Die Schiefergebirge
Stark verschuppte paläozoische Gesteine
Das Nossen-Wilsdruffer- und das Elbtalschiefergebirge bilden die geologische Grenze zwischen der bei der cadomischen Gebirgsbildung geprägten Lausitz und dem bei der variszischen Gebirgsbildung geprägten Erzgebirge. Damit die Einheiten des Erzgebirges in die varizische Kollisionszone versenkt und wieder exhumiert werden konnten, während die Lausitz an diesen Prozessen unbeteiligt blieb, war eine tiefe Störungszone nötig, an der beide regionale Einheiten entkoppelten und welche die Relativbewegungen zwischen ihnen aufnahm. Zu dieser Störungszone, der Elbe-Zone gehören das Nossen-Wilsdruffer- und das Elbtalschiefergebirge. Sie bestehen aus schmalen, lithologischen Einheiten, die petrographisch sehr heterogenen sind und teilweise niedriggradig metamorph überprägt wurden. Die Schiefergebirge gehörten einem gemeinsamen paläozoischen Sedimentationsraum an. Strukturell können sie ebenfalls korreliert werden, da sie sich beide im Hangenden des erzgebirgischen Deckenstapels befinden (Linnemann et al. 1998) und unter den Sedimenten des Döhlener Beckens miteinander verbunden sind (Alexowsky et al. 2012).
Die Gesteine der Schiefergebirge wurden von Rauche (1992), Kurze et al. (1992) und Kupetz (2000) detailliert untersucht und beschrieben.
Der geologische Bau der Schiefergebirge
Die Schiefergebirge bestehen aus sieben geologischen Einheiten überwiegend paläozoischen Alters, die von tektonischen Kontakten getrennt werden.
Handstücke eines Kalksilikats (hell) in Wechsellagerung mit Hornblendeschiefer (dunkel) aus dem Alten Lager, Kalkwerk Miltitz. Sammlung des LfULG, RS9353.
Boudin von Kalkstein in Tonstein. Boudins sind Gesteinslinsen, die entstehen, wenn spröde und duktile Gesteine gemeinsam deformiert werden. Bei der Deformation im Schiefergebirge hat der Kalkstein (Mitte, groß und hell) spröd reagiert und liegt nun als Bruchstück in Tonschiefer vor. Der Tonschiefer hat duktil reagiert und „umfließt“ den Kalkstein (dunkelgrau, geschiefert).
Die Grenze von Kalkstein (oben, massig, hell) zu Schiefer (unten, plattig, gelb-grau) im Kalkwerk Miltitz. Der Kalkstein wurde durch zirkulierende Wässer angelöst und zeigt deshalb Verkarstungsstrukturen, kleine Trichter oder Rinnen.
Handstück eines weißen Marmors aus dem Alten Lager, Kalkwerk Miltitz. Sammlung des LfULG, RS9359.
Im Nordosten des Elbtalschiefergebirges stehen die ältesten Einheiten an, Gesteine des cadomischen Gebirges, welche auf der Seite „Unsere ältesten Gesteine“ beschrieben wurden: Die aus Grauwacke bestehende Weesensteiner Gruppe sowie der Dohnaer Granodiorit. Daran schließen sich altpaläozoische Gesteine des Kambro-Orodoviziums bis Unterkarbons an (Pietzsch 1962, Linnemann et al. 1988, Kurze und Tröger 1990, Kurze et al. 1992).
Südwestlich der Weesensteiner Gruppe schließt die Bahre-Formation an. Hierbei handelt es sich um eine vulkanisch-sedimentäre Abfolge aus Basalt, Tuff, Grauwacke, Tonschiefer und Karbonaten. Die Altersstellung der Bahre-Formation ist nicht geklärt. Für die basaltoiden Gesteine werden kambrische oder devonische Eruptionsalter diskutiert (Kurze et al. 1989, Gehmlich et al. 2000).
Ebenfalls unsicher ist die stratigraphische Einstufung der Donnerberg-Formation, die sich südwestlich an die Bahre-Formation anschließt. Die Abfolge wird aus Grauwacke, Tonschiefer und Quarzit aufgebaut. Aufgrund ihrer lithologischen Ausprägung wird die Donnerberg-Formation als Ordovizium angesehen. Diese Einstufung ist aber weder biostratigraphisch noch radiometrisch datiert.
Daran schließt die Phyllitische Einheit an (Pietzsch 1962), welche überwiegend aus Phylliten aufgebaut ist. Diese sind durch metamorphe Sprossungen von Biotit gekennzeichnet (Kupetz 2000). In diese Einheit ist im Elbtalschiefergebirge der markante Turmalin-Granit eingeschaltet. Er erscheint oft als linsenförmiges Vorkommen (Rauche 1992). Radiometrische Altersdatierungen ergaben für den Turmalin-Granit Alter von ca. 480-510 Millionen Jahren, was einem kambro-ordovizischen Alter entspricht (Gehmlich et al. 1996, Gehmlich et al. 2000). Als Äquivalent zum Turmalin-Granit tritt im Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirge der Serizit-Gneis auf, bei dem es sich um einen Metarhyolith handelt (Linnemann 1994, Gehmlich et al. 1997). Radiometrischen ergaben ebenfalls ordovizische Alter von 482-489 Millionen Jahren (Gehmlich et al. 1997).
Im Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirge sind weitere phyllitische Tonschiefer und Phyllite aufgeschlossen, die nach Kupetz (2000) zur Tanneberg-Formation ins Oberdevon gestellt werden. Dieses Alter wird belegt durch Einschlüssen von Marmor, Diabas und Kieselschiefer, welche typische oberdevonische Gesteine sind, durch Fossilfunde sowie radiometrische Altersdaten aus einer Chlorit-Gneis-Linse, die mit 369 Millionen Jahren datiert wurde (Gehmlich et al. 2000). Das heißt, dass zwischen der Phyllitischen Einheit und der Tanneberg-Formation ein Alterssprung von mehr als 100 Millionen Jahren auftritt. Auch der Metamorphose-Grad ändert sich. Das ist ein Indiz dafür, dass der Kontakt zwischen der Phyllitischen Einheit und der Tanneberg-Formation tektonischer Natur ist. Er wird durch die in Blankenstein aufgeschlossene Blankenstein-Überschiebung gebildet.
Neben den devonischen Tonschiefern und Phylliten treten weitere Flachwassersedimente auf. Diese werden zwei Profiltypen zugeordnet:
- Profiltyp I in thüringischer Fazies umfasst Sedimente des inneren Schelfs und
- Profiltyp II in bayrischer Fazies umfasst Tiefwassersedimente des äußeren Schelfs.
Diese Sedimente haben zwar gleiches Alter, bestehen aber aus unterschiedlichen Gesteinen. Das belegt, dass sie in unterschiedlichen Ablagerungsräumen entstanden und erst durch tektonische Prozesse in unmittelbare Nachbarschaft geraten sind.
Profiltyp I weist Gesteine vom Silur bis Unterkarbon der thüringischen Fazies auf. Die Abfolge beginnt an der Basis mit Kiesel- und Alaunschiefern und geht dann von Kieselschiefern und Quarziten in eine Diabas-Kalkstein-Serie über. Die Diabas-Kalkstein-Serie, auch Schalsteinfolge genannt, stellt das beherrschende Glied dieses Profiltyps I dar und wird bis 500 Meter mächtig. Fossilfunde belegen, dass sie ein oberdevonisches Alter hat.
Die Sedimente des Karbons werden durch Störungen von denen des Oberdevons getrennt. Im Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirge wurde die Störung von Kupetz (2000) detailliert beschrieben und als Dachselberg-Formation bezeichnet. Es handelt sich um eine tektonische Melange-Zone, die durch linsenförmig aufgereihte silurische Kiesel- und Graptholithenschiefer sowie Kalksteinblöcke gekennzeichnet ist, welche stark verfaltet und geschiefert sind. Die Dachselberg-Melange-Zone wird von Kupetz (2000) als flache Überschiebungsbahn interpretiert. Auf dieser liegen synorogene Tonschiefer und Grauwacken des Unterkarbons, die während der variszischen Deformation entstanden und deshalb grobkörnige Bereiche sowie Deformationsstrukturen aufweisen.
Während im Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirge die Schichtenfolge damit endet, setzt sie sich im Elbtalschiefergebirge weiter fort. Die Einheiten der thüringischen Fazies werden hier von denen der hangenden bayerischen Fazies entlang der Winterleithe-Aufschiebung überschoben (Kurze et al. 1997).
Profiltyp II der paläozoischen Serien weist Gesteine der bayrischen Fazies vom Ordovizium bis Unterkarbon auf. Typisch für die bayerische Fazies ist das Vorhandensein eines oberordovizischen Sandsteins bzw. Quarzits des Typus Döbrasandstein, der oft mit ruscheligen, glimmerreichen Tonschiefern auftritt. Darüber folgen Kiesel- und Alaunschiefer. Darüber folgt die für die bayrische Fazies typische devonische Hornstein-Serie. Hauptsächlich besteht sie aus Kieselschiefern, Hornsteinen und Radiolariten, welche Tiefseesedimente repräsentieren. Auf dem Top dieser Abfolge liegen einige Meter mächtige, ruschelige Tonschiefer. Mit diesem Tonschiefer-Horizont ist die variszische Diskordanz assoziiert. Darüber folgen wie im Profiltyp I unterkarbonische synorogene Ablagerungen der variszischen Gebirgsbildung, die als Tonschiefer und Grauwacken ausgeprägt sind. Im Vergleich zur thüringischen Fazies sind sie aber mächtiger. Zusätzlich tritt das unterkarbonische Kieselschiefer-Hornstein-Konglomerat auf, das eine typische Bildung der bayerischen Fazies ist.
Da das gesamte Profil der bayerischen Fazies keine Karbonatvorkommen aufweist, handelt es sich vermutlich um eine Tiefwasserbildung des äußeren Schelfs, die unterhalb der Kalkkompensationstiefe abgelagert wurde. Unterhalb dieser Tiefe können infolge der geringen Temperaturen, des hohen Druckes und der hohen Kohlendioxidkonzentration im Tiefenwasser keine Karbonate mehr sedimentiert werden. Dies lässt auf räumlich weit entfernte Ablagerungsgebiete der Sedimente der thüringischen und bayrischen Fazies schließen. Da die bayerische und thüringische Fazies heute räumlich eng assoziiert sind, kann man von großen tektonischen Versatzbeträgen entlang von Störungen ausgehen.
Die tektonische Entwicklung der Schiefergebirge
Der strukturelle Bau der Schiefergebirge zeigt einen nach Nord-Nordost-einfallenden Deckenstapel (Rauche 1992, Kupetz 2000). Ein wichtiges Strukturelement ist die engständige, steil stehende Schieferung, welcher die Schiefergebirge ihren Namen verdanken. Die unterschiedlichen Lithologien treten in Scherlinsen auf, das heißt der Kontakt zwischen den Gesteinseinheiten ist tektonisch stark beansprucht. Neben Scherzonen sind auch Nordwest-streichende schieferungsparallele Störungen und Nordost-streichende Querstörungen anzutreffen, sodass die Gesteinseinheiten intern häufig, teilweise im Meterbereich, deformiert wurden.
Die metamorphe Überprägung der Gesteine fand unter grünschieferfaziellen Bedingungen statt. Sie wurde auf 350-330 Millionen Jahre datiert (Gehmlich et al. 2000, Kroner et al. 2008). Dieses Alter deutet darauf hin, dass die tektonische Aktivität und die Metamorphose in den Schiefergebirgen bereits vorm Höhepunkt der variszischen Gebirgsbildung in Erzgebirge und Granulit-Massiv vor ca. 340 Millionen Jahren begann und noch nach der Exhumierung der hochgradig metamorphen Gesteine anhielt.
Die Schiefergebirge lagern auf den amphibolitfaziellen Gneisen des Erzgebirges. Von diesen werden sie getrennt durch die Mittelsächsische Störung, eine langzeitig aktive Störungszone mit wechselnder Versatzrichtung (Kurze et al. 1989, 1992). Senkrecht zu dieser Störung findet ein markanter Metamorphose-Sprung statt, an dem sich die Bildungsbedingungen der metamorphen Gesteine abrupt ändern (von amphibolitfaziell auf maximal grünschieferfaziell). Das weist auf hohe Versatzbeträge an der Störung hin. Petrologische Daten zeigen, dass sich die Gesteine entlang der Mittelsächsischen Störung unter spröd-duktilen Bedingungen zwischen 300 bis 500 Grad Celsius, also in ca.15-25 Kilometern Tiefe, gebildet haben. Radiometrische Altersbestimmungen von Rauche (1992) an den Gesteinen der Mittelsächsischen Störung datieren eine tektonische Aktivität im Zeitraum zwischen 370-320 Millionen Jahren.
Sowohl in den Schiefergebirgen als auch in der Mittelsächsichen Störung finden sich Anzeichen für Überschiebungstektonik sowie bedeutende Horizontalversätze. Deshalb werden die Schiefergebirge nach Kroner (2007) zur Wrench-and-Thrust Zone gezählt. Die enge Vergesellschaftung von Sedimenten bayrischer und thüringischer Fazies sowie von amphibolitfaziellen Gneisen mit niedriggradig und nicht-metamorphen Gesteinen zeigt, dass an dieser Deformationszone Bewegungen mit Versatzbeträgen von 10er-100er Kilometern stattgefunden haben müssen.
Die Überschiebungstektonik ist belegt durch einheitlich Nordost-orientierte Streckungslineare und kinematische Indikatoren auf nach Nordost einfallenden Scherzonen, welche eine Bewegungsrichtung des Tops nach Südwest anzeigen (Kroner et al. 2008). Sie wird außerdem belegt durch die Aufschiebung der Schiefergebirge auf das Osterzgebirge entlang der Mittelsächsischen Störung und durch die Überschiebung der Gesteine bayrischer Fazies auf die Gesteine thüringischer Fazies entlang der Winterleithe-Störung (Kurze 1997).
Horizontale Streckungslineare in der Mittelsächsischen Störung belegen, dass diese auch als Transformstörung fungierte. Die scherlinsenförmige Gestalt des in die Elbe-Zone intrudierten Meißener Massivs wird ebenfalls als wichtiger Indikator für Horizontalbewegungen in dieser Region angesehen.
Interpretation
Zur Interpretation der Strukturen bietet sich ein Vergleich mit den drei Deformationsphasen des Erzgebirges an: der Versenkung in Nordost-Richtung (D1), dem Zergleiten des Deckenstapels nach West bis Nordwest (D2) und der späten Südost-gerichtete Einengung (D3, Kroner et al. 2007).
Die Strukturen in den Schiefergebirgen zeigen vermutlich keine Spuren von D1, da sie nicht tief genug versenkt waren. Dies gilt vor allem für die zeitgleich zu D1 gebildeten flachmarinen Sedimente (Kurze 1992, 1995).
Die mit D2 verbundene Exhumierung des Erzgebirges erforderte eine Transformstörung mit Horizontalversätze von mindestens 35-50 Kilometern zwischen Elbtalschiefergebirge und Osterzgebirge (Rauche 1992, Kroner et al. 2007). Diese wurden wahrscheinlich von der Mittelsächsischen Störung aufgenommen.
Die Südost-gerichtete D3-Kompression wurde von den Schiefergebirgen und der Elbe-Zone kompensiert, wobei Splitter des cadomischen Gebirges sowie des Altpaläozoikums zwischen Lausitz und Osterzgebirge gelangten (Rauche 1992, Linnemann 1995). Da die Schiefergebirge nicht parallel zur Einengungsrichtung lagen, agierten sie als Transpressionszone, also als eine Störungszone, an welcher sowohl horizontaler als auch vertikaler Versatz stattfand. In diesem Zusammenhang entwickelten sich Süd- bis Südwest-gerichteten Überschiebungen, die in beiden Schiefergebirgen nachgewiesen werden konnten.
Gesteine der Schiefergebirge erleben
Quellenangaben ansehen
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