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Essay Allgemeine Geologie

zur Geländeübung Thüringen, Sachsen, Böhmen

2009

Abb. 1: Profilansicht Thüringer Becken, Quelle: VEB Deutscher Verlag für Grundstoffindustrie, Leipzig

von Andrea Gaede-Köhler

- 2 - Allgemeine Geologie Thüringen, Sachsen, Böhmen_________________________________________Andrea Gaede-Köhler

Inhaltsverzeichnis

1. Einführung ......................................................................................................................................... 3

2. Das sächsisch-thüringische Grundgebirge .................................................................................. 4

Geologische Entwicklung:...................................................................................................5

3. Das Thüringer Becken..................................................................................................................... 6

Geologische Entwicklung:...................................................................................................7

4. Böhmisch-Mährisches Moldanubikum .......................................................................................... 7

5. Teplá-Barrandium ............................................................................................................................ 9

6. Die Becken des Böhmischen Massivs .......................................................................................... 9


1. Einführung

Betrachtet man Europa als Ganzes, kann eine Gliederung in vier geologische

Grundeinheiten vorgenommen werden.

Im Norden und Osten liegt die Osteuropäische Plattform. Diese enthält den Baltischen und

den Ukrainischen Schild sowie die russische Tafel. In den Schilden ist das präkambrische

Plattformfundament zu finden, während die russische Tafel von überwiegend

phanerozoischen Deckschichten überlagert ist. Da dieser Bereich seit dem Proterozoikum

nicht mehr von orogenen Prozessen beeinflusst wurde, kann die osteuropäische Plattform

als tektonischer Stabilisator Europas betrachtet werden.

In Westeuropa ist die westeuropäische

Plattform mit einem wesentlich umfassenderen

tektonischen Aufbau anzutreffen. Es fanden

umfangreiche Umstrukturierungen und

Metamorphosen tektonischer Einheiten, zu

denen auch die Kaledoniden gehören, statt.

Im Süden und Südosten liegt das alpidische

System, das seine Entstehung der Öffnung

und Schließung der Tethys verdankt.

Maßgeblich für die Thematik des Essays sind als vierte Grundeinheit die west- und

mitteleuropäischen Varisziden zu betrachten. Verantwortlich für dieses Orogen war der

Zusammenschluss der Kontinente Laurussia und Gondwana.

Da es auch hier zu einer unterschiedlichen Entwicklung im sedimentär-vulkanischen,

tektonischen und metamorphen Bereich kam, wird das variszische Grundgebirge in

Mitteleuropa nach einem Vorschlag von KOSSMATS in verschiedene Gebiete unterteilt.

Das Rhenoherzynikum ist der am nördlichsten gelegene Teil der Varisziden. Hier enthalten

sind die Ardennen, das rheinische Schiefergebirge und der Harz.

Abb. 2: Geotektonische Gliederung Europas


Südlich an das Rhenoherzynikum

ist das Saxothuringikum

angeschlossen. Der als

mitteldeutsche Kristallinschwelle

bezeichnete nördlichste Teil des

Saxothuringikums besteht neben

variszischen Granitoiden auch aus

metamorphen Sediment- und

Vulkanitserien aus der Zeit des

Jungproterozoikums und

Altpaläozoikums. Aufgeschlossen kann man Teile der Kristallinschwelle überwiegend im

Odenwald, Spessart, Thüringer Wald bei Ruhla und im Kyffhäuser finden. Im zentralen und

südlichen Teil des Saxothuringikums trifft man auf gefaltete und teilweise metamorphe

Sedimente und Vulkanite des Kambriums bis Unterkarbon. Die meisten Aufschlüsse für

diese Abfolgen sind am Nordwestrand des Böhmischens Massivs zu finden.

Zum Moldanubikum, mit seiner Lage zwischen dem Saxothuringikum und der Alpinen Front,

gehören große Teile des Böhmischen Massivs, des Schwarzwaldes und der Vogesen. Bei

den vorhandenen Gesteinsserien handelt es sich überwiegend um proterozoische bis

variszische Kristallingesteine, oft auch hochgradig metamorph (Eklogite und Granulite).

2. Das sächsisch-thüringische Grundgebirge

Das sächsisch-thüringische und nordostbayrische Grundgebirge formen den Nordwestrand

des böhmischen Massivs. Zum Grundgebirge zählen unter anderem der Thüringer Wald, das

Thüringische Schiefergebirge, das Erzgebirge und das Mittelsächsische Hügelland.

Geologisch gehört dieser Bereich zur Saxothuringischen Zone der Varisziden. Der

geologische Aufbau wird von variszisch gefalteten Sedimentserien ab dem Kambrium und

hochmetamorphen kristallinen Gesteinen bestimmt. An manchen Stellen ist das

Grundgebirge von Vulkaniten und Sedimenten der permischen Molasse bedeckt.

Abb. 3: Die Gliederung der Varisziden


Begrenzt wird das Grundgebirge im

Norden von der Antiform der

Mitteldeutschen Kristallinschwelle, im

Süden von der Nordböhmischen Störung

(Ohre (Eger-)Graben), im Westen durch

das Störungssystem der Fränkischen Linie

und im Osten durch die Elbe-Zone

(Nordwest-Südost ausgerichtetes

Lineament).

Mehrere von Südwest nach Nordost verlaufende Antiklinal (Sattel)- und Synklinalzonen

(Mulde) verursachen die Gliederung des Saxothuringikums. Eine enge Faltung und

Schieferung ist kennzeichnend für die Tektonik des Grundgebirges, ebenso eine nur

anchizonale Metamorphose.

Geologische Entwicklung: Proterozoikum:

3,4 – 1,75 Ga: Sedimente aus dem kratonischen Gebiet Nord-Gondwanas, meist

Grauwacken. Die Ablagerungsräume sind vermutlich perigondwanidische

back arc-Becken.

Kambrium:

540 Ma: Cadomischer Zusammenschub der Becken. Die Faltungsgebiete gliedern

sich an Gondwana an.

540 – 535 Ma: Intrusion weit verbreiteter Granitoide (bedingt durch Aufheizung der

Faltungsbereiche).

Bildung von Flachwassersedimenten. Krustenaufwölbungen im cadomischen

Orogen verursachen Sedimentationsunterbrechungen

Ordovizium: Es herrschen marine, größtenteils flachneritisch-pelagische

(Thüringische Fazies) Ablagerungsbedingungen. Stellenweise findet eine

Ablagerung von Tiefwassersedimenten (Bayerische Fazies) statt.

Die Thüringische Fazies beinhaltet Quarzite, Sandsteine, Tonschiefer,

manchmal Konglomerate. Stellenweise sind saure Laven, granitoide

Intrusionen, basische effusive Vulkanite und Gänge anzutreffen. Ihr

Vorhandensein wird auf Riftbildungsvorgänge zurückgeführt, die für die

endgültige Loslösung des Saxothuringikums von Gondwana verantwortlich

sind.

Abb. 4: Sächsisches-Thüringisches Grundgebirge


Silur: Es herrschen weitläufig anoxische Sedimentationsbedingungen. Dies wird

durch schwarze Graptolithenschiefer und Kieselschiefer untermauert. Gegen

Ende des Silur folgt eine kurze Periode mit der Bildung pelagischer Kalke.

Devon: Pelagische Bedingungen mit Bildung dunkler Tonschiefer und pelagischen

Kalken (Knollenkalke). Im weiteren Verlauf des Devon Eindringung von

Basalten und Entstehung roter und grüner pelagischer Tonschiefer.

Karbon: Weitere Ablagerungen von Schiefer, gefolgt von Flysch aus Turbiditen, die

durch einzelne Konglomeratlagen gekennzeichnet sind. Molassebecken

entstehen durch tektonische Vorgänge des saxothuringischen Faltengürtels.

Intensive vulkanische Aktivitäten treten auf.

Perm: Ansammlung von mächtigen Molasse-Schüttungen. Seine Krustenstabilität

erreicht das sächsisch-thüringische Grundgebirge gegen Ende des Perm

zurück.

Kreide – Die alpine Orogenese verursacht eine Aktivierung der spätvariszischen

Tertiär: Störungssysteme und eine Anhebung des thüringischen Schiefergebirges,

des Thüringer Waldes und der Fichtelgebirgs-Erzgebirgs-Antiklinalzone.

3. Das Thüringer Becken Das Thüringer Becken liegt zwischen dem Harz im Norden, dem Thüringer Wald im

Südwesten, dem Thüringischen Schiefergebirge im Südosten, einer Buntsandstein-

Aufwölbung (Eichsfeld-Scholle) im Nordwesten und einem Buntsandsteingebiet

(Hermundurische Scholle) im Nordosten. Im Thüringer Becken ist hauptsächlich Zechstein,

Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper aufgeschlossen. Die Struktur des Beckens zeichnet

sich durch mehrere NW-SE eingeregelte Schollen aus, deren Ränder durch schmale

Störungszonen gekennzeichnet sind.

Abb. 5: Profil des Thüringer Beckens


Geologische Entwicklung: Perm: Mit der Transgression des Zechstein (Perm) begann die geologische

Entwicklung des Deckgebirgsstockwerks der Thüringischen Senke. Die

dazugehörigen Sedimente sind am Südwest- und Südostrand der Senke, am

Kyffhäuser und am Harzsüdrand zu finden.

Trias: Trias-Sedimente bilden den größten Teil der Thüringischen Senke. Der

Buntsandstein besteht aus fluviatilen und limnischen Sedimentbildungen, die

einen Wechsel von Überflutung und Trockenfallen anzeigen. Der Untere

Muschelkalk besteht einheitlich aus Mergelkalken mit dem Vorkommen von

teilweise massiven Kalkbankzonen. Im Mittleren Muschelkalk bildeten sich

teilweise mächtige Sulfat- und Steinsalzlager im Zentralbereich der

Thüringischen Senke. In manchen Randbereichen der Senke herrschen

dagegen Dolomite oder Ton- und Mergelsteine vor. Der Obere Muschelkalk ist

durch Ausbildung von Trochitenkalk und Ceratitenschichten gekennzeichnet.

Keuper tritt ebenfalls nur im Zentralteil der Thüringischen Senke auf. Der

Keuper zeichnet sich durch eine sandig-tonige Schichtenfolge im Unteren

Keuper, durch bunte, hauptsächlich tonig-mergelige Sedimente im Mittleren

Keuper und Schilfsandstein im Oberen Keuper aus.

Jura: Jura ist nur örtlich enthalten (Eichenberg-Gotha-Saalfelder Störungszone,

Netra-Graben). Stellenweise findet man Rhät, wechselnde Ton-Sand-Folgen

oder Posidonienschiefer des Unterjura. Jüngere Sedimentablagerungen sind

nicht vorhanden.

4. Böhmisch-Mährisches Moldanubikum

Ursprünglich war mit der

moldanubischen Region das

komplette Kerngebiet des

Böhmischen Massivs

gemeint. Heute gilt die

Bezeichnung Moldanubikum

nur noch für die

hochmetamorphen Gebiete

im Südosten, Süden und

Südwesten.

Abb. 6: Kerngebiet des Böhmischen Massivs


Der weniger metamorphe Teil im Zentrum und im Norden des Böhmischen Kerngebietes

wird heute als Teplá-Barrandium oder Bohemikum bezeichnet und im nächsten Abschnitt

behandelt.

Das Moldanubikum Südböhmens und der Böhmisch-Mährischen Höhe birgt den nach

Norden abtauchenden Südböhmischen Batholith. Dieser wird von den Gesteinsverbänden

der „Drosendorf-Einheit“ und der „Gföhl-Decke“ umhüllt.

Abb. 7: Profilansicht des Moldanubikum

Der Südböhmische Batholith besteht in diesem Gebiet in seiner Intrusionsfolge überwiegend

aus Graniten. Seine zeitliche Zuordnung ist bei 330 bis 340 Ma. anzusiedeln.

Die „Drosendorf-Einheit“ besteht aus pelitischen Metasedimenten (Glimmerschiefer, Gneise),

Graphitschiefer, Marmor, Kalksilikaten. Die zeitliche Einordnung der Ausgangsgesteine liegt

zwischen dem Alt- und Jungpaläozoikum.

Die Gföhl-Einheit besteht aus hauptsächlich hochdruckmetamorphen, stellenweise sogar

anatektischen Ortho- und Paragneisen, Amphiboliten und Metagabbros. Hier ist die zeitliche

Einordnung der Ausgangsgesteine im Altpaläozoikum anzusiedeln.

An der Nordwestgrenze des Moldanubischen Kristallins intrudierte der Zentralböhmische

Pluton zur gleichen Zeit wie der Südböhmische Batholith. Allerdings ist sein Aufbau und

seine Intrusionsfolge im Vergleich wesentlich komplexer. In der direkten Übergangszone

zum moldanubischen Kristallin sind überwiegend Migmatite der umgebenden Paragneise

anzutreffen. In Nordostteil des Plutons treten Gabbros, Diorite, Hornblendegranite,

Pyroxengranite, Monzogranite und leukokrate Aplitgranite auf. Im Plutonzentrum überwiegen

Granodiorite und Tonalite. Im Nordwesten finden sich hauptsächlich teilweise porphyrische

Biotit- und Zweiglimmergranite und Granodiorite. Zusätzlich verläuft hier die Nordost-

Südwest verlaufende Zentralböhmische Störungszone. Es handelt sich hierbei um eine


spätvariszische Abschiebungszone die für die Nachbarschaft des hochmetamorphen

Moldanubikums und geringmetamorphen Barrandiums verantwortlich ist.

5. Teplá-Barrandium Beim Teplá-Barrandium handelt es sich um ein weniger metamorphes Gebiet im

Zentralbereich Böhmens, wobei die Bezeichnung Barrandium ein Muldensystem im Zentrum

der Moldanubischen Zone beschreibt. Die Grenzen des Teplá-Barrandium werden

überwiegend von bedeutenden Scherzonen gebildet, wie die bereits erwähnte

Zentralböhmische Störungszone die nordöstlich verläuft. Von Süden bis Westen markiert die

Westböhmische Scherzone die Grenze.

Während das Barrandium-Synklinorium hauptsächlich aus kambrischen bis

mitteldevonischen Sedimentfolgen, teilweise sehr fossilreich, aufgebaut ist, sind in anderen

Faltungsgebieten auch niedrigmetamorphe sedimentär-vulkanische Abfolgen des

Jungproterozoikums häufig. Diese gliedern sich in eine Präspilitische, mittlere Spilitische und

Postspilitische Gruppe. Während die Präspilitische Gruppe aus Tonschiefer-Grauwacken-

Folgen besteht, enthält die mittlere Spilitische Gruppe Schwarzschiefer, Kieselschiefer,

Spilite und Keratophyre. Die Postspilitische Gruppe ist durch mächtige flyschartige

Tonschiefer-Grauwacken-Wechselfolgen mit Konglomerateinschaltungen gekennzeichnet.

6. Die Becken des Böhmischen Massivs

Verursacht durch eine spätvariszische Dehnungstektonik kam es bereits während des

Karbons und des Perm zur Einsenkung verschiedener Molassebecken. Zu diesen Becken

gehören das Zentrale Böhmische Becken, das südliche Riesengebirgsvorland (Krkonose-

Piedmont-Becken), das Innersudetische Becken, der Blanice-Graben, das Orlice-Piedmont-

Becken und der Boskovice-Graben.

Das böhmische Massiv von der Trias bis zum Jura als Hochgebiet erhalten. Neben kleineren

Senken entwickelte sich bis zur Kreide die heute rund 80 km breite und 200 km lange

Nordböhmische Kreidesenke. Bei ihr handelt es sich um ein Dehnungsbecken zwischen der

im Nordosten liegenden Lausitzer Störungszone und der im Südwesten liegenden Elbe

(Labe)-Störung. Die Basis des Kreidebeckens besteht aus unterschiedlichen

Gesteinseinheiten. Der größte Teil besteht aber aus proterozoischen evtl. auch jüngeren

Phylliten und Kristallingesteinen. Die sedimentäre Auflagerung auf den Untergrund begann


während der Kreidezeit durch Umlagerung von Verwitterungsbildungen und anschließend

Delta- und litoralen Sedimenten. Später kamen mergelige Beckenablagerungen und

Schelfsande dazu. Zusammengefasst wurden in dieser Zeit Sandsteine, Mergel, Tonmergel

und tonige Kalke abgelagert.

Später im Tertiär bildete sich der Eger(Ohre)-Graben. Da dem Eger(Ohre)-Graben ein

eigenes Essay gewidmet ist, bleibt es bei der Erwähnung seiner Existenz.

In der Kreide kam es in Südböhmen zur Bildung der Becken von Böhmisch-Budweis und

Trebon. In diesen wurden linmische Sandsteine, Konglomerate und Tonsteine abgelagert.

Mit der Zeit entwickelten sich diese Becken zu NW-SE streichenden tektonischen Gräben.

Als tektonische Gräben wurden sie mit neogenen Süßwassersedimenten verfüllt.

Quellen: Geologie von Mitteleuropa, Roland Walter, 2007, 7. Auflage, E. Schweizerbart´sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u. Obermiller), Stuttgart Geologische Streifzüge, Wagenbreth/Steiner, 1989, 3. Auflage, VEB Deutscher Verlag für Grundstoffindustrie, Leipzig

Das kambrisch-paläozoische Normalprofil des Saxothuringikums

Sven Forke

1. Einleitung Die Saxothuringische Zone (Kurzform Saxothuringikum) bildet eine der signifikantesten Krustensegmente im varistischen Gebirge Europas. Definiert wurde sie 1927 durch KOSSMAT und wird seitdem Regionen Zentral- und Westeuropas mit gleichen geologischen, sedimentologischen und tektonomorphen Charakteristika wie die der Typlokalitäten in Sachsen und Thüringen zugewiesen. Das Saxothuringikum stellt das mittlere der drei varistischen Gebirgsbögen dar und liegt zwischen dem nördlichen Rhenoherzynikum und dem südlichen Moldanubikum. Es umschließt die Sudeten, das Erzgebirge, den Frankenwald, den Thüringer Wald, das Spessart, den Odenwald, den Nordschwarzwald sowie die Nordvogesen. Die Saxothuringische Zone umfasst Gesteinsabfolgen zweier Orogenesen:

1. Die Cadomische Orogenese im späten Neoproterozoikum bis zum frühen Kambrium (Alter

von ~570 bis 540 Ma) 2. Die Varistische Orogenese vom Oberen Devon bis Unteres Karbon (Alter ~375 bis 330 Ma)

Relativ einheitliches cadomisches Basement wird von einem diversen marinen Paläozoikum überlagert. Der NW des Saxothuringikums (ST) wird vor allem durch strukturell einfache magmatische und vulkano-sedimentäre Komplexe charakteriesiert, die varistisch nur relativ schwachmetamorph überprägt wurden. Der SE des ST hingegen weist komplexe varistische Strukturen mit Überschiebungen und Gneiskuppeln auf, die varistisch hochmetamorph überprägt sind. Dieses komplexe Strukturmuster reflektiert vor allem lokal unterschiedliche Raum-Zeit-Pfade von Gesteinen, die durch die gleichen großskaligen geologischen Prozesse beeinflusst wurden. Lokal unterschiedliche Entwicklungen kommen besonders spektakulär zum Ausdruck, wenn man sich vor Augen führt, dass einige Segmente des ST ungestörte marine Segmente aufweist, während andere zeitgleich bis zur Diamanten-Stabilitäts-Zone subduziert wurden. Die gesamte Evolution des ST konnte durch das Zusammenführen verschiedener Segmente aus weniger überprägten (epizonalen) Regionen rekonstruiert werden. Stratigrafische Einstufungen sind vor allem biostratigrafisch an gut erhaltenen Gesteinkomplexen (Leitfossilien) sowie geochronologisch anhand von im Sediment eingelagerten Tuffen möglich. Besonders gute Erhaltungsbedingungen der Normalabfolge finden sich an der Südostflanke des Schwarzburg-Antiklinoriums, im Ziegenrück-Teuschnitz-Synklinorium und im Lausitz-Antiklinorium. Partiell verwertbare Teilprofile sind im Berga-Antiklinorium, im Vogtland, im Frankenwald sowie in der Elbzone zu finden. Die Ältesten Gesteine des ST stammen aus dem Neoproterozoikum und haben alter um 570 Ma. Die Abfolge endet mit der Zechsteintransgression im Oberen Perm. Das Normalprofil des Saxothuringikums mit seinen Sedimentgesteinen, magmatischen Gesteinen und tektonischen Ereignissen ist in der folgenden Grafik unter Berücksichtigung von WALTER (1995,) LINNEMANN et al. (2003) und PÄLCHEN & WALTER (2008) zusammengefasst. Angegebene Profilgrößen beruhen größtenteils auf Werten der Südostflanke des Schwarzburg-Antiklinoriums.

Große Geländeübung 2009: Thüringen-Sachsen-Böhmen 2

Normalprofil des Saxothuringikums

Sven Forke: Das kambrisch-paläozoische Normalprofil des Saxothuringikums 3

2. Beschreibung der Profileinheiten 2.1 Neoproterozoische bis frühkambrische Abfolge (570 bis 540 Ma) Das cadomische Basement setzt sich aus vulkano-sedimentären Komplexen mit großen postdeformativen Plutonen zusammen und wird in der Literatur als „Katzhütter Schichten“ bezeichnet. Die Sedimente des Neoproterozoikums bis zum frühen Kambrium haben eine Ausdehnung vom Schwarzburg-Antiklinorium bis zum Lausitz-Antiklinorium und setzen sich vor allem aus Grauwacken, Tonschiefern, Quarziten und Kieselgesteinen zusammen, die im Becken zwischen Inselbögen und dem West-Afrikanischen Kraton im Norden Gondwanas zur Ablagerung kamen. Es handelt sich hierbei größtenteils um Ablagerungen aus Trübeströmen (Turbiditen) und Schlammströmen („debris flows“); Kieselgesteine sind auschließlich hydrothermal gebildet (Hydrothermalite). Die Sedimentquelle der Grauwacken liegt im Süden, auf dem alten West-Afrika-Kraton Nord-Gondwanas. Zirkonalter in den Grauwacken liegen zwischen 3,4 und 1,75 Ga, das Alter von Hellglimmern beträgt gemittelt 600 Ma. Erste große Granitoide und Granodiorit-Plutone sind vor rund 540 Ma mit der Kollision des magmatischen Bogens mit dem West-Afrikanischen Kraton intrudiert. Anzutreffen sind sie u.a. in der Lausitz- und der Schwarzburg-Antiklinale. Synsedimentäre Vulkanite bestehen zumeist aus basischen Laven und Gängen und treten mit der Deformation der im „back arc“-Becken abgelagerten Grauwacken auf. Die Stellung der sauren Vulkanite ist derzeit noch stark umstritten, weil sie geochemisch oft identisch mit ordovizischen Magmatiten auftreten. Der geotektonische Rahmen sowie geochemische Kriterien der vulkano-sedimentären Gesteinsabfolgen sprechen für Randbeckenfüllungen hinter einem Inselbogen (aus einem Inselbogensystem) auf ausgedünnter kontinentaler Kruste. Dabei setzen sich die einzelnen Relikte der Cadomiden vermutlich aus mehreren Beckenfragmenten zusammen. Weil die Grenze des Präkambriums zum Kambrium auf 544 ± 1 Ma datiert wird, wurden die cadomischen Grauwacken wahrscheinlich bis ins frühe Unterkambrium abgelagert. Ab 540 Ma findet keine Subduktion mehr statt, so dass sich ein Transform-Regime zwischen ozeanischer Kruste und kontinentaler Platte bilden kann. Folgende Denudation und tiefe Erosion erzeugen lokal stratigrafische Lücken zwischen 540 und 530 Ma. Die Typuslokalität für die cadomische Diskordanz liegt nach LINNEMANN & BUSCHMANN (1995) im Aufschlusskomplex am Monumentenberg (Hohe Dubrau) bei Groß-Radisch (Lausitz-Antiklinorium). 2.2 Kambrium (530 bis 490 Ma) Die nördlichen Splitter Gondwanas bilden in Sachsen die einzigen faunenführenden Gesteine Mitteleuropas im Unterkambrium. Zu finden sind sie nördlich von Görlitz an der deutsch-polnischen Grenze (Görlitz-Synklinorium) und im Umland von Leipzig (Synklinale von Delitzsch-Torgau-Doberlug). An der Oberfläche anstehend sind sie allerdings nur bei Görlitz zu finden. Die unterkambrische Abfolge des ST findet sich in nur wenigen auflässigen Steinbrüchen und setzt sich vor allem aus Dolomiten, Kalk- und Tonsteinen (untergeordnet auch Sand- und Siltsteine) zusammen. Sie erreicht Mächtigkeiten zwischen 300 (Görlitz) und 1000 m (Leipzig), ist jedoch nirgends vollständig anstehend und weist bedeutende stratigrafische Lücken auf. Die Basis bildet ein massiger Dolomitkörper (Untere Ludwigsdorf-Subformation), der von einem geschichteten Kalkstein (Obere Ludwigsdorf-Subformation) überlagert wird. Abgeschlossen wird die Abfolge von der siliziklastischen Lusatiops-Subformation. Das stratigrafisch Liegende ist nicht bekannt; Bohrungen lassen auf eine überschobene Schichtenfolge über das Oberkarbon (Westfal B) oder einen Ostiolthen in einer Wildflysch-Matrix schließen. Es lässte sich jedoch eine stratigrafische Lücke von 5 bis 10 Ma zum Neoproterozoikum extrapolieren. Ebenso unbekannt ist das stratigrafisch Hangende, weil eine beträchtliche Schichtlücke von etwa 10 Ma zwischen dem Unterkambrium (Charlottenhof-Formation) und dem siliziklastischen Ordovizium besteht. Lokal finden sich konglomeratische Schlammstrom-Schüttungen an der Basis sowie geringmächtige Diabase, die z.T. syngenetisch sind (vor allem bei Leipzig). Auch Evaporationen können lokal auftreten. Die Karbonate bieten ein reiches Inventar an Sedimentstrukturen und einen bemerkenswerten Faunengehalt. Während die Lusiatops-Subformation in Hinsicht auf biogene Komponenten lediglich Trilobiten, Brachiopoden und gelegentlich Hyolithen beinhaltet, weisen die Karbonate der Ludwigsdorf-Subformation eine reiche Schalenfaune auf. Neben den dominierenden „small shelly fossils“ (SSFs) sind vor allem Eocrinoiden, Schwammnadeln, Chancellorien und Hyolithe anzutreffen. Hinzu kommen in geringerer Zahl Trilobiten, Muscheln, Gastropoden, Monoplacophoren, Brachiopoden, Cyanobakterien sowie eine Reihe von Mikroproblematika. Mithilfe von Trilobiten und SSFs konnte die Charlottenhof-Formation (Görlitz) dem höheren Mariani und die Zwethau-Formation (Leipzig) dem unteren bis mittleren Ovetum zugeordnet werden.


Aufgrund komplexer Lagerungsverhältnisse ist es jedoch schwer, eine regional gültige lithostratigraphische Gliederung zu entwerfen. Das Mittelkambrium (Tröblitz- und Delitzsch-Formation) findet sich mit einer Mächtigkeit von etwa 600 m (evtl. bis 1000 m) im Umland von Leipzig. Es setzt sich ausschließlich aus Ton-, Silt- und Sandsteinen zusammen und birgt Trilobiten, Brachiopoden sowie Hyolithe und Echinodermenreste. Untergeordnet finden sich einige Karbonat-Bänkchen. Generell handelt es sich beim sächsischen Kambrium des ST um offenmarine und lagunäre Ablagerungen (z.T. auch erhöhte salinare Bedingungen) des subtidalen bis intertidalen Bereichs. Allerdings bestehen regionale Unterschiede: Die karbonatischen und siliziklastischen Sedimente der Charlottenburg-Formation (Görlitz) zeigen im Unterkambrium einen grundlegenden Entwicklungstrend von einer flachen Kabonatrampe über einen flachen Karbonatschelf (Ludwigsdorf-Subformation) zu einem tieferen Ablagerungsmilieu (Lusiatops-Subformation). Die sedimentäre Entwicklung der Zwethau-Formation (Leipzig) hingegen zeigt einen Trend von einer flachmarinen, tiefer subtidalen Karbonatrampe unter niedrigenergetischen Bedingungen über höherenergetische flachsubtidale Bedingungen zu einer subtidalen gemischt siliziklastisch-karbonatischen Rampe unter zeitweise intertidalen Einfluss mit vorgelagerten oolithischen Barren. Eine stratigraphische Lücke in der Sedimentaufzeichnung des Oberkambriums ist möglicherweise auf das asymmetrische Rifting Gondwanas zurückzuführen, bei dem es auf Seiten Peri-Gondwanas zu asthenosphärisch basisches Upwelling kam. 2.3 Ordovizium (495 bis 443 Ma) Das Gesamte untere und mittlere Ordivizium ist charakterisiert durch Krustenverdünnung und submarine Segmentation der Becken. Sedimente dieses Zeitraums repräsentieren den riftdominierten südlichen passiven Rand des Rheischen Ozeans. Das Ordovizium des ST transgrediert ab dem Tremadocium über weite Flächen auf cadomisches Basement und lokal auf vorhandenes unter- bis mittelkambrische Abfolgen. Dies geschah unter Aufarbeitung einer chemischen Verwitterungskruste, die vermutlich im Oberkambrium unter humiden Bedingungen entstand. Außerdem möglich ist Aufarbeitung chemischer Verwitterungskruste aus größflächiger Erosion des Unter- und Mittelkambriums. Das Ordovizium ist am vollständigsten in der SE-Flanke des Schwarzburg-Antiklinoriums in Thüringen anzutreffen. Seit der Beschreibung durch VON GAERTNER (1944) dient diese Abfolge als Richtprofil. Dominiert wird die Abfolge durch Psammite und Pelite des inneren und mittleren Schelfs. Das Alter des ältesten Profilteils (Goldisthaler Schichten) ist bisher noch nicht eindeutig bestimmt, weil sich die Biostratigraphie hier als problematisch erweist. Die nur lokal anzutreffenden Goldisthaler Schichten, die zunächst als kambrisch angesehen wurden, konnten durch Einzelzirkone an ihrer Basis auf ein Alter von etwa 490 Ma datiert werden. Laut ICS (2008) beginnt das Ordovizium bei 488,3 ± 1,7 Ma, wodurch die Goldisthaler Schichten sich mit Rücksicht auf den Fehlerwert nur schwer einordnen lassen. Sie setzen sich vor allem aus Tonschiefern und Karbonaten zusammen. Während des Tremadocium lagerten sich über den Goldisthaler Schichten die Frauenbach-Schichten mit ihrer Tonschiefer-Quarzit-Wechsellagerung sowie die Tonschiefer und Quarzite der Phycodenschichten ab. Durch schnelle Absenkung des Riftbeckens, in dem sich die Schichten des Tremadociums ablagerten, entstanden Ablagerungen mit einer Gesamtmächtigkeit von bis zu 3000 m (vorausgesetzt die Goldisthlaer Schichten werden dazugerechnet!). Sie beinhalten 3 komplette sequenzstratigraphische Meeresspiegel-Sequenzen, die allesamt riftgesteuert sind. Sandsteine und Konglomerate der Tremadocium-Transgression enthalten vor allem das Spurenfossil Skolithos sp., seltener Schalenpflaster aus Brachiopodenschill, sehr selten Ruhespuren von Trilobiten (rusophycoide Cruziana sp.). Die Phycodenschichten sind nach dem seltenen Spurenfossil Phycodes cirinantum benannt, die in den sandig-siltigen Lagen, die mit pelitischen in Wechsellagerung stehen, auftreten. An ihrer Basis finden sich die Dachschiefer, die mithilfe des Graptolithen Araneograptus cf. murrayi auf das Tremadocium datiert werden konnten. Über den eigentlichen Phycodenschichten folgt schließlich der Phycodenquarzit. Das Top des Ordoviziums bilden die Gräfenthaler Schichten. Sie beginnen an ihrer Basis mit der Ablagerung von Griffelschiefern, die sich leicht in stiftartige Fragmente spalten lassen. Sie enthalten selten Trilobiten oder Graptolithen, außerdem treten zuweilen bis zu drei Erzhorizonte an Basis, mittig sowie am Top auf, die sich aus chamositisch sedimentären Eisenerzen zusammensetzen. Es folgt der bräunliche bis zu 250 m mächtige Lederschiefer, der zunächst als etwa 8 m mächtiger gebänderter Lederschiefer in Form von Turbiditen auftritt. Der darauf folgende eigentliche Lederschiefer besteht aus glaziomarinen Dimiktit und lagerte sich u.a. in Form von unsortierten Geröllen, Ton- und Sandpartikeln als Frachtablagerung von verdrifteten Eisbergen während der sogenannten „Sahara-


Eiszeit“ ab. Seine bräunliche Farbe erhält der Lederschiefer durch FeOOH aus der Verwitterung von Pyriten. Regional tritt weiter östlich im Berga-Antiklinorium anstatt des Lederschiefers der Hauptquarzit auf, der als Fan-Delta-Ablagerung interpretiert wird. Mikropaläontologische Befunde decken für das mittlere und obere Ordovizium echte Sedimentationslücken auf. 2.4 Silur (443 bis 417 Ma) Die Sedimente des Silurs im ST sind stark kondensiert. Ihre Mächtigkeit schwankt zwischen 50 und 90 m und wurde biostratigraphisch vor allem durch Graptolithen gegliedert. Den unteren Teil des Silurs bildet der Untere Graptolithenschiefer, den oberen macht zum allergrößten Teil der Ockerkalk aus. Das Top bildet jedoch der untere Teil des Oberen Graptolithenschiefers. Der untere Bereich des Unteren Graptolithenschiefers wird vor allem durch Kieselschiefer mit Bankdicken zwischen 2 und 20 cm dominiert. Diese werden durch Schwarzschiefer mit hohen Corg-Gehalten unterbrochen. Teilweise treten schwarze Phosphoritkonkretionen auf, die sich lagenweise bei Taubeneigröße konzentrieren. Das regionale Auftreten von Tuffiten im Unteren Graptolithenschiefer spricht für tiefsilurischen Vulkanismus. Der obere Bereich des Unteren Graptolithenschiefers dominieren Schwarzschiefer sowie dunkelgraue Tonschiefer. Selten treten noch kieselige Lagen auf, lokal liegen auch dünne Dolomitlagen vor. Beim darauffolgenden Ockerkalk handelt es sich um massige mikritische Kalkbänke mit Mächtigkeiten von wenigen Zentimetern bis mehreren Metern. Die Verwitterung von primären Pyriten unter Bildung von FeOOH führt zu ockerfarbenen Flecken im Kalk, die Namen gebend sind für diese Abfolge. Es sind Graptolithenschieferlagen eingebaut, die besonders im oberen Bereich anzutreffen sind und mehrere Dezimeter groß sein können. Im obersten Teil des Ockerkalks kommt es außerdem z. T. zur lagenweisen Anreicherung von Crinoiden der Gattung Scyphocrinus, die als Schillkalke zur Unteren Schillbank zusammengefasst werden. Dunkle Sandsteinlinsen treten lokal im oberen Silur auf, am häufigsten jedoch im Oberen Graptolithenschiefer (besonders im devonischen Teil der Schiefer). 2.5 Devon (417 bis 358 Ma) Das Devon weist Ablagerungen des distalen äußeren Schelfs mit eher relativ geringen Mächtigkeiten im ST auf. Dunkle Pelite, geringe Faziesdifferenzen sowie Fossilarmut sind typische Eigenschaften des etwa 200 m mächtigen Unter- und des stark kondensierten etwa 50 m mächtigen Mitteldevons. Ab dem Oberdevon setzt eine gravierende Zergliederung des Sedimentationsraums ein, die im E und SE des ST vulkano-sedimentäre Komplexe mit dominierend mafischen Gesteinen zur Folge hat. Die 200 bis 250 m mächtigen Ablagerungen weisen eine weitaus reichhaltigere Makrofauna auf als die vorigen beschriebenen devonischen Zeitabschnitte. Das Devon des ST wurde vor allem biostratigraphisch mithilfe von Graptoliten, Conodonten, Tentakuliten, Ostrakoden, Cephalopoden sowie Trilobiten gegliedert. Der Wechsel Silur-Devon findet ohne Fazieskontrast im unteren Teil des Oberen Graptolithenschiefers statt. Es folgt der Tentakulitenkalk, eine Wechsellagerung aus Knollenkalken und dunklen Schiefern. Der Kalk weist 2 Turbidite auf, die an der Basis als Untere und am Top als Obere Kalksandsteinbank bezeichnet werden. Darauffolgend findet sich der dunkle Tentakulitenschiefer, der lagenweise mit Tentakuliten angereichert ist und selten auch Trilobiten aufweist. Unterbrochen wird dieser Tonschiefer mehrmals von Nereitenquarziten mit Mächtigkeiten im Zentimeter- bis Dezimeterbereich. Diese sind häufig vom zopfartigen Spurenfossil Nereites thuringiacus durchzogen und sind somit in eine Tiefschelf-Fazies einzuordnen. Die Mehrzahl der Nereitenquarzite sind Contourite bzw. Mischformen aus Turbiditen und Contouriten. Einzelne lagerten sich partiell als Tempestit ab, was für teilweise Ablagerung innerhalb der Wellenbasis spricht. Das „RICHTERsche Konglomerat“ beinhaltet eine umgelagerte Flachwasserfauna und lagerte sich wahrscheinlich während eines Meeresspiegeltiefstands in der Tentakulitenschiefer-Serie des ST ab. Die gesamte Abfolge erreicht eine Gesamtmächtigkeit von bis zu 150 m. Bei den folgenden Schwärzschiefer-Ablagerungen des Mitteldevons handelt es sich um Schwarzschiefer mit eingelagerten Knollenkalken im unteren, und Lyditlagen im oberen Teil. Das gesamte Mitteldevon ist, wie eingangs bereits erwähnt, extrem kondensiert und erreicht gerade mal eine Mächtigkeit von 50 m. Der Diabasvulkanismus des Oberdevons beginnt initial mit Rhyolithen und Pyroklastiten. Zirkonalter datieren zurück auf ein Alter von 375 ± 4 Ma, was der Grenze Givet-Frasnium entspricht. Neben


diesen kontinentalen Vulkaniten entstanden während des beginnenden Kollisionsprozesses des ST mit Avalonia auch submarine Vulkanbauten, die im Berga-Antiklinorium erhalten sind. Es bildeten sich zeitgleich Tiefschwellenkarbonate auf diesen Vulkanbauten, die Kalkdetritus in Verbindung mit siliziklastischen und pyroklastischen Schüttungen in tiefere Beckenteile lieferten. Diese sind als oberdevonische Braunwacken, Braunschiefer, Trimerocephalisschiefer und verschiedene Knollenkalke im Schwarzburg-Antiklinorium erhalten. Oberhalb der vulkano-sedimentären Komplexe lagerten sich schließlich im Frasnium Karbonate, Knollenkalke und Schluffsteine des Flachschelfbereichs ab, die oft Makrofossilien wie Seelilien, Cephalopoden und Trilobiten enthalten. Das Liefergebiet für die eventartigen siliziklastischen Schüttungen zum Ende des Devons ist derzeit noch unbekannt. 2.6 Unterkarbon (375 bis 326 Ma) Das Unterkarbon im ST ist dominiert durch Flysch- und Molasse-Ablagerungen der varistischen Kollisionsphase. Das Hauptliefergebiet sind wahrscheinlich silurische und devonische Gesteinskomplexe im NE des ST mit Schüttungsrichtung nach SW. Der Hauptgrund für die Aufarbeitung dieser Region ist eine Ankippung des ST während der varistischen Kollision, was eine flächenmäßige Ausdünnung von SW nach NE zur Folge hatte. Gleichzeitig fand ein von E nach W gerichteter „Kannibalismus“ statt, d.h. eine Aufarbeitung älterer Flyschsedimente. Das einzige komplett erhaltene Profil mit Übergang Devon-Karbon befindet sich am NW-Rand des Schwarzburg-Antiklinoriums. Zunächst lagerten sich an der Basis des Unterkarbons die Gattendorfia-Kalke ab, die von den sapropelitischen Rußschiefern mit in temporären Aufschlüssen spektakulären Pflanzen-Fossilien überlagert werden. Weil das Liefergebiet der Pflanzenreste nicht allzu weit entfernt gewesen sein kann, geht man von einer relativ proximalen Ablagerung aus. Es folgen die etwa 30 m mächtigen Dachschiefer mit distalen Turbiditen. Diese läuten den Beginn des varistischen Flyschstadiums im ST am Grenzbereich Tournai/Visé bei etwa 343 Ma ein. Die nun folgenden Ablagerungen zeigen einen Trend hin zu proximaleren, d.h. liefergebietsnaheren und mächtigeren Flyschablagerungen im Zuge des Näherrückens der Orogenfront. Die auf die Dachschiefer folgenden Turbidite des Bordenschiefers weisen teilweise „slumping“-Strukturen auf, die auf seismische Erschütterungen zurückzuführen sind. Die proximalen und mehrere Meter mächtigen Turbidite der Ziegenrücker Schichten sedimentierten einhergehend mit dem Kollaps einer Karbonatplattform im Liefergebiet ab. An der Basis dieser sogenannten Kohlenkalke des Visé treten oft detritische Kalke (zumeist Turbidite) auf (z.B. „Wilhelmsdorfer Kalkgrauwacke“). Die ersten Olistolithe sind am SE-Rand des Ziegenrück-Teuschnitz-Synklinoriums in der Ziegenrück-Formation anzutreffen. Der Trend hin zu deplatzierten Gesteinspaketen verstärkt sich dabei in östlicher Richtung. Sie setzen sich vor allem aus silurischen und devonischen Lyditen, Kalken und Diabasen sowie aus großen bei seismischer Aktivität zerbrochenen Fragmenten der kollabierten Kohlenkalk-Karbonatplattform zusammen. Eine tendenzielle Zunahme von Metamorphiten (Gneisvarietäten) im Geröllbestand gen Osten stammt sehr wahrscheinlich aus den herannahenden varistischen Deckenfronten Peri-Gondwanas, die das Flysch allmählich überfahren. Reliktisch sind diese in einigen sächsischen Zwischengebirgen erhalten. Die Einsetzende Ablagerung von Frühmolassen markiert das Ende der varistischen Flyschsedimentation im oberen Visé des ST. Es handelt sich bei diesen ersten Molassen der Varisziden meistens um klastische, flachmarine, fluviatile und lakustrische Sedimente, die sich bereits ablagerten, als zeitgleich nördlich des ST noch marine Turbiditsequenzen abgelagert wurden. Regional begrenzt treten in den Wildflysch-Ablagerungen in der Umrandung der Münchberg-Masse, der sächsischen Zwischengebirge von Wildenfels sowie Frankenberg und partiell im Vogtland sowie den Schiefergebirgen der Elbzone und im Görlitz-Synklinorium Olistolithe, große Gleitmassen und konglomeratische Ablagerungen auf, die sich wahrscheinlich vor der varistischen Kollision im Nordosten befanden. Sie setzen sich aus diversen mittelkambrischen bis unterkarbonischen Ablagerungen zusammen und werden als Bayerische Faziesreihe zusammengefasst. 2.7 Oberkarbon bis Perm (326 bis 258 Ma)

Einhergehend mit der Heraushebung der Varisziden des ST vom Oberkarbon bis zum Rotliegenden des Perms ist eine Zunahme der Molassen und der vulkanischen Aktivität zu beobachten. Im Rotliegenden (Perm) kommt es zu Ablagerungen von klastischen Sedimentfolgen wie Sandstein, Tonstein und Konglomerate. Varistische Aktivitäten und damit verbunden die Entstehungsgeschichte des ST enden mit der Transgression des Zechsteinmeeres und damit verbundenen Ablagerungen von Riffkalken und Gipsen vor etwa 258 Ma.


Literatur GAERTNER, H. R. VON (1944): Die Schichtgliederung der Phyllitgebiete in Thüringen und

Nordbayern und ihre Einordnung in das stratigraphische Schema. Jb. Reichsanstalt Bodenforschung. 62, 54-80.

KOSSMAT, F. (1927): Die Gliederung des varistischen Gebirges. Abhandlung Sächsisches Geol. Landesamt, 1, 1-39

LINNEMANN, U & Buschmann, U. (1995): Die cadomische Diskordanz im Saxothuringikum (oberkambrisch-tremadocische overlap-Sequenzen. Z. geol. Wiss. 23 (5/6): 707-727.

LINNEMANN, U.; ELICKI, O. & GAITZSCH, B. (2003): Die Stratigraphie des Saxothuringikums. Geologica Saxonica 48/49 (2003) 29-70.

PÄLCHEN, W. & WALTER, H. (2008): Geologie von Sachsen: Geologischer Bau und Entwicklungsgeschichte. E.Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u. Obermiller). SEIDEL, G. (1995): Geologie von Thüringen. E.Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u.

Obermiller) 1. WALTER, R. (1995): Geologie von Mitteleuropa. E.Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung (Nägele

u. Obermiller) 6.

Hausarbeit des Studiengangs Geowissenschaften M. Sc.

Die variszische Orogenese

Kurs: Geländeübung

Thüringen/Sachsen/Böhmen Betreuer: Prof. Dr. Cornelia Spiegel PD Dr. Frank Lisker Bearbeiter: Johannes Brock

Unter der variszischen Orogenese versteht man im Allgemeinen die Einengung des ozeani-

schen Beckens zwischen den Großkontinenten Laurussia im Norden und Gondwana im Süden

und die anschließende Kontinentkonvergenz beider, die zum Superkontinet Pangäa im mittle-

ren bis späten Paläozoikum führte. In Millionen Jahren ausgedrückt überspannt sie damit etwa

den Bereich von 400 – 300 Ma vor heute. Die variszische Orogenese war eines der bedeu-

tendsten tektonomorphologischen Ereignisse der geologischen Geschichte Mitteleuropas.

(KRONER et al. 2008)

Die Rheische Suturzone, die als Nahtstelle zwischen Laurussia und Gondwana bezeichnet

werden kann, zieht sich mit den angrenzenden Orogenresten von Osteuropa quer durch Mit-

teleuropa und Nordfrankreich durch den Ärmelkanal und setzt sich in Nordamerika fort. In

Abbildung 1 ist die Kontinentkonfiguration vor der Kollision dargestellt.

Abb. 1: Kontinentkonfiguration vor der Kolli-sion nach Kroner et al. (2008)

Auch paläozoischen Gesteine der nord-

amerikanischen und kanadischen Appala-

chen gehören in den Komplex der

variszischen Orogenese. Im Süden wurde

das Variszikum stark alpidisch überprägt

was die Zuordnung erschwert, aber auch

hier können viele Kristallinmassive in

diesen Zeitraum eingeordnet werden.

Somit ist es nicht möglich ein einheitliches variszisches Gebirge zu benennen.

Für Mitteleuropa werden von Norden nach Süden nach KOSSMAT (1927) drei variszische

Gebirgsbögen unterschieden: Das Rhenoherzynikum (Rhein/Harz), das Saxothuringikum

(Sachsen/Thüringen) sowie das Moldanubikum (Moldau/Donau) welche in Abb. 1 ebenfalls

abgegrenzt sind. Für unser Arbeitsgebiet ist das Saxothuringikum mit Sudeten, Erzgebirge

und Thüringer Wald ausschlaggebend. Die Geologie des Saxothuringikums ist in Abbildung 2

detailliert abgebildet.

Abb. 2: Geologie des Saxothuringikums in Mitteldeutschland zwischen Mitteldeutscher Kristallinschwelle und Eger Rift Der Ablauf der variszischen Orogenese ist nicht im Einzelnen abschließend geklärt. Im Fol-

genden möchte ich zunächst einen groben Überblick über die Ereignisse in ihrem Zusammen-

hang geben um danach verschiedene Hypothesen vorstellen zu können.

Die variszische Orogenese beginnt mit der Einengung des ozeanischen Beckens zwischen

Laurussia und Gondwana im Devon. Die Sedimentblagerungen im Ozeanbecken werden

durch die Annäherungen an den Schelfbereich und tektonische Bewegungen, die Vulkanismus

auslösen bunter. (SEBASTIAN, 2002) Die Karbonatproduktion ist auf einem Höhepunkt, was

nach BELKA et al. (2008) auf ein vorherrschendes Treibhausklima und eustatische Meeres-

spiegelhochstände zurückzuführen ist. Am Ende des Devon zeigen anoxische schwarze Se-

dimente in Shelfgebieten ein starkes Absterben von organischem Material an.

Mindestens eine Subduktionszone bildet sich aus, die Material unter den Kontinent Laurussia

subduziert und damit vorwiegend ozeanisches Material metamorph überprägt; zum Beispiel

ozeanische Basalte zu Eklogiten, die heute als älteste variszische Metamorphite in Sachsen

anstehen.

Im Unterkarbon werden verschiedene Mikroplatten bzw. Terranes zusammengeschoben, was

zur komplexen Interaktionen mit Auswirkungen in Form von kleineren Rifts, Kollisionen,

Inselbögen und ähnlichem führte. (KRONER et al., 2008)

Extensionsbecken bilden sich, die sich im Norden vor allem mit siliziklastischen Sedimenten

füllen während im Süden noch Karbonate dominieren. Vorlandbecken im inneren des Konti-

nents füllen sich mit fluviatilen und lakustrinen klastischen Sedimenten sowie Kohle und

Torf. (McCann et al., 2008)

Die Variszische Orogenese ist auf ihrem Höhepunkt an der Wende vom Unter zum Oberkar-

bon. Die massive Konvergenz kontinentaler Kruste führt zu mächtigen Höhenzügen, die un-

reife Sedimente nach Norden schütten und zu erheblicher Krustenverdickung führen. Spuren

dieser Vorgänge sind metamorphe Überprägungen in unterschiedlichsten Graden bis hin zur

Anatexis. So wurden beispielsweise spätkambrische Magmatite hochmetamorph zu Eklogiten

mit Coesit und Mikrodiamantanteilen überprägt und altpaläozoische Meeressedimente zu den

Schiefern des Sächsisch-Thüringischen Schiefergebirges verfaltet und geschiefert.

(SEBASTIAN, 2002)

Im Karbon sowie im Perm ist der vorherrschende Mechanismus der gravitative Kollaps des

Orogenkomplexes mit isostatischer Gegenbewegung der Erdkruste wobei die konvergente

Plattenbewegung noch nicht abgeschlossen ist. Bildlich kann von einem „Zergleiten des Ge-

birges“ (SEBASTIAN, 2002) unter seinem eigenen Gewicht gesprochen werden. Tief ver-

senktes Gestein kommt an die Oberfläche, was die heutigen Aufschlüsse der Hochmeta-

morphite erst ermöglicht. Vulkanismus und Hochtemperaturmetamorphose sind die Folge.

Granite und Rhyolite nehmen sich Platz. Strukturell ist diese Phase von einer komplexen

Kombination aus Kollisionstektonik und Abschiebungen geprägt. Typisch sind zentrale Kern-

strukturen hochmetamorpher Kristallingesteine, die nach außen ummantelt sind mit tektonisch

abgescherten niedriger metamorphen Einheiten. Beispiele für solche Kernkomplexe oder

Gneisdome sind nach KRONER et al. das Montagne Noir im Massif Central, der Odenwald in

der Mitteldeutschen Kristallinschwelle, der Nordwesten der Böhmischen Masse, wie auch die

Gneisdome des Erzgebirges.

Am Ende der spätvariszischen Extensionsphase, wie dieser gravitative Kollaps genannt wird

entstehen große Grabenbrüche, die zum Akkomodationsraum für die Schüttungen der umlie-

genden jungen Gebirge werden und die variszische Molasse in Form von Sanden, Kiesen,

Tonen, aber auch Kohlen aufnehmen. Die Ozeane zwischen Laurussia und Gondwana sind

endgültig geschlossen was zu hochkontinentalen fluviatilen bis äolischen Ablagerungsbedin-

gungen im Megakontinent Pangäa führt. Dünenfelder und Salzseen bilden sich bis Subsi-

denzprozesse im späten Perm zur Überflutung des Arbeitsgebietes durch das Zechsteinmeer

führen.

Ein vereinfachtes Modell für die Auffaltung und den Kollaps des variszischen Orogens ist in

Abbildung 3 nachzuvollziehen.

Abb. 3: Evolution des Variszikums in Mittel-deutschland nach Belka et al. (2008) Auf der Basis der Gesteine Mitteldeutsch-

lands interpretiert FRANKE (2000) (aus

KRONER et al., 2008) den Ablauf der varis-

zischen Orogenese folgendermaßen:

Bis ins späte Devon existiert demnach der

Rheische Ozean bevor die ATA mit Laurus-

sia zum ersten Mal leicht kollidierte. Darauf-

hin öffnete sich die Rheische Suturzone er-

neut zum Rhenoherzynischen Ozean. Der

Saxothuringische wie auch der Moldanubi-

sche Ozean werden etwa gleichzeitig und

beidseitig subduziert unter das Teplá-Baran-

dium, bevor auch der Rhenoherzynische

Ozean unter die Saxothuringische Zone sub-

duziert wird. Der magmatische Bogen der mitteldeutschen Kristallinschwelle wird hier als

vorderste Kante der Ansammlung von Mikrokontinenten angesehen, die Gondwana eventuell

vor sich her schob.

Im Detail wird allerdings an vielen Fragen noch gearbeitet, die Referenzen im folgenden Ab-

satz sind alle der Quelle KRONER et al. (2008) entnommen.

Eine wichtige grundlegende, aber ungeklärte, Frage ist die nach der Anzahl der beteiligten

Platten.

Eine Version ist eine Lösung mit drei Platten. Laurussia läge im Norden, Gondwana im Süden

und dazwischen trennte ein dritter Kontinent namens Armorika zwei Ozeanbecken. Die erste

primäre Subduktion erfolgte in diesem Modell nach MATTE et al. (1986, 2001) unter Armo-

rika, welcher dementsprechend die Interniden bzw. das Material für das Zentrum der Variszi-

schen Orogene, das Saxothuringikum stellen würde. Ein Problem dieser Lösung stellen ab-

weichende Symmetrien von Faltengürtel am Rand der variszischen Zone dar, welche hier

durch die Bildung von Vorlandbecken erklärt werden müssen.

Eine zweite Version nach FRANKE (2000) zweifelt die Einheit eines beteiligten Armorika

aufgrund von Paläomagnetikdaten an und zerteilt den Kontinent in ein Mosaik von Terranen,

die zusammen als „Armorika Terrane Assamblage“ (ATA) bezeichnet werden.

ROBARDET (2002, 2003) favorisiert aufgrund von starken Gemeinsamkeiten in Isotopen-

chemie, Geochemie und Geochronologie der autochtonen Teile (siehe Abb. 2) des Saxothu-

ringikums ein einfaches Zweiplattenmodell, das einzig den Rheischen Ozean als Trennung

beinhaltet. Allerdings muss auch dieses Modell die tiefe Versenkung von Bestandteilen der

Interniden Erklären, was nur durch einen gewissen Anteil von Subduktion innerhalb der ATA

möglich ist.

Mit der strittigen Anzahl der beteiligten Kontinente oder Terrane ist auch die Anzahl der Sub-

duktionen nicht geklärt. Abschließend kann festgehalten werden, dass die komplexen, sehr

weitläufigen Strukturen und spätere Überprägungsvorgänge eine genaue Rekonstruktion der

Vorgänge der variszischen Orogenese schwierig machen. Sicher ist, dass die Kollision von

Laurussia und Gondwana im Mittleren bis späten Paläozoikum bis heute einen großen Ein-

fluss auf viele Strukturen unserer Umgebung und im Besonderen auf das Gebiet dieser Exkur-

sion hat.

Quellen: Belka, Z.; Narkiewicz, M. (2008): Devonian. In: The Geology of Central Europe, Vol 1:

Precambrian and Paleozoic, S. 384-410 Kroner, U.; Mansy, J.-L.; Mazur, S.; Aleksandrowiski P., Hann, H. P.; Huckriede, H.;

Lacquement, F.; Lamarche, J.; Ledru, P.; Pharaoh, T. C.; Zedler, H.; Zeh, A.; Zulauf, G. (2008): Variscan Tectonics. In: The Geology of Central Europe, Vol 1: Pecambrian and Paleozoic, S. 599-664

McCann, T.; Kiersnowsky, H.; Krainer, K.; Vozárová, A.; Peryt, T. M.; Oplustil, S.;

Sollhofen, H.; Schneider, J.; Wetzel, A.; Boulvain, F.; Dusar, M,; Török, Á.; Haas, J.; Tait, J.; Körner, F. (2008): Permian. In: The Geology of Central Europe, Vol 1: Precambrian and Paleozoic, S. 532-598

McCann, T.; Skompski, S.; Poty, E.; Dusar, M.; Vozárová, A.; Schneider, J.; Wetzel, A.;

Krainer, K.; Kornpihl, K.; Schäfer, A.; Krings, M.; Oplustil, S.; Tait, J. (2008): Carboniferous. In: The Geology of Central Europe, Vol 1: Precambrian and Paleozoic, S. 411-529

Sebastian, U. (2001): Mittelsachsen: Geologische Exkursionen. Klett-Perthes http://de.wikipedia.org/wiki/Variszische_Orogenese (25.06.2009)

Hannes Mersmeyer

1

Thüringen-Sachsen-Böhmen (VAK-Nummer: 05-08-2-M9-2)

Essay von Hannes Mersmeyer (MN: 2044694)

Thema: Zechstein, Stratigraphie und Halokinese

Allgemeines

Als Zechstein wird in Mitteleuropa die lithostratigraphische Gruppe des oberen Perms bezeichnet.

Das Perm ist das letzte System des Paläozoikums und umfasst die Zeit zwischen 296Ma und 251Ma

(DSK, 2002). Das obere Perm wird in Deutschland in Rotliegend (5,5Ma) und Zechstein (4Ma)

unterteilt (260-251Ma). Diese Begriffe, Zechstein und Rotliegenden, beziehen sich jedoch nur auf

Mitteleuropa. Nach internationaler Stratigraphie wird die gesamte Epoche des ober-Perms als

Lopingium (Changhsingium/Wuchiapingium) bezeichnet (DSK, 2002). Begrenzt wird der Zechstein

durch den überliegenden Buntsandstein. Der Zechstein wird heutzutage nur noch als lithologische

Gesteinseinheit angesehen und nicht wie früher als eine stratigraphische Einheit. Es handelt sich bei

dem Zechstein um marine Ablagerungen, hauptsächlich Salze, die durch das Zechsteinmeer

entstanden. An der Oberfläche aufgeschlossen sind die Schichten des Zechsteins im Bereich des

südlichen Harzes (Rothe 2005).

Das Zechsteinmeer

Das Zechsteinmeer war ein Randmeer, das sich mit einer Erstreckung von ca. 600.000m2 aus dem

Norden über große Teile Europas ausdehnte. Es war über sogenannte Barren (Schwellen) mit dem

offenen Ozean verbunden (Ziegler 1990). Die plattentektonische Konfiguration für das späte Perm

sowie die Lage des Zechsteinmeeres sind in Abb.6 im Anhang zu sehen. Durch sich wiederholende

Regressionen und Transgressionen im Zechstein, hervorgerufen durch Änderungen des tektonischen

Settings und klimatischen Veränderungen, bildeten sich typische Ablagerungszyklen (Serien) von

Sedimenten.

Gemäß der sogenannten Barrentheorie (Ochsenius 1877) kam es zu einem verminderten

Meerwasseraustausch mit dem offenen Ozean. Durch eine erhöhte Verdunstung im Randmeer und

dem fehlenden Wassserzufluss kam es zu Konzentrationserhöhungen der im Meerwasser gelösten

Minerale. In Abhängigkeit ihrer Sättigungskonzentrationen und Löslichkeitsprodukte fielen diese bei

fortschreitender Verdunstung aus und bildeten typische Evaporitserien und große Salzlagerstätten

(siehe Abb.5, Anhang).

Reihenfolge der Mineralfällungen:

Karbonate (Kalk,Dolomit) Sulfate (Gips/Anhydit) Salze (Tone) terrestrisch

Hannes Mersmeyer

2

Durch die langsame Abschnürung des Randmeeres durch die Barre, kam es immer wieder zu

Überflutungen und nachfließendem Meerwasser. Dieses erklärt die großen Mächtigkeiten der

Salzablagerungen, die unter anderen Umständen in so flachen Beckenbereichen nicht möglich wären.

Die Tone entstehen am Ende eines Zyklus bei einer vollständigen Trockenlegung und werden durch

Wind abgelagert. Sie zählen also nicht zu den Evaporiten.

Paläorekonstruktion

Anhand der Verteilung und Mächtigkeiten des Strassfurt-Karbonats (Ca2) lässt sich eine

Rekonstruktion des Zechsteinmeeres zu Zeiten der Ablagerung vornehmen. Die Karte zeigt die

Faziesverteilungen des Beckens. In hellgrün die flachmarinen Plattformsedimente, mit in dunkelgrün

gekennzeichneten Hangsedimenten (Rothe 2005). In Richtung Norden liegt das Zentrum des Beckens

und die Mächtigkeiten der tiefer marinen Sedimente nehmen zu. Aufgrund dieser Verteilungen

unterscheiden sich die regionalen Mächtigkeiten der einzelnen Zyklen stark voneinander.

(Abb. 1, rekonstruierte Faziesverteilung und Lage des südlichen Zechsteinmeeres anhand des

Strassfurt-Karbonats Ca2)

Hannes Mersmeyer

3

Stratigraphie des Zechsteins

Der Zechstein lässt sich in sieben Zyklen unterteilen. Werra, Strassfurt, Leine, Aller, Ohre, Friesland

und Mölln (Z1-Z7). Jedoch zeigen nur die ersten vier (Z1-Z4) vollständige Evaporitabfolgen. Über

einen achten Zyklus wird diskutiert, nachgewiesen werden konnte er bis dato nicht (siehe Abb.2).

Die Werrafolge, welche an der Basis aus dem Zechsteinkonglomerat und dem Kupferschiefer besteht,

stellt den Anfang des Zechsteins dar. Das Konglomerat wurde durch die erste große Transgression

des Zechsteinmeeres in Richtung Süden abgelagert. Den größten Anteil macht das Werra-Anhydrit

(A1) mit Mächtigkeiten bis 300m aus. Wirtschaftlich relevant war bis in die 1920er Jahre der

Kupferschiefer (T1), mit Corg-Gehalten von bis zu 20% und Anteilen von Kupfer in Form von Sulfiden,

Eisen, Blei und Silber. Die Mächtigkeit dieser Schicht beträgt jedoch nur 20-30cm.

Der Basalanhydrit (A2) der Strassfurt-Formation zeigt hingeben geringere Mächtigkeiten als das

Anhydrit der Werra-Folge. Es sind jedoch genauso die Abfolgen der Karbonate, Anhydrite und der

Salze zu erkennen. Anhand der Sequenzstratigraphie im mittleren Teil der Abbildung lassen sich auch

die jeweiligen Meeresspiegelstände den System Tracts zuordnen. Die Sequenzgrenzen liegen jeweils

zwischen dem HST (highstand-system-Tract) und dem LST (lowstand-system-tract). Weiter

charakterisierende Horizonte stellen die mfs (maximum-flooding-surface) dar. Die einzelnen

Sequenzen sind mit ZS1 bis ZS8 gekennzeichnet. Auffallend ist eine Regression in der

Meeresspiegelkurve erster Ordnung über das gesamte Obere Perm.

(Abb. 2, Litho- und Sequenzstratigraphie des Zechstein Norddeutschlands)

Hannes Mersmeyer

4

Halokinese:

Unter Halokinese oder auch Salztektonik versteht man die gravitativbedingte Deformation von

Salzlagen unter bestimmten Druck- und Temperaturverhältnissen und einhergehenden Bewegungen

im Untergrund. Es müssen drei Bedingungen gegeben sein, damit es zu einem Salzaufstieg kommen

kann (Jackson & Talbot 1989):

Die Salze müssen unter die kritische Tiefe gebracht werden, ab der es zu einer

Dichteinversion kommt, die die Salzbewegung initialisiert. Ab dieser Tiefe ist die

Dichte des Salzes geringer als die des überlagernden Sedimentes und es kommt

durch diesen Unterschied zum Aufstieg (siehe Abb.3).

Es muss genügend Druck (Auflast) vorhanden sein. Bei 300m Salzlagen etwa

1-1,5km abdeckende Sedimente.

Es müssen Schwächezonen, wie Störungen oder Mächtigkeitsunterschiede in den

überlagernden Schichten vorhanden sein um den Diapirismus des Salzes auszulösen.

(Abb.3, Dichte/Tiefe Diagramm und Inversion)

Hannes Mersmeyer

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Die ersten salztektonischen Bewegungen erfolgten während der Keuperzeit (Ende Trias,

Anfang Jura) vor etwa 200 Mio. Jahren, da durch die großen Sedimentablagerungen

während der Trias eine überlagernde Schichtmächtigkeit von ca. 1 km erreicht wurde, und es

dadurch zur Überschreitung der kritischen Dichte des Salzes von 2,2 g/cm3 kam, und das

Salz zu fließen begann.

Durch punktuell unterschiedliche Ablagerungen kommt es in ganz Deutschland zu

individuellen Aufstiegshöhen. Auch die Dauer der anhaltenden Halokinese entscheidet über

die entstehenden Salzstrukturen (Jackson & Talbot 1989).

(Abb. 4, Formen und Amplituden von Salzdiapiren)

Die Salzstöcke stellen besonders für die Kohlenwasserstoffindustrie wichtige Strukturen dar.

Sie bilden tektonische und strukturelle Fallen, in denen sich je nach vorherrschendem

Setting Erdöl- bzw. Erdgas befinden kann. Zudem dienen die großen Kalisalzvorkommen aus

dem Zechstein als Quelle für die Speise- und Industriesalzgewinnung in Deutschland. Eine

Übersicht der in Deutschland auftretenden Salzstrukturen ist in Abb.7 im Anhang zu sehen.

Hannes Mersmeyer

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Anhang

(Abb.5, Barrentheorie und Fällungsserien) (Abb.6 Plattentektonisches Setting im oberen

Perm und Lage des Zechsteinmeeres)

(Abb. 7, Salzstrukturen und Tektonik in Deutschland)

Hannes Mersmeyer

7

Quellen:

Jackson, M. P. A. & Talbot, C. J. 1989. Anatomy of Mushroom-shaped diapirs. Journal

of Structural Geology 11(1/2), 211-230.

Rothe, P., 2005. Geologie Deutschlands. Wissenschaftliche Buchgesellschaft,

Darmstadt

Ziegler, P.A., 1990. Geological Atlas of Western and Central Europe. 2. Auflage, Shell

Internationale Petroleum Maatschappij B.V., Den Haag

Ziegler, P.A., 1982: Triassic Rifts and Facies Pattern in Western and Central Europe.

Geol.Rdsch., 71/3, 747-772, Stuttgart.

Deutsche Stratigraphische Komission, 2002. Stratigraphische Tabelle von

Deutschland. Potsdam.

Carl Ochsenius, 1877. Die Bildung der Steinsalzlager und ihrer Mutterlaugensalze

Halle: C. E. M. Pfeffer.

Große Geländeübung ‘09: Thüringen Sachsen Böhmen 13.07.2009

Ina Schulze (2059779)

1

Das Kyffhäuser-Gebirge

Inhalt Das Kyffhäuser-Gebirge ........................................................................................................................... 1

1. Einleitung: ................................................................................................................................... 1

2. Geologie: ..................................................................................................................................... 1

Fläche und Gesteine: .................................................................................................................. 2

3. Aussehen, Vegetation, Entwässerung: ....................................................................................... 3

4. Regionale Entstehungsgeschichte des Kyffhäusergebirges (Raban et al., 2007): ...................... 3

5. Zusammenfassung der Gesteinsabfolge (Raban et al., 2007): ................................................... 4

6. Anhang: ....................................................................................................................................... 9

7. Literatur: ................................................................................................................................... 11

1. Einleitung:

Der Kyffhäuser ist ein Bergrücken südöstliches des Harzes und liegt in Thüringen an der Grenze zu

Sachsen-Anhalt (51°25‘N, 11°6‘E) (1wikipedia, 2009), zwischen den Städten Klebra im Norden und

Bad Frankenhausen im Süden. Auf Grund seines Geologischen Aufbaus und seiner Nähe zum Harz,

wird das kleinste Mittelgebirge Deutschlands oft auch als „der kleine Bruder des Harzes“ bezeichnet

(Raban et al., 2007).

Der Kyffhäuser ist historisch so wie für den Tourismus sehr bedeutsam, da dort laut Saga der Kaiser

des Römischen Reiches Friedrich I. (*1122 - †1190), auch bekannt unter dem Namen Barbarossa, in

einer Höhle „schläft“, um eines Tages zu erwachen das Reich zu retten und es zu neuem Glanze zu

führen. Hinzu kommt, dass an diesem kaiserlichem Ort auf der höchsten Erhebung des Kyffhäusers,

dem Kulpenberg (ca. 473m über Normal Null [üNN] (Raban et al., 2007)), der deutsche Kaiser

Wilhelm I. (*1797 - †1888) sein Denkmal erhält (1wikipedia, 2009).

In dieser Hausarbeit wird vor allem auf die Geologie und die Entstehungsgeschichte des Kyffhäusers

eingegangen.

2. Geologie:

Der rhombenförmige Kyffhäuser ist ca. 13km lang und 6km breit (Raban, 2007). Die maximale Höhe

liegt bei 473m üNN, während das Umland eine Höhe von 150m üNN aufweist (Raban, 2007). Auffällig

ist vor allem die im Norden plötzliche Erhebung des Kyffhäusers aus der Umgebung heraus. Hierbei

handelt es sich um eine 300m hohe Bruchstufe im Gelände. Im Süden hingegen fällt das Gelände



2

gleichmäßig und flach ein. Somit wirkt dieses Gebiet wie eine Art Rednerpult und wird daher auch oft

als Pultscholle bezeichnet (Raban, 2007). Das Grundgebirge Thüringens gehört fast ausschließlich zur

Innenzone der Varisziden mit dominierender SE-vergenter Hauptschieferung, der Saxothuringischen

Zone (Abb. 1). Sie wird im NW durch die Rhenoherzynische Zone mit NW-vergenter Hauptschieferung

und im SE durch die Moldanubische Zone begrenzt. Die an ihrem NW-Rand entwickelte

Mitteldeutsche Kristallinzone tritt im Ruhlaer sowie im Kyffhäuser-Kristallin zutage und enthält

hochmetamorphe bis migmatische Gesteine magmatischer oder sedimentärer Genese (Seidel et al.,

1995).

Fläche und Gesteine:

Der Kyffhäuser umfasst eine Fläche von ~75 km2 (Raban, 2007), im Vergleich dazu erstreckt sich der

Harz über einer Fläche von ~247 km2 (3wikipedia, 2009). Auf dieser relativ kleinen Fläche lässt sich

eine große geologische Vielfalt wieder finden (Raban et al., 2007).

Der Kyffhäuser lässt sich grob in drei Teile unterglieder. Den nördlichen Teil der sich von Kelbra bis

Tilleda erstreckt, den mittleren Kyffhäuser, der von Kyffhäuserdenkmal bis zum Rathsfeld reicht und

letztendlich den südlichen Teil (Region südlich von Rathsfeld bis nach Bad Frankenhausen). In

Abbildung 2 ist ein Geologischer Querschnitt des Kyffhäusers mit den entsprechenden ermittelten

Altern dargestellt.

Im nördlichen Gebiet überwiegen Metamorphite und Magmatite, vor allem Gneise.

Im mittleren Teil kommen Sedimentgesteine wie z.B. Sandsteine und Konglomerate hinzu. Die

Gesteinsschichten neigen sich flach nach Süden und die Gesteinsabfolge wird nach Süden auch

immer jünger. Die harten Gesteine bilden Terrainkanten. Im mittleren Teil rutschen die Sandsteine

oft langsam über den tonigen Untergrund auf dem sie aufliegen. Dieses Naturphänomen wird als

Bodenkriechen bezeichnet. Man erkennt es vor allem an dem säbelförmigen schiefen Wuchs eines

Baumes und an Rasentreppen (Raban, et al., 2007).

Im Süden reicht der Kyffhäuser an die Diamantene Aue, dort knicken die Gesteinsschichten steil nach

Süden ein. Hier überwiegen Sedimentgesteine, vor allem Gipssteine. Diese weichen Gesteine bilden

eine sanfte hügelige Landschaft aus (Raban et al., 2007). Gipse sind Calcium-Sulfat-Verbindungen

(CaSO4 ∙ 2 H2O) mit einem sehr hohen Wasseranteil. Nach der Moh´schen Härteskala liegt für Gips

eine Härte von 2 vor und lässt sich sehr leicht lösen, man spricht von Gipskarst. In der Landschaft

erkennt man die Gipskarsten an Gipsbuckeln, Gipsorgeln, Karsttälern, Lösungsrillen, Höhlen und

vielen mehr. Zahlreiche Bauschäden, wie z.B. der schiefe Turm von Oberkirche in Bad

Frankenhausen, deuten auf die Gipskarst hin (Raban et al., 2007).



3

Des Weiteren findet man ringsherum des Kyffhäusergebirges Solquellen, die auf leicht lösliche Salze

im Untergrund hindeuten, wie z.B. Steinsalz. Besonders prägnant sind diese allerdings im südlichen

Teil bei Bad Frankenhausen (Raban et al., 2007).

Im Kyffhäuser Gebirge gibt es viele Höhlen. Die oben erwähnte Barbarossahöhle ist nur eine davon.

Diese ist eine Auslaugungshöhle im Anhydrit/Gipsstein und die größte bekannte für Touristen

erschlossene Höhle dieser Art in Europa (Raban et al., 2007).

3. Aussehen, Vegetation, Entwässerung:

Satellitenaufnahmen (Google Earth, Abb. 3) vom Kyffhäuser zeigen ein stark bewaldetes Gebiet,

dieser erst zu den Flanken hin zurück geht. Dieser Rückgang wird mit dem dort tiefliegendem

Grundwasser in Verbindung gebracht (1wikipedia, 2009). Diese Region entwässert vor allem nach

Süden hin. So kommt es, dass am Nordrand viele Täler keine oder nur noch saisonbedingt Bäche

führen. Auf Grund der starken Vegetation treten nur wenige Gesteine zutage. Im mittleren Teil des

Gebirges bilden sich oft große Pfützen aus, die auf den tonigen Untergrund zurück zu führen sind

(Raban et al., 2007).

Im Süden findet man sich in einer baumfreien steppenartigen Hügellandschaft wieder. Das Gebiet ist

durch unterirdische Entwässerung gekennzeichnet. Die Niederschlagsmengen betragen hier in etwa

550 mm (Raban et al., 2007).

4. Regionale Entstehungsgeschichte des Kyffhäusergebirges (Raban et

al., 2007):

Dieses Kapitel soll einen kurzen Überblick über die Entstehungsgeschichte des Kyffhäusers geben und

es wird noch einmal genauer auf die dort anstehenden Gesteine eingegangen.

Im Norden des Kyffhäusergebirges lassen sich vor allem Metamorphite (Gneise, Amphibolite,

Marmore und Kalksilikatfelse) finden. Des Weiteren stehen Magmatite, wie Gabbros, Diorit und

Gang-Granite an. Metamorphite entstehen durch Umwandlungsprozesse unter hohen Temperatur-

sowie Druckverhältnissen. Die Metamorphite des Kyffhäusergebirges waren vor ihrer Metamorphose

Sedimentgesteine. Vor etwa 500 bis 300 Ma vor heute existierte im Bereich des Kyffhäusers ein

Ozean. Dort bildeten sich die Sedimentgesteine durch Akkumulation und Diagenese aus. Während

der variskischen Gebirgsbildung wurden enorme Kräfte auf die Gesteine übertragen, sodass es zur

Metamorphose kam.

Südlich dieses freigelegten Kristallins lassen sich überwiegend Sedimentgesteine (Brekzien,

Konglomerate, Sandsteine, Schluff, Tonsteine) wieder finden. Man geht davon aus, dass zur Zeit der

Entstehung des variskischen Gebirges, dass Gebiet höher war als es heute ist. Das Gebirge unterlag



4

vielen Erosionen. Dieser Abtragungsschutt wurde vermutlich über Flüsse transportiert und lagerte

sich in den Senken als Sedimentgesteine ab. Da vereinzelt auch Magmatite auftreten, kann man

davon ausgehen, dass hier das Gebiet früher vulkanisch aktiv war. Verkieselte Baumstämme lassen

auf eine feuchtwarmes bis trockenes Klima der Region schließen. Die zeitliche Einordnung liegt bei

etwa 358 bis 296 Ma vor heute und die Gesteinsschichten werden als Permokarbon bezeichnet.

Noch weiter südlich findet man wieder Sedimente (Konglomerate, Mergel, Karbonate, Sulfate, Salze).

Salze entstehen durch Evaporation des Zechsteinmeeres. Da die Gesteine auch in zyklischer Abfolge

auftreten, kann man von immer wieder auftretenden Meeresspiegelschwankungen ausgehen. Das

Zechsteinmeer ist eine erste Überflutung des damaligen Gebirges, nach der Plattenkollision.

Am Südrand des Kyffhäusergebirges findet man Sandsteine, die dem Unteren Buntsandstein (251-

249 Ma vor heute) angehören. Buntsandstein wird als Ablagerung auf dem Land gedeutet.

Das Alter der Gesteine nimmt von Norden nach Süden hin ab. Gesteine aus dem jüngeren Trias und

des Juras, sowie der Kreide sind nicht überliefert. Das Kyffhäusergebirge unterlag ungefähr in der

Kreide einer erneuten Hebung.

Gesteine aus dem Tertiär und Quartär (65 Ma bis heute) sind belegt. In Tälern rund um das Gebirge

lassen sich Kiese, Sande, Tone und Braunkohle finden. Braunkohle entstand durch Inkohlung diverser

Pflanzen und Bäume die ursprünglich in Senken und Mooren vorkamen.

Des Weiteren lassen sich Geschiebe und Löss wieder finden, was auf eine Vereisungsgeschichte

während der Elster-Kaltzeit schließen lässt.

Die vielen Höhlen, die sich in diesem Gebirge befinden sind durch Lösung und Verkarstung von

Gips/Anhydrit und Salzen entstanden.

5. Zusammenfassung der Gesteinsabfolge (Raban et al., 2007):

Dieses Kapitel soll eine Zusammenfassung der Gesteine die es beim Kyffhäuser zu finden gibt

darstellen und diese nach Möglichkeit kurz in Tabellenform erläutern.

Die Gesteine sind von jung nach alt sortiert.

Tertiär Quartär:

Ringförmig um den Kyffhäuser besonders im Norden, Süden und Westen findet man

Sedimentgesteine aus dem Tertiär und Quartär (Ma bis heute). Die unterschiedlichen Gesteine sind

in der folgenden Tabelle zusammengefasst und sind sowohl nach Fundort, Farbe und Bestandteile

unterteilt.



5

Name: Farbe: Bestandteile und Merkmale: Fundort:

Wiesenton schwarzgrau enthält Kalktufflinsen Goldene Aue, Diamentene Aue

Wiesenlehm sandiger Lehm, wenig Kalk, etwas Humus Goldene Aue, Diamante Aue

Schutt Eckige Gesteinsbruchstücken (auf Grund geringer Transportwege) aus Resten des

Kristallins und Permokarbons;

Schotter, Sand, Kies, Lehm

Schuttkegel am Nordrand der

Steilstufe, in die

Goldene Aue

Löss hellgrau, gelb-

ocker

ungeschichtet und leicht zerreibbar;

besteht aus Schluffen und enthält 8-12% Kalk;

an Oberfläche entkalkt, verlehmt, umgelagert

Täler im Westen

(aus Weichsel-

Kaltzeit)

Jüngerer

Schotter

Lockeres gerundetes Material; meist

einheimisch, karbonisch, mesozoisch

Flussablagerungen

(Helme) (Saale-

Kaltzeit)

Geschiebe entkalkte Mergel

stark sandiger, toniger, kalkhaltiger Lehm

Sedimente mit nordischen Geschiebe und

Feuersteinknollen

Diamantene Aue

(Elster-Kaltzeit)

Ältere

Schotter

Schotter und grobe Kiese;

Gerölle, Sedimente aus dem Permokarbon

und Buntsandstein sowie Granite und Gneise

Diamantene Aue

bis zum Westhang

(Helme-Kaltzeit)

Tertiär (61 – 1,8 Ma):

Die Sedimente aus dem Tertiär lassen sich am Süd- bis Westrand des Kyffhäusergebirges wieder

finden. Sie sind in den Auslaugungssenken der Diamantenen Aue zu finden


Deckton

Decksand Kiese und Sande; vermutlich durch Flüsse

transportiert Steinthaleben

Braunkohle sind in Kiesen, Sanden und Tonen eingelagert;

einige Hölzer sind verkieselt

Südrand des

Kyffhäusers

Liegendton Meeresvorstoß

Liegendsand

Buntsandstein (251 – 243 Ma)


Unterer Buntsandstein

grau, weiß Kalksandstein: eingelagert, bildet Terrainkanten;

oben: Sandstein

mittig: sandige Tonsteine, sandige

Schluffsteine

unten: Tone, Schiefertone

ringförmig ums Kyffhäuser



6

Stassfurth-Folge (258 – 251 Ma) [obere Zechstein]:


Grauer

Salzton

Strassfurt-

Steinsalz

Oberer

Strassfurt-

Anhydrit

Unterer

Strassfurt-

Anhydrit

Dolomit grau, gelb verstreut, schichtig, massig, porös;

Auslaugungsprodukt der Leine-Folge

Letten bunt,

schmutzig

weiß, graugrün, rot

wenig verhärtet; Pelit, Ton; guter Ackerboden;

Auslaugungsprodukt des Grauen Salztones

Stassfurt-Gips Auslaugungsprodukt des Stassfurt-Anhydrits; Baustein

Badraer Schweiz, Falkenburg,

Kosackenberg

Stinkschiefer

frisch

grauschwarz,

gebleicht

Kalkstein, Dolomit; plattig, schiefrig, blättrig;

zerfällt bei Verwitterung; führt Ton,

Schwefelsäure, Bitumen, Eisen, Magnesium,

Natrium; beim Anschlagen unangenehmer

Geruch

am Südhang des

Kyffhäusers,

Rottleben, Bad

Frankenhausen,



7

Werra-Folge (258 – 251 Ma):

Name: Farbe: Bestandteile und Merkmale:

Werra-

Anhydrit

Anhydrit, Gips; Verunreinigungen Ton,

Karbonat;

Alabasterknollen: häufig, reiner Gips, Abbau

auch untertage; Schlangengips; Baustein,

Kunsthandwerk

Werra-Gips Gips mit Anhydrit meist vermengt;

teilweise mit Kalk, Ton verunreinigt;

Gipsstaub: weiß, zusammengespült

Zechsteinkalk im Westen: hell,

rauchgrau,

mergelig,

flachmuscheliger

Bruch

im Osten:

dunkel,

dunkelblau,

schwarz,

gebankt, fest

in Steinthaleben schmutziggelb, schiefrig,

bröckelig

Kupferschiefer schwarz, dunkelbraun,

dunkelgrau

Entstehung vermutlich im Meer, Tiefen-region ohne Sauerstoff mit

Schwefelwasserstoff vergiftet

Zechstein-

konglomerat

grau, gelb, hell liegt diskordant auf unterschiedlichen

Schichten des Karbons, im NW auf alten

Karbon, im SE auf jungem Karbon, Zechstein

fällt 5° SSW, Mansfelder Schichten fallen 15°

WSW

Permokarbon (305 – 258 Ma)

Rotliegend (300 – 258 Ma):


Porphyr-

konglomerat

rot, weiß

wechselgelagert

diskordant auf Mansfelder Schichten,

Erosionsdiskordanz; konkordant unter

Zechstein; keilt nach Norden aus;

Korngrößen variieren

nur im SE des

Kyffhäusers,

Mansfelder-Schichten (305 – 300 Ma):


Mansfelder-

Schichten

rot, grau, weiß Konglomerate, Sandsteine, Arkosen,

Schluffstein, Tonstein



8

Obere Mansfelder Schichten:


Obere

Mansfelder

Schichten

Sandsteine; feinkörnig bis mittelkörnig Südosten des

Kyffhäusers

Schieferton rot Tonstein, Schluffstein

Arkosen-

sandstein

hellgrau,

violett

konglomeratischer Sandstein, feinkörniger

Sandstein, feinkiesige Konglomerate

Sandstein fein, glimmerig

Untere Mansfelder Schichten:


Untere

Mansfelder

Schichten

rot Feinkörnig – grobkörnig; Gerölle: in Lagen,

Kieselschiefer,…;

Karbonate in Linsen und Knollen;

Schieferton, Arkosensandstein,

Kristallin (485 – 335 Ma):


Magmatisch-

Metamorpher

Komplex

Im Westen des

Kristallins, zwischen

Tannenbergstal und

Borntal

Hornblende-

Gabbro

dunkelgrau,

fein- bis

grobkörnig

teilweise schiefrig Tannenbergstal-

Steintal-Kahntal

Gang-Granit hell, meist

schwach rot,

feinkörnig

Gänge: stockförmig, gangförmig, dickbankig

Biotit-Plagioklas-

Gneis

Plagioklas, Biotit, Kalifeldspat, Quarz, wenig Hornblende, vereinzelt Hellglimmer,

Muskovit, Sericit, Chlorid, Granat, Apatit,…

Grenzt im Süden an den Hornblende

Gabbro

Marmor,

Kalsilikat

Calcit, Dolomit, Kalksilikat;

Ausgangsgesteine: vermutlich marine

Kalksteine, Mergel

Westlich der

Rothenburg, als

Körper, Linsen und

Lagen im Biotit-

Plagioklas-Gneis

Amphibolit dunkelgrau bis

dunkelgrün

Plagioklas, Hornblende, Biotit, Chlorit und

Kalifeldspat, vereinzelt Quarz

als Körper, Linsen

und Lagen im Biotit-

Plagioklas-Gneis

Metapelite als Körper, Linsen


Plagioklas-Gneis

Diorit-Gneis grau bis

dunkelgrau,

grobkörnig

Plagioklas, Hornblende, Chlorit, vereinzelt

Quarz, Kalifeldspat, Biotit, Titanit, Apatit,

Epidot



9

Borntal-Intrusiv-Komplex:


Syenit-Gneis Rot, mittel -

grobkörnig

Alkalifeldspat, Plagioklas, Quarz, Biotit,

Chlorit, wenig Hornblende, vereinzelt

Plagioklas, Apatit, Titanit, Eisenkies, …

Amphibolit dunkelgrau bis

dunkelgrün

Plagioklas, Hornblende, Kalifeldspat,

vereinzelt Quarz

als Körper, Linsen


Plagioklas-Gneis

Bärenkopf-Komplex:


Granit hellgrau,

mittel-

grobkörnig

Orthoklas, Plagioklas, Quarz, Biotit, wenig

Muskovit, vereinzelt Sericit, Apatit, Chlorit

6. Anhang:

Abbildung 1.) Grobe Einteilung der Varisziden in Deutschland (Quelle: Raban et al., 2007). Südlich des Harzes, grün

markiert liegt das Kyffhäuser Gebirge.



10

Abbildung 2.) Geologischer Querschnitt des Kyffhäuser-Gebirges und Harz (Quelle: Raban et al., 2007).



11

Abbildung 3.) Satellitenaufnahme des Kyffhäusers (stark bewaldetes Gebiet) mit den wichtigsten markanten Städten

(Quelle: Google Earth).

7. Literatur:

Internet:

Raban, M., Mertmann, D., Dobmeier, C.. GeoFeld. In: geo.fu-berlin.de. Stand: 2007. URL:

http://www.geo.fu-berlin.de/fb/e-learning/geofeld/landschaftsform/vorbemerkung.html

(Abruf 2009-07-21)

1Kyffhäuser. In: wikipedia.de. Stand: 2009. URL: http://de.wikipedia.org/wiki/Kyffh%C3%A4user

(Abruf 2009-07-21)

2Barbarossahöhle. In: wikipedia.de. Stand: 2009. URL:

http://de.wikipedia.org/wiki/Barbarossah%C3%B6hle (Abruf 2009-07-21)

3Nationalpark Harz. In: wikipedia.de. Stand: 2009. URL:

http://de.wikipedia.org/wiki/Nationalpark_Harz (Abruf 2009-07-21)

GeoPark Kyffhäuser e.V.. GeoPark Kyffhäuser. In: geopark-kyffhäuser. com. Stand: 2009. URL:

http://www.geopark-kyffhaeuser.com/index.php?id=7 (Abruf 2009-07-21)

http://www.hoehle.de/08Wissenschaft/WissKyf/Geologie.htm

Bücher:

Seidel, Prof. Dr. Gerd (Hrsg. 1995). Geologie von Thüringen. Stuttgart: E. Schweizerbart’sche

Verlagshandlung.



12

Rothe, P. (2006). Die Geologie Deutschlands. Darmstadt: Wissenschaftliche Buchgesellschaft.

Flindt, S. (Hrsg. 2001). Höhlen im Westharz und Kyffhäuser.

Große Geländeübung

VAK-Nummer 05-08-2-M9-2

Veranstalter: Prof. Dr. C. Spiegel, PD Dr. F. Lisker

Thüringen- Sachsen- Böhmen(29.09. – 07.10.2009)

Das Thüringer Schiefergebirge

Exkursionsberichtam Fachbereich Geowissenschaften

der Universität Bremen

vorgelegt vonHenriette KampeMatrikelnr.: 2190344

Bremen, 2009

Es irrt der Mensch, solang er strebt.Johann Wolfgang von Goethe (1863)

© Universität Bremen – Fachbereich 5 – Geowissenschaften 2009

Henriette Kampe

15.08.2009 © Universität Bremen, Fachbereich 5 – Geowissenschaften Blatt 2 von 8

Einleitung

Das Thüringer Schiefergebirge ist ein Mittelgebirge, welches im Westen an den Thüringer Wald, im

Süden an den Frankenwald und im Nordosten an das Vogtland angrenzt. Nach MARCINEK (1994) stellt Thü-

ringen geographisch die Verbindung zwischen den Norddeutschen Tiefländern und dem alpinen Teil im

Süden dar (Abb. 1).

Das Thüringer Schiefergebirge gehört zur Deutschen Mittelgebirgsschwelle und besteht aus altpa-

läozoischen und neoproterozoischen Gesteine, aus Ton-, Kies- und Alaunschiefer sowie Grauwacken, Dia-

basen und Quarziten. Das Schiefergebirge ist durch stark gefaltete Schichten gekennzeichnet.

Die geologische Entwicklung Thüringens ist sehr komplex. Das zeichnet sich nach SEIDEL (2003)

durch drei Stockwerke aus: das Tafeldeckengebirgsstockwerk, das Übergangs- oder

Molassestockwerk sowie das Grundgebirgsstockwerk. Bezug nehmend auf die regionalgeologischen

Einheiten der Stockwerke ist das Thüringer Schiefergebirge ein Grundgebirge, das überwiegend aus Mag-

matiten und Metamorphiten besteht und von Sedimenten überdeckt wird.

Abb. 1: Die Lage des Thüringer Schiefergebirges in derBundesrepublik Deutschland,(aus www.regionalgeologie-ost.de).

http://www.regionalgeologie-ost.de)./

Henriette Kampe


Paläogeographie

Paläogeographisch gehört das Thüringer Schiefergebirge zur Saxothuringischen Zone des Variszi-

schen Gebirges, die im Nordwesten durch die Rhenoherzynische Zone und im Südosten durch die Molda-

nubische Zone begrenzt wird. Im Nordwesten des Gebiets tritt im Ruhlaer- und Kyffhäuser- Kristallin die

Mitteldeutsche Kristallinzone hervor. Das Gebiet wird hauptsächlich von Gesteinen magmatischer und me-

tamorpher Herkunft bedeckt (SEIDEL, 2003).

Das Grundgebirgsstockwerk

Nach SEIDEL (2003) gehört das Thüringer Schiefergebirge neben dem Thüringer Wald, dem Thürin-

ger Becken und dem Südwestthüringerischen Triasgebiet zu den vier großen geologischen Einheiten Thü-

ringens. Das durch tektonische Prozesse sehr stark geformte Grundgebirgsstockwerk umfasst überwiegend

SW- NE- streichende regionalmetamorph beanspruchte Magmatite und Sedimente, die dem altpaläozo-

ischen und neoproterozoischen Alter zugeordnet werden (SEIDEL, 2003). Nach SEIDEL (2003) wird das

Grundgebirgsstockwerk durch eine strukturelle Obergrenze (variszische Diskordanz) zum Molasse- bzw.

Tafeldeckgebirgsstockwerk getrennt (Abb. 2).

Abb. 2: Regionalgeologische Gliederung Ostdeutschlands mit Grund-gebirgsstockwerk und Tafeldeckgebirgsstockwerk,(publiziert in G. KATZUNG & G. EHMKE/Hrsg. 1993 auswww.regionalgeologie-ost.de).


Henriette Kampe


Diese Struktur ist aus der variszischen Gebirgsbildung hervorgegangen, prägt das Gebiet und ferner

die heutige mineralfaziellen Vorkommen und dessen Genese. Das Grundgebirgsstockwerk findet im Thü-

ringer Schiefergebirge seine Hauptverbreitung (SEIDEL, 2003). Die geologisch- tektonischen Einheiten

stammen aus dem Ordovizium und Silur – prädevonischen Paläozoikum, Devon, Dinatium und unteren

Karbon (Abb. 3), die aus verschieferten, verfalteten, vulkanischen und metamorphen Gesteinen beste-

hen,die größtenteils mit känozoischen Sedimenten bedeckt sind.

Abb. 3: Geologische Übersichtskarte Ostdeutschlands ohne känozoischeSedimente mit tektonischen Strukturen ohne direkte Orientierung.

Teilausschnitt des Thüringer Schiefergebirges mit Faltenstrukturen,(nach G. RÖLLING et al. 1990; D. LEONHARDT 1995; G. MARTIKLOS et al. 2001;G. SEIDEL et al. 2002 aus www.regionalgeologie-ost.de).


Henriette Kampe


Regionalgeologie des Thüringer Schiefergebirges

Die regionalgeologische Großeinheit des Thüringer Schiefergebirges gehört nach JORDAN et al.

(1995) zu dem Strukturstockwerk des Grundgebirges. Im Westen wird es durch das Molassestockwerk des

Thüringer Waldes und im Osten durch das Rotliegende der Vorerzgebirgssenke begrenzt. Im Südosten hat

das Thüringer Schiefergebirge keine natürliche Begrenzung und im Südwesten bilde die Fränkische Linie

eine orographische markante Grenze zum Tafeldeckengebirge und der Süddeutschen Scholle (SEIDEL,

2003), die flach nach Nordwesten geneigt ist und ins Fichtelgebirge übergeht.

Die Schichtfolge des Thüringer Schiefergebirges ist mehrere Kilometer mächtig. Diese

wurde im Zuge der Variszischen Gebirgsbildung zu Mulden und Sätteln, zu Synklinalen und Antiklinalen

gefaltet (WÖLKE, 2007). Die von Südwest nach Nordost streichenden Falten sind relativ einfach gegliedert.

Von Westen nach Osten verlaufende vier deformierte Großeinheiten (Abb. 4):

Schwarzburger Antiklinorium

Ostthüringer Synklinorium

Bergaer Antiklinorium

Vogtländische Synklinorium

die den Hauptteil des Schiefergebirges bilden (SEIDEL, 2003).

Abb. 4: Regionaleinheiten des Thüringer Schiefergebirges und angrenzende Gebiete. Die vier defor-mierten Großeinheiten sind von Westen nach Osten dargestellt (nach P.PUFF 1994, D. LEONHARDT1995, G. SEIDEL et al. 2002 aus www.regionalgeologie-ost.de).


Henriette Kampe


Nach SEIDEL (2003) wurde das Ostthüringer Synklinorium wird durch die Fränkenwälder Querzone

eingeschnürt. Metamorphe Serien altpaläozoischer und neoproterozoischer Gesteine prägen das Gebiet.

Die Gesteine wurden während der Gebirgsbildung aufgrund des Gebirgsdrucks geschiefert und erhielten so

die ebene Spaltbarkeit. Im weiteren Verlauf wurden diese Gesteine zu Tonschiefer verfestigt.

Tonschiefer, Grauwacken und Quarzite kennzeichnen das Thüringer Schiefergebirge. Fernen fly-

schartige Sedimente, die teilweise metamorph überprägt sind und metamorphe Kalksteine (KÄSTNER et al.

2003). Die ältesten Gesteine treten im neoproterozoischen Kern des Schwarzburger Antiklinorium zutage.

Im weiteren Verlauf kam es zur Abtragung des Thüringer Schiefergebirges, Gesteinsschutt des Rot-

liegenden wurde weiter verfrachtet. Bis auf wenige Felsklippen wurden die Rücken des Thüringer Schiefer-

gebirges abgetragen und eingeebnet. Während des Eindringens des Zechsteinmeeres wurden Buntsand-

steine und Muschelkalkschichten abgelagert.

Die Prozesse der Hebung und Einebnung wiederholten sich in der Kreidezeit und im Tertiär.

Variszische Tektonik

Nach HEMPEL (1995) gehört der 150 km breite thüringische Abschnitt des Variszikums der 200 km

breiten Saxothuringische Zone an, die aus einer Schiefergebirgszone und aus zwei kristallinen Randzonen,

dem Erzgebirge im Südosten und der Mitteldeutschen Kristallinzone im Nordwesten, besteht. Von Nord-

westen nach Südosten können etwa 15-25 km große Einzelformen unterschieden werden: das Krusten-

fragment der Mitteldeutschen Kristallinzone mit eigener tektonostratigraphischen Geschichte, die

Synklinalzone der Mitteldeutschen Schwelle, die südliche Antiklinalzone der Mitteldeutschen Schwelle, das

Schwarzburger Antiklinorium, das Teuschnitz-Ziegenrücker Synklinorium, das Bergaer Antiklinorium und

das Vogtländische Synklinorium und das Zentralsächsische Lineament.

Da die Heraushebung des Thüringer Schiefergebirges und der vorwiegend erzgebirgisch streichende

Faltenbau durch die sudetische Phase der variszischen Gebirgsbildung geprägt wurden, sind

verschiedene interne Deformationen zu beobachten. Das Schiefergebirge ist durch stark gefaltete Schich-

ten des Proterozoikums bis Unterkarbons gekennzeichnet (SEIDEL, 2003). Diese Falten sind Großstrukturen

mit 100 m bis 1000 m Breite, wie es der Rodaer Sattel am Südost-Rand des Gräfenthaler Horstes der Fran-

kenwälder Zone ist. Ferner gibt es Falten, die 0.5 m bis 100 m breit sind. Die auftretenden Flächengefüge

sind nach HEMEPEL (1995) schichtflächenparallele Schieferflächen, Transversalschieferung und

Isoklinalschieferung. Diese Flächengefüge sind infolge von Fließschieferung entstanden. Eine solche

Fließrichtung bedingt eine plastische Verformung geschieferter Gesteine (Interndeformation). Ferner kön-

nen Störungen sehr eng mit Einengungs- und Faltenmechanismen gekoppelt sein.

Längs- und Querstörungen gehören auch zum faltungs- und schieferungstektonischen Einengungs-

plan (HEMPEL, 1995). Es ist möglich, dass diese Störungen zu einer verstärkten Heraushebung von Struktu-

ren beigetragen und großscherungstektonische Abschiebungen unterstützt haben.

Henriette Kampe


Die vier Großfalteneinheiten

Die Sattel- und Muldenstrukturen des Thüringer Schiefergebirges streichen Südwest- Nordost. Nach

KÄSTNER et al. (2003) ist das Schwarzburger Antiklinorium Bestandteil des Südthüringischen Sattels mit

Proterozoischen bis Oberdevonischen geologisch- tektonischen Einheiten. sind Hier sind schwach meta-

morphe neoproterozoische Sedimentfolgen mit Magmatiten verschiedenen Alters aufgeschlossen BANK-

WITZ und BANKWITZ (2003). Die Basisintrusionen liegen retrograd metamorph als Grünschiefer bzw. Meta-

basite vor. Die starke Deformation zeigt sich in Form des Antiklinoriums.

Das Ostthüringer Synklinorium schließt sich an den Schwarzburger Sattel an. Durch die nordwest-

südost verlaufende Fränkenwälder Querzone kann es in zwei Teile gegliedert werden: in das im Südwesteb

gelegene Teuschnitzer Teilsynklinorium, deren Sedimentverfüllung aus Unterkarbon- Sedimenten in Flysch

Fazies und Konglomeraten besteht und das nordöstliche Ziegenrücker Teilsynklinorium des Dinantium, das

aus schwach metamorphen Sedimenten besteht (Tonschiefer bis Sandsteinen/Grauwacken) (BLUMEN-

STENGEL, et al., 1998). Ferner ist es mit Sedimenten der Kulm- Flysch- Fazies verfüllt.

Südöstlich an das Ostthüringer Synklinorium folgt das Bergaer Antiklinorium. Dieses taucht nach Südwesten

in Oberfranken ab mit geologisch- tektonischen Einheiten des Kambriums bis Oberdevon.

Das Vogtländische Synklinorium schließt sich an das Bergaer Antiklinorium an. Die Mehltheuerer

Synklinorium bildet das Element im Nordwesten der Vogtländischen Mulde. Hier treten Schichten des Dina-

tium, Devon und Ordovizium auf.

Henriette Kampe


Literaturverzeichnis

BANKWITZ, P., BANKWITZ, E., 2003. Proterozoikum Schwarzburger Antiklinorium, in Seidel, G. (Hrsg.),2003. Geologie von Thüringen, Schweitzerbart`sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, S. 52-67.

BLUMENSTENGEL, H., WIEFEL, H., WUCHER, K., 1998. Unterkarbon (Dinant), in Seidel, G. (Hrsg.), 2003.Geologie von Thüringen, Schweitzerbart`sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, S. 168-180.

HEMEPEL, G., 1995. Variszische Tektonik, in Seidel, G. (Hrsg.), 2003. Geologie von Thüringen, Schweitzer-bart`sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, S. 192-201.

JORDAN, H., WEDER, H.-J. (Hrsg.), 1995. Hydrogeologie - Grundlagen und Methoden Regionale Hydrogeo-logie. Enke Verlag, Stuttgart, 603 S.

KÄSTNER, H., SEIDEL, G., WIEFEL, H., 2003. Geomorphologischer Überblick Thüringens: Regionalgeologi-sche Stellung und Gliederung, in Seidel, G. (Hrsg.), 2003. Geologie von Thüringen, Schweitzerbart`scheVerlagsbuchhandlung, Stuttgart, S. 13-21.

MARCINEK, J., 1994. Grundzüge der geomorphologischen Entwicklung in Thüringen, in Liedtke, H.,Marcinek, J., 1994. Physische Geographie Deutschlands. Justus Perthes Verlag Gotha GmbH, Gotha, S. 324-326.

SEIDEL, G. (Hrsg.), 2003. Geologie von Thüringen. E. Schweizerbart`sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u.Obermiller), Stuttgart, 2. Neubearbeitete Auflage, S. 6-23.

WÖLKE, A., 2007. Exkursionsführer – Einführung in die Geologie Thüringens: Ein Querschnitt. Grin Verlagfür akademische Texte, Norderstedt, S. 3-5.

Internetquellen

www.regionalgeologie-ost.de (12.07.2009)

http://www.regionalgeologie-ost.de/

Thüringen – Sachsen - Böhmen – Exkursion 2009

(28.09.-07.10.2009)

Das Sächsische Granulitgebirge

Ein Exkursionsbericht

von

Benjamin-Alexander Timmerbeil

Universität Bremen Fachbereich 5 Geowissenschaften

Sächsisches Granulitgebirge - i -

Benjamin-A. Timmerbeil [email protected]

Inhaltsverzeichnis

8. Das Sächsische Granulitgebirge ................................................................... 1

Überblick ........................................................................................................ 1

Geologie und Entwicklung.............................................................................. 1

Geologie...................................................................................................... 1

Lithologie und Verbandsverhältnisse .......................................................... 4

Entwicklung................................................................................................. 6

Quellenverzeichnis ............................................................................................ 7

Literatur ....................................................................................................... 7

Internet ........................................................................................................ 7

Sächsisches Granulitgebirge - 1 -


8. Das Sächsische Granulitgebirge

Überblick

Wenn man vom sächsischen Granulitgebrige spricht, ist eine Erhebung nördlich von

Erzgebirge und Vorerzgebirgs-Senke gemeint. Die Erhebung bildet ein Plateau, welches aus

hochmetamorphen Gesteinen, den Granuliten aufgebaut ist. Geringer metamorphe Gesteine,

die stark verwittert sind, umsäumen das elliptische gestaltete Granulitgebirge. Die als

Granulitgebirge bezeichnete Struktur weist eine Ausdehnung von 50 km Länge und 20 km

Breite auf und besitzt einen kristallinen Kern, den Granulitkomplex, und einen

Schiefermantel. Der Kern des Granulitmassivs ist zusammengesetzt aus felsischen und

mafischen Granuliten und besteht seltener aus mafischen bis ultramafischen

Gesteinseinheiten. Während der variszischen Orogenese wurden diese Gesteine subduziert.

Die Metamorphose gipfelte vor 340 Ma bei Tiefen von 80-90 km und Temperaturen um die

1000°C. Eine schnelle Heraushebung brachte die Gest eine an ihre jetzige Position. Die

Heraushebung wurde von granitischen Intrusionen begleitet. Der innere Mantel des Massivs

besteht aus Glimmerschiefern und Gneisen und wird als duktile Scherzone während des

Nord-West Uplifts interpretiert. Der äußere Schiefermantel repräsentiert eine niedriggradige

metamorphe metasedimentäre Abfolge des unteren Paläozoikums.

Geologie und Entwicklung

Geologie

Morphologisch bildet das Granulitgebirge heute ein schwachwelliges hügeliges Plateau. Wie

in der Abb.1 dargestellt, ist die gegenwärtige Landschaft des Erzgebirgischen Beckens flach

wellig und zertalt, die des Granulitgebirges fast eingeebnet, zertalt und von einem

Schieferwall umgeben.

Abb. 1: Die gegenwärtige Landschaft von Erzgebirgischem Becken und Granulitgebirge (Wagenbreth, O., Steiner, W., (1989), Geologische Streifzüge, Landschaften und Erdgeschichte zwischen Kap Arkona und Fichtelgebirge).



Die Schmelzwasserströme des Pleistozäns haben aus dem "Granulitgebirge" eine

flachwellige Hochfläche modelliert. Nur in den heutigen, tief eingeschnittenen Flusstälern

lässt sich die einstige Faltengebirgsstruktur und ihr gebirgiger Charakter noch erkennen.

Das Granulitgebirge befindet sich innerhalb der Saxothuringischen Zone der

mitteleuropäischen Varisziden. Es besteht aus drei Hauptstruktureinheiten: dem

Granulitkomplex, dem Cordieritgneiskomplex und dem Schiefermantel. Den Zentralteil bildet

der elliptische Erosionsanschnitt des Granulitkomplexes, der eine Fläche von 575 km2

umfasst. An seinem Aufbau sind mehrheitlich saure Granulite und daraus hervorgegangene

retrograde Granulite beteiligt. Im Granulitgebirge ist das Kerngebiet vom Schiefermantel zu

unterscheiden. Zwischen diesen Gesteinsgruppen sind Abscherungsflächen vorhanden, an

denen die Großeinheiten gegeneinander bzw. übereinander bewegt worden sind. Der Kern

des Sächsischen Granulitgebirges besteht hauptsächlich aus leukokraten Granuliten (vgl.

Abb2). Dieser Granulit zeichnet sich durch das weitgehende Fehlen von „farbigen“ Mineralen

wie Biotit, Muskovit und Amphibolit aus. Die hell bis weiß erscheinenden Gesteine wurden

früher als „Weißstein“ bezeichnet. Diese Gesteinsart wurde in Sachsen von Engelbrecht

erstmals in der Welt beschrieben und von dem Geologen Weiss 1803 als "Granulit"

bezeichnet (von lat. granulum: Körnchen). Die Granulite können aus altpaläozoischen (485-

470Ma) magmatischen Protolithen mit einigen sedimentären Einschaltungen abgeleitet

werden. Die Granulite sind ebenflächige, schiefrige Gesteine. Sie enthalten feinkörnige

Gemenge von Quarz und Feldspäten. Ursprünglich enthielten sie rote Granate, die

heutzutage als Biotit-Aggregate vorliegen. In die Granulite schalten sich Linsen oder auch

Bänke aus mafischen-ultramafischen Pyroxen-Granuliten und Granatführenden Peridotiten

ein. Diese können Mächtigkeiten von wenigen Zentimetern bis 100 m erreichen. Weiterhin

treten im Verbreitungsgebiet der Granulite Gneise mit Quarziten und Metakieselschiefern

auf. Zwischen Schiefermantel und Granulitkern sind Gabbrovorkommen von Langenberg und

Bronzitserpentinite des Kiefernberges eingeschaltet. Die Granulitmetamorphose erfolgte bei

20-25 kbar und 1100°-1010°C. Anhand von Zirkonen w urde ihr Alter als oberdevonisch

(340Ma) datiert. Um 380Ma ging ihr ein Eklogit-Stadium voraus.

Der Granulitkomplex wird von einem Schiefermantel aus jungproterozoischen bis

unterkarbonischen Sedimentserien umhüllt. Nach außen nimmt die Metamorphose rasch ab.

Der Kontakt zwischen Kern und Mantel ist als eine umlaufende duktile Scherzone

ausgebildet. In die Granulite und ihre metamorphen Hülle intrudierten um 333Ma spät- bis

posttektonische Granite und durchsetzte diese. Die Granite sind von der variszischen

Deformation betroffen. Bevor die Granite intrudierten wurde der Schiefermantel durch die

Granulite aufgeheizt und metamorphisiert.



Der Schiefermantel setzt sich aus innerem und äußerem Schiefermantel zusammen. Der

innere Mantel besteht aus Gneis-Glimmerschiefern und Glimmerschiefern. Der äußere

Mantel setzt sich aus Grauwacken, Tonschiefern und Phylliten zusammen. Im inneren

Mantel treten helle und dunkle Glimmerschiefer (Muskovit- und Biotitglimmerschiefer) sowie

verschiedene Gneise (Biotit-, Cordierit- und Granatgneise) auf. Im Schiefermantel kommen

Einschaltungen aus Quarzschiefer, Amphibolitschiefer und Serizitgneisen vor. Ursprünglich

lag eine mehrere Kilometer mächtige jungproterozoische bis devonische Abfolge von

Sedimenten mit wenigen Einschaltungen von Vulkaniten vor, die im Bereich eines Schelfs

abgelagert wurden. Auf der Kreide-zeitlich entstandenen Hochfläche lagern dem Kristallin

teilweise jungtertiäre Kiese, Sande und Tone mit einem zeitweilig abgebautem

Braunkohleflöz, sonst weit verbreitet geringmächtig Löss, auf.

Abb. 2: Geologische Übersichtskarte des Sächsischen Granulitgebirges. (Henningsen und Katzung)



Lithologie und Verbandsverhältnisse

Granulitkomplex

Die im Granulitkomplex auftretenden Granulite können in vier Typen unterschieden werden.

Es handelt sich jeweils um zwei Typen von Granuliten und retrograden Granuliten, die eine

mineral- und gefügefazielle Entwicklungsreihe bilden. Innerhalb des Granulitkomplexes ist

ein häufiger Wechsel dieser Gesteine festzustellen, wobei sich die retrograden Granulite

besonders im nordöstlichen und nordwestlichen Randgebiet ausbreiten. Die beiden

Granulittypen unterschieden sich hinsichtlich der Foliationsentwicklung und der davon

geprägten Ausbildungsform des Quarzes.

Granulit mit Diskenquarz

Der „Diskenquarzgranulit“ erscheint im frischen Zustand hellgrau bis beige. Sein wichtigstes

Merkmal ist eine feinkörnig-massige Quarz-Feldspat-Matrix, in die bis zu 4mm lange

diskenförmige Quarze streng orientiert eingefügt sind. Die erkennbare Foliation wird durch

gestreckte Biotitaggregate verdeutlicht (forellenartige Musterung). Visuell lässt sich

xenoblastischer Granat und vereinzelt tafeliger Disthen bestimmen.

Granulit mit Tapetenquarz

Plattenquarzlagen und alternierende feinkörnige Quarzfeldspat-Mosaike rufen das

ausgeprägte Lagengefüge des Tapetenquarzgranulites hervor. Typisch für diesen Typ ist ein

Gefüge aus einem laminaren Wechsel zwischen Quarzlagen und Quarz-Feldspat-Mosaiken.

Dadurch tritt eine deutliche Foiliation hervor.

Gebänderter retrograder Granulit

Dieser retrograde Granulittyp geht durch Änderung zu amphibolitfaziellen Bedingungen aus

dem Tapetenquarzgranulit hervor. Im Gestein besteht eine wechselnde Bänderung aus

biotitreichen und biotitarmen Lagen. Weiterhin setzt sich eine Kornverfeinerung und

zunehmende Gefügeregelung fort. Die ehemaligen Granate sind vollständig biotitisiert und

eine Mylonitisierung resultierend aus Scherbeanspruchung macht sich durch Biotitschweife

um Granatporphyroklasten bemerkbar.

Metablastische retrograder Granulit

Die Bestandteile des meablastischen retrograden Granulits sind klein- bis mittelkörnig

rekristallisiert und in flasrigen oder grobschiefrigen Texturen angeordnet. Des Weiteren tritt

anatektische Schmelzbildung auf, was zur Bildung von mittel- bis grobkörnigen Anatexiten

führte.



Cordieritgneiskomplex

Das im Granulitgebirge auftretende, als Cordieritgneiskomplex bekannte Gestein, kann

weiter in zwei Gesteinstypen, in Granatgneis und in Biotitgneis, unterteilt werden.

Granatgneis

Die Granatgneise werden in drei Typen gegliedert. Migmatitischer Granatgneis steht

schwachmigmatitischen Granatgneisen mit grobschiefriger Textur gegenüber. Granat kommt

dabei als Hauptkomponente mit einem Durchmesser von >1mm vor. Vorkommen von

massigem Granatgneis (Granatfels) sind gering. Migmatitischer Granatgneis und massiger

Granatgneis spielen eine untergeordnete Rolle.

Biotitgneis

Der Nordostteil des Granulitkomplexes wird nicht von Granat- und Cordiertitgneis, sondern

von Biotitgneis überlagert. Es handelt sich um ein migmatitisches Gestein mit lagenförmigen

Leukosomen. Die Textur ist flaserig und kleingefaltete Folitation ist deutlich. Die Matrix ist

ähnlich den Granatgneisen aus einem Gefüge von Biotit und Cordierit und Sillimanit

aufgebaut. Sedimentäre Gefügeelemente gingen durch Deformation und partielle Anatexis

verloren. In Biotit von Naundorf wurde ein sedimentärer Wechsel metapelitischen Materials

festgestellt.

Schiefermantel

Zwei Hauptunterscheidungen können für den Schiefermantel getroffen werden, wobei sich

der Gneisglimmerschiefer in vier weitere Typen unterteilt.

Gneisglimmerschiefer

Die Gneisglimmerschiefer können in vier Typen unterteilt werden:

1) An der Grenze zum Granulitkomplex kommt ein grobschiefriger Feldspatglimmer vor, der

sich durch intensive Kleinfaltung, NW-SE-streichende Streckungslineation sowie schwache

Migmatisierung auszeichnet. Die Kleinfalten haben Faltenweiten von weniger als einem

Millimeter bis zu einigen Zentimetern. Gebänderte Quarzsegregationen, die kleingefaltet und

in Faltenachsenrichtung zu stängeligen Aggregaten gestreckt wurden, weisen auf Scherung

hin. Die Gesteinmatrix besteht aus Biotit, Sillimanit, dispersem Quarz und Feldspat sowie

akzessorischem Granat.

2) Ein migmatitischer Feldspatglimmerschiefer breitet sich im Hangenden des ersten Typs

bis in höhere Abschnitte der Wolkenburger Serie aus. Verfaltete Leukosome deuten auch

hier eine Scherung an. Die auftretenden Melanosome sind schmal und heben sich vom

Mesosom durch höheren Biotitanteil und stellenweise auch verstärkte Granatbildung ab.



3) Es treten lokal Zweiglimmergneise auf, die Biotit, Muskovit und akzessorisch Chlorit

enthalten. Zum Mineralbestand gehört neben wenigen Granaten auch teilweise Staurolith.

4) Ebenschiefriger Feldspatglimmer ersetzt am Nordostrand des Granulitkomplexes

zwischen Limmritz und Niederstriegis die sonst im tiefsten Teil des Schiefermantels

anstehenden Gesteine.

Glimmerschiefer

Helle Glimmerschiefer schließen sich im Hangenden durch einen allmählichen Übergang an

die Gneisglimmerschiefer an. In ihnen sind s-konforme Gängchen zu beobachten, die den

Umbiegungen der Foliation folgen. Die Gängchen bestehen aus Quarz, Feldspat und Biotit.

Entstehungsmodell

Nach Henningsen, D., und Katzung, G. (2006), wird für das Auftreten des hochmetamorphen

Granulitkomplexes inmitten des geringer metamorphen Schiefergebirges folgendes

Entwicklungsmodell vorgeschlagen: Bei der variszischen Orognese ist ein Krustenfragment

des Saxothuringikum-Terrans während des späten Devons bis frühen Karbons nach

Südosten subduziert und daraufhin bei extrem hohen Temperaturen und unter hohem Druck

metamorphisiert worden. Unter diesen physikalisch chemischen Bedingungen bildeten sich

die Granulite. Im gleichen Zeitraum fand die Sedimentation im Bereich des heutigen

Granulitgebirges statt. Dort kamen die Gesteine des späteren Schiefermantels zur

Ablagerung. Nach der Metamorphose sind die Granulite aufgrund ihrer geringeren Dichte

gegenüber ihrer Umgebung in kurzer Zeit als heißer Körper diapirförmig aufgestiegen. Sie

drangen dabei in die Ablagerung des Schiefermantels ein. Die hohen Temperaturen in

Kombination mit Fluiden metamorphisierten das Gestein, so dass die Granate in den

Granuliten weitgehend zu Biotit alterierten. Beim Aufstieg aus der Umgebung

mitgenommene Metapelite und ozeanische basische Magmatite wurden zwischen

Granulitkomplex und Schiefermantel eingeschert und zu Cordierit-Gneis bzw. Metagabbros

und Serpentiniten metamorphisiert. Danach sind die Granite in den Granulitkomplex und in

den Schiefermantel noch vor Abschluss der variszischen Orogenese intrudiert.

Die diskutierten vertikaltektonischen Konzepte, die die Platznahme der Granulitkomplexe

durch diapirischen Aufstieg oder als Metamorphic core-Komplex interpretieren, haben die

räumliche und die zeitliche Nähe der Eklogit- und Granulitmetamorphose des Kerns (340Ma)

zu der sich bis in das Unterkarbon fortsetzenden Sedimentation seiner paläozoischen

Mantelschicht bisher nicht erklären können. Ein weiteres Erklärungsmodell könnte deshalb

über die Möglichkeit eines seitlichen Einschubs der noch heißen und deshalb geringviskosen

Gneise von SE her sein (Walter, R. (2007), Geologie von Mitteleuropa).



Quellenverzeichnis

Literatur

Henningsen, D., Katzung, G. (2006), Einführung in die Geologie Deutschlands, Elsevier

GmbH, München

Rötzler, J. (1992), Geotektonische Forschungen 77, Zur Petrogenese im Sächsischen

Granulitgebirge, E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart

Wagenbreth, O., Steiner, W., (1989), Geologische Streifzüge, Landschaften und

Erdgeschichte zwischen Kap Arkona und Fichtelgebirge, VEB Deutscher Verlag für

Grundstoffindustrie, Leipzig

Walter, R. (2007), Geologie von Mitteleuropa, E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung,

Stuttgart

Internet

http://www.mineralienatlas.de/lexikon/index.php/Deutschland/Sachsen/Granulitgebirge

http://www.wolkenburger-bergbaurevier.de/main_mehr_zur_geologie.htm

Das Erzgebirge

Daniel Döpke

1

Große Geländeübung: Thüringen-Sachsen-Böhmen (VAK-Nummer: 05-08-2-M9-2) Bericht von Daniel Döpke (Matrikel-Nummer: 205006)

Thema: Das Erzgebirge (Geologie, Tektonik, Vererzung)

Einführung

Das Erzgebirge gehört zu den sächsischen Mittelgebirgen Deutschlands an der Grenze zur

Tschechei, und befindet sich im Nordosten des Böhmischen Massivs. Es erstreckt sich in E-

W Richtung ca. 130 Km und in N-S Richtung ca. 40 Km (Ventura & Lisker, 2003). Auf

Deutscher Seite ist der Fichtelberg mit 1214 m und auf Tschechischer Seite der Keilberg mit

1244 m die höchste Erhebung. Das Erzgebirge wird scharf im Süden von dem Eger-Graben

und im Osten von der Elbezone begrenzt, während es allmählich in die Vorerzgebirgs-Senke

im Norden bzw. in das Fichtelgebirge im Westen ausläuft (Abb.1) (Hennigsen & Katzung,

2006).

Abb.1: Geologische Übersichtskarte vom Erzgebirge (Henningsen & Katzung, 2006)

Das Erzgebirge liegt in der Saxo-thuringischen Zone des variszischen Orogengürtels, der

sich in W/O Richtung durch Mittel Europa erstreckt (Abb. 2). Es ist eine der wenigen

Regionen Deutschlands, wo das kristalline Grundgebirge zur Tage tritt. Es besteht

hauptsächlich aus prä- bis früh- variszischen metamorphen Gesteinseinheiten und

variszischen und post- kinematischen Plutoniten (Ventura & Lisker, 2003). Die Metamorphite

variieren von Phylliten und Glimmerschiefern über Gneise bis hin zu Granuliten und

Eklogiten. Besonderheiten sind diamantführende Gneise (Hennigsen & Katzung, 2006). Die

Metamorphose der Gesteinseinheiten des Erzgebirges ist bei ~340 Ma (Unterkarbon) in

Verbindung mit der variszischen Orogenese einzuordnen.

Das Erzgebirge

Daniel Döpke

2

Abb.2: Zonen der Varisziden (Frisch & Meschede, 2005)

Geologie und Tektonik

Vergleichsstudien der Gesteinseinheiten des Erzgebirges und der benachbarten Gebieten

haben gezeigt, dass die Ausgangsgesteine (Protolithe) der Metamorphite des Erzgebirges

den schwachmetamorphen neoproterozoisch–altpaläozoischen Gesteinen der Schwarzburg,

Berga, und Vogtland-Antiklinorium im Westen und der Lausitz-Antiklinorium im Osten

entsprechen (Abb. 3). Dies bedeutet, dass dieses Gebiet Sachsens eine einheitliche

geologische Entwicklung seit dem späten Neoproterozoikum erlebt hat (Ventura & Lisker,

2003). Erst während der variszischen Orogenese kam es im Erzgebirge zur Bildung von z.B.

Gneisen (Ortho- und Paragneise) wo hingegen die Ausgangsgesteine z.B. in der Lausitz

unverändert heute noch anstehen.

Die Entwicklung des Erzgebirges lässt sich gliedern in (1) Cadomische Orogenese und

frühpaläozoische Entwicklung; (2) Variszische Orogenese; (3) Post-Variszische Entwicklung.

(1) Cadomische Orogenese und frühpaläozoische Entwicklung Während des

Proterozoikums und Altpaläozoikums gehörte das Erzgebirge zum cadomischen Inselbogen

(Linnemann et. al., 2004). Dieser entstand durch die Subduktion ozeanischer Kruste am

Rand des Kontinents Gondwana während der cadomischen Orogenese (570–540 Ma).

Entlang dieses Inselbogens entwickelten sich zahlreiche Ablagerungsräume: 1. Am

Kontinentalhang und Backarc-Becken entstanden Grauwacken aus den Erosionsprodukten

des Inselbogens und des kontinental Randes von Gondwana. Nordöstlich des Erzgebirges

(In der Lausitz) treten die Grauwacken heute unverändert auf. Ihr Äquivalent im Erzgebirge

sind die Oberen Graugneise (Paragneise). 2. An den flach- bis tiefmarinen Bereichen des

Inselbogens kam es zu Ablagerungen von Ton- und Sandsteinen, Karbonaten und

Kiselschiefern. Durch die Metamorphose treten diese Sedimente nun als Tonschiefer,

Das Erzgebirge

Daniel Döpke

3

Phyllite, Glimmerschiefer und Marmore auf. 3. Aufgrund von erhöhtem Wärmefluss, durch

die Subduktion oder ausdünnen der Kruste als erste Anzeichen für beginnende

Riftingprozesse, kommt es zu starkem Magmatismus in Form von granitischen und

granodioritschen Magmatiten. In der Lausitz sind diese Magmatite heute nahezu unverändert

aufgeschlossen, während sie im Erzgebirge als Untere Graugneise (Orthogneise) auftreten

(Haubrich & Kleber, 2007).

Während des Ordoviziums trennt sich, durch Riftingprozesse, die spätere Saxo-thuringische

Zone von Gondwana ab. Es kommt zu starkem saurem (Granite) bis intermediärem

(Granodiorite) Magmatismus. Diese Magmatite bilden heute die Rotgneise (ebenfalls

Orthogneise) des Erzgebirges (Haubrichh & Kleber, 2007).

Am Anfang des Devons entwickelte sich der Riftingprozess weiter. Aus dem nun basischen

Vulkanismus entstanden Diabase. Im Devon kommt es zur variszischen Orogenese.

(2) Variszische Orogenese Während der variszische Orogenese (~415Ma – 250Ma) kommt

es zur Bildung des Erzgebirges. Die Kontinente Gondwana und Laurissia bewegen sich

aufeinander zu und schließen dabei den Rheischen Ozean.

Durch die Subduktion der Ozeankruste kommt es zur Metamorphose und Bildung von

Eklogiten (Sebastian, 2003).

Zwischen den beiden großen Kontinenten lagen mehrere kleine Mikroplatten. Zum

Höhepunkt der variszischen Orogenese, etwa an der Grenze Unter- zu Oberkarbon (~340

Ma), kollidieren die beiden Kontinente und die Mikroplatten werden teilweise komplett

überschoben. Dabei werden Gesteinseinheiten unter verschiedenen Druck und Temperatur

Bedingungen metamorphisiert und teilweise aufgeschmolzen.

Im weiteren Verlauf der Gebirgsbildung kommt es zur Faltung und weiteren

Überschiebungen und Aufschiebungen der verschiedenen Gesteinseinheiten.

So kommt es zur Bildung von Deckenstrukturen, bei denen auch höher metamorph

beanspruchte Gesteine weniger stark metamorphisierte überlagern (Abb.4) (Hennigsen und

Katzung, 2006).

Durch das überschieben der Mikroplatten kommt es zu einer Krustenverdickung und einem

Ungleichgewicht zwischen Kruste und Mantel. Der Mantel drückt die leichtere Kruste nach

oben, um das Ungleichgewicht wieder auszugleichen. Dabei kommt es zur Hebung des

Gebirges und zu Extensionsbewegungen. Durch die Extensionsbewegungen wurden

Magmenkammern freigelegt und es kommt zu starkem Vulkanismus. Es bilden sich die

heute noch im Erzgebirge anstehenden Granite und Porphyre (Abb. 1 & 4) (Wargenau,

2009).

Das Erzgebirge

Daniel Döpke

4

Abb.3: Vereinfachte geotektonische Karte des variszischen Gürtels in Sachsen und benachbarten Regionen (verändert nach Ventura & Lisker, 2003)

Wie oben beschrieben wurden während der variszischen Orogenese, durch Metamorphose,

aus den cadomischen Magmatiten und Grauwacken, Rot- und Graugneise. Die

altpaläozoischen marinen Sedimente wurden weniger stark der Metamorphose unterzogen

und bilden unter anderem Glimmerschiefer und Phyllite.

Der innere Aufbau des kristallinen Gebirges hat die Form einer Antiklinalstruktur. Sie ist ca.

80Km lang und setzt sich im Fichtelgebirge fort (Wargenau, 2009). Die stärker metamorph

überprägten Gesteine befinden sich im inneren z.B. Gneise, darauf folgen Glimmerschiefer

und im äußeren Bereich die am wenigsten metamorph überprägten Phyllite (Hennigsen &

Katzung, 2006).

Die Graugneise und Rotgneise bilden heute die tektono-stratigraphisch unterste Schicht in

der Abfolge im Erzgebirge (Abb. 4) (Tichomirowa, 2002). Die Gneise entstanden unter

Mitteldruck-Mitteltemperatur Bedingungen und werden so der metamorphen Amphibolit- oder

Grünschieferfazies zugeordnet.

Das Erzgebirge

Daniel Döpke

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Abb.4: Abfolge der Decken im Kristallin des Erzgebirges (Henningsen & Katzung, 2006)

Die unterste Gneis-Einheit (aus Rot- und Graugneisen) wird von einer Gneis-Eklogit-Einheit

überlagert, die aufgrund des höheren Metamorphosegrades, viel höheren Drücken und

Temperaturen ausgesetzt gewesen sein muss. Getrennt werden diese Einheiten durch eine

Scherzone mit Myloniten (entsteht durch Dislokationmetamorphose), konglomeratischen

Paragneisen und eingelagerten Amphiboliten.

Über der Gneis-Eklogit-Einheit folgen, nach einer 2. Scherzone, Glimmerschiefer- und

Phyllit-Einheiten die alle unter niedrigen Temperaturen und nach oben hin abnehmenden

Drücken sich bilden.

Durch die Deckenbildung kommt es an einigen Stellen zum aufschmelzen von Gesteinen

und Bildung von migmatitischen Gneisen auch Flammengneise genannt (migmatitische

Gneise in Abb.4) (Hennigsen & Katzung, 2006).

(3) Post-Variszische Entwicklung Infolge der Hebung des Gebirges durch die variszische

Orogenese, und damit Trockenfallen, unterlag das Erzgebirge im Perm und fast dem

gesamten Mesozoikum starker Abtragung. Erst in der Oberkreide (Cenoman) gelangen

Sedimente, durch eine Transgression von Nordosten, ins Erzgebirge. Heute findet man

Reste dieser Transgression, geschützt unter Eozänen Basalten im Osterzgebirge (Haubrich

& Kleber, 2007).

Im Känozoikum erhält das Erzgebirge sein heutiges Erscheinungsbild. Eine wichtige Rolle

spielen dabei die alpidische Orogenese (~65Ma – 5Ma) und die Öffnung des Nordatlantiks.

Sie sorgen für die Reaktivierung alter Störungszonen. Da die hauptsächlich metamorphen

Gesteine sehr spröde auf tektonische Beanspruchung reagieren, bilden sich Horste, Gräben

Das Erzgebirge

Daniel Döpke

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und Pultschollen (Wargenau, 2009). Einer dieser Gräben ist der Egergraben südlich des

Erzgebirges (Abb.1 & 3). Infolge der alpidischen Orogenese. kam es Bildung des

Egergrabens. Der Egergraben gehört hierbei zum Känozoischen Riftsystem das durch ganz

Mitteleuropa verläuft. Er erstreckt sich über 350Km von der Südwestgrenze des Böhmischen

Massivs bis nach Polen. Das Erzgebirge bildet dabei die nördliche Grabenschulter und ist

eine Pultscholle (Ventura & Lisker, 2003). Im Süden gekennzeichnet durch den steilen

„Erzgebirgsabbruch“ zum Egergraben und nach Norden flach abfallend Richtung

Vorerzgebirgs-Senke. Entlang der Bruchzonen kommt es im Eozän zu basischen bis

ultrabasischen Vulkanismus. Es entstehen Basalte, Phonolithe und Nephelinite die die

entstandenen Grabenstrukturen füllen (Wargenau, 2009).

Vererzung

Das Erzgebirge hat seinen Namen vom Erzbergbau. Bereits 1168 wurde im Gebiet um

Freiberg Silber abgebaut (Hennigsen & Katzung, 2006). Viele Erkenntnisse über Bergbau

und Lagerstätten wurde hier erlernt und einige Minerale bekamen hier ihren Namen. Bereits

1765 wurde wegen der Erzvorkommen die Bergakademie Freiberg gegründet (Ventura &

Lisker, 2003).

In den proterozoischen und altpaläozoischen metamorphen Gesteinen treten meistens

„schichtgebundene“ Erzanreicherungen auf. Am häufigsten sind Sulfide und Eisenoxide.

Durch die Metamorphose ist die Entstehung der Anreicherung schwer zu erklären. Häufig

treten die Anreicherungen aber in Verbindung mit Karbonaten und basischen Vulkaniten auf.

Von großer Bedeutung sind Zinn-Wolfram-Molybdän-Vererzungen. Zinn wurde bereits seit

dem Mittelalter abgebaut. Die Zinn-Wolfram-Lagerstätten treten häufig mit jüngeren

(postvariszischen) Graniten auf, während Wolfram-Molybdän-Lagerstätten häufig in Gängen

von Graniten auftreten, die während der variszischen Orogenese entstanden sind

(Hennigsen & Katzung, 2006).

Was das Erzgebirge eigentlich ausmacht sind die Gang-Vererzungen. In den Klüften die

durch Bruchtektonik oder magmatische Intrusionen, während der variszischen Orogenese

entstanden sind, sammeln sich hydrothermale Lösungen. Beim abkühlen der Lösung fallen

die Minerale aus und bilden Gang-Lagerstätten. Besonders Silbererzgänge waren sehr

begehrt (Sebastian, 2003). Im Erzgebirge entstehen Gang-Vererzungen von Hämatit, Uran,

Silber und Metallen wie Zink, Zinn, Kupfer und Blei im Zusammenhang mit der Bruchtektonik

in der späten Phase der variszischen Orogenese (Übergang Karbon-Perm).

Postvariszisch (Trias bis heute) entstehen Vererzungen aus Hämatit, Fluorit, Wismut-Kobalt-

Nickel-Arsen-Silber, Uran und Eisen-Mangan. Bei der Entstehung der jüngeren Gänge

wurden teilweise ältere Lagerstätten wieder in Lösung gebracht und umgelagert.

Im Osterzgebige wurden Blei, Zinn und Silber und im Westerzgebirge Kobalt, Nickel, Silber

und Uran gefördert (Hennigsen & Katzung, 2006).

Das Erzgebirge

Daniel Döpke

7

Literatur

- Linnemann, U., Drost, K., Elicki, O., Gaitzsch, B., Gehmlich, M., Hahn, T., Kroner,

U. & Romer, R. L. (2004): Das Saxo-Thuringikum. Staatliches Naturhistorisches

Museum Dresden und Museum für Mineralogie und Geologie

- Hennigsen, D. & Katzung, G. (2006): Einführung in die Geologie Deutschlands.

Spektrum Verlag

- Wargenau, J. M. (2009): Rezente Morphologie Mitteleuropas – Känozoische

Tektonik am Beispiel des Erzgebirges und der Elbtalzone. Seminar - Technische

Universität Bergakademie Freiberg

- Tichomirowa, M. (2002): Die Gneise des Erzgebirges – Hochmetamorphe

Äquivalente von neoproterozoisch – frühpaläozoischen Grauwacken und

Granitoiden der Cadomiden. Habilitationsschrift von der Fakultät für

Geowissenschaften, Geotechnik und Bergbau der TU Bergakademie Freiberg

- Haubrich, F. & Kleber, A. (2007): Böden ohne Grenzen: Allgemeiner

Exkursionsführer. Jahrestagung der Deutschen Bodenkundlichen Gesellschaft

- Ventura, B. & Lisker, F. (2003): Long-term landscape evolution of the

northeastern margin of the Bohemian Massif: apatite fission-track data from the

Erzgebirge (Germany). Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundschau) 92: 691-700

- Frisch, W. & Meschede, M. (2005): Plattentektonik: Kontinentverschiebung und

Gebirgsbildung. Primus Verlag

- Sebastian, U. (2003): http://www.gupf.tu-freiberg.de/geologie/erzgebirge.html

Universität Bremen Fachbereich 5 Größe Geländeübung: Thüringen-Sachsen-Böhmen SS 2009 Prof. Dr. Cornelia Spiegel Dr. Frank Lister

Erzgebirge und Zittauergebirge

Gauvain Wiemer Rückertstraße. 13/15

28199 Bremen E-mail: [email protected] Tel: 0421/ 70901422

M.S. Geowissenschaften Fachsemester: 2

Matrikelnr.:234261

1

Inhalt

1. Geographische & Geologische Lagebeziehung………………………………….2 2. Entstehungsgeschichte………………………………………………………………3 3. Geomorphologie……………………………………………………………………….4

Anhang……………………………………………………………………………………..7 Bibliographie……………………………………………………………………………...8

2

1. Geographische & Geologische Lagebeziehung

Das Elbsandsteingebirge erstreckt sich

innerhalb der sächsisch-böhmischen Schweiz

beidseits der Elbe in nordwest-südöstlicher

Richtung von Pirna bis Decin (in Tschechien).

Es befindet sich in der Elbsenke, die im Nord-

Westen bis Meißen reicht. Nordwestlich grenzt

die Elbsenke damit an das Meißner Massiv

und im Süden an die Döhlener Senke sowie

an das Erzgebirge. Die im Norden in nordwest-südöstlicher Richtung verlaufende

Grenze zum Granodiorit-Komplex des Lausitzer Gebirges bildet die Lausitzer

Überschiebung. Abbildung 1 zeigt die geographische Lage und Abbildung 2 die

geologischen Lagebeziehungen nach PLÄCHEN und WALTER, 2008.

Das Zittauergebirge befindet sich südlich von Zittau an der Grenze zu Tschechien.

Aus geologischer Sicht muss es in einem Atemzug mit dem Elbsandsteingebirge

genannt werden, da es sich um ein und dieselbe Entstehungsgeschichte handelt.

Abb.1: Geografische Lage ESG. ©: www.rad-und-wandern.de

Abb. 2.: Geologische Lagebeziehungen nach PLÄCHEN und WALTER, 2008

3

Abb.4:Karte Deutschlands – Oberkreide ©: Naturkundemuseum Kassel

2. Entstehungsgeschichte

Die Entstehungsgeschichte des Elbsandstein-

sowie des Zittauergebirges beginnt maßgeblich in

der Kreidezeit (135-65 Mio. Jahren v.h.) - genauer

im Cenoman, vor etwa 99 Ma. Zum besseren

Verständnis der Elbtalzone und der angrenzenden

geologischen Einheiten möchte ich in der

Erdgeschichte bis ins Präkambrium zurückgehen

(vgl. GERTH, 2006): Vom Präkambrium bis zum

Unterkarbon befand sich im heutigen Gebiet der

Elbtalzone, also zwischen dem Lausitzer Massiv

und dem Erzgebirgskristallin ein Sedimentbecken.

Die in diesem Becken durch Versenkung und

Diagenese zu festem Stein gewordenen

Ablagerungen wurden im Oberkarbon, während

der Varizischen Orogenese, in einem

kompressiven Regime deformiert und bildeten so

das Elbtalschiefergebirge. Zu diesem Zeitpunkt

erfolgte ebenfalls die Intrusion des Syenodiorits

und Granits, welche heute das Meißner Massiv

bilden. Das Döhlener Becken bildete sich im

Unterperm und wurde zum Ablagerungsort für

viele Sedimente, die in Folge der Variszischen

Orogenese gebildet wurden. Es befinden sich dort

Konglomerate, Sandsteine sowie Schiefertone. Im Jura begann die Elbtalzone sich

zu senken. Gleichzeitig zogen sich bis in die Oberkreide (Cenoman) die

Wassermassen, die bis dahin weite Teile des heutigen Deutschlands bedeckt hatten,

zurück und hinterließen einen Meeresarm zwischen dem Erzgebirge (Teil der

Mitteleuropäischen Insel) und dem Lausitzer Massiv (Teil der westsudetischen Insel)

(TRÖGER, 2003). Die Abbildungen 3 & 4 sollen dies in bildlicher Form verdeutlichen.

Diese Meeresenge, auch Sächsische Straße genannt, verband das Norddeutsch-

Polnische Becken (Boreal) mit dem Böhmischen Becken (zur Zeit der Oberkreide ein

Randbecken der Tethys) (VOIGT 1995, nach RASCHER et al., 2006).

Abb.3:Karte Deutschlands- Unterjura

4

Die Liefergebiete für dieses

Sedimentbecken waren somit

im Osten Lausitzer Bergland

sowie Iser- und Riesengebirge

und im Westen

Westerzgebirge, Fichtelgebirge

und Bayrischer Wald (siehe

Abb.5). Mehrere

Transgressionen und

Regressionen führten in

diesem Raum zu einer faziell

stark differenzierten Ablagerung. So wurden im flachmarinen Beckenrandbereich vor

der westsudetischen Insel, im heutigen Bereich zwischen Elbe und Lausitzer

Bergland, fast ausschließlich grobkörnige Siliziklastika abgelagert (RASCHER et al.,

2006). Bis zum Ende der Kreidezeit wurde so, durch Sedimentations- und

diagenetische Prozesse, eine bis zu 600m dicke und 700 km² weite Sandsteinplatte

gebildet (GERTH, 2006). In den tieferen Beckenbereichen, dem heutigen Gebiet

nordwestlich von Pirna, lagerten sich kalkig-sandige und kalkig-tonige Sedimente ab

(Plänarmergel von Pirna, Dresden und Meißen). Der insgesamt flachmarine

Charakter wird nicht nur durch Fossilien wie Muscheln, Austern und Cephalopoden

sondern auch durch Wellenrippeln und charakteristische Bioturbationen

gekennzeichnet. Heute findet man innerhalb der Sandsteinschichten des

Elbsandsteingebirges immer wieder tonige Einlagerungen, die ebenfalls auf Trans-

und Regressionen hinweisen. Diese im Vergleich weichen Einlagerungen in

Verbindung mit eintretenden tektonischen Prozessen haben eine bedeutende

Auswirkung auf die heutige Morphologie des Elbsandsteingebirges (RASCHER et al.,

2006).

3. Geomorphologie Zu Beginn des Tertiärs begann durch tektonische Plattenverschiebungsprozesse

zwischen Eurasien und Afrika die Alpine Orogenese. Diese blieb auch im

Alpenvorland nicht folgenlos. An der Grenze zwischen Kreideablagerungen und dem

Lausitzer Granodioritmassiv wurde die Lausitzer Überschiebung generiert. Die

nördlich der Überschiebung liegenden Gesteine schoben sich bis zu 400 m auf die

Abb. 5:

5

Abb. 6: Schematische Darstellung der Hauptklüfte ©: www.nationalpark-sächsische-schweiz.de

Kreideablagerungen. Der scharfe Wechsel

zwischen Granodiorit und Sandstein ist

heute vielerorts entlang der

Überschiebung eindeutig zu erkennen

(RASCHER et al., 2006). Zu dem kam, dass

vor rund 35 Mio. Jahren die

Erzgebirgsscholle durch den Schub der

Afrikanischen Platte herausgehoben

wurde und die Sandsteinplatte sich in

nordöstlicher Richtung neigte. Durch ein

generelles Herausheben der Erdmassen

erfuhr die Elbtalzone eine relative

Meeresspiegelsenke. Außerdem führten

die mit der Alpinen Orogenese in

Zusammenhang stehenden tektonischen

Prozesse zu äußerster Beanspruchung

der Erdkruste. Störungen und Risse

führten zu vulkanischer Aktivität im

Alpenvorland. So wurden die

Kreideablagerungen mancherorts von

Basalten und Phonolithergüssen

durchdrungen (GERTH, 2006).

Die in der Kreide entstandene

Sandsteinplatte war nun durch die Überschiebung und durch die Hebung der

Erzgebigsscholle stark zerklüftet (die Orientierung der Hauptklüfte inklusive der

Hauptspannungsrichtungen sind in Abbildung 6 dargestellt). Durch ihre Lage

oberhalb des Meeresspiegels war sie ferner Erosions- und Verwitterungsprozessen

ausgesetzt.

Das im Tertiär wieder voranschreitende Wasser der „Ur-Nordsee“ bedeckte die

Kreideablagerungen nicht. Die Erosion fand somit zunächst hauptsächlich fluviatil

statt und führte zu einem Ausschwemmen der orthogonal verlaufenden Klüfte. So

entstand allmählich der Quadersandstein, wie in Abb. 7 gezeigt wird. Im Quartär,

einer Zeit extremer Klimaschwankungen, wurde die Sandsteinplatte wesentlich mehr

beansprucht. Der Wechsel zwischen warmen und kalten Perioden beansprucht das

Abb.7

Abb.8

6

Material und führt zu starker

physikalischer Verwitterung. Die

Vergletscherung während der

Elstereiszeit reichte bis zum

Elbsandsteingebirge und darüber hinaus

(siehe Abb. 9.3.). Mächtige Eismassen,

die sich über die Kreideablagerungen

schoben, brachten alle bekannten Folgen

glazialer Verwitterung mit sich.

Nach dem Rückgang der Eismassen

überwiegte wieder die fluviatile Erosion.

Die Elbe schnitt sich letztlich mit ihrem

heutigen Verlauf in die Sandsteinplatte

(WOLF und ALEXOWSKY, 1995, nach

RASCHER, 2006). Zu beobachten sind

heute die Folgen chemischer

Verwitterung wie Wabenverwitterung, Sanduhren oder Eisenröhrchen (RASCHER et

al., 2006). Mechanische Verwitterung zeigt sich vor allem an Kluft- und

Schichtverwitterungen, wie sie in Abbildung 8 dargestellt sind.

Abb. 9

7

Anhang

8

Bibliographie W. Pälchen und H. Walter: Geologie von Sachsen – Geologischer Bau und Entwicklungsgeschichte. Stuttgart: E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, 2008 A Gerth: Geologische Exkursion in die Oberlausitz und im Elbsandsteingebirge. Spitzkunnerdorf: Oberlausitzer Verlag Frank Nürnberger, 2006 Dipl.- Geol. Dr. J. Rascher für GEO montan Gesellschaft für angewandte Geologie mbh Freiberg: Potentialanalyse für eine Aufnahme von Teile der Sächsisch-Böhmischen Schweiz als Weltnaturerbegebiet der UNESCO; Teil Geologie/ Geomorphologie. Freiberg, 2006 Karl Armin: the cretaceous of the Elbe vally in Saxony(Germany) – a review: Geologisches Institut BAF, Meißer-Bau, 2003

Egergraben – Tektonik und Vulkanismus

Ein Bericht von

Timo Schaper

Matrikelnummer: 2058199

2

Inhalt Einleitung/Entstehung ............................................................................................................................. 2

Petrologie des Egergrabens ..................................................................................................................... 3

Aktuelle Tektonische Bewegung ............................................................................................................. 4

Zeugen von vergangenen Vulkanismus ................................................................................................... 5

Vulkanismus – Fluidaustritte im Egergraben........................................................................................... 6

Fazit ......................................................................................................................................................... 7

Quellen .................................................................................................................................................... 7

Einleitung/Entstehung

Der Egergraben gehört zum Europäischen Känozoischen Grabensystem (EKG, European

Cenozoic Rift System). Beschrieben wurde dieses System nach Peter A. Ziegler (ab 1990,

Abbildung 1).

Abbildung 1: Das Europäische Känozoische Grabensystem (EKG) nach Ziegler.

http://www.oberrheingraben.de/Tektonik/EKG_gross.jpg

3

Zu sehen ist eine Reihe von tektonischen Gräben im Alpenvorland, die quer durch West- und

Mitteleuropa verlaufen. Sie sind während der letzten 65 Millionen Jahre, dem Känozoikum,

durch tektonische Verschiebungen während der mittleren und späten Alpinen Orogenese

entstanden.

Der Egergraben, welcher im Nordosten liegt, ist der jüngste dieser Gräben und ist deswegen

auch etwas flacher als die anderen. Die Abbildung 1 zeigt, dass der Graben aus känozoischen

Sediment Verfüllungen und Vulkangesteinen besteht. Im Norden wird der Egergraben durch

das Erzgebirge begrenzt. Der Egergraben verläuft dabei von Nordosten(Odra Zone in Polen)

in Richtung Südwesten(südliche Grenze des Böhmischen Massivs) und erstreckt sich über

eine Länge von ca. 350km(Malkosvky, 1987).

Der Egergraben ist gefüllt mit vulkanischen Gesteinen und überwiegend frühen Miozänen

klastischen Sedimentgesteinen, welche aus Flussablagerungen stammen, die das Umland

drainierten (Malkosvky, 1987).

Die Ausbildung des Egergrabens wurde begleitet durch signifikante Oligozäne, Miozäne und

Plio-Pleistozäne vulkanische Aktivität (Malkosvky, 1987). Die Entwicklung des Egergrabens

wurde parallel beeinflusst durch die erneute tektonische Bewegung des Störungssystems,

die dazu führt, dass das Böhmische Massiv nach Südwest und Südost auseinander driftet.

Petrologie des Egergrabens

Die Vulkanischen Gesteine im Egergraben sind Olivin Nephelinit/Tephrit, Phonolit, Basanit

und Trachyt (Ulrych et al., 2006).

Tabelle 1: Auflistung der Vulkanischen Gesteine im Egergraben (Materialeigenschaften von

http://www.mineralienatlas.de)

Name Bestandteile Farbe

Trachyt (Ergußgestein)

Sanidin (alkalifedspat), Plagioklas (Oligioklas), Hornblende oder Biotit, selten Augit.

Hellgrau bis rötlich

Olivin Nephelinit

Basalthaltiges Gestein. Besteht wesentlich aus Olivin, Nephelin und Klinopyroxen

Dunkelgrau bis schwarz

Olivin Tephrit Alkalisch basaltisches Gestein. Besteht aus Olivin, Plagioklas, Klinopyroxen und Feltspatoiden

rotbraun bis schwarzgrau

Phonolith Alkalifeldspat und Foiden (Feldspatvertreter wie Leucit und Nephelin)

Grau bis grüngrau

Basanit Klinopyroxen, Plagioklas, Foide und Olivin Grünlich bis grau/braun

4

Aktuelle Tektonische Bewegung

Auch heute noch findet aktuelle Schollenbewegung im Europäischen Känozoischen

Grabensytem statt. Dies wird seit einigen Jahren mit Hilfe von GPS (Global-Positioning-

System) gemessen und aufgezeichnet. Hierzu werden GPS-Präzisionsempfänger an

festgelegten Orten aufgestellt und die Veränderung der geografischen Position über Jahre

gemessen. Zum einen kann man so die Verschiebung der einzelnen Kontinentalplatten

messen, aber auch die Verschiebungen innerhalb einer Platte. Dies geschieht indem man die

gemessene Ortsverschiebung einer Messstation mit der eigentlichen Soll-Verschiebung ihrer

Kontinentalplatte vergleicht. Kommt es dabei zu Abweichungen, so hat sich die Platte auch

intern bewegt.

Aus solchen GPS-Daten haben Tesauro et al. (2005) ein vier Blöcke Modell (Abbildung 2)

vorgeschlagen, die sich hauptsächlich nur an ihren Grenzen bewegen. Die Grenzen für diese

Blöcke wurden zusätzlich zu den GPS Daten noch anhand von Erdbeben und Störungen

festgelegt.

Abbildung 2: Aufteilung von West und Mitteleuropa in 4 Starre Blöcke (A-D) zur besseren Darstellung der Bewegung. Die

Blöcke bewegen sich mit etwa 0,6 mm pro Jahr in Richtung der gelben Pfeile.

5

Die Blöcke A und B werden hier durch die Alpen geteilt. C und D werden durch eine

Erdbebenzone zwischen Zentralmassiv und Bretagne geteilt und die Grenze von Block A zu C

und D verläuft entlang der Rhone-Bresse-Senke, Oberrheingraben und Niederrheinische

Bucht. Die Blöcke A und B bewegen sich beide nach Nordnordwest. Der Block C nach

Westsüdwest und D nach Südsüdost. Dabei kommt es im Äußeren Bereichs von Block A, in

dem Bereich wo der Egergraben liegt zu einer Dehnung was die weitere Entwicklung und

Ausbildung des Egergrabens zur Folge haben wird.

Zeugen von vergangenen Vulkanismus

Beispiele für den vergangenen Vulkanismus im Egergraben gibt es viele. Hier dargestellt in den

Abbildungen 3 bis 6 (http://www.vulkane.de/Exkursion/Boehmen2003/Boehmen03.htm) ist eine

kleine Auswahl.

Abbildung 4: Vulkan bei Eisenbühl. Dies ist der jüngste und

kleinste Vulkan Mitteleuropas (ca. 6000 Jahre). Er ist gerade

einmal 20 m hoch.

Abbildung 5: Schlammvulkan im Naturschutzgebiet bei

Soos bei Franzensbad. In dem Moor gibt es hunderte von

kleinen Schlammvulkanen. Hier tritt schäumend oder

spritzend kohlensäurehaltiges Mineralwasser aus.

Abbildung 6: Basaltorgeln bei Rotava. Ein tertiärer

Vulkanschlot der sich nordwestlich von Karlsbad befindet. Er

hat sehr schöne gleichförmig aufragende Basaltsäulen.

Abbildung 3: Tertiärer Vulkan Blatna bei Liba. Der

basaltische Krater ist freigewittert und zeigt kleine

Basaltsäulen, die den Sprengtrichter strahlenförmig

umgeben.

6

Vulkanismus – Fluidaustritte im Egergraben

Die aktiven tektonischen Bewegungen im Egergraben werde primär durch die vulkanische

Aktivitäten während des Cenozoikum beeinflusst (Ulrych et al., 2000). Aufgrund dieser

tektonischen Bewegung kommt es im Egergraben zu Fluidaustritten in Mofetten und

Mineralquellen. Gasaustritte enthalten einen hohen Anteil an CO2 und He, welches aus dem

Mantel stammt (Weinlich et al., 1999). Messungen dieser Gasaustritte über zwölf Jahre

haben gezeigt, dass sich das Verhältnis zweier Heliumisotope verändert. Dabei wurden die

höchsten Werte in Europa nördlich der Alpen gemessen wie sie sonst nur aus aktiven

Vulkangebieten bekannt sind (Dr. Karin Bräuer, UFZ, 2005). Diese Veränderung stellt dabei

einen Anzeiger dar, für den Anstieg der magmatischen Aktivität. Dabei wird das Verhältnis

von Helium 4, welches aus der Erdkruste stammt zu Helium 3 betrachtet. Helium 3 stammt

aus dem Erdmantel. Die Bublak Mofette hat dabei ihren Helium 3 Anteil in den letzten

Jahren um das 6 fache erhöht.

Abbildung 7 zeigt die sogenannten

Bublak Mofette (das Blubbernde). Es ist

ein kleines Wasserloch in Franzensbad.

Wie auf der Abbildung gut zu erkennen

ist, strömt hier Gas aus. Dieses stammt

aus aktiven Magmenblasen aus ca. 30

km tiefe (UFZ). Da hier das Gas fast

unbeeinflusst aus großer Tiefe austritt

ist es eine wichtige Stelle für die

Forschung.

Durch Messungen vor und nach einem Erdbeben konnte man die Transportgeschwindigkeit

berechnen. Diese beträgt bis zu 400 km pro Tag (Dr. Gerhard Strauch, UFZ, 2005). Da das Gas aus

dem Erdmantel (ca. 30 km Tiefe) stammt, ist es von großem Interesse. Man kann durch das Gas mehr

über den Aufbau und die Zusammensetzung des Mantels erfahren.

Eine weitere Folge der tektonischen und vulkanischen Aktivität sind die periodischen

Erdbebenschwärmen, welche in der Umgebung immer wieder auftreten(Fischer & Horalek,

2003). Eine wichtige Frage ist was für eine Quelle die vulkanische Aktivität hat. Diese Frage

haben Plomerova et al. 2007 versucht mit Hilfe von seismischen Daten zu beantworten. Man

Abbildung 7: Bulblak Mofette, Austrittsstelle von Kohlendioxid bei

Franzensbad (Frantiskovy Lazne, CZ) im Egergraben

7

hat einen Mantel Plume oder eine Upwelling der Asthenosphäre vermutet. Es wurden

Untersuchungen bis in 250km Tiefe angestellt.

Das Ergebnis dieser Untersuchung ist, dass die Seismik in dieser Tiefe keinen deutlichen

Abfall in der Geschwindigkeit der P-Wellen zeigt, die für einen Mantel Plume charakteristisch

wären. Allerdings gab es schon leichte Abweichung im unteren Bereich. Diese könnten für

einen tieferliegenden Mantel Plume sprechen. Man könnte dies aber auch als eine

Ausdünnung und ein damit verbundenes Upwelling der Asthenosphere interpretieren.

Fazit

Der Egergraben ist für Geologen ein sehr reizvolles Gebiet um Untersuchungen

durchzuführen. Sowohl um die vergangenen tektonischen und vulkanischen Ereignisse zu

verstehen als auch um vorhersagen zu treffen wie sich das Gebiet in Zukunft verändern

könnte. Fakt ist das sich der Graben sowohl durch Tektonik als auch durch Vulkanismus

weiter ausbildet.

Wegen letzteren Punkt ist das Gebiet auch ein sehr attraktiver Ort für Tourismus geworden.

Es sind viele Heilbäder wie Karlsbad, Marienbad oder Franzensbad in dem Gebiet durch die

sprudelnden Kohlendioxid-Mineralquellen entstanden.

Quellen

Fischer T, Hora´lek J (2003) Space-time distribution of earthquake swarms in the principal focal zone of the NW Bohemia/Vogtland seismoactive region: period 1985–2001. J Geodyn 35:125–144 Malkovsky, M., 1987. The Mesozoic and Tertiary basins of the Bohemian Massif and their evolution. Tectonophysics 137, 31–42. Plomerova´ J, Achauer U, Babusˇka V, Vecsey L, BOHEMA WG (2007) Upper mantle beneath the Eger Rift (Central Europe): plume or asthenosphere upwelling? Geophys J Int 169:675–682. Ulrych J, Novák JK, Lan g M, Balogh K, Hegner E, Řan da Z (2006) Petrology and geochemistry and K-Ar ages for Cenozoic tinguaites from the Ohře-Eger Rift (NW Bohemia). Neu Jb Mineral, Abh 183: 41–46 Ulrych J, Balogh K (2000) Roztoky Intrusive Centre in the České středohoří Mts.: Differentiation, emplacement, distribution, orientation and the age of dyke series. Geol Carpath 51: 383–397 Weinlich FH, Brauer K, Kampf H, Strauch G, Tesarˇ J, Weise SM (1999) An active subcontinental mantle volatile system in the western Eger rift, Central Europe: Gas flux, isotopic (He, C, and N) and compositional fingerprints. Geochim Cosmochim Acta 63:3653–3671

http://www.oberrheingraben.de/Tektonik/EKG.htm

8

http://www.ufz.de/index.php?de=6141

http://www.vulkane.de/Exkursion/Boehmen2003/Boehmen03.htm

http://www.oberrheingraben.de/Tektonik/Schollen_GPS.htm

Freie Universität Bremen

Fachbereich 5: Geowissenschaften

Dr. Frank Lisker

Die Geomorphologie von Thüringen,

Sachsen und Böhmen

Till Oehler

Matr.‐Nr.: 2356155

Master of Science: Marine Geosciences

2. Semester

Geologische Übersicht Paläogeographisch gehört das Exkursionsgebiet zum Saxothuringikum. Es grenzt im Süden an das Moldanubikum und im Norden über die Mitteldeutsche Kristallinschwelle an Rhenohercynikum. Als geologisch interessante Strukturen sind vor allem der Kyffhäuser als Teil der Mitteldeutschen Kristallinschwelle, sowie das Elbsandsteingebirge, der Eger‐Graben und das Erzgebirge zu nennen.

Abb.1: Geologische Übersicht des Exkursionsgebietes

Das Saxothuringikum war vor ca. 570 millionen Jahren Teil des Cadomischen Inselbogens, der durch die Subduktion von ozeanischer Kruste unter Gondwana gebildet wurde. Der Inselbogenmagmatismus führte zu granitischen und granodioritischen Magmatiten, die heute in der Lausitz zu finden sind und welche in metamorphisierter Form die unteren Graugneise (Orthogneise) des Erzgebirges bilden. Von diesem Cadomischen Inselbogen und von Gondwana aus wurden Olistostrome und Turbididte in einem Backarc Basin abgelagert und bilden heute die Lausitzer Grauwacke und die oberen Graugneise (Paragneise) des Erzgebirges. Im Altpaläozoikum wanderte Gondwana mit seinen vorgelagerten Mikroplatten nach Norden. Ein Großteil des heutigen Saxothuringikums lag dabei in einem flach‐ bis tiefmarinen Ablagerungsbereich bei dem es zur Ablagerung von klastischen und biogenen Sedimenten kam. Im Ordovizium kam es in Folge von Riftingprozessen zur Abspaltung des Saxothuringikums von Gondwana. Dabei kam es zu einem intensiven Magmatismus mit sauren (Metarhyolithe, Granite) und intermediären (Metadacite, Granodiorite) Magmatiten. Diese Magmatite bildeten später die Rotgneise des Erzgebirges. Im Devon kam es durch weitere Riftingprozesse zur Ausbildung von basischen Magmatiten (syngenetische Diabase, Diabastuffe) die z.T. submarin abgelagert wurden. Lokal sind Karbonate nachgewiesen worden, welche mit dem basischen submarinen Vulkanismus in Verbindung stehen (Riffe auf alten Vulkanbauten). Die Kollision von Laurussia und Gondwana führte zur Schließung der Paläotethys und zur Variszischen Gebirgsbildung.

Das Variszische Gebirge wird in Mitteleuropa in 4 Zonen unterteilt: 1. Subvariszische Saumtiefe (Steinkohlereviere, Molassevortiefe), 2. das Rhenoherzynikum (Rheinisches Schiefergebirge, Harz), 3. Das Saxothuringikum (Sachsen, Thüringen) mit Mitteldeutscher Kristallinschwelle (Spessart,

‐ 2 ‐

Odenwald, Ruhlaer Kristallin) und 4. das Moldanubikum (Böhmische Masse, Vogesen, Schwarzwald). Der Höhepunkt der Variszischen Gebirgsbildung erfolgte für das Saxothuringikum und für Böhmen an der Grenze Unter‐Oberkarbon. Dabei wurden einige Mikroplatten völlig überschoben und metamorphisiert, während andere Platten „unversehrt“ blieben. Somit kommen Cadomische Magmatite und Sedimente unter anderen im Erzgebirge metamorphisierter Form vor, während sie in der Lausitz unverändert vorliegen. Die altpaläozoischen Meeressedimente wurden verfaltet, geschiefert und in Abhängigkeit des Metamorphosegrades zu Tonschiefern, Phylliten oder Glimmerschiefern umgewandelt. Während der Variszischen Gebirgsbildung wurde die kontinentale Kruste verdickt, was zu einem Auseinandergleiten des Gebirges führte (Extension). Somit wurden die stark metamorphisierten Gesteine wieder an die Oberfläche exhumiert und stehen heute im Erzgebirge und Granulitgebirge an. Die schwächer metamorphisierten Gesteine (Tonschiefer, Phyllite) glitten randabwärts ab und können im Vogtland und Nossen‐Wilsdruffer‐Schiefergebirge gefunden werden. Durch die Exhumierung wurden Magmenkammern von ihrer Überdeckung befreit und konnten aufsteigen, was zu intensiven Vulkanismus und Plutonismus führte. Aus dieser Zeit stammen z.B. die Plutone des Erzgebirges (Eibenstocker, Kirchberger, Bergener, Niederbobritzscher Granit) und des Fichtelgebirges. Während des Oberkarbons und Perms unterlag das Gebirge der Abtragung. Der Abtragungsschutt wurde in Molassebecken sedimentiert und steht im Döhlener Becken (Elbtalzone) und in der Vorerzgebirgs‐Senke an.

Postvariszische Entwicklung In Folge der Variszischen Gebirgsbildung fielen große Teile der Landoberfläche im Perm trocken und es kam zu kontinentalen und epikontinentalen Ablagerungen. Tektonische Bewegungen entlang von Störungen führten zur Einsenkung verschiedener Becken (Erzgebirgisches Becken, Saale Becken). Diese Becken wurden mit Abtragungsschutt (konglomeratisch, fanglomeratisch) gefüllt, begleitet von saurem bis intermediärem Vulkanismus. Die Sedimente des Mesozoikums treten nur sporadisch auf. In der Trias wurden nur fluviale Sande des Unteren Bundsandsteins abgelagert, während die Sedimente des Muschelkalks und Keupers fehlen. Im Lias und Dogger kommt es zur Abtragung. Im Oberen Dogger bis Malm transgrediert das Meer von Norden in die Elbezone und es kommt zur Sedimentation geringmächtiger Kalke, Mergel und Sandsteine in der Lausitz. Vom obersten Jura bis in die Oberkreide ist das Gebiet an der Landoberfläche und es kommt zur Abtragung. Im Cenoman transgrediert erneut das Meer von Norden und es kommt zur Ablagerung von bis zu 1000 Meter mächtigen Sand‐Mergel‐ und Tonstein‐Wechselfolgen. Die Kreidesedimente sind hauptsächlich in der Elbtalzone und im Osterzgebirge zu finden. Im Känozoikum werden durch die Alpidische Orogenese alte Variszische Störungszonen reaktiviert. Es kommt zur Heraushebung der Mittelgebirge und zur Absenkung des Egertal‐Grabens. Die Aktivierung der Störungszonen führt ebenso zu basischen bis ultrabasischen Vulkanismus (Basalte, Phonolithe, Nephelite etc.). Im Pleistozän drang das Inlandeis während der Saale‐ und Elster‐Vereisung bis in den sächsischen Raum vor. Die südlichste Verbreitung der Elster‐Eiszeit ist in der Feuersteinlinie bei Zwickau nachgewiesen. Das Gebiet ist durch Grundmoränen und Schmelzwasserbildung geprägt. Südlich schließt sich bis an den Nordrand der Mittelgebirge der Lössgürtel an (z.T. mehrere Meter mächtige Lössgürtel). In geringen Mächtigkeiten ist der Löss auch in den Mittelgebirgen verbreitet.

Großräumige geomorphologische Strukturen Als große morphologische Strukturen sind im Exkursionsgebiet zunächst der im Südosten befindliche Eger‐Ohre Graben zu nennen. Weiter Nordwestlich folgt das Mittelgebirge (Erzgebirge, Lausitz, Fichtelgebirge etc.). Im Norden befindet sich das Elbsandsteingebirge, das sich beiderseits der Elbe von Pirna bis Decin über eine Fläche von 700km² erstreckt. Im Nordwesten des Exkursinsgebietes

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befindet sich der Kyffhäuser als Teil der Mitteldeutschen Kristallinschwelle im Nordwesten des Thüringischen Beckens.

Eger‐Graben und Erzgebirge Das Erzgebirge ist in (Süd‐)West‐(Nord‐)Ost‐Richtung etwa 150 km lang und durchschnittlich 40 km breit und wird im Südosten vom Eger‐Graben begrenzt. Ab dem oberen Eozän machten sich die Heraushebung des Erzgebirges entlang des Erzgebirgabbruchs und die Absenkung des Egergrabens erstmals bemerkbar. Die Pultscholle des Erzgebirges hob sich asymmetrisch. Die Hebung des östlichen Teils des Erzgebirges erfolgte jedoch erst im unteren Miozän. Der Versatz beträgt 600 – 800 m. Im Vergleich hierzu hob sich der westliche Teil des Erzgebirges um einen Versatz von 800 – 1000 m. Aus geomorphologischer Sicht untergliedert sich das Erzgebirge in West‐, Mittel und Ost‐Erzgebirge, getrennt durch die Täler von Schwarzwasser und Zwickauer Mulde bzw. Flöha. Das Osterzgebirge ist vor allem durch ausgedehnte, langsam ansteigende Hochflächen geprägt. Der Mittel‐ und Westteil ist anhand von häufig richtungswechselnden Kerbtälern stärker zergliedert. Der Kamm des Gebirges bildet in allen drei Segmenten eine Abfolge von Hochflächen und Einzelbergen. Nach Norden fällt das Erzgebirge als typischer Vertreter eines Pultschollengebiets sehr flach ab. Dort geht es fließend in das sächsische Hügelland über.

Der Eger (Ohre)‐Graben ist eine bedeutende tektonische Senkungszone. Er lässt sich in wechselnder Breite von der Fränkischen Linie am Südwestrand des Böhmischen Massivs bis zur Lausitzer Störungszone und darüber hinaus noch bis zur Sudeten‐Hauptrandverwerfung im Nordosten verfolgen. Die mit der Grabenbildung verbundene tektonische Aktivität reicht von der höheren Kreide bis in das jüngere Pleistozän.

Abb.2: Die Entstehung des Erzgebirges und des Eger (Ohre)‐Grabens

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Thüringer Becken und Kyffhäuser

Das Thüringer Becken bildet eine flache schüsselförmige Einsenkung des Deckgebirges über dem nördlichen Saxothuringikum. Die im Thüringer Becken aufgeschlossenen Sedimente umfassen im Wesentlichen Bundsandstein, Muschelkalk und Keuper. Für das heutige Strukturbild der Thüringischen Senke ist eine Aufteilung in mehrere bis rund 30 km breite NW‐SE ausgerichtete Leistenschollen bezeichnend. Die Schollenränder sind durch schmale, in dieser Richtung streichende, lang durchziehende Störungszonen markiert. Diese entstanden als Dehnungsfugen mit Abschiebungen und Grabenstrukturen über größtenteils bereits Variszisch angelegten Verwerfungen des Grundgebirgssockels. Eine nachfolgende Einengung überpresste die Störungszonen und erzeugte zudem einen extrem flachwelligen Sattel‐ und Muldenbau des sonst flach liegenden Deckgebirges. Der Kyffhäuser stellt eine im Nordosten herausgehobene Schrägscholle dar. Am steilen Nordostabbruch ist unter Molassesedimenten des höchsten Oberkarbons das kristalline Grundgebirge der Mitteldeutschen Schwelle durch Erosion freigelegt.

Abb.3: Das Thüringische Becken mit dem Kyffhäuser als herausgehobene Scholle im Norden

Sächsisches Hügelland Ein weiteres wichtiges Gebiet ist das Sächsische Hügelland, das im Norden an das Erzgebirge grenzt. Es handelt sich hierbei um Einzelberge und Bergmassive, die seit dem frühen Eozän allmählich in Sedimenten „ertranken“ und im Quartär vom Inlandeis verschliffen wurden. Auch nichtvulkanische Einzelberge des Erzgebirges (fließender Übergang) werden als stark überformte alttertiäre Inselberge interpretiert. Ihre Fußflächen dürften noch mit von tertiären Sedimenten verhüllt gewesen sein. Die aus oberoligozänen bis frühmiozänen Basaltdecken heraus gewitterten Zeugenberge, wie Pöhl‐ und Scheibenberg, erhielten ihre heutige Form erst nach der Heraushebung des Erzgebirges. Ein starker Anteil an der Formung der Berge hatte zweifellos die Frostverwitterung während der quartären Eiszeiten.

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Elbsandsteingebirge Die Sandsteinplatte des Elbsandsteingebirges wurde bereits in der Heraushebung während der Kreide erodiert. Die stärkste Zergliederung erfolgte in der spätmiozänen/pliozänen Aufwölbung des Mittelgebirgsraums. Hauptvoraussetzung war dabei die zentrale Lage der tiefen Erosionsbasis der Elbe, die Nebenbäche zu kräftiger Tiefenerosion anregte. Während sich das Gebirge heraushebte wurde es dabei kontinuierlich erodiert. Die charakteristische Quader‐Erscheinungsweise verdankt das Gebirge der horizontalen Schichtung und der vertikalen Zerklüftung durch die Verwitterung bzw. Verkarstung. Eine wichtige Rolle in der morphologischen Entwicklung spielten hierbei die quartären Eiszeiten.

Geomorphologische Entwicklung im Raum des Erzgebirges Während des Perms führte die weitgehende Abtragung des Variszischen Gebirges zu einer permischen Rumpffläche mit Rotliegendsedimenten an der Basis. Die in Folge der Variszischen Orogenese gebildeten Becken wurden mit Sedimenten aufgefüllt (Rotliegendmulde von Freital, Döhlener Becken). Auch die Plateaus wurden oft mit mesozoischen Sedimenten bedeckt, die jedoch wieder abgetragen wurden. Somit bestehen viele Flachformen des Erzgebirges aus der permischen Rumpffläche. Das Erzgebirge besteht jedoch nicht aus einem einzigen durchgehenden Flachrelief. Stattdessen sind in tieferen Lagen treppenartige Rumpfflächen zwischengeschaltet, die z.T. aus der Kreide und aus dem Tertiär stammen. Diese Rumpftreppen wurden wahrscheinlich bei der Heraushebung und Verkippung des Erzgebirges im Zuge der Alpidischen Orogenese ausgebildet. Die tiefst gelegenen Verflachungen sind meistens stärker gekippt als die typischen Rumpfflächen. Hierbei handelt es sich um Pedimente, wie sie auch in anderen Mittelgebirgen vorkommen. In den tiefer gelegenen Flächen kommen teilweise auch Schotter vor. Demnach hat in dieser Phase nicht nur chemische Verwitterung stattgefunden. Die Tieferlegung folgte im Zuge einer Talbildung.

Im Pleistozän wurden die Talgebiete hauptsächlich von glazialen und periglazialen Prozessen geformt. Dabei reichte das Eis während der Elster‐Kaltzeit bis in die Mittelgebirgslagen. Während der Saale‐Eiszeit erreichten die Gletscher nur noch die Randlagen des Gebiets. Die Gletscher der Weichsel‐Kaltzeit erreichten nicht mehr das Gebiet. Glaziale und zugehörige glazifluviale Formen sind nur noch unscharf zu erkennen und durch periglaziale Prozesse erheblich überprägt. Letztere sind nahezu flächenhaft für die Ausgestaltung des Reliefs, zumindest des oberflächennahen Untergrunds verantwortlich. Sie gliedern sich in die Talterrassen, die die Folge der Reliefgenerationen im engeren Sinn abschließen und die periglazialen Ablagerungen, von denen insbesondere Löß und periglaziale Deckschichten bedeutend sind. Nachdem die Einschneidung der Täler bereits im Tertiär, vermutlich als Folge der Heraushebung des Erzgebirges begonnen hatte, fand sie im Pleistozän ihren vorläufigen Abschluss und die Talböden erreichten ihr heutiges Niveau. Im Einzelnen war die Eintiefung von den Klimawechseln des Pleistozäns gesteuert, wobei es in den Frühglazialen (aber möglicherweise auch in Frühstadialen) und in den Spätglazialen zur Eintiefung kam, während Hochglaziale und die Höhepunkte einiger Stadiale durch Akkumulation von Schotterkörpern gekennzeichnet waren.

Zusammenfassend kann man sagen, dass sich die Morphologie des Gebietes vom Kyffhäuser im Nordwesten bis zum Eger‐Graben im Südosten durch ein Zusammenspiel von schollenartiger Bewegung und Erosion geformt hat. Diese Reliefgestaltung begann bereits im Perm und hat bis in das Pleistozän angedauert. Talterrassen, Rumpfflächen und tief eingeschnittene Täler prägen das heutige Landschaftsbild. Doch auch der anhaltende Vulkanismus spiegelt sich in der Morphologie wieder, wie z.B. in einigen Inselbergen des sächsischen Hügellandes.

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http://de.wikipedia.org/wiki/Absonderung_%28Geologie%29

http://de.wikipedia.org/wiki/Verwitterung

http://de.wikipedia.org/wiki/Verkarstung

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Abbildungsverzeichnis

Abb.1: Geologische Übersicht des Exkursionsgebietes (S.2)

Abb.2: Die Entstehung des Erzgebirges und des Eger (Ohre)‐Grabens (S.4)

Abb.3: Das Thüringische Becken mit dem Kyffhäuser als herausgehobene Scholle im Norden(S.5)

Literaturangabe

Walter R. (2007): Geologie von Mitteleuropa, Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, S.397‐409

Semmel, A (1996): Geomorphologie der Bundesrepublik Deutschland, Franz Steiner Verlag Stuttgart, S.90‐106

Dallmeyer, D., Franke, W. & Weber, K. (1995): The Variscan Belt of Central and Eastern Europe. Springer, Berlin, Heidelberg, New York.

Linnemann, U., Drost, K., Elicki, O., Gaitzsch, B., Gehmlich, M., Hahn, T., Kroner, U. & Romer, R. L. (2004): Das Saxo‐Thuringikum.

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