Das Chemnitz-Becken

Die Gesteine des Hainichen-Beckens stellen die ältesten Gesteine im Chemnitz-Becken dar und bildeten sich im Unterkarbon (Tournaisium und Viseum, 359-331 Millionen Jahre), während die variszische Gebirgsbildung noch anhielt. In ihnen kann man den Übergang von der marinen Turbidit (Trübestrom)- zur terrestrischen Molassesedimentation beobachten. Über die Sedimente sind mehrfach tektonische Decken metamorpher Gesteine überschoben worden; danach setzte sich die Sedimentation fort. Man spricht deshalb auch von »Frühmolassen«. Sie wurden von Gaitzsch (1998) und Gaitzsch et al. (2010) ausführlich beschrieben.

Die Turbidite und die Gneis-Decke

Die Abfolge beginnt mit einer brekziösen und konglomeratischen Turbidit-Sequenz, über welche eine Gneis-Decke überschoben wurde. Darüber folgt die Striegis-Formation.

Die Striegis-Formation

Die Striegis-Formation setzt mit Schuttströmen ein, die in der Fachliteratur als »Grain flow« bezeichnet werden. Sie sind an der Basis am gröbsten und werden nach oben feinkörniger. Solche Sequenzen werden als »fining-upward« bezeichnet und sind typisch für einen subaquatischen Ablagerungsraum, in dem die Feinfraktion sich langsam aus dem Wasser absetzt. Darüber folgt eine Wechsellagerung von Sandstein, Schluffstein und Konglomerat. Die Striegis-Formation wird von Gaitzsch et al. (2010) als Deltaschüttkegel interpretiert.

Die Prasinit-Decke

Die Hangendgrenze der Striegis-Formation ist wieder tektonisch und besteht aus einer Decke grünschieferfazieller metamorpher Gesteine, den Prasiniten.

Die Oerthelsdorf-Formation

Darüber setzt die eigentliche terrestrische Molassesedimentation ein. Die Sedimente werden zur Hainichen-Subgruppe zusammengefasst. Diese wird in die Oertelsdorf- und die Berthelsdorf-Formation untergliedert.

Die Oerthelsdorf-Formation umfasst an der Basis Deltasedimente. Diese gehen nach oben in alluviale Sandsteine und Schluffsteine über, was eine fortschreitende Verlandung des Sedimentationsraums anzeigt. In die klastischen Ablagerungen sind  geringmächtige Kohleflöze eingeschaltet, die sich in Mooren des alluvialen Systems bildeten. Eine Tufflage innerhalb der Oerthelsdorf-Formation wurde mit 330 Millionen Jahren datiert (Gehmlich et al. 2000).

Die Berthelsdorf-Formation

Die Berthelsdorf-Formation hat einen erosiven Kontakt zur Oerthelsdorf-Formation. An der Basis befindet sich ein konglomeratischer Schuttstrom, in dem Gerölle aus metamorphen Gesteinen und Granit dominieren. Gehmlich et al. (1998) analysierten die Granitgerölle und interpretierten diese als Abtragungsprodukte des Mittweidaer Granits. Das deutet darauf hin, dass dieser innerhalb von 7 Millionen Jahren exhumiert wurde und bereits an der Erdoberfläche lag.

Der Schuttstrom wird von alluvialen Sanden und Schluffen überlagert. Charakteristisch sind feldspatreiche Sande, sogenannte Arkosen, die ebenfalls als Abtragungsprodukt des Granits interpretiert werden. Die Analysen von detritischen Hellglimmern im Sediment ergaben maximale Alter von 324 Millionen Jahren für die Berthelsdorf-Formation (Ahrendt et al. 2001).

Das Flöha-Becken ist über dem Kreuzungsbereich von Flöha-Zone und Riechberg-Störung, welche das Granulitgebirge vom Erzgebirge trennt, eingebrochen und wird von Störungen begrenzt. Im Nordwesten liegen seine horizontal gelagerten Sedimente diskordant auf den steil gestellten Schichten des Hainichen-Beckens auf. Diese Diskordanz hat eine wichtige Bedeutung für die Erforschung der Varisziden. Sie wurde von Kossmat (1927) als Ausdruck einer spätvarszischen tektonischen Bewegung, der „Erzgebirgischen Phase“ interpretiert.

Im Flöha-Becken findet man ca. 260 Meter mächtige Sedimente und Vulkanite des Oberkarbons (Westfaliums A und B 316-311 Millionen Jahre). Die Flöha-Formation beginnt mit basalen Konglomeraten, welche als Schuttstrom in ein intramontanes (innerhalb des Gebirges liegendes) Becken interpretiert werden. Sedimentanalysen zeigen, dass die Konglomerate aus Südosten geschüttet wurden und Gerölle aus dem Erzgebirge enthalten. Die Konglomerate gehen in Sand- und Schluffsteine über, die als fluviatile (vom Fluss gebildete) oder palustrische (im Sumpf gebildete) Sedimente interpretiert werden. In diese Sedimente ist auch ein Kohleflöz eingeschaltet. Diese Sedimente werden von einem 70 Meter mächtigen Rhyolith überdeckt. Über diesem setzte sich die Sedimentation mit Sandsteinen fort, die Gneis-, Phyllit-, und Vulkanitgerölle enthalten. Auch hier ist wieder ein Kohleflöz eingeschaltet, welches anzeigt, dass sumpfige Bereiche im Becken existierten.

Die Abfolge der Flöha-Formation endet mit einer Erosionsdiskordanz. Darüber folgen Sedimente des Erzgebirge-Beckens mit der Härtensdorf-Formation.

Das Zwickau-Oesnitz-Becken bildete sich im Oberkarbon (Westfalium C und D, 311-305 Millionen Jahre). Es liegt über der Kreuzung von drei großen Störungszonen, dem Mittelsächsischen Lineament, der Gera-Jáchymov-Zone und der Leipzig-Regensburg-Zone. Außerdem wurden Querstörungen angelegt, an denen der Beckenboden versetzt wurde, sodass sich Schwellen und Senken bildeten. Eine dieser tektonisch begrenzten Schwellen trennt das Becken in Zwickau-Teilbecken und Oelsnitz-Teilbecken.

In das Becken flossen basaltische Lavaströme, die ebenfalls den Sedimentationsraum als Schwellen untergliedern.

Die Beckensedimente lagern diskordant auf dem variszischen Grundgebirge und einem Verwitterungsschutt, der als „Kümmelgebirge“ bezeichnet wird. Die Beckensedimente umfassen mehrere fluviatile Schuttfächer, z.B. den Mülsen-Fächer, der an der Grenze zwischen Zwickau-Teilbecken und Oelsnitz-Teilbecken liegt. Das Drainagesystem im Becken folgte dem Störungsmuster und veränderte sich im Laufe der Jahrmillionen. Damit verschoben sich auch die Ablagerungsräume und die sedimentäre Fazies im Becken. An den Rändern der Schuttfächer entstanden Sümpfe, in welchen feinklastische Sedimente abgelagert wurden und sich Kohlen bildeten.

Das Oelsnitz-Teilbecken

Das Oelsnitz-Becken liegt an der Kreuzung von Wiesenbader Störung und Mittelsächsischem Lineament. Die Sedimente des Oelsnitz-Teilbeckens entstanden im Oberkarbon (Westfalium C, 311-308 Millionen Jahre) und werden der Oelsnitz-Formation zugeordnet. Das Becken war stark in Schwellen und Senken gegliedert, was zu Wechseln in der sedimentären Fazies und der Sedimentmächtigkeit führte. Die Oelsnitz-Formation wird in vier Subformationen untergliedert:

Die Sedimentation der Lugau-Subformation beginnt mit sandig-tonigen Schüttungen, die konglomeratische Einschaltungen beinhalten. Es treten mehrere Kohleflöze mit geringer Mächtigkeit auf. Darüber folgt die Hauptflöz-Subformation mit dem bedeutendsten Steinkohle-Flöz und einem tonig-sandig-konglomeratischem Zwischenmittel. Auch die darüber folgende Neuflöz-Subformation besteht aus Ton- und Sandstein mit Flözeinschaltungen. Sie ist im Norden des Beckens vollständig und im Süden teilweise erodiert. Die darüber folgende Hoffnungsflöz-Subformation besteht überwiegend aus sandig-tonigen Sedimenten, in die lokal Konglomerate und Kohlen eingeschaltet sind.

Das Zwickau-Teilbecken

Die Sedimente des Zwickau-Beckens wurden im Oberkarbon (Westfalium D, 308-305 Millionen Jahre) abgelagert und werden der Zwickau-Formation zugeordnet. Sie werden z.B. von Hoth et al. (2008) beschrieben. Sie haben eine Mächtigkeit von ca. 400 Metern und werden in drei-Subformationen unterteilt:

Die Schedewitz-Subformation umfasst alluviale Sand- und Schluffsteine, die von Kanälen mit konglomeratischer Füllung durchschnitten werden. Außerdem bildeten sich Moorsedimente, insbesondere die Kohlenflöze des „unteren Flözzuges“. Die Ablagerungen der Marienthal-Pöhlau-Subformation setzen mit einer grobklastischen Schüttung ein, welche auf eine Phase tektonischer Aktivität hindeutet. Danach verflachte der Sedimentationsraum zu einer alluvialen Fläche und vermoorte. Es bildeten sich die Sandsteine sowie Kohlen des „Hauptflöz-Komplexes". Die Oberhohndorf-Subformation beginnt wieder mit grobklastischen Sedimenten. Sie zeichnet sich durch eine Wechsellagerung von konglomeratischen Sandsteinen und Kohleflözen aus, die zur „oberen Flözgruppe“ zusammengefasst werden. Diese Subformation ist nur im Westen des Beckens erhalten und wurde ansonsten vollständig erodiert. Diese Erosionsdiskordanz bildet die Obergrenze der karbonen Ablagerungen des Zwickau-Teilbeckens.

Nach einer langen Sedimentationslücke im Oberkarbon (Stefanium) und unteren Unterrotliegend bildete sich das flache, weite Erzgebirge-Becken. In diesem entwickelte sich eine Flusslandschaft die zwei Ablagerungsräume umfasst: im Osten einen Südwest-streichenden Beckenteil auf der Grenze zwischen Erzgebirge und Granulit-Massiv und im Westen einen Süd-streichenden Beckenteil in der Nähe von Werdau. Die permischen Sedimente liegen diskordant auf dem Grundgebirge und den karbonischen Becken.

Innerhalb der Sedimentabfolgen sind Fazieswechsel typisch: Am Beckenrand finden sich häufig Konglomerate aus Schuttfächern, die im Beckeninneren in Sand- und Schluffsteinablagerungen von mäandrierenden oder verzweigten Flüssen übergehen. Im Beckeninnersten findet man Schwemmflächen oder Seen mit feinklastischen Sedimenten, z.T. auch mit Karbonathorizonten. Im oberen Teil geht die Sedimentabfolge in eine Playa-Entwicklung in einem flachen Salzsee über.

Die Sedimentation wurde mehrfach von vulkanischen Ereignissen unterbrochen. Tufflagen, die in großen Teilen des Beckens abgelagert wurden, können als Markerhorizonte dienen, um die Flusssedimente unterschiedlicher Fazies zu korrelieren. Außerdem wurden mehrere Lavaflüsse und zwei Ignimbrite abgelagert.

Der Planitz-Ignimbrit ist im gesamten Erzgebirge-Becken verbreitet. Er wurde von Hoffmann et al. (2013) auf 297 Millionen Jahre datiert. Seine großflächige Verbreitung von 2100 km² und seine durchschnittliche Mächtigkeit von 20 Metern (Schneider et al. 2012) lassen ein Volumen von 48 km³ berechnen, was einem Vulkanexplosivitätsindex (VEI) von 6 entspricht und mit dem Pinatuboausbruch von 1991 vergleichbar ist (Repstock et al. 2019).

Der Zeisigwald-Ignimbrit ist nur im Osttteil des Erzgebirge-Beckens zu finden. Er ist 90 Meter mächtig und 291 Millionen Jahre alt (Luthardt et al. 2018). Das Eruptionszentrum lag im Zeisigwald östlich von Chemnitz. Die Eruption des Zeisigwald-Vulkans beinhaltete eine Glutwolkeneruption. Bei dieser expandierte das heiße Gas-Kristallisat-Gemisch und bewegte sich mit so hoher Geschwindigkeit vom Vulkan weg, dass die Bäume in den Wäldern der Umgebung abgeknickt wurden und vom Eruptionszentrum weg umfielen. Die vulkanischen Förderprodukte überdeckten die abgeknickten Bäume und lieferten SiO₂ für deren Verkieselung. Es entstand der versteinerte Wald von Chemnitz. Über den Vulkaniten setzte sich die klastische Sedimentabfolge fort.

Die Gesteine des Chemnitz-Beckens werden in vier Formationen untergliedert: Die Härtensdorf-, die Planitz-, die Leukersdorf- und die Mülsen-Formation.

Die Härtensdorf-Formation

Die bis zu 250 Meter mächtige Härtensdorf-Formation wurde im mittleren Unterrotliegend abgelagert und besteht aus Flusssedimenten verschiedener Fazies und Korngröße. Sie umfasst zwei sedimentäre Zyklen, innerhalb derer die Korngröße nach oben abnimmt. Jeder Zyklus beginnt mit Fanglomerat und geht in Sandstein und Schluff- bis Tonstein in Rotfazies über. Eingeschaltet sind lokal geringmächtige Grausedimente und Karbonate. Im oberen Abschnitt bildet der Taupadel-Tuff einen markanten Leithorizont (Schneider et al. 2021).

Die Planitz-Formation

Die bis zu 250 Meter mächtige Planitz-Formation folgt kontinuierlich auf die Härtensdorf-Formation. Die Planitz-Formation ist stark von vulkanischer Aktivität geprägt. Der Grüna-Tuff, der fast im gesamten Erzgebirge-Becken anzutreffen ist, wurde als Basis der Planitz-Formation definiert.

Darüber folgen weitere vulkanoklastische und vulkanische Gesteine, die verzahnt sind mit Konglomerat, Sand- und Schluffstein aus Alluvialebenen in Rot- und Graufazies. Besonders erwähnenswert ist der ca. 4 Meter mächtige Niederplanitz-Seehorizont, der aus Ton- und Schluffstein besteht, welcher durch eine feine Lamination gekennzeichnet ist.

Im mittleren Abschnitt der Planitz-Formation herrschen lokal basische Laven sowie im oberen Abschnitt Ignimbrite vor. Im Top der Formation erlangte die vulkanische Aktivität mit der Ablagerung des Planitz-Ignimbrits ihren Höhepunkt (Schneider et al. 2012).

Die Leukersdorf-Formation

Darüber folgt die Leukersdorf-Formation mit mehr als 500 Meter mächtigen Ablagerungen eines mäandrierenden Flusssystems, an dessen Ufern sich Sümpfe und Seen gebildet haben. Sie ist durch einen erosiven Kontakt von der Planitz-Formation getrennt. Ihre Basis wird durch Konglomerat gebildet.

Im Laufe der Zeit entwickelten sich zwei Playa-Salzseen, in denen Karbonathorizonte sedimentiert wurden. Die begleitenden klastischen Sedimente waren überwiegend Ton- und Schluffstein mit Sandsteineinschaltungen.

Im östlichen Becken wurde der über 90 Meter mächtige Zeisigwald-Vulkanit abgelagert, der auf ein Eruptionszentrum im östlich von Chemnitz gelegenen Zeisigwad zurückgeführt wird. Äquivalente davon im westlichen Beckenteil konnten bisher nicht mit Sicherheit nachgewiesen werden.

Die Mülsen-Formation

Die über 400 Meter mächtige Mülsen-Formation lagert mit einer deutlichen Erosionsdiskordanz auf der Leukersdorf-Formation. Sie umfasst Ablagerungen von Schuttfächern und besteht aus Fanglomeraten, die von den Beckenrändern weit ins Beckeninnere vorgreifen. Dort verzahnen sie sich mit sandig-schluffigen Sedimenten einer alluvialen Ebene. Die Sedimente werden in sechs Zyklen unterteilt, deren Basis von Konglomerat gebildet wird. Innerhalb eines Zykluses nimmt die Korngröße nach oben hin ab zu Sandstein, Schluffstein und Tonstein. Die Sedimente der Mülsen-Formation sind nur im westlichen Zweig des Beckens erhalten.