Zeilmarken Im Variszischen Kollisionsbereich Des

Nr. 7S

Dirk M arheine

Zeilmarken im variszischen Kollisionsbereich des Rhenoherzynikums - SaxOlhuIingikums zwischen Harz und Sächsischem Granulitmassiv - Ergebni sse von K1Ar-Altersbeslimmungen

GÖTTINGER ARBEITEN ZUR GEOLOGIE UND PALÄONTOLOGIE

Nr. 75

Dirk Marheine

Zeitmarken im variszischen Kollisionsbereich des Rhenoherzynikums - Saxothuringikums zwischen Harz und Sächsischem Granulitmassiv - Ergebnisse von K/Ar-Altersbestimmungen

1997

Im Selbstverlag der Geologischen Institute der Georg-August- Uni versität Göttingen

Göttinger Arb. Geo!. Paläont. 97 S., 50 Abb., 8 Tab. Göttingen, 17. 11.1997 ••• 75

Dirk Marheine

Zeitmarken im Kollisionsbereich des Rhenoherzynikums - Saxothuringikums zwischen Harz und Sächsischem Granulitmassiv - Ergebnisse von KIAr-AItersbestimmungen

Als Dissertation eingereicht am 15.05.1997 bei den Mathematisch-Naturwissenschaftlichen Fakultäten der Georg-August-Universität

erscheinen in unregelmäßiger Folge im Selbstverlag der Geologischen Institute der Georg-August-Universität Gättingen: Institut und Museum für Geologie und Paläontologie Institut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre

are issued irregularily by the Geological Institutes (until 1985: Geol.-Paläont. Inst.) of Gättingen University: Institute and Museum for Geology und Palaeontology Institute of Geology and Dynamics of the Lithosphere

Redaktion Dr. Helga Uffenorde Institut und Museum für Geologie und Paläontologie Goldschmidt-Str. 3 D - 37077 Gättingen

ISS N 0534-0403 @ Geologische Institute, Universität Gättingen. Offsetdruck KINZEL, Gättingen MARHEINE, D. (1997): Zeitmarken im variszischen Kollisionsbereich des Rhenoherzynikums - Saxothu- ringikums zwischen Harz und Sächsischem Granulitmassiv - Ergebnisse von KlAr-Altersbestirnmungen. [Timemarks in the Variscan collision zone of the Rhenohercynian - Saxothuringian in the region of the Harz Mountains and the Saxonian Granulite Massif - Results of KlAr-age determinations.] - Gättinger Arb. Geol. Paläont., 75: 97 S., 50 Abb., 8 Tab.; Gättingen. KlAr dating on fine mineral fractions of very low to low grade, pre- to synorogenic sediments in the border area of the Rhenohercynian - Saxothuringian yield informations about the tectonometamorphic evolution during the Variscan orogeny. Combined use of illite crystallinity and illite polytype determinations made it possible to prove and separate polyphase overprinting. Supplementary KlAr-age data of detrital white micas indicate potential provenances for the Variscan sediments. KlAr dating of some crystalline complexes were carried out in order to discriminate these units as potential source areas. The tectonometarnorphic evolution in the investigated area spans aperiod of time from 350 Ma to about 310 Ma. A Permian post-kinematic thermal event in the Harz Mountains is dated at about 275 Ma. geodynamic evolution, geochronology, illite crystallinity, illite polytypes, low grade metamorphism D. Marheine, URA CNRS 1763, Lab. Geochron., Univ. 11,Place E. Bataillon, F - 34095 Montpellier

SUMMARY

The border between the Rhenohercynian and Saxothuringian in the Mid-European Variscides is considered to be a former micropiate boundary. The collision zone of both of these micropiates is represented by the Northern Phyllite Zone, which is the northern margin of the Mid-German Crystalline Rise. The aim of this study was to set timemarks for the tectonometamorphic evolution of both crustal segments during the collisional stage of the Variscan orogeny in Central Europe. For this purpose two profiles from the Saxonian Granulite Massif to the upper Harz Mountains and the block of Flechtingen-Rosslau were investigated, respectivly. Essential data for the metamorphic evolution in the border area of the Rhenohercynian - Saxothuringian were ascertained by means of K1Ar-age determinations on white micas in fine mineral fractions of very low to low grade metamorphic, pre- to synorogenic sediments. Because of the combination of white mica polytype determinations in the fine mineral fractions it was possible for the first time to prove and separate polyp hase overprinting. Combined use of illite crystallinity measurements with polytype determinations made it possible to estimate the influence of detrital white micas on the KI Ar-ages of the fine fractions, thus leading to a better interpretation of these ages. K1Ar-age determinations on detrital white micas from Cambrian to Upper Carboniferous sediments were carried out, for example, to draw conclusions about the eroded crustal units. The age data indicates potential provenances for the Variscan sediments. Furthermore, age determinations of mica K1Ar-cooling ages of some crystalline complexes were carried out on outcropping crystalline units in order to diccriminate these units as potential source areas. The K1Ar-age determinations on white micas in fine mineral fractions «211m, <0,2Ilm) yield the following timemarks for the development of the very low to low grade metamorphic overprints: - The earliest, very low, Variscan overprint in the Cambrian and Ordovician sediments southeast (Cambrian series of Delitzsch) and northwest (Pakendorf Zone) of the Mid-German Crystalline Rise was shown and dated at 350 Ma. - In the Wippra Metamorphic Zone (Northern Phyllite Zone), the southwestward prolongation of the Pakendorf Zone, the ages indicate a span of overprinting between 350-320 Ma. - In the region of the Harz Mountains the ages of overprinting were set for the Lower Harz Mountains at 335-328 Ma, the northern Middle Harz Mountains at 320-310 Ma and for the Upper Harz Mountains at 309 :!: 9 Ma. - For the first time a Permian, post-kinematic thermal event in the Upper Harz Mountains Devonian Anticline (Oberharzer Devonsattel) was narrowed down to an age of about 275 Ma. - The northwestern epizonal "Schiefermantel" (slaty cover) of the Saxonian Granulite Massif shows ages of metamorphism at 321-316 Ma. - The units of the Phyllite Zone of Rosslau (Northern Phyllite Zone) and Phyllite Zone of Bitterfeld-Drehna (Southern Phyllite Zone), which are in direct contact with the Mid-German Crystalline Rise, yield ages of metamorphism at 310-290 Ma. II

The dating of detrital white micas and therefore the assignment to potential provenances gave the following results: - Detrital white micas from Cambrian sediments which were dated at 590 Ma shows a Cadomian/Panafrican overprint. The source area assigned is Gondwana or a related terrane. The input of Silurian detrital material into the Rhenohercynian basin in Mid-Devonian times could be reconfirrned. Recent research suggests the provenance could be the Old Red continent. A change of provenances was shown for the sediments in the Rhenohercynian basin in the late Upper Devonian. From this period until the uppermost Lower Carboniferous early-Variscan metamorphic white micas are present in the sediments. A former extensively distributed crystalline nappe complex located towards the south is favored as the source area for these white micas. Abruptly, without transition late-Variscan detrital micas with ages of about 320 Ma appear in Upper Carboniferous sediments. The Bohemian Massif may represent the source area. An important exception is the Silurian detrital age of 435 Ma from the Kamm quartzite (cd II-III) of the Acker- Bruchberg zone. During Lower Carboniferous times the adjoining areas were supplied with early-Variscan detritus from southerly regions, whereas the sediments of the Kamm quartzite were derived from the northerly situated Old Red continent. This confirms the exceptional facies position of the Acker-Bruchberg zone during the Lower Carboniferous.

The dating of mica cooling ages from crystalline complexes yield: - for the crystalline complexes belonging to the Mid-German Crystalline Rise (Kyffhäuser, Dessau, Hohnsdorf, Prettin) mica cooling ages from 337-329 Ma. - for biotites of the Ramberg pluton and the Delitzsch plutonite massif 295 and 303 Ma, respectively.

The K/Ar-age data presented above shows evidence for a tectonometamorphic evolution of the border area Rhen ohercynian -Sax oth uringian: The oldest early- Variscan, very low metamorphic overprint appears in Cambrian sediments of the Saxothuringian basin and also in Ordovician sediments of the Northern Phyllite Zone with an early Lower Carboniferous age of 350 Ma. In the Northern Phyllite Zone (here: Wippra Metamorphic Zone), the ages of the metamorphism decrease from SE to NW or 350 to 320 Ma. The exception is the age from the southeasternmost unit of the Wippra Metamorphic Zone at 330 Ma. This succesion is interpreted as a classical "out of sequence"-stacking at the back of a thrustbelt. The different ages of metamorphism in the various series of the Wippra Metamorphic Zone prove that they were not in the present geotectonic position at the time of their individual overprinting. Therefore, the final stacking of the Wippra Metamorphic Zone took place after the youngest overprint with an age of 320 Ma. The age data obtained from the Wippra Metamorphic Zone suggest a metamorphic overprint prior to the SW -part of the Northern Phyllite Zone (S-Hunsrück, S-Taunus). The different ages of metamorphism from Hunsrückffaunus and the Wippra Metamorphic Zone allows two possible interpretations: Either the data from the Wippra Metamorphic Zone indicate an earlier beginning of collision, and therefore, of metamorphism in the SE-Harz region or at least parts of the Wippra Metamorphic Zone do not belong to the Rhenohercynian but to the accretionary wedge of the overriding Saxothuringian plate.The latter could be the proof of an earlier beginning of deformation of the rocks in the accretionary wedge and their continuous deformation until c10sure of the ocean. The ages of metamorphism in the northern Middle Harz Mountains (Rhenohercynian shelf) with 320-310 Ma (Namur-Westfal) confirm the assumption that the metamorphic overprint is caused by nappe thrusting with simultaneous low grade metamorphism. The nappe thrusting is possibly connected with the final stacking of the Wippra Metamorphic Zone. In the Upper Harz Mountains the ages of overprinting indicate a slightly later passing of theVariscan orogenic wave at about 310 Ma in the Westphalian. _ In the late stage of collision the thrusting and stacking of the Mid-German Crystalline Rise induced the metamorphic overprint of the adjacent rocks between 310 to 290 Ma. During this continous compressive regime in the region of the Harz Mountains and the Mid-German Crystalline Rise, the "Schiefermantel " of the Saxonian Granulite Massif is metamorphically overprinted between 321-316 Ma. This epizonal metamorphism is related to the exhumation of the high-grade metamorphic granulites of the Saxonian Granulite Massif. The Permian post-kinematic thermal event in the final stage of the Variscan orogeny is dated at 275-270 Ma. The influence of this thermal event has been shown in the Upper Harz Mountains Devonian Anticline (Oberharzer Devonsattel) and also at some localities in the Lower and Middle Harz Mountains. III

ZUSAMMENFASSUNG

In den mitteleuropäischen Varisziden gilt die Grenze zwischen dem Rhenoherzynikum und Saxothuringikum als ehemalige Plattengrenze. Die Kollisionszone beider Mikroplatten wird von der am Nordrand der Mitteldeutschen Kristallinzone gelegenen Nördlichen Phyllitzone repräsentiert. Ziel der Arbeit war es, Zeitmarken für die tektonometamorphe Entwicklung beider Krustensegmente während des Kollisionsstadiums der variszischen Orogenese in Mitteleuropa zu setzen. Dazu wurden zwei Profile ausgehend vom Oberharz bzw. der Flechtingen-Roßlauer-Scholle (Rhenoherzynikum) bis ins Sächsische Granulitmassiv (Saxothuringikum) bearbeitet. Mit Hilfe von KlAr-Datierungen an Hellglimmern in Mineralfeinfraktionen aus sehr schwach- bis schwachmetamorphen, prae- bis synorogenen Sedimenten wurden Eckdaten für die Metamorphoseentwicklung innerhalb des Grenzbereichs Rhenoherzynikum-Saxothuringikum ermittelt. In Kombination mit der Bestimmung der Hellglimmer- Polytypie in den Mineralfeinfraktionen ist es erstmals gelungen, polyphase Überprägungen nachzuweisen und aufzulösen. Die zusätzliche Kombination von Illitkristallinitätsmessungen mit der Bestimmung der Hellglimmer- Polytypie erlaubte den Einfluß von detritischen Hellglimmern auf die KlAr-Alter der Feinfraktionen abzuschätzen und bei der Interpretation zu berücksichtigen. Exemplarisch durchgeführte KlAr-Altersbestimmungen an detritischen Hellglimmern aus kambrischen bis oberkarbonischen Sedimenten lassen Rückschlüsse auf abgetragene Krusteneinheiten zu. Dadurch werden Aussagen über potentielle Liefergebiete der variszischen Sedimente möglich. Zusätzliche wurden Datierungen von KlAr- Abkühlaltern an Glimmern einiger Kristallinkomplexe durchgeführt. Diese dienten dazu, die heute aufgeschlossenen kristallinen Einheiten als potentielle Liefergebiete zu kontrollieren.

Die KlAr-Datierungen an Hellglimmern in Mineralfeinfraktionen «2flm; <0,2flm) ergaben folgende Zeitmarken zum Ablauf der sehr schwach- bis schwachmetamorphen Überprägungen im Grenzbereich Rhenoherzynikum-Saxo- thuringikum: _ Die früheste, sehr schwachmetamorphe, variszische Überprägung konnte in kambrischen und ordovizischen Sedimenten südöstlich (Kambrium von Delitzsch) bzw. nordwestlich (Pakendorfer Zone) der Mitteldeutschen Kristallinzone mit 350 Ma nachgewiesen werden. _ In der südwestlichen Verlängerung der Pakendorfer Zone, innerhalb der Wippraer Zone (Nördliche Phyllitzone), weisen die Altersdaten auf einen Überprägungszeitraum von 350 bis 320 Ma hin. _ Im Bereich des Harzes lassen sich Überprägungsalter für den Unterharz auf 335-328 Ma, für den nördlichen Mittelharz auf 320-310 Ma und für den Oberharz auf 309 :t 9 Ma festsetzen. _ Für den Oberharzer Devonsattel wurde erstmals ein permisches, postkinematisches Wärmeereignis vor etwa 275 Ma näher eingegrenzt. _ Der nordwestliche, epizonale Schiefermantel des Sächsischen Granulitmassivs zeigt Metamorphosealter von 321-316 Ma. - Für die direkt an die Mitteldeutsche Kristallinzone angrenzenden Gesteinseinheiten der Phyllitzone von Roßlau (Nördliche Phyllitzone) bzw. der Phyllitzone von Bitterfeld-Drehna (Südliche Phyllitzone) ergaben sich Metamorphoseal ter von 310 bis 290 Ma.

Die Datierungen detritischer Hellglimmer und die damit verbundene Zuordnung zu potentiellen Liefergebieten brachten folgende Resultate. _ In kambrischen Sedimenten des östlichen Saxothuringikums wurde cadomisch/ panafrikanisch geprägter Detritus mit 590 Ma datiert. Als Liefergebiet wird Gondwana bzw. ein verwandtes Terrane zugeordnet. Für das Mitteldevon konnte der Eintrag von silurischem, detritischem Material (435-414 Ma) ins rhenoherzynisches Becken bestätigt werden. Als Liefergebiet kommt nach heutigem Kenntnisstand nur der Old-Red- Kontinent in Betracht. Für das rhenoherzynische Becken wurde ein Liefergebietswechsel ab dem oberen Oberdevon (do IIl-IV) nachgewiesen. Ab diesem Zeitpunkt bis zum höchsten Unterkarbon treten frühvariszisch metamorphe Hellglimmer (377-367 Ma) in den Sedimenten auf. Als Liefergebiet des frühvariszischen Detritus wird ein Modell weiträumig ausgedehnter, südlich gelegener Kristallindecken favorisiert. In Sedimenten des oberen Oberkarbons (Stefan C) tritt ohne Übergang, schlagartig spätvariszisch geprägter Detritus mit Altersdaten von 320 Ma auf. Als Liefergebiet kommt die Böhmische Masse in Frage. IV

- Eine bedeutsame Ausnahme stellt das silurische Detritusalter des Kammquarzits (cd II-III) des Acker- Bruchbergzuges mit 435 Ma dar. Während in den benachbarten Gebieten zur Zeit des Unterkarbons früh- variszischer Detritus aus südlichen Bereichen geschüttet wurde, entstammten die Sedimente des Kammquarzits vom nördlich gelegenen Old-Red-Kontinent und untermauern damit die fazielle Sonderstellung des Acker- Bruchbergzuges im Unterkarbon.

Die Datierungen von Glimmerabkühlaltern aus Kristallinkomplexen ergaben: - für die zur Mitteldeutschen Kristallinzone gehörenden Kristallinkomplexe (Kyffhäuser, Dessauer, Hohnsdorfer, Prettiner) Glimmerabkühlalter von 337-329 Ma, - für Biotite des Rambergplutons und des Delitzscher Plutonitmassivs 295 bzw. 303 Ma.

Aus den oben vorgestellten KlAr-Altersdaten können zusammenfassend folgende Aussagen zur tektonometamorphen Entwicklung des Grenzbereichs Rhenoherzynikum-Saxothuringikum gemacht werden: Die älteste, frühvariszische, sehr schwachmetamorphe Überprägung zeigt sich in den kambrischen Sedimenten des Saxothuringischen Beckens sowie in ordovizischen Sedimenten der Nördlichen Phyllitzone vor 350 Ma zur Zeit des unteren Unterkarbons. In der zwischen Saxothuringikum und Rhenoherzynikum vermittelnden Nördlichen Phyllitzone (hier: Wippraer Zone) nehmen die Metamorphosealter von 350 auf 320 Ma in Richtung NW ab. Die Ausnahme bildet die südöstlichste Einheit der Wippraer Zone mit einem Alter von ca. 330 Ma. Diese Abfolge wird als klassische "out of sequence"-Stapelung am Hinterende eines Überschiebungsgürtels interpretiert. Die unterschiedlichen Metamorphosealter in den einzelnen Serien der Wippraer Zone belegen eindeutig, daß sie zum Zeitpunkt ihrer jeweiligen Überprägung noch nicht ihre heutige geotektonische Position besaßen und ihre finale Stapelung erst nach ihrer jüngsten Überprägung (320 Ma) erfolgte. . Die gewonnenen Altersdaten aus der Wippraer Zone weisen auf eine frühere metamorphe Überprägung als im SW- Teil der Nördlichen Phyllitzone (S-Hunsrück, S-Taunus) hin. Die unterschiedlichen Metamorphosealter von Hunsrückffaunus und der Wippraer Zone lassen zwei Interpretationsmöglichkeiten offen: Entweder die Daten aus der Wippraer Zone deuten einen früheren Beginn der Kollision und damit der Metamorphose im Bereich des SE- Harzes an oder zumindest Teile der Wippraer Zone gehören nicht zum Rhenoherzynikum, sondern zum Akkretions- keil der saxothuringischen Oberplatte. Letzteres bedeutete den Nachweis eines früheren Deformationsbeginns und einer fortlaufenden Durchbewegung der Gesteine im Akkretionskeil bis zur Schließung des Ozeans. Die Metamorphosealter im nördlichen Mittelharz (rhenoherzynischer Schelf) mit 320-310 Ma (Namur-Westfal) untermauern die Annahme einer mit der schwachen Metamorphose synchron verlaufenden Deckenüberschiebung als Ursache für die metamorphe Überprägung. Die Deckenüberschiebung geht möglicherweise mit der finalen Stapelung der Wippraer Zone einher. Die Überprägungsalter im Oberharz von etwa 310 Ma zeigen den etwas späteren Durchgang der variszischen Orogen front zur Zeit des Westfals an. In der Spätphase der Kollision, im Zeitraum von '310 bis 290 Ma, bedingt die Einschuppung der Mitteldeutschen Kristallinzone die metamorphe Prägung ihrer Rahmengesteine. Während dieses anhaltenden, kompressiven Regimes im Bereich des Harzes und der Mitteldeutschen Kristallinzone wird der Schieferman.tel des Sächsischen Granulitmassivs in der Zeitspanne von 321-316 Ma metamorph überprägt. Diese epizonale Metamorphose wird im Zusammenhang mit der Exhumierung der hochmetamorphen 'Granulite des Sächsischen Granulitmassivs gesehen. Das mit der Endphase der variszischen Orogenese zusammenhängende, postkinematische, permische Wärmeereignis wird mit 275-270 Ma datiert. Dessen Einfluß konnte sowohl im Oberharzer Devonsattel als auch lokal begrenzt im Unter- und Mittelharz nachgewiesen werden. INHAL TSVERZEICHNIS

I EINFÜHRUNG 2 1 Vorwort 2 2 Zielsetzung 2 3 Arbeitsgebiet 3

11 GEOLOGISCHER RAHMEN 4 1 Regionalgeologischer Rahmen ; 4 2 Geodynamische Entwicklung 10 3 Stratigraphie und Lithologie der Probenlokationen 11

III METHODIK 22 1 Probenaufbereitung 22 1.1 Herstell ung von Feinfraktionen 24 1.2 Herstellung von Glimmerpräparaten 25 1.3 Herstell ung von Texturpräparaten 25 1.4 Herstellung nicht texturierter Pulverpräparate 26 2 RöntgenditTraktometrische Analysen 26 2.1 Bestimmung des Mineralbestands der Feinfraktionen 26 2.2 Bestimmung der Illitkristallinität 26 2.3 Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie 29 3 KIAr-AItersbestimmung 30 3.1 Allgemeine Grundlagen 30 3.2 Analyseverfahren 33 3.2.1 Bestimmung des 40K 30 3.2.2 Bestimmung der Argon- Isotopie 35 3.3 KJAr- Altersberechnung und Fehlerbetrachtung 37 3.4 Berechnung des prozentualen Anteils detritischer Hellglimmer in den Mineralfeinfraktionen 37

IV VORAUSSETZUNGEN FÜR DIE INTERPRETATION VON KlAR-DATIERUNGEN 38 1 Isotopengeologische Untersuchungen 38 2 Schematisierter Zusammenhang von Hellglimmer-Polytypie und KlAr-Altersdaten 41

V VORSTELLUNG DER ERGEBNISSE 42 1 Ergebnisse der KlAr-Datierungen und IlIitkristallinitätsbestimmungen 42 2 Ergebnisse der Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie an Feinfraktionen 45

VI DISKUSSION UND INTERPRETATION DER ERGEBNISSE 54 1 KlAr-Datierungen, IlIitkristallinitäts- und Hellglimmer-Polytypiebestimmungen an Mineralfeinfraktionen 54 1.1 Profil I: Oberharz - Sächsisches Granulitmassiv 54 1.2 Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle - Sächsisches Granulitmassiv 66 2 KlAr-Datierungen an detritischen Muskoviten 70 2.1 Profil 1: Oberharz - Sächsisches Granulitmassiv 70 2.2 Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle - Sächsisches Granulitmassiv 71 3 KlAr-Datierungen an Glimmern kristalliner Gesteine 71 3.1 Profil I: Oberharz - Sächsisches Granulitmassiv 71 3.2 Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle - Sächsisches Granulitmassiv 72

VII SCHLUSSFOLGERUNGEN 72

LITERATUR VERZEICHNIS : 77

ANHANG 88 2

I EINFÜHRUNG 1.1 Vorwort Die vorliegende Arbeit entstand auf Anregung von Dr. Hans Ahrendt und ist Teil eines Gemeinschaftsprojektes zusammen mit Dr. HJ. Franzke (Clausthal-Zellerfeld) und Prof. Dr. Max Schwab (Halle/Saale). Dr. Hans Ahrendt danke ich für die Übernahme des Referates. Das Korreferat übernahm freundlicherweise Prof. Dr. B.T. Hanscn. In erster Linie danke ich Dr. Hans Ahrendt für die Betreuung dieser Arbeit. Dieser Dank umfaßt die eindrucksvollen Geländeaufenthalte, die stete Diskussionsbereitschaft und die hilfreichen und wichtigen Anregungen zu dieser Arbeit. Nicht genug kann ich Dr. Klaus Wemmer danken, der mir mit unzähligen wertvollen Tips immer uneingeschränkt zur Seite stand. Für seine unermüdliche Unterstützung im Gelände, seine kompetenten und innovativen Ratschläge im Labor sowie die freundliche, produktive Hilfestellung in jeder Lage möchte ich ihm herzlich danken. Dr. H.J. Franzke sei für seine sehr freundliche Unterstützung sowie sein stetiges Interesse am Fortgang dieser Arbeit ganz herzlich gedankt. Darüber hinaus möchte ich mich bei Dr. HJ. Franzke, Dr. Gerd Jacob (Halle/Saale) und Prof. Dr. Max Schwab neben ihrer steten Hilfsbereitschaft vor allem für die kompetente Einführung in die regionale Geologie und die Führung bei den Probennahmekampagnen bedanken. Meiner Kollegin Dr. Heike Neuroth danke ich für ihre wichtigen Tips, ihre konstruktive Kritik, die intensive Zusammenarbeit und die gemeinsamen Tagungs- und Geländeaufenthalte. Bei Dr. Georg Grathoff bedanke ich mich für die freundliche und kompetente Einführung in die Welt der I1Iit- Polytypen-Quan tifizierung. Prof. Dr. Onno Oncken möchte ich für seine jederzeit prompte Hilfestellung und Diskussionsbereitschaft danken.

Für zahlreiche K20-Analysen danke ich Frau Helgrit Semegen und Frau Brigitte Dietrich. Letzterer gilt mein Dank auch für ihre Geduld während der Endphase der Arbeit. Dipl.-Geol. Sabine Kurz und Nadia Vogel haben einige der Ar-Bestimmungen für meine Arbeit durchgeführt und viel Zeit für die Betreuung des Massenspektrometers geopfert. . Bei der Fertigstellung dieser Arbeit halfen mir mit der gründlichen Durchsicht bzw. Korrektur des Manuskriptes Dr. Hans Ahrendt, Dr. Klaus Wemmer, Dipl.-Geol. Christi ne Flaig, Dipl.-Geol. Jens Müller und Dipl.- Geol. Stephan Rudolph. Nicht zuletzt und vor allem ganz herzlich danke ich meinen Eltern für die langjährige Unterstützung, ohne die meine Ausbildung nicht möglich gewesen wäre. Darüber hinaus möchte ich mich bei ihnen, meiner Schwester und Christine für das in mich gesetzte Vertrauen und ihre Geduld bedanken.

Der Deutschen Forschungsgemeinschaft sei für die finanzielle Unterstützung im Rahmen des Forschungsprojektes Ah 17/13-2, 3 gedankt.

1.2 Zielsetzung Die tektonometamorphe Entwicklungsgeschichte des Übergangsbereichs Rhenoherzynikum-Saxothuringikum spielt für die geodynamische ModelIierung der Varisziden eine entscheidende Rolle und steht seit langer Zeit im Brenn- punkt des Interesses. Als Grenzbereich dieser beiden Krustensegmente unterschiedlich tektonometamorpher Ent- wicklung wird der Nordrand der Mitteldeutschen Kristallinzone angesehen, welcher zur Zeit als Kollisionszone zwischen den Mikrokontinenten (Terranes) E-Avalonia und Armorika betrachtet wird. Die durch Konvergenz und Kollision beider Terranes bedingte nach NW fortschreitende Orogenfront hinterließ ihre "Spuren" in den sehr schwach- bis schwachmetamorphen, prae- bis synorogenen Sedimenten. Zur geochronologischen Bearbeitung wurden zwei Profile vom Sächsischen Granulitmassiv durch den Harz bzw. in die Flechtingen-Roßlauer-Scholle hinein ausgewählt.

Ziel der vorliegenden Untersuchungen war, mit Hilfe von systematischen KlAr-Datierungen, I1Iitkristallinitäts- und Hellglimmer-Polytypie-Bestimmungen an authigen gebildeten sehr schwach- bis schwachmetamorphen Phyllo- silikaten in Mineralfeinfraktionen, das Alter und die Intensität der letzten postsedimentären Überprägung zu bestimmen. Damit sollte die Metamorphoseentwicklung der kollidierenden Krusteneinheiten und somit Zeitmarken für die fortschreitende Orogenfront abgesteckt werden. Weiterhin wurden exemplarisch KlAr-Altersbestimmungen 3 an detritischen Hellglimmern aus kambrischen bis oberkarbonischen Sedimenten durchgeführt, um Rückschlüsse auf abgetragene Krusteneinheiten zu ziehen und dadurch Hinweise auf potentielle Liefergebiete der variszischen Sedimentkomplexe zu liefern. Ergänzende Datierungen von KlAr-Abkühl altern an Glimmern einiger Kristallin- komplexe sollten dementsprechend diese heute aufgeschlossenen Kristallineinheiten als potentielle Liefergebiete kontrollieren. Darüber hinaus sollten Aussagen über Hebungsphasen der Kristallingesteine getroffen werden, um ggf. ihre tektogenetische Stellung einzuordnen. Dazu standen mehrere Untersuchungsschwerpunkte zur Verfügung:

I. KlAr-Datierungen an authigen gebildeten, sehr schwach- bis schwachmetamorphen Phyllosilikaten in Mineral- feinfraktionen «2/ffil, Altersbestimmung einer möglichen postsedimentären Überprägung. => Deutung der regionalen Verbreitung der "Metamorphosealter". => Rekonstruktion eines Akkretionskeils bzw. der tektonometamorphen Verhältnisse einer Platten- bzw. Terranegrenze.

2. KlAr-Altersbestimmungen an detritischen Muskoviten aus sehr schwach- bis schwachmetamorphen Sedi- menten sollten beitragen zur: => tektonometamorphen Charakterisierung von Liefergebieten des Kambriums .der Delitzsch-Doberluger- Synklinalzone, der paläozoischen Sedimente des Harzes sowie der oberkarbonischen Molassesedimente. => Rekonstruktion von Plattenkonfigurationen über die Typisierung von abgetragenen, tektonometamorphen Einheiten vor und während der Orogenese.

3. KlAr-Datierungen an Glimmern kristalliner Gesteine sollten beitragen zur: => Rekonstruktion von Hebungsphasen der Kristallingesteine. => Beurteilung von Kristallinkomplexen als potentielles Liefergebiet in Kombination mit Alterswerten detritischer Muskovite.

4. Die Bestimmung der IlIitkristallinität an Mineralfeinfraktionen sollte beitragen zur: => Abschätzung der Intensität einer möglichen postsedimentären Überprägung. => Deutung der regionalen Verteilung der Illitkristallinitäten. => kritischen Beurteilung und Interpretation der Mineralfeinfraktionsalter.

5. Die Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie in den Mineralfeinfraktionen sollte beitragen zur: => Abschätzung des Einflusses detritischer Hellglimmer auf die Mineralfeinfraktionsalter. => Nachweis und Auflösung mehrerer IlIitgenerationen. => kritischen Beurteilung und Interpretation der Mineralfeinfraktionsalter.

Die Kombination dieser methodischen Ansätze in Verbindung mit biostratigraphisch gesicherten Sedimentations- altern lassen Zeitangaben für die prä- und synvariszische, tektonometamorphe Entwicklung zu.

I.3 Arbeitsgebiet Die Untersuchungen wurden entlang zweier Profilstreifen durchgeführt, die, beide vom Sächsischen Granulitmassiv ausgehend, einerseits in den Oberharz (Profil I) und andererseits in die Flechtingen-Roßlauer-Scholle (Profil II) laufen (vgl. Abb. I). Den Untersuchungsschwerpunkt bildete der Harz u.a. mit einer detaillierten Bearbeitung der Wippraer Zone. Deren nordöstliche Verlängerung, die Pakendorfer Zone, bildet den Endpunkt des Profils II. Von dort ausgehend wurden Untersuchungen an Sedimentgesteinen der Phyllitzone von Roßlau, der Wettiner Schichten, der Prettin-Drehnaer-Serie, aus dem Kambrium von Delitzsch und aus dem nordwestlichen Schiefermantel des Sächsischen Granulitmassivs durchgeführt. Die Untersuchungen wurden erweitert um die Bearbeitung von Kristallingesteinen des Kyffhäuser, Dessauer und Hohnsdorfer Kristallins sowie des Prettiner und Delitzscher Plutonitmassivs. 4

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SGM : Sächsisches Granulitmassiv MM : Münchberger Gneismasse

Abb.l: Lage des Untersuchungsgebietes mit den beiden projektierten Profilen I und 11. Bereits untersuchtes Referenzprofil im Rheinischen Schiefergebirge, Spessart und Odenwald (gestrichelt).

11 GEOLOGISCHER RAHMEN II.1 Regionalgeologischer Rahmen Das variszische Gebirge ist Teil einer großen paläozoischen Gebirgskette mit einer Ausdehnung von 1000 km in der Breite und 8000 km in der Länge. Die Varisziden sind ein Gebirgsgürtel, der sich von den Appalachen und MarokkolNordalgerien über West-, Mittel-, Südeuropa, Kleinasien, am Südrand Ureuropas entlang bis einschließ- lich des Urals erstreckt. Einen Überblick über die variszischen Anteile in Mitteleuropa gibt Abb. 2. Das Orogen ist das Ergebnis von Konvergenz und Kollision der Kontinente Laurentia-Baltica und Gondwana (vgl. u.a. FRANKE 1989 a, b, DALLMEYERetal. 1995). Das Variszikum in Mitteleuropa gliedert sich von Norden nach Süden in die Nördliche Vortiefe (Aachen, Niederrhein, Westfalen), die Rhenoherzynische Zone (Rheinisches Schiefergebirge, Harz, Flechtinger-Höhenzug), die Nördliche Phyllitzone (Soonwald, Taunus, Wippraer Zone, Pakendorfer Zone), die Mitteldeutsche Kristallin- schwelle (Nordvogesen, Pfälzer Wald, Odenwald, Spessart, Ruhlaer Kristallin, Kyffhäuser, Dessauer Kristallin), die Saxothuringische Zone (Sächsisches und Thüringisches Schiefergebirge einschließlich Erzgebirge, Fichtelgebirge, Sächsisches Granulitmassiv) und die Moldanubische Zone (mittlere und südliche Vogesen, Schwarzwald, Böhmische Masse). Die großräumige Einteilung der mitteleuropäischen Varisziden in drei geotektonische Großeinheiten Rhenoherzynikum, Saxothuringikum und Moldanubikum wurde bereits von KOSSMAT(1927) vorgenommen. Dabei zeichnet sich das Moldanubikum durch seine überwiegend hochmetamorphen Serien und spätorogenen Granite aus, während das nordwestlich anschließende Saxothuringikum schwach- bis mittelgradig metamorphe, paläozoische

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1) Devonische und karbonische Sedimente und Vulkanite, nicht metamorph (Rhenoherzynikum, Saxothuringikum, Moravo-Silesium. 2) Prä-Devon (einschließlich Präkambrium), teilweise variszisch metamorph (Rhenoherzynikum, Saxothuringikum. 3) Prä-Devon, kaledonische metamorph. 4) undifferenzierte paläozoische Gesteine, teilweise metamorph (Barrandium, S-Vogesen und Schwarzwald). 5) Variszisch metamorphe Gesteine mit präkambrischen bis devonischen Protolithen (Nördliche Phyllitzone, Mitteldeutsche Kristallinzone, Sächsisches Granulitmassiv, Moravo-Silesische Zone). 6) Cadomisches Basement der Moravo-Silesischen Zone. 7) Cadomisches Basement (teilweise mit variszischer Reaktivierung) der Mikroplatte Tepla-Barrandium, der Münchberger Masse und zugehörigen Klippen; eventuell Äquivalente in den Sudeten. 8) Gföhl-Einheit des Moldanubikums: Sowic Gory Block (Sudeten). 9) Drosendorf-Einheit des Moldanubikums; mittel- bis hochgradig metamorphe Gesteine der zentralen Vogesen und des zentralen und südlichen Schwarzwalds. 10) Variszische Granite (größtenteil post-tektonisch). 11) Hauptüberschiebungen (teilweise Suturen).

Abb, 2: Vereinfachte geologische Karte des mitteleuropäischen Variszikums (nach FRANKE 1989 a). 6

Abfolgen, spätorogene Granite und eine hochmetamorphe Zone an seinem Nordrand (Mitteldeutsche Schwelle nach BRINKMANN1948) beinhaltet. Als nordwestlichste Einheit bildet das Rhenoherzynikum mit sehr schwach- bis schwachmetamorphen, fast ausschließlich jungpaläozoischen Sedimenten den externen Falten- und Überschiebungs- gürtel des variszischen Orogens. Die Zonengrenzen werden im Sinne der modernen Platten tektonik als ehemals aktive Plattenränder bzw. Suturen gedeutet (vgl. u.a. WEBER 1986 a, b), an denen bedeutende NW-gerichtete Über- schiebungen und Deckenbaustrukturen vorherrschen. Aufgrund paläomagnetischer und biogeographischer Befunde (s. DALLMEYERet al. 1995) werden in Europa während des Altpaläozoikums folgende Kontinente und Terranes unterschieden:

Laurentia: Nordamerika, Grönland, NW-Schottland Baltica: Baltischer Schild, Russische Tafel Avalonia: London-Brabant-Massiv, autochthones Rhenoherzynikum = E-Avalonia Armorika: Armorikanisches Massiv, Tepla-Barrandium, saxothuringisches Becken, Mitteldeutsche Kristallinzone Gondwana: Afrika, Südamerika, Indien, Australien, Antarktis

Diese Einheiten waren zu verschiedenen Zeiten durch ozeanische Bereiche voneinander getrennt. Im späten Ordovizium/frühen Silur verband sich E-Avalonia mit Laurentia/Baltica und vervollständigte damit den Old-Red- Kontinent. Am Ende der variszischen Orogenese bildeten alle O.g. Platten teile den Superkontinent Pangäa.

Im Folgenden wird ein Überblick über die einzelnen Bereiche der mitteleuropäischen Varisziden gegeben, wobei der Schwerpunkt auf die geodynamische Entwicklung und die unterschiedlichen Modelle gelegt wird. Die Stratigraphie und Lithologie der einzelnen Probenlokationen wird in Kap. 2.3 beschrieben.

Rhenoherzynikum Der Großteil des Rhenoherzynikums ist mit früh- bis mitteldevonischen Schelf-Klastika und Karbonaten bedeckt, welche den passiven Kontinentalrand des Old-Red-Kontinents (Avalonia + Laurentia + Baltica) repräsentieren. Sie sind überlagert von hemipelagischen Schiefern und frühkarbonischen Flyschsedimenten. Auf dieser Abfolge liegt eine großflächige Deckeneinheit, die Giessen-Harz-Decken (s. z.B. REICHSTEIN1965, ENGEL et al. 1983), welche aus frühdevonischen MOR-Typ Metabasalten, kondensierten Peliten und den frühen Flyschklastika (Frasne bis Unterkarbon) besteht. Diese Deckeneinheit repräsentiert einen ozeanischen Teil des rhenoherzynischen Beckens, welcher über die Abfolge des passiven Kontinentalrandes des Vorlandes überschoben wurde. Das Rhenoherzynikum wird wahrscheinlich überall von cadomischem Basement unterlagert (FRANKEet al. 1995), welches in E-England, entlang des Südrandes des Rheinischen Schiefergebirges und im Harz aufgeschlossen ist (z.B. Eckergneis: 560 Ma, Zirkonalter, oberer Schnittpunkt UlPb, BAUMANNet al. 1991). Zwischen Ordovizium und Devon gibt es im Rhenoherzynikum keine Anzeichen für eine kaledonische Orogenese (Überprägung). Im frühen Devon beginnt die Hauptphase der variszischen Krustendehnung mit anschließender Beckenbildung (rhenoherzynisches Becken). Als Liefergebiet der Sedimentschüttungen werden die im Norden gelegenen Hebungsgebiete des Old-Red-Kontinentes angesehen. Die anhaltende Norddrift Armorikas führt im späten Ober- devon! frühen Unterkarbon zur Subduktion des rhenoherzynischen Ozeanbodens unter die armorikanische Mikro- platte und damit zur Schließung des rhenoherzynischen Beckens im Unterkarbon. Aus der Plattenkonvergenz resultiert ein Liefergebietswechsel, welcher für die oberdevonischen!unterkarbonischen Flyschsedimente auf ein südlich gelegenes Liefergebiet hinweist. Diskutiert wird u.a. eine Herkunft vom aktiven Plattenrand im SE, der Mitteldeutschen Kristallinschwelle (z.B. ENGEL& FRANKE 1983, FRANKE& ENGEL 1986). Kontroverse Ansichten werden u.a. von SOMMERMANN(1990) und BENDERet al. (1994) vertreten, die aufgrund von Petrographie und Geochemie der Gerölle in Kulmkonglomeraten bzw. Leichtmineralanalysen an devonischen Sedimenten den heutigen Kernbereich der Mitteldeutschen Kristallin Schwelle als Liefergebiet der devonisch/unterkarbonischen Sedimente des Rhenoherzynikums ausschließen. SOMMERMANN(1990) postuliert vielmehr, daß es sich um ein Liefergebiet handelt, in welchem neben cadomischen Magmatiten nur schwach- bis unmetamorphe altpaläozoische Sedimente verbreitet waren. Das Rhenoherzynikum mit seinen fast ausschließlich jungpaläozoischen Sedimenten stellt einen externen Falten- und Überschiebungsgürtel mit Deckenbau dar. Das hangende Deckensystem umfaßt den gesamten südöstlichen 7

Harz, den südlichen Kellerwald, die Hörre und die GieBener Grauwacken (REICHSTEIN1965, LUTZENS& SCHWAB 1972, ENGELet al. 1983, WALLISER& ALBERTI 1983). Die nördliche Ausdehnung der Decken wird unterschiedlich aufgefaBt. WACHENDORF(1986) und WACHENDORFetal. (1995) sehen den Deckenbau beschränkt auf die Südharz- und Selke-Decken, W ALLJSER& ALBERTI(1983) sowie FRANKE& ENGEL(1988) beziehen den Hörre-Gornmern Quarzit in das Allochthon mit ein, zu welchem auch die Grauwacken des südlichen Kellerwaldes, der Tanner, der Blankenburger und Harzgeröder Zone sowie der Siebermulde zugehören sollen. FRANKE(1995) rechnet auch noch die Äquivalente der Sösemulde, d.h. die Cephalopoden-Kalke der Ense und der südlichen Dill-Mulde, zu diesem Allochthon. MEISCHNER(1996) diskutiert eine Deckengrenze südlich der Siebermulde bzw. der Grauwacken des südlichen Kellerwaldes oder aber nördlich des Hundsdorfer Sattels. Im letzteren Fall wären die Dillmulde, der Oberharzer Diabaszug und die Sösemulde allochthon und repräsentierten nach MEISCHNER (1996) Duplex- Strukturen mit nur einigen Kilometern Überschiebungsweiten (MEISCHNER1991). Dieselbe Struktur im Harz wird von WACHENDORFetal. (1995) als "Parautochthon" bezeichnet. Sowohl der Nachweis von Basalten mit MOR- bzw. E-MOR- Signatur in der GieBener (MEYER 1981, GRÖSSER& DÖRR 1986) und in der Ostharz Decke (WACHENDORFetal. 1993) als auch eine von den parautochthonen Einheiten des Rhenoherzynikums abweichende, pelagische Fazies (DÖRR 1990) weisen auf eine Herkunft aus einem ozeanischen Bereich südöstlich des Rhenoherzynikums hin. Allerdings sind bisher die Größe und Geometrie bzw. die Öffnung und Schließung des sog. Gießener Ozeans noch nicht geklärt. Am Südostrand des Rhenoherzynikums schließt sich eine Zone stärkerer Deformation und Metamorphose an, die von SCHOLTZ (1930) als Nördliche Phyllitzone der Mitteldeutschen Schwelle (BRINKMANN 1948) bezeichnet wird. Sie vermittelt den Übergang zwischen dem Rhenoherzynikum und Saxothuringikum.

Das Rhenoherzynikum in Zentraleuropa kann entlang des Streichens mit Regionen in ganz Europa korreliert werden (ENGEL et al. 1983; FRANKE& ENGEL 1982; HOLDER& LEVERIDGE1986). Nach Osten läßt sich das Rheno- herzynikum vom Rheinischen Schiefergebirge über den Harz, den Flechtinger-Höhenzug, den Untergrund im Osten der Böhmischen Masse bis in das Moravikum-Silesikum in Österreich, Tschechien und Slowenien verfolgen. Westlich der Ardennen ist das Rhenoherzynikum vom Mesozoikum des Pariser Beckens bedeckt, taucht jedoch wieder in SW- England und Südirland auf. Eine weitere Verbreitung besteht möglicherweise in Südportugal (DALLMEYER&MARTINEZ-GARCIA1990).

Nördliche Phyllitzone Die Nördliche Phyllitzone wurde von SCHOLTZ(1930) als eine schmale metamorphe Zone definiert, die das Rhenoherzynikum im Norden von der Mitteldeutschen Kristallinzone (MKZ) im Süden trennt. Die Südliche Phyllitzone am SE-Rand der MKZ repräsentiert einen metamorphen Teil des saxothuringischen Beckens. Die Nördliche Phyllitzone verläuft nachgewiesenermaßen von SW nach NE wie folgt: Düppenweiler, S-Hunsrück, S- Taunus und läuft in der Wippraer Zone bzw. in der Pakendorfer Zone im Flechtinger Höhenzug aus. Die Nördliche Phyllitzone ist durch grünschieferfazielle Metamorphose charakterisiert, welche von ihrer Intensität her zwischen den sehr schwachmetamorphen Gesteinen des Hauptteils des Rhenoherzynikums im NW und den mittel- bis hochgradigen Gesteinen der MKZ im SE liegt. Ebenso zeigen die nur z.T. datierten lithologischen Einheiten der Nördlichen Phyllitzone in ihrer Gesamtheit keine Äquivalenz zu den o.g. benachbarten geotek- tonischen Einheiten. Aus der Geometrie der Gefüge der Nördlichen Phyllitzone und der MKZ wurde u.a. von WEBER & BEHR (1983) und HOLDER & LEVERIDGE(1986) ein paired-metamorphic belt mit einem südwärts gerichteten underp1ating bzw. einer nach S geneigten Subduktion interpretiert. Spätere strike-slip-Bewegungen innerhalb der Nördlichen Phyllitzone brachten das Rhenoherzynikum und die MKZ in ihre heutige Lage (ONCKEN 1988, ANDERLEet al. 1990, WILLNERet al. 1991). Diese Bewegungen erfolgten in der Kollisionszone zwischen Nordgondwana und Südlaurussia (OCZLON 1994) bzw. Ostavalonia und Armorika (MEISSNERet al. 1994). Der Nordwestrand der Nördlichen Phyllitzone ist durch Überschiebungen gekennzeichnet, während der südöstliche Rand nirgends aufgeschlossen ist. Hinsichtlich ihres lithologischen und stratigraphischen Inhaltes unterscheiden sich die einzelnen Abschnitte der Nördlichen Phyllitzone völlig, ähneln sich aber sehr in ihrer Struktur und tektonometamorphen Entwicklung (s.a. KLÜGEL1995, ONCKENet al. 1995). Für den S-Hunsrück sowie den S-Taunus konnten DmMAR & ONCKEN(1992, s.a. DmMAR 1995) bzw. KLÜGEL (1995) die Position am ehemaligen rhenoherzynischen passiven Kontinentalrand nachweisen. In der Wippraer Zone werden zumindest Teile als zur überschiebenden saxothuringischen Oberplatte zugehörig interpretiert (AHRENDTet al. 1996). 8

Saxothuringikum

Das Saxothuringikum wird im Westen von der Süddeutschen Scholle durch die Fränkische Linie begrenzt, einern NW-SE verlaufenden Randstörungssystem. Im Osten wird es von dem Westsudetisch-Lausitzer Anteil (Lugikum) durch die EIbezone und im Südosten vorn Moldanubikum i.e.S. durch den tertiären Eger-Graben getrennt. Es besteht aus einern nordwestlichen Kristallingürtel der MKZ und einern südöstlichen Teil, der überwiegend relativ schwachmetamorphe Sedimente und Vulka~ite aufweist. Diese Abfolgen wurden vorn Kambrium bis Devon in einern Rift-Becken abgelagert, welches sich im Devon bis frühen Karbon schloß. Dieses wird als das Saxothuringische Becken bezeichnet. Das östliche Saxothuringikum läßt sich nach KATZUNG& EHMKE (1993) von N nach S in folgende SW-NE verlaufende, spätestens unterkarbonisch angelegte Synklinal- und Antiklinalstrukturen gliedern:

Mitteldeutsche Kristallinzone Synklinalzone von Vesser-Delitzsch- Torgau-Doberlug Süd thüringisch- Nordsächsische Antiklinalzone Ostthüringisch-Nordsächsische Synklinalzone Ostth üri ngisch- Mi ttelsächsische Antiklinalzone Vogtländisch- Mittelsächsische Synklinalzone Fichtelge birgisch- Erzgebirgische Antikl inalzone

Mitteldeutsche Kristallinzone (MKZ) Die Mitteldeutsche Kristallinzone (MKZ) ist Teil des Saxothuringikums. Die Bezeichnung wurde von SCHOLTZ (1930: "mitteldeutsche kristalline Schwelle") in die deutsche Literatur eingeführt und später im Detail ausgearbeitet von BRINKMANN(1948), KNEUPER(1966), BEHR (1966), WEBER (1978, 1981, 1984) WEBER & BEHR (1983) HIRSCHMANN& OKRUSCH (1988) und RÖLLIG (1991). Hier soll die nomenklatorische Abgrenzung von "Mitteldeutscher Schwelle" und "Mitteldeutscher Kristallinzone" nach RÖLLIG(1991) verwandt werden. Danach beschreibt die Mit tel d e u t s c h e S c h weil e (MDS) eine im Devon und Karbon wirksame paläo- geographische Einheit, wohingegen die Mit tel d e u t s c he Kr ist a II i n z 0 n e ein tektonisches Strukturelement am N-Rand des Saxothuringikums darstellt, welches nur kenntnisbedingt als einheitlich aufzufassen ist. Allerdings ist die MKZ entlang ihrer Ausdehnung in Deutschland recht inhomogen und könnte möglicherweise aus verschiedenen allochthonen Einheiten oder sogar Terranes aufgebaut sein (WEBER 1995 a). Die MKZ kann als gekrümmte Struktur vom Saar-Nahe-Becken im Westen, wo sie aus der Bohrung Saar I und den Aufschlüssen entlang der westlichen Rheintalgraben-Schulter bekannt ist, über den Odenwald, den Spessart, das Ruhlaer Kristallin, den Kyffhäuser und das Dessauer Kristallin verfolgt werden. Weiter im Osten, in SW-Polen, ist die MKZ lediglich aus Bohrungen und geophysikalischen Untersuchungen bekannt. Sie ist aufgebaut aus kalkalkalinen Magmatiten und amphibolitfaziellen Metamorphiten (s. z.B. HIRSCHMANN& OKRUSCH 1988, LAUE et al. 1990). Silurische Kalkalkali-Magmatite sind aus dem Untergrund des Saar-Nahe- Beckens (SOMMERMANN1993), aus dem S-Taunus (SOMMERMANNet al. 1992, 1994) sowie aus dem Spessart bekannt (LIpPOLT 1986). Reichlich vorhanden sind Nachweise für variszische Metamorphite mit Hornblende- und Muskovit-Altern zwischen 370 und 320 Ma (KREUZER& HARRE 1975, LIPPOLT 1986, NASIR et al. 1991) sowie variszische Kalkalkali-Magmatite von ca. 360-330 Ma (s. z.B. KIRSCHet al. 1988). Die Ansichten über die tektonometamorphe Entwicklung der MKZ gehen erheblich auseinander. Einerseits wird die MKZ als aktiver Plattenrand Armorikas gedeutet, der die synorogenen Flyschklastika des Oberdevons bis Ober- karbons ins rhenoherzynische Becken geliefert hat (s. z.B. ENGEL& FRANKE1983, ENGELet al. 1983). Andererseits wird ein älteres (cadomisches) Liefergebiet mit altpaläozoischer Sedimentbedeckung für die O.g. Flyschklastika angenommen und die durch Überschiebungstektonik hervorgerufene Platznahme der heutigen MKZ, in das Oberkarbon gestellt (SOMMERMANN1990, BENDERet al. 1994, HEINRICHS et al. 1994, KROHE 19.94, HENK 1995, WEBER 1995 b).

Saxothuringisches Becken Der Hauptteil des Saxothuringischen Beckens besteht aus (par- )autochthonen, kambro-ordovizischen, klastischen Sedimenten und vulkanischen Gesteinen, die den passiven Rand eines kontinentalen Terranes im NW darstellen. Diese kontinentale Kruste ist allerdings bis jetzt noch nicht identifiziert worden, vielleicht ist sie in den metamorphen Gesteinen der MKZ verborgen (FRANKE 1995, FALK et al. 1995) oder von ihnen überfahren worden. 9

Jedoch kann auch nicht ausgeschlossen werden, daß diese saxothuringischen Gesteine und dieMKZ aufgrund von strike-slip Bewegungen zufällig in die heutige benachbarte Position gebracht wurden. Die frühpaläozoischen Schelfablagerungen werden von hemipelagischen, spätordovizischen bis frühkarbonischen Sedimenten, Intra- plattenvulkaniten und dis tal e n Flyschsedimenten überlagert. Diese Sequenz wird als T h ü r i n gis c h e Fa z i e s angesprochen, welche den (par- )autochthonen, nordwestlichen Rand des Saxothuringischen Beckens darstellt. Tiefwasserablagerungen des Saxothuringischen Beckens finden sich heute in den tektonischen Klippen von Münchberg, Wildenfels und Frankenberg. Diese Ablagerungen stammen aus Liefergebieten im SE, die sich aus kambrischen bis frühordovizischen, neritischen klastischen Sedimenten zusammensetzen. Diese werden von ordovizischen Vulkaniten und Sandsteinen, silurischen bis frühkarbonischen Tonschiefern und pro x i mal e n frühkarbonischen Flyschen überlagert. Diese allochthone Abfolge wird als B a y e r i s c h e Fa z i e s zusammen- gefaßt. Die Entstehung des Saxothuringischen Beckens wird auf ein kambro-ordovizisches Riftsystem zurückgeführt (FRANKE 1984, 1989 a, 1989 b), wobei ein kontinentaler Unterbau für das Becken wahrscheinlich ist (FRANKE 1984), da die ältesten Abfolgen des Saxothuringikums in den Kernbereichen des Schwarzburger Sattels und des Fichtelgebirg-Sattels Flachwasserablagerungen darstellen (FALKet al. 1995). Das Alter des Basements ist fraglich, Zirkon UlPb-Datierungen an Granitoiden im östlichen Erzgebirge ergaben nach KRÖNER et al. (1991) ein proterozoisches Alter. Die kambrischen bis devonischen Abfolgen der Gebiete der Thüringischen sowie der Bayerischen Fazies sind von synorogenen klastischen Sedimenten überlagert, die von einem am SE-Rand des Saxothuringischen Beckens gelegenen Akkretionskeil abstammen (SCHÄFER1996). Die ältesten Flyschklastika, die im Kontakt zu der Abfolge der Thüringischen Fazies (kontinentales Vorland) gefunden wurden, werden in das Famenne eingestuft (Erbendorfer Grauwacke bei Bingarten). Zu diesem Zeitpunkt mußte jegliche ozeanische Kruste komplett subduziert worden sein. Demzufolge repräsentieren die frühkarbonischen Flyschsedimente die Füllung eines Vorlandbeckens. Eine Abtrennung des saxothuringischen Vorlandbeckens vom offenen marinen Bereich, infolge der fortgeschrit- tenen Plattenkonvergenz im Vise, wird aufgrund des Fehlens jeglicher pelagischer Organismen in den jungen klastischen Sequenzen angenommen (FALK et al. 1995). Aus weniger mobilistischer Betrachtungsweise könnten auch Schwellenbildungen für die Abtrennung und Unterteilung des Flyschbeckens im östlichen Saxothuringikum verantwortlich sein.

Spätestens mit Beginn der Vise-Stufe (ca. 345 Ma) hat das Paläozoikum der Bayerischen Fazies am SE-Rand des Saxothuringischen Beckens einen Akkretionskeil gebildet, der von karbonischen Flachwassersedimenten überlagert wurde und das Vorlandbecken mit Flyschsedimenten gespeist hat (FRANKE 1984). Andere Liefergebiete für den saxothuringischen Flysch sind nach FRANKE(1984) und SCHÄFER(1996) nicht nachweisbar. Allerdings deutet die 'Zusammensetzung des Detritus in den unterkarbonischen Flyschen, wie hoher Quarz- und Feldspatgehalt, Kristal- lingerölle etc. darauf hin, daß es auch ein Kristallingebiet im Hinterland gegeben haben muß (FRANKE 1984, SCHÄFER1992). Das Endstadium der Kollision ist durch die Einbeziehung der unterkarbonischen Füllung des Vorlandbeckens in die tektonische Stapelung gekennzeichnet. Dabei wird der tiefer versenkte Flysch der Bayerischen Fazies in Richtung NW auf den Flysch der Thüringischen Fazies überschoben. Während die tektonischen Klippen von Münchberg, Wildenfels und Frankenberg im Saxothuringischen Becken in Muldenposition liegen, sind andere metamorphe Einheiten im Kern des Fichtelgebirgs-Erzgebirgs-Antiklinoriums erhalten. In bezug auf die überlagernden Decken (Münchberg, Wildenfels, Frankenberg) repräsentieren sie das "relative Autochthon" und werden dem Thüringischen Faziesbereich zugeordnet (FRANKE1995). Eine von diesem Entwicklungskonzept abweichende Vorstellung beschreibt KRONER (1996) für das östliche Saxothuringikum. Er geht von einer beträchtlichen Verdickung der kontinentalen Kruste durch die variszische Kollision aus, die alle Gesteinskomplexe, die heute in einem Krustenniveau liegen, erfaßt und durch großräumige subhorizontale Überschiebungstektonik gestapelt haben sollte. Demnach wäre das saxothuringische Paläozoikum nicht die Füllung eines autochthonen Beckens auf konsolidiertem Basement, sondern ein Teil eines Krustenstapels, dessen einzelne Teildecken jetzt nebeneinander liegen.

Die Entstehungsgeschichte des Erzgebirges befindet sich in Diskussion. Zwischen Kern und Mantel ist ein deutlicher Metamorphosesprung zu beobachten (ROETZLER 1995), der auf Reduktion des Krustenprofils durch groß- maßstäbliche Abschiebungen hinweisen könnte (FRANKE1995). Wohingegen AHRENDT(frdl. mündl. Mitt.) sowie 10

WERNER et al. (1995), wie auch schon frühere Arbeiten (SCHEUMANN1935, BEHR 1983), Deckenbaustrukturen vermuten. KROHE(1991) schlug vor, das Erzgebirge als "metamorphic core complex" anzusehen und somit die Exhumierung der HP-Gesteine ausschließlich auf Extension zurückzuführen. Neuere Erkenntnisse führen zu der Annahme, daß es sich um ein Zusammenspiel von Konvergenz und nachfolgender Extension handelt (s. z.B. KRONER 1996). Dabei könnte sich folgender Ablauf darstellen: Bildung der HP-Metamorphite durch (frühvariszische?) Subduktion, während der die HP-Gesteine durch synkollisionale Prozesse in höhere Krustenbereiche verfrachtet werden. Weitere Konvergenz führt zur Kontinent-Kontinent-Kollision und damit zu großräumiger Überschiebungstektonik. Post- kollision ale Extension bedingt die Ausbildung hochtemperierter Abscherhorizonte bzw. duktiler Scherzonen. Nach Abschluß deren Entwicklung ist der heutige Krustenzustand erreicht. Demzufolge erscheinen in den Antiklinalzonen die exhumierten, hochmetamorphen Kristallinkerne, wohingegen die primär höhergelegenen Deckeneinheiten in den Synklinalzonen als Klippen erhalten bleiben.

Eine ähnliche Situation zeigt sich auch im nordwestlich des Erzgebirges liegenden Sächsischen Granulitmassiv (SGM). Es bildet eine Domstruktur mit einem Kern aus Hochdruck-Granuliten (RÖTZLER 1992) und einer tektonischen Randbedeckung aus niedriggradigen oberkrustalen Gesteinen. FRANKE(1991, 1993) wandte erstmals das Modell eines "metamorphic core complexes" für das SGM an. Dabei schlug er eine dreistufige Entwicklung des Granulit-Komplexes vor: (1) präkambrische Formation der Protolithe, (2) zwei paläozoische Rift-Phasen, aus welchen die granulitfazielle Metamorphose sowie nachfolgend die beginnende Hebung der Hochdruckgesteine resultieren und (3) schließlich deren finale Exhumierung durch Kompression im frühen Karbon. KRONER(1992) und REINHARDT& KLEEMANN(1992) schlagen, basierend auf strukturellen und petrologischen Daten, Extensions- Modelle für die Exhumierung der Granulite vor. In Verbindung mit Isotopen-Altern weisen diese Daten auf eine postkollisionale, spätvariszische Extension hin. REINHARDT& KLEEMANN(1994) interpretieren das SGM als einen sog. "hot core complex". Dabei sehen sie die Exhumierung des Granulitkerns als Resultat variszischer Extension gefolgt von spätvariszischer Kompression, die den typisch variszischen Großfaltenbau mit NE-SW streichenden Faltenachsen ausbildet. KRONER(1996) bestätigt das Modell des Metamorphen Kernkomplexes, gibt jedoch für die Hochdruckmetamorphose, die Deckenstapelung und die nachfolgenden Exhumierungsprozesse unterkarbonische Alter an.

11.2 Geodynamische Entwicklung

Bis zum Ausklang des Kambriums bzw. Beginn des Ordoviziums befindet sich der Nordrand von Gondwana in Südpolnähe, Avalonia und Armorika liegen derzeit in seiner unmittelbaren Nähe oder sind mit ihm verbunden (PERROUDet al. 1984, BACHTADSEet al. 1995). Laurentia bleibt während des Paläozoikums mehr oder weniger in äquatorialer Lage fixiert (KENT & VAN DER VOO 1990). Avalonia trennt sich bereits im frühen Ordovizium (490 Ma) von Gondwana (TRENCH & TORSVIK 1991, TORSVIK et al. 1992, SOPER et al. 1992) unter Bildung des Rh eis c h e n 0 z e ans. Avalonia ist von Laurentia durch den I a pet u s - 0 z e an, von Baltica durch den Tor n q u ist - 0 z e an getrennt. Nach Überqueren dieser Ozeane dockt Avalonia im späten Ordovizium (450 Ma) mit seiner Ostspitze an Baltica an (COCKS & FORTEY 1982, TORSVIK et al. 1992, TORSVIK et al. 1993 MEISSNERet al. 1994). Ab dann driften Baltica und Avalonia gemeinsam nordwärts unter der weiteren Subduktion des l

Im mittleren Ordovizium (470 Ma) beginnt Armorika sich von Gondwana zu trennen (NEUMANN1984), schließt den Rheischen-Ozean und wird an der Wende SilurIDevon an Baltica/ Avalonia angefügt (TAlTet al. 1994). In Armorika auftretende Ostrakoden der Nordkontinente am Ende des Unterdevons zeigen die endgültige Schließung des trennenden Rheischen-Ozeans an (MCKERRow 1994). Aus der bisher nicht eindeutig geklärten Position Gondwanas im Silur-Devon ergeben sich zwei geodynamische Modelle für diese Zeitspanne: In einem Modell wird eine äquatornahe Lage des Nordrandes Gondwanas am Ende des Silurs angenommen (z.B. VAN DER VOO 1993), mit welcher die Schließung eines weitreichenden Ozeans im Silur zwischen den Nordkontinenten (Laurentia, Baltica, Avalonia, Armorika) und Gondwana einhergeht. Dieser Ozean wird nachfolgend im Unterdevon wiedergeöffnet und seine erneute Schließung führt im Karbon zur Ausbildung Pangäas (BACHTADSEet al. 1995). Weiterhin impliziert dieses Modell, daß im Altpaläozoikum 11

Armorika und Gondwana nicht signifikant voneinander getrennt sind (TAIT et al. 1994). Das alternative Modell beschreibt eine stetige Nordwärts-Drift Gondwanas bis zum Karbon, wobei dessen Nordrand sich bis zum Devon in hohen Breiten aufhält und im Karbon eine Drehung gegen den Uhrzeigersinn erfährt (BACHTADSE& BRIDEN1991). Diese Annahmen beinhalten eine große Distanz zwischen Gondwana und'Armorika in diesem Zeitintervall (TAIT et al. 1994). Auch der Zeitpunkt der Kollision Gondwanas mit den konsolidierten Nordkontinenten wird unterschiedlich beurteilt. So sehen BACHTADSEet al. (1995) die finale Verschweißung und die Schließung des trennenden Ozeans nicht vor dem Ende des Karbons. Hingegen beginnt die Kollision nach AIFA et al. (1990) bereits im Oberdevon in den Internzonen und erreicht etwa an der Wende Unter-/Oberkarbon die externen Falten-/Überschiebungsgürtel. Nach dem Konzept des Gießener Ozeans, setzt nach der Schließung des Rheischen Ozeans die Krustendehnung im Rhenoherzynikum und Ozeanbildung an seinem Südrand ein. Deren geodynamische' Ursache steht noch in DiskussiQn. Schließlich ist die bloße Existenz des Gießener Ozeans nicht uneingeschränkt akzeptiert und wird z.B. von OCZLON(1994) als nördlicher Teil des Rheischen Ozeans angesehen.

II.3 Stratigraphie und Lithologie der Probenlokationen Im Folgenden werden die bearbeiteten Proben stratigraphisch eingeordnet und lithologisch beschrieben. Die regionale Verteilung der Proben lokationen zeigt die Abb. 3. Die Probenpunkte in der Wippraer Zone sind in einer Ausschnittskarte (Abb. 4) dargestellt. Weiterhin sind die Bezeichnungen der Proben aus dem Bereich Roßlau- Delitzsch in einem generalisierten Querprofil durch die MKZ eingetragen (Abb. 5).

PROFIL I

Sächsisches Granulitmassiv (SGM) Der Kristallinkomplex des SGM liegt am Nordrand der Böhmischen Masse und wird von altpaläozoischen Gesteinseinheiten um- bzw. teilweise überlagert ("Schiefermantel" nach PIETZSCH1963). Den Kern dieser dom- artigen Antiformstruktur bilden hauptsächlich Quarz-Feldspat-Granulite, weIche größtenteils pyroxenfrei sind, mit zum Teil metabasischen Einschaltungen. Dieser Kern wird umlagert von dem sog. "Inneren Schiefermantel", der aus Glimmerschiefern mit Einschaltungen von Orthogneisen; Flasergabbros, Bronzitserpentiniten, Granat-, Cordierit- und Biotit-Sillimanitgneisen aufgebaut ist. In den "Inneren Schiefermantel" intrudierten lagenparalle Granite (Granit von Berbersdorf und Lagergranite). Der "Äußere Schiefermantel" wird vorwiegend durch pelitische bis: psammitische Metasedimente gebildet. Die stratigraphische Einordnung der Sedimente ins Kambrium bis frühe Karbon erfolgte anhand von Fossilien u.a. durch NEUMANN& WIEFEL (1978), JÄGER (1981) und FREYERet al. , (1982). Stratigraphische Einteilung des "Schiefermantels" des Sächsischen Granulitmassivs vom Oberproterozoikum bis Ordovizium nach JÄGER(1981).

Lederschiefer

Gräfenthal-Serie Hauptquarzit

Griffelschiefer

ORDOVIZIUM' Phycodenschiefer Phycoden-Folge Phycodendachschiefer Schwarzburg-Serie Lobsdorf-Schichten Weißelster-Folge Altwaldenburg -Schichten

? KAMBRIUM Limritz-Serie

? VENDlUM Wolkenburg-Serie 12

PB~

Begrenzung MKZ mit nördlicher - • und südlicher Phyllitzone

Granitoide

r:((()! Kristallin 1 Brocken 2 Ramberg E3 Granitaide 3 Pretzsch 4 Pretlin Proben punkte 5 Delilzsch

Abb. 3: Lage der Probenpunkte (modifizierte Kartengrundlage nach FRANZKE1990).

1m Folgenden werden die Kürzel der an einer Probe angewandten KJAr-Datierungsmethode hinter die Proben- bezeichnungen gesetzt. Dabei bedeuten MFF Mineralfeinfraktionsdatierung «2/lm, <0,2/lm), DUG Datierung an detritischen Uellglimmern und GK die Altersbestimmung an Glimmern kristalliner Gesteine.

Aus der kambrischen (?) Limritz-Serie entstammt der Muskovit (Serizit)-Quarzit der Probe DD 94/18 MFF (bei Geringswalde,.Auenbachtal, ca. 1 km NW' Tränkenmühle und ca. 200 m NW' des Lagergranits). Zu den unterordovizischen Lobsdorf-Schichten gehören die dunkelgrauen Phyllite mit Dachschiefercharakter der Probe DD 94/19 MFF (Auenbachtal, ca. 500 m NW' der Leipziger Hütte). 13

Die ebenfalls dachschiefrig ausgebildeten, dunkel grauen phyllitischen Tonschiefer der Probe DD 94/20 MFF (Auenbachtal, ca. 200 m NW' der Probe 00 94/19) entstammen den Phycodendachschiefern der Phycoden-Folge. Diese Einstufung ist mit den unteren Remser Schichten nach NEUMANN& WIEFEL(1978) zu korrelieren.

KytThäuser- KristaIlin Das Kyffhäuser-Kristallin streicht im Kreuzungsbereich der Hermundurischen Scholle mit der MKZ am Nordrand der Kyffhäuser-Pultscholle unter silesischer Molasse als kristallines Grundgebirge auf ca. 1,2 km2 aus. Die Verbands- und Lagerungsverhältnisse des Kristallins nach ZEH (1992) und KATZUNG& ZEH (1993) werden im Folgenden beschrieben. Westlich des Kahntales werden drei E-W streichende metamorphe Zonen ausgegliedert. Die nördlichste ist die A m phi bol i t z 0 n e , die sich hauptsächlich aus massigen, klein- bis riesenkörnigen Plagioklas-Amphiboliten aufbaut. 1m Süden schließt sich die Bio tit-Plag i0 k las g n eis z 0 n e an, welche sich aus grauen, mittelkörnigen, z.T. kalifeldspatführenden Gneisen zusammensetzen. An der Grenze zur Amphibolitzone häufen sich die Einlagerungen von Kalksilikatfelsen und Marmorlinsen. Südlich der Rothenburg erstreckt sich die A m phi bol i t - Bio t i t g n eis z 0 n e , in der neben den meist dunklen, feinkörnigen Amphibolgneisen leukokrate und melanokrate Lagenwechsel vorkommen. Nach Osten schließt sich der Bor n tal kom pie x (ZEH 1992) an, in welchem die vergneiste Randzone der Granodioritintrusionen der Bärenköpfe aufgeschlossen ist. Östlich des Borntalkomplexes ist an den Bärenköpfen der Zweiglimmer-Granodiorit erosiv angeschnitten. Dem Granodiorit der Bärenköpfe entstammt die Probe DD 92/13 GK (Bärenköpfe), bei der es sich um einen groß- bis riesenkörnigen, pegmatitischen Granodiorit mit Glimmemestern handelt. Die Probe DD 92/15 GK (Steinbruch W, unterhalb der Rothenburg) ist ein mittel körniger Biotit-Hornblende Gneis, der aus der paragenen Zone der Biotit-Plagioklasgneise stammt.

Harz Die morphologisch geprägte Gliederung des Harzes in die drei Großbereiche Unterharz (=Ostharz), Mittel- und Oberharz (=Westharz) steht in Beziehung zu einer stufenförmigen Heraushebung des paläozoischen Grundgebirges an SW-NE streichenden Störungssystemen: der Tanner Überschiebung im Osten und der Acker-Überschiebung im Westen (DAHLGRÜN1939, SCHWAN1954). Durch diese Störungen ist das paläozoische Grundgebirge stufenförmig nach SE herausgehoben, so daß im NW die jüngsten Schichten (Unterkarbon = Kulm der Clausthaler Faltenzone) und im SE die ältesten Schichten (Ordovizium der Wippraer Zone) anstehen. Während mit dem Unterdevon des Oberharzes deutliche Anzeichen auf die Abtragung des Old-Red-Kontinentes vorliegen, fehlen bisher im Mittel- und Unterharz, abgesehen von der lückenhaften Verbreitung silurischer und unterdevonischer Sedimente, Hinweise auf einen sedimentären Eintrag aus den Kaledoniden. Die lithologisch-faziellen Verhältnisse im Devon gelten als deutlichster fazieller Unterschied zwischen West- und Ostharz. Dabei werden die tonig-sandige rheinische Fazies (Westharz) von der tonig-kalkigen hercynischen Fazies (Ostharz) unterschieden. Charakteristisch für das Unterkarbon ist die weite Verbreitung von Flyschserien, wobei im Unter- und Mittelharz noch mächtige Wildflyschfolgen in Form von Olisthostromen hinzukommen. Die spätorogenen Plutone Ramberg-, Brocken- und Oker-Granite intrudierten an der Wende Perm/Karbon und der subsequente Vulkanismus erreichte im Autun seinen Höhepunkt gleichzeitig mit der Absenkung der Rotliegendtröge llfelder und Meisdorfer Becken.

Wippraer Zone Die am Südostrand des Harzes gelegene Wippraer Zone wurde bereits von FISCHER(1929) nach lithologischen Merkmalen von NW nach SE in sieben lithologisch abgrenzbare Serien gegliedert (s. Tab. 1). Serie 1 repräsentiert einen höher metamorphen Anteil der unterkarbonischen Olisthostrome der nordwestlich anschließenden Harz- geröder Zone. Serie 2 besteht überwiegend aus dunklen phyllitischen Tonschiefern des Silur (LiandoverylWenlock) (REICHSTEIN1964, SEHNERT 1991), denen Metavulkanite eingeschaltet sind. Die Serien 3 bis 5 (phyllitische Tonschiefer, Quarzite, Metabasite) werden aufgrund biostratigraphischer Daten und konkordanter Übergänge in das Ordovizium gestellt (BURMANN1973, SEHNERT1991). Die Serien 6 (Metabasalte und -tuffite, Karbonate) und 7 (phyllitische Tonschiefer, Grauwacken, Kieselschiefer, Metabasalte) werden in das Mittel- und Oberdevon eingestuft (SEHNERT1991). 14

Die Proben DD 90/2 MFF (Friesdorf), DD 90/3 MFF (Rammelburg, Hausberg) und DD 90/4 MFF (50 m NW' der Probe 00 90/3) entstammen der S e r i e I. Die Serie I läßt sich lithostratigraphisch in die Serien Ia und Ib gliedern. Die Serie la besteht aus phyllitischen Schiefern und Sandsteinen vermutlich devonischen Alters (DD 9012) und die Serie Ibaus Olisthostromen des Unterkarbons (DD 90/3 und DD 90/4). Die Proben DD 90/1 MFF (Brauerei Wippra) und DD 90/10 MFF (Wippra, S' Herrenmühle) repräsentieren die silurischen Tonschiefer der S e r i e 2. Beide werden dem Llandovery bis Wenlock zugeordnet. Die phyllitischen Tonschiefer der S e r i e 3 (DD 90/8 MFF: Straße am Ramsenberg, ca. 1000 m N' des Gehren- bachtals) werden ins Arenig bis Llanvirn gestellt.

IJ Slolberg

~~ ~~ I~ v~vi 1::::::::::::1 Serie: 234 567

Abb. 4: Übersichtskarte der Wippraer Zone mit Probenpunkten

Tabelle I: Lithologische Einteilung der Wippraer Zone nach FISCHER(1929). Biostratigraphische Alter nach SEHNERT(1991).

Serie I Devon- U. Karbon Phyllitische Tonschiefer, Grauwacken, Kalksteine, Kieselschiefer Serie 2 Silur (Llandovery-Wenlock) Phyllitische Tonschiefer, Metabasite Serie 3 Ordovizium (Arenig-Llanvirn) Phyllitische Tonschiefer, Quarzite, Metavulkanite Serie 4 Ordovizium (Arenig-Llanvirn) Phyllitische Tonschiefer, Quarzite Serie 5 Ordovizium (Arenig-Llanvirn) Phyllitische Tonschiefer, Quarzite Serie 6 Mitteldevon (?) Mtrtabasite, Tuffe, Marmore Serie 7 Oberdevon (?) Phyllitische Tonschiefer, Grauwacken, Kieselschiefer 15

DD 90/5 MFF entstammt den ordovizischen (Arenig?) Rotschiefern der Se r i e 4 (100 m E' Ortsausgang Biesen- rode in Richtung Klippmühle). Die Proben DD 90/6 MFF (ehern. Bahnhof Gräfenstuhl-Klippmühle) und DD 90n MFF (Straße W' Gasthaus Klippmühle) sind Rotschiefer der S er i e 5, die biostratigraphisch auf ArenigILlanvirn datiert wurden (SEHNERT 1991). Aus den spätmitteldevonischen bis tiefoberdevonischen Metadiabasen und Tuffen der S e r i e 6 konnten bisher keine verwertbaren Proben genommen werden. Aus der Se r i e 7, deren devonisches (Oberdevon ?) Alter durch Acritarchen belegt ist (SEHNERT1991) stammen die Phyllit-Proben DD 90/9 MFF (Hohesteintal, 200 m südlich Cuxloch) und DD 92/12 MFF (Waldweg zwischen Hainrode und der Höhe 454 im Dinsterbachtal).

Harzgeröder Zone Die Harzgeröder Zone, zwischen der Wippraer Zone im SE und dem Tanner Zug im NW gelegen, nimmt bei relativ flacher Lagerung die größte Fläche des Unterharzes ein. Sie besteht aus einer relativ geringmächtigen silurisch- devonischen Abfolge sandiger Tonschiefer mit charakteristischen Herzynkalken und Diabaseinlagerungen, ober- devonischem Flinz sowie tiefunterkarbonischem Flysch (WACHENDORF1986).

Stratigraphisch und lithologisch sind in der Harzgeröder Zone zu unterscheiden:

Dinant Grauwacken, Ton- und Kieselschiefer, Spilite, Postherzynkalke (Tournai) Oberdevon Bunt-, Band- und Kieselschiefer, Neoherzynkalke (Frasne, Farnenne) Mitteldevon Tonschiefer, Quarzite, Spilite, Jüngere Herzynkalke (Eifel) Unterdevon Kalkgrauwacken, Kieselgallenschiefer, Konglomerate, Ältere Herzynkalke (Mittleres Prag bis Unterems), Älteste Herzynkalke (Lochkov bis Unteres Prag) Silur Graptolithenschiefer (Zonen 17-34), Spilite

Die silurischen Graptolithenschiefer sind nur im Ostharz infolge flacher Lagerung flächenhaft verbreitet, während die Silur-Vorkommen der westlichen Harzgeröder Zone nur schmale, isolierte Aufbrüche darstellen. Die lückenhafte Verbreitung der Graptolithenschiefer und die mit ihnen gemeinsam vorkommenden unregelmäßig verteilten dunklen Kalksteine, Quarzite, Grauwacken, Kieselgallenschiefer, Spilite und Spilittuffe sind Ausdruck der olisthostromalen Umlagerung im Dinant. Das Alter der die Olisthostrome umgebenden Matrixschiefer konnte direkt nach Floren- resten und indirekt nach dem jüngsten Olistolith (RUCHHOLZ1968, BUCHHOLZet al. 1990) als Dinant (cd II ßI y) datiert werden. Die Probe DD 92/1 MFF (W' Harzgerode, ca. 100 m vor Kreuzung Kleinbahn und B 242) entstammt dem Harzgeröder Olisthostrom. Es handelt sich dabei um phyllitische Tonschiefer der unterkarbonischen (cd II) Matrix, in die bis zu etwa I cm große Olistolithe eingelagert sind. Aus der unterkarbonischen, schiefrigen, geflaserten Olisthostrom-Matrix wurden die Proben DD 95/17 MFF (S' Abberode, SW-Spitze Regenbogenberg) sowie DD 95/23 MFF (Naturlehrpfad Güntersberge, Nordhang des Martinsbergs) genommen. Die schwarzen Tonschiefer der Probe DD 95/18 MFF (Friederickenstraße, E' Panzerberg, Osteingang Schiebecks- tai) gehören zu den silurischen Graptolithenschiefern. Aus dem Grenzbereich SilurIDevon, der in der Neuen Ziegeleigrube der Helmhold KG in Harzgerode aufgeschlossen ist und 'Ion ALBERTI (1994, 1995) detailliert beschrieben wurde, entstammen die grünlichen Tonschiefer der Probe DD 95/21 MFF (oberstes Silur) und die schwarzen Tonschiefer der Probe DD 95/22 MFF (unterstes Devon).

Südharz-/Selkedecke Die allochthone Südharz- bzw. Selkemulde bilden das höchste tektonische Stockwerk im Unterharz. Sie werden einerseits als rein gravitative Gleitdecken angesehen (u.a. SCHWAB1977, WACHENDORF1986) bzw. andererseits von WEBER(1978) als durch Deckenüberschiebung positionierte Einheiten betrachtet. Muldenförmig überlagern sie das Harzgeröder Olisthostrom und die Grauwacken des Tanner Zuges. Die Schichtenfolgen der beiden Teildecken sind nahezu identisch und - von lokalen Verschuppungen abgesehen - in ihrem stratigraphischen Verband erhalten. Bei ihrer stratigraphischen Einordnung liegen bisher voneinander abweichende Ergebnisse vor. Im Folgenden werden zwei stratigraphische Tabellen von WACHENDORF(1986) und TSCHAPEK(1989) vorgestellt. 16

Stratigraphie der Ostharz-Decke nach WACHENDORF(1986): do II/do 111- ?do VI Südharz- Selkegrauwacke (300 m) do 11- do IV (Nehden - Hemberg) Buntschiefer (50 m) do I (Adorf) Hauptkieselschiefer (50 m) Givet - do I (unteres Adorf) Stieger Schichten (100 m) mit Diabasen und Spilit-Tuffen (50 - 100 m)

Stratigraphische Gliederung der Schichtenfolge der Selkedecke nach TSCHAPEK(1989): do 11ß-?VI Selke - Grauwacke (300-400 m) do 11a Tonschiefer (50 m) do 18 - 11 Hauptkieselschiefer (50 m) do la - I 8 Stieger Schichten mit Spiliten und Spilit- Tuffen (250 m) do 1 a Selke-Quarzit (20 m)

Nach SCHWAB(1994) wird die Deckenbasis teils vom Südharz-Selke-Quarzit, teils von den Stieger Schichten oder den Spiliten gebildet. Aufgrund der Deformation an der Deckenbasis ist dort die Ausbildung der Gesteine melangeartig (KREBS & WACHENDORF1974). Die Stieger Schichten sind aufgebaut aus flaserigen Ton-, Bunt- und Wetzschiefern. Die Spilite sind vom Typ kontinentaler Intraplatten-Alkalibasalte bis MOR-Basalte (u.a. SCHWAB 1994, FLOYD 1995, GANßLOSER1996). Die Hauptkieselschiefer (WIEFEL 1958, SCHRIEL& STOPPEL 1957, 1961) leiten in die Buntschiefer (Tonschiefer) und diese in die Südharz-Selke-Grauwacken über. Cyclostigmenreste in der Selke-Grauwacke lassen ein Hinaufreichen der Grauwackenschüttungen bis in das tiefe Unterkarbon vermuten (WACHENDORF1986, SCHWAB1994). Aus der Basis der Südharzdecke bzw. der Stieger Schichten entstammt die Melange der Probe DD 95/25 MFF (Straßenaufbruch der Harzhochstraße B 242, Abschnitt 034, km: 1,600, zwischen Güntersberge und Stiege auf Höhe der Selkenkirche). GANßLOSER(1996) konnte erstmalig mit Conodonten mitteldevonische Schiefer der Stieger Schichten datieren. Da jedoch, wie schon erwähnt, die Datierungen der Stieger Schichten bisher nicht einhellig sind, soll an dieser Stelle nur ein Altersbereich vom Givet bis do I für die Basis der Südharzdecke angegeben werden. Bei der Probe DD 95/29 MFF (Wegböschung unterhalb der Jungfernklippe in Zorge) handelt es sich um dünn- plattige, rote Schiefer, die stratigraphisch den Buntschiefern zugeordnet werden. Sie werden nach WACHENDORF (1968, 1994) anhand von Conodonten in die Nehden-Stufe (do 11a- ß) eingeordnet. Die Probe S-Harz GW 2 MFF (Gemeindesteinbruch Bartolfelde, ca. 500 m N' der Ortschaft) stammt aus Tonschiefer-Zwischenlagen der Südharz-Grauwacken. Stratigraphisch wird die Probe der Hemberg-Stufe (do lII-IV) zugeordnet. Als weitere Probe der Südharz-Grauwacken wurde eine mittelkörnige Grauwacke (S-Harz GW 4 DHG: S' Zorge, Bruch 500 m S' des Gipfels der Jungfernklippe) genommen. Das Alter dieser oberdevonischen Grauwacke wird aufgrund der Annahme von WACHENDORF(1968) maximal in den höchsten Teil der Nehden-Stufe (do 11 ß) bzw. Hemberg-Stufe (do lII-IV) gestellt. Vom Westrand der Selkedecke aus dem Verbreitungsgebiet der Selke-Grauwacke entstammt die Probe DD 92/2 MFF (aktiver Steinbruch östlich von Rieder bei Ballenstedt). Es handelt sich bei ihr um keine typische Grauwacke, sondern um ein gleichkörnig-feinkörniges bis dichtes, grünes Gestein mit Harnischstriemung (080/37, abschiebend). Stratigraphisch konnte sie nicht genau eingestuft werden, so daß als Alter der Bereich von do 11 ß bis do VI angegeben wird.

Rambergpluton Der Rambergpluton gehört zu den postkinematischen Plutonen des Harzes. In ihm werden petrographisch hauptsächlich der zentrale porphyrartige Granit und der randliche normalkörnige Granit unterschieden (BENEK 1967). Letzterer ist im NW und im E des Massivs verbreitet und beide Bereiche werden durch den 3 km breiten, N-S verlaufenden, porphyrartigen Granit voneinander getrennt. CONRAD (1995) beschreibt den Ramberg aufgrund geophysikalischer Daten als einen Granitkörper von ca. 8 km Mächtigkeit mit einer weitreichenden Ausdehnung in der Oberkruste und einem hochgelegenen Anschnittsniveau. Die Abkühlung des postkinematischen Ramberg- Granits erfolgte an der Wende KarbonlPerm und wurde bereits von BENEK (1967) anhand von KI Ar-Alters- bestimmungen an Biotiten des porphyrartigen Granits mit 296 :t 10 Ma datiert. 17

Die Probe DD 92/5 GK (ca. 1 km S' Thale, unterhalb "Hexentanzplatz") entstammt der oben beschriebenen porphyrartigen Ausbildung des Ramberggranits. Nach BENEK (1967) betragen die Mittelwerte des modalen Mineralbestandes: 8,6 % Biotit, 1,5 % Muskovit, 25,8 % Plagioklas, 26,8 % Kalifeldspat, 37,3 % Quarz und unter 0,1 % Turmalin.

Tanner Zone Die Tanner Zone stellt ein geschlossenes Verbreitungsgebiet flyschoider Grauwacken- und Grauwackenschiefer- Wechsellagerungen dar (s. z.B. SCHWAB 1994). Die S-förmig verlaufende Tanner Zone wird im N durch die Blankenburger und im S von der Harzgeröder Zone begrenzt. Die beiderseitige Begrenzung der Tanner Zone durch NW-vergente Auf- bzw. Überschiebungen mit Verschiebungsweiten bis zu 4 km ist nachgewiesen, woraus die Deutung des Tanner Zuges als parautochthone Schuppenzone resultiert (WACHENDORF1986, SCHWAB 1994). Sie bildet nach SCHUSTet al. (1991) und BORSDORFet al. (1992) das tektonisch Hangende des Harzgeröder Olistho- stroms. Die Ablagerung der flyschoiden Grauwacken begann mit einem Basalkonglomerat (cd 1- II), auf das die sog. Plattenschiefer (cd II ßI y), die Wechsellagerung aus Grauwacken und Tonschiefern und die Tanner Grauwacken (cd II yl ö) folgen (REICHSTEIN 1961, WACHENDORF 1986). Der von HELMUTH (1963) nachgewiesene Lepidodendron acuminatum macht ein Hinaufreichen der Tanner Grauwacken in das Unterkarbon III wahrscheinlich. Die Stratigraphie der Basis des Tanner Zuges wird von verschiedenen Autoren unterschiedlich entweder ins hohe Oberdevon bzw. ins untere Unterkarbon eingestuft (Literaturhinweise s. MOHR 1978). Aus dem unteren Bereich des Tanner Zuges stammt die Probe Tann GW 2 MFF, DHG (E' Scharzfeld, an der Abfahrt der B 243 nach Bad Sachsa Richtung N in einen Waldweg, großer Bruch W' des Weges), bei der es sich um eine mittel körnige Grauwacke handelt. Aufgrund der O.g. ungesicherten Stratigraphie wird die Probe als höchstes Oberdevon bis unteres Unterkarbon eingestuft. Die pelitischen Schiefer der Probe DD 92/6 MFF (2. Steinbruch ca. 1 km N' von Allrode, ca. 150 m S' der Lupp- bode) gehören zu den sog. Plattenschiefern (RABITZSCH1962) und werden demnach ins cd II ßI Y (WACHENDORF 1986) gestellt.

Blankenburger Zone Die Blankenburger Zone liegt zwischen der Tanner Zone im SE und der Sieber Mulde bzw. dem Brocken-Massiv im NW. Die Schichtenfolge der Blankenburger Zone gliedert sich in autochthone mittel- bis oberdevonische Schichten und in im Unterkarbon umgelagerte Olisthostrome. Letztere beinhalten Olistholithe aus silurischen Tonschiefern, unterdevonischen Kalkgrauwacken (Unterems), Sandsteine und Tonschiefer des Hauptquarzits (? Oberems, s.u.), sowie Kalksteine des Älteren (Ems), Jüngeren (Mittel- bis Oberdevon) und Neo-Hercyns (Tournai). Dieses Bodetalolisthostrom (LUTZENS & SCHWAB 1972) steht im Liegenden des Tanner Zuges mit dem Harzgeröder Olisthostrom in Verbindung (SCHWAB1993, 1994). Das Liegende des Bodetalolisthostroms wird von einer Serie mittel- bis oberdevonischen Sedimente mit Einschaltungen von Spiliten und Spilittuffen und auch Diabasen gebildet. Die Wissenbacher Schiefer (Eifel) stellen eine von Vulkanitergüssen unterbrochene rhythmische Abfolge von einförmigen und gebänderten dunklen Tonschiefern mit Flinzkalkbändern dar. Zum Liegenden nehmen Silt- und Sandanteile zu (Tonschiefer-Quarzit- Wechsellagerung des Eifel nach: BORSDORF1978).

Die Proben DD 92/7 MFF, DHG und DD 92/8 MFF (Straßenaufschluß ca. 500 m SE' des Ortsausgangs Altenbrak, 100 m SE'des Hauptaufschlusses des Bodegangs) stammen aus dem Hauptquarzit. Die genaue stratigraphische Einteilung des Hauptquarzits erweist sich als schwierig, da seine Einstufung durch verschiedene Autoren von Oberems bis Oberdevon reicht. FEHLAUER(1991) stellte den Quarzit aufgrund von Conodontenfunden in das obere Eifel, während SCHWAB (1993) nach den Lagerungsverhältnissen im Bodetal ein oberdevonisch bis unterkarbonisches Alter annimmt. Bei den Proben DD 92/7 und DD 92/8 handelt es sich um einen Quarzit bzw. um die mit den Quarziten wechsellagernden Tonschiefer. Aus den Wissenbacher Schiefern stammen die dunklen Tonschiefer der Probe DD 92/9 MFF (ca. 1 km NW' vom Ortsausgang Treseburg in Richtung Altenbrak, Brücke an der Bodeschlinge) die in das Eifel gestuft werden. 18

Acker-Bruchbergzug

Der Acker-Bruchbergzug wird durch die Siebermulde im SE und die Sösemulde im NW begrenzt. In seinem SW- NE- Verlauf wird er durch den Brocken-Granit unterbrochen. Die charakteristischen Sandsteine und Quarzite des Oberdevons bis Unterkarbons bilden eine schmale Faziesscheide (SCHWAN1967) zwischen den kalkig-pelitischen Oberdevon des nordwestlichen Oberharzes und dem kieselig-pelitischen oder in Flinz-Fazies ausgebildeten Oberdevon des Unterharzes (WACHENDORF1986). Diese Faziesscheide wird mit dem Einsetzen der Schüttung des Ortberg-Sandsteins (do II) aktiv. Stratigraphisch reicht er nach PUTrRlCH & SCHWAN(1974) bis in das do V. Darüber folgen bunte Tonschiefer und kieselige Schiefer des höchsten Oberdevons bis tiefsten Unterkarbons sowie die Glimmerquarzite des cd I. Ab dem höheren cd I setzt der Kammquarzit ein, dessen Obergrenze mit dem höchsten cd II bzw. unteres cd III datiert ist (MEYER 1965, WACHENDORF1986).

Bei der Probe DD 95n DHG (NE-Flanke des Gr. Breitenberges, ca. 1,5 km NW' der Hanskühnenburg) handelt es sich um einen dem oberdevonischen Ortberg-Sandstein zugehörigen hellen Quarzit. Aus den zwischen dem Ortberg-Sandstein und dem Kammquarzit gelagerten bunten Tonschiefern (do VVcd I) stammt die Probe DD 95/8 MFF (ca. 2 km SSE' Riefensbeek, höchstes Kleines Mollental, W' Auerhahnplatz), welche sich aus dunkelgrauen bis grünlichen Tonschiefern zusammensetzt. Die Probe DD 95/9 DHG (ca. 650 m ESE' Stieglitzecke, Hammersteinklippe) gehört zu den reinen Quarziten des Kammquarzits und wird somit ins hohe cd I bis höchstes cd II eingestuft.

Oberharzer Diabaszug Der maximal Ikm breite Oberharzer Diabaszug verläuft von Osterode bis Bad Harzburg und besteht überwiegend aus Magmatiten. Zwei vulkanische Förderperioden im Mitteldevon und Unterkarbon sind belegt (WACHENDORF 1986). Die Schichtenfolge beginnt mit den Wissenbacher Schiefern (Eifel-Sufe), denen Intrusivdiabase zwischen- geschaltet sind. Das Givet setzt sich aus mächtigen Eruptiva mit geringmächtigen Sedimenteinschaltungen zusammen. Im Oberdevon kommt es örtlich zur Ablagerung pelagischer Kalke und roter, grüner und grauer Tonschiefer. Der Kulm des Oberharzer Diabaszuges gliedert sich in Alaun- und Kieselschiefer (mit Deckdiabas) sowie Tonschiefer, Wechsellagerungen aus Tonschiefern und Grauwacken und die eigentlichen Kulm-Grauwacken (cd III ß) (MOHR 1978, WACHENDORF1986). Die Probe DD 94/15 MFF (Osterode, Ortsteil Freiheit, Straßenböschung der B 241 gegenüber der Abfahrt Freiheit) entstammt den roten Tonschiefern des Oberdevons und wird von FRANZKE(frdl. münd I. Mitt.) an die Grenze Hemberg-lDasberg-Stufe gestellt.

Oberharzer Devonsattel Der Oberharzer Devonsattel wird von einer konkordanten, lückenlosen unter- bis oberdevonischen Abfolge gebildet und von der breit ausstreichenden Clausthaler Kulmfaltenzone flankiert. Er baut sich im SE aus dem maximal 1000 m mächtigen Kahlebergsandstein, im NW aus mittel- bis oberdevonischen Tonschiefern, Kalkknollenschiefern und Kalkbänken auf. Ab dem Oberems (GUNDLACH & HANNAK 1968) setzten die Vererzungen der exhalativ- synsedimentären-sulfidischen Erzlagerstätte des Rammelsbergs bei Goslar ein. Die Hauptvererzung lag im Mittel- devon (Eifel-Stufe), in der Zeit der Abagerung der Wissenbacher Schiefer, in die in diesem Bereich Kalkbänke, Tuffe und Sandsteine eingeschaltet sind (MOHR 1978).

Aus dem Grenzbereich Unter-lMitteldevon (Speciosus-Schichten) stammt die Probe DD 94/13 MFF, DHG (Ober- schulenberg, Waldweg zum Schalker Teich, 170 m unterhalb der Dammkrone des Schalker Teichs), bei der es sich um einen plattig absondernden, hellglimmerführenden Sandstein handelt. Den Wissenbacher Schiefern der Eifel-Stufe zugehörig sind die schwarzen Tonschiefer der Proben DD 94/1 MFF (B 241 Clausthal-Zellerfeld nach Goslar oberhalb erster Spitzkehre, ca. 100 m vor dem Parkplatz) und DD 94/4 MFF (Westufer der Granetalsperre, ca. 500 m SE' des Staudammes). Aus dem Erzbergwerk Rammelsberg stammt die Probe EBR 1 MFF (11. Sohle; Ordinate: + 1300, Abszisse: + 490), die aus einer hellen Tuffiteinschaltung der Wissenbacher Schiefer genommen wurde. Sie wird stratigraphisch, wie die Wissenbacher-Schiefer, ebenfalls in die Eifel-Stufe gestellt. Die dunkelgrauen bis grünlich-gelben Griffelschiefer der Probe DD 94/5 MFF (alte Bahnstrecke E' der Innerste- talsperre, ca. 250 m NE' der Dammkrone) werden den Schmitzenstreifenschiefern des Unter-Adorf (STOPPEL& ZSCHEKED1971) zugeordnet. 19

Clausthaler Kulmfaltenzone Die Clausthaler Kulmfaltenzone bildet die nordwestlichste Struktureinheit des Harzes und zeigt stratigraphisch den kontinuierlichen Anschluß an den Oberharzer Devonsattel. Der Übergang wird an der Grenze Oberdevon/ Unterkarbon durch Tonschiefer eingeleitet, die dann durch Alaunschiefer (cd 11) abgelöst werden. Im Hangenden folgen die Kulmkieselschiefer, die Kulmtonschiefer oder Posidonienschiefer (cd III), die sog. Wechsellagerungen, die aus dünnen Tonschieferlagen und dünnen Grauwackenbänken bestehen und abschließend die bis über 1000 m mächtigen Kulmgrauwacken (cd III ß-y). Die dunklen Grauwacken der Probe DD 94/12 MFF (Westufer der Okertalsperre, Eingang Riesenbachtal, Parkplatz) gehören zu den Kulmgrauwacken des cd III ß. Die Proben DD 94/6 MFF und DD 94/7 MFF, DHG (Neuekrug, letzter Feldweg vor SW' Ortsausgang, dem Bachverlauf folgend ca. 200 m SE' des Waldrandes) repräsentieren die stratigraphisch jüngsten Sedimente des Harzes und werden dementsprechend in das höchste Unterkarbon (cd III y) eingestuft. Lithologisch handelt es sich bei diesen Proben zum einen um grünliche Tonschiefer (DD 94/6) und zum anderen um mit den Tonschiefern wechsellagernden rötlichen Grauwacken (DD 9417).

Die Einordnung der Proben des Harzes in eme lithostratigraphische. Gliederung der Harz-Einheiten (nach WACHENDORF1986) ist in Abb. 6 dargestellt.

PROFIL II

Östliches Saxothuringikum Der aus oberriphäischen bis unterkarbonischen Einheiten aufgebaute Nordrand des östlichen Saxothuringikums wird nach RÖLLIG(1991) von SE nach NW gegliedert in das Nordsächsische Antiklinorium, die Delitzsch-Doberluger Synklinalzone und das Südanhaltinisch-Südbrandenburgische Antiklinorium. Letzteres unterteilt" er in die Phyllit- zone von Bitterfeld-Drehna, die Kristallinzone von Plötz, Dessau und Wittenberg sowie die Phyllitzone von Roßlau.

NW SE

PR 2-3

IDDB61 Probenpunkte der kristallinen Glimmerproben postkinematische- IDDB11 Probenpunkte der Mineralfeinfrak1ionsproben diskordante -voriszische Granilaide (Stelanl

Abb.5: Lage der Probenpunkte im Profil 11. Generalisiertes, abgedecktes Querprofil durch die Mitteldeutsche Kristallinzone im Bereich Roßlau-Delitzsch (modifiziert nach FRANZKE& RÖLLIG1990, unveröffl). Oberharzer Oberharzer Acker- Blanken- Harzgeröder Südharz-/ Wippraer Devonsatlel Diabas-Zug Bruchberg- burger / Zone Selkedecke Zone Zug Tanner Kulm- Sösemulde Zone Faltenzone

Namur c o cd 111

-e cd 11 Cll 0092/1 ~ 0095/23 cd I 0095117 - - -. :-: .-. ::...7.,.;.:::009518 ~'":;::L••:_.r/'''. .• OD 9013 do VI ,~-:j.~;-::~."":::;':;'~j_.DD 9014 ...... , •....•, ...... •...•.... .I' ,.I .rI'."'."' ••• rI'.rI' ". • do V ...~.~.....•...... •...• I •••• ~ •••..' rI', ,}'.".."'."'.",'\. • do IV 009517 :-:-_-_-_-_-:. _••.: 0092/12 do 111 I do 11 ------c do I ------o I > Givet 000012 Q) EBR 1 o _-_-_-_-_-_-_-_-_- 00941. _-_7_-_-_ -~""_-~-_- Eitel ------009411 - - T •• ,," - - _.- - - .•.....- - - Ems 0094/13 ------I N ------1"1' •• - - -.- - o Siegen - :-!'::.:..-.0':": ~ •••• ------'- - - Gedinne -:-:~~.:.:~-:~:~:-: ::::::::::~::~::~:- _._..,."' - -- 0095122 ------_0- _0_ 0095121 --- - -.- -- - Pridoli - --- _.- - - : - .. ------.- -- -'- - ... -_-_-..;.~~-_7_- -;"7••-_ -::~:-:~:::-:~:: ------Ludlow - - -'- - ..:.~;;.- --..:...- - - _.-- -- :J -- _.------0095118 ------:-:-:::;.:.•.:.;.:~:.•. ü5 Wenlock :::::~:~:~::~~~::------"'-:,:..""--=------009011 L1andove -- -:-:_:-:-:-:':'::-:-: 0090110 ------'- - - - E Ash iII ------:J Caradoc ------'N ------';;; L1andeilo -_-_-_-_-_-_-_-_-_ 009018 o L1anvim "C Areni :::::::::::::::::: 88 ~ o Tremadoc

_-_- ••-.J.~ g rn ~ ~ Grauwacke Sandstein! Tonschiefer/ Kieselschiefer Alaunschiefer Riffkalk Flinz Diabas Quarzit Siltschiefer • • • Abb, 6: Vereinfachte Lithologie und Stratigraphie der beprobten Harzeinheiten (nach WACHENDORF 1986) mit stratigraphischer Einteilung der Proben. 21

An der Nordflanke des Nordsächsischen Antiklinoriums im Grenzbereich zur Delitzsch-Doberluger Synklinalzone tritt die lithologisch bunte, sedimentär-vulkanogene Rothsteiner Folge an Stelle der monotonen Grauwackenfolge (Leipziger Grauwacken). Im Bereich der Delitzsch-Doberluger Synklinalzone sind unterkambrische Gesteine durch die Z w e t hau e r F 0 I g e (Wechselfolge Karbonate-Klastika, teilweise Riffe) belegt (FREYER & SUHR 1987, ELICKI 1992). Im Gebiet von Delitzsch ist unteres Mittelkambrium in der Dei i t z s c her F 0 1 ge nachgewiesen (SDZUY 1970). Dies ist eine Wechselfolge von Silt- und Tonsteinen mit feinkörnigen Sandsteinen. Die kambrischen Sedimente werden unter Ausfall der weiteren altpaläozoischen Schichten direkt von spätunterkarbonischer Molasse überlagert. Mit dem Ende der Frühmolassephase wird die Intrusion des Delitzscher Plutonitmassivs an der Süd flanke der Delitzsch-Doberluger Synklinalzone verknüpft (RÖLLIG1991). An der Nordflanke der Delitzsch-Doberluger Synklinal zone lagert die obervendische Rothstein Folge (s. u.a. BUSCHMANN& PAALITIS 1993) diskordant auf der, in der Phyllitzone von Bitterfeld-Drehna ausstreichenden, P r e t tin - D reh n a e r S e r i e. Diese Serie wird nach MEINEL (1990) aus einer bunten Abfolge grünschieferfaziell geprägter Pelite, Arkosen, Grauwacken und Kieselgesteinen (untergeordnet Karbonateinschalt- ungen, teilweise mit Vulkaniten assoziert) aufgebaut und von RÖLLIG(l991) in das Oberriphäikum gestellt. Im südlichen Bereich des Südanhaltinisch-Südbrandenburgischen Antiklinoriums intrudieren, der kambrischen Sedimentation folgend, die Schmelzen des Pretzsch-Prettin-Schönewalder Massivs. Dieses besteht neben Gabbros und Dioriten vorwiegend aus Granitoiden (Literatur s. RÖLLIG 1991). In den oberriphäischen Gesteinen der Kristallinzone von Plötz- Dessau- Wittenberg (MKZ) lassen sich nach GOTTESMANN& STEINICKE(1962) sowie WÜNSCH& WÜNSCH (1990) Paragneis- und Orthogneisserien nachweisen. Im Hohnsdorfer Kristallin besteht die Paraserie hauptsächlich aus Biotitgneisen und Feldspatschiefern, die Orthoserie aus bimodalen Metaplutoniten. Im Dessauer Kristallinkomplex treten deformierte, bimodale Metaplutonite auf, die sich durch intensive Kataklase sowie Chloritisierung auszeichnen.

Im Nordwesten wird der Kristallinkomplex von der Phyllitzone von Roßlau (Nördliche Phyllitzone) flankiert, die aus Serizit-Chlorit-Phylliten mit eingelagerten "Porphyroiden" (MEINEL 1990), lokal auftretenden Grauwacken und Karbonatklastika aufgebaut wird. BORSDORFet al. (1990) stellen sie stratigraphisch als Analogon zur Serie 7 der Wippraer Zone ins Devon, während RÖLLIG(1991) aufgrund von Lagerungsverhältnissen ein oberriphäisches Alter annimmt. Ebenso, wie die Phyllitzone von Roßlau, gehört die sich nordwestlich anschließende Pakendorfer Zone zur Flechtingen-Roßlauer Scholle (REUTER 1964). Beide gemeinsam bilden deren Teil der Nördliche Phyllitzone. Die Pakendorfer Zone besteht vorwiegend aus dunklen und hellen Schiefern, weiterhin aus Diabasen, Quarziten und Rotschiefern. Stratigraphisch werden die Gesteine von BORSDORFet al. (1990) ins Tremadoc bis Silur gestellt und mit den Serien 2-5 der Wippraer Zone korreliert. Das in diesem Gebiet aufgeschlossene Übergangsstockwerk wird durch die sog. jüngeren Molassen mit Beginn im Stefan A gebildet. Im Untersuchungsgebiet treten hier die Man s fe I der S chi c h t e n mit Quarzitkonglomeraten und Kaolinsandsteinen mit Peliten und Karbonaten auf. Die Mansfelder Schichten bilden sowohl das Liegende als auch den lateralen Ersatz der W e t tin e r S chi c h t e n (Pelite, Kalksandsteine, Kalksteine und Kohleflöze), die dem oberen Stefan zugeordnet werden (DÖRING& KAMPE1973).

Alle im Bereich des Nordrandes des östlichen Saxothuringikums genommenen Proben stammen aus dem Kernlager Bernau, mit Ausnahme der Probe DD 94/23 MFF, DHG (Halde des Steinkohlewerkes Plötz, N' Halle). Der hellglimmerführende, kalkhaltige, dunkle Sandstein stammt aus den Wettiner Schichten und wird somit dem Stefan C zugeordnet.

Da die Bohrkernproben des Profils II nicht feinstratigraphisch diskutiert werden können und ihre Lokalitäten durch die Bohrungen genau definiert sind, erfolgt die Auflistung und Beschreibung tabellarisch (s. Tab. 2). 22

Tab. 2: Auflistung der Bohrkernproben des östlichen Saxothuringikums

Probe Bohrung Teufe [m] geol. Einheit Stratigraphie Gestein DDB 1 Zerbst ZE 27/82 199,8' 202,5 PakendorferZone Ordovizium Tonschiefer (NPZ) MFF DDB3 Zerbst ZE 27/82 Phyllitzone von ob. Riphäikum Phyllit 115,3 -116,3 Roßlau (NPZ) (Devon ?) MFF DDB4 Zerbst ZE 27/82 109,9. 112,7 Phyllitzone von ob. Riphäikum Phyllit Roßlau (NPZ) (Devon ?) MFF DDB6 Dessau KB DES 1/59 254,2' 256,9 Kristallin von Präkambrium PR2- Metagranitoid Dessau (MKZ) PR3 GK DDB9 Jessen KB 3/64 314,2 - 317,2 Prettin-Drehnaer Präkambrium PR3 Quarzitschiefer Serie (SPZ) 0 MFF DDB10 Delitzsch KM OE 8/64 379,0.397,5 Kambrium von Kambrium quarzit. Sandstein Delitzsch (S' SPZ) MFF DDB 11 Delitzsch KM OE 8/64 424,5.426,7 Kambrium von Kambrium quarzit. Sandstein Delitzsch (S' SPZ) MFF,DHG DDB13 Delitzsch W 92/79 382,5 - 387,3 Delitzscher Plutonit- Variszisch Granodiorit massiv (S' SPZ) GK DDB14 Plätz 472/58 334,5 Kristallin von Präkambrium PR2- Gneisl Hohnsdorf (MKZ) PR3 Fanglomerat GK DDB15 Plätz 472/58 370 Kristallin von Präkambrium PR2- Gneis Hohnsdorf (MKZ) PR3 GK DDB16 Doberlug T52/59 205,7'206,7 Prettiner Plutonit- Kambro-Ordovizium (Meta-) Granodiorit massiv (MKZ) GK

Abkürzungen der geologischen Einheiten: MKZ: Mitteldeutsche Kristallinzone NPZ: Nördliche Phyllitzone SPZ: Südliche Phyllitzone

III METHODIK Der Schwerpunkt der vorliegenden Arbeit liegt in der KlAr-Altersbestimmung von sehr schwach bis schwachmetamorphen Phyllosilikaten in Mineralfeinfraktionen «2I..lm,

111.1 Probenaufbereitung Reinigung und Vorzerkleinerung Die Proben wurden zunächst von eventuell vorhandenen Verwitterungskrusten und Pflanzenresten mittels Hammer und Drahtbürste befreit. In Abhängigkeit vom Probenmaterial wurden mit dem Hammer die grobkörnigen, massiven Gesteine (Grauwacken, Quarzite, Kristallingesteine) in faustgroße Stücke, die feinkörnigen, plattigen Gesteine (Tonschiefer, Phyllite) in wenige Zentimeter große Bruchstücke zerkleinert. Ein Handstück diente zur Dokumen- tation. 23

Dokumentation psammitische u. kristalline Proben pelitische Proben

Zerkleinerung Scheibenschwingmühle

Trockensiebung glimmerreichste Fraktion (500l1m, 31511m, 250l1m, 200l1m, 160l1m, 12511m, 90l1m, 6311m) Schich tsiIikat -Anreicheru ng Fraktion <6311m "Mica-Jet" mit NaBsiebung (500l1m, 31511m, 250l1m, 200l1m, 160l1m, 12511m, 90l1m) Korngrö Ben-Fraktion ierung (Atterberg- Verfahren) Separation nach Kornform "Trockenrütteltisch"

Unterfraktionierung Magnetische Trennung (Zentrifugieren) FRANTZ- Magnetscheider

Reiben in Alkohol mit Absieben und Trocknen

Herstellung von Herstellung von Texturpräparaten Pul verpräparaten

Illit - Mineralbestand Hellglimmer- Alter der Abkühlalter kristallinität der Fraktion Polytypie schwachen der Glimmer <211m,

Abb. 7: Arbeitsgang zur Probenaufbereitung und -analyse. 24

Mahlen und Sieben Die pe li ti s c h e n Pro ben wurden in einer Scheibenschwingmühle der Firma SIEBTECHNIK ca. 15 Sekunden gemahlen. Im Anschluß erfolgte eine I Trockensiebung der <63Jlm-Fraktion zur Herstellung der Fein- fraktionen (vgl. 3.1.1). Es kann davon ausgegangen werden, daß die in den <2Jlm-Fraktionen überwiegend vorkommenden Phyllosilikate in I•• ihrer natürlichen Korngröße vorliegen und nicht durch "Ubermahlen" künstlich verkleinert wurden (REUTER 1985, WEMMER 1988). Eine Beeinflussung der I1\itkris~allinitätswerte und der KJAr-Altersdaten durch den Mahlprozeß wird ausgeschlossen. . I Die p sam mit i s c h e n Pro ben und Kristallinproben wurden zur Lockerung ihres Kornverbandes in je zwei Durchgängen in einem STURTEV ANT-Ba~kenbrecher zerkleinert. Anschließend erfolgte die Korngrößen- trennung per Trockensiebung. Zur möglichst gLten Anreicherung entweder detritischer Hellglimmer oder der Glimmer aus Kristallingesteinen fanden Siebe det Maschenweiten 63Jlm, 90Jlm, 125Jlm, 160Jlm, 200Jlm, 250Jlm, 315Jlm und 500Jlm Verwendung. Die Siebfraktiori <63Jlm wurde ggf. wiederum zur Herstellung von Feinfraktionen genutzt. Für die Herstellung der Glimmerpräparrlte diente die Siebung allein der Anreicherung von Glimmern in einem begrenzten Korngrößenspektrum. I. ..

m.l.l Herstellung von Feinfraktionen Zur Herstellung der Feinfraktionen wurde die bei 1er Trockensiebung (s.o.) gewonnene Fraktion <63JlID verwendet. Die Abtrennung der Feinfraktion <2Jlm erfolgie nach dem ATTERBERG-Verfahren. Dieses beruht auf dem I STOKEschen -Gesetz und somit auf dem Prinzip der korngrößenabhängigen Fallzeiten von Mineralpartikeln in einer Flüssigkeitssäule. Die Unterfraktion <0,2JlIh wurde durch das kombinierte ATTERBERG-/Zentrifugen- Ver- fahren abgetrennt. Die so gewonnenen Suspensioden wurden durch Druckfiltration konzentriert (s. MÜLLER1964). Die Viskosität und Dichte der bei den O.g. V~rfahren zur Suspendierung benutzten Flüssigkeit, ein schwach ammoniakalisches, demineralisiertes Wasser, ist tJmperaturabhängig. Deshalb wurde die Temperatur der Suspension stets kontrolliert und die Fallzeit nach der niedrigs'ten gemessenen Temperatur korrigiert.

Abtrennen der Fraktion <2Jlml Für jede Probe wurden jeweils 3 mit demineralisiertem Wasser (Raum temperatur) aufgefüllte sog. ATTERBERG- Zylinder (30 cm Fallhöhe) mit 15g Probenmatetial der <63Jlm-Fraktion befüllt. Danach erfolgte die Herstellung

einer homogenen Suspension durch Aufschüttehi der Zylinderinhalte. Der Zusatz von NH40H in das deminera- lisierte Wasser sollte einem Ausflocken der Susp~nsionen entgegenwirken. Zur Sedimentation wurden die Zylinder unter thermokonstanten Bedingungen erschütterurigsfrei aufgestellt. Nach der errechneten Sedimentationszeit (ca. 22 h) für die >2Jlm-Partikel wurden die in den einielnen Zylindern noch in Schwebe befindlichen Teilchen «2Jlm) I über einen Siphon jeweils in zugehörige Sammelkanister abgelassen. Dieser Vorgang (Aufschütteln HAblassen) wurde bis zur vollständigen Abtrennung der <2Jltn-Korngrößen wiederholt. Von den gewonnenen Suspensionen in den einzelnen Kanistern wurden mittels einer Urlterdruckanlage das überschüssige Wasser durch einen Cellulose- Nitrat-Membranfilter (Porengröße: O,IJlm) abges1augt. Der so entstandene Filterkuchen der Fraktion <:2Jlm wurde sorgfältig mit demin. Wasser abgespült und in B6chergläser überiührt. Zwei der drei so hergestellten dickflüssigen Suspensionen der Fraktion <2Jlm wurden zur weiteren Abtrennung der <0,2Jlm-Fraktion benutzt (s.u.). Die verbleibende Suspension wurde nach Anfertigung derl Texturpräparate (Kap. 3.1.3) bei 60° C eingetrocknet und im Achatmörser homogenisiert.

Abtrennen der Fraktion <0,2flm Zur Gewinnung der Fraktion <0,2Jlm wurden die dickflüssigen Suspensionen der <2Jlm-Fraktion (s.o.) weiter- verarbeitet. Die langen Fallzeiten solch kleiner K6rngrößen im natürlichen Schwerefeld machen die Beschleunigung I des Sinkvorganges der Partikel in einem künstlichen Schwerefeld notwendig. Dazu diente die Zentrifuge: Varifuge K, Typ 4500, Fa. HERAEUS CHRIST. Die Sus~ensionen der <2Jlm-Fraktionen wurden auf vier Varifugenbecher verteilt und jeweils mit demin. Wasser auf 600 ml aufgefüllt. Die Suspensionen in den Varifugenbechern wurden I anschließend durch Umrühren, optional durch Ultraschall, homogenisiert. Danach erfolgte das Zentrifugieren mit einer Geschwindigkeit von 5000 U1min. Die Zeritrifugierdauer wurde anhand der leicht abgewandelten Form des STOKEschen-Gesetzes berechnet. In Abhängigk6it der jeweiligen Raumtemperatur belief sie sich auf ca. 11 bis 14

MmUinut~n. em W' le d erau f' wir b e I n d er b' erelts se d' ImentlertenI. T el '1 c h en > 02 , Jlm zu verh' m d ern, wur d' e eme geringe. Geschwindigkeitsverminderung während des Brebsvorganges gewählt. Ab 400 U/min wurde die Bremsung völlig 25 ausgeschaltet und die Zentrifuge lief frei aus. Nach Stillstand der Zentrifuge erfolgte das Dekantieren der Suspension der <0,2flm-Fraktion (>0,2flm-Fraktion als Bodensatz) in die Unterdruckanlage (s.o.). Die Varifugenbecher wurden wiederum mit demin. Wasser bis auf 600 ml aufgefüllt, der Bodensatz suspendiert und homogenisiert. Dieser Vorgang (Zentrifugieren H Dekantieren) wurde bis zur vollständigen Abtrennung der

III.l.2 Herstellung von Glimmerpräparaten Zur Herstellung von Glimmerpräparaten wurden die aus der Trockensiebung (Kap.3. 1.1) gewonnenen, makro- skopisch glimmerreichsten Fraktionen zur Weiterverarbeitung herangezogen. Zur weiteren Anreicherung von Schichtsilikaten aus diesen Fraktionen diente der "Mica-Jet" (s. z.B. HORSTMANN1987). Der "Mica-Jet" ist vom Prinzip eine senkrecht stehende Gegenstromanlage aus Pyrexglas. Durch Regulierung eines aufwärts gerichteten Wasserstroms werden Mineralkörner bzw. Gesteinsbruchstücke in Abhängigkeit ihres Auftrieb- verhaltens separiert. Dabei werden plättchenförmige Schichtsilikate aufgrund ihres im Vergleich zu runden oder stengeligen Mineralen großen Oberflächen/Gewichts-Verhältnisses nach oben transportiert und über einen Abfluß in einen Siebturm gespült. Dort werden sie in verschiedene Fraktionen getrennt (500flm, 315flm, 250llm, 200llm, 160llm, 1251lm, 90llm). Die absinkenden Minerale werden in einem Sammelbehälter aufgefangen. Die so gewonnenen einzelnen Fraktionen wurden anschließend bei 60° C getrocknet. Je nach Anreicherungsgrad der Glimmer schlossen sich nachfolgende Trennungsverfahren an. Zur weiteren Anreicherung plättchenförmiger Minerale wurde der Trockenrütteltisch (Eigenbau) verwandt. Bei einigen Proben erfolgte eine Separation nach der magnetischen Suszeptibilität mit einem FRANTZ-Magnetscheider. Dadurch wurden hauptsächlich Biotite und Chlorite von den Hellglimmern getrennt. Als Ergebnis der bisherigen Anreiche- rungen lagen in der Regel hochkonzentrierte Hellglimmer- bzw. Biotitpräparate vor. Noch vorhandene Verunreini- gungen wurden von Hand unter dem Binokular ausgelesen. Um Verwitterungsränder und Fremdeinschlüsse aus den Glimmern zu entfernen, wurden die Präparate in einem oberflächenrauhen Porzellanmörser unter Zugabe von 99%- igem Alkohol (Äthanol) ca. 1 Minute intensiv gerieben. Abhängig vom Verschmutzungsgrad der Glimmer wurde dieser Vorgang wiederholt. Nach dem Abgießen über ein 80llm-Einwegsieb und Spülung mit demin. Wasser wurden die Präparate bei 60° C getrocknet. Eine letzte Endkontrolle der Glimmerpräparate erfolgte abschließend unter dem Binokular. Der erzielte Reinheitsgrad der Glimmerpräparate kann mit;::: 99% angegeben werden (s. WELZEL1991).

III.l.3 Herstellung von Texturpräparaten Die Herstellung der Texturpräparate der <2Ilm- und <0,2Ilm-Fraktionen dienen der röntgendiffraktometrischen Bestimmung der IIlitkristaliinitäten (Kap. 3.2). Diese wurden aus den Suspensionen der Feinfraktionen gewonnen (Kap. 3.1.1). Im Verlauf der vorliegenden Arbeit wurde dem aktuellen Kenntnisstand über den Einfluß der Präparationstechnik, insbesondere der Belegungsdichte, auf die IIlitkristaliinitätsbestimmungen (s. KRUMM 1992) durch die Abänderung der Präparationsroutine Rechnung getragen. Die vorab verwandte Herstellungsmethode der Texturpräparate beschränkte sich auf das Pipettieren von 1-2 ml der homogenisierten Suspension auf einen runden Glasträger und der anschließenden Trocknung bei Raumtemperatur. Um die IIlitkristaliinitätswerte direkt miteinander vergleichen zu können und die Reproduzierbarkeit der Daten zu verbessern wurden die ebenfalls bei Raumtemperatur getrockneten Texturpräparate mit einer Belegungsdichte von 1-3 mg/cm2 angefertigt. Letztendlich wurden, um Gradierungseffekten während der Eintrocknungsphase entgegenzuwirken und den Einfluß der Belegungsdichte zu verringern, die Suspensionen direkt in einem auf 150°C geheizten Trockenschrank auf die Glasträgerplättchen pipettiert. Für die Proben wurden pro Feinfraktion «2Ilm, <0,2Ilm) je zwei Texturpräparate angefertigt. . Die Texturpräparate entsprechen "dünnen Präparaten" nach WEBER(1972 a, b). 26 III. 1.4 Herstellun1 nicht texturierter Pulverpräparate Zur Herstellung der nicht texturierten Präparate der <2I-1m- und <0,2I-1m-Fraktionen für die röntgendiffraktome- trische Bestimmung (Kap. 3.2) der Hellglimmer-Pblytypie wurde das gut homogenisierte Probenpulver (Kap. 3. I) verwandt. Die Unterlage der Pulverpräparate bildet!ein Siliziumeinkristall-Plättchen, auf welches eine dünne Schicht Klebstoff aufgetragen wurde. Auf diese wurde das Pulver «2I-1m bzw. <0.2I-1m) flächendeckend gestreut und anschließend durch die Auflage eines etwa 2,6 g schweren Glasplättchens eine glatte Oberfläche des nicht texturierten Pulvers erzeugt.

III.2 Röntgendiffraktometrische Analysen An den Mineralfeinfraktionen wurden röntgendiffraktometrische Untersuchungen sowohl zur Ermittlung des Mineralbestandes bzw. der II1it-Polytypie als auch iur Bestimmung der II1itkristallinitäten vorgenommen. Alle röntgendiffraktometrischen Analysen erfolgteJ mit einem Vollschutz-Diffraktometer der Firma PHILLIPS. Das Gerät vom Typ PW 1800 wird über eine POP 1I gesteuert und verfügt über ein automatisches Auswertungs- I programm (APO 1700). Die Messungen wurden mit folgenden Geräteeinstellungen durchgeführt:

Röntgenröhre: Cu-Röhre KaI= 1,54 A und Ka2 = 1,36 A Beschleunigungsspannung: 45 k~ Heizstromstärke: 40 mt Blende: automatische Divergenzblende I Analysemodus: STEPrSCAN- Verfahren Die Aufnahme der gebeugten Intensitäten erfolgt digital.

IlI.2.! B"timmung J, Min,mlb"land, d« Feinfraktinnen Die Bestimmung des Mineralbestandes der <21-1l u~d <0,2I-1m-Feinfraktionen wurde routinemäßig an Textur- präparaten vorgenommen. Die Röntgenaufnahmen lerfolgten im Bereich von 4-70 °28 mit einer Schrittweite von 0,02°28/s und dienten dazu, die K/Ar-Altersbestimmungen störenden Kaliumträger neben den II1iten sowie ggf. herauszulösende Karbonate zu identifizieren, wobeilder Texturierungseffekt nicht von Bedeutung war. Die Mineralbestände der zur Hellglimmer-Polytypie-Bestimmung (s. Kap. 3.2.3) ausgewählten Proben sind in der Tab. 5 im Anhang aufgeführt. Sie wurden durch did röntgendiffraktometrischen Untersuchung der nicht texturierten Pulverpräparate (s. Kap. 3.1.4) im Aufnahmebereich von 16-44° 28 bestimmt.

III.2.2 BestiLmung der II1itkristallinität Eine häufige Methode zur Bestimmung des postse~imentären Überprägungsgrades in Sedimenten ist die röntgen- diffraktometrische Messung der Kristallinität von Illiten innerhalb der Tonfraktionen. Diese Methode findet ihre Verwendung in Bereichen diagenetischer bis schwathmetamorpher Überprägungsgrade, wo fazieskritische Minerale sensu WINKLER(1979) fehlen. In der vorliegenderi Arbeit wurden II1itkristallinitätsmessungen durchgeführt, um postsedimentäre Überprägungen zu erkennen, ihrJ Intensität zu bestimmen bzw. einen möglichen Einfluß von feinsten detritischen Altbestand an Hellglimmern In den Feinfraktionen auf die II1itkristallinitätswerte, sowie die KlAr-Alter abschätzen zu können.

Grundlagen Die zu den Tonmineralen gehörenden II1ite können als Verwitterung!iprodukte von muskovitischen Glimmern oder als authigene Neubildungen aus Wechsellagerungsmineralen auftreten (vgl. Abb. 8). Die Methode der II1itkristallinitätsmessung beruhtl auf der Tatsache, daß sich das Kristallgitter von II1iten mit zunehmender Temperatur kontinuierlich geordneter und verzerrungsfreier aufbaut. Die sich bei Temperaturerhöhung stetig verbessernde "Kristallinität" der Illite und daJ damit verbundene Wachstum kohärent beugender Domänen im Kristallgitter (ARKAI& TOTH 1983) äußert sich bei der röntgendiffraktometrischen Aufnahme in einer zunehmenden Schärfe des 10 Ä-Peaks. Mit steigender Illitkristalilnität (IK) wird das Beugungsmaximum der OOl-Flächen besser definiert und die Peakbreite auf halber Höhe über ddm Untergrund geringer. 27

DIAGENESE METAMORPHOSE

Epi- Anchizone zone Authigene I WL-Minerale \ Sedimentation lIIitisierung Transformation ~ WL-Min. _ 1Md 1Md - 2M

deI'. WL. 1Md, 2M deI'. WL. 1Md. delr. 1Md. 2M delr. 1Md. 2M deI'. 2M .ulh. WL .ulh. WL - .ulh. 1Md .ulh. 1Md - .ulh. 2M 1Md.Glimmer in feinen Fraktionen

deI'. = delrilisch .ulh. = .ulhigen WL.Minerale in WL = Wechsell.gerungsmine,.le feinsten Fraktionen /

Verbesserung der Kristallinität HB,el (nach WEBER 1972 a) 500 - 350 120 . HB [°26] (nach FRIEDRICH 1991) 0,280 0,170 . HB [°261 (diese Arbeit) 0,600 - 0,400 0,240 .

Temperaturzunahme [0C] , 130 200 300 . K20-Zunahme [Gew.-%] 6 - 8 8,5 - 10 .

Abb. 8: Änderung der Hellglimmer-Polytypie mit pro grader Metamorphose (nach WEMMER 1988, modifiziert aus FRIEDRICH1991).

Die Entwicklung einer Meßmethode zur Temperaturabschätzung unter Ausnutzung der Schärfe des 10 Ä-Peaks der IIlite geht auf WEAVER(1960) zurück. KÜBLER(1967) schlug die Auswertung der Halbwertsbreite (HB) als Maß der IK vor. WEBER (1970, 1972 a) versuchte, durch Einführung eines externen Quarzstandards, die apparativen

Einflüsse auszuschließen und definierte den Begriff der relativen Halbwertsbreite (HBrel; auf Quarzstandard nor- mierte Meßmethode). Trotz der weiten Verbreitung der Methode der IK-Messungen, lassen sich die gemessenen IK-Werte einzelner Autoren verschiedener Forschungseinrichtungen nur bedingt miteinander vergleichen. Zusammenfassende Betrachtungen zu Korrelationsschwierigkeiten verschiedener IIlitkristallinitätsangaben geben u.a. WEMMER (1988), KISCH(1990) und KRUMM(1992).

EINFLUSSFAKTOREN AUF DIE ILLITKRISTALLINITÄT

Lithologie Es ist festzustellen, daß benachbarte Proben unterschiedlicher Lithologie trotz gemeinsamer tektonometamorpher Geschichte abweichende IIlitkristallinitätswerte aufweisen können. DUNOYEROE SEGONZAC(1970) beobachtete generell bessere IIlitkristallinitäten in siltig-sandigen Gesteinen als in pelitischen Lagen. Er erklärte dies mit einer höheren Porosität und Permeabilität in grobkörnigeren Gesteinen und der damit zusammenhängenden besseren Zirkulation von Porenwässern, die zu einem beschleunigten Aufbau des Kristallgitters führen soll. Dagegen stellte WEMMER(1988) fest, daß die IK der <211m Fraktion eines Sandsteins schlechter ist als die eines Tonschiefers. Er führte dies auf einen geringeren Anteil detritischen Altbestandes in der <211m-Fraktion eines relativ grob-klastischen Sedimentes und auf die damit zusammenhängende hohe Anreicherung neugebildeter IIlite in den Feinfraktionen von Sandsteinen zurück.

Fazies Der Ordnungsgrad des IIlitkristallgitters kann durch zirkulierende Porenwässer und deren Chemismus beeinflußt werden. So kann ein erhöhter Kaliumgehalt in salinaren Sedimenten eine verbesserte IK verursachen (RUMEAU& 28

KULBICKI 1966), während ein geringeres Angebot an Kalium zur Verzögerung der II1itbildung führt (DUNOYER OE SEGONZAC & ABBAS 1976). Ebenfalls kann ein hoher Anteil an kohligen oder bituminösen Substanzen in den Sedimenten den Aufbau des II1itgitters verzögern (KÜBLER 1968, WEBER 1972 b).

Deformation Ob und inwieweit die Deformationsintensität sich auf die IK auswirkt wird unterschiedlich betrachtet. Während KÜBLER (1967) keinen Zusammenhang zwischen IK und Schieferung feststellen konnte, wiesen FLEHMIG & LANGHEINRICH (1974) bei stärkerer Deformation in den Faltenscharnieren höhere IK-Werte als in den Falten- schenkeln nach. FREY et al. (1973) beobachtetdn vergleichsweise erhöhte II1itkristallinitäten in Scherzonen. I MERRIMAN et al. (1990) kamen zu dem Schluß, daß ab dem Grenzbereich Diagenese/Anchizone der "strain" kaum noch Einfluß auf die IK hat.

Ko rngrößena bhängigkeit Die IIlitkristallinitäten verschiedener Korngrößenfr,aktionen einer Probe zeigen schlechtere Kristallinitätswerte in den kleineren Korngrößen (z.B. REUTER 1985). Als Erklärung kann der relativ höhere Anteil an gut kristallinern I detritischen Hellglimmern in den gröberen Korngrößenfraktionen (> 2flm) herangezogen werden, wogegen in den feineren Fraktionen «2flm) der Anteil an authigen ~ebildeten Hellglirnmern überwiegt. Weiterhin werden nach LEE et al. (1989) und AHRENDT et al. (1991) die feinstd IIlitpartikel in den Porenräumen während der IIlitkristallisation als letzte gebildet, so daß diese mit Ausklang der Metamorphose kristallisierten, nur schlecht geordneten IIlite sich relativ in der Feinstfraktion «0,2flm) anreichern. I

ßelegungsdiehte der Texturp~äparate Die Korngrößenabhängigkeit der IK tritt, wie oben erwähnt, auch innerhalb der <2flm-Fraktion auf. Bereits WEBER (1972 a) wies darauf hin, daß mit steigender Dicke der Texturpräparate «2flm) die IK-Werte schlechter werden. Er führte diese Entwicklung auf Gradierungseffekte lzurück, wodurch die schlechteren Kristallinitäten der an der Präparatoberfläche angereicherten kleinen Korngrößen überrepräsentiert werden. Somit wird der nur die Proben- oberfläche durchdringende Röntgenstrahl lediglich lan den feinsten Partikeln gebeugt. Auch KRUMM & BUGGISCH (1991) wiesen abnehmende Peakbreiten bei geringer werdender Belegungsdichte nach. I KRUMM (1992) schlug als Belegungsdichte für Texturpräparate 0,25-0,3 mg/cm2 vor, um den Einfluß der Präparat- dicke auf die IK-Werte möglichst gering zu halten. I Diese geringen Bclegungsdichten führten im Göttinger Labor zu sehr geringen Meßintensitäten, so daß keine Aussagen über die Illitkristallinitäten getroffen werden konnten. Weiterhin treten einige methodische SChwierigkeiteh bei der Bestimmung der IK auf, wie etwa die Überschneidung mit benachbarten Peaks (Paragonit, Pyrophyllit usJ.), die Bestimmung der Peakbreite (z.B. Festlegung der Unter- grundintensitäl) und die instrumentellen Bedingungdn (Art des Röntgendiffraktometers, Geräteeinstellung usw.). I Umfassende Zusammenstellungen von den die IK beeinflussenden Faktoren finden sich in WEMMER (1988), KRUMM (1992) sowie FARSHAD (\ 995).

Meß- und Analyseverfahren Die 1I1itkristallinitäten wurden an den Texturpräparaten gemessen (s. Kap. 3.1.3). Von FRIEDRICH (1991) wurde am IGDL ein Computerprogramm zur digitalen Aufnahme von Meßdaten und deren weitgehend automatisierte I Auswertung entwickelt. Dieses dient zur digitalen röntgendiffraktometrischen Bestimmung der II1itkristallinitäten. I Die Aufnahme der Meßdaten erfolgte im "step scanl' Verfahren im Bereich von 7 bis 10 28 an 601 Meßpositionen mit einem Abstand von 0,005° 28. Jede Einzelmessung dauerte 1 sec, während der das Texturpräparat um 360° gedreht wurde. Die Korrektur und Auswertung wLrden computergestützt durchgeführt (s. WEMMER 1991). Die Schwankungsbreite der Halbhöhenbreiten reicht gerlerell von 0,060° 28 für ideal geordnete Muskovite bis weit über I °28 für "mixed layered" II1itJSmektit-Minerale. I Für die Grenze Diagenese/Anchizone wurde von FRIEDRICH (1991) ein Kristallinitätswert von 0,280:t 0,010° 28, I für die Grenze AnchizonelEpizone 0,170 :t 0,010 °28 angegeben. I Die von FRlEORICH (1991) festgelegten Grenzen hatten für die Göttinger Arbeitsgruppe von jeher einen vorläufigen Charakter, da sie auf den Messungen von nur 4 Stahdardpräparaten beruhen. Nach dem heutigen Wissensstand und dem langjährigen Vergleich von Feldbeobachtungeh und Labordaten müssen diese Grenzen dahingehend korrigiert werden, daß einem gegebenen IIlitkristallinitätsweit ein höherer Metamorphosegrad zuzuordnen ist. Weiterhin ist 29

die Arbeitsgruppe Geochronologie des IGDL Göttingens in einem internationalen Ringversuch zur Standardisierung der IK-Messungen eingebunden (s. FARSHAD1995), dessen Auswertungsphase noch nicht abgeschlossen ist. Jedoch finden sich erste Ergebnisse dieser Untersuchungen bei KRUMMet al. (1994) und WARR & RICE (1994). Aus der Korrelation mit den bisher im Ringversuch bekannten Ergebnissen und den eigenen bereits genannten Feld- beobachtungen ergeben sich für das Göttinger Labor die folgenden Grenzwerte bzw. -bereiche:

DIAGENESF!ANCHIZONE: 0,600 . 0,400 °28 ANCHIZONFiEPIZONE: 0,240 :t 0,010 °28

Bei der Bestimmung der IK muß berücksichtigt werden, daß durch das eventuelle Vorhandensein von Wechsel- lagerungsmineralen (z.B. IllitiSmektit) der eigentliche Illit-Peak überlagert und dadurch seine Halbhöhenbreite vergrößert werden kann. Obwohl der Abbau der Wechsellagerungsminerale mit Beginn der Anchizone abgeschlossen sein soll (TEICHMÜLLERet al. 1979, KISCH 1991) wurden zur Eliminierung des Überlagerungseffektes alle Texturpräparate 6 Tage im Exsikkator einer glykolisierten Atmosphäre ausgesetzt und anschließend abermals röntgendiffraktometrisch analysiert. Die Glykol-Behandlung hat zur Folge, daß die Wechsellagerungsminerale aufquellen, d.h. sie vergrößern ihren Gitterabstand, verändern damit die Position ihres Röntgenpeaks, so daß keine Überlappung mit dem IO Ä-Illitpeak mehr gegeben ist. Eine detaillierte Beschreibung der Meß- und Korrekturverfahren findet sich bei FRIEDRICH(1991) in WEMMER (1991). Da es sich bei den im Rahmen dieser Untersuchungen durchgeführten Messungen um eine neue Art von digitaler Erfassung, Korrektur und Auswertung der Daten handelt, dürfen die hier vorgestellten, absoluten IK-Werte keines- falls direkt mit den von KÜBLER(1967) und WEBER(1972 a, b) angegeben Grenzen verglichen werden. Die relative Vergleichbarkeit mit den IK-Werten [HBred von WEBER(1972 a) ist in Abb. 8 dargestellt.

III.2.3 Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie

Die häufigsten Polytypen des Illits sind der IMd, IM und der 2M1- Polytyp. Die Umwandlung des IMd-Polytyps in den 2M1-Polytyp mit steigender Temperatur ist durch zahlreiche Untersuchungen nachgewiesen (z.B. VELDE & HOWER 1963, MAXWELL & HOWER 1967). Eine Zusammenstellung verschiedener Arbeiten mit Daten zum

Metamorphosegrad, bei dem die Umwandlung zum 2M1-Polytyp abgeschlossen ist, geben FREY (1987) und WEMMER (1988). Dabei kommen die meisten Arbeiten zu dem Ergebnis, daß die Umwandlung im Bereich der Grenze zur Epizone abgeschlossen ist. Unter der Annahme, daß sich unterhalb anchizonaler Bedingungen

« 200°C) keine 2M1-Polytypen authigen bilden, müssen ggf. vorhandene 2M1-Polytype als ererbte detritische 2M1- Phasen angesehen werden (s. Abb. 8). Um diese detritischen Anteile quantifizieren zu können und damit deren Einfluß auf die KlAr-Alter der Feinfraktionen abzuschätzen, wurden röntgendiffraktometrische Analysen an nicht- texturierten Pulverpräparaten vorgenommen. Zur Abschätzung der (Nicht-) Texturierung wird das Verhältnis der Intensitäten des 002- zu 020-Illit-Peaks herangezogen. Dieses Verhältnis soll nach GRATHOFF(frdl. mdl. Mitt.) < 1 sein. Die Aufnahme der Meßdaten erfolgte im Bereich von 4 - 70 °28 bzw. 16 - 44 °28 mit einem Abstand von 0,05 °28. Jede Einzelschrittmessung dauerte 30 sec.

GRATHOFF& MOORE (1996) beschreiben eine Methode zur Quantifizierung von Illit-Polytypen, welche auf dem visuellen Vergleich von gemessenen mit kalkulierten Röntgen-Plots beruht. Zur Kalkulation der Röntgen-Plots benutzten sie das Computerprogramm WILDFIRE@ (REYNOLDS1993). Mit dem Unterprogramm MIXER@ mischen sie die für die einzelnen Polytypen kalkulierten Plots (Muster) und nähern sich so dem gemessenen Plot an. Dabei spielt der Bereich von 2 I° bis 34° 28 die entscheidende Rolle, da sich in ihm die spezifischen Peaks der Illit-Polytypen abzeichnen (Abb. 14; Seite 62). Während es für die entschei- denden IM- und 2Mt-Polytypen deutliche spezifische Peaks gibt (s. Abb. 14 u. Tab. 3), treten für IMd-Illite nur breite Peaks auf, die sich zwischen etwa 23° und 31° 28 ähnlich einer "amorphen Beule", dem sog. Illit-Buckel, abzeichnen (GRATHOFF&MOORE 1996). IIlit-Buckel wird der Bereich erhöhter Intensität zwischen 21 ° und 34° 28 genannt, dessen Zentrum der 003-Peak des IIlits darstellt. Nach GRATHOFF& MOORE(1996) ergibt sich der IIlit-Buckel aus zweierlei Gründen: I.) Mischung von mehreren Polytypen, 2.) Anwesenheit von 1~-Illit. 30

Bei der im Kap. 3.1.4 beschriebenen Präparationsmethode ist die Dicke des Pulverpräparates nicht standardisierbar und somit für jede Probe unterschiedlich. Von ihr hängt die absolute Lage der einzelnen Peaks ab. Da in den meisten Proben Quarz vorhanden ist, kann anhand der ~pezifischen Quarzpeaks die Dislokation bzw. die absolute Ab- weichung der einzelnen Peaks bestimmt werden. IDie Peaklagen sind aufgrund der im Durchschnitt etwa 250 flm zu dicken Pulverpräparate um 0,1°-0,3° 28 zu höher~n Werten hin verschoben. Für den Vergleich mit Literaturwerten oder zur Zuordnung bestimmter Peaks wurden sie kuf den internen Quarz bezogen und korrigiert. I Die gemessenen Röntgen-Plots des Göttinger !Labors zeigen in bezug auf die Peaklagen (vgl. Tab, 3) und Peakintensitäten gute Übereinstimmungen mit deh Ergebnissen von GRATHOFF& MOORE (1996). Die qualitative Bestimmung der einzelnen Illit-Polytypen ist sokit unbedingt und die quantitative Abschätzung der jeweiligen Polytyp-Anteile grob gewährleistet. I

Tab. 3: Vergleich spezifischer Illit-Peaklagen von GRATHOFF& MOORE(1996) und der Göttinger Referenzproben (1M-Illit: A 18/133 <2J1Ill;2M I-Illit: A 18/23 <2~) I Peaklagen des Peaklagen des Peaklagen des Peaklagen des I IM-Polytyps nach IM-Polytyps 2M1-Polytyps nach 2M1-Polytyps I Grathoff & Moore der Referenzprobe Grathoff & Moore der Referenzprobe I [°28] [A] [°28] [A] .""""'--~'".'T-,;Uj~1"ftg:u£E%0'-1lz{ft~: rfu,idxJj;~"'~ih~ 24,3 3,66 24,6 ~,62 23,8 3,74 23,8 3,74 29,1 3,07 29,3 3,05 25,5 3,50 25,6 3,48 27,8 3,21 27,9 3,20 29,8 3,00 29,9 2,98 32,1 2,80 32,2 2,78

N,ben don IIIit-Polytyp,n troton in don unt,,,uoLn ",oben ,I, O,m,ngtoil, häufig Qu,n, Chlo,it und toilwoi" Albit, Alkalifeldspat und Hämatit auf (s. Anhahg Tab. 5). Dadurch kommt es zu Überlagerungseffekten von spezifischen Illit-Peaks mit denen der o.g. Mineral'e. Deshalb werden in den Röntgen-Plots (s. Kap. 5.2, Abb. 15-41) I im Bereich von etwa 18°-34° 28 neben den spezifischen Illit-Peaks ebenso die Peaks der anderen Gemengteile bzw. die Überlagerung beider gekennzeichnet. Nur ~ufgrund der Durchgängigkeit der Überlagerung des IOI-Peaks (26,6° 28; 3,34 A) des Quarzes mit dem 003-Baslsreflex des Illits wird an dieser Stelle auf die Kennzeichnung ver-' zichtet. Der Quarzanteil des aufsummierten Peaks I bei ca. 27° 28 kann durch den gekennzeichneten 100-Quarzpeak (20,8° 28; 4,26 A) bestimmt werden, da seine Intensität 35% der 101-Reflexintensität ausmacht. Bei einigen Proben zeigen sich bei etwa 38° 28 Imarkante Peaks mit hohen Intensitäten. Hierbei handelt es sich vermutlich um eine präparationsbedingte Erschetnung, die auf Reflexionen des als Probenunterlage verwandten Silizium-Einkristallplättchens zurückzuführen sind.

III.3 Die .KIAr-Alters bestimmung III.3.1 Allgemeine Grundlagen l Der radioaktive Zerfall von Kalium

Das radioaktive Isotop 40K zerfallt in einem dualbn Prozeß zu 40Ca (ß--Zerfall) und 40 Ar (Elektroneneinfang bzw. Positronenstrahlung). Das Zerfallsschema ist inl Abb. 9 dargestellt und wird ausführlich bei DALRYMPLE& LANPHERE(1969) und FAURE(1986) erläutert. I Die Grundlagen der K/Ar-Altersbestimmung werden im Folgenden kurz dargestellt. Eine ausführliche Diskussion findet sich u.a. bei DALRYMPLE&LANPHERE(1969) und FAURE(1986). 31

40K Es 0 05 MeV , , 40Ar e.c. ..:., , (anger~ter Zustand) ,.~'* ,' ßTo , , '/ , .41 , 40Ar ~ , ••' (angeregter Zustand) , .' , ß" >: " , ~ : .,' ,~

40A * (Grundzustand) .r 88.8 % (Grundzustand) 11.2 %

e.c. - Elektronenemfang y y-Strahlung •••••• , •••• , • , , ßTß" _ Elektronenstrahlung E freigesetzte Energie in MeV PosilronenslTahlung 'l'. %.Anteil des auf diesem Weg zerlallenden 40K

Abb. 9: Zerfallsschema des 40K (nach DALRYMPLE& LANPHERE1969, ergänzt nach FAURE 1986)

Theoretische Grundlagen Grundlage für die KJAr-Altersgleichung ist der Prozeß des radioaktiven Zerfalls, bei dem die Anzahl Radionuklide, die pro Zeiteinheit zerfallen (-dN/dt), proportional zu der Zahl der noch nicht zerfallenen Nuklide (N) ist. Durch Einführung eines Proportionalitätsfaktors A (Zerfallskonstante) ergibt sich die Gleichung (1) :

(1)

Durch Integration erhält man das sogenannte Zerfallsgesetz:

N=No.e-1.1 (2)

No Anzahl der ursprünglich (1=10) vorhandenen Mutteratome , N Anzahl der zur Zeit t noch nicht zerfallenen Mutteratome , Dauer des Zerfallsvorgangs (radiometrisches Alter), e Basis des natürlichen Logarithmus (In) A Zerfallskonstante

Da die Anzahl der noch nicht zerfallenen Mutteratome (No) zur Zeit tu unbekannt und nicht meßbar ist, läßt sich das radiometrische Alter aus (2) nicht berechnen. Die Anzahl der entstandenen Tochteratome (D) ist jedoch gleich der Anzahl der zerfallenen Mutteratome (No-N), so daß in einem geschlossenen System gilt:

No=N +D (3) l

Durch Einsetzen der Gleichung (3) in (2) treten im Zerfallsgesetz nur noch meßbare Größen (N und 0) auf, durch deren Bestimmung nach Umformung der Gleichurig zur allgemeinen Altersgleichung (4) das radiometrische Alter berechnet werden kann:

(4)

Der Altersbereich, in dem mit der K/Ar-Altersdatierungsmethode geochronologische Aussagen gemacht werden können, wird bestimmt durch die Halbwertszeit dll2 = In2/A) des Isotopensystems und die Nachweisgrenzen für die noch vorhandenen Mutter- bzw. Tochterisotope. I Die Halbwertszeit ist die Zeit, in der die Hälfte aller vorhandenen Mutternuklide zerfallen ist. Für das Kalium beträgt die Halbwertszeit 1,25 * 109 a. Somit sindlanhand der K/Ar-Altersdatierungsmethode in einem relativ großen Zeitabschnitt Altersdatierungen möglich. Ein weiterer Vorteil gegenüber anderen Datierungsmethoden besteht in der Häufigkeit des Elementes Kalium in gesteinsbilddnden Mineralen. Außerdem läßt sich das chemisch inerte Edelgas Argon relativ leicht extrahieren und selbst in sehr 'geringen Konzentrationen präzise messen. I Unter Berücksichtigung des dualen Zerfalls des 40K müssen neben der Gesamtzerfallskonstante Ages auch die Einzel- 1 zerfallskonstanten von40 K zu 40' Ar (ÄE) und von40 K zu40 Ca (Aß) bekannt sein.

'a d" vo

10 I Ä. = 0,581 X 10- a- 10 1 +Aß 4,962 x 10- a- ,

10 I Ages 5,543 X 10- a-

Ä.: Zerfallskonstante für den Zerfall von 40Kzu40 Ar

Aß: Zerfallskonstahte für den Zerfall von 40Kzu40Ca

Ages: Zerfallskonstahte für beide Zerfälle

Die K1A,~A"e"g1e;chunglehot ,;eh aun au' 1" V"kaüpfuag d" Zerl'all,kon"aa"a (A~) mh oiaem Faktm (Ä./Agcs), welcher den Anteil des 40Ar* am Gesamtkerfall von 40K repräsentiert, folgendermaßen her:

t = _1_I .ln( 40 Ar *.Ages + 1) (5) A 40K Ar ges I Die verbleibenden zwei unbekannten Größen 40K und 4°Ar* werden unabhängig voneinander bestimmt. Die so berechnete Größe t darf jedoch nur unter folg~nden Bedingungen als geologisch relevantes Alter interpretiert werden: I - Das gemessene Verhältnis von vorhanderen Mutter- zu Tochternukliden darf ausschließlich von der Dauer des radioaktiven Zerfalls bestimmt sei'n. Diese Voraussetzung ist erfüllt, wenn das Kristallgitter des Minerals nach der Unterschreitung der Schließungstemperatur geschlossen blieb und nicht schon bei der Mineralneubildung ererbtes Argon "exc~ss-argon" eingebaut wurde. Die Zerfallskonstanten müssen hinreichehd genau bekannt sein. I Die Isotopenzusammensetzung darf nicht durch etwaige Fraktionierungsprozesse verändert worden sein. 33

III.3.2 Analyseverfahren

III.3.2.1 Bestimmung des 40K

K/Na-Aufschluß Vorbereitung und Einwaage Vor der Einwaage des Probenmaterials wurden die zur Analyse verwendeten Teflonbecher mit Aluminiumfolie umwickelt, um elektrostatische Aufladungen zu vermindern sowie eine verbesserte Wärmeleitung zu erzielen, da die Becherböden Unebenheiten aufwiesen. Nach mindestens 24-stündiger thermo konstanter Equilibrierung (20-22 °C, 45-50 % Luftfeuchtigkeit) erfolgte die Einwaage des Probenmaterials. Für jede Probenserie wurden pro Probe und dem Standard 50 mg in jeweils zwei Tiegel eingewogen und diese anschließend mit einem Teflondeckel verschlossen. Weiterhin wurde ein Teflontiegel mit Deckel ohne Probensubstanz zur Messung des Blindwertes, wie im Folgenden beschrieben, in gleicher Weise aufgeschlossen. Die in jeder Probenserie mitanalysierten internationalen Standards waren für die Glimmerpräparate der Biotitstandard Mica-Fe (8,75 Gew.-% K20) (GOVINDARAJU1979) und für die Feinfraktionsproben der Dioritstandard DR-N (1,70 Gew.-% KzO) oder der Granitstandard GS-N (4,63 Gew.-% K20) (GovINDARAJU1984).

Säureaufschluß Zunächst wurde jeder eingewogenen Probe ein Gemisch von 6 rnl 40%-iger HF und 65%-iger HN03 im Verhältnis 5: 1 zugegeben. Um das Verstrieben von Probensubstanz zu vermeiden, erfolgte die Zugabe anfangs tropfenweise. Anschließend wurden die Tiegel verschlossen und das Probenmaterial über Nacht auf einer Heizplatte bei 120°C aufgeschlossen. Nach einer Abkühlungszeit von 10-15 min wurden die Deckel vorsichtig abgenommen und Spritzer der Probensuspension mit voll entsalzenem (VE) Wasser in die Becher gespült. Eventuell vorhandene Tropfen am Becherrand wurden mit der Pipette aufgenommen und zur Suspension im Tiegel gegeben. Anschließend wurden die Tiegel unverschlossen auf die Heizplatte gestellt und das Material bei 120°C eingedampft. Nach einer kurzen Abkühlungszeit wurden die Proben mit je 2 ml 37%-iger HCI versetzt, leicht geschwenkt und bei 120°C 3-5 min auf der Heizplatte erwärmt. Nun erfolgte die Zugabe von VE-Wasser bis zum Gewinderand des Bechers (ca. 10 ml). Im Anschluß daran wurden die Suspensionen solange erwärmt (Heizplatte, 120°C), bis sich Bläschen zeigten. Die Lösungen sollten nun klar und ohne Rückstände sein. War dies nicht der Fall, wurden die Suspensionen weiter eingeengt und die Zugabe von 2 ml 37%-iger HCI wiederholt. Bei manchen Proben zeigte sich ein Graphitfilm an der Oberfläche der Lösung. In diesem Fall mußte nach Ansetzen der Meßlösungen (s.u.) eine Filtration über einen harten Filter (Papierfilter, Grünband 589/6) durchgeführt werden.

Ansetzen der Meßlösung Die vorbereiteten Lösungen wurden nun in 100 ml Meßkolben überführt, in die vorher jeweils 4 ml 12,2%-ige CsCI- Lösung und 10 ml 700 ppm Li-Lösung gegeben wurden. Die Kolben wurden mit VE-Wasser aufgefüllt und gut geschüttelt. Der Zusatz von Li-Lösung beeinflußt die gleichförmige Zerstäubung und den Ablauf in der Zerstäubungskammer positiv, außerdem besitzt sie eine puffernde Wirkung und mindert die Ionisation der Alkalimetalle in der Acetylenflamme. Die Zugabe von CsCI-Lösung dient der puffern den Wirkung z.B. gegen Rb, Ca, Mg, Sr, AI und Fe. Die so angesetzten Lösungen wurden nun unverzüglich in 100 rnl Polyethylen-(PE-) Flaschen überführt, nachdem diese zuvor mit der Aufschlußlösung 2-3 mal ausgespült worden waren (Spüllösung wurde verworfen). Die PE- Flaschen und Meßkolben wurden zur Reinigung mindestens drei Tage vor dem Gebrauch mit 2%-iger HCI gefüllt.

Kalium-Messung Die Messung der Lösungen erfolgte mit einem Flammenphotometer (ELEX 63/61, Fa. EPPENDORF). Das Wirkungsprinzip eines Flammenphotometers beruht auf der Erkennung eines bei der Ionisation von Molekülen oder Atomen entstehenden charakteristischen Linienspektrums. Die Intensität des Signals eines Elements ist dabei proportional zu dessen Konzentration in der gemessenen Lösung. In der Brennkammer des Gerätes wurden die Aufschlußlösungen zerstäubt und die Elemente in einer Luft-Acetylen-Flamme angeregt. Vorbereitend erfolgte die Aufnahme einer Eichkurve. Diese wurde durch Wiederholungsmessungen je eines Eichpunktes im Anschluß an jede Doppelbestimmung kontrolliert. Die zu verwendende Eichreihe richtete sich nach dem zu erwartenden K20-Gehalt der Probe. 34

Geräteeinstellung:

Flamme Luft! Acety len Wellenlänge K: 466,49 nm; Na: 589 nm Integrationszeit (s) 2 Wiederho Iungsmessungen 5 Meßbereich 0-100 ppm

Berechnung des 40K Zunächst wurden von den Rohdaten die mitbestimmten Blindwerte abgezogen und mit Hilfe der Eichreihe die Lösungskonzentrationen ermittelt. Unter Berücksichtigung der Einwaagen erfolgte anschließend die Umrechnung in ppm-K-Werte (a). I

(X1[ppm]-BLW[ppm]).XJml]'10oo []. E = X3 ppm Kahum (a) mg

Durch Umrechnung von ppm-Werten auf eine Angabe in %-Kalium (b) und Multiplikation mit UR (e) erhält man den prozentualen Anteil von K20 der Proben.

XAppm] X [% ]Kalium 4 (b) 10000 I

X4[ %]. UR = X5[ %]Kaliumoxid (e)

Durch Umformung der Gleichungen (a) bis (e) ergibJ sich zusammenfassend Gleichung (d).

I (XI [ppm] - BLW[ppm]). ~2[ ml].lOoo. UR %K20 (d) Emg .10000

XI: gemessene Konzentration des KalJms I X2: Volumen der Aufschlußlösung (100 ml) Emg: Einwaage in mg I UR: Umrechnungsfaktor von Kalium ZU' Kaliumoxid = 1.2046 BLW: Blindwert

Die so ermittelten K20-Werte werden nieht nach dem mitgemessenen Standard korrigiert. Dieser dient lediglich der Kontrolle systematischer Fehler. I

Zur Fehlerberechnung der K20-Werte wurden die Standardabweichung und der Variationskoeffizient herangezogen: I nl

}J(xj - X)2 Standardabweichung: SA =,1 i-li ~ n-l

Variationskoeffizient:

Xi: Einzelwert x: Mittelwert aller Messungen n : Anzahl der Messungen 35

Der KzO-Wert einer Probe ergab sich jeweils aus dem Mittelwert der Doppelbestimmungen. Da in die KJAr-

Altersgleichung jedoch nicht der K20-Wert einer Probe, sondern nur deren Gehalt an 40Keingeht, mußte die Menge des Gesamtkaliums ermittelt werden:

Kges = 0,8302 KzO [Gew.-%]

Die Isotopenzusammensetzung des Kaliums ist in allen natürlichen Stoffen identisch (COOK 1943, KENDALL1960, BURNETTet al. 1966) und wird nach STEIGER& JÄGER(1977) wie folgt angegeben:

39K 93,25810 atom-% 40K 0,01167 atom-% 41K 6,73020 atom-%

Demnach ergibt sich der Gehalt des 4OK-Isotops:

40K= 0,0001167 Kges [Gew.-%]

III.3.2.2 Bestimmung der Ar-Isotopie

Die Bestimmung der Ar-Isotopie und die Messung des 4°Ar*-Gehaltes erfolgte mit einer nach dem Aufbau von FUSCH (1982) modifizierten Glas-Extraktionslinie (ausf. Beschreibung in WEMMER 1991) und einem Edelgas- Massenspektrometer der Firma VACUUM GENERATORS (Typ VG 1200 C). Die Messungen erfolgten nach dem Prinzip der Isotopenverdünnungsanalyse. Hierbei wurde dem aus der Probe

extrahierten Argon ein 38 Ar-Spike zugegeben. Dieser Spike besteht aus hoch an 38 Ar angereichertem Argon. Seine Isotopie und die Menge sind genau bekannt.

Extraktion und Reinigung des Argons Die Einwaage des Probenmaterials erfolgte nach mindestens 24-stündiger thermokonstanter Equilibrierung bei 20- 22 °C und 45-50 % Luftfeuchtigkeit. Die Einwaagemenge richtete sich nach dem zu erwartenden Alter und dem KzO-Gehalt. Die Proben wurden bei der Einwaage in hochreine Aluminiumfolie verpackt. Anschließend wurde der Probenbehälter beladen (max. 28 Proben und zwei HD-B 1 Biotitstandards) und mit der Glas-Extraktionslinie ver- schmolzen. Danach erfolgte ein mindestens 24-stündiges Ausheizen der gesamten Linie bei 150°C, um adsorptiv gebundenes Argon so weit wie möglich zu entfernen. Ein Verlust von 4OAr*war dabei nicht zu erwarten, da nach ODIN & BONHOMME(1982) erst ab Temperaturen über 200°C mit einer Entgasung im Hochvakuum zu rechnen ist. Erst wenn in der Glaslinie ein Ultrahochvakuum von mindestens 1*.10.7 mbar vorgelegen hatte, erfolgte die Extraktion des Argons. Die jeweilige Probe wurde mittels eines Hochfrequenzinduktionsofens in einem Molybdän- tiegel bei ca. 2000 °C vergast. Dabei fand eine vollständige Extraktion des Argons statt. Während des Extraktions-

vorganges wurde eine genau definierte Menge des 38 Ar-Spikes zugegeben, welcher während der Argonentgasung genügend Zeit hatte, sich mit dem restlichen Gas homogen zu vermischen. Die Reinigung des freigesetzten Gases erfolgte zunächst über eine mit Flüssigstickstoff (-196° C) gekühlte Kühlfalle in der "Foreline", in der HzO, SOz, COz etc. ausgefroren wurden. Das so vorgereinigte Gas wurde von einem in der Hauptlinie befindlichen, ebenfalls mit Flüssigstickstoff gekühltem Aktivkohlefinger adsorbiert. Nach abgeschlos- sener Entgasung der Probe wurde das Probengas durch Auftauen des Aktivkohlefingers in die durch Ventile ab- riegelbare Hauptlinie freigesetzt. Dort fand eine erneute Reinigung des Gases durch TiOz-Schwämme statt, die während ihrer Abkühlung von 800°C auf 400 °C unedle Gase (Hz, Oz, Nz, CO, CH4) adsorptiv an ihre Oberfläche binden. Die in der "Backline" befindlichen SORB-ACs spalten verbleibende Kohlenwasserstoffketten und binden die Spaltungsprodukte ebenfalls an ihre Oberflächen. Das nun weitgehend von reaktiven Gasen gereinigte Probengas wurde anschließend in das Massenspektrometer geleitet und gemessen. Zwischen den Analysen verschiedener Proben wurde die Glas-Extraktionslinie durch Evakuieren und Ausheizen wieder gereinigt. 36

Messung der Ar-Isotopie Das oben genannte Massenspektrometer, welches zur Bestimmung der Ar-Isotopie verwendet wurde, weist eine 12 cm-60o-Aufstellung auf. Die Ionensignale werden Jon einem Faraday-Kollektor mit einem Ableitwiderstand von 11 10 Q sequentiell aufgenommen und durch das ahgeschlossene Digital-Voltmeter (SOLARTRON) in digitale Signale umgeformt. Der Meßvorgang wie auch di~ Registrierung der Signale verläuft programmgesteuert. Die Signale der Massen 40, 38, 36 werden in jeweils 8 DJtensätzen gemessen. Vor und nach jeder Einzelmessung erfolgt die Bestimmung der Untergrundintensität. Für die MJssen 40 und 38 beträgt die Dauer der Integration jeweils 6 sec, bei der Masse 36 und dem Untergrund jeweils 20 sec.1 Anhand einer linearen Regression über jeweils 8 Meßdaten kann für die einzelnen Massen auf die Signalgröße zum Zeitpunkt ~)der Messung geschlossen werden. Schli~ßlich erfolgt eine Korrektur der gemessenen Werte um einen vor der Analysenserie bestimmten "Blank"-Wert. I

Berechnung des radiogenen 40Ar Da aus den Messungen lediglich Isotopenverhältniss~ (4°Arl8Ar und 38Ar/36Ar)resultieren, ist eine Berechnung des

absoluten 40Ar* nur durch die exakt definierte Menge des Ar-Spikes möglich. Dieser Spike hat nach SCHUMACHER(1975) folgende Isotopenzusammensetzung:

40Ar: 0,0099980 atom-% 38Ar: 99,9890000 atom-% 36Ar: 0,0009998 atom-%

Zur Berechnung der radiogen produzierten Menge von 40 Ar müssen von der Gesamtmenge des gemessenen 40Ar die Anteile des nicht-radiogen produzierten 40Ar aus dei Atmosphäre, dem Spike und eventuell vorhandenen Luftein- schlüssen im Kristallgitter abgezogen werden. I

Die Isotopenzusammensetzung des atmosphärischen Argons wurde nach NIER (1950) mit

40 Ar: 99,600 atom-% 38Ar: 0,063 atom-% 36Ar: 0,337 atom-% bestimmt. Daraus ergibt sich für das Isotopenverhältnis 4°Arl6Ar ein Wert von 295,5. Im Göttinger Labor wurde ein gerätespezifisches Isotopenverhältnis 4OArl6Ar von ~urchschnittlich 297,88 gemessen. Aus der Abweichung der beiden Verhältnisse läßt sich ein Korrekturfaktor ermitteln, welcher umgerechnet für Verhältnisse mit zwei Massen- 38 unterschieden auf die Verhältnisse 40 Ar/ Ar und 38Ar/j6Ar übertragen wird. Die so korrigierten Werte können zur Berechnung der 4°Ar* Menge nach der Formel von DALRYMPLE& LANPHERE (1969) verwendet werden:

40 Ar*=38Ar,

m: Verhältnisse des gemessenen Proben-Argons s: Verhältnisse des SpIke-Argons I a: Verhältnisse des atmospharischen Argons

Da der Anteil des radiogen produzierten 40 Ar in derl Probe mit [nllg] STP (STP: Standard- Temperature-Pressure, nach DIN 1343) angegeben wird, erfolgt eine Umrechnung mit Hilfe des Molvolumens und der Moirnasse. Dieser Wert wird anschließend auf die Einwaage normiert. 37

III.3.3 KlAr-Altersberechnung und Fehlerbetrachtung Die so ermittelten Einzeldaten werden von einem Rechenprogramm mit integrierter Fehlerrechnung verarbeitet. Die Fehlerrechnung erfolgt in Anlehnung an die Formel von Cox & DALRYMPLE(1967):

s: Variationskoeffizient der Altersbestimmung Sk: Variationskoeffizient der K-Analyse S,: Variationskoeffizient des rel. Fehlers der Spike- Kalibrierung

S40138: Variationskoeffizient des 40 Arp8Ar-Verhältnisses

S36138: Variationskoeffizient des 36Arp8Ar- Verhältnisses r: Anteil des radiogenen 40Ar am gesamten 40Ar

Durch regelmäßige Messungen des Heidelberger Biotitstandards HD-B I kann für die Bestimmung des radiogen produzierten Argons ein Variationskoeffizient von weniger als I % angegeben werden. Der Fehler bei der Bestimmung der Ar-Isotopie im Göttinger Labor wurde pauschal auf 1 % festgelegt. Er beinhaltet den Fehler bei der

Spike-Kalibrierung (s,), die Fehler bei der Bestimmung der Isotopenverhältnisse (S4Ol38 und S36138) sowie den mittleren Einwaagefehler. Zur Abschätzung des Gesamtfehlers verbleiben dann neben dem Pauschalfehler noch der Variationskoeffizient der K-Bestimmung (Sk) und der Anteil des radiogenen Argons am Gesamtargongehalt (r) in der Rechnung. Dadurch vereinfacht sich die Formel nach (BONHOMMEet al. 1975) zu:

_ ( )2 (0,01)2 s- Sk +-- r

Unter der Annahme, daß die Streuung der Fehler der Normalverteilung folgt und systematische Fehler ausgeschlossen werden können, entspricht das oben errechnete Fehlerintervall einer Wahrscheinlichkeit von 68,14 % (i: Is; la-Angabe). Eine Erweiterung des Fehlerintervalls auf das Zweifache erhöht dessen Wahrscheinlichkeit auf 95,44 % (2 a-Angabe) (s. z. B. SCHÖNWIESE1985).

In der vorliegenden Arbeit gilt für alle Altersangaben: Alter i: 2s. Dies entspricht einer 2 a-Wahrscheinlichkeit des Fehlerintervalls.

III.3.4 Berechnung des prozentualen Anteils detritischer Hellglimmer in den Mineralfeinfraktionen Zur Berechnung des Anteils detritischer Hellglimmer in diagenetisch geprägten Proben bedarf es als Voraussetzung der Kenntnis des KlAr-Alters der detritischen Hellglimmer und des KlAr-Alters der Überprägung. Bei detritus- belasteten Proben werden die KlAr-Altersdaten der <0,2~m-Fraktion als Zeitpunkt des authigenen Neuwachstums der Illite interpretiert. Dies geschieht unter der Voraussetzung, daß keine bzw. vernachlässigbar wenig ererbte detritische Komponente in dieser Fraktion vorliegt. Die Alter der detritischen Bestandteile ergeben sich aus der Datierung der groben, detritischen Hellglimmer in den zugehörigen Sedimenten. Dabei ist eine weitere Voraus- setzung, daß die groben detritischen Hellglimmer das gleiche KlAr-Alter wie die feinen Glimmerpartikel in den Feinfraktionen besitzen, was in den seltensten Fällen gewährleistet ist. Somit sind alle prozentualen Angaben des Detritusanteils Minimalwerte.

Unter den genannten Bedingungen kann für die Mischungsalter der prozentuale detritische Anteil berechnet werden. Dafür wird die im Kap. 3.3.1 hergeleitete Altersgleichung etwas modifiziert. Daraus ergibt sich, daß die Alters- erhöhung in keiner linearen Abhängigkeit zum prozentualen detritischen Anteil steht. 38

Formel für die Mischalter von detritischen Muskoviten und authigenen Neubildungen:

16 UfAr : Umrechnungsfaktor für 40Ar* von nl/g in Atome 40Ar*: 1,49301 * 10 • 13 UfK: Umrechnungsfaktor für Gew.-% iKzOin Atome 40K:2,688 * 10 • KzO(D): KzO-Gehalt der detritischen Hellglimmer in Gew.-%. KzO(N): KzO-Gehalt der authigenen Feinfraktion «0,2JlII1) in Gew.-%. 4°Ar*(D): 40Ar*-Gehalt der detritischen He1Iglimmer in nl/g. 4OAr*(N): 40Ar*-Gehalt der authigenen FeiJfraktion «0,2JlII1) in nl/g.

Age,: Zerfallskonstante für den Gesamtzerfall des 4OK:5,543* 10,10. A..:: Zerfallskonstante für den Zerfall von 40Kzu 4OAr:5,810* 10,11.

IV VORAUSSETZUNGEN FÜR DIE INTERPRETATION VON KlAR-DATIERUNGEN IV.1 IsotopeJgeolOgiSche Untersuchungen

Die Datierung von Mineralfeinfraktionen «21l~, <0,2Ilm) mit Hilfe der KlAr-Altersbestimmung bietet die Möglichkeit, prograd schwachmetamorphe Proze~se zeitlich einzuordnen. Grundlage hierfür ist die Neusprossung I von Phyllosilikaten (z.B. authigene IIlite) und d,ie überwiegende Anreicherung der Mineralneubildungen in der Tonfraktion (s. DUNOYERDESEGONZAC1970) während schwachmetamorpher Vorgänge. Bei den KlAr-Altersbestimmungen an Mineralfeinfraktionen von sehr schwach- bis schwachmetamorphen Sediment- gesteinen spielt die Auswahl der Proben eine erh6bliche Rolle. Im Arbeitsgebiet wurden Metapelite bevorzugt, um in Verbindung mit Illitkristallinitätsmessungen uJd Polytypie-Bestimmungen gewährleisten zu können, daß deren Hellglimmerbestand in überwiegendem Maße synkinematisch durch authigene Neubildung während der Meta- morphose entstanden ist (u.a. AHRENDTet al. 1~78, 1991, HUNZlKERet al. 1986, LEE et al. 1989, GIRARD & BARNES1995, SCHALTEGGERetal. 1995). Dadurch soll eine eventuelle Beeinflussung der Metamorphosealter durch detritischen Altbestand minimiert werden. I .. Die Datierung dieser Hellglimmer soll deren Bildungsalter und somit den Zeitpunkt der tektonometamorphen Uber- prägung bestimmen. I Ein womöglich anteilig auftretender Altbestand an detritischen Hellglimmern führt zu der Diskussion, ob die Altersdaten der Mineralfeinfraktionen sogenannte "Mischungsalter" repräsentieren oder ein Einfluß durch den detritischen Altbestand auszuschließen ist. I Eine entscheidende Rolle bei der Beurteilung dieser Diskussion spielt die Temperatur zum Höhepunkt der Metamorphose. Diese steuert einerseits die Neusprossung von Illit und dessen Umwandlung zu Muskovit und kann andererseits durch Übersteigen der Schließung~temperatur der detritischen Hellglimmer diese in ihrem Alter zurückstellen. I Die Ansichten, bei welcher Temperatur sich das KlAr-System der Hellglimmer öffnet "bzw. schließt, gehen nicht unerheblich auseinander. Nach PURDY & JÄGER (1976) liegt bei einem retrograden Temperaturverlauf die Schließungstemperatur für Muskovite bei 350:!: 50 oe. HUNZlKERet al. (1986) geben hingegen für die pro grade Überprägung von Hellglimmern in der <211m-Fraktion eine Öffnung des KlAr-Systems bei Temperaturen von bereits 260 :!:30 oe an. Diese Temperaturabschätzungenl sind mitentscheidend für die Beurteilung und Interpretation der Altersdaten der Mineralfeinfraktionen. Als Interpretationskriterium für die Mineralfeinfraktionsdaten sind somit die Überprägungstemperaturen, bei denen sich die Hellglimmer authigen bildeten, von maßgeblicher Bedeutung. In Abhängigkeit von diesen Temperaturen müssen die KlAr-Altersdaten für die Feinfraktibnen auf verschiedene Weise ausgelegt werden. Übersteigt die Metamorphosetemperatur deutlich die Schließurigstemperatur der Hellglimmer, so müssen die KlAr-Alter der Mineralfeinfraktionen als Abkühlungsalter angdehen werden. Gleichzeitig verlieren die in den Feinfraktionen ",",ue11 vo,h••deuen dettiti"hen Hellglimm«j""h die" hoehtem"«i«" Übe'l"ägung ih" au' ih"m Lief,,- 39 gebiet ererbte Altersinformation. Die Altersdaten der datierten Mineralfeinfraktionen «211m) setzten sich demnach aus den Abkühlungsaltern der Feinfraktionen und den Altern der unterhalb der Schließungstemperatur spät- metamorph gebildeten Feinstfraktionen zusammen. Damit werden sie als Metamorphosealter interpretiert, die das MinimalaIter für den Höhepunkt der Metamorphose datieren. Wird die Schließungstemperatur der Hellglimmer nicht überschritten, so geben die synkinematisch rekristallisierten bzw. authigen gebildeten Hellglimmer in den Feinfraktionen das Deformations-/Kristallisationsalter an. In diesem Fall hätten die ggf. vorhandenen detritischen Hellglimmer allerdings noch ihre Altersinformation aus ihrem Liefer- gebiet bewahrt und könnten Einfluß auf das Metamorphosealter der Mineralfeinfraktion nehmen. Aufgrund dieser nicht ganz auszuschließenden ererbten Komponente der detritischen Hellglimmer dürften die KlAr-Alter der Mineralfeinfraktionen «21lill) als Maximalalter für den Höhepunkt der Metamorphose angesehen werden. Weiterhin gilt es, bei der Interpretation von KlAr-Mineralfeinfraktionsaltern zu beachten, daß relevante Aussagen auf jeweils eine Korngrößenklasse «21lill,

Hohe anchi- bis epizonale Metamorphose: Bei einer hohen anchi- bis epizonalen Metamorphose würden die feinsten, zuletzt gebildeten Illite «O,2Ilm- Fraktion) dementsprechend den Ausklang der Metamorphose datieren und somit das Minimalalter für die metamorphe Überprägung bestimmen (LEE et al. 1989). Die dazugehörige <211m-Fraktion enthielte dagegen den Großteil der während des Verlaufs der Metamorphose neugebildeten Illite. Somit wäre die <211m-Fraktion ein Minimalalter für den Höhepunkt der metamorphen Überprägung. Damit gäben die KlAr-Alter der <211m-Fraktion ein von der Korngrößenverteilung abhängiges Mischungsalter der Unterfraktionen an. Eine eventuell auftretende detritische Komponente wäre nach HUNZlKERet al. (1986) in ihrem Alter zurückgestellt und somit zu vernach- lässigen.

Kurzzeitige Überprägung diagenetischer Intensität: Eine relativ kurzzeitige Überprägung mit diagenetischer Intensität hätte zur Folge, daß feinste und gröbere Illit- neubildungen annähernd das gleiche Alter aufweisen würden (LEE et al. 1989). Der relative Anteil der Illit- neubildungen in der

Langzeitige Überprägung diagenetischer Intensität: Bei einer lang anhaltenden Überprägung mit diagenetischer Intensität wären die spätdiagenetischen Neubildungen in der

Die Schlußfolgerung aus diesen O.g. theoretischen Überlegungen ergibt, daß der Zeitpunkt einer diagenetischen bis schwach anchizonalen Überprägung am ehesten durch die KlAr-Altersbestimmungen der Fraktion <0,2 11m, hingegen das Alter einer relativ höheren Metamorphose durch die Datierung der <211m-Fraktion bestimmt wird. Es soll jedoch daraufhingewiesen werden, daß die mit der Angabe der Metamorphosegrade verbundenen Druck- und Temperaturbedingungen an dieser Stelle nicht als absolut angesehen werden dürfen. 40

Das oben vorgestellte Interpretationsschema greift unter der Voraussetzung eines ein mal i gen Überprä- gungsvorganges. Entscheidend komplexer witd die Interpretation der KlAr-Mineralfeinfraktionsdaten bei m ehr f ach e rÜberprägung. In bezug auf deh Einfluß des detritischen Altbestands sind die Betrachtungen die- selben wie bei einer einmaligen Überprägung. Allerdings können mit späteren Überprägungen bzw. thermischen Ereignissen zusätzliche authigene Illit-Generatidnen auftreten, die das "tatsächliche" Alter der ersten tektonometamorphen Überprägung verjüngen. Auch bei behrfacher Überprägung spielen die Temperaturen der einzelnen thermischen Ereignisse die maßgebliche Rolle. Wurde die erste Illit-Generation unter den maximalen Temperatur- bedingungen gebildet und die späteren Illit-Geneiationen unter deutlich niedrigeren Temperaturen, so kann der Fall eintreten, daß sich eine deutliche Verjüngung der kO,2flm-Fraktion abzeichnet, während in der <2flm-Fraktion keine bemerkenswerte Änderung erfolgt. Vorausgesetztlder relative Anteil der <0,2flm-Fraktion in der <2flm-Fraktion ist entsprechend gering. Das liegt höchstwahrscheinlich am Zusammenspiel der niedrigeren Schließungstemperatur der kleineren Korngrößen, der Verfügung von nur sehr kleinen Porenräumen und dem relativ hohen Anteil der zuletzt gebildeten Feinstpartikel in der <0,2fJffi-Fraktion.1 Wurde die erste Illit-Generation unter Bedingungen gebildet, die niedriger temperiert waren als die nachfolgenden thermischen Ereignisse, so kann bei ausreichertder Temperaturdifferenz die Altersinformation der ersten Illit- Generation zurückgestellt werden. Unterscheideh sich die Bildungstemperaturen der verschiedenen Illit-Genera- tionen nicht bzw. unwesentlich voneinander, so dnn es zu einer partiellen Rückstellung bzw. zu einer Mischung der IlIit-Generationen kommen. I Um Hinweise auf eventuelle spätere thermische Ereignisse zu bekommen und somit Aussagen über Mischungen verschiedener Illit-Generationen sowie den Einfluß detritischen Altbestands machen zu können, werden die Illit- I Polytypen (s. Kap. 5.2) der einzelnen Proben bestimmt und grob quantifiziert. Aus der Verbindung von Polytypen- Bestimmung, der regionalen KlAr-Altersverteil'ung der Mineralfeinfraktionsdaten und der Illit-Kristallinitäts- bestimmung können Altersdaten von Mineralfeinfraktionen umfassender interpretiert werden als bisher. I Grundlage für die Datierung von Glimmern aus Kristallingesteinen ist das im wesentlichen von ARMSTRONGet al. (1966), JÄGERet al. (1967), JÄGER(1973), PURD~ & JÄGER(1976) und WAGNERet al. (1977) entwickelte Konzept der Schließungstemperaturen und Abkühlalter. Dieses Konzept beinhaltet, daß die Elementdiffusion aus einem I Mineral heraus nach Unterschreiten der sog. Schließungstemperatur zum erliegen kommt und die Minerale dann ein geschlossenes Isotopensystem darstellen. Dabeil liegen die Schließungstemperaturen teilweise weit unter den Kristallisationstemperaturen. Dies bedingt die Dbutung von Mineralaltern aus Kristallingesteinen als Abkühlalter. Bei der Anwendung der KlAr-Methode können riach PURDY& JÄGER (1976) folgende Schließungstemperaturen angegeben werden: I Mineral Schließungstemperatur I Muskovit 350:t 50°C I Biotit 300:t 50°C I Autoren wie STEIGER(1964, 1983), STEIGER& BUCHER(1978), DEUTSCH& STEIGER(1983) deuten die Alter von kristallinen Glimmern jedoch nicht als Abkühl~lter, sondern schen sie als Kristallisations- bzw. Rekristallisa- tionszeitpunkte (Höhepunkte der Metamorphose) kn. Die Datierung von detritischen Glimmern aus Se1imentgesteinen läßt nach HORSTMANNet al. (1990) und WELZEL (1991) Rückschlüsse auf potentielle Liefergebi~te zu und kann eine Rekonstruktion der tektonometamorphen Einheiten des Liefergebietes ermöglichen. I Grundlage für die Datierung von detritischen Mineralen ist, daß einige Mineralarten ihr im Liefergebiet erworbenes, geochronologisches Alter auch bei Transport, verw l itterungseinflüssen und Diageneseprozessen konservieren. Durch Untersuchungen von FITCHet al. (1966), WILSON(1975),l CLAUER(1981) und WELZEL(1991) zeigte sich, daß Hell- glimmer aufgrund ihrer hohen Verwitterungsresistenz am besten für die Datierung von Detritusmineralen geeignet sind. So sind z. B. Verwitterungserscheinungen :bei"Muskoviten auf deren Randbereiche beschränkt und können leicht präparativ entfernt werden. Eine weitere Gr~ndvoraussetzung für die Datierung von Detritusmineralen ist, daß es zu keiner Öffnung des Isotopensystems (hier KlAr) nach der Erosion im Liefergebiet gekommen ist. Dies betrifft insbesondere (neben Transport usw. s.o.) eine spätere postsedimentäre, metamorphe Überprägung. Nach WELZEL (1991) kann zumindest bei einer postsedimentären Überprägung, welche das Diagenesestadium nicht überschritten hat, die Störung des KlAr-Systems für Muskdvite (= Öffnung des Isotopensystems) ausgeschlossen werden. I Weiterhin sind nach WELZEL (1991) und NATHUSIUS(1992) KlAr-Datierungen detritischer Hellglimmer auch innerhalb verschiedener Korngrößenklassen vergl~ichbar. 41

IV.2 Schematisierter Zusammenhang von Hellglimmer-Polytypie und KIAr-Altersdaten Zur Interpretation der Polytypie-Bestimmungen bedarf es einiger grundsätzlicher Betrachtungen und Angaben über die Entwicklung, die Bildungsbedingungen und das isotopengeologische Verhalten von Illiten. Wie bereits in den Kapiteln 3.2.2 und 3.2.3 beschrieben hängt der Ordnungsgrad des Illit-Kristallgitters direkt mit den herrschenden Temperaturbedingungen zusammen (ARKAI& TOTH 1983). Mit zunehmender Temperatur baut sich das Kristall- gitter geordneter und verzerrungsfreier auf, und daraus resultiert der temperaturabhängige Übergang von unge- ordneten 1Md Illiten über 1M- zu den geordneten 2M,-Illiten. Von entscheidender Bedeutung für die Interpretation sind die Bildungstemperaturen des 2M,-Illit-Polytyps. Es wird allgemein davon ausgegangen, daß sich der 2M,-Illit erst ab anchizonalen Bedingungen (> 200°C) bildet und die vollständige Umwandlung aller Illite zum 2M,-Polytyp ab der Grenze Anchi-/Epizone (- 300 0C) vollzogen ist (s. FREY 1987, WEMMER1988). Während sich auf dem prograden Pfad der metamorphen Überprägung die Kristallgitter der Illite zunehmend ordnen, muß davon ausgegangen werden, daß mit dem Ausklingen der Metamorphose die feinsten Illitpartikel als letzte gebildet werden (LEE et al. 1989, AHRENDTet al. 1991) und diese aufgrund der niedrigeren Bildungs- temperaturen als 1M- oder 1Md-Illite auftreten. Mit dem Hintergrund, daß die Illit-Polytypie-Bestimmungen als begleitende Untersuchungen zur KlAr-Alters- datierung von Mineralfeinfraktionen durchgeführt wurden, sollen im Folgenden die Zusammenhänge zwischen der KlAr-Altersbestimmung und den einzelnen Illit-Polytypen mit Berücksichtigung verschiedener Überprägungs- intensitäten dargestellt werden. Bei der KlAr-Altersdatierung von Mineralfeinfraktionen sehr schwach metamorpher Sedimente ist die Beurteilung ob und inwieweit detritischer Hellglimmerbestand in den Feinfraktionen vorhanden ist, für die Interpretation der Altersdaten von maßgeblicher Bedeutung (s. Kap. 4.1). Erst ab einer Metamorphosetemperatur von 260 :t 30 oe sollen nach HUNZIKERet al. (1986) die Muskovite der <2I..lm-Fraktion ihr KlAr-System öffnen und somit ihre ererbte Altersinformation komplett verlieren. Unterhalb dieser Metamorphosetemperaturen würde detritischer Altbestand die Feinfraktionsalter zu alten Altersdaten hin verfaIschen. Zur Abschätzung der detritischen Hellglimmeranteile soll die Polytypie-Bestimmung herangezogen werden.

In Abhängigkeit von der Überprägungsintensität sollen nachfolgend die Zusammenhänge zwischen den Illit-Poly- typen und deren Altersinformationen innerhalb der Mineralfeinfraktionen diskutiert werden. Epizonale Überprägung (> 300° C): Detritische 2M,-Illite sollten ihre ererbte Altersinformation auf den Zeitpunkt der Metamorphose zurückgestellt haben. Alle prograd authigen gebildeten Illite sollten sich komplett zu

2M1-Illiten entwickelt haben und somit ebenfalls den Zeitpunkt der Metamorphose datieren. Auftretende 1M- bzw. 1Md-Illite müssen demzufolge auf dem retrograden Pfad, also mit abnehmender Temperatur gebildet worden sein und/oder durch ein späteres thermisches Ereignis.

Anchizonale Überprägung (-200-300° C): Die Beurteilung der Altersinformation der detritischen 2M1-Illite ist im Bereich der Anchizone sehr kritisch, da die Rückstellung der ererbten Altersinformation aufgrund der Öffnung des KlAr-Systems gar nicht, partiell oder komplett stattgefunden haben kann. Die authigenen Illite sind teilweise zu 2M]-Illiten entwickelt, so daß die Anteile des 2M1-Polytys eine Mischung aus detritischen

und authigenen Illiten sein kann. Bei der anchizonalen Überprägung geben die authigenen 2M1- und lM- Illite bis zu 260° e den Peak der Metamorphose an. Oberhalb dieser Temperatur repräsentieren sie Minimalalter für den Höhepunkt der Überprägung. Die auftretenden lMd-Illite bildeten sich wiederum entweder beim Ausklingen der Metamorphose und/oder während eines späteren Wärmeereignisses.

Überprägung mit diagenetischer Intensität « 200° C): Detritische 2M,-Illite haben ihre ererbte Altersinformation konserviert. Authigene 2M,-Illite treten unter diagenetischen Bedingungen nicht auf. Die lM- und lMd- Illite geben bei einer einmaligen Überprägung das Durchschnittsalter für den Zeitraum der Illitbildung an, während ein weiteres sc h w ä c her e s Wärmeereignis nochmals zur späteren Bildung von lMd-Illiten führen würde.

Die O.g. drei Fallbeispiele sind idealisierte Modelle der Zusammenhänge zwischen Hellglimmer-Polytypie und Illit- Genese innerhalb der Mineralfeinfraktionen. Sie dienen zur Schematisierung der Interpretation. Die natürlich auftretenden Mischungen der einzelnen Polytypen sind in der Regel noch komplexer. 42

V VORSTELLUNG DER ERGEBNISSE V.I Ergebnisse der KlAr-Datilrungen und Dlitkristallinitätsbestimmungen

Für die Altersbestimmung von sehr schwach bisl schwach metamorphen Überprägungen wurden K/Ar-Datie- I ~~ngen an Hellglimmern in Mineralfeinfraktionen ~hauptsächlich Tonschiefer) durchgeführt. Zur Abschätzung des Uberprägungsgrades dienten IIIitkristallinitätsmessungen. Daneben wurden Polytypie-Bestimmungen der in den Feinfraktionen enthaltenen Hellglimmer durchgeführt, um Aussagen über ggf. vorhandene detritische Hellglimmer und/oder jüngere authigene IIIitgenerationen und de~en Einfluß auf die Altersbestimmungen treffen zu können. Für die Typisierung von Liefergebieten sind KlAr-Alter an detritischen Muskoviten aus sehr schwach- bis schwachmetamorphen Sedimenten (Grauwacken, S~ndsteinen) bestimmt worden. Zur Bestimmung der Abkühlalter von Kristallingesteinen erfolgten K/Ar-Datierung~n an Muskoviten und Biotiten. In der Abbildung 10 sind alle K/Ar-Altersdaten, ~t Ausnahme der Daten aus der Wippraer Zone, in ihrer regionalen Verteilung dargestellt. Die Altersdaten (ohrle Fehlerangaben) und IK-Werte aus dem Teilprofil durch die Wippraer Zone finden sich in schematischen Querptofilen in der Abbildung ll und 12.' I

I I

• - • -Nördliche Phyllitzone

il.I.ll.I.I.•. I.~j';';;. Begrenzung MKZ mit nördlicher - • und südlicher Phyllitzone

I~~~~jKyffhäuser bzw. Ruhlaer Kristallin

I:fffrl Kristallin ~~~~A;~::=8~)Grani10ide ';i' 3001290 <2~mI

Abb. 10: K/Ar-Altersdaten in ihrer regionalen verJilUng 43

NW K/Ar-Altersdaten [Ma] SE

0090/2 0090/3 0090/4 0090/1 0090/10 0090/8 0090/5 0090/60090n 0090/9 0092/12

<2~m

< 0,2 ~m

CD bis CD

Franzke et al. (1990) 5 km

Abb. 11: KJAr-Altersdaten der <2Ilm- und

NW IIlitkristaliinitäten [°2 Theta] SE

0090/2 0090/3 0090/4 0090/1 0090/10 0090/8 0090/5 0090/6 0090f7 0090/9 0092/12

<2 ~m

<0,2 ~m

Übergang Diagenese- Anchizone: 0,400- 0,600 [°2 Theta]

Grenze Anchizone/ Epizone: 0,240:l:: 0,010 5km [°2 Theta] Franzke et al. (1990)

Abb. 12: l1litkristallinitätswerte der <2Ilm- und

I - Begrenzung Mitteldeutsche Kristallinzone (MKZ) Illitkristallinitätswerte [°2 Theta]

Begrenzung MKZ mit nördlicher I 0,275/0,360 : <21Jm!<0,2IJm und südlicher Phyllitzone Granitoide Grenze Epizone/Anchizone : 0,240 +/' 0,010'2 Theta ~t~~~t~Kyffhäuser bzw. Ruhlaer Kristallin 1 Brocken Grenzbereich Anchizone/Diagenese: 600-400 '2 Theta •• Epizone 2 Ramberg H~:::::::::::~:::l Kristallin • hohe Anchizone 3 Pretzsch o Anchizone ÜbergangsbereichDiagenese/Anchizone Granitoide 4 Prettin

Probenpunkte 5 Delitzsch

Abb. 13: IIIitkristallinitätsdaten in ihrer regionalen terteilung

In Tabelle 5 im Anhang sind die röntgendiffraktoLetrisCh ermittelten Mineralbestände der zur Hellglimmer-Poly- typie ausgewählten Proben aufgelistet. 45

Aus Gründen der Übersichtlichkeit des nachfolgenden Diskussions- und Interpretations-Kapitels werden die Ergebnisse der Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie vorab komprimiert dargestellt.

V.2 ~rgebnisse der Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie an Feinfraktionen Die Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie sollte als weiterer Parameter zur Diskussion und Interpretation der KJAr-Altersdaten der Mineralfeinfraktionen dienen. Diese Untersuchungen wurden durchgeführt, um ggf. vorhandene detritische Hellglimmer in den Feinfraktionen zu identifizieren oder aber verschiedene authigen gebildete IIIit- generationen aufzulösen. Zur Präparation, Analytik und Interpretation der Röntgen-Plots der nicht texturierten Mineralfeinfraktionspräparate siehe die Kap. III.IA bzw. III.2.3. Da es sich bei den untersuchten Feinfraktionsproben ausschließlich um Mineralmischungen handelt, werden zum Vergleich in der Abbildung 14 kalkulierte, ideale Röntgen-Plots der drei Endglieder der IIIit-Polytypen dargestellt. Dabei handelt es sich bei dem hier als IM-Polytyp ausgewiesenen Plot um die Kalkulation eines 1M tv (trans- vacant) IIIits. Der dargestellte 1Md-IIIit ist 60% cv (cis-vacant), 40% tv, mit einer Fraktion der 0°-Rotation (Po) von 0,6 und einer Fraktion der 60°-, 180°- und 300°-Rotation (P 60) von ebenfalls 0,6 (GRATHOFF& MOORE 1996). In der Abbildung 14 sind die Basisreflexe sowie der für die Abschätzung der Nichttexturierung wichtige (s. Kap. III.2.3) 020-Reflex der IIIite indiziert. Die kursiv gedruckten Zahlen geben die d-Werte der spezifischen IIIit- Peaklagen der Polytypen in A an (GRATHOFF&MOORE 1996). Die Abbildungen 15 bis 41 zeigen die Röntgen-Plots (16-44° 28) der im Kap. VI.1 diskutierten Proben mit Kenn- zeichnung der spezifischen Peaks der einzelnen Hellglimmer-Polytypen sowie der interferierenden Peaks anderer Gemengteile. Zusätzlich ist die relative Häufigkeit der einzelnen Hellglimmer-Polytypen ausgewiesen.

Der Aufbau der nachfolgenden Röntgen-Plots (Abb. 15-41) erklärt sich folgendermaßen:

x104 uthologie Probenname 1.20 IObe~egendI KlAr-A1terswert 1.08 Stratigraphie IlIitkristailinitätswert 1~~~nMl 0.96 0.84 B 0.72

0.60

0.48

0.36

0.24

0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 °28

Die IIIit-Polytypen bzw. der Mineralbestand sind wie folgt gekennzeichnet bzw. abgekürzt:

spezifische Peaks des 2M1-Polytyps spezifische Peaks des 1M-Polytyps

Ab: Albit ChI: Chlorit F: Alkalifeldspat Hm: Hämatit Q:Quarz 46

020 I OM

~ I1 11 003 I

'1 ~rI13,202,98 .11 0021 \ 374' II! ' I vJ\AJV lNLvJL iI, I ~U\JDI I,, i IJUI', I', I I' 'I' I',,I 16 20 24 28 32 36 40 44 o 2-Theta

020

3,65 OM 1I j 3,07

I! ~ il 003 I~ .1" 'I I,\ :11 !i i! Ii I 002 II/i:I'I 11 1\ !',' i I I, I. II! \ I \ Pi I\ ~A -JlJ V V\J ~)\~)JUV V~V\J~~~ I',,I'I I i 'I' I I i 'I' i I',,I 16 20 24 28 32 36 40 44 o 2-Theta

020 OM

I 003 I ~

002

UI ~~ J, I I I i i I I I I i I I I i I I i I I i i I 16 20 24 28 32 36 40 44 o 2-Theta

Abb. 14: Kalkulierte Röntgen-Plots der drei Endglieder der lllit-Polytypen (genaue Angaben s. Text), mit Indizierung der Basis- sowie der OZO-Reflexe. Kursiv: d-Werte der spezifischen lllit-P6aklagen nach GRATIlOFF & MOORE (1996). 4 4 xlO Olisthostrom-Matrix 95-23

0.84 0.84 ~ ~ 0.72 0.72

0.60 0.60

0.48 ChI 0.48 Chi , F , 0.36 0.36

0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 15: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe 00 95-23

0.84 0.84 ~ ~ 0.72 0.72

0.60 0.60

0.48 0.48 Hm Hm

0.36 Q 0.36

0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 17: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 94-15 <2llm Abb. 18: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 94-15

0.84 a 0.B4 ~ ~ 0.72 0.72

0.60 0.60 Chi 0.48 , , 0.48 , 0.36 a , 0.36 ,

0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 19: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie dernn Probe95-18 <2llm Abb. 20: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie dernn Probe95-21 <2llm aus der Hmzgeröder Faltenzone aus der Hmzgeröder Faltenzone.

Olisthostrom-Matrix DD 95-23 <2~m 335Ma cd 1. 08 0,340° 2 Theta

0.96

0.84

0.72

0.60

0.48

0.36

0.24

0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 21: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie dernn Probe95-23 <2llm aus der Hmzgeröder Faltenzone. 4 4 x10 Melange DD 95-25 <2~m xl0 Rotschiefer DD 95-29 <2~m 1.20 2M 1.20 341 Ma 1 1/ 356Ma ~ do 11 1.0B Givet-do I 0 1.08 0,330 2 Theta 0 d I 0,375 2 Theta [1M 12M1 I 0.96 0.96

0.B4 ~ 0.84 ~ 0.72 0.72

Hm 0.60 0.60 Ab Q , 0.4B 0.48 Hm

0.36 0.36

0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 22: Bestimmung der Hcllglimmer-Polytypic der Probe DD 95-25 <2lJm Abb. 23: Bestimmung der Hcllglimmer-Polytypic der Probe DD 95-29 <2lJm aus der Slldharzdcckc. aus der SUdharzdcckc. .j:>. \0 4 Xl0 Melange DD 95-25

0.B4 0.84 ~ ~ 0.72 0.72

0.60 0.60

ChI 0.48 , 0.48 0.36 0.36 Hm , 0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 24: Bestimmung der Hcllglimmer-Polytypic der Probe DD 95-25 <1l,21Jm Abb. 25: Bestimmung der Hcllglimmer-Polytypic der Probe DD 95-29 <1l,2IJm aus der Südharzdeckc. aus der Südharzdcckc. x104 mylonit. Gestein DD92-2 <2lJm xl04 mylonit Gestein DD 92-2

0.84 0.84 ~ ~ 0.72 0.72 0.60 ,1>b 0.60 0.48 0.48 1>b, 0.36 0.36

0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 26: Bestimmung der Hellglimmc:r-Polytypie der Probe DD 92-2 <2JJm Abb. 27: Bestimmung der Hellglimmc:r-Polytypie der Probe DD 92-2

0.84 0.84 1>b ~ , Q ~ 0.72 0.72

0.60 0.60

0.48 0.48

0.36 0.36

0.24 0.24

0.12 ~ 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 28: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 92-6 <2llm Abb. 29: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 92-7 <2llm aus der Tanner Zone. aus der Blankenburger Zone. 4 4 xl0 Tonschiefer DD 94-1 <2~m Xl0 Tonschiefer DD 94-4 <2~m 1.20 2M 1.20 339Ma ~11Md11 , 328Ma Q_~dJ 1.08 Eitel 1.08 Eitel 0,250° 2 Theta 0,315° 2 Theta \2M1 0.96 !~ 0.96 1

0.84 0.84 ~ 0.72 I 0.72 0.60 0.60

0.48 0.48

0.36 0.36

0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 30: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 94-1 <2llm Abb. 31: Bestimmung der Hellgllmmer-Polytypie der Probe DD 94-4 <2Ilm aus dem OberlJarzerDevonsattel. aus dem OberlJarzerDevonsattel.

4 4 x10 Tonschiefer DD 94-5 <2~m x10 sill Sandstein DD 94-13 <2~m 1.20 1M 1.20 1M d 1 d 335Ma I 309Ma 1 I 1.08 dOla-ß 1.08 du/dm 0,405° 2 Theta 2M 0,350° 2 Theta 0.96 1 0.96 1 I 12M11~

0.84 0.84 ~ 0.72 0.72

0.60 0.60

0.48 0.48

0.36 0.36

0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 32: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 94-5 <2llm Abb. 33: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 94-13 <2llm aus dem OberlJarzerDevonsattel. aus dem OberlJarzerDevonsattel. 4 4 xl0 xl0 Tuffit EBR1 <2lJm 1.20 Tonschiefer DD ~1

0.84 0.84 2M 1 11 ~ 0.72 ! 0.72

0.60 0.60

0.48 0.48

0.36 0.36

Chi 0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 34: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe EBR 1 <2J,lm Abb. 35: Bestimmung der Hellglimmcr-Polytypie der Probe DD 94-1

0.84 0.84 ~ 0.72 0.72

0.60 0.60

0.48 0.48

Chi 0.36 , 0.36 0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 36: Bestimmung der Hellglimmcr-Polytypie der Probe DD 94-4

0.84 0.84 ~ ~ 0.72 0.72 0.60 0.60 1lJ, ChI 0.48 0.48 , ChI, 0.36 0.36

0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 38: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 94-6 <2ILm Abb. 39: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DDB 3 <2llm aus der Clausthaler Faltcnzone. aus der Phyllitzone von R08lau.

X104 Musk. (Serizit)-Quarzit 4 1.20 DD 94-18<2~m Xl0 1.20 phyllit. Tonschiefer DD 94-20 <2~m 280Ma 11Md I 1.08 Kambrium? 316 Ma unl Ordovizium 0,235° 2 Theta 1.08 0.96 12M11~ 0,150° 2 Theta 0.96

0.84 0.84

0.72 0.72 0.60 0.60 , , Chi Q 0.48 0.48 , , Q F , 0.36 0.36 Chi " 0.24 0.24

0.12 0.12

15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0 15.0 20.0 25.0 30.0 35.0 40.0 45.0

Abb. 40: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 94-18 <2llm Abb. 41: Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DD 94-20 <2llm aus dem Schiefermantel des Sächsischen Granulitmassivs. aus dem Schiefermantel des SächiisChen Granulitmassivs. 54

VI DISKUSSION UND INTERPRETATION DER ERGEBNISSE I Die beiden im Rahmen dieser Arbeit bearbeiteten Profile, die über den Grenzbereich Rhenoherzynikum- Saxothuringikum (bzw. E-Avalonia/Armorika) vbrlaufen, werden bei der Vorstellung der Ergebnisse sowie der Diskussion der Daten separat behandelt. Das begAindet sich darin, daß von den projektierten Profilen I (Oberharz- Sächsisches Granulitmassiv) und II (Fiechtingen-Roßlauer-Scholle - Sächsisches Granulitmassiv) jeweils nur Teile I beprobt und bearbeitet werden konnten (vgl. Abb. 3). Der Teil des Profils I umfaßt mit dem Harz, der Wippraer Zone und dem Kyffhäuser Kristallin das rheno~erzynische, Vorland, die NPZ und die MKZ. Der zum Profil II gehörige Abschnitt verläuft von der Pakendorfer Zone über das Dessauer Kristallin, das Saxothuringische Becken bis ins Sächsische Granulitmassiv. Damit stellt es 11die Verlängerung des Teilprofils I nach Südosten ausgehend von der NPZ über die MKZ ins Saxothuringikum dar. Neben der vorerst separaten Diskussion der beiden Teilprofile werden auch die gewonnenen KlAr-Altersdaten der Mi"",tifci"fr,ktio"e". de, dettitischc" Moskovite iU"dd" Glimme, aus Kdstalli"gestei"e" gctte"nt hetmchtcl

VI.1 KlAr-Datierungen, ßlitkristallinitäts. und Hellglimmer-Polytypiebestimmungen an Mirieralfeinfraktionen VI.I.I Profil I: Obbrharz - Sächsisches Granulitmassiv Alle 37 datierten Proben weisen, einem InterpreJationsschema von AHRENDTet al. (1991) folgend, aufgrund der Tatsache, daß alle KlAr-Mineralfeinfraktionsaltdr deutlich jünger sind als ihre Sedimentationsalter, eine post- sedimentäre, pro grade sehr schwach- bis schwachIhetamorphe Überprägung auf. Wie in Kap. IV.I beschrieben, muß mit Bezug a'uf die Intensität der Überprägung eine Aufteilung der Proben in zwei Gruppen erfolgen: . I.. I.) die Proben, die sich durch eine hohe anchi-/epizonale Uberprägung auszeichnen, die zur Folge hat, daß die Alter der <2J.lm-Fraktion in etwa dbn Zeitpunkt des Höhepunkts der Metamorphose repräsentieren. 2.) Die Proben, die "nur" diagenetisch/schwach anchizonal überprägt sind und aufgrund dessen die Alter der

Für den Harz beschrieben FRIEDELet al. (1995) LfgrUnd von Vitrinit-Reflexions- und Illitkristallinitätsmessungen zwei Metamorphosegradienten, die sich in einer Zunahme der Metamorphosetemperaturen nach NE und SE äußern. Von diesen generellen Gradienten weichen diel Temperaturen innerhalb der Struktureinheiten des Oberharzer Devonsattels und der Südharz-Selke-Decke ab. Während der Oberharzer Devonsattel höhere Metamorphosebedin- gungen als seine Peripherie anzeigt, tendieren di6 Daten der Südharz-Selke-Decke zu niedrigeren Metamorphose- bedingungen als die der sie umlagernden Struktufeinheiten. Diese Ergebnisse werden durch die im Rahmen dieser Arbeit durchgeführten Illitkristallinitätsbestimmudgen grundlegend bestätigt. So finden sich im östlichen Mittelharz und Unterharz überwiegend anchi- bis epizonale B'edingungen, während im Oberharz, mit Ausnahme des Oberharzer Devonsattels, hauptsächlich diagenetisch geprägte Gesteine auftreten.

Wippraer Zone In der traditionell als epizonal (grünschieferfaziell) bezeichneten Wippraer Zone zeigen die IK-Werte der <211m- Fraktionen überwiegend hohe anchizonale Bedingungen an (vgl. Abb. 12). Lediglich die Proben DD 90/8 (untere Anchizone) und DD 92/12 (Epizone) weichen von dieser einheitlichen Bestimmung ab. Die gemessenen Unter- fraktionen <0,2I1m-Fraktionen sind relativ angereichert an den mit Ausklang der Metamorphose zuletzt gebildeten kleinsten Phyllosilikaten (LEE et al. 1989). DiesJ werden hauptsächlich durch den IMd-Illitpolytyp repräsentiert. Zudem weisen sie einen relativ geringeren Anteil ~n eventuell auftretenden detritischen Hellglimmern als die <211m- Fraktionen auf, so daß aus diesen Gründen vergleichsweise höhere °28-Werte und damit schwächere Metamor- phosegrade durch die <0,2I1m-Fraktion angezeigtlwerden. Aufgrund der o.g. Illitkristallinitäten der <211m-Fraktion sowie Metamorphosegradbestimmungen anderer Autoren (s. FRANZKE 1969, KRAMM 1978, 1980, LÖFFLER& SCHWAB1981, SIEDEL& THEYE 1993) werden für die Wippraer Zone die KlAr-Altersdaten der <211m-Fraktion als Metamorphosealter diskutiert (s. Kap. IV.I). inwieweit die KlAr-Daten der <211m-Fraktion ein geologisch I relevantes Metamorphosealter repräsentieren hängt u.a. davon ab, ob und wie stark detritischer Altbestand die Altersdaten beeinflußt. 55

Gegen einen bedeutenden Einfluß einer ererbten detritischen Komponente spricht: Alle Altersdaten der Mineralfeinfraktionen liegen deutlich unterhalb des Sedimentationsalters. Die Altersdaten der <2J.lm-Fraktionen sind bis auf zwei Ausnahmen konstant um 30 Ma älter als die der <0,2J.lill-Fraktionen. Die zugehörigen IIlitkristallinitäten schwanken im Bereich von Anchizone bis Epizone ohne eine erkenn- bare Relation zu den entsprechenden Altersdaten. Es besteht demzufolge kein Zusammenhang zwischen IIlitkristallinität (IK) und Alter. Die hohen Temperaturen während der Metamorphose (300-350 _C) sollten nach HUNZlKERet aI. (1986) ausreichen, um das KlAr-System der detritischen Hellglimmer in den Feinfraktionen zu öffnen und deren ererbte Alters information zurückzustellen. Aus den O.g. Gründen werden die hier vorgestellten Altersdaten der <2J.lm-Fraktionen als Metamorphosealter interpretiert (vgI. Abb. 11). Die KlAr-Altersbestimmungen an Mineralfeinfraktionen von Metapeliten aus ordovizischen bis oberdevonisch-unterkarbonischen Gesteinsserien der Wippraer Zone belegen, daß die variszischen metamorphen Prozesse und die konvergente variszische Tektonik in der Zeitspanne zwischen 360 und 320 Ma stattgefunden hat (s. auch AHRENDTet aI. 1996). Die KlAr-Altersdaten der <2J.lm-Fraktion lassen deutlich ansteigende Metamorphosealter in den Serien 1-5 von 320 auf 351 Ma erkennen. Eine Ausnahme bildet die Probe DD 90/2 <2J.lm, die mit 360:t 7 Ma das älteste Meta- morphosealter aller beprobten Serien lieferte. Diese Feststellung stimmt mit der Beobachtung überein, daß die Serie I sich lithostratigraphisch in zwei Bereiche gliedern läßt, die folglich erst nach ihrer metamorphen Prägung in ihren heutigen Verband zusammengeführt wurden. Die Serie Ia setzt sich aus phyllitischen Schiefern und Sandsteinen vermutlich devonischen Alters (Probe DD 9012) zusammen, die Serie Ibaus Olisthostromen des Unterkarbons (Proben DD 90/3 und DD 90/4). Das bedeutet, daß unterschiedliche Metamorphosealter innerhalb dieser Serie möglich sind. Vom Trend der nach SE zunehmenden KlAr-Alter der Serien 1 bis 5 weichen die Alter der Serie 7 im südöstlichsten Teil des Wippraer Profils mit 330 :t 9 und 335 :t 7 Ma deutlich ab. Diese jungen Metamorphosealter koinzidieren mit dem jüngeren stratigraphischen Alter (Devon) der aus Metagrauwacken und Kieselschiefer bestehenden Phyllitserie 7. Aus Gesteinen der spätmitteldevonischen bis tiefoberdevonischen Metadiabase und Tuffe führenden Serie 6 konnten bisher keine verwertbaren Daten gewonnen werden. Somit bleibt die Frage offen, wo die tektonische Grenze zwischen den Serien 5 und 7 zu ziehen ist. Nach FRANZKE(1969) stehen die Serien 6 und 7 im stratigraphischen Verband, weshalb ihnen dieselbe Metamorphosegeschichte zugeordnet werden könnte. Dagegen sprechen die Ergebnisse der Druckbestimmungen innerhalb der Wippraer Zone von THEYE (1995), der einen "Drucksprung" von 1-2 kbar (Serie 6) auf 6-8 kbar (Serie 7) feststellte. Allerdings stammten die zur Ermittlung der Werte benutzten Minerale aus Segregationen, die nicht notwendigerweise bei der Regionalmetamorphose gebildet wurden (frdI. schriftI. Mitt. THEYE), so daß es zur Klärung dieser Frage noch weiterer Untersuchungen bedarf. In Anbetracht der über die Serien 1-5 zunehmenden Alter, der jüngeren Daten der Serie 7 und der Drucksprünge innerhalb der Wippraer Zone wird eine synchron verlaufende tektonometamorphe Entwicklung der einzelnen Serien ausgeschlossen. Vielmehr wird daraus eine postmetamorphe Stapelung der Serien der Wippraer Zone abgeleitet (s.a. MARHEINEet aI. 1995, THEYE 1995, AHRENDTet aI. 1996). Für die weitere Diskussion der Mineralfeinfraktionsdaten aus dem Bereich des Harzes werden die KlAr-Altersdaten und die IK-Werte zur besseren Übersicht nochmals vorab in den Abbildungen 42 bzw. 43 dargestellt. Ausschnitts- karten der Abb. 42 schließen sich an geeigneter Stelle mit Probennamen und KlAr-Altern an (Abb. 44: Unterharz; Abb. 45: Mittelharz; Abb. 46: Oberharz).

Harzgeröder Zone In der sich nordwestlich an die Wippraer Zone anschließenden Harzgeröder Zone zeichnen sich aufgrund von IK- Werten der <2J.lm-Fraktionen Metamorphosebedingungen der oberen Anchizone ab. Demzufolge richtet sich die Betrachtung hauptsächlich auf die KlAr-Altersdaten der <2J.lill-Fraktionen. Mit Ausnahme der Probe DD 95/18 (305:t 6Ma) ist die Konsistenz der Altersdaten der übrigen fünf Proben (DD 92/1, DD 95/17, DD 95/21, DD 95/22, DD 95/23) mit 335.328 Ma, d.h. innerhalb des angegeben 20"-Fehler- bereichs, auffallend. Hierdurch zeigt sich die Unabhängigkeit der Altersdaten von der Stratigraphie der Gesteine. Die lokal und stratigraphisch benachbarten Proben DD 95/21 (höchstes Silur) und DD 95/22 (tiefstes 56

309/286 4140 '309/282

4350

Granitoide

I%~::a Kristallin 2 Ramberg

Altersdaten in Ma (ohne Fehlerangabe)

1300/290 I < 2 IJI'TlI < 0,21J1'Tl I$~'M] Abkühlaller Muskovit I 1335 D I Detritus (Muskovit) IMiJillkj Abkühlalter Blotil

Überprägungsgrad: .• Epizone • ~ohe Anchizone I DAnchizone • Ubergang Diagenese.Anchizone I

Abb, 42: K1Ar-Altersdaten im Bereich des Harzesl

Devon) sowie die Proben DD 92/1, DD 95/17 uL DD 95/23 der unterkarbonischen Olisthostrommatrix fallen in dieselbe Altersgruppe. Diese Tatsache läßt den Einfluß des detritischen Altbestandes auf die Altersdaten der <2flm- Fraktion unwahrscheinlich erscheinen. I Daraus folgt weiterhin, daß im Bereich der Harzgeröder Zone die metamorphe Überprägung zur Zeit des mittleren bis hohen Vise (335-328 Ma) (AGSO ~996, MENNINGet al. 1996) stattfand. Der Ausklang bzw. die Endphase dieses thermislhen Ereignisses wird durch die Altersdaten der <0,2flm-Fraktion datiert, in der die spätmetamorph, authigen gebildeten IIIite angereichert sind. Die Alter der <0,2flm-Fraktionen I liegen wiederum mit Ausnahme der Probe DD 9~/18 (272:!: 6 Ma) im Bereich von 316-302 Ma. Der Vergleich der Hellglimmer-Polytypie der <0,2flm-Fraktionen der, Proben DD 95/21 (313:!: 7 Ma) und DD 95/23 (302:!: 6 Ma) zeigt einen relativ erhöhten Anteil von IMd- und IM-IIIiten in der Probe DD 95/23 (s. Kap. V.2 Abb. 15 u. 16) Letztere gibt mit 302 :!:6 Ma das jüngste Alter dieser Fraktion (DD 95/18 ausgenommen) in der Harzgeröder Zone an. Eine Beeinflussung durch detritischen Altbest~nd wird aufgrund der Überprägungstemperaturen ausgeschlossen. I Deshalb könnte die Altersdifferenz durch eine länger anhaltende Temperung oder durch ein späteres schwächeres thermisches Ereignis, welches die Alter der

~ 0,605 QMQ 0,490

EID Granitoide

'-- Slruktureinheitsgrenzen

lIIitkristaliinitätsdaten ['2 Theta):

Q.IlQ < 2 IJm-Fraktion

0,270 < 0,2 IJm-Fraktion

Grenze Epizone/Anchizone: 0,240 +/- 0,010 '2 Theta Grenzbereich Diagenese-Anchizone: 600-400 '2 Theta

Abb. 43: Illitkristallinitätsdaten im Bereich des Harzes zu machen. Tatsache ist, daß die Illite der <0,2Jlm-Fraktion aufgrund ihrer geringeren Korngrößen und der damit verbundenen niedrigeren Schließungstemperatur schon auf geringer temperierte, thermische Einflüsse reagieren und ihre Alter neu einstellen. Demzufolge wäre das Alter der <0,2Jlm-Fraktion von 272:t 6 Ma ein Hinweis auf ein lokal wirkendes, thermisches Ereignis im Perm.

Südharz-/Selkedecke Die Altersdaten aus der die Harzgeröder und Tanner Zone überlagernden Südharzdecke ergeben ein uneinheitliches Bild. Die Daten der <211m-Fraktion decken einen Altersbereich von 356::t 7 Ma (DD 95/29) über 341 ::t8 Ma (DD 95/25) bis auf 318 ::t7 Ma (S-Harz GW 2) ab. Als einheitliche Alterswerte werden die Daten der <0,2I1m- Fraktion der Proben DD 95/25 und DD 95/29 mit 314 ::t7 bzw. 316::t 7 Ma angesehen, von denen das Alter der <0,2Jlm-Fraktion der Probe S-Harz GW 2 mit 272 :t 6Ma(s.o.) abweicht. Die Probe S-Harz GW 2 läßt hinsichtlich ihrer Lage am SW-Rand des Harzes und gleichzeitig im Grenzbereich zum Ilfelder Becken den Einfluß spät- bis postvariszischer Bewegungen bzw. thermischer Ereignisse infolge des Rotliegend-Vulkanismus auf die K/Ar-Mineralfeinfraktionsalter vermuten. Dementsprechend wird das Alter der <0,2I1m-Fraktion mit 272 :t 6 Ma als Zeitpunkt der permischen Überprägung interpretiert. Die Altersdaten der Proben DD 95/25 (dm/do; Melange) und DD 95/29 (do II, Tonschiefer) erscheinen aufgrund ihrer Probenlokalitäten für die Metamorphosegeschichte aussagekräftiger. Durch IK-Bestimmungen wurden für die an der Deckenbasis liegende Melange (0,330 °20) und die Rotschiefer des do Ir (0,375 °20) anchizonale Bedingungen festgestellt. Gerade dieser Temperaturbereich läßt bei der Diskussion der Altersdaten der Unterfraktionen <2Jlm bzw. <0,2Jlm in bezug auf ihre Interpretation als Metamorphosealter einen weiten Spielraum. Dabei ist entscheidend ob und inwieweit sich die ererbte Altersinformation eventuell vorhandener detritischer Hellglimmer auf die K/Ar-Mineralfeinfraktionsalter auswirken. Da der Temperaturbereich 58

DD 92!7 302/269 431 D DD 92/9 1 DD 92/8 309/293 I DD 95/21 321/299 334/312 bu{ge{ ~\a.n\<.en e DD 95/22 ~ ra.\\en'Z.on 333/315

DD 95/25 DD 95/23 341/314 335/302

Abb.44: KlAr-Altersverteilung im Unter- blw. Mittelharz. Dreieck: Epizone; gefülltes Quadrat: hohe Anchizone; offenes Quadrat: Anchizorie. d" Übe'l"ägung in di=m Fall keine eindeutige Elt

Modell 3) Der gegenläufige Interpretationsansatz beruht auf einer Beeinflussung der Altersdaten durch detritischen Altbestand. Die Altersdaten der <2~m-Fraktion wären in dem Fall Mischungsalter, demzufolge zu alt und ohne geologische Relevanz. Der Zeitpunkt der Metamorphose müßte demnach jünger als 341 Ma sein. Die Altersdifferenz von 356 zu 341 Ma könnte entweder auf unterschiedliche Anteile an detritischen Hell- glimmern oder die verschiedenen Überprägungsintensitäten der beiden Proben zurückgeführt werden. Schluß- folgernd kann davon ausgegangen werden, daß im Fall der Verfalschung der Altersdaten durch detritischen Altbestand die metamorphe Überprägung erst nach/während der Platznahme der Decken stattgefunden hat, und somit der Zeitpunkt der Metamorphose, wie in der unterlagernden Harzgeröder Zone in den Bereich von 335-325 Ma fallen würde.

Diese drei Modelle sollen im Folgenden auf die idealisierte Entwicklung der Illit-Polytypen (vgl. Kap. V.2, Abb. 22- 25) bezogen werden. Im ersten Modellfall, ohne detritische Hellglimmeranteile, müßten die 2M,-Illite komplett authigen und somit im Zeitraum 356-341 Ma gebildet worden sein. Die Bildung der 1M-Illite fiele in dieselbe Zeitspanne, wobei die IM- sowie vor allem die 1Md-Illite noch mit abnehmender Temperatur gebildet wurden. Entsprechend LEE et al. (1989) sowie AHRENDTet al. (1991) sind die zuletzt gebildeten Illite auch die feinsten, so daß das Alter der <0,2~m- Fraktion als Endphase der Illitbildung interpretiert werden kann. Im zweiten Modell ohne detritische Hellglimmeranteile wäre der 2M,-Bestand wiederum komplett als authigen anzusehen. Sie entwickelten sich in einer Illitbildungsphase gemeinsam mit der 1. Generation der IM- und 1Md- Illite. Aufgrund der geringen Temperaturen während der Platznahme der Decke bildeten sich als 2. Generation vermutlich nur 1Md-Illite im Zeitraum um 330 Ma. Die während dieser thermischen Überprägung zuletzt gebildeten feinsten Illit-Partikel reicherten sich in der <0,2~m-Fraktion an und könnten damit deren Ausklang datieren. Andernfalls wäre eine Mischung mit einer 3. Generation von IMd-Illiten möglich, die ggf. während des permischen Wärmeereignisses um etwa 275 Ma gebildet wurden. Im dritten Modell mit Beeinflussung durch detritischen Altbestand wäre der 2MJ-Gehalt eine Mischung aus detritischen Hellglimmern und authigen gebildeten Illiten. Dabei müßte der Detritus seine silurische Alters- information (s. Kap. VI.2.1) konserviert haben, während die authigenen 2M,-Illite zum Zeitpunkt der Metamorphose gebildet wurden. In dieser Illitbildungsphase entwickelten sich auch die 1M-Illite. Die 1Md-Illite könnten wiederum, während des Ausklangs der Metamorphose als letzte gebildet worden sein oder wie bereits oben erwähnt durch ein nachfolgendes Wärmeereignis im Perm. Die oben angeführten Betrachtungen der tektonometamorphen Geschichte der Südharzdecke in bezug auf die Polytypen-Entwicklung der Illite sollen als Diskussionsansätze dienen, führen jedoch nicht zur Diskriminierung eines der vorgestellten Modelle. Deshalb sollen an dieser Stelle ausgewählte bisherige Vorstellungen zur Decken- bewegung bzw. Metamorphose der Südharz-ISelkedecke anderer Autoren vorgestellt werden. SCHWAB(1976) kommt anhand der Untersuchung von Deformationsgefügen zu dem Schluß, daß die Decken- bewegung noch vor der internen Deformation der Decke erfolgte (vgl. Modell 3). Hingegen wiesen FRIEDELet al. (1995) sowie FRIEDEL(1996) auf den relativ niedrigen Inkohlungsgrad der Decke im Vergleich zu den sie umgebenden Gesteinseinheiten hin und deuteten dies als Argument für einen spätmetamorphen Deckentransport (vgl. Modell 1 oder 2). GANßLOSER(1996) stellte einen palinspastischen Zusammenhang zwischen der Südharz- ISelkedecke und der Wippraer Zone (Nördliche Phyllitzone) her und datierte den Zeitpunkt der Abscherung der Decke auf das Vise mit nachfolgender Überschiebung als Gleitdecke (vgl. Modell 2). Unter der Voraussetzung einer einheitlichen tektonometamorphen Geschichte der Südharz- und der Selkedecke sollen alle o.g. Interpretationsansätze für die Altersdaten aus der Südharzdecke gleichermaßen für die Selkedecke gelten. Die einzige aus dem westlichen Randbereich der Se1kedecke entnommene Probe DD 92/2 stammt aus einer Bewegungsbahn und ergibt Altersdaten von 298 :t 7 Ma für die <2~m-Fraktion bzw. 297 :t 6 Ma für die

Blankenburger und Tanner Zone Im Bereich der Blankenburger und Tanner Zonb westlich des Ramberg Plutons und SE' des Elbingeröder Komplexes wurden anhand IK-Bestimmungen h6he anchizonale bis epizonale Bedingungen ermittelt. Diese I Ergebnisse bestätigen die von FRIEDELet al. (1993, 1995) angegebenen Temperaturen von 250-300 oe für dieses Gebiet. Demzufolge werden die KlAr-Alter der k2llm-Fraktion als geologisch relevante Daten betrachtet, da eventuell vorhandene detritische Hellglimmer ihre I ererbte Altersinformation verloren und sich auf das Alter der metamorphen Überprägung zurückgestellt haben. Es ergaben sich folgende Alterswerte: 302:t 6 Ma (DD 92/6), 302 :t 7 Ma (DD 92/7), 321 :t 7 Ma (DD 92/8) und 309:t 7 Ma (DD 92/9). Abgesehen von dem Alter der Probe DD 92/8 mit 321 Ma liegen die übrigen drei Alters~erte innerhalb des Fehlerbereichs und umfassen einen Zeitraum von 309 bis 302 Ma. Diese Daten sind über aie geologischen Harzeinheiten und deren unterschiedlichen stratigraphischen Alter konstant. KlAr-Datierung~n detritischer Hellglimmer aus mitteldevonischen und unterkarbonischen Sedimenten ergaben signifikant unterkchiedliche Alter (s. Kap. VI.2.1, NEUROTH1997). Demzufolge ist die Wahrscheinlichkeit, daß trotz des unterschiedlichen Alters des Detritus die Feinfraktionsalter auf die gleichen Alterswerte verHUscht werden, vernachlässigbar gering. In diesem Fall repräsentiert das Alter der Probb DD 92/8 mit 321 Ma bereits den Zeitraum der epizonalen Überprägung in diesem Gebiet. Zur Interpretation der drei übrigen, jüngeren Alter der <211m-Fraktionen bieten sich die folgenden zwei Ansätze. Zum einen kann es sidh um eine unterschiedliche Korngrößenverteilung innerhalb der <211m-Fraktionen handelt, indem die jüngeren Alter! auf einen relativ erhöhten Anteil der zuletzt gebildeten <0,2Ilm- Illitpartikel zurückgeführt werden können. Bei diesem Interpretationsansatz soll besonders auf das Alter der <0,2Ilm-Fraktion der Probe DD 92/7 hingewiesen iwerden, welches mit 269::1:6 Ma den Einfluß eines späteren (permischen) thermischen Ereignisses anzeigt.

S-Harz GW 2 S-Harz GW 4 DD 95/25 DD 95/23 I 318/272 367D 341/314 335/302 I I I .. Abb.45: KlAr-Altersverteilung im Mittelharz. Dreieck: Epizone; offene Quadrate: Anchizone; Punkt: Ubergang Diagenese- Anchizone. 61

Andererseits sind deutlich erhöhte Albitgehalte in den Feinfraktionen der jüngsten Proben DD 92/6 und DD 92/7 zu erkennen (s. Kap. V.2, Abb. 28 u. 29). Schon AHRENDTet al. (1983) korrelierten den Albitgehalt von <211m- Fraktionen mit deren KlAr-Altern, um dadurch eine kontinuierliche Verjüngung mit zunehmenden Albitgehalt aus- schließen zu können. Sie kamen zu dem Schluß, daß bei erhöhtem Albitgehalt die auftretenden jüngeren KlAr-Alter nicht auf das Verhalten des Albits in bezug auf das KlAr-System, sondern auf die Bildung des Albits während einer späteren Überprägung zurückzuführen sind. Im hier vorgestellten Fall würde sich damit der relativ stärkere Einfluß des späteren Ereignisses auf die KlAr-Alter der albit-reichen Feinfraktionen im Gegensatz zu den albit-freien Proben (DD 92/8; DD 92/9) begründen können. Als Konsequenz dieser Diskussion läßt sich auf eine synchrone, postsedimentäre tektonometamorphe Überprä- gung innerhalb der nordöstlichen Blankenburger und Tanner Zone im Zeitraum von 320-310 Ma (Namur- Westfal) schließen. Die zu den oben beschriebenen Proben zugehörigen Altersdaten der <0,2Ilm-Fraktionen umfassen einen Zeitraum von 299 Ma bis 269 Ma. Das Alter der Probe DD 92/7 zeigt mit 269:t 6 Ma wiederum deutlich eine spätere permische Überprägung an, die in den übrigen <0,2Ilm-Fraktionen zur Mischung von Illit-Generationen verschiedenen Alters geführt haben kann. Über das Mischungsverhältnis der einzelnen Illit-Generationen kann keine Aussage getroffen werden, somit umfaßt der Zeitraum von 299 Ma bis 269 Ma sowohl das Minimalalter für den Ausklang der oberkarbonischen metamorphen Prägung als auch den Zeitpunkt des späteren permischen Wärme- ereignisses in dieser Region. Die aus dem südwestlichen Teil der Tanner Zone stammende Grauwackenprobe Tann GW 2 zeigt anhand der IK- Bestimmungen einen im Grenzbereich Diagenese-Anchizone liegenden Überprägungsgrad. Die KlAr-Altersdaten der Mineralfeinfraktionen betragen für die <211m-Fraktion 315 f: 7 Ma und für die <0,2Ilm-Fraktion 289 f: 9 Ma. Dem Interpretationsschema (s. Kap. IV.I) folgend, wird das Alter von 289:t 9 Ma der <0,2Ilm-Fraktion als MaximalaIter des Ausklangs des letzten thermischen Ereignisses betrachtet. Damit liegt es im Altersbereich der <0,2Ilm-Fraktionen der nordöstlichen Blankenburger und Tanner Zone. Bei der Betrachtung dieser Altersdaten muß allerdings darauf hingewiesen werden, daß es sich bei dieser Probe um eine mittelkörnige Grauwacke handelt. Bei einem so grob-klastischen Sediment darf davon ausgegangen werden, daß es sich bei den Hellglimmern in der <211m-Fraktion hauptsächlich um authigen gebildete Illite handelt (CLAUER1981, WEMMER 1988, BROCKAMPet al. 1994). Würde somit der Einfluß detritischen Altbestandes ausgeschlossen werden können, so gäbe das Alter der <211m-Fraktion (315 :t 7 Ma) bei einer angenommenen langzeitigen Prägung unter "nur" diagenetisch-anchizonalen Bedingungen das Minimalalter des Höhepunkts der Überprägung an. Wird der nach NE zunehmende Metamorphosegradient innerhalb des Harzes - der nach FRIEDELet al. (1995) die Folge einer tieferen tektonischen Versenkung der Sedimente ist - in die Betrachtung der Altersdaten miteinbezogen, so könnte auf eine frühere Abkühlung am SW-Rand des Harzes und somit auf einen im Vergleich zum NE-Harz leicht erhöhten Alterswert in diesem Gebiet geschlossen werden. Allerdings fällt das Alter der Probe Tann GW 2 mit 315 :t 7 Ma gen au in den angegebenen Zeitraum der Metamorphose der nordöstlichen Blankenburger und Tanner Zone (320-310 Ma). Das könnte für eine synchrone, postsedimentäre tektonometamorphe Überprägung des Gesamtbereichs der Blankenburger und Tanner Zone im Oberkarbon sprechen. Jedoch sei an dieser Stelle ausdrücklich auf den spekulativen Charakter dieser Vorstellungen hingewiesen, da einerseits die Datendichte sowie die Fehlergrenzen vernachlässigt und andererseits die Abwesenheit detritischen Altbestandes vorausgesetzt wurden. Aus diesen Gründen wird von weiterreichenden Betrachtungen über die Platznahme der Südharzdecke in bezug auf diese Altersdaten abgesehen.

Oberharzer Einheiten Die aus den Struktureinheiten des Oberharzes stammenden Proben zeigen IK-Werte des Übergangsbereiches von Diagenese-Anchizone bis zur unteren Anchizone an. Die Ausnahme bildet der Oberharzer Devonsattel, der erhöhte IK-Werte und Metamorphosebedingungen der Anchi- bis zur Grenze Epizone aufweist (vgl. LÜTKE& KOCH 1987, FRIEDELet al. 1995). Hinsichtlich der verschiedenen Interpretationsansätze bei unterschiedlichen Überprägungs- temperaturen werden die KlAr-Altersdaten des Oberharzer Devonsattels und der restlichen Einheiten des Oberharzes getrennt vorgestellt und diskutiert. Oberharzer Devonsattel Dabei soll mit dem relativ höher metamorphen Oberharzer Devonsattel begonnen werden. Während die Altersdaten bisher auch regional, aufgrund der ungefähr einheitlichen Überprägungsintensitäten diskutiert werden konnten, zeigt sich der Oberharzer Devonsattel infolge der Zunahme des Metamorphosegrades von unterer Anchi- bis zur Grenze 62

Epizone als kleinregional uneinheitlich. Dadurch wird die Einordnung der Altersdaten in das bislang verwandte Schema (s. Kap. IV.I) kritisch. Streng genommen sollten die Alter der <2/lm-Fraktion der Proben EBR 1 «2um: 272 :t 6 Ma; <0,2/lm: 262:t 5 Ma) und DD 94/1 I(<2um: 339 :t 7 Ma; <0,2/lm: 287 :t 6 Ma) aufgrund ihrer hohen anchizonalen Uberprägung- den Zeitpunkt der MetamorphoseI widerspiegeln. Für die Probe DD 94/5 «2/lm: I 335 :t 7 Ma; <0,2um: 309:t 6 Ma) wäre im Hinblick auf die sehr schwach anchizonale Prägung das Alter der <0,2/lm-Fraktion geologisch relevanter. Die ahchizonalen Proben DD 94/13 «2/lm: 309:t 7 Ma; <0,2/lm: 286 :t 6 Ma) und DD 94/4 «2/lm: 328 :t 7 Ma; ~0,2/lm: 295 :t 6 Ma) werden nicht direkt von dem entwickeltem Schema erfaßt und können ausschließlich im Zusafumenhang betrachtet werden. I

DD 94/6 EBR 1 319/286 ~I 272/ 262 DD 94/7 DD 94/1 319/296 374D 339/287

DD 94/13 309/286 414 D DD 94/12 309/282

DD 94/15 342/ 305

DD 95/7 456D

DD 95/8 320/292

DD 95/9 435 D

318/272 I Abb.46: KlAr-Altersverteilung im Oberharz. Gefülltes Quadrat: hohe Anchizone; offenes Quadrat: Anchizone; .• I Punkt: Ubergang Diagenese-Anchizone.

Im Folgenden w"deo d;c Altmd"en au' dem J"mmcnhnng von cegionalgcologi,chon "-

o 5km

mm o

~ Iransgresalver Zechsleln 1

rJ::] Rotllegend, Quarzporphyr o vorw. Flysch der Synkllnonen [do-cd)

[i#$'J] vorw. Devon der Anllkllnorlen [du-do)

I•I•I Granit, Gabbro, Ecker-Gneis o

4,3 % R•••• des Vltrlnlts (Prl-Zechsteln) o 0 0,5' % R•••• des Bltumlts (Zechstein) BAD SACHSA o• • 0 -2,0 - Iso reflexionen des Vltrlnlts (R...,,) ~0,3/0,5 .0,23/0,45" WALlENRIED \\\\ 5,5

Abb. 47: Isoreflexionslinien des Vitrinits J von Devon und Unterkarbon des Westharzes (nach LüTKE & KOCH 1987). Im Vergleich die in dieser Arbeit vo~gestellten lllitkristallinitäts-Werte [0 2 8]. R,... > 3% entspricht hoher Diagene~e bis Grenze Anchizone. I

R.. von 5-7% en"'pricbt bober ADer bi,_Gr_enze__E_p_iz_on_e_. _ 65

Auffallend ist, daß von den regionalgeologisch als zu alt eingestuften Proben (DD 94/1, DD 94/4, DD 94/5), die <211m-Fraktion der Probe DD 94/5 mit der relativ geringsten Überprägungsintensität, trotz des quantitativ geringsten

Anteils an 2M1-Polytypen dennoch eine ebenso deutliche Alterserhöhung wie die beiden anderen Proben aufweist. Möglich ist, daß die höheren Überprägungstemperaturen die detritischen Hellglimmer in den Proben DD 94/1 bzw. DD 94/4 partiell zurückgestellt haben, oder aber die Probe DD 94/5 von dem permischen Wärmeereignis nur sehr gering oder gar nicht beeinflußt wurde. Bei der Betrachtung der Röntgen-Plots der zugehörigen <0,2I1m-Fraktionen zeichnet sich das gleiche Bild ab. Die

älteste Probe (DD 94/5: 309 :t 7 Ma) hat den geringsten Anteil an 2M1-Illit. An dieser Stelle sei nochmals auf die Korngrößenabhängigkeit der Schließungstemperaturen der Muskovite/lllite hingewiesen (vgl. Kap. IV.l), welche zur Folge haben kann, daß ohne bemerkenswerte Änderung des Alters der <211m-Fraktion, die <0,2I1m-Fraktion durch ein späteres thermisches Ereignis deutlich verjüngt bzw. zurückgestellt werden kann. Letztendlich kann nicht entschieden werden, ob die Alterszunahme der <0,2I1m-Fraktionen mit abnehmender Überprägungsintensität auf den zu schwachen Einfluß des späteren permischen Wärmeereignisses um 275 Ma zurückzuführen oder als Konsequenz des geringeren Argonverlustes der detritischen Hellglimmer bei niedrigeren Metamorphosetemperaturen zu interpretieren ist. Aus der Gesamtheit der oben diskutierten Aspekte spricht der Zusammenhang zwischen der Zonierung unterschiedlicher Überprägungsgrade und der K/Ar-Feinfraktionsalter innerhalb des Oberharzer Devonsattels für eine postkinematische metamorphe Überprägung dieses Gebietes.

Oberharzer Einheiten ausgenommen des Oberharzer Devonsattels Basierend auf diesem Hintergrund sollen nachfolgend die K/Ar-Altersdaten der übrigen Struktureinheiten des Oberharzes diskutiert werden: Acker-Bruchbergzug «211m: 320:t 7 Ma; <0,2I1m: 292:t 6 Ma), Oberharzer Diabaszug «211m: 342:t 7 Ma; <0,2I1m: 305:t 6 Ma) und Clausthaler Kulmfaltenzone «211m: 319:t 7 Ma, 319 :t 7 Ma, 309 :t 7 Ma; <0,2I1m: 286 :t 6 Ma, 296 :t 9 Ma, 282 :t 7 Ma). Das für den Oberharzer Devonsattel als Zeitpunkt der oberkarbonischen Metamorphose interpretierte Alter von 309:1: 6 Ma wird durch das Alter der <211m-Fraktion der regional benachbarten Grauwackenprobe DD 94/12 aus der Clausthaler Kulmfaltenzone mit ebenfalls 309:1: 7 Ma untermauert. Auch bei dieser Probe wird aufgrund der Grobkörnigkeit des Gesteins davon ausgegangen, daß sich in der <211m-Fraktion bei Temperaturbedingungen der unteren Anchizone ausschließlich authigen gebildete Hellglimmer befinden. Dafür spricht auch die Altersgleichheit der <211m-Fraktion beider Proben trotz der unterschiedlichen Stratigraphie, die in diesem Fall detritische Hell- glimmer verschiedener Alter impliziert (s. Kap. VI.2.1) und es somit sehr unwahrscheinlich erscheint, daß die Bei- mischung unterschiedlich alter detritischer Hellglimmer zwei identische Mineralfeinfraktionsalter liefert. Die übrigen Proben der genannten Einheiten ergaben IK-Werte des Übergangsbereichs von Diagenese zur Anchi- zone. Aufgrund des im Kap. IV.l beschriebenen Interpretationsschemas und angesichts des hohen Anteils an 2M1- IIliten innerhalb der <211m-Fraktion der "nur" diagenetisch-anchizonal überprägten Probe DD 94/6 (s. Kap. V.2, Abb. 38), welcher auf das Vorhandensein detritischen Altbestands schließen läßt, werden die Altersdaten der <0,2/lill-Fraktion in den Vordergrund gestellt. Diese umfassen eine Zeitspanne von 305 bis 282 Ma. Wiederum unter Berücksichtigung des nach NE zunehmenden Metamorphosegradient (FRIEDELet al. 1995), ergibt die regionale Verteilung der Proben eine Sonderstellung der Probe DD 94/15. Diese entstammt dem SW-Rand des Harzes (s. Abb. 46), wo die Abkühlung folglich früher eingesetzt haben muß, was konsequenterweise zu älteren Altersdaten führt. Jedoch muß aufgrund eines hohen Gehalts an 2M1-Illiten in den Feinfraktionen (s. Kap. V.2, Abb. 17 u. 18) bei einer im unteren Übergangsbereich von Diagenese zur Anchizone einzuordnenden Überprägungsgrad auf eine Beimischung detritischer Hellglimmer geschlossen werden. Dies wird bestätigt durch das im regionalen Vergleich hohe Alter der zugehörigen <211m-Fraktion mit 342 :t 7 Ma. Demzufolge wird auch das Alter der <0,2I1m- Fraktion der Probe DD 94/15 als zu alt eingestuft. Die dadurch bedingte engere Zeitspanne von 296-282 Ma der <0,2I1m-Fraktionen läßt zwei Deutungen zu. Im Hinblick auf die für den Oberharzer Devonsattel postulierte permische Überprägung um etwa 275 Ma können die Alter der <0,2I1m-Fraktionen des restlichen Oberharzes als Mischungsalter mehrerer Illitgenerationen angesehen werden. Die andere Interpretationsmöglichkeit wäre, unter der Voraussetzung einer monophasen Überprägung, die Altersdaten als Zeitspanne des Ausklangs der oberkarbonischen Metamorphose aufzufassen. Damit sollte an dieser Stelle nochmal besonders unterstrichen werden, daß die Alter der <0,2I1m-Fraktion nicht den Zeitpunkt der Faltung an sich repräsentieren, sondern den Ausklang einer subsequenten Temperung. 66

VI.l.2 Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle - Sächsisches Granulitmassiv Auch im Profil II weisen alle 10 datierten Proben, Jiederum dem Interpretationsschema von AHRENDTet al. (1991) folgend, eine postsedimentäre, prograde sehr schkach- bis schwachmetamorphe Überprägung auf. Die KJAr- Altersdaten des Profils II sind in der Abb. 48 und z~m Teil in einem generalisierten Querprofil durch die MKZ im I Zusammenhang mit der regionalen Geologie (Abb. 49) dargestellt. I Die Altersdaten der <211m-Fraktionen lassen die Einteilung der Proben in drei Gruppen sinnvoll erscheinen. Die erste Gruppe (DDB 1, DDB 10, DDB 11) belegt die Existenz eines prograden sehr schwachmetamorphen Ereig- I nisses um 350 Ma. Die zweite Gruppe (DD 94/19, DD 94120) datiert ein schwachmetamorphes Ereignis im Zeitraum von 321-316 Ma. Die letzte Gruppe (DDB 3, DDB 4, DDB 9) dokumentiert eine sehr schwachmetamorphe Überprägung um etwa 300 Ma. I

DDB 1 DDB3 DOOf) 347/- 292/ 279 337M: DDB4 (ijsä: 308/291 I

___ Begrenzung Mitteldeutsche ...... 1 .. Kristallin ••••••• I Gramtolde Kristallinzone (MKZ) WB +++++++ _ • _ Begrenzung MKZ mit nördlicher • Probenpunkte und südlicher Phyllitzone Altersdaten [Mal Granjloide (ohne Fehlerangabe) 3 Pretzsch 3001 290 <2IJm/0,2IJm 335 M Abkühlalter Muskovit 4 Prettin 320 D Detritus (Muskovit) 334 B Abkühlaller Biolil 5 Delitzsch I I Abb.48: KJAr-Altersdaten des Profils II (modifizierte Karte nach Kartengrundlage FRANZKE(1990)) 67

Diese Gruppierung zeichnet sich auch in bezug auf die IK-Werte ab. Die ermittelten IK-Werte zeigen für die Proben DDB 1, DDB 10 und DDB 11 Überprägungsintensitäten des Übergangsbereichs Diagenese-Anchizone bis in die untere Anchizone an. Die IK-Messungen der Proben DD 94/19, DD 94120 ergaben einem der Epizone zuzuord- nenden Überprägungsgrad. Die IK-Werte der Proben DDB 3, DDB 4 und DDB 9 weisen alle auf hohe anchizonale Bedingungen hin. Dem im kapitel IV.l vorgestellten Interpretationsschema zufolge wären für die Proben mit der relativ schwächeren diagenetischen bis' schwach anchizonalen Überprägung die Altersdaten der <0,2I1m-Fraktionen aussagekräftig, während für alle anderen Proben mit hohen anchizonalen bis epizonalen Prägungen die Altersdaten der <211m- Fraktionen als geologisch relevant angesehen werden. Die aufgeführten IK-Werte zeigen, wie erwähnt, für die Proben DDB 10 und DDB 11 mit 0,385° bzw. 0,405° 2 e « 211m-Fraktionen) eine schwach anchizonale bzw. im Übergangsbereich Diagenese-Anchizone einzuordnende Überprägung an. Für die mittelkambrischen Gesteine des Delitzscher Raumes (Proben DDB 10 und DDB 11) ist jedoch eine schwache Schieferung nachzuweisen und die Metamorphose hat anchizonale Bedingungen erreicht (s. RÖLLIG 1991: 22). Für die Probe DDB 1 aus der (Wippra-) Pakendorfer-Zone ist eine dem Übergangsbereich Diagenese-Anchizone zuzuordnende Überprägung aus den IK-Werten abzuleiten. In Analogie zu den Gesteinen der Wippraer Zone mit anchi- bis epizonaler Überprägung (MARHEINEet al. 1995, AHRENDTet al. 1996) scheinen auch hier die IK-Werte nicht die tatsächlich vorhandene metamorphe Überprägung anzuzeigen. Diese Diskrepanzen werden auf unterschiedliche Präparationsmethoden (s. Kap. rn.1.3) zurückgeführt. Zur Zeit der Bearbeitung der oben beschriebenen Proben wurde die Belegungsdichte noch nicht kontrolliert und deshalb sind zu "dicke" Textur- präparate gemessen worden, woraus zu große IK-Werte und damit zu niedrige Überprägungsgrade resultierten.

NW SE

PR 2-3

Altersdaten in Ma (ohne Fehlerangabe) postkinematische- diskordante -variszische Graniloide 1300/290 I< 2 11m/ < 0,2 11m 1336 MI Abkühlalter Muskovit (Stelan)

I 336 D I Detritus (Muskovit) 1334 B IAbkühlalter Biotit

Abb.49: K/Ar-Altersdaten im Profil II Generalisiertes, abgedecktes Querprofil durch die Mitteldeutsche Kristallinzone im Bereich Roßlau- Delitzsch (modifiziert nach Franzke & Röllig 1990, unveröff.) 68

Aus den aufgeführten Gründen werden hier die Altersdaten der <2Ilm-Fraktionen aller Proben als geologisch relevante Daten diskutiert. Die Abschätzung des Einflusses einer detritischen Komponente innerhalb der <2Ilm-Fraktionen soll anhand der relativ schwächsten überprägten Proben DDB 10 un9 DDB 11 erfolgen. Die Proben DDB 10 und DDB 11 (Kambrium von Delitzsch) sind mit einem Teufenunterschied von< 46m genommen und besitzen die gleiche lithostratigraphisthe Herkunft. Die Altersunterschiede der Proben DDB 10 (350 :t 7 Ma) und DDB 11 (363 :t 7 Ma) differierenl in den <2Ilm-Fraktionen um 13 Ma. In den <0,2Ilm-Fraktionen I ist ein Altersunterschied von 11 Ma festzustellen. Diese Altersunterschiede liegen innerhalb der Fehlergrenzen (20-). Für die Probe DDB 11 liegt ein Detritusalter (Musk6vit, Fraktion 63-106Ilm) von 590:t 13 Ma vor (s. Kap. VI.2.2). Mögliche andere ältere Illitgenerationen (synsediIrientär-diagenetisch neugebildete Illite) müßten mittelkambrisch (Sedimentationsalter) sein. I Die Probe DDB 10 <0,2Ilm besitzt das "jüngste" Alter dieses Gesteinspaares. Innerhalb der feinsten Kornfraktion sind die geringste.~ Detritusanteile zu erwarten. I Zur Berechnung von Mischaltern wurde das Detritusalter (590:t 13 Ma) der Aquivalentprobe DDB 11 herangezogen (s. Kap. III.3.4). Ein Muskovitdetritusanteil von 3 Gew.-% an der Mineralfeinfraktion ergibt hierbei ein um 13 Ma älteres Fein- I fraktionsalter. Entscheidend geht hierbei das "hohe'1 Alter des Detritus ein. Zur weiteren Diskussion wird daher das "jüngere" Alter der Probe DDB 10 herangezogen, um eventuelle Detrituseinflüsse verstärkt zu berücksichtigen. Es sei jedoch noch einmal darauf verwiesen, daß die Altersunterschiede innerhaib der Fehlergrenzen liegen. I Die annähernde Altersgleichheit der Fraktionen <21lm und <0,2Jlm der Proben DDB 10 und DDB 11 kann entsprechend dem Diskussionsmodell von Kap. IV.l ein Indiz für eine kurzzeitige prograde sehr schwachmetamorphe Überprägung um etwa 350 Ma sein. I Aus der Analogie der Gesteine der Pakendorfer Zone (DDB I) mit denen der Serien 2-5 der Wippraer Zone wird auf entsprechende Metamorphosebedingungen geschlo~sen, die eine Verfälschung des Alters durch detritischen Hell- glimmer-Altbestand ausschließen. Dafür spricht ebe~so das Alter der Probe DDB 1, welches mit 347 :t 8 Ma in den Bereich der Metamorphosealter der Serien 2-5 (s. Abb. 11) fällt. Zusammenfassend zeigen diese KlAr-Mineralfeihfraktionsalter mit etwa 350 Ma die bisher älteste, sehr schwachmetamorphe variszische Überprägung ari. I Die Altersdifferenzen der Proben DDB 3 (292 :t 6 Ma) und DDB 4 (308 :t 6 Ma) könnten wiederum auf die oben diskutierten Detrituseinflüsse zurückzuführen sein. Da jedoch keine Detritusaltersdaten dieser Gesteinssequenz vorliegen, lassen sich hierbei keine vergleichbaren Modellrechnungen durchführen. Allerdings darf aufgrund der hohen anchizonalen Überprägung der beiden Proben von leiner Rückstellung der detritischen Hellglimmer in der <2Jlm- Fraktion ausgegangen werden. Aus der Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie der Probe DDB 3 (s. Kap. V.2,

Abb. 39) läßt sich ein sehr hoher Anteil an 2M1-Polytypen bei geringem Bestand an IMd-Illiten feststellen. Demzufolge ist eine kurzfristige Überprägung anzu6ehmen, die höchstwahrscheinlich ältere bereits vorherrschende Illitgenerationen zu 2M)-Polytypen umgewandelt Jnd/oder im Alter zurückgestellt hat. Da die Anteile möglicher verschiedener Illitgenerationen nicht quantifizierbarlsind, wird der Altersdivergenz der beiden Proben deshalb in der weiteren Diskussion mit der Angabe eines Zeitraumes Rechnung getragen. Insbesondere wird somit auch eine präparationsabhängige Fehlerquelle nicht vernachlä~sigt. I Pakendorfer Zone und Kambrium von Delitzsch Die nahezu identischen Überprägungsalter der GestJine der Proben DDB 1 (Ordovizium der Pakendorfer Zone) und DDB 10 (Kambrium von Delitzsch) zeigen eine synchrone tektonometamorphe Überprägung dieser Gesteins- sequenzen vor ca. 350 Ma an. Zu beachten ist dabei die heutige Position der Gesteine der Pakendorfer Zone (DDB I) am Nordrand der MKZ sowie der kambrischen Gesteine von Delitzsch (DDB 10, DDB 11) an deren Südrand (s. Abb. 48 u. 49). Die im Folgenden diskutierte Einschuppung der MKZ in Gesteinseinheiten mit früh- variszisch metamorpher Überprägung bedingt die Iheutigen Lagerungsverhältnisse (s. Abb. 49). Der strukturelle Aufbau der frühvariszisch metamorphisierten Einheiten vor der Einschuppung der MKZ ist anhand der Alters- datierungen nicht zu bestimmen. Die Altersdatier~ngen von ca. 350 Ma werden somit einzig als Zeitpunkt der metamorpher Überprägung interpretiert. Die KlAr-Daten der< 2Jlm-Fraktionen geben das Alter einer prograd sehr schwachmetamorphen Überprägung wieder, welc~e zumeist mit einem Deformationsereignis korreliert. Dieses könnte der von BERGERet al. (1983) festgestellten flachwelligen Verfaltung kambrischer Einheiten um E-W-Achsen entsprechen. Ebenso könnte die Ausbildung der ~chwachen Schieferung der kambrischen Sedimente im Raum Delitzsch Ergebnis einer Deformationsphase um 350 Ma sein. 69

Phyllitzonen von Roßlau und Bitterfeld-Drehna Eine zweite Altersgruppe im Bereich des Teilprofils Dessau-Delitzsch umfassen die Mineralfeinfraktionsalter «211m) der Gesteinsproben DDB 3, DDB 4 und DDB 9. Diese datiert ein prograd sehr schwachmetamorphes Ereignis zwischen 308 und 291 Ma. Die Proben DDB 3 und DDB 4 entstammen Gesteinen der Phyllitzone von Roß lau (Nördliche Phyllitzone, ? ob. Riphäikum, ? Devon; s. Kap. 11.3), welche an NW-vergenten Störungen von der MKZ überschoben sind (s. Abb. 49). Die Probe DDB 9 wurde der in der Phyllitzone von Bitterfeld-Drehna ausstreichenden, mittelkambrischen Prettin-Drehnaer Serie (Südliche Phyllitzone) entnommen, welche die MKZ im Süden überlagert. Die prograd sehr schwachmetamorphe Überprägung der Phyllitzone von Roßlau und der Prettin-Drehnaer Serie könnte als das Ergebnis der Einschuppung der MKZ entlang der großen NW -vergenten Störungen interpretiert werden. Diese Einschuppung bedingt die heutigen Lagerungsverhältnisse. Sie führte zu Phyllosilikatneubildungen und zur Öffnung bzw. Rückstellung des KlAr-lsotopensystems präexistierender Phyllosilikate. Dies geschieht in Abhängigkeit der Intensität der tektonometamorphen Überprägung. Demzufolge wird die Auswirkung der durch die Einschuppung bewirkten Rückstellung des KlAr-Systems mit zunehmendem Abstand zu den Überschiebungsbahnen schwächer. Dies scheint sich an den Proben DDB 1, DDB 10 (DDB 11) zu verifizieren, welche noch den Zeitpunkt ihrer letzten prograd sehr schwachmetamorphen Überprägung um 350 Ma zeigen. Mit ihrer größeren Distanz zur "Einschuppungszone" der MKZ bleibt in ihnen das frühvariszisch tektonometamorphe Alter erhalten.

Zusammenfassend lassen die Altersdaten der <211m-Fraktion des Teilprofils Dessau-Delitzsch zwei tektonometamorphe Ereignisse zeitlich einordnen. Die Alter um 350 Ma werden als frühvariszische Überprägungen der kambrischen und ordovizischen Gesteinsserien interpretiert. Die Alter von 310 bis 290 Ma spiegeln den Zeitraum der Einschuppung der MKZ in die um 350 Ma überprägten Gesteinseinheiten wider. Dabei werden die heutigen Lagerungsverhältnisse als Ergebnis dieser Einschuppung angesehen.

Schiefermantel des Sächsischen Granulitmassivs Die verbleibende Altersgruppe von 321 :t 7 (DD 94/19) bis 316:t 7 Ma (DD 94/20) datiert ein postsedimentäres schwachmetamorphes Ereignis am NW-Rand des Sächsischen Granulitmassivs (SGM) (s. Abb. 48). Die Proben entstammen den ordovizischen Schichten des nordwestlichen Schiefermantels. Die Bestimmungen der Illitkristallinität der beiden Proben ergaben deutlich epizonale Bedingungen. In Anbetracht dieser Überprägungsintensität darf davon ausgegangen werden, daß eventuell vorhandene detritische Hellglimmer in der <211m-Fraktion ihr KlAr-lsotopen- system geöffnet haben und somit ihr ererbtes Alter zurückgestellt ist. Deshalb sollte sich die Feinfraktion aus zurückgestellten detritischen Hellglimmern und schwachmetamorphen, authigen gebildeten Illiten zusammensetzen.

Die geringen Anteile von 1Md-Illitpolytypen in der <211m-Fraktion der Probe DD 94/20 (s. Kap. V.2, Abb. 41) sprechen für eine relativ kurze Überprägungsphase während der letzten Metamorphose. Aus diesen Gründen werden die Alter der <2llffi-Fraktionen als geologisch relevante Metamorphosealter betrachtet. Diese Altersdaten von 321.316 Ma werden mit der Exhumierung der HP/HT-Gesteine des SGM in Zusammenhang gesetzt. U/Pb-Altersbestimmungen an Zirkonen und SmlNd-Analysen an verschiedenen Einzelmineralen der Granulite (v. QUADT 1993) weisen auf hochgradige Bedingungen zwischen 360 und 340 Ma hin. Auch KRÖNER et al. (in Vorb.) erzielten identische Ergebnisse mit 207Pbj206PbEinzelzirkon-Datierungen von 339 Ma. Bei der Betrachtung der Mineralfeinfraktionsalter der epizonalen Schieferhülle soll die viel diskutierte geodynamische Entwicklungsgeschichte des SGM außer Acht gelassen werden, da für weiterreichende Aussagen entscheidend mehr Mineralfeinfraktionsalter aus diesem Gebiet nötig wären. Deshalb beschränkt sich die Interpretation der Altersdaten auf die Aussage, daß die tektonometamorphe Prägung der nordwestlichen Schieferhülle im Zusammenhang mit der Exhumierung der Granulite des SGM steht. Ob es sich bei den Altersdaten von 321-316 Ma um den Zeitpunkt der Abkühlung von hochtemperierten Abscherhorizonten (vgl. KRONER1996, REICH 1996) handelt, bleibt an dieser Stelle offen. Eine großräumige, regional metamorphe Überprägung in diesem Gebiet, die jünger als 325 Ma ist, wird von KRONER (1996) aufgrund von Lagerungsverhältnissen im "Äußeren Schiefermantel" ausgeschlossen. Weiterhin sprechen die Altersdaten aus dem Kambrium von Delitzsch mit ca. 350 Ma für eine ältere regionalmetamorphe Prägung im öst- lichen Saxothuringikum, so daß hier nochmals auf die lokal begrenzte Metamorphose im Randbereich des Sächsischen Granulitmassivs um 321.316 Ma hingewiesen werden soll. 70

Von der oben beschriebenen Einteilung der Proben in Altersgruppen weichen die zwei Proben DD 94/18 und DD 94/23 deutlich ab (s. Abb. 48). Die Probe DD 94118 zeigt KlAr-Altersdaten von 280:t 6 Ma «2J..lm) und 255 :t 5 Ma «0,2J..lm) und IK-Werte, die in die ~ntere Epizone einzuordnen sind (vg!. Abb. 13). Sie entstammt ebenso wie die Proben DD 94119 und DD 94/20 a~s der SchieferhüIle des SGM. Es handelt sich bei der Probe um einen ?kambrischen Muskovit (Serizit)-Quarzit dbr etwa 200 m nordwestlich des Lagergranits bei Geringswalde ~~~ I Unklar ist, welches thermische Ereignis die <2J..lm-Fraktion auf 280 :t 6 Ma eingesteIlt hat. Ungewiß bleibt auch, ob die schwachmetamorph gebildete HeIlglimmer-Geheration,, die in den "Nachbarproben" (DD 94/19, DD 94/20) mit einem Alter von ca. 320 Ma auftritt, komplett. vor 280, Ma zurückgesteIlt wurde. Das erscheinende Alter von 280 Ma könnte eine Mischung sein aus der etwa 320 Ma alten Generation und einer jüngeren, die sich im Alter der <0,2J..lm- Fraktion mit 255 Ma widerspiegelt (vg!. Kap. V.2, IAbb. 40). I Ein weiteres junges Alterspaar liefert die Probe DD 94/23 mit 256:t 5 Ma «2J..lm) und 210:t 6 Ma «0,2flm). Es handelt sich lithologisch um einen..Sandstein, der laus den jüngeren Molassen des ober~.n Stefans stammt. Die IK- Werte zeigen einen anchizonalen Uberprägungsgrad an. Aufgrund der relativ geringen Uberprägungsintensität sind die eventueIl vorhandenen detritischen HeIlglimmer in der <2J..lm-Fraktion in ihrem Alter (320:t 8 Ma; I s. Kap. VI.2.2) nicht oder nur partieIl zurückgesteIlt. Obwohl bei einem Sandstein aufgrund der Lithologie ein vergleichsweise geringer detritischer HeIlglimmer-~nteil zu vermuten ist (s. Kap. III.2.2), wird das Alter der <2J..lm- Fraktion als Maximalalter für die metamorphe Uberprägung angesehen. Die Antwort auf die Frage, welches thermische Ereignis für das obertriassische Alter der <0,2J..lm-Fraktion verantwortlich ist, bleibt an dieser SteIle offen. Nicht auszuschließen ist, daß die Alter beider Fraktionen Mischungsalter aus der variszischen bzw. permischen Überprägung und einer im Zusammenhang mit tektonischer Aktivität stehenden kretazischen Beeinflussung Si~d. . ..' I ...... Festzuhalten bleIbt, daß auch Im osthchen Saxothunnglkum lokal permIsche bIs trIassIsche KlAr-Mmeral- I feinfraktionsalter auftreten, und das sowohl in prävariszischen Sedimenten der SchieferhüIle des SGM als auch in I oberkarbonischen Molassesedimenten im Bereich der MKZ. Als zusätzliches Beispiel postvariszischer thermischer Aktivitäten im Saxothuringikum und Grundlage weiter- führender Diskussionen wird an dieser SteIle iuf KlAr-Altersdaten von <2J..lm-Fraktionen um 270 Ma sowie <0,2flm-Fraktionen von ca. 255 Ma im Bereich dds Erzgebirges (Fuchsleithe, NW' TeIlerhäuser) hingewiesen (frd!. münd!. Mitt. AHRENDT& WEMMER).EbenfaIls fü~ diese Lokalität konnte mittels der UlPb-Methode an Zirkonen für den unteren Diskordia-Einstichspunkt ein Alter von etwa 250 Ma bestimmt werden (frd!. münd!. Mitt. HANSEN).Die Zusammenhänge, warum einerseits Zirkone ihr UlPb-System öffnen (Tc: -500° C), und andererseits die Mineral- I feinfraktionen trotzdem ein nahezu identisches Alter aufweisen, sind nicht geklärt und lassen aIlenfaIls Fluid- einflüsse vermuten.

VI.2 KlAr-Datierungen an detritischen Muskoviten VI.2.1 Profil I: Oblrharz - Sächsisches Granulitmassiv

An 7 Proben aus dem Bereich des Harzes wuJden die KlAr-Alter der detritischen Muskovite bestimmt (vg!. NEUROTH1997). Die Proben stammen aus der Süaharzdecke, der Blankenburger und Tanner Zone sowie aus dem I Acker-Bruchbergzug, dem Oberharzer Devonsattel und der Clausthaler Kulmfaltenzone (vg!. Abb. 10 und 42). Die den Prae-Flysch-Serien zugehörende, stratigraphisch älteste Probe stammt aus dem Oberharzer Devonsattel (DD 94113, EmslEifel) und liefert mit einem KlArrAlter von 414:1: 9 Ma einen Hinweis auf ein silurisches Ereignis im Liefergebiet (s. Abb. 46). Dieses wird durch das Alter der Probe DD 92n ("Hauptquarzit": ob. Eifel) aus der Blankenburger Zone mit 431 :I: 9 Ma bestätigt d. Abb. 45). Aufgrund dieser beiden Alter wird der 0Id-Red- Kontinent als kaledonisches Liefergebiet favorikiert. Andererseits ist noch nicht geklärt, ob andere Liefergebiete gleichen Alters völlig auszuschließen sind (vg!. KIJÜGELeta!. 1994). I Im oberen Oberdevon (do III-IV) treten in den Flyschen der Südharzdecke (S-Harz GW 4) frühvariszisch geprägte Muskovite mit einem KlAr-Alter von 3lh :I: 10 Ma auf. Ein vergleichbares Alter des Detritus findet sich ebenfalls in der oberdevonisch bis unterkarboni~chen Probe Tann GW 2 der Tanner Zone mit 377:1: 11 Ma (s. Abb.45). Diese Alterssignatur findet sich weite~hin im höchsten Unterkarbon (cd 111) der Clausthaler Kulm- faltenzone (DD 94n) mit 374 :I: 9 Ma (s. Abb. 46). Es wurden somit bereits im oberen Oberdevon Krustenanteile erodiert, die von der druckbetonten frühvaris~ischen Metamorphose betroffen waren. Daraus resultiert eine 71

extrem schnelle Hebung, Abtragung, Erosion und Sedimentation des frühvariszisch geprägten kristallinen Basements (vgl. NEUROTH1997). An dieser Stelle soll auch erneut auf die Konsistenz der Alter der detritischen Muskovite über einen Sedimentationszeitraum vom do III-IV bis cd III hingewiesen werden. Eine eindeutige Zuordnung zu einem Liefergebiet, wie z.B. die MKZ, konnte bisher noch nicht vorgenommen werden. Weiterführenden Unter- suchungen an detritischen Muskoviten der Varisziden finden sich bei NEUROTH(1997). KlAr-Altersbestimmungen an detritischen. Muskoviten aus dem Acker-Bruchbergzug ergaben deutlich prävariszische Altersdaten. Dabei handelt es sich um die Proben DD 95/7 des Ortberg-Quarzits (do II) mit 456:t 29 Ma und DD 95/9 des Kammquarzits (cd II-III) mit 435 :t 12 Ma (s. Abb. 46). Allerdings konnte aus dem Ortberg-Quarzit eine nur sehr geringe Menge der detritischen Muskovite separiert werden, woraus sich in der Kaliumgehaltbestimmung ein hoher Fehler ergab, der zu dem oben angegebenen 2cr-Fehler von :t 28,7 Ma führte. Deshalb kann an dieser Stelle nicht diskutiert werden, ob es sich um ein anderes Liefergebiet mit älteren Abkühlungsaltern handelt, um eine Mischung aus zwei Detritusgenerationen oder einfach um die gleichen detritischen Muskovite wie im Kammquarzit. Das silurische Detritus-Alter des unterkarbonischen Kammquarzits macht die Herkunft des Materials vom kaledonisch geprägten Old-Red-Kontinent wahrscheinlich. Demgegen- über stehen die Altersdaten der detritischen Muskovite aus den von Süden stammenden, oberdevonischen bis unterkarbonischen Flyschen. Die gleichzeitige Schüttung des silurischen Detritus vom nördlich gelegenen Old-Red- Kontinent unterstreicht damit die fazielle Sonderstellung des Acker-Bruchberg-Systems innerhalb des Rheno- herzynikums.

VI.2.2 Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle - Sächsisches Granulitmassiv Aus den Proben dieses Teilprofils konnten nur aus zwei Proben (DDB 11, DD 94/23) die detritischen Muskovite datiert werden (s. Abb. 48). Die Probe DDB 11 wurde westlich des Delitzscher Plutonitmassivs gezogen und wird stratigraphisch dem Kambrium zugeordnet. Die detritischen Muskovite des quarzitischen Sandsteins ergaben einen cadomischen KlAr-Alterswert von 590:t 13 Ma. Damit zeigt sich, daß in den prävariszischen Sedimenten cadomisch/panafrikanische, tektonometamorphe Krustenteile vorhanden sind und diese somit am Aufbau der Varisziden beteiligt waren. Für ausführliche Betrachtungen von KlAr-Altersdaten an detritischen Muskoviten im Saxothuringikum siehe NEUROTH(1997). Als Liefergebiet der detritischen Muskovite mit cadomischen Abkühlalter wird Gondwana bzw. ein verwandtes Terrane angenommen (vgl. NEUROTH1997). Die Probe DD 94/23 stammt aus den Post-Flysch-Serien des oberen Oberkarbons (Stefan C) der Wettiner Schichten südwestlich des Hohnsdorfer Kristallins. Die detritischen Muskovite des Sandsteins ergaben ein ober- karbonisches KlAr-Alter von 320 :t 8 Ma. Vergleichbare Altersdaten (317:t 7 Ma, 312:t 6 Ma) treten auch in oberkarbonischen (Stefan) Sedimenten im Bereich des Kyffhäuser Kristallins auf (s. NEUROTH 1997), die der spätvariszischen, temperaturbetonten Meta- morphose zugeordnet werden. Demzufolge werden ab dem oberen Oberkarbon Krustensegmente erodiert, die spätvariszisch, temperatur- betont überprägt wurden. Anhand der Daten aus dem Gebiet der MKZ muß wiederum auf ein schnelles "Recycling" des variszischen Orogens geschlossen werden, da die Abkühlalter des Liefergebiets und die Sedimen- tationsalter (ca. 300 Ma) nicht weit auseinander liegen. Als Liefergebiet wird die Böhmische Masse angesehen.

VI.3 KlAr-Datierungen an Glimmern kristalliner Gesteine VI.3.1 Profil I: Oberharz - Sächsisches Granulitmassiv An drei Kristallin-Proben wurden vier KlAr-Datierungen an Muskoviten und Biotiten durchgeführt. Die Proben entstammen dem Rambergpluton und dem Kyffhäuser Kristallin. Die KlAr-Datierung an Biotiten des dem spätorogenen Magmatismus zugeordneten, porphyrartigen Ramberggranits (DD 92/5) ergab ein Abkühlalter von 295 :t 6 Ma. Dieses Alter bestätigt die bereits von BENEK (1967) und anderen Autoren erzielten Ergebnisse der KlAr -Altersbestimmungen. 72

Aus dem zur MKZ gehörenden Kyftbäuser Kristallin wurden KlAr-Altersbestimmungen an Muskoviten eines pegmatitischen Granodiorits (DD 92/13) und an Biotiten eines Biotit-Hornblende Gneises (DD 92/15) durchgeführt. Die Muskovite der Probe DD 92/1 3 wurden zurrl einen in Form von riesenkörnigen Glimmerplättchen und zum anderen in der Korngrößenfraktion von 315-500;J1m (DD 92/13-2) separiert und datiert. Die KlAr-Datierungen ergaben als identisch anzusehende Altersdaten von 333 :t 8 und 332:t 7 Ma. Die Datierung der Biotite des Gneises erbrachte ein Alter von 333 :t 8 Ma. I Aufgrund der identischen KlAr-Altersdaten der Muskovite und Biotite, die mit 350°C bzw. 300°C unterschiedliche Schließungstemperaturen aufweisen (s. Kap. IV.l)! muß von einer hohen Abkühlungsgeschwindigkeit des Kristallins ausgegangen werden. Allerdings können auch infblge der gleichen Altersdaten der Muskovite und Biotite und der I Fehlerbereiche der Datierungen keine quantitativen Aussagen über die Abkühlungsgeschwindigkeit getroffen werden.

VI.3.2 Profil II: Flechtingen-Roßlauer-Scholle - Sächsisches Granulitmassiv An fünf Kristallin-Proben wurden sechs KlAr-Ddtierungen an einem Muskovit- und fünf Biotit-Separaten durch- geführt. Die Proben stammen mit Ausnahme ddr Probe DDB 13 aus den zur MKZ gehörigen Dessauer und Hohnsdorfer Kristallin sowie aus dem PrettinerlPlutonitmassiv. Es handelt sich um die Proben DDB 6, DDB 14, DDB 15 und DDB 16 für die jeweils KlAr-Altersdaten an Biotiten sowie für die Probe DDB 6 zusätzlich an Muskoviten bestimmt wurden. Die Muskovite und Biotite eines Metagranitoids des Dessauer Kristallins (DDB 6) ergaben Altersdaten von 337 :t 7 bzw. 335 :t 7 MJ. Zusammen mit den Biotit-Altern eines Gneises des Hohnsdorfer Kristallins (DDB 15) von 332:t 8 Ma und einds Metagranitoids des Prettiner Plutonitmassivs (DDB 16) von 329:t 10 Ma liegen diese Abkühlalter in einem enk eingegrenzten Bereich von 337-329 Ma (Vi se). Der nur geringe Altersunterschied der Abkühlalter von Muskovit zu Biotit der Probe DDB 6 könnte wiederum ein Anzeichen einer hohen Abkühlungsrate sein. Jedbch können auch in diesem Fall infolge der Fehlerbereiche der Datierungen keine quantitativen Aussagen getroffin werden. Die aus derselben Bohrung wie die Probe DDB 15 stammende Probe DDB 14 bildet in bezug auf ihr Biotit- Abkühlalter mit 306:t 7 Ma die Ausnahme innethalb dieser Probengruppe. Dieses wird auf die in dieser Probe teilweise unvollständige Umwandlung von Biotit zu Chlorit zurückgeführt, da dadurch eine Störung des KlAr- Systems innerhalb des Kornbereichs angenommdn werden muß. Damit ist das Alter dieser Probe als irrelevant einzustufen. I Die Probe DDB 13 stammt aus einem Granodiorit des Delitzscher Plutonitmassivs, welches nach RÖLLIG(1991) am Ende der Frühmolassephase intrudierte und :deshalb dem spätorogenen Magmatismus zugeordnet wird. Die KlAr-Datierung der Biotite des Granodiorits ergab ein Abkühlalter von 303 :t 9 Ma.

VII SCHLUSSFOLGERUNGEN I Ein entscheidendes Ergebnis der vorliegenden Arbeit ist, daß aussagekräftige Datierungen tektonometamorpher Prozesse auch in polyphas überprägten Gebieten durch die konventionelle KlAr-Methode an Mineralfein- fraktionen und detritischen Hellglimmern in Verb1indung mit IIlitkristallinitäts- und Hellglimmer-Polytypie-Bestim- mungen an sehr schwach- bis schwachmetamorphdn Sedimenten möglich sind. Anhand der im Rahmen dieser Arbeit durchgeführten geochronologischen Bearbeitung Izweier Profile, ausgehend vom Oberharz bzw. der Flechtingen- Roßlauer-Scholle bis zum Sächsischen Granulitmassiv, konnten Zeitmarken für die Metamorphoseentwicklung innerhalb des Grenzbereichs Rhenoherzynikum-Saxothuringikum festgelegt werden. Darüber hinaus ließen sich Aussagen über potentielle Liefergebiete der vai-iszischen, Sedimente machen. Weiterhin war es für einige Zeit- abschnitte möglich, den Beginn und die Dauer der Schüttung aus einem definierten Liefergebiet zu bestimmen. Damit bieten sich für paläogeographische Rekonsfruktionen neue Möglichkeiten an. Es konnte eindeutig nachgewiesen werden, daß ~adOmisch/panafrikanisch tektonometamorphe Krustensegmente als Liefergebiet für kambrische Sedimente im östlichen Saxothuringikum (Armorika) fungierten und somit am Aufbau der Varisziden beteiligt waren. I Der Eintrag von silurischem, detritischem Material (435.414 Ma) ins rhenoherzynische Becken wurde für das Mitleld"on be"ätigt. . ~ 73

Für das rhenoherzynische Becken wurde ein Liefergebietswechsel ab dem oberen Oberdevon (do III-IV) nachgewiesen. Ab diesem Zeitpunkt treten in den Flyschen die ersten frühvariszisch metamorphen Hellglimmer (377- 367 Ma) auf. Aus der geringen Differenz von Sedimentationsalter und den Abkühlaltern der detritischen Hell- glimmer ergibt sich eine sehr schnelle Hebung, Abtragung, Erosion und Sedimentation des frühvariszisch geprägten Kristallins. Die Schüttung von detritischen Hellglimmern mit derselben Alterssignatur zeigte sich ebenso in den jüngsten Sedimenten des Harzes im höchsten Unterkarbon (cd III). Eine Sonderstellung nimmt der silurische Detritus (435 Ma) aus dem Kammquarzit (cd II-III) des Acker-Bruch- bergzuges ein. Dieser Detritus weist auf unterkarbonische Sedimentschüttungen vom nördlich gelegenen Old. Red-Kontinent hin. Damit unterscheiden sich die Sedimente des Acker-Bruchbergzuges nachhaltig von den von Süden stammenden, oberdevonischen-unterkarbonischen Flyschen mit frühvariszisch geprägtem Detritus (-370 Ma). Diese Tatsache unterstreicht die fazielle Sonderstellung des Acker-Bruchbergsystems im Rhenoherzynikum. Im oberen Oberkarbon (Stefan C) tritt in den Sedimenten im Gebiet der Mitteldeutschen Kristallinzone ohne Übergang, schlagartig spätvariszischer Detritus mit Abkühlaltern der detritischen Hellglimmer von 320 Ma auf. Das bedeutet, daß ab dem oberen Oberkarbon kein frühvariszisch geprägter Detritus mehr in dieses Gebiet sedimentiert wurde. Es kann davon ausgegangen werden, daß die frühvariszisch, druckbetonten Einheiten weitest- gehend abgetragen oder ihre Reste sedimentbedeckt waren. Ab diesem Zeitpunkt gelangten spätvariszisch temperaturbetonte Einheiten ins Abtragungsniveau.

Die Zuordnung der detritischen Hellglimmer zu ihrem jeweiligen Liefergebiet wird anhand des Vergleichs ihrer Abkühlalter mit Alterssignaturen in bekannten Kristallingebieten vorgenommen. Für den cadomisch/panafrikanisch geprägten Detritus ergibt sich Gondwana bzw. ein verwandtes Terrane als Liefergebiet. Der Detritus mit silurischen Abkühlaltern deutet auf den Old-Red-Kontinent als Liefergebiet hin, wobei ein anderes Gebiet gleichen Alters nicht ausgeschlossen werden kann. Für den frühvariszisch geprägten Detritus konnte bisher keine eindeutige Zuordnung zu einem Liefergebiet getroffen werden. Statt der Mitteldeutschen Kristallinzone, die von zahlreichen Autoren als Liefergebiet diskutiert wird, könnten auch weiter ausgedehnte Ausläufer der MPIHP Kristallindecken, deren Erosionsreste heute nur in geschonten Positionen erhalten sind (Münchberger Gneismasse, ZEV), im Hinblick auf ihre Alterssignatur (u.a. HANSENet al. 1989, KREUZERet al. 1989) als Liefergebiet angesehen werden. Für den spätvariszischen Detritus kommt als Liefergebiet die Böhmische Masse in Frage.

Als frühestes Eckdatum für die Metamorphoseentwicklung im Grenzbereich Rhenoherzynikum-Saxothuringikum konnten frühvariszische Überprägungen (350 Ma) in kambrischen und ordovizischen Sedimenten südöstlich (Kambrium von Delitzsch) bzw. nordwestlich (Pakendorfer Zone) der Mitteldeutschen Kristallinzone nachgewiesen werden. Diese Daten sind Hinweis auf eine synchrone, sehr schwachmetamorphe Überprägung beider, durch die später eingeschuppte Mitteldeutsche Kristallinzone getrennten, Gesteinseinheiten im unteren Unterkarbon. In der südwestlichen Verlängerung der Pakendorfer Zone deuten innerhalb der Wippraer Zone (Nördliche Phyllitzone) die Metamorphosealter auf einen Überprägungszeitraum von 350 bis 320 Ma hin. Die Altersverteilung in den Serien der Wippraer Zone schließt eine synchron verlaufende, tektonometamorphe Entwicklung dieser Struktur- einheiten aus und spricht für deren postmetamorphe Stapelung. Die Metamorphosealter im Unterharz (SE-Rand Rhenoherzynikum) mit 335.328 Ma zeigen den Zeitraum der Hauptgefügeprägung an und deuten darauf hin, daß die früheste Deformation am SE-Rand des Rhenoherzynikums z.T. parallel zur Deformation innerhalb der Nördlichen Phyllitzone stattfand. Die finale Stapelung der Wippraer Zone (Nördliche Phyllitzone) erfolgte ab bzw. später als 320 Ma. Die Inter- pretation der fortlaufenden Deckenüberschiebung, welche die Ursache für die metamorphe Überprägung darstellt, wird durch die MetamorphoseaIter aus dem nördlichen Mittelharz mit 320-310 Ma untermauert. Anhand der gewonnenen Altersdaten der Südharzdecke konnte hingegen keine eindeutige Aussage über den Zeitpunkt der Platznahme der Decken bzw. deren interner Verformung getroffen werden. 1m Bereich des Oberharzes ergibt sich für die synkinematische, oberkarbonische Überprägung ein Alter von 309:t 6 Ma.

Aus dem Zusammenhang des Metamorphosebildes und der K/Ar-Feinfraktionsalter des Oberharzer Devonsattels wird auf ein permisches, postkinematisches Wärmeereignis vor etwa 275 Ma in diesem Gebiet geschlossen. Im restlichen Oberharz wird der Ausklang einer postkinematischen thermischen Überprägung mit 300-285 Ma datiert. Ob es sich dabei um eine die Deformation überdauernde, langanhaltende Temperung oder um ein nachfolgendes 74 per~isc.hes. Wär~eereignis h~ndelt, kann. an dieseli Stell~ nicht beurteilt ,:er~en. Nicht auszuschließen ist auch ~in kontmUlerlicher Ubergang belder. Der Emfluß desj permischen Wärmeerelgmsses (272-269 Ma) kann ebenfalls Im Unter- und Mittelharz lokal begrenzt festgestellt werden.

Aus dem epizonalen Schiefermantel des SächsiJchen Granulitmassivs stammen die Metamorphosealter von 321-316 Ma. Diese Altersdaten werden im Zusimmenhang mit der Exhumierung der Granulite gesehen, die zwischen 360 und 340 Ma hochgradig überprägt wJrden.

Die Altersdaten aus dem Nord- bzw. Südrand de~ Mitteldeutschen Kristallinzone betragen 310 bis 290 Ma. Sie entstammen zum einen der Phyllitzone von Roßlau (Nördliche Phyllitzone), die an NW-vergenten Störungen von der Mitteldeutschen Kristallinzone überschoben I ist und zum anderen der Südlichen Phyllitzone, die die Mitteldeutsche Kristallinzone im Süden überlagert. Die Altersdaten werden hier als Zeitraum der Einschuppung der Kristallinzone entlang der großen NW-vergenten Störungen in die um 350 Ma überprägten Gesteinseinheiten interpretiert. Diese Einschuppung führte zu den heuÜgen Lagerungsverhältnissen. Die KlAr-Datierungen an Glimmern (Muskovit, I Biotit) der zur Mitteldeutschen Kristallinzone gehörenden Kristallinkomplexe (Kyffhäuser, Dessauer, Hohnsd9rfer, Prettiner) ergaben Abkühlalter von 337-329 Ma. Für den Rambergpluton sowie das Delitzscher Plutonitmassiv, die beide dem spätorogenen Magmatismus zugeordnet werden, wurden KlAr-Biotitabkühlalter von 295 bzw. 303 Ma bestimmt. I Offen bleibt die Frage, ob die Mitteldeutsche Kristallinzone als Liefergebiet des rhenoherzynischen Flyschs fungierte. Innerhalb des Flyschs treten vom Oberd'evon bis Unterkarbon detritische Hellglimmer mit KlAr-Altern von etwa 370 Ma auf. Demgegenüber stehen dil~ KlAr-Abkühlalter der Kristallingesteine der Mitteldeutschen Kristallinzone von etwa 330 Ma. Damit scheid~t das Modell einer einmaligen Hebung der Mitteldeutschen Kristallinzone im Oberdevon aus. Eine Hebung im Oberdevon würde zudem eine sehr schnelle Exhumierung verlangen, da die Differenz zwischen Abkühlaltet der detritischen Hellglimmer und deren Sedimentationsalter (do III-IV) ziemlich gering ist. Eine langsame Hebung des Kristallinkomplexes im Oberdevon ließe die ins Erosionsniveau gelangenden Bereiche, aufgrund ihr~r späteren Abkühlung, immer jüngere KlAr-Abkühl alter liefern. Die Tatsache, daß in den Sedimenten vom oberen qberdevon bis hohen Unterkarbon die KlAr-Alter der detritischen Hellglimmer durchgehend um 370 Ma ergeben, schließt damit die Mitteldeutsche Kristallinzone als ein sich langsam hebendes Liefergebiet aus. Eine alternative Vorstell~mg wäre die bereits erwähnte weiträumige Ausdehnung südlich gelegener Kristallindecken, die ab dem oberen Ob~rdevon als Liefergebiete des frühvariszisch geprägten Detritus fungiert haben könnten. I Im Unterkarbon wurde dann die Hebungsphase der Mitteldeutschen Kristallinzone vor etwa 330 Ma wirksam. Ungeklärt bleibt, wohin die infolge der unterkarbonischen Hebung der Mitteldeutschen Kristallinzone abgetragenen Gesteine geschüttet wurden. In diesen Sedimenten rären Detritusalter (Hellglimmer) zu erwarten, die älter als 330 Ma und jünger als 370 Ma sind. Stattdessen finden sich im Gebiet der Mitteldeutschen Kristallinzone und im I Vorland ab dem oberen Oberkarbon schlagartig KlAr-Altersdaten detritischer Hellglimmer von 320 Ma. Auch diese können nicht von der Mitteldeutschen Kristallirizone stammen, da das heute anstehende Kristallin KlAr- Glimmerabkühlalter von 337-329 Ma aufweist. I

Im Folgenden wird eine auf die oben aufgeführten KlAr-Altersdatierungen der Mineralfeinfraktionen beruhende, tektonometamorphe Entwicklungsgeschichte des Grenzbereichs Rhenoherzynikum/Saxothuringikum bzw. E- Avalonia /Armorika modelliert (vgl. Abb. 50). Die älteste, frühvariszische, sehr schwachmetamorphe Überprägung wurde in kambrischen Sedimenten des Saxothuringischen Beckens (Armorika) sowie in lordovizischen Sedimenten der Nördlichen Phyllitzone (hier: Wippraer und Pakendorfer Zone) nachgewiesen. Innerhalb der zwischen dem Saxothuringikum und Rhenoherzynikum vermittelnden Nördlichen Phyllitkone (hier: Wippraer Zone) zeigt sich eine Abnahme der Meta- morphosealter von etwa 350 auf 320 Ma in Richturig Nordwesten. Eine Ausnahme bildet die südöstlichste Einheit I der Wippraer Zone mit einem Alter von ca. 330 Ma. Dieses Szenario wird als eine klassische "out of sequence"- Stapelung am Hinterende eines Überschiebungsgürtels interpretiert. Dabei wird tieferes, daher noch nicht abgekühltes Material im rückwärtigen Teil eines Überschiebungsstapels nach oben über bereits gestapeltes, abge- I kühltes Material gebracht (u.a. MITRA 1986, vgl. AHRENDTet al. 1996). Im Zusammenhang mit den abnehmenden Metamorphosealtern in Richtung Nordwesten wird ~ine synchron verlaufende tektonometamorphe Entwicklung der Wippraer Zone ausgeschlossen. Der Zeitpunkt ihrdr finalen Stapelung erfolgte nach ihrer jüngsten metamorphen Üb''P,ägung (320 Ma). , 75

G/lllIngen

Begrenzung MKZ mil nördlicher - • und südlicher Phyllitzone

lill.TI Kytfhäuser bzw. Ruhlaer Krislallin Graniloide 1 Brocken K1Ar-Altersdaten Krislallin der 2 Ramberg [JE] Mineralfeinfraktionen 3 Prelzsch in Ma ~ 4 Prettin ~ Graniloide (ohne Fehlerangabe) 5Delilzsch

Abb. 50: Zeitmarken der tektonometamorphen Entwicklung im Grenzbereich Rhenoherzynikum-Saxothuringikum

Vergleichbare K/Ar-Altersdaten aus der SW-Verlängerung der NPZ (S-Taunus, S-Hunsrück) ergaben 327-309 Ma (AHRENDTet al. 1978, 1983) und 323-308 Ma (KLÜGEL 1995) und deuten auf eine spätere metamorphe Über- prägung in diesem Gebiet hin. Dies könnte durch ein früheres Einsetzen der Kollision und Metamorphose im Bereich des östlichen Rheno- herzynikums verglichen mit dem südlichen Rheinischen Schiefergebirge erklärt werden. Dieser mögliche Hinweis auf eine schiefe Kollision (Transpression) der beiden Krusteneinheiten würde voraussetzen, daß die Wippraer Zone die strukturidentische Verlängerung der südwestlichen Phyllitzone ist, also paläogeographischer Bestandteil der rhenoherzynischen Unterplatte. In diesem Modell geben die Altersdaten der rhenoherzynischen Unterplatte (Nördliche Phyllitzone) und saxothuringischen Oberplatte (Saxothuringisches Becken) den Zeitpunkt des Kollisionsbeginns vor 350 Ma an. Aus der Altersdifferenz zu den ältesten Altersdaten der SW-Verlängerung der Nördlichen Phyllitzone (S-Hunsrück, S- Taunus) ergibt sich eine ungleichzeitige Schließung des trennenden Ozeans. Für den Zeitpunkt der Kollision im NE- 76

Bereich (Harz) ergibt sich aus der modellhaften Berechnung eine Breite des trennenden Ozeans im SW (Taunus, Hunsrück) von etwa 350 km. Dabei wurde die Diffbrenz der jeweils ältesten Altersdaten im NE- bzw. SW-Bereich I und die von KLÜGEL(\ 995) angegebene Mindestkonvergenzgeschwindigkeit der Krusteneinheiten von 14 mmJa zugrunde gelegt. Wird hingegen die von AHRENDTIetal. (\ 983) ermittelte Geschwindigkeit der "synmetamorphen Deformationswelle" von 5 mmJa im Rheinischen Schiefergebirge berücksichtigt, verringert sich die Ozeanbreite auf etwa 125 km. In diesem Modellansatz sollen die oben angegebenen Ozeanbreiten als Extremwerte verstanden werden.

Anlaß zu einer zweiten Interpretationsmöglichkeit der älteren Metamorphosedaten in der Wippraer Zone geben die Unterschiede im lithologischen und faziellen Inh~lt der Wippraer Zone im Vergleich zur Phyllitzone im Süd- hunsrück und Südtaunus (z.B. KLÜGELet al. 1994, hÜGEL 1995 und frdl. mündl. Mitt. ONCKEN).Letztere muß als äußerster Rand des rhenoherzynischen Schelfes (E-A.valonia) angesehen werden und repräsentiert damit einen Teil der Unterplatte. Gehören die Gesteine zum Akkretibnskeil der saxothuringischen Oberplatte, wären sie dort neben einem frühen Deformationsbeginn einer fortlaufendbn Durchbewegung bis zur Schließung des Ozeans unterworfen. Als Konsequenz ergäbe sich die Zusammengehörikkeit der frühvariszisch (350 Ma) geprägten kambrischen und ordovizischen Gesteinseinheiten südöstlich bzw. nbrdwestlich der Mitteldeutschen Kristallinzone. Die erst nachfolgende Einbeziehung des rhenoherzynischen Schelfes in das wandernde Orogen müßte dort jüngere Defor- mationsalter als die im höheren Teil des Orogens er~eben. In diesem Fall müßten Teile der Wippraer Zone schon im Akkretionskeil gestapelt und verkürzt sowie zu ein'em späteren Zeitpunkt auf das Rhenoherzynikum überschoben worden sein. Die Deformationsalter der Gesteine de~ überfahrenen Rhenoherzynikums sollten dann jünger als die im Akkretionskeil des Saxothuringikums sein. I Die Altersdaten des Unterharzes mit 335-328 Ma fallen in den Überprägunszeitraum der Wippraer Zone. Jedoch stehen sie, aufgrund der komplexen Verbandsverhältnisse und der uneinheitlichen tektonischen Entwicklung innerhalb des Unterharzes in keinem eindeutigen Wide~spruch zu der Interpretation der Wippraer Zone als Teil des saxothuringischen Akkretionskeils. I Die beiden hier vorgestellten Interpretationsmögliyhkeiten sind idealisierte Modelle und sollen als Beitrag zur geodynamischen ModelIierung des Kollisionsbereichs Rhenoherzynikum-Saxothuringikum verstanden werden. Die Komplexität der tektonometamorphen Vorgänge im IKollisionsbereich zweier Krustensegmente läßt in bezug auf die KlAr-Altersdaten keine eindeutige Zuordnung öer Wippraer Zone zum rhenoherzynischen Schelf bzw. saxothuringischem Akkretionskeil zu. I

Unabhängig von dieser Diskussion geben die Metamorphosealter des nordöstlichen Mittelharzes (rhenoherzynischer Schelf) mit 320-310 Ma vermutlich den Zeitpunkt I eine.~ mit der Metamorphose synchron verlaufenden Decken- überschiebung an, die als Ursache für die metamorphe Uberprägung angesehen wird. Diese Deckenüberschiebung steht möglicherweise mit der finalen Krustenstapelung der Wippraer Zone in Verbindung. Die etwas jüngeren Überprägungsalter im Bereich des Oberharzes von letwa 310 Ma deuten auf das Fortschreiten der Orogen front in Richtung NW hin. Die entlang NW-vergenten Störungen verlaufende, späte Einschuppung der Mitteldeutschen Kristallinzone fand im Zeitraum von 310 bis 290 Ma statt und bedingte die lnetamorphe Prägung ihrer Rahmengesteine. Während im Bereich des Harzes und der MitteldeutJchen Kristallinzone das kompressive Regime bis zu dieser Zeit (310 bis 290 Ma) wirksam war, wird im östlibhen Saxothuringikum der Schiefermantel des Sächsischen I Granulitmassivs infolge der Exhumierung der hochmetamorphen Granulite in der Zeitspanne von 321-316 Ma epizonal überprägt. Eine mögliche ModellvorstellJng wäre ein im Rhenoherzynikum und im Kollisionsbereich Rhenoherzynikum-Saxothuringikum vorherrschendek kompressives Regime, bei bereits postkollisionaler Extension im Bereich des Sächsischen Granulit~assivs. l

Die jüngste, variszische, thermische Uberprägung zeIchnet sich vor 275-270 Ma im Oberharzer Devonsattel als auch lokal begrenzt im Unter- und Mittelharz ab. Diese~ permische, postkinematische Wärrneereignis steht im Zusam- menhang mit der Endphase der variszischen Orogendse. 77

LITERA TURVERZEICHNIS

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ANHANG

Proben verzeichnis

Lokalität! I bezeichnun Bohrun (Teufe) I Profil I: Harz - Sächso Granulitmassiv Harz Clausthaler Kulmfaltenzone 0094-6 S' Neuekrug cd III y Tonschiefer 0094-7 S' Neuekrug cd III y Grauwacke 0094-12 Riesenbachtal cd III ß Grauwacke

Oberharzer Devonsattel EBR1 Rammelsberg EHel Tuffit 0094-1 NE' Hahnenklee EHel Tonschiefer 0094-4 Granetalsperre Eifel Tonschiefer 0094-5 E' Innerstetalsperre do I a-ß Tonschiefer 0094-13 Schalker Mulde du/dm siltiger Sandstein Oberharzer Diabaszu I 0094-15 Osterode-Freilieit doN/V Rotschiefer

Acker-Bruchber zu I 0095-7 do Quarzit 0095-8 do VI/cd I Tonschiefer 0095-9 cd I-II Quarzit

BIan k en burger Zone 0092-7 SE' Altenbrak ? dm-do Quarzit 0092-8 SE' Altenbrak ? dm-do Tonschiefer 0092-9 c/o Treseburg EHel Tonschiefer Tanner Zone I 0092-6 N' Allrodel TannGW2 E' Scharzfeld

Rambergpluton IOD 92-5 S' Thale porphyr. Granit

Südharz-/Selkedecke 0092-2 Steinbruch Rie1:l.er do II ß-VI feink. dichtes Gestein S-Harz GW 2 Bartolfelde I do III-IV milder Tonschiefer S-Harz GW 4 S' Zorge I do II ß/III-IV mittelk. Grauwacke 0095-25 B242 Ab. 034 km:l,600 Givet- do I Melange 0095-29 Zorge/Sta ufenberg do II a-ß Rotschiefer

H arzgero OOd er Z one 0092-1 W' Harzgeroae cd II phyllit. Tonschiefer DD 95-17 SW'Regenbogeriberg cd Olisthostrom-Matrix 0095-18 E' Panzerberg Silur Tonschiefer 0095-21 Grube Helmhold höchstes Silur Tonschiefer 0095-22 Grube Helmhold unterstes du Tonschiefer 0095-23 Güntersberge cd olisthostrom -Ma trix

Tab. 1: Proben verzeichnis 89

Wi raer Zone DD 90-1 Brauerei Wi ra Tonschiefer DD 90-2 Friesdorf h Hit. Tonschiefer DD 90-3 Rammelbur Metavulkanit DD 90-4 Rammelbur elit. Schiefer DD 90-5 Biesenrode Tonschiefer DD 90-6 Kli mühle Tonschiefer DD 90-7 W' Kli mühle h llit. Schiefer DD 90-8 Brombachtal Tonschiefer DD 90-9 Hohesteintal elit. Schiefer DD 90-10 S' Herrenmühle Tonschiefer DD 92-12 Dinsterbachtal Ph llit

Kyffhäuser DD 92-13 DD 92-15

Profil 11:Flechtingen-Roßlauer Scholle - Sächs. Granulitmassiv

Zerbst 27/82 DDB1 Ordovizium Tonschiefer (200,0 m) Zerbst 24/82 ob. Riphäikum DDB3 Phyllit (115,5 m) (Devon?) Zerbst 24/82 ob. Riphäikum DDB4 Phyllit (110,4 m) (Devon?) Dessau 1/59 DDB6 Metagranitoid (255,5 m) Jessen 3/64 ob. Riphäikum PR3 DDB9 Quarzitschiefer (316,0 m) D Delitzsch 8/64 DDB 10 (379,0; 380,5; 384,5; Mittelkambrium quarzit. Sandstein 397,5 m) Delitzsch 8/64 DDB 11 Mittelkambrium quarzit. Sandstein (424,5; 424 7' 426 0 m) Delitzsch 92/79 Variszisch Granodiorit DDB 13 (383,0 m) Plätz 472/58 Präkambrium PR2- Gneis/ DDB 14 (334.5 m) PR3 Fanl:domerat Plätz 472/58 Präkambrium PR2- DDB 15 Biotitgneis (370,0 m) PR3 Doberlug T52/59 DDB 16 Kambro-Ordovizium Granodiorit (206,7 m)

DD 94-23 Steinkohlewerk Plätz Stefan C Sandstein

Sächsisches Granulitmassiv DD 94-18 NW'Tränkenmühle ? Kambrium DD 94-19 c/o Lei zi er Hütte Unterordovizium DD 94-20 ca. 200m nach NW Unterordovizium

Tab. 1: Proben verzeichnis (Fortsetzung) 90

,j 7R Datenblatt zur KlAr-Altersbestimmung u.• ";;,w ; 0i1 'Dk,'ill@W' ,WMhiW ~- .~ "' s~J!k. ;~ ,,@

Argon-Isotopie : Spike-Isotopie : Zerfallskonstanten [lIa]: Kalium: ..•..

40Ar 99,6000% 40Ar 0,0099980% AE: 5,810E-11 40K: 0,011670% 38Ar 0,0630% 38Ar 99,9890000% Aß: 4,962E-10 Kp!K: 0,8301

36Ar 36Ar Atommassen [g/mol): 0,3370% 0,0009998% , Standard Temperature Pressure (STP) . Ages: 5,543E-10 ges Ar: 39,9476

O°C; 760 mm Hg Molares Normvolumen 40Ar: 39,9624 Normbedingungen (DIN 1343) [mi]: 22413,8 ges K: 39,1020 .&. 273,15K; 1013,25 mbar 1 ~Jj;difu# ~ '{n##¥iP4"'~!.Ii 40 • 40 • Probenbezeichnung Frak1ion Stratigraphie K20 Ar Ar Alter Fehler Fehler

[lJm] [Gew.%] [nVg] STP [%] [Ma] [Ma] [%] j!:L dA" ..w. . ,'i!':<;'.iJf;~ ii@. jj)I; 11l1l1;;, 21:

Profil I: Harz - Sächs. Granulitmassiv

Harz

Clausthaler Kulmfaltenzone

DD 94-6 <2 ~m cd 111 y 4,73 53,21 98,61 319,1 7,1 2,2 DD 94-6 < 0,2 ~m cd 111 y 5,77 57,65 98,40 286,1 5,8 2,0 DD 94-7 <2 ~m cd 111 y 2,73 30,74 95,04 319,4 6,7 2,1 DD 94-7 < 0,2 ~m cd 111 y 3,67 38,08 95,18 296,2 8,9 3,0 DD 94-7 mus 315-500 ~m cd 111 y 6,34 85,00 94,66 374,3 9,3 2,5 DD 94-12 <2 ~m cd 111 ß 3,33 36,19 95,09 309,1 6,6 2,1 DD 94-12 < 0,2 ~m cd 111 ß 4,30 42,36 97,25 282,3 6,5 2,3

Oberharzer Devonsattel I EBR 1 <2~m dm (Eifel) 8,74 82,83 99,34 272,4 6,3 2,3 EBR 1 < 0,2 ~m dm (Eifel) 8,55 77,57 98,85 261,6 5,3 2,0 DD 94-1 <2 ~m dm (Eifel) 6,00 72,09 99,25 338,9 7,1 2,1 DD 94-1 < 0,2 ~m dm (Eifel) 5,14 51,57 97,08 287,2 6,0 2,1 DD 94-4 <2 ~m dm (Eifel) 5,20 60,37 98,10 328,4 6,7 2,0 DD 94-4 < 0,2 ~m dm (Eifel) 5,58 57,65 98,22 295,0 6,1 2,1 DD 94-5 <2 ~m do I a-13 5,86 69,48 97,35 334,8 6,9 2,1 DD 94-5 < 0,2 ~m do I a-13 6,63 71,99 98,19 308,9 6,3 2,0 DD 94-13 <2 ~m du/dm 7,56 82,11 96,65 309,0 6,5 2,1 DD 94-13 < 0,2 ~m du/dm 7,83 78,28 98,47 286,2 6,2 2,2 DD 94-13 mus 90-125 ~m du/dm 10,20 152,87 97,10 413,7 8,5 2,1

Oberharzer Diabaszug I DD 94-15 <2 ~m do IV-V 5,08 61,68 96,71 342,1 7,1 2,1 DD 94-15 <0,2 ~m do IV-V 6,24 66,93 98,32 305,4 I 6,4 2,1

Acker-Bruchbergzug I DD 95-7 mus 160-500 ~m do 8,95 149,84 99,64 456,4 28,7 6,3 DD 95-8 <2 ~m do VI- cd I 2,51 28,39 94,79 320,4 7,0 2,2 DD 95-8 <0,2 ~m do VI- cd I 4,88 49,97 95,54 292,4 6,4 2,2 DD 95-9 mus 250-315 ~m cd 1-11 9,93 157,34 98,86 434,7 12,3 2,8

Tab. 2: Datenblatt zur K/Ar-Altersbestimmung j -- --- 91

Blankenburger Zone

DD 92-7 <21Jm ?dm-do 4,57 48,52 93,74 302,4 6,5 2,1 DD 92-7

TannerZone

DD 92-6 <21Jm cd 11ß/y 5,82 61,63 95,62 301,8 6,4 2,1 DD 92-6

Rambergpluton

DD 92-5 bio 315-500 IJm porphyr. Granit 8,75 90,54 99,00 295,5 6,4 2,2

SüdharzlSelke Grauwacke

DD 92-2 <21Jm do 11ß-VI 6,70 69,87 98,13 297,6 6,8 2,3 DD 92-2

Harzgeröder Zone

DD 92-1 <21Jm cd 11 5,80 67,24 97,46 328,0 7,6 2,3 DD 92-1

Wippraer Zone

DD 90-1 <21Jm Serie 2 (Silur) 4,53 53,31 91,83 332,4 9,9 3,0 DD 90-1

Tab. 2: Datenblatt zur K1Ar-Altersbestimmung (Fortsetzung) 92

0090-4 <21Jm Serie 1 (cd) 5,94 69,04 95,59 328,8 6,9 2,1 0090-5 <21Jm Serie 4 (Ordoviz.) 5,41 66,65 95,65 346,7 8,4 2,4 0090-5

Kyffhäuser I 0092-13 mus riesenkörnig pegmat. Granit 10,38 122,57 98,38 333,5 8,4 2,5 0092-13/2 mus 315-500 IJm pegmat. Granit 10,59 124,37 98,86 331,9 6,8 2,0 0092-15 bio 250-315 IJm Paragneis 7,86 92,56 99,73 332,7 7,7 2,3

P,ofllll, FI.ehting.n-RoBI.u.' Scholl. - S'e",_ G"nLm'SSIV I OOB 1 <21Jm Ordovizium 3,85 47,54 97,24 347,4 8,3 2,4 OOB3 <21Jm ? Devon 5,27 53,86 94,45 292,1 6,2 2,1 OOB3 <0,2IJm ? Devon 5,42 52,67 93,94 278,8 6,0 2,2 DDB4 <21Jm ? Devon 6,93 75,02 98,80 308,0 6,2 2,0 DDB4 <0,2IJm ? Devon 6,40 65,06 98,12 290,7 5,9 2,0 DDB 6 mus 10,54 125,84 98,67 336,9 6,9 2,0 DDB 6 bio 8,57 101,57 99,18 334,6 7,3 2,2 DDB 9 <21Jm Präkambrium PR3 C 4,11 41,77 86,18 290,6 6,7 2,3 DOB10 <21Jm Mittelkambrium 5,09 63,29 97,06 349,6 7,4 2,1 DOB10

Sächsisches Granulitgebirge

DO 94-18 <21Jm Limritzer Serie 5,77 55,71 96,65 277,2 5,7 2,1 DD 94-18 <21Jm Limritzer Serie 5,79 56,47 97,98 279,8 5,7 2,0 DD 94-18

Tab. 2: Datenblatt zur K/Ar-Altersbestimmung eFlrtsetzung)

I 93

~ ~ ' -" Liste der KlAr.Alter unter Berücksichtigung ihrer stratigraphischen Position

,. ,~ ~ ",.' Stratigraphie Proben- Alter [Ma] Alter [Ma] Alter detr. Muskovite bezeichnung <2~m < 0,2 ~m [Ma]

"d} ,,'", KARBON: 290.360 Ma co (Stelan C) DD 94-23 258:1: 5 210:1: 6 320:1: 8 cd 111y DD 94-7 319:1: 7 296:1: 9 374:1: 9 cd 111y DD 94-6 319:1: 7 286:1: 6 - cd 111ß DD 94-12 309 :1:7 282:1: 7 cd 11ß/y DD 92-6 302:1: 6 284:1: 6 . cd 11 DD 92-1 328:1: 8 309:1: 9 cd I-li DD 95-9 - 435:1: 12 cd DD 90-3 320:1: 7 287:1: 6 . cd DD 90-4 329:1: 7 . cd DD 95-17 335:1: 8 304:1: 6 - cd DD 95-23 335:1: 7 302:1: 6 -

DEVON! KARBON: ca. 360 Ma do/ cd Tann GW 2 I 315:1: 7 I 289:1: 9 377:1: 11 do VI/cd I DD 95-8 T 320 :1:7 I 292:1: 6 . c;;;c DEVON: 360 • 408 Ma do IV-V DD 94-15 342:1: 7 305:1: 6 - do 11ß- do VI DD 92-2 298:1: 7 297:1: 6 . do III-IV S-Harz GW 2 318:1: 7 272:1: 6 . do 11a-ß DD 95-29 356:1: 7 316:1: 7 . do I a-ß DD 94-5 335 :1:7 309:1: 6 . do DD 95-7 . - 456:1: 29 dm (Givet) - do I DD 95-25 341:1: 8 314:1: 7 . ? dm (Givet) - do DD 92-7 302:1: 7 269:1: 6 431:1: 9 ? dm (Givet) - do DD 92-8 321:1: 7 299:1: 6 . dm (Eilei) DD 92-9 309:1: 7 293:1: 6 . dm (Eilei) DD 94-1 339:1: 7 287:1: 6 . dm (Eifel) DD 94-4 328:1: 7 295:1: 6 . dm ? EBR 1 272:1: 6 262:1: 5 . du/dm DD 94-13 309:1: 7 286:1: 6 414:1: 9 DD 90-2 360:1: 7 . DD 90-9 330:1: 9 296 :1:7 . DD 92-12 335:1: 7 321:1: 7 . ?? DDB 3 292:1: 6 279:1: 6 . ?? DDB4 308:1: 6 291:1: 6 . du (unt. Gedinne) DD 95-22 333:1: 7 315:1: 7 .

"" ':Ce SILUR: 408 • 436 Ma oberstes Ashgill DD 95-21 334:1: 7 312:1: 7 . DD 95-18 305:1: 6 272:1: 6 . L1andovery-Wenlock DD 90-1 332:1: 10 314:1: 7 . L1andovery-Wenlock DD 90-10 339:1: 7 304:1: 7 . ORDOVIZIUM: 436 • 505 Ma Arenig-L1anvim DD 90-5 347:1: 8 317:1: 7 . Arenig-L1anvim DD 90-6 341:1: 8 309:1: 8 - Arenig-L1anvim DD 90-7 351:1: 8 . . Arenig-L1anvim DD 90-8 341:1: 8 . . Arenig-L1anvim DDB 1 347:1: 8 . . Remser-Schichten DD 94-20 316:1: 7 297:1: 6 - Lobsdorf-Schichten DD 94-19 321:1: 7 294:1: 8 .

KAMBRIUM: 505 - 570 Ma Mittelkambrium DDB10 350:1: 7 350:1: 7 . Mittelkambrium DDB 11 363 :1:7 361:1: 8 590:1: 13 Limritz-Serie DD 94-18 280:1: 6 255:1: 5 .

OBERES PROTEROZOIKUM: 570.1600 Ma Ob. Riphäikum PR3 IDDB9 291:1: 7 . -

Tab. 3: Liste der KlAr-Alter unter Berücksichtigung ihrer stratigraphischen Position lIIitkristallinitäten der Proben aus dem Harz

Proben bezeichnung tektonische Metamorphosegrad Belegungsdichte 2 Position [mg/cm ]

DD 94-6 <2 ~m Clausthaler Faltenzone 319:t 7 0,505 Diagenese-Anchizone 3,25/2,69 4,73 0,70 400 DD 94-6 < 0,2 ~m Clausthaler Faltenzone 286:t 6 0,605 Diagenese 0,92/0,91 5,77 0,33 275 DD 94-7 <2 ~m Clausthaler Faltenzone 319:t 7 0,440 Diagenese-Anchizone 1,81 12,34 2,73 1,64 197 DD 94-7 < 0,2 ~m Clausthaler Faltenzone 296:t 9 0,490 Diagenese-Anchizone 1,54/1,28 3,67 1,43 234 DD 94-12 <2 ~m Clausthaler Faltenzone 309:t 7 0,380 untere Anchizone 2,28/2,55 3,33 1,78 206 DD 94-12 < 0,2 ~m Clausthaler Faltenzone 282:t 7 0,505 Diagenese-Anchizone 1,26 11,16 4,30 1,70 328 EBR 1 <2 ~m Ob.Devonsattel 272:t 6 0,280 hohe Anchizone 1,26/0,96 8,74 0,15 550 EBR 1 < 0,2 ~m Ob. Devonsattel 262:t 5 0,610. Diagenese 0,77 11,11 8,55 . 0,12 405 DD 94-1 <2 ~m Ob. Devonsattel 339:t 7 0,250 Anchizone 1,62/1,63 6,00 0,32 640 DD94-1 <0,2~m Ob. Devonsattel 287:t6 0,410 Diagenese-Anchizone 1,12/1,18 5,14 1,10 347 DD 94-4 <2 ~m Ob. Devonsattel 328:t 7 0,315 Anchizone 2,94 12,95 5,20 0,28 284 DD_9A=-4__<.0,2.~m _Ob._Devonsattel __ 295.:t.6__ 0,370_ Anchizone 0,681-0,66 __ 5,58_ -0,20- -362- DD 94-5 <2 ~m Ob. Devonsattel 335:t 7 0,405 Diagenese-Anchizone 2,53 12,42 5,86 0,15 673 DD 94-5 < 0,2 ~m Ob. Devonsattel 309:t 6 0,550 Diagenese-Anchizone 1,12 11,11 6,63 0,06 365 DD 94-13 < 2 ~m Ob.Devonsattel 309:t 7 0,350 Anchizone 2,56/1,99 7,56 0,08 1009 DD 94-13 < 0,2 ~m Ob.Devonsattel 286:t 6 0,560 Diagenese-Anchizone 2,09/3,56 7,83 0,07 630 DD 94-15 < 2 ~m Ob.Diabaszug 342:t 7 0,535 Diagenese-Anchizone 2,53/2,51 5,08 0,36 542 DD 94-15 < 0,2 ~m Ob.Diabaszug 305:t 6 0,660 Diagenese 1,13/1,15* 6,24 0,21 407 DD 95-8 < 2 ~m Acker-Bruchbergzug 320:t 7 0,498 Diagenese-Anchizone 4,37/3,93* 2,51 0,13 277 DD 95-8 < 0,2 ~m Acker-Bruchbergzug 292:t 6 0,533 Diagenese-Anchizone 0,91/1,08* 4,88 0,18 187 DD 92-7 <2 ~m Blankenburger Zone 302:t 7 0,270 hohe Anchizone 1,26/1,12 4,57 1,45 204 DD 92-7 < 0,2 ~m Blankenburger Zone 269:t 6 0,225 Epizone 0,75/0,73 4,84 1,38 242 DD 92-8 <2 ~m Blankenburger Zone 321:t7 0,165 Epizone 0,85/0,85 5,77 0,22 425 DD 92-8 < 0,2 ~m Blankenburger Zone 299:t 6 0,195 Epizone 0,86/0,86 6,10 0,18 548 DD 92-9 <2 ~m Blankenburger Zone 309:t 7 0,205 Epizone 1,34/1,45 4,85 0,34 711 DD 92-9 < 0,2 ~m Blankenburger Zone 293 :t 6 0,245 Anchizone/Epizone 3,50/3,11 5,06 0,28 891 DD 92-6 <2 ~m Tanner Zone 302:t 6 0,165 Epizone 1,24/1,20 5,82 0,88 456 DD 92-6 < 0,2 ~m Tanner Zone 284:t 6 0,330 Anchizone 2,20/3,71 6,11 0,71 770 Tann GW 2 <2 ~m TannerZone 315:t 7 0,455 Diagenese-Anchizone n.b. 3,47 2,04 205 Tann GW 2 < °2m Tanner Zone 289:t 9 °550 Dia enese-Anchizone n.b. 4,22 1,15 194

Tab. 4: Datenblätter zur IIlitkristallinitätsbestimmung 0092-2 <21Jrn Selke Decke 298:J::7 0,250 Anchizone/Epizone 1,51 /0,89 6,70 0,76 196 0092-2 < 0,21Jrn Selke Decke 297:J::6 0,445 Diagenese-Anchizone 1,09/1,09 7,08 0,54 260 S Harz GW <2 IJm Süd harz Decke 318:J::7 0,445 Diagenese-Anchizone n.b. 6,83 0,10 891 S Harz GW < 0,2 IJm Südharz Decke 272:J::6 0,630 Diagenese n.b. 7,34 0,06 692 0095-25 <21Jrn Südharz Decke 341 :J::8 0,330 Anchizone 1,97/2,00* 5,85 0,18 1473 0095-25 < 0,21Jm Südharz Decke 314:J::7 0,510 Diagenese-Anchizone 1,49/1,40* 5,72 0,17 721 0095-29 <21Jm Süd harz Decke 356:J::7 0,375 Anchizone 1,66/1,71* 5,46 0,86 432 0095-29 < 0,21Jm Südharz Decke 315:J::7 0,590 Diagenese-Anchizone 2,38/2,19* 7,35 0,24 692 0092-1 <21Jrn Harzgeröder Zone 328:J::8 0,260 hohe Anchizone 1,40/1,32 5,80 0,38 819 0092-1 < 0,21Jrn Harzgeröder Zone 309:J::9 0,295 Anchizone 3,32/5,20 6,17 0,32 1757 0095-17 <21Jrn Harzgeröder Zone 335:J::8 0,305 Anchizone 2,09/2,01* 4,99 0,44 353 0095-17 < 0,21Jm Harzgeröder Zone 304:J::6 0,395 untere Anchizone 1,32/1,35* 5,30 0,36 415 0095-18 <21Jm Harzgeröder Zone 305:J::6 0,325 Anchizone 4,87/4,89* 4,98 0,51 1564 0095-18 < 0,21Jm Harzgeröder Zone 272:J::6 0,395 untere Anchizone 0,96/0,68* 6,15 0,45 471 0095-21 <21Jrn Harzgeröder Zone 334:J::7 0,270 hohe Anchizone 3,36/3,75* 4,86 0,28 934 0095-21 < 0,21Jrn Harzgeröder Zone 312:J::7 0,270 hohe Anchizone 1,06/ 1,11 * 4,53 0,25 539 0095-22 <21Jrn Harzgeröder Zone 333:J::7 0,280 hohe Anchizone 3,36/3,30* 5,11 0,28 845 0095-22 < 0,21Jm Harzgeröder Zone 316:J::7 0,290 Anchizone 0,88/0,85* 4,81 0,27 637 0095-23 <21Jm Harzgeröder Zone 335:J::7 0,340 Anchizone 2,25/2,35* 5,99 0,12 1228 0095-23 <02um Harzgeröder Zone 302:J::6 0.515 Diaqenese-Anchizone 2,04/2,04* 6,11 0,11 698

lIIitkristallinitäten der Proben der Wi raer Zone

Proben bezeichnung lokalität Metamorphosegrad Wi ra Zone

0090/2 <21Jm Serie 1 360:J::7 0,260 hohe Anchizone 1,33/1,41 4,20 1,50 287 0090/3 <21Jrn Serie 1 320:J::7 0,265 hohe Anchizone 1,47/1,57 6,08 0,54 501 0090/4 <21Jrn Serie 1 329:J::7 0,270 hohe Anchizone 1,38/1,36 5,94 0,29 288 0090/1 <21Jrn Serie 2 332:J:: 10 0,275 hohe Anchizone 1,55/1,65 4,53 1,60 302 0090/10 <21Jm Serie 2 339:J::7 0,265 hohe Anchizone 1,62/1,77 4,29 0,81 321 0090/8 <21Jm Serie 3 341 :J::8 0,380 Anchizone 1,64/1,83 5,11 1,51 822 0090/5 <21Jrn Serie 4 347:J::8 0,295 Anchizone 1,30/1,28 5,41 1,25 699 0090/6 <21Jrn Serie 5 341 :J::8 0,275 hohe Anchizone 1,27/1,30 4,25 1,97 410 DD90n <21Jrn Serie 5 351 :J::8 0,265 hohe Anchizone 1,79/1,93 5,82 1,52 407 0090/9 <21Jrn Serie 7 330:J::9 0,260 hohe Anchizone 1,57/1,71 5,68 0,44 353 0092/12 <2 m Serie 7 335:J::7 0155 E izone 1,28/1,53 7,02 0,38 1217 Tab. 4: Datenblätter zur Illitkristallinitätsbestimmung (Fortsetzung) DD 90/2 <0,2I.1m Serie 1 0,290 Anchizone 1,78 11,76 4,56 0,97 332 DD 90/3 <0,2I.1m Serie 1 287:t 7 0,335 Anchizone 1,73 I 1,32 5,14 0,42 243 DD 90/4 <0,21.1m Serie 1 0,380 Anchizone 1,84 11,92 5,31 0,22 356 DD 90/1 <0,2I.1m Serie 2 314:t 7 0,285 Anchizone 1,56 11,57 4,94 1,10 523 DD 90/10 <0,2I.1m Serie 2 304:t 7 3,70 0,78 DD 90/5 <0,2I.1m Serie 4 317:t 7 0,465 Diagenese-Anchizone 1,55 11,69 5,26 1,39 521 DD 90/6 <0,2I.1m Serie 5 309:t 8 0,340 Anchizone 1,32 I 1,35 3,95 1,71 256 DD 90n <0,2I.1m Serie 5 0,395 Anchizone 1,40 I 1,42 5,09 1,00 289 DD 92/12 <02um Serie 7 321 :t 7 0215 Epizone 4,30 I 5,30 6,82 0,44 1930

IlIitkristallinitäten der Proben des Profils 11 Probenbezeichnung geologische Metamorphosegrad Position

DDB 1 <2 1.1m PakendorferZone 347:t 8 0,435 Diagenese-Anchizone n.b. 3,85 1,40 246 DDB3 <2 1.1m Phyllitzone von Roßlau 292:t 6 0,280 Anchizone n.b. 5,27 1,58 420 DDB-3--< 0;2 I.Im-Phyliitzone-von-Roßlau" -279-:F6- -0;375- Anchizone --n~b-. -- -5~42- -1-;-40- --1057- DDB4 <2 1.1m Phyllitzone von Roßlau 308:t 6 0,275 hohe Anchizone n.b. 6,93 0,68 1224 Phyllitzone von Roßlau Anchizone \0 DDB4 <0,2I.1m 291 :t 6 0,360 n.b. 6,40 0,58 1281 0\ DDB9 <2 1.1m Prettin-Drehnaer Serie 291 :t 7 0,255 Anchizone n.b. 4,11 3,44 303 DDB10 <2 1.1m Kambrium von Delitzsch 350:t 7 0,385 Anchizone n.b. 5,09 1,84 185 DDB10 < 0,2 I.Im Kambrium von Delitzsch 350:t 7 0,460 Diagenese-Anchizone n.b. 5,90 1,50 354 DDB 11 <2 1.1m Kambrium von Delitzsch 363:t 7 0,405 Diagenese-Anchizone n.b. 6,64 1,09 278 DDB 11 < 0,2 I.Im Kambrium von Delitzsch 361 :t 8 0,590 Diagenese-Anchizone n.b. 7,20 0,71 1337 DD 94-18 <2 1.1m Limritzer Serie 280:t 6 0,235 untere Epizone 1,35 11,39 5,77 0,08 323 DD 94-18 <0,2I.1m Limritzer Serie 255:t 5 0,300 Anchizone 1,42 I 1,30 5,98 0,09 337 DD 94-19 <2 1.1m Lobsdorfer Schichten 321 :t 7 0,160 Epizone 2,14 I 2,46* 5,76 1,21 619 DD 94-19 <0,2 1.1m Lobsdorfer Schichten 294:t 8 0,235 untere Epizone 0,77 I 0,83* 5,16 1,11 340 DD 94-20 <2 1.1m Remser Schichten 316:t 7 0,150 Epizone 1,81 I 1,91 * 7,12 0,95 1045 DD 94-20 <0,2 1.1m Remser Schichten 297:t 6 0,190 Epizone 1,37 11,32 6,61 0,87 999 DD 94-23 <2 1.1m Wettiner Schichten 258:t 5 0,350 Anchizone 2,10/2,20* 4,60 0,74 270 DD 94-23 <02 m Wettiner Schichten 210:t 6 0535 Dia enese-Anchizone 0,5010,49* 5,91 0,52 243 IIl1tkristallinität [°2 0]: kursiv gedruckt = unglykollsierte Werte Belegungsdichte [mglcm2]:' =bei 150°C im Trockenschrank pipettiert; n.b. =nicht bestimmt Grenzbereich Diagenese/Anchizone: 0,600 - 0,400 [°2 0]. Grenze Anchizone/Epizone: 0,240 :!: 0,010 [°2 0]. Kleinere Werte =bessere Kristallinität =höhere Metamorphose Tab. 4: Datenblätter zur IIIitkristal1initätsbestimmung (Fortsetzung) 97

MIneralbestand

,'TI

DD 94-6 <21lm Clausthaler Faltenzone 319:1: 7 0,505 Diagenese-Anchizone 1Md, 2M1 , Qz, Chi, 1M, Ab EBR 1 <21lm Ob. Devonsattel 272:1: 6 0,280 hohe Anchizone 1M, 1Md, 2M1 DD 94-1 <21lm Ob. Devonsattel 339:1: 7 0,250 Anchizone 1Md, 2M1, Qz, Chi, 1M, Fsp DD 94-1 <0,2Ilm Ob. Devonsattel 287:1: 6 0,410 Diagenese-Anchizone 1Md, 2M1, Chi, Qz, Fsp, 1M DD 94-4 <21lm Ob. Devonsattel 328:1: 7 0,315 Anchizone 1Md, 2M1, Qz, Chi, 1M DD 94-4 <0,2Ilm Ob. Devonsattel 295:1: 6 0,370 Anchizone 1Md, 2M1, Chi, Qz, 1M DD 94-5 <21lm Ob. Devonsattel 335:1: 7 0,405 Diagenese-Anchizone 1Md, Qz, 2M1, Chi, 1M DD 94-5 <0,2Ilm Ob. Devonsattel 309:1: 6 0,550 Diagenese-Anchizone 1Md, 2M1 , Chi DD 94-13 <21lm Ob. Devonsattel 309:1: 7 0,350 Anchizone 1Md, 2M1, 1M, Qz DD 94-15 <21lm Ob. Diabaszug 342 :1:7 0,535 Diagenese-Anchizone 2M1, Qz, 1Md, Hm, Chi, 1M DD 94-15 <0,2Ilm Ob. Diabaszug 305:1: 6 0,660 Diagenese 1Md, 2M1 , Hm, Qz, Chi, 1M DD 92-7 <21lm Blankenburger Zone 302:1: 7 0,270 hohe Anchizone Qz, 2M1, Ab, 1Md, Chi, 1M DD 92-6 <21lm TannerZone 302:1: 6 0,165 Epizone 2M1, Qz, Chi, Ab, 1Md, 1M DD 92-2 <21lm Selke Decke 298:1: 7 0,250 Anchizone/Epizone 1Md, 2M1, Ab, 1M, Chi, Qz DD 92-2 <0,2Ilm Selke Decke 297:1: 6 0,445 Diagenese-Anchizone 1Md, 2M1, 1M, Ab, Qz, Chi DD 95-25 <21lm Südharz Decke 341:1: 8 0,330 Anchizone 2M1, Qz, 1Md, Chi, 1M DD 95-25 <0,2Ilm Süd harz Decke 314:1: 7 0,510 Diagenese-Anchizone 1Md, 2M1 , Chi, Qz, 1M DD 95-29 <21lm Südharz Decke 356:1: 7 0,375 Anchizone Qz, 1Md, 2M1 , Hm, Ab, 1M DD 95-29 <0,2Ilm Südharz Decke 315:1: 7 0,590 Diagenese-Anchizone 1Md, 2M1, 1M, Qz, Hm DD 95-18 <21lm Harzgeröder Zone 305:1: 6 0,325 Anchizone Qz, 1Md, 2M1, 1M, Ab DD 95-21 <21lm Harzgeröder Zone 334:1: 7 0,270 hohe Anchizone 1Md, 2M1, Qz, 1M, Chi DD 95-21 <0,2Ilm Harzgeröder Zone 312:1: 7 0,270 hohe Anchizone 2M1, 1Md, Qz, 1M, Chi, Fsp DD 95-23 <21lm Harzgeröder Zone 335:1: 7 0,340 Anchizone 1Md, 2M1, Qz, Chi, 1M DD 95-23 <0,2Ilm Harzgeröder Zone 302:1: 6 0,515 Diagenese-Anchizone 1Md, 2M1, Chi, 1M, Fsp DDB3 <21lm Phyllitzone von Roßlau 292:1: 6 0,280 Anchizone 2M1, 1Md, Qz, Chi, Ab, 1M DD 94-18 <21lm Limritzer Serie 280:1: 6 0,235 untere Epizone Qz, 1Md, 2M1, 1M, Fsp DD 94-20 <21lm Remser Schichten 316:1: 7 0,150 Epizone 2M1, Qz, Chi, 1Md, Fsp

Mineralbestand: 2M 1, 1M, 1Md: IIlitpolytypen Ab: Albit (in rel. Häufigkeit aufgezählt) Qz: Quarz Fsp: Feldspat Chi: Chlorit Hm: Hämatit

Tab. 5: Mineralbestände der zur Bestimmung der Hellglimmer-Polytypie ausgewählten Proben

GÖTTINGER ARBEITEN ZUR GEOLOGIE UND PALÄONTOLOGIE

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I: GROOS, Helga (1969): Mitteldevonische Ostracoden zwischen Ruhr und Sieg (Rechtsrheinisches Schiefer- gebirge). - 110 S., 48 Abb., 3 Tab., 20 Taf., 8 Beil. DM 12,50 2: GRIMM, Arnulf (1969): Die Grundwasserverhältnisse im Raum Kassel (Nordhessen) unter besonderer Berücksichtigung der Hydrochemie. - 143 S., 23 Abb., 8 Tab., I Taf., 21 Beil. DM 20,00 3: FÜTTERER, Dieter (1969): Die Sedimente der nördlichen Adria vor der Küste Istriens. 57 S., 25 Abb. DM 6,60 4: GEISSLER, Horst (1969): Zur Stratigraphie und Fazies der Finnentroper Schichten sowie zur Ökologie ihrer Fauna (Mittlere Givet-Stufe, nordöstliches Sauerland, Rheinisches Schiefergebirge). 67 S., 31 Abb.,4 Tab., I Taf. DM 11,20 5: H. MARTIN-Festschrift (1970): VIII + 166 S., 41 Abb., 4 Tab., 11 Taf. DM 20,00 6: SCHMIDT, Albert (1970): Geologische und petrologische Untersuchungen im Grenzbereich Weiler Schie- fer/Gneis von Urbeis (Schuppenzone von Lubine/Vogesen). - 31 S., 6 Abb., 2 Taf. DM 6,80 7: PAUL, Josef (1970): Sedimentgeologische Untersuchungen im Limski kanal und vor der istrischen Küste (nördliche Adria). - 75 S., 43 Abb., 25 Tab.. DM 10,80 8: DANIELS, Curt H. v. (1970): Quantitative ökologische Analyse der zeitlichen und räumlichen Verteilung rezenter Foraminiferen im Limski kanal bei Rovinj (nördliche Adria). - 109 S., 8 Taf. DM 16,00 9: JAHNKE, Hans (1971): Fauna und Alter der Erbslochgrauwacke (Brachiopoden und Trilobiten, Unter- Devon, Rheinisches Schiefergebirge und Harz). - 105 S., 50 Abb., 11 Taf. DM 18,40 10: EDER, Wolfgang (1971): Riff-nahe detritische Kalke bei Balve im Rheinischen Schiefergebirge (MitteI- Devon, Garbecker Kalk). - 66 S., 14 Abb., 6 Tab., 5 Taf. DM 11,60 11: AHRENDT, Hans (1972): Zur Stratigraphie, Petrographie und zum tektonischen Aufbau der Canavese-Zone und ihrer Lage zur Insubrischen Linie zwischen Biella und Cuorgne (Norditalien). 89 S., 38 Abb., 4 Taf., 7 Beil. DM 18,00 12: LANGENSTRASSEN, Frank (1972): Zur Fazies und Stratigraphie der Eifel-Stufe im östlichen Sauerland (Rheinisches Schiefergebirge, BI. Schmallenberg und Girkhausen). - 106 S., 4 Taf. DM 18,40 13: UFFENORDE, Henning (1972): Ökologie und jahreszeitliche Verteilung rezenter benthonischer Ostracoden des Limski kanal bei Rovinj {nördliche Adria). - 121 S., 41 Abb., 5 Tab., 12 Taf. DM 18,80 14: GROOTE-BIDLINGMAIER, Michael v. (1974): Tektonik und Metamorphose im Grenzbereich Damara- Prädamara, südwestlich Windhoek (Südwestafrika). - 80 S., 50 Abb. DM 15,20 15: FA UPEL, Jürgen (1974): Geologisch-mineralogische Untersuchungen am Donkerhoek-Granit (Karibib- District, Südwestafrika). - 95 S., 48 Abb., 8 Tab., 2 Beil. DM 17,20 16: ENGEL, Wolfgang (1974): Sedimentologische Untersuchungen im Flysch des Beckens von Ajdov- scina(Slowenien). - 65 S., 11 Abb., I Tab., 3 Taf. DM 14,40 17: FA UPEL, Myrsini (1975): Die Ostrakoden des Kasseler Meeressandes (Oberoligozän) in Nordhessen. 77 S., 3 Abb., I Tab., 13 Taf. DM 22,00 18: RIBBERT, Karl-Heinz (1975): Stratigraphische und sedimentologische Untersuchungen im Unterkarbon nördlich des Oberharzer Diabaszuges (NW-Harz). - 58 S., 19 Abb., 2 Tab. DM 12,80 19: NIEBERDING, Franz (1976): Die Grenze der zentralen Granitzone südwestlich Otjimbingwe (Karibib- District, Südwestafrika): Intrusionsverband, Tektonik, Petrographie. - 78 S., 7 Taf. DM 15,60 20: <;INAR, Cemil (1978): Marine Flachwasserfazies in den Honseler Schichten (Givet-Stufe, Lüdenscheider Mulde, Rechtsrheinisches Schiefergebirge). - 77 S., 28 Abb., 4 Profile, 11 Taf. DM 16,40 21: LIESCHE, Stefan (1980): Die tektonische Gesteinsdeformation im Gebiet des Latroper Sattels und der Wittgensteiner Mulde im östlichen Rheinischen Schiefergebirge. - 89 S., 7 Taf. DM 17,20 22: HEINRICHS, Till (1980): Lithostratigraphische Untersuchungen in der Fig Tree Gruppe des Barberton Greenstone Belt zwischen Umsoli und Lomati (Südafrika). - 118 S., 42 Abb., 13 Tab. DM 20,00 23: VIETH, Jutta (1980): Thelodontier-, Acanthodier- und Elasmobranchier-Schuppen aus dem Unter-Devon der Kanadischen Arktis (Agnatha, Pisces). - 69 S., 27 Abb., 10 Taf. DM 22,80 24: VOLLBRECHT , Axel (1981): Tektongenetische Entwicklung der Münchberger Gneismasse (Quarzkornge- füge- Untersuchungen und Mikrothermometrie an Flüssigkeitseinschlüssen). 122 S., 60 Abb., I Tab. DM 21,00 25: SAUERLAND, Ulrike (1983): Dacryoconariden und Homocteniden der Givet- und Adorf-Stufe aus dem Rheinischen Schiefergebirge (Tentaculitdidea, Devon). - 86 S., 17 Abb., 7 Taf. DM 16,80 26: HENN, Albrecht H. (1985): BiostratigraPhiel und Fazies des hohen Unter-Devon bis tiefen Ober-Devon der Provinz Palencia, Kantabrisches Gebirge, N-Spanien. - 100 S., 41 Abb., 3 Taf. DM 17,50 27: REUTER, Antje (1985): Korngrößenabhängigkeit von K-Ar Datierungen und Illit-Kristallinität anchizonaler Metapelite und assoziierter Metatuffe aus dem östlichen Rheinischen Schiefergebirge. 91 S., 32 Abb., 16 Tab. I DM 17,20 28: MADER, Hermann (1986): Schuppen und Zähne von Acanthodiern und Elasmobranchiern aus dem Unter- Devon Spaniens (Pisces). - 59 S., 18 Abb., I Tab., 7 Taf. DM 15,20 29: MICHELS, Dietmar (1986): Ökologie un~ Fazies des jüngsten Ober-Devon von Velbert (Rheinisches Schiefergebirge). - 86 S., 21 Abb., 7 Tab., 3 Taf. DM 15,60 30: PÖHLIG, Charlotte (1986): Sedimentologie Ides Zechsteinkalks und des Werra-Anhydrits (Zechstein I) in Südost-Niedersachsen. - 99 S., 50 Abb., 6 Tab., 6 Taf. DM 18,00 31: ROUSHAN, Firouz (1986): Sedimentologische und dynamische Aspekte der Fazies und Paläogeographie im Bereich der Wiedenest-Formation (Mittel-Devon, Rheinisches Schiefergebirge). 101 S., 44 Abb.,2 Tab., 5 Taf. I DM 19,20 32: HORSTMANN, Uwe E. (1987): Die metamorphe Entwicklung im Damara Orogen, Südwest Afrika/Namibia, abgeleitet aus K/ Ar- Datierungen an detritischen Hellglimmern aus Molassesedimenten der Nama Group. 95 S., 32 Abb., 12 Tab. I DM 16,80 33: SCHWEINEBERG, Joachim (1987): Siluriscqe Chitinozoen aus der Provinz Palencia (Kantabrisches Gebirge, N-Spanien). - 94 S., 24 Abb., 13 Taf. I DM 22,40 34: BEHBEHANI, Ahmad-Reza (1987): Sedimentations- und Klimageschichte des Spät- und Postglazials im Bereich der Nördlichen Kalkalpen (Salzkammergutseen, ÖSterreich). - 120 S., 5 Taf. DM 19,60 35: TEUFEL, S. (1988): Vergleichende U-Pb- und Rb-Sr-Altersbestimmungen an Gesteinen des Übergangsbe- reiches Saxothuringikum/Moldanubikuni, NE-Bayern. - 87 S., 36 Abb., 15 Tab., 4 Taf. DM 18,80 36: WERNER, W. (1988): Synsedimentary Faulting and Sediment-Hosted Submarine Hydrothermal Mineralization - A Case Study in the Rhenish Massif, Germany. - 206 S., 81 Abb., 6 Tab. DM 20,00 37: RIEKEN, Ralf (1988): Lösungs-Zusammettsetzung und Migrationsprozesse von Paläo-Fluidsystemen in Sedimentgesteinen des Norddeutschen IBeckens (Mikrothermometrie, Laser-Raman-Spektroskopie und Isotopen-Geochemie). - 116 S., 37 Abb., 22 Tab., 5 Taf. DM 19,80 38: ZARSKE, Gerd (1989): Gefügekundliche ~nd kristallingeologische Untersuchungen zur alpinen Störungs- kinematik im Umbiegungsbereich von lionale- und Judicarien-Linie. 142 S., 73 Abb., 28 Tab.,l3 Taf., 4 Karten. DM 22,80 39: HUTTEL, Peter (1989): Das Staßfurt-Karbonat (Ca2) in Süd-Oldenburg - Fazies und Diagenese eines Sediments am Nordhang der Hunte-Sch~elle. - 94 S., 7 Tab., 47 Abb., II Taf. DM 20,80 40: ADAM, Jens F. (1989): Methoden und Aigotithmen zur Verwaltung und Analyse axialer 3-D-Richtungsdaten und ihrer Belegungsdichten. - 100 S., 59 Abb., 18 Tab. DM 17,50 41: SCHMIDT-MUMM, Andreas (1989): Die Entwicklung der Fluid-Systeme während der oberproterozoischen Damara-Orogenese am Südrand des Darrtara-Orogens/Namibia. - 93 S., 41 Abb., 5 Taf. DM 19,20 42: MATSCHULLAT, J. (1989): Umweltgeologische Untersuchungen zu Veränderungen eines Ökosystems durch Luftschadstoffe und Gewässerversauerung (Sösemulde, Harz). - 110 S., 33 Abb., 48 Tab. DM 17,20 43: SCHLIE, Peter (1989): Hydrogeologie des Gtundwasserwerkes Stegemühle in Göttingen. 143 S., 32 Abb.,28 Tab. I DM 20,00 44: LOTTMANN, Jan (1990): Die pumilio-Events (Mittel-Devon). 98 S., 43 Abb., 12 Tab., 3 Taf. I DM 19,60 45: WEDEL, Angelika (1990): Mikrostruktur- und Texturuntersuchungen an Peridotiteinschlüssen in Basalten der Hessischen Senke. - 63 S., 24 Abb., 3 Tab. DM 18,60 46: SCHINDLER, Eberhard (1990): Die Kellwas'ser-Krise (hohe Frasne-Stufe, Ober-Devon). 115 S., 43 Abb.,6 Tab., 5 Taf. I DM 18,40 47: TÖNEBÖHN, R. (1991): Bildungsbedingungen epikontinentaler Cephalopodenkalke (Devon, SE-Marokko).- 114 S., 60 Abb., 2 Tab., 9 Taf. I DM 21,20 48: HOFFKNECHT, Andreas (1991): Mikropetrographische, organisch-geochemische, mikrothermometrische und mineralogische Untersuchungen zur B~stimmung der organischen Reife von Graptolithen-Periderm. - 98 S., 48 Abb., 32 Tab., 5 Taf. I DM 19,40 49: WELZEL, Barbara (1991): Die Bedeutung von K/ Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten für die Rekonstruktion tektonometamorpher Einheiten im orogenen Liefergebiet - ein Beitrag zur Frage der varistischen Krustenentwicklung in der IBöhmischen Masse. - 61 S., 20 Abb., 7 Tab. DM 14,40 50: OBENLÜNESCHLOSS, Jutta (1991): Biologie und Ökologie von drei rezenten Süßwasser-Rivularien (Cyano- bakterien) - Übertragbarkeit artspezifischer Verkalkungsstrukturen auf fossile Formen. 86 S., 25 Abb., 41 Tab., 9 Taf. DM 20,00

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