Hangschutt und ist ein Grund für die früher weit verbreitete Nutzung als Werkstein. Ablagerungsmilieu: wie mu . Lokation: Falkenhorst unterhalb der Sendemaste im NW-Teil der Kernberge, Naturschutzgebiet. Lithostratigraphie: muoo, untere Oolithbank. Etwa 50 cm mächtige knauerige, d.h. unregelmäßig linsenförmig strukturierte, Mikritbank über schräg gebanktem mikritischem Kalkstein. Die Zone der beiden Oolithbänke bildet zusammen mit einer liegenden Knauerkalkbank einen Felsgürtel. Ablagerungsmilieu: Flachschelf, jedoch für die Bildung von Ooiden zu große Wassertiefe. Erst bei Naumburg sind die Oolithbänke oolithisch. Lokation: Kamm östlich der Sophienhöhe zum Aussichtspunkt mittlere Horizontale, Naturschutzgebiet. Lithostratigraphie: Oolithbank. muoo, Basis untere Besonderheit: die gelbe tonige, weiche Lage weist im unteren Muschelkalk um Jena die höchste gemessene magnetische Suszeptibilität auf. Im Bild zuvor ist eine solche Lage im selben Niveau nicht erkennbar. Lokation: Jenzig, Pfad auf dem SW-Grat zum Gipfel. 5 Lithostratigraphie: mu1, unterer Wellenkalk, etwa 2 Meter unterhalb der Oolithzone. Das Verwitterungsprofil zeigt die unterschiedliche Resistenz von dm-mächtigen auskeilenden, basal erosiven, reinen Kalksteinbänken mit Intraklasten, gegenüber dünneren welligen Kalksteinbänken in Wechsellagerung mit Mergellagen. Ablagerungsmilieu: Karbonatschelf, mit häufiger Umlagerung bereits verfestigter Sedimente. Lokation: mittlere Horizontale SW´des Falkenhorstes, Naturschutzgebiet. Lithostratigraphie: mu1, unterer Wellenkalk. Erosive Basis einer flachen Rinne, ca. 3 m unterhalb der Zone der Oolithbänke. Ablagerungsmilieu: Flachschelf mit Gezeitenrinnen im Dekameterbereich. Lokation: mittlere Horizontale SW´des Falkenhorstes, Naturschutzgebiet. Lithostratigraphie: wenige Meter über der Basis des mu1, unterer Wellenkalk oberhalb der gelben Grenzbank. Dieser Teil der Schichtfolge ist um Jena relativ selten aufgeschlossen, z.B. noch am Hausberg bei Ulmers Ruh, und bildet eine Steilstufe zu den liegenden meist von Hangschutt bedeckten Myophorienschichten des oberen Buntsandsteins. Ablagerungsmilieu: Karbonatschelf. Lokation: Quellfassung in dem Tal, das von der Sophienhöhe zum Kernbergplateau führt, Naturschutzgebiet. Abb. 5.3-1a: Liefergesteine des Muschelkalks im mittleren Saaletal bei Jena. 6 Morphologie: Plateau auf dem mu , Schaumkalk, steiler Mittelhang über mu, unterer Muschelkalk, Jena-Formation, sanft geneigte Unterhänge mit einzelnen Rutschmassen über soM, Myophorienschichten, und soP3, oberer Pelitröt. Lokation: Blick vom Plateaurand der Kernberge an den Rabensbergen oberhalb der Studentenrutsche auf den Johannisberg bei Jena-Wöllnitz. Morphologie: Prallhang und Bergsturz mit exponierten Gesteinen des nahezu gesamten unteren Muschelkalks auf flusswärts einfallendem oberen Buntsandstein. Gleiche Stratigraphie wie voriges Bild. Lokation: Dohlenstein bei Kahla, gesehen von der Saalbahn aus. Lithostratigraphie: soP3, oberer Pelitröt. Grünliche und rötliche Mergelsteine, meist blättrig. Ablagerungsmilieu: Brackwasser oder wattähnlicher Schelf, Eintrag von Tonpartikeln durch Deltas, Karbonatfällung bei tropischen Temperaturen. Lokation: Fuchs- oder Dachsbau am Rand einer Wiese oberhalb Jena-Sophienhöhe bzw. Wöllnitz, NW´Studentenrutsche. Lithostratigraphie: soP1, unterer Pelitröt, tenuisBank an der Basis der Aufschlußwand, und darüber liegende Siltsteine. Die tenuis-Bank besteht aus sparitischem Kalkstein mit Abdrücken von Muschelschalen. Die grünlichgrauen dünnbankigen Siltsteine führen kaum Fossilien. Ablagerungsmilieu: Wattähnlicher Schelf. Lokation: Ehemalige Mergelgrube Jena-Göschwitz, Geotop Aufschlußpfeiler, mittlerweile nicht mehr gut zugänglich. 7 Lithostratigraphie: soy, Salinarröt, weiße Fasergipslagen und wellenförmige, nach oben ausklingende Deformation von Gips- und Mergellagen. Unterhalb des Quellhorizontes Quellsinter auf oberstem smS, Chirotheriensandstein mit hier verdeckter Rippelschichtung in dünnbankigen Feinsandsteinen. Ablagerungsmilieu: im soy Lagune eines tropischen Meeres mit starker Evaporation; im smS gezeitenbeeinflußtes Watt. Lokation: Jena, Flächennaturdenkmal Teufelslöcher an der Wöllnitzer Straße am Ernst-AbbeSportfeld. Lithostratigraphie: soy, Salinarröt. Mineralogie: Fasergips heilt Spalten, die bei Deformationen durch Störungen oder Rutschungen in den mergeligen Gipsen auftreten. Lokation: Jena, Steilhang oberhalb der Wöllnitzer Straße am Ernst-Abbe-Sportfeld. Lithostratigraphie: soy, Salinarröt. Mineralogie: einzelne große Gipskristalle, die in einer Mergelschicht auftreten, darunter grobkörnige Gipskristalle. Lokation: Jena, Steilhang oberhalb der Wöllnitzer Straße am Ernst-Abbe-Sportfeld. Lithostratigraphie: smS, Solling-Basissandstein, Chirotherien-Sandstein und Fährtensandsteine. Schräggeschichtete Mittelsandsteine, nur geringmächtige pelitische Lagen, oben plattige Wechsellagerung Mittel- und Feinsandstein. Ablagerungsmilieu: fluviatil, Zopfstrom, oben Küstenebene. Lokation: Jena, Fels an der Straßenbahnhaltestelle Burgau-Wehr. 8 Lithostratigraphie: smS, Chirotherien-Sandstein der Solling-Folge. In mittelsandigen Quarzsandsteinbänken Andeutung flacher Schrägschichtung. Im Bereich des Hammers grünliche bis rote blättrig zerfallende Siltsteine. Ablagerungsmilieu: fluviatil, Zopfstrom mit feinklastischer Altarmsedimentation. Lokation: Jena, 50 m S´ Kreuzung Wöllnitzer Straße mit Jenertal. Lithostratigraphie: Durch ockerbraune Limonitfällung betonte Grenze zwischen liegender Detfurth-Formation mit rötlichen und grauen mürben Fein- bis Mittelsandsteinen und Schichtmächtigkeiten im dm-Bereich und hangender Hardegsen-Formation, basal mit schräggeschichteten weißen, mürben Mittelsandsteinbänken, meist stärker verwitterungsresistenten, verkieselten, bis über 1 m mächtigen roten Mittelsandsteinbänken und einzelnen Siltsteinlagen. Ablagerungsmilieu: Fastebene mit Deltaschüttungen in flache Seen in der Detfurth-Form. und Zopfstromrinnen in der Hardegsen-Form. Lokation: Sandgrube Altendorf bei Schöps. Lithostratigraphie: Grenze zwischen Detfurthund Hardegsen-Formation an der Basis der überhängenden stärker verkieselten Mittel- bis Grobsandsteinbank, basal mit herausgewitterten Tongeröllen und im Dekameterbereich erosiv, darunter mürbe, eben horizontal geschichtete und schräggeschichtete, basal nicht erosive Mittelsandsteine. Ablagerungsmilieu: unten vermutlich äolisch, Dünenfuß bzw. Sandebene, oben fluviatile Rinne. Lokation: Sandgrube Altendorf bei Schöps. 9 Lithostratigraphie: Ca. 8 m über Top Rothensteiner Geröllhorizont, ca. 14 m über Basis der Detfurth-Formation. Auf einer siltigen Lage mit Oszillationsrippeln eines ausgetrockneten flachen Sees weideten vermutlich Schnecken, links unterhalb der Bildmitte, und anschließend wurden Trockenrisse durch Überlagerung mit Mittelsand verfüllt und dadurch erhalten, oberhalb der Bildmitte. Ablagerungsmilieu: Fastebene mit Deltaschüttungen in flache Seen. Lokation: Sandgrube Altendorf bei Schöps. Lithostratigraphie: Avicula-Schichten der Volpriehausen-Formation. Einzelne wenige dm bis 0-5 m mächtige, rötliche Sandsteinbänke sind intern schräggeschichtet, sichtbar am mittleren linken Bildrand, und wechsellagern mit Siltsteinlagen. Ablagerungsmilieu: fluviatilen Rinnen. Fastebene mit flachen Lokation: Steinbruch östlich Ortsrand Kleinpürschütz an der Straße nach Kleinbodnitz. Lithostratigraphie: Grenze zwischen liegender Bernburg-Formation mit weniger verwitterungsresistenter Wechsellagerung aus wenige dm mächtigen roten Mittelsandsteinbänken und bis 15 cm mächtigen roten Siltsteinlagen, und hangender Volpriehausen-Formation, Basissandstein, mit mehrere dm bis etwa 1 m mächtigen verkieselten weißlich-hellgrauen Mittelsandsteinbänken. Ablagerungsmilieu: Fastebene mit flachen Seen und Rinnen in der Bernburg-Form. und evtl. Dünen in der Volpriehausen-Form, hier jedoch auch Strömungsrippeln. Lokation: Steinbruch nördlich Naschhausen bei Orlamünde. 10 Lithostratigraphie: ca. 8 m unter Top BernburgFormation. Fe-Mn-Oxide wurden vermutlich durch schwankende Grundwasserstände als Zement in rippelgeschichtetem Mittelsandstein, unten mit flaseriger Siltsteinlage, ausgefällt. Ablagerungsmilieu: Füllung einer flachen Rinne. Lokation: Hohlweg unmittelbar südlich des Steinbruchs nördlich Naschhausen. Lithostratigraphie: Bernburg Formation, ca. 17 m über der Basis. Die schräggeschichtete Sandsteinbank hat eine erosive Basis und am rechten Bildrand weist ein Tongeröll auf Aufarbeitung einer tonigen Ablagerung eines Altarms oder eines Sees hin. In länger exponierten Felswänden deuten oft nur noch längliche Hohlräume auf solche Gerölle hin. Ablagerungsmilieu: Flache fluviatile Rinne, eingetieft in Ablagerungen vermutlich einer Sandebene. Lokation: Einschnitt an der Bundesstraße 88 westlich Kirchhasel. Lithostratigraphie: Bernburg Formation, ca. 5-12 m über der Basis. Die obere harte Mittel- bis Grobsandsteinbank ist vermutl. die Basis der oberen Sandstein-Schichten, darunter die Überleitenden Schichten. Ablagerungsmilieu: Oben fluviatile Rinne, unten flache Rinnen in flachem See. Lokation: Einschnitt an der Bundesstraße 88 westlich Kirchhasel. Nur bei Straßensperrung ungefährdet zu betrachten. Felssicherung aufgrund der mürben Sandsteine und des als Prallhang der Saale sehr steilen, nicht begehbaren Mittelhangs mit Felssturzzone. Abb. 5.3-1b: Liefergesteine des Buntsandsteins im mittleren Saaletal zwischen Jena und Saalfeld, die hier z.T. noch hervorragend aufgeschlossen sind. 11 Lithostratigraphie: Untere Graptolithenschiefer, unteres Silur. Ablagerungsmilieu: Die kieseligen Tonschiefer wurden landfern unter sauerstofffreiem Tiefenwasser abgelagert. Lokation: Anstehendes nahe Ausgang Besucherbergwerk Morassina bei Schmiedefeld; INFLUINS Tagung 2013. Lithostratigraphie: Ordovizium. Lederschiefer, oberes Ablagerungsmilieu: Die dunklen, angewittert lederartig aufspaltenden, auf dem tieferen Schelf abgelagerten Tonschiefer führen z.T. kieselige Gerölle, die als Dropstones interpretiert auf driftendes Meereis oder Eisberge zurückgehen, und einige Phosphorit-Konkretionen, die für sauerstoffarmes Tiefenwasser sprechen. Lokation: Straße S´ Spechtsbrunn; INFLUINS Tagung 2013. Lithostratigraphie: Griffelschiefer, oberes bis mittleres Ordovizium. Ablagerungsmilieu: Die stengelig zerfallenden Tonschiefer wurden unter sauerstoffarmen Bedingungen auf dem Tiefschelf abgelagert. Lokation: Steinbruch am Brand; INFLUINS Tagung 2013. Lithostratigraphie: Ordovizium. Phycodenquarzit, unteres Ablagerungsmilieu: Kieselige Feinsandsteine mit Siltsteinlagen, geschiefert, wurden auf dem flachen Schelf abgelagert. Lokation: Südlicher Ortsausgang Blankenburg; INFLUINS Tagung 2013. 12 Abb. 5.3-1c, vorige Seite: Liefergesteine des Thüringischen Schiefergebirges zwischen Blankenburg und Schmiedefeld. Zurück zur Übersicht 5.3.2 Magnetominerale und magnetische Suszeptibilität im Liefergebiet Da es im Gegensatz zu Oberfranken und dem nördlichen Harzvorland in Thüringen keine potentiell Trümmererze führende Ablagerungen des mittleren Juras mehr gibt, sind paläozoische Gesteine die wichtigsten Liefergesteine für Magnetominerale im Einzugsgebiet von Loquitz und mittlerer Saale. Dabei stellen die unterordovizischen Magnetitquarzite und mittelordovizischen oolithischen Trümmererzhorizonte (FALK, F. & WIEFEL, H. 1995); (MEINEL, G. & MÄDLER, J. 1995) im Thüringischen Schiefergebirge, siehe Abb. 5.3-2, die bedeutendsten Quellen dar. Diese stratiformen Vererzungen in Ton- und Siltschiefern und Sandsteinen der Frauenbach Gruppe, der Phycoden Gruppe, sowie in der Schmiedefeld Formation mit Hauptquarzit führen als Magnetominerale vor allem Magnetit, Martit, Hämatit, Rutil, Thuringit und Chamosit sowie Ankerit und Siderit. Ehemals fand an zahlreichen Stellen Bergbau auf diese Erze zwischen Saalfeld und Ilmenau statt (REH, H. & SCHRÖDER, N. 1974). Daneben treten Titanit, Pyrrhotin und Ilmenit in basischen bis sauren Magmatiten des Vendiums auf (BANKWITZ, P. & BANKWITZ, E. 1995). Im Zusammenhang mit oberdevonischem basischem Vulkanismus tritt Leukoxen als stratiforme Vererzung vom Lahn-Dill Lagerstättentyp zusammen mit Magnetit und Thuringit im Thüringischen Schiefergebirge im Bereich Göritz-Gebersreuth auf (BLUMENSTENGEL, H. 1995); (MEINEL, G. & MÄDLER, J. 1995). Saure, untergeordnet auch basische und intermediäre Vulkanite des Rotliegenden im Thüringer Wald enthalten Hämatit sowie Magnetit und Leukoxen (LÜTZNER, H., et al. 1995). Im Tafeldeckgebirge der Thüringer Mulde tritt Hämatit in Rotsedimenten des Zechsteins, vor allem des Buntsandsteins sowie in Rotliegend Becken wie dem Ilfelder Becken auf, siehe Beiträge in (SEIDEL, G. 1993). Außerdem ist im Keuper Hämatit sowie Limonit vertreten, wie auch im begrenzt auftretenden unteren Jura. Im Südharz tritt Hämatit in silurischen Siliziklastika auf sowie im Mansfelder Revier im südöstlichen Harzvorland auch in oberkarbonischen Siliziklastika, siehe Beiträge in (BACHMANN, G.H., et al. 2008). Dunkle Ton- und Siltschiefer in Thüringer Schiefergebirge und Harz enthalten Pyrit. Die stratiformen Vererzungen im Harz liegen vor allem in durch basischen Vulkanismus geprägten mittel- bis oberdevonischen Gesteinen im Ober- und Mittelharz (MOHR, K. 1993) und damit nicht im Einzugsgebiet der mittleren Saale. Linsenförmige Magnetit-Verzerzungen gibt es in Kontakthöfen um Granite im Thüringer Wald bei Schmiedefeld und um den Sparnberger Granit bei Hirschberg im Thüringischen Schiefergebirge (MEINEL, G. & MÄDLER, J. 1995). Quarz-Hämatit-Gänge wurden früher im Thüringer Wald im Ruhlaer Kristallin und im Ilfelder Becken am Rand des Südharzes abgebaut. Bergbau auf gangförmige Siderit- und Ankerit Vererzungen gab es am Rand der Thüringer Mulde im Saalfeld-Kamsdorfer Revier und im Ilmenau-Gehrener Revier (MEINEL, G. & MÄDLER, J. 1995). Im Südharz gibt es einige gangförmige Sideritvererzungen im ehemaligen Auerberger Revier zwischen Stolberg und Wippra (HINZE, C., et al. 1998); (MOHR, K. 1993). Aufgrund der Halden des ehemaligen Bergbaus auf stratiforme oder gangförmige Lagerstätten können lokal Magnetominerale in Gewässer eingetragen werden. 13 Abb. 5.3-2: Potentielle Herkunft von Magnetomineralen aus Liefergebietsgesteinen der Loquitz und Thüringischen Saale stromab der Saaletalsperren. Zusammengestellt nach Beiträgen von (WUNDERLICH, J. 1995), (BANKWITZ, P. & BANKWITZ, E. 1995), (FALK, F. & WUCHER, K. 1995), (FALK, F. & WIEFEL, H. 1995), (SCHLEGEL, G. 1995), (BLUMENSTENGEL, H. 1995), (PFEIFFER, H., et al. 1995), (MEINEL, G. 1995), (LÜTZNER, H., et al. 1995), (LANGBEIN, R. & SEIDEL, G. 1995a), (PUFF, P. & LANGBEIN, R. 1995), (LANGBEIN, R. & SEIDEL, G. 1995b), (DOCKTER, J. & LANGBEIN, R. 1995), (ERNST, W. 1995), (STEINMÜLLER, A. 1995) in (SEIDEL, G. 1995); Beträgen von (SCHWAB, M. & HÜNEKE, H. 2008), (SCHWAB, 14 M. & EHLING, B.-C. 2008) in (BACHMANN, G.H., et al. 2008); Altersskala nach (MENNING, M. & HENDRICH, A. 2002). In Aufschlüssen des mittleren Saaletals wurden möglichst frische Gesteinsproben entnommen, um die magnetische massen-spezifische Suszeptibilität potentieller Liefergesteine zu bestimmen. Teilweise wurden auch bewusst angewitterte Gesteine beprobt. Damit können Werte für geogene Hintergrundwerte abgeschätzt und mit den rezenten fluviatilen Sedimenten verglichen werden. Außerdem können diese Daten mit bohrlochgeophysikalischen logs der magnetischen Suszeptibilität in der Thüringer Mulde verglichen werden. Ein Vorteil der Aufschlußbeprobung gegenüber den logs ist, dass im Gelände Störungen durch den Vergleich mit dem direkten Umfeld, mit weiteren Aufschlüssen und mit Mächtigkeitsangaben aus der Literatur weitgehend erkannt und berücksichtigt werden können. Darüberhinaus könnten diese Messungen helfen aeromagnetische Anomalien besser zu interpretieren, siehe z.B. (BOSUM, W. 1981). Die bisherigen Messungen sind in Abb. 5.3-3 dargestellt. Für die Schichtfolge des mittleren Buntsandsteins zeichnet sich ab, dass die höchsten Werte der masse-spezifischen magnetischen Suszeptibilität in dunkelrot bis violett rot gefärbten und graugrünlichen Siltsteinen auftreten, während die generell dominierenden Sandsteine unterschiedlicher Färbung meist geringe Werte aufweisen. Die Magnetominerale sind offenbar vor allem an die Feinfraktion pelitischer Gesteine gebunden. In der Muschelkalk Abfolge sind Mergelsteine etwas stärker magnetisierbar als Kalksteine, ei letzteren zeigen sparitische Kalksteinbänke die geringsten Werte. Gelbkalke, d.h. gelbe bis ockerfarbene mikritische bis sparitische Kalksteinbänke, die mehrfach im Muschelkalk auftreten, siehe z.B. (SCHULZ, M.-G. 1972), sind viel stärker magnetisierbar. Offenbar liefern einerseits Silikate der Ton- und Siltfraktion, andererseits Ankerit oder Siderit in dolomitreicheren Kalksteinen die wichtigsten Beiträge zur Magnetisierbarkeit. In Bohrprofilen triassischer Gesteine könnte die Magnetisierbarkeit Hinweise auf lithologische Trends in Kleinzyklen liefern, siehe z.B. (GÖTZ, A. 2002). Insgesamt sind die geringen Werte für Sedimente des mittleren Buntsandsteins nicht grundlegend verschieden von denen für Sedimente des Muschelkalks. Für den unteren und oberen Buntsandstein und den Keuper mit jeweils stärkerem Anteil feinkörniger Siliziklastika sind höhere Werte zu erwarten, dies soll durch weiteren Proben näher untersucht werden. 15 Abb. 5.3-3: Masse-spezifische magnetische Suszeptibilität von Gesteinsproben im Liefergebiet von mittlerer Saale für Gesteine des Buntsandsteins und Muschelkalks, aufgetragen gegen die Mächtigkeit über der Basis der Trias. Die Standardabweichungen der einzelnen Proben sind bei Mehrfachmessungen in grauer Farbe angegeben. Die Werte der masse-spezifischen Suszeptibilität sind im Tafeldeckgebirge aus vorwiegend triassischen 16 Gesteinen meist deutlich geringer als diejenigen für permische Vulkanite oder paläozoische Siliziklastika, siehe auch Tab. 5.3-1. Ein Grund für die mit Werten bis 200 * 10-9 m3 kg-1 erhöhte Suszeptibilität der paläozoischen Gesteine, siehe Tab. 5.3-1, dürfte zum einen im distalen marinen Ablagerungsraum, teilweise in Stillwasserfazies, überwiegend siliziklastisch geprägt, wie z.B. bei den Dachschiefern, und dadurch geringeren Anteilen von Quarz und Feldspat, beide diamagnetisch, zugunsten feinkörniger ferrimagnetischer Magnetite liegen. Zum anderen gab es ab dem Vendium bis zum oberen Ordovizium, eventuell im Zusammenhang mit der cadomischen Orogenese, sowie ab dem Oberdevon bis zum Rotliegenden, vor, während und nach der variskischen Orogenese aufgrund der Dehnung und späteren Einengung kontinentaler, evtl. auch ozeanischer Kruste immer wieder Phasen von basischem und intermediärem Magmatismus, siehe Abb. 5.3-2. Gabbros und Basalte weisen generell hohe Gehalte an Magnetiten auf, siehe z.B. (EVANS, M.E. & HELLER, F. 2003). Lediglich in karbonatischen oder organisch-reichen palozoischen Gesteinen liegen die Werte für die Suszeptibilität niedriger aufgrund geringeren terrigenen Eintrags, wie z.B. in den silurischen unteren Graptolithenschiefern. Die stärksten Werte der Suszeptibilität siliziklastischer Sedimente im Buntsandstein liegen nach den Tab. 5.3-1 zugrunde liegenden Messungen in pelitischen Lagen, die in einem limnischen bis brackischen Ruhig- bis Stillwasser-Milieu gebildet wurden. Im mittleren Buntsandstein wird eine Zunahme der Suszeptibilität jeweils zum Hangenden der Formationen deutlich. Dies liegt in der nach dem Jüngeren feiner werdenden –„fining upward“ - Tendenz der Sedimentationszyklen und dadurch geringer werdendem Quarz- und Feldspat-Anteil zugunsten erhöhter Tonanteile. Proben aus siltig-tonigen Horizonten erreichen Werte bis etwa 120 * 10-9 m3 kg-1. Tendenziell haben wiederum Feinsandsteine höhere Werte als Grobsandsteine. Zumindest im unteren und mittleren Buntsandstein Ostthüringens kann offenbar die magnetische Suszeptibilität als Indikator für den Tonanteil herangezogen werden, z.B. für Bohrungskorrelationen und laterale und vertikale fazielle Veränderungen innerhalb einzelner Formationen bzw. Subformationen. Dagegen lassen sich äolische nicht von fluviatilen Sandsteinen anhand der magnetischen Suszeptibilität unterscheiden, da beide Gruppen ähnlich niedrige, z.T. sogar negative Werte aufweisen. Auch lassen sich unterschiedliche Färbungen der hell-, dunkelroten, hellgrauen, selten gelblichen Sandsteine und grünlich-grauer bis roter Siltsteine nicht generell in unterschiedlichen Werten der magnetischen Suszeptibilität nachvollziehen. Dagegen kann dies bei nahe aufeinander folgenden Gesteinen im Aufschlussbereich teilweise beobachtet werden. Erhöhte Werte der Suszeptibilität sind auch für den oberen, überwiegend tonreichen Buntsandstein in einigen Proben beobachtet. Im Muschelkalk sind aufgrund der vorherrschenden biogenen Karbonate geringe Werte der Suszeptibilität zu erwarten. Tatsächlich gibt es einige Proben mit erhöhten Werten, diese sind meist gelb bis ocker gefärbt. Während die Gelbfärbung in Karbonaten meist auf mäßige Dolomitgehalte zurückgehen düfte, kann dieses Mineral für die Suszeptibilität keine Erhöhung verursachen. Hier sind unter anderem Siderite zu erwarten, die erhöhte Werte beitragen können. Es erscheint denkbar, dass bei der Bohrungskorrelation solche Gelbkalke sich über die Suszeptibilität korrelieren lassen. Zur Bedeutung solcher Gelbkalke siehe z.B. (SCHULZ, M.-G. 1972). Erhöhte Suszeptibilitäten sind generell auch für die tonreichen Ablagerungen des Keupers anzunehmen. Dieser ist bisher im Rahmen dieser Arbeit nicht beprobt worden und tritt nur lokal im mittleren Saaletal auf, etwa bei Cospeda (BIEWALD, W. 2011) und bei Bad Sulza an der Finne-Störung. Weitere Proben von Liefergesteinen im mittleren Saaletal sollen ergänzt werden. Derzeit werden Proben aus dem Steinbruch Dorndorf-Steudnitz und benachbartem Hang, unterer bis oberer Muschelkalk, im Rahmen einer B.Sc. Arbeit von Marcus Schubert untersucht. 17 Devon Dinant Rotliegendes Zechstein Buntsandstein Muschelkalk Keuper Quartär Form. {Sub-} Formation Petrographie Holozän Pleistozän Pleistozän km, unt. Gipskeuper Travertin Löß Travertin Merg.st., z.T. Gips ku mo2, Ceratiten Sch. mo1, Trochitenkalk J mm J mu , Schaumkalk J mu3, Ob. Wellenkalk J mu , Terebratelbänke J mu2, Mittl. Wellenkalk J muoo, Oolithbänke J mu1, Unt. Wellenkalk J soM, Myophorien Sch. J soP3, Ob. Bunte Sch. J soP2, Rote Sch. soP1, Unt. Bunte Sch. J soy, Salinarröt J smS, Fährten Sdst., Überg. J smS, Chiroth. Sdst. J smS, Basissdst. J smH A smD, Rothenst. Sch. A smD, Rothenst. Kongl. A smV, Avicula Sch. Kl smV, Basissdst. N suB, Obere Wechself. N suB, Ob. Sandst. Sch. Ki suB, Überleit. Sch. Ki suC, Sand. Tonst. Sch. suC, Unt. Sandst. Sch. suC, Unt. Wechselfolge z3-7, Leine-, Aller-, Ohre-, Friesland-F. Tonst., Sdst., dol. Kalkst., Merg. Plattige Kalkst., Mergelst. Sparitischer Kalkstein Dol. Kalkst. Sparit./mikrit. Kalkst., dol. Wellenkalk Sparit./mikrit. Kalkst., dol. Wellenkalk Mikrit. Kalkstein Wellenkalk Mergelige Kalkst. Mergelstein Mergelstein Mergelst., Siltst., z.T. Kalkst. Gipse, Mergelstein Fein- Mittelsandst. Wechself. Sandstein, z.T. Siltstein Sandstein, z.T. Siltstein Sandstein, z.T. Siltstein Sandstein, z.T. Siltstein Sandst., Geröll-führ. Sandstein, z.T. Siltstein Sandstein Sandstein und Siltstein Sandstein, z.T. Siltstein Sandstein und Siltstein Sandstein und Siltstein Sandstein Sandstein und Siltstein Ton, Dol., Anh. z2, Staßfurt-F. Dol., Anh., Hal., Ton z1, Werra-F. Kalkst., Anh., Hal., Ton Sek. Lagerstätte Ef, fehlt bei Jena Rhyolith Rudolstätter Becken, fehlt bei Jena Röttersdorfer+Ziegenrücker F. Mx Hasenthal+Kaulsdorf F., untere Bordenschiefer Lehesten F., Dachschiefer L, Kongl. Sandstein, Silt-Tonschiefer, Kongl. Tonschiefer, eben spaltend 450 2 Lehesten F., Rußschiefer doII-IV, Saalfelder F. doI, Schwärzschiefer+ Braunwacke-WetzschieferF. Tonschiefer Kalkst., Quarzit Tonsch., Sandst., z.T. Kalkst., Tuffit 20 2 100 3 80-115 T Mächt -igkeit 20 1 ?42 1 54,0 1 6,0 1 ?72,5 1 11,5 1 20,0 1 3,5 1 24,5 1 7,5 1 37,5 1 17,0 1 33,0 1 22,0 1 35,0 1 18,0 1 50,0 1 30,0 * 6,0 1 35,0 1 50,0 1 47,0 1 36,0 1 11,0 1 76,0 1 37,0 1 45,0 1 ?38 1 Mittelwert -4 128 1 Std. abw. 6 3 Anzahl 1 3 4 2 10 2 3 3 4 8 16 22 64 2 4 2 2 3 1 1 3 4 6 1 1 8 9 4 3 8 14 1 3 56 0 21 52 12 31 19 5 38 -1 12 17 63 10 3 6 9 4 5 17 4 1 1 5 50 7 7 6 2 5 2 19 8 2 7 3 15 11 3 273 224 13 127 14 28 87 5 2 ?25 1 ?115 1 ?55 1 Sandstein, Silt-Tonschiefer 18 1250 2 30 2 3 Silur Ordovizium mit Kalkst., 50 3 dm, Schwärzschiefer-F. Tonschiefer, Kieselsch. du, Tentakulitensch.+ Nereitenquarzit-F. Tonschiefer, Quarzit du, TentakulitenKnollenkalk-F. Knollenkalk, Kalkknollensch. 20-30 3 du, Ob. Graptolithen Sch. si, Ockerkalk-F. si, Unt. Graptolithen Sch. Mo Tonschiefer, z.T. Kalkst. Kalkstein mit Tonschiefer Tonschiefer, dunkelgrau, verkieselt, bit. 15 3 30-50 4 35-40 4 oGL, Lederschiefer S Tonschiefer, Feinsandst. Schief. gGQ, Oberer Erzhorizont Br Quarzit, oolithische Eisenerze, mit Pyrit-XX oGG, Griffelschiefer Br Siltschiefer oP, Phycoden-Gr.: Dachschiefer, PhycodenSchiefer, Phycoden-Quarzit Silt- und Tonschiefer, Sandstein 135155 3 2 3 1 200250 5 30 9 2 0,5-40 71 160200 5 173 25 2 2000 5 115 45 1 5 1 Bl Tab. 5.3-1: Masse-spezifische magnetische Suszeptibilität von Liefergesteinen im Einzugsgebiet der oberen und mittleren Saale in 10-6 m3kg-1. Mit Std.abw. ist der Mittelwert der Standardabweichungen der Proben gemeint. Die Anzahl meint Probenanzahl, eine Probe besteht jeweils aus in der Regel mindestens 3 Unterproben. Lokation, von der die meisten oder alle Proben stammen: A Grube Altendorf bei Schöps, Bl Bad Blankenburg, Br Brand bei Spechtsbrunn, Ef Erfurt-Stotternheim, J in und um Jena, Ki westl. Kirchhasel, Kl Kleinpürschütz, L Lehesten, Mo Morassina bei Schmiedefeld, Mx Moxa, N Naschhausen, S westl. Spechtsbrunn, T Tannenglück westl. Lichtenhain. Mächtigkeit bei Jena nach 1 (SEIDEL, G. 1993), Zechstein nach Bohrung Porstendorf; 2 bei Saalfeld, Lehesten, nach Pfeiffer (PFEIFFER, H., et al. 1995); 3 bei Saalfeld, Steinach nach (BLUMENSTENGEL, H. 1995); 4 Schwarzburger Antiklinorium SE Flanke (SCHLEGEL, G. 1995); 5 Schwarzburger Antiklinorium SE Flanke (FALK, F. & WIEFEL, H. 1995); * diese Arbeit. Im Einzugsgebiet der Loquitz sind die ordovizischen Phycodenschiefer die älteste Einheit. Zurück zur Übersicht 5.3.3. Korngrößenverteilung der untersuchten Proben In zwei Bachelorarbeiten, (BEYER, D. 2008) und (MÖLLER, S. 2009), wurden die Kornfraktionen der Saalesedimente untersucht, einige Proben wurden ergänzt. Ablagerungsmilieu Rinnenboden unter Wasser Rinnenboden trocken Ufersaum Uferhang Levee Überflutungsebene Gesamte Proben Mean {µm} 299 278 246 247 221 96 276 Median {µm} 175 284 248 249 220 95 244 Sortierung nach Trask 2,0 1,4 1,3 1,3 1,3 1,7 1,7 Anzahl 14 1 5 2 3 1 26 Tab. 5.3-2: Gemittelte Korngrößenparameter der Proben von der mittleren Saale bei Jena. 19 Für die meisten Proben liegt die häufigste Korngröße in der Mittelsandfraktion, wie auch für die meisten in Ufernähe gesammelten Proben der mittleren Saale. Der Trend abnehmender Mittelwerte von Rinnenmitte zu Überflutungsebene wird deutlich. Zurück zur Übersicht 5.3.4. Magnetische Suszeptibilität von Gesamtgesteinsproben Die masse-spezifische magnetische Suszeptibilität entlang von Loquitz und mittlerer Saale sowie deren Zuflüssen entnommener Proben sandiger bzw. pelitischer Sedimente ist in den Abb. 5.3-4 und 5.3-5 dargestellt. Bei den überwiegend sandigen Proben bzw. bei der Sandfraktion fällt ein Maximum der magnetischen Suszeptibilität der Saale-Sedimente zwischen 20 und 60 km stromab der Loquitz Quelle auf, mit Werten bis 1200 * 10-6 m3kg-1. Dieser Bereich beginnt bereits an der Loquitz. Die bisher aus den hier anstehenden unterkarbonischen Gesteinen beobachteten Werte der Suszeptibilität sind deutlich geringer. Zur Diskussion dieser Anomalie siehe weiter unten. Stromab von 60 Flußkilometern liegen die Werte unter 600 * 10-6 m3kg-1 mit starker Streuung deutlich über Werten für triassische Liefergesteine, sie zeigen somit ein aus dem Bereich des Schiefergebirges ererbtes Magnetomineral-Signal an. Dafür spricht auch die Färbung der sandigen Ablagerungen. Sie verändert sich von grau oberhalb Saalfeld zu gelblich-beige bei Kahla und hellgelb stromab Jena. Dies weist auf den raschen Zerfall von Schiefergebirgsklasten und den zunehmenden Anteil triassischer Quarzkörner hin, wobei letztere mit zunehmender Transportlänge offenbar farbige Hämatithäutchen bzw. –Kutane zugunsten der Tonfraktion verlieren. Für sandige Gesamtgesteinsproben ergibt sich eine starke Streuung durch die starke Korngrößenabhängigkeit der magnetischen Suszeptibililität innerhalb der Sandfraktionen, siehe weiter unten in Kap. 5.3-5. Für die siltig-tonige Fraktion bzw. überwiegend siltig-tonige Proben zeigt sich eine ebenfalls starke Streuung an nahe aufeinander folgenden Proben. An Lokationen, bei denen sowohl die sandige als auch die pelitische Fraktion durch Siebung bzw. Atterberg-Zylinder Trennung vorliegen, sind in Abb. 5.3-5 die Werte der pelitischen Frakion deutlich höher als die der sandigen Proben, siehe Kap. 5.3-5. Im Vergleich mit anderen Flüssen in Deutschland liegen die Werte der sandigen und pelitischen Proben von Loquitz und mittlerer Saale recht hoch, was 1. für erhöhte Gehalte an Magnetomineralen in paläozoischen Liefergesteinen, 2. für Bergbauaktivitäten oder 3. Einträge aus metallverarbeitender Industrie sprechen könnte. Abb. 5.3-4, folgende Seite: Oben masse-spezifische magnetische Suszeptibilität von sandigen Gesamtgesteinsproben bzw. der Fraktion 63-2000 µm im Einzugsgebiet von Loquitz, erkennbar an der Probenreihe SW´der Hohenwarte-Talsperre, und mittlerer Saale, um Erzbergwerke ergänzt nach (REH, H. & SCHRÖDER, N. 1974); unten von siltig-tonigen Proben bzw. der Fraktion <63 µm, Stand Juli 2013; Proben aus Zuflüssen sind mit kleineren Symbolen dargestellt als die aus größeren Vorflutern wie Ilm, Saale, Weiße Elster, Mulde. Stromab des Eichicht Damms unterhalb der Hohenwarte Talsperre finden sich zunächst kaum pelitische Ablagerungen. Suszeptibilitätswerte aus Zuflüssen liegen für beide Fraktionen meist deutlich unter denen von Proben aus der Loquitz und der mittleren Saale. © der Kartengrundlage: Bundesamt für Kartographie und Geodäsie, http://www.bkg.bund.de. 20 21 22 Abb. 5.3-5, vorige Seite: Magnetische masse-spezifische Suszeptibilität von sandigen Gesamtgesteinsproben entlang der Loquitz und mittleren Saale bis zur Mündung der Ilm bei Großheringen, mit stark vereinfachtem geologischem Profil nach (SEIDEL, G., et al. 2002) und (BAUBERGER, W., et al. 1981). Die x-Achse entspricht der Fließstrecke in Flußkilometern, die mit Google Earth bestimmt wurde. Zu 1.: Für geogene Hintergrundwerte muß noch weiteres Liefergesteins- und Bergehaldenmaterial untersucht werden, bisher gemessene Proben, siehe Tab. 5.3-1, können die Anomalie nicht erklären. Zu 2.: (VÖLKER, H.L.W. 1836) gibt einen Hinweis auf ein Vitriolwerk Katzwich NW´ Ebersdorf an einem Loquitz-Zufluß, d.h. auf Sulfate des Eisernen Hutes eines Eisen-, Kupferoder Zinkerz-Vorkommens. (REH, H. & SCHRÖDER, N. 1974) erwähnen in Abb. 174 im Einzugsgebiet der Loquitz mit Nr. 86 ein Chamosit-Thuringit-Lager WNW´ Gebersdorf, am Gebersbach, Zufluß der Zopte, diese ein Zufluß der Loquitz, sowie mit Nr. 88 Vitriolbergwerke bei Arnsbach / Loquitz, E´ Piesau, und W´ Creunitz bei Gräfenthal im Tal der Zopte. Dagegen zielten weitere, heute z.T. noch auf Karten verzeichnete, Steinbrüche im Tal der Loquitz auf den Abbau von Dachschiefer, Grauwacke und Wetzschiefer, siehe (VÖLKER, H.L.W. 1836). Ein hoher Wert von 1500 * 10-6 m3kg-1 wurde im rezenten pelitischen Sediment des ehemaligen Loquitz-Laufs, heute Rauscherbach, stromab des Schieferbergwerks Lehesten gemessen, sodass ein Einfluß der Schiefergewinnung auf hohe Magnetisierbarkeit der Loquitz-Sedimente nicht auszuschließen ist. Zu 3.: Heute sind bei Rudolstadt-Schwarza metallverarbeitende Betriebe ansässig. Es gab in Saalfeld Lederfärbe-Betriebe, die ihre Farbpigment-führenden Rohstoffe aus dem Alaunbergwerk der Feengrotten bezogen, siehe www.wikipedia.de. Auch am Oberlauf der Saale stromauf der Bleiloch-Talsperre war z.B. bei Hirschberg eine Lederfabrik noch bis 1990 aktiv, siehe http://www.thueringer-wald.com/cps/rde/xchg/tw/hs.xsl/116741.html. Beides kann sich jedoch nicht bereits an der Loquitz bemerkbar machen. Hinweise auf historische metallverarbeitende Betriebe gibt in Kap. „LXXXI – Reise von Eichicht und Caulsdorf an der Saale durch das Thal der Loquitz nach Ludwigstadt, Lehesten“ (VÖLKER, H.L.W. 1836): Eisenhammer bei Hockerode / Loquitz, Eisenhütte Königsthal stromauf Marktgölitz / Loquitz an dem Zufluß Gölitz, Eisenhütte Gabe Gottes südlich Marktgölitz, Eisenhütte bei Falkenstein / Loquitz, Kupferhammer bei Lauenstein, Blechwerk Ebersdorf an einem Zufluß der Loquitz, Hammerwerke und ein Stahlwerk südlich Ludwigstadt / Loquitz, Lederfabrik in Ludwigstadt. Als Herkunft des Roheisens werden Kamsdorf und benachbarte Gruben genannt. Zusammengefaßt lässt auf bisheriger Datenbasis vermuten, dass die hohen Werte der Magnetisierbarkeit der rezenten Loquitz- und Saalesedimente sehr wahrscheinlich nicht allein durch geogene Faktoren, sondern vor allem durch ehemaligen Erzbergbau und insbesondere die ehemals metallverarbeitende Industrie hervorgerufen werden. Zurück zur Übersicht 5.3.5. Magnetische Suszeptibilität von Kornfraktionen Bei den Werten der masse-spezif. magnetischen Suszeptibilität von Kornfraktionen fällt auf, dass die höchsten Werte in der Fraktion <63 µm, also Ton und Silt, und 500 bis 2000 µm, also im wesentlichen Grobsand, auftreten, während im Bereich 125-500 µm, also etwa Feinbis Mittelsand, die Werte viel geringer sind. Die Feinfraktion stammt vermutlich aus paläozoischen Siliziklastika des Schiefergebirges mit längerem Transportweg. Bei der Fein23 bis Mittelsandfraktion stammt ein bedeutender Anteil vermutlich aus weniger weit transportierten Gesteinen des Buntsandsteins mit hohem Quarz- und Feldspat-Anteil. In der Grobsandfraktion bleibt die Zuordnung etwas unklar, und in der Feinkiesfraktion treten insgesamt die höchsten Werte auf. Möglicherweise gibt es hier Einflüsse durch stärker magnetisches Material, das für Uferbefestigungen verwendet und nicht sehr weit transportiert wurde. Die Ufer der mittleren Saale sind vielerorts durch Verkippung von Hartgesteinen, z.T. auch von Bauschutt befestigt. Eine andere Möglichkeit wären Schwermineralanreicherungen im Abstrom von Wehren. Zwischen den einzelnen Ablagerungsbereichen gibt es keine bedeutenden Unterschiede für identische Kornfraktionen. Ablagerungsmilieu <2 µm 2-63 µm <63 µm 63-125 µm 511 125250 µm 185 250500 µm 174 5001000 µm 542 10002000 µm 762 Rinnenboden unter Wasser {14} Rinnenboden trocken {1} Ufersaum {5} Uferhang {2} Levee {3} Überflutungsebene {1} Gesamte Proben {26} 466 {11} 498 {12} 818 {14} 810 562 128 106 933 570 829 914 828 777 822 684 641 430 172 180 221 218 117 159 138 296 581 900 685 619 382 430 468 214 827 589 186 161 613 619 Tab. 5.3-3: Mittelwerte der masse-spezif. magnetischen Suszeptibilität von Kornfraktionen an der mittleren Saale bei Jena in 10-6 m3 kg-1; die Anzahl der Proben ist in {} angegeben. Für 8 Proben verschiedener Milieus mit Ausnahme der wassererfüllten Rinne wurde an der Fraktion 2-3 mm ein Mittelwert von 2600 10-6 m3 kg-1 bestimmt. Zurück zur Übersicht 5.3.6 Schwermetallgehalt von Kornfraktionen (BIRKE, M., et al. 1995) zeigen Gehalte an Pb, Cu, Sn, As, Zn, Mo, Zr, Co, Ni, Mn, Be, W der Frakton <0.2 mm in Sedimenten erster und zweiter Ordnung im Harz, Thüringer Wald, Thüringisch-Fränkischem Schiefergebirge, Erzgebirge. Im Vergleich zu anderen Mittelgebirgsregionen mit paläozoischen Gesteinen fällt das Loquitz-Gebiet durch erhöhte Co- und Ni-Werte auf. Schwermetallgehalte der Saale, z.T. auch einiger Nebelflüsse, untersuchten (EINAX, J.W., et al. 1998); (MÖLLER, S. & EINAX, J.W. 2013); (ZERLING, L., et al. 2003). U-Gehalte der Untersaale beschrieben (BABOROWSKI, M. & BOZAU, E. 2006). Um zu testen, ob zwischen masse-spezif. magnetischer Suszeptibilität und Schwermetallgehalten ein signifikanter Zusammenhang besteht, wurde in Abb. 5.3-6 für drei Proben aus rezenten Saaleablagerungen in Jena der Elementgehalt der Kornfraktionen mittels Totalaufschluß und ICP-OES bzw. –MS bestimmt, siehe (BEYER, D. 2008) und (MÖLLER, S. 2009). Tatsächlich zeigte sich z.B. für Fe, dass es eine positive Übereinstimmung von massespezif. magnetischer Suszeptibilität mit dem Fe-Gehalt einer Fraktion gibt. Allerdings weisen die Ton- und Siltfraktionen bei insgesamt hohen Werten keine besonders gute Korrelation zwischen beiden Parametern auf, da die Tonfraktion die höchsten Fe-Gehalte, die Siltfraktion die höchsten Suszeptibilitäten aufweist. Dagegen findet sich für den Mittelsand eine gute Übereinstimmung von den niedrigsten Suszeptibilitäten mit den niedrigsten Fe-Gehalten. Ähnlich sieht es für andere Schwermetalle aus. 24 Abb. 5.3-6: Fe-Gehalte und masse-spezif. magnetische Suszeptibilität verschiedener Kornfraktionen von drei Proben rezenter Sedimente aus der Rinne der Saale in Jena aus (BEYER, D. 2008) und (MÖLLER, S. 2009). Betrachtet man nur die Fraktion mit den höchsten Schwermetallgehalten, die Tonfraktion, so ergibt sich eine einigermaßen gute positive Korrelation von masse-spezif. magnetischer Suszeptibilität mit dem Zn-Gehalt, für andere Schwermetalle sind die Korrelationskoeffizienten etwas niedriger positiv. In Abb. 5.3-7 sind Zn-Gehalte und masse-spezifische Suszeptibilitäten der Fraktion <2 µm von Proben der mittleren Saale bei Jena dargestellt, dazu Vergleichswerte von deutschen Überflutungsebenensedimenten und Flußsedimenten, die mit Röntgenfluoreszenzanalyse bestimmt wurden (SALMINEN, R. 2005). Auch wenn in der hier vorliegenden Studie nicht die gleichen Fraktionen untersucht wurden, zeigen die Ergebnisse am Beispiel Zn, dass die Schwermetallgehalte der Saalesedimente offenbar deutlich erhöht sind. Nach (BIRKE, M., et al. 1995) liegen im Einzugsgebiet der Loquitz in Bachsedimenten der Fraktion <0.2 mm die Zn-Gehalte meist zwischen 50 und 250 ppm, also deutlich unter den in Saalesedimenten um Jena gemessenen Werten der Tonfraktion. Tonige Sedimente der Loquitz wurden im FluviMag Projekt bisher nicht auf Schwermetallgehalte untersucht. Bei Betrachtung nur einer bestimmten Kornfraktion könnte man offenbar über die magnetische Suszeptibilität Quellen für erhöhte, offenbar vorwiegend anthropogene, Schwermetallkonzentrationen kartieren. Bei Betrachtung der masse-spezifischen magnetischen Suszeptibilität der Gesamtfraktion spielen dagegen Korngrößeneffekte eine zu große Rolle um Anomalien zuverlässig interpretieren zu können. Derzeit werden zusammen mit Jürgen Einax und Stefan Möller vom Institut für Allgemeine und Anorganische Chemie, Abteilung Analytische Chemie, der Friedrich-Schiller Universität Jena an der Fraktion <20 µm von rezenten Saalesedimenten, siehe hierzu (MÖLLER, S. & EINAX, J.W. 2013), Beziehungen zwischen Schwermetallgehalt und magnetischer Suszeptibilität bzw. Frequenzabhängigkeit der Suszeptibilität untersucht. 25 Abb. 5.3-7: Masse-spezif. magnetische Suszeptibilität gegenüber Zn-Gehalten der Tonfraktion in 2008 entnommener Proben rezenter Sedimente aus der Rinne der Saale in Jena aus (BEYER, D. 2008) und (MÖLLER, S. 2009). Zurück zur Übersicht 5.3.7. Zitierte Literatur AIGNER, T. & BACHMANN, G.H. (1992): Sequence-stratigraphic framework of the German Triassic. Sedimentary Geology, 80: 115-135. ANDREAS, D. (1996): Geologische Karte Thüringer Wald 1 : 100 000. 1. ed.; Thür. L.A. Geologie, Weimar. BABOROWSKI, M. & BOZAU, E. 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