Der Thüringer Wald im Zeitraum der Stefan-Unterperm- Entwicklung - ein Abschnitt der Zentraleuropäischen N-S- Riftzone innerhalb des Mitteleuropäischen Großschollen- scharniers

Von der Fakultät für Geowissenschaften, Geotechnik und Bergbau

der Technischen Universität Bergakademie Freiberg

genehmigte

DISSERTATION

zur Erlangung des akademischen Grades

doctor rerum naturalium

Dr. rer. nat.

vorgelegt

von Diplomgeologe Dieter Andreas

geboren am 07. 11. 1933 in Leipzig

Gutachter: Prof. Dr. Jörg Schneider, Freiberg Prof. Dr. Jonas Kley, Göttingen Prof. Dr. Harald Lützner, Jena

Tag der Verleihung: 26. 07. 2013

Inhaltsverzeichnis Seite

I. Problemstellung und Ziel der Arbeit 7 II. Zusammenfassende Darstellung 10 III. Vorbemerkungen 30

1. Die kollisional angelegte Segmentierung des variszischen Grundgebirges - partielle strukturelle Vorzeichnung für die Permokarbonentwicklung in Mitteleuropa 32

1.1. Das variszische Grundgebirge als prä-permokarbonischer Untergrund im Grenzraum der Süddeutsch-Vindelizischen zur Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle 32

1.2. Das Thüringer Hauptgranitmassiv in seiner Wirksamkeit als Unterbaubestandteil der Entwicklung des Stefan C -Unter- perm/Rotliegend und westlicher Abschnitt des Saxothuringikums im Grenzraum der Mitteleuropäischen Kristallinzone 44

1.3. Die um WNW-ESE (± 117° - 120 °, 95° - 115 °), NW-SE (± 125° - ± 130°, 130° - 140 °), NNW-SSE (± 150°, 145° - 160 °) sowie um N-S bzw. E-W streichenden Querzonen im variszischen Bauplan Mitteleuropas und ihre Bedeutung für die spätvariszische Entwicklung der permokarbonischen Molassesenken 50

1.3.1. Das WNW-ESE-Störungssystem vom Typ Rundinger Zone- Bayerischer Pfahl-Donaurandbruch - postume Abschnitte des frühkollisional überprägten und zerscherten Außenrandes der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle gegen die Süddeutsche Großscholle entlang einer tiefreichenden Intraplatten-Geosutur 55

1.3.2. Die lineamentäre, persistent extensive, tektono-magmatische tiefstkrustale NNW-SSE-Struktur Göttingen-Ruhla-Regensburg - ihre Wirksamkeit als Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerisches Scherzonensystem und Blockgrenze 59

1.3.3. Die NW-SE-Teilschollenrandbrüche des Werra-Segments 62

1.3.3.1. Die Unterwerra-Frankenwald-Querzone 64

1.3.3.1.1. Variszisch-kollisionale Anlagen 64

1.3.3.1.2. Frühes Kollisionsstadium (Oberdevon-Tournai) 64

1.3.3.1.3. Hauptkollisionsstadium (Visé) 65

1.3.3.1.4. Spätvariszische Entwicklung und früh-postvariszische Reaktivierung als Schollengrenze 67

1.3.3.2. Die Fränkische Linie bzw. Fränkische Querzone 71

1 Seite 2. Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament - ein lineares, persistentes Element im Bereich Oberer Mantel/Kruste 73

3. Kennzeichnung der für die Herausbildung des thüringischen Oberkarbon-Rotliegend wirksamen tektonischen Strukturelemente 75

3.1. Die Mitteleuropäischen NE-SW-Senkenzonen (Saar-Nahe-, Wetterau- Werra-, Kraichgau-Main-, Saale-Unstrut- und Küllstedt-Senke) und die NW-SE-Thüringer Wald-Riftgrabensenke in ihrer Beziehung zu den persistent wirksamen N-S-Tiefenbruchlinien, der Thüringisch-Fränki- schen Riftzone und dem Thüringisch-Nordostbayerischen Scher- zonensystem 77

3.2. Das Thüringisch-Fränkische Rift - ein partieller Bestandteil des lineamentären zentraleuropäischen N-S-Riftsystems Oslo-Graben - Niedersachsen-Rift - Bolzano - Korsika/Sardinien in seiner Beziehung zum Thüringer Wald-Rift 82

3.3. Die Bedeutung der tektonischen Herausbildung des Thüringer Wald- Riftgrabens für die mitteleuropäische Gesamtentwicklung und Kenn- zeichnung damit verknüpfter vulkanischer Prozesse sowie sedimentärer Erscheinungsformen 84

4. Die (litho-)stratigraphische Abfolge des Oberkarbon-(Unterperm) Rotliegend im Thüringer Wald und Umfeld 88

4.1. Die Bohrung Federkopf - ein lithostratigraphisches Problem 88

4.2. Die Möhrenbach- und Georgenthal-Formation - lithostratigraphische Gliederung und biostratigraphische Einordnung der basalen, vor- wiegend vulkanogenen Formationen des Thüringer Waldes in das höhere Stefan C 90

4.3. Die Ilmenau- und Manebach-Formation 104

4.4. Die Goldlauter- und Oberhof-Formation 117

4.5. Das „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ im Zeitraum der Oberhof-Formation (saalisches Event) 133

4.6. Das Höhenberg-Intrusionsintervall 134

4.7. Die Rotterode-, Elgersburg-, Stockheim-, Tambach- und Eisenach-Formation - eine Diskussion 137

4.8. Die Neuenhof-Formation 144

Schriftenverzeichnis 145

Danksagung 179

Tabellarischer Lebenslauf 180

Versicherung 181

2 Verzeichnis der Abbildungen, Beilagen und Tabellen

- Abbildungen -

Abb. 1: Spät-synkollisionale Quersegmentierung des variszischen Gebirges im mittel- deutsch-süddeutschen Raum - eine Übersichtsskizze

Abb. 2: Das präsilesische Grundgebirge im thüringischen Raum

Abb. 3: Erste Anlagen von Querstrukturen im variszischen Gebirgsbau des thüringi- schen Teils der armoricanischen Terranecollage während des frühen Kollisi- onsstadiums im tiefen Oberdevon

Abb. 4: Asturisch geprägte Druckschieferungs- und Scherstrukturen sind von lampro- phyrischen Intrusionskörpern unterrotliegenden Alters infiltriert

Abb. 5: Ausprägung von Querstrukturen im variszischen Gebirgsbau des thüringi- schen Teils von Saxothuringia während des Hauptkollisionsstadiums im höhe- ren Unterkarbon

- Beilagen -

Beil. 1: Postsaalische Stefan C - Unterperm/Rotliegendverbreitung des WNW-ESE- Thüringer Wald-Grabensystems und seines Umfeldes auf der Grundlage von Übertageaufschlüssen und tiefen Bohrungen. (Unstrut-Saale-Senke, Kraichgau-Main-Senke, Werra-Senke, Thüringisch- Fränkische Riftzone, Thüringen-Mittelharz-Furrow und Thüringisch-Nordost- bayerische Scherzone im Bereich des Werra-Segments)

Beil. 2: Schnitte quer zur Thüringisch-Nordostbayerischen NNW-SSE-Scherzone

Beil. 3: Legende zu den lithologischen Profilen (Beil. 4-10)

Beil. 4: Lithologische Korrelationsprofile der Georgenthal-Formation

Beil. 5: Lithologische Korrelationsprofile der Ilmenau-, Manebach- und Goldlauter- Formation

Beil. 6: Lithologische Korrelationsprofile der Oberhof- und Rotterode-Formation

Beil. 7: Lithologisches Profil der Bohrung Tabarz 1/1962

Beil.: 8 Lithologisches Profil der Bohrung Zella-Mehlis 1/1964

Beil. 9-1: Lithologische Korrelation des Profils der Brg. Thüringen Süd 1/1963 mit aus- gewählten Bohrprofilen des Thüringer Waldes und des südlichen Vorlandes

Beil. 9-2: Kombinierte Bohrprofile der Goldlauter-, Oberhof-, Rotterode- und Tambach- Formation des Thüringer Waldes

Beil. 10: Lithologische Korrelationsprofile ausgewählter tiefer Bohrungen des Stock- heim-Weiden-Grabens

3 Beil. 11: Entwicklungsphasen des Thüringisch-Nordostbayerischen NNW-SSE-Scher- zonensystems im Kreuzungsbereich mit der Kraichgau-Main- und Unstrut- Saale-Senke sowie der Thüringen-Mittelharz-Furrow. Die frühe Herausbildung der Thüringer Wald-Struktur durch episodische Extension und Kompression als Abschluss der Oberhof-Formation („saalische Kompressionsphase, Thü- ringer Wald-Event“).

Beil. 12: Die diagonal NNW-SSE streichende Thüringisch-Nordostbayerische pull apart -Scherzone (Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Amberg) subparallel zum Göttin- gen-Ruhla-Regensburg-Lineament. Situation nach der saalischen Kompressi- on (± 283 Ma), bzw. dem Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event.

Beil. 13: E-W-Schnitt durch das (saalisch) kompressiv deformierte Rotliegend des Stockheim-Grabens (thematisch schematisiert) spitzwinklig quer zur ± NNW- SSE/NW-SE-Grabenachse und Parallelisierung mit der Formationsgliederung im Thüringer Wald. Die Verbindungslinien der genannten Aufschlusspunkte sitzen der Schnittfläche rechtwinklig auf.

Beil. 14: Der Thüringer Wald in seinem mitteleuropäischen Umfeld - das Zusammen- wirken der variszischen Senkenbildung und Querschollengliederung im Zeit- raum des höheren Oberkarbon-Unterperm - schematisiert.

Beil. 15-1: Dekompression im Kulminationsbereich der frontal zur WNW-ESE-Terrane- Konvergenzzone vom Typ Bayerischer Pfahl erfolgten asturischen Querschol- lenkompression (NNE-SSW).

Beil. 15-2: Die strukturelle Permokarbonentwicklung des Thüringer Wald-Umfeldes im Wirkungsbereich einer „asturisch“ geprägten WNW-ESE- (Bayerischer Pfahl Richtung) und NW-SE- (kontinentales Transformstörungssystem) Schollenfel- derung.

Beil. 15-3: Die strukturelle Permokarbonentwicklung des Thüringer Wald-Umfeldes im Wirkungsbereich einer „asturisch“ geprägten Kollisionssutur (Thüringisch- Nordostbayerische Scherzone). Situation nach saalischer Kompression (vgl. Beil. 14).

Beil. 15-4: Persistente Mobilität der an tiefreichenden Scherzonen und detachments ent- koppelten Schollen im Grenzbereich Mitteldeutsch-Böhmische/Süddeutsche Großscholle zu Beginn des Zechsteins (post Mosbach-Event). Oberpermische Gotha-Arnstädter Randsenke nordöstlich subparallel zum Göttingen-Ruhla- Regensburg-Lineament im Randbereich der NE-Scholle.

Beil. 16: Postum überlieferte variszische Strukturelemente als markante Bestandteile des bruchtektonischen Grundmusters der Thüringer Wald-Scholle.

Beil. 17-1: Verbreitung fossilführender basaler bzw. intraformationeller Sedimente der Georgenthal- und Möhrenbach-Formation im Thüringer Wald in Ausstrichge- bieten und Bohrprofilen (schematisiert).

Beil. 17-2: Lithostratigraphischer Profilvergleich der Möhrenbach- und Georgenthal- Formation im Grenzzeitraum Stefan C - Autun (Unterrotliegend).

Beil. 18: Thüringer Wald und Vorländer im Zeitraum der postasturischen Dekompressi- onsphase (höchstes Stefan C).

4 Beil. 19: Die Gliederung der Georgenthal-Formation nach Bohrprofilen und Oberflä- chenaufschlüssen im westlichen und zentralen Thüringer Wald (schemati- siert).

Beil. 20 (1-3): Geologie der “Fenster“-Scholle von Georgenthal im Thüringer Wald - GK 25, Bl. 5129: Waltershausen.

Beil. 21: Lithostratigraphisches Profil der „Fenster“-Scholle von Georgenthal - GK 25, Bl. 5129: Waltershausen.

Beil. 22: Geologische Karte Sembachtal/Winterstein - Ausschnitt Sembachtal-Anti- klinale innerhalb der Winterstein-Scholle - GK 25, Bl. 5128: Ruhla.

Beil. 23: Referenzprofile im Niveau der Ilmenau-Formation. Abgrenzung zwischen der Lindenberg-, Kickelhahn- und Grundkonglomerat-Unterformation.

Beil. 24-1: Grundkonglomerat-Unterformation der Ilmenau-Formation des westlichen Thüringer Waldes – Faziesprofile.

Beil. 24-2: Die Faziesentwicklung der Grundkonglomerat-Unterformation im westlichen Thüringer Wald.

Beil. 25: Bilder 1 - 16 zur lithofaziellen Ausbildung der Grundkonglomerat-Unter- formation als höchstem Abschnitt der Ilmenau-Formation im westlichen Thü- ringer Wald.

Beil. 26: Schichtenverzeichnisse tiefer Bohrungen des Thüringer Waldes und seines näheren Umfeldes in alphabetischer Ordnung.

Beil. 27: Streichlinienkarte der Oberhof-, Rotterode- und Tambach-Formation des mitt- leren Thüringer Waldes zwischen Friedrichroda und Steinbach-Hallenberg.

-Tabellen -

Tab. 1: Verzeichnis thematisch relevanter Bohrungen im Raum des Thüringer Waldes und seiner Vorländer (Lage der Bhrgn. vgl. Beil. 1).

Tab. 2: Bohrungen mit Profilabschnitten des Thüringer Hauptgranitmassivs.

Tab. 3: Die chemische Zusammensetzung und NIGGLI-Werte der Granodiorite aus der Bhrg. Ohrdruf 1/60.

Tab. 4: Radiometrische Altersdatierungen (vornehmlich U/Pb an Zirkon) an spät-syn- bis postkollisionalen Granitoiden Saxothuringias (einschl. Mitteleuropäische Kristallinzone) und angrenzender variszischer Terranes.

Tab. 5: Radiometrische Altersdatierungen an postkollisionalen Vulkaniten der Thürin- ger Wald-Senke und angrenzender Verbreitungsgebiete.

Tab. 6: Altersstellung der postkollisionalen Magmatite und der Magmatite der spätkol- lisionalen Mobilisationsphase Saxothuringias und benachbarter variszischer Terranes im Vergleich zur Permokarbonentwicklung in der Thüringer Wald- Struktur.

5 Tab. 7: Bohrungen mit Profilabschnitten der Möhrenbach- und Georgenthal-For- mation.

Tab. 8: Gliederung der Möhrenbach- und Georgenthal-Formation im Thüringer Wald.

Tab. 9: Gliederung der Ilmenau- und Manebach-Formation.

Tab. 10: Bohrungen mit Profilabschnitten der Ilmenau- und Manebach-Formation.

Tab. 11: Bohrungen mit Profilabschnitten der Goldlauter- und Oberhof-Formation.

Tab. 12: Die Formationsgliederung des hohen Oberkarbon - Unterperm im Thüringer Wald und dessen Umfeld.

6 I. Problemstellung und Ziel der Arbeit

Der Beginn der Bearbeitung der thematischen Grundlagen und die Definition der Zielstellung vorgelegter Dissertation gehen im Wesentlichen auf einen Zeitraum nach Abschluss der Bhrg. Ohrdruf 1/1960 bei Georgenthal zurück. Für einen Vortrag der GGW-Veranstaltung „Rupturen IV“ 1984 in Gehren/Ilmenau wurden 12 lithostratigraphisch-fazielle Karten vorge- stellt, die genetische Beziehungen zwischen der bruchtektonischen Konfiguration und der oberkarbonisch-unterpermischen Senkenbildung im Raum des Thüringer Waldes belegen sollten. Diese Zusammenstellung wurde mit Herrn Prof. Dr. H. Haubold ab 1971 zur gemein- samen Erarbeitung der neuentdeckten tephrastratigraphischen Untergliederung der Goldlau- ter-Formation in Teilen verbessert und partiell zur Einstufung der zahlreichen Fährten- und Fossilfundpunkte benutzt. In diesem Zeitraum hat Herr Dr. G. Patzelt die Untergrenze der Oberhof-Formation zur Goldlauter-Formation neu definiert. Vor allem nach 1945 hatten die Herren Prof. Dr. F. Deubel (1948; 1960) und Prof. Dr. H. Weber (1941; 1955) den bisher erarbeiteten Kenntnisstand zum Rotliegend des Thüringer Waldes monographisch zusammengefasst dargestellt. Etwa ab 1960, und noch heute damit befasst, hat Herr Prof. Dr. H. Lützner durch eigene Ar- beiten bzw. Arbeiten im Rahmen von Forschungsprogrammen des Geowissenschaftlichen Instituts der Deutschen Akademie der Wissenschaften Potsdam bzw. des Instituts für Geo- wissenschaften der Friedrich-Schiller-Universität Jena grundsätzliche Ergebnisse zur Klä- rung von Sedimentologie, Faziesbildung, Geochemie und Tektonik des Rotliegendprofils im Thüringer Wald und angrenzender Gebiete publiziert. Im Rahmen des Kohlenwasserstoff-Suchprogramms des ehemaligen ZGI Berlin und am In- stitut für Geowissenschaften der Ernst-Moritz-Arndt-Universität Greifswald, hat Herr Prof. Dr. G. Katzung - anfänglich ebenfalls in faziell-lithostratigraphische Untersuchungen im Thürin- ger Wald involviert - vor allem die regionalen Zusammenhänge des Oberkarbon-Permzeit- raumes im mitteleuropäischen Raum untersucht und in zahlreichen Publikationen dargestellt. Von besonderer Bedeutung sind auch die erweiterten biostratigraphischen Aussagen, die durch die Arbeiten von Herrn Prof. Dr. J. Schneider und dessen Schülern am Geologischen Institut der TU Bergakademie Freiberg im Thüringer Wald und angrenzenden Räumen belegt sind. Der Herausforderung einer breit angelegten und vieljährigen petrographisch-petrologischen Bearbeitung der im Thüringer Wald auffällig häufigen Vulkaniteinheiten haben sich die Her- ren Diplommineralogen H. Voigt und J. Mädler gestellt. Ihre Beiträge haben wesentlich zur Verbesserung der Kenntnisse vom Profilaufbau der Vulkaniteinheiten der Möhrenbach- und Georgenthal-Formation sowie der Oberhof- und Rotterode-Formation beigetragen, bzw. de- ren detaillierte Untergliederung erst ermöglicht. Die in einer ersten Phase (1963) mit der Bearbeitung der Bhrg. Schnellbach begonnene Un- tersuchung des Höhenberg-Dolerits durch Herrn Prof. Dr. B. Voland - TU Bergakademie Freiberg, Institut für Mineralogie und Lagerstättenlehre - konnte 2010 mit der Definition des Höhenberg-Intrusionsintervalls zwischen Oberhof- und Rotterode-Formation abgeschlossen werden. Durch langjährige Arbeiten im Rotliegend des Thüringer Waldes und gemeinsame mehrjäh- rige Teilnahme an geologischen Auslandsexpeditionen (z. B. Mongolei 1966 - 1968) war ich eng mit den Herren Diplomgeologen F. Enderlein und Dr. J. Michael verbunden. In diesem Zusammenhang ist auch die fachliche Unterstützung und Diskussion zu allen anliegenden Problemen der geologischen Entwicklung des Thüringer Waldes und seiner Vorländer i. w. S. durch die Herren Dr. J. Wunderlich - Thüringer Landesanstalt für Umwelt und Geologie, Jena - und Dr. J. Jungwirth - Jena - hervorzuheben. Mit all den genannten Fachkollegen war ich, bzw. bin auch gegenwärtig noch durch wech- selnd lange Zeiträume gemeinsamer Kartierungs- und Dokumentationsarbeiten verbunden,

7 die neben eigenen Arbeiten ihren Niederschlag in gemeinsamen und zum Teil noch im Druck befindlichen Publikationen gefunden haben. Als Ausgangpunkt für die zunehmend deutlicher formulierbare Aufgabenstellung weiterer Arbeiten im Thüringer Wald hat sich der Zeitraum nach Abschluss der Geologenexpedition 1980 in der VDR Jemen (Südjemen) herauskristallisiert. Vorrangiges Ziel war die Überarbei- tung und Fertigstellung der Dokumentation tiefer Bohrungen im Thüringer Wald und dessen weiterer Umgebung als Grundlage und Voraussetzung für fortführende Untersuchungen und lithostratigraphische Schlussfolgerungen. Dazu war es erforderlich, die im genannten Raum seit 1945, vorwiegend ab 1960, geteuften, thematisch relevanten Such- und Kartierungsboh- rungen vollständig in Schichtenverzeichnissen zusammenzufassen und in Profilen und ver- gleichenden Schnitten darzustellen. Die Bearbeitung der zahlreichen Forschungsbohrungen und der Bohrprofile von Buntmetall- Suchobjekten hat wesentlich zur Erweiterung und Präzisierung der lithostratigraphischen Abfolge im Thüringer Wald beigetragen. Auch musste der Versuch unternommen werden, die aus der älteren Literatur bekannten und um die Wende zum 20. Jahrhundert geteuften Bohrungen in die vergleichende Betrachtung einzubeziehen. Die etwa im gleichen Zeitraum begründete lithostratigraphische Unterteilung des Ste- fan/Unterperm (Rotliegend) sollte überarbeitet und eine für den Gesamtraum gültige Gliede- rung geschaffen werden. Ausgangspunkt war der Umstand, dass die lithostratigraphischen Grundprofile im Rahmen der beginnenden Messtischblattkartierungen im östlichen Abschnitt des Thüringer Waldes zuerst definiert worden sind und eine Verfolgung der Gliederung im Gesamtraum mit offenen Fragen behaftet war. Eine weitere Aufgabe war die Erarbeitung von schlüssigen Kriterien, die einen Entwicklungs- bzw. Ereignisvergleich zwischen den mitteleu- ropäischen Senken erlauben. Besonderer Augenmerk war der strukturell-faziellen Gliede- rung der im Untersuchungsgebiet auffällig zahlreichen paläovulkanischen Ereignisse zu widmen. In diesem Zusammenhang musste dem Problem der Wirksamkeit und zeitlichen Einordnung tektonischer „events“, so z. B. den asturischen, fränkischen, saalischen und thüringischen „Phasen“ oder Bewegungen nachgegangen werden. Mit dem gewachsenen Kenntnisstand der lithostratigraphischen Profilentwicklung und vor allem auch paläobiologisch gestützter, partiell eindeutiger Zuordnung zu unterschiedlichen Akkumulationssystemen wird der Versuch unternommen, die Vielfalt der Senkenstrukturen zu markieren und definierten Entwicklungseinheiten und zeitlich gegliederten Etappen zuzu- ordnen. Der vom Autor bereits vor etwa 25 Jahren begonnene Versuch, die Art und Wirksamkeit der bruchtektonischen Konturen des „kollabierenden“ variszischen Orogens zu identifizieren und in bestimmte Prozesse einzugliedern, sollte weiter geführt werden. Dabei war es erforderlich sich mit einer Vielzahl von Auffassungen und Schlussfolgerungen zu bisherigen Ergebnissen auseinander zu setzen. Ein günstiger Umstand ergab sich durch die Möglichkeit, die Er- kenntnisse der zahlreichen Bearbeiter der mit einem umfangreichen Forschungsprogramm begleiteten Tiefbohrung Windischeschenbach einzubeziehen. Mit dem dadurch gewonnenen Datenbefund konnte die schon vor einem längeren Zeitraum begonnene Erkundung der tek- tonischen Randelemente der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle weiter geführt werden. Genese und Charakter der im genannten Grenzraum zur Süddeutschen Großscholle betei- ligten Strukturen und deren Zusammenwirken sollte untersucht und in den Prozess der Ent- wicklung zwischen den o. a. Großschollen eingeordnet werden. Nach der Öffnung des Grenzraumes habe ich Unterstützung bei diesem Vorhaben durch vorbehaltlose Diskussionen mit Herrn Prof. Dr. B. Schröder - Geologisches Institut der Ruhr- Universität Bochum - erfahren, der in zahlreichen Publikationen über unterschiedlichste geo- logische Zeitabschnitte mit eben auch der oben genannten Problematik wiederholt befasst war.

8 Nunmehr war es auch möglich, die in musterhafter Form durch Dr. P. Brosin (1971) zusam- mengefasst bewerteten Bohrungen des Kohlenwasserstoff-Suchprogramms im Raum nörd- lich und südlich vom Thüringer Wald in die Untersuchungen einzubeziehen: 1. NE-SW orientierte, extensiv gedehnte Dekollisionsstrukturen, z. B. von detachments begleitete Senken subparallel von durch diskontinuierlich-episodische Kollisionspro- zesse entstandener und mit seitlicher Scherung verknüpfter ehemaliger Auf- oder Überschiebungen, z. B. Saale-Unstrut- oder Saar-Nahe-Senke; 2. um N-S gerichtete, bruchtektonisch kontrollierte differenzierte Extensionsstrukturen diskonform zum variszischen Kollisionsstapel, z. B. Strukturen des Zentraleuropäi- schen Riftsystems oder des Furrow- bzw. Halbgrabensystems; 3. Untersuchung der durch lineamentäre Störungen getrennten Gallisch-Rheinisch- Süddeutschen oder Mitteldeutsch-Böhmischen Großschollen hinsichtlich ihres Zu- sammenwirkens bei der Bildung der mitteleuropäischen Senkenräume; Ableitung der Reaktionsverhältnisse zwischen der Formierung NE-SW gerichteter, durch persistent wirksame Extension im Rahmen des Kollisionsabbaus entstandener Senken und der dazu quer gerichteten mehrfachen SW-NE/SSW-NNE-Extension mit nachfolgender Kompression (z. B.: asturisch, saalisch). In dem Zusammenhang war der Frage nachzugehen, inwieweit die durch eine „Randfurche“ voneinander getrennten Großschollen, z. B. die Süddeutsche und Mitteldeutsch-Böhmische Großscholle, Merkmale autonomer Entwicklung aufzeigen. Nicht zuletzt war die Frage zu beantworten, ob sich im vielfältig gestalteten Ablauf des hoch- oberkarbonisch-unterpermischen Zeitraumes gesetzmäßige Prozesse und Entwicklungen, sowie deren Ursachen aufklären und definieren lassen. Inwieweit lassen sich „zufällige“ Er- eignisse auf Grund einer besonderen tektonisch begründeten „Ausnahme-Ausgangs- situation“ erkennen. Vor allem sollten die Beziehungen zum variszisch kollisional metamorph überprägten und deformativ gegliederten Untergrund gesucht werden, um Erscheinungsfor- men intrarotliegend wirksamer Extensions- und Kompressionsprozesse in einen Entwick- lungsablauf einzuordnen und zu versuchen ihn ursächlich zu begründen. Die Lösung der offenen Probleme verdichtet sich zu der Fragestellung nach der Wirksamkeit und dem Bewegungssinn des Oberen Mantels und seiner relativen Beziehung zu den aufla- gernden und bruchtektonisch untergliederten Krustenabschnitten. Dabei sind die Störungen Teil eines Zerfalls- und Abbauprozesses der bereits früh-postkollisional einsetzt und die De- stabilisierung des Kollisionsorogens begleitet und charakterisiert. Von besonderem Interesse sind neben ihrer Ausrichtung vor allem ihre relative Altersstellung sowie der unterschiedliche Bewegungssinn der Störungen selbst und der von ihnen begrenzten Schollen bzw. Schol- lenabschnitte. Grundsätzlich ist zu versuchen, die Frage nach der Motorik und den An- triebsmechanismen dieses komplexen Systems zu stellen. Nach HENK (1979: 20) genügt die „gravitative Instabilität des variscischen Orogens allein nicht als Antriebsmotor für die permokarbone Extension und Beckenbildung“. Er sieht eine Lösung in der Umorientierung des regionalen Spannungsfeldes in Folge der frontalen Kollisi- on zwischen Gondwana und Laurussia i. S. von ARTHAUD & MATTE (1977). Neben gerin- ger gravitativ wirksamer Beteiligung kommt vor allem eine erhöhte dehnende Platten- randspannung zur Wirkung. Die ab dem Westfal-Stefan-Grenzraum zunehmend fortschrei- tende Reäquilibrierung des Orogens führte zu der Schlussfolgerung, die „Entwicklung Mittel- europas ab dem Stefan als postvariscisch anzusehen“, da sich die geodynamischen Rand- bedingungen gravierend verändert hatten. KATZUNG (1977, 1988) untergliedert in Mitteleuropa die molassoiden Abfolgen zwischen den gefalteten Geosynklinalablagerungen unter der Sedimentüberdeckung des Plattformsta- diums in eine prätaphrogenetische (Westfal/Stefan), eine taphrogenetische (Autun) und eine posttaphrogenetische Etappe im Saxon.

9 Der Grundgedanke eines mobilistischen Entwicklungsbildes fordert jedoch Überlegungen zu einer stillstandslosen, beweglichen Gestaltung geogener Prozesse. Auch muss in diesem System die Erosion eines um ± 8 000 - 10 000 m mächtigen Intrusionsrahmens des Thürin- ger Hauptgranits sowie jüngerer granitoider und basischer Intrusionen, z. B. im Thüringer und Oberpfälzer Wald, Eingang in die Betrachtungen finden. Es wird versucht, Profilaufbau, Genese, Akkumulation, Tektonik und Verbreitung weitestmöglich zu klären und mit dem Be- wegungssinn des Oberen Mantels und der aufgelagerten krustalen Abschnitte als Teile eines mobilen Systems zu erkunden. In die mobilistische Betrachtungsweise fließen auch Überlegungen ein, inwieweit neben den geogen-intraterrestrischen Faktoren einer gerichteten Konvektionsströmung auch mögliche aufgesetzte, oberflächennahe, d. h. extraterrestrische lunare Einflüsse zum Abbau des Kolli- sionsorogens, z. B. i. S. des TRURNIT-Zyklus in JÖNS (2001) und der Gestaltung nachfol- gender Zeiträume beigetragen haben könnten. Nicht zuletzt sollen in diesem Zusammenhang die Beobachtungen und Probleme zu einer überregional, über einen Zeitraum von > 300 Mill. Jahren andauernden und wirksamen ± „ortsfesten Tektonik“ innerhalb einer mobilistischen Betrachtungsweise - z. B. unter Berück- sichtigung des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes - dargelegt werden. Offensichtlich ist deren Bestand und Genese auf lang andauernde und „konsequent“ linear wirksame vek- torielle Konvektionsprozesse von Abschnitten des Mantels zurückzuführen.

II. Zusammenfassende Darstellung

Das variszische Orogen wird im mitteleuropäischen Raum im Sinne von KOSSMAT (1927) von SE nach NW in das moldanubische Krustenfeld und das angrenzende Saxothuringikum gegliedert. Dieses wiederum grenzt an seiner Westflanke mit der Mitteldeutschen (- europäi- schen) Kristallinzone entlang der trennenden „rheno-hercynian suture“ (SOMMER & KAT- ZUNG 2005) gegen die folgende sog. Nördliche Phyllitzone des Rhenoherzynikums. Als Narben ehemaliger Kollisionsstrukturen innerhalb der variszischen Terranefelderung werden die Mitteleuropäische oder Rhenoherzynische Sutur zwischen dem Rhenoherzyni- kum und dem Saxothuringikum und die Zone von Tirschenreuth-Mähring (VOLLBRECHT et al. 1989) oder „Tepla suture“ (SOMMER & KATZUNG 2005) gegen das sich östlich an- schließende Moldanubikum betrachtet. Eine weitere langaushaltende Geosutur innerhalb des saxothuringischen Orogenabschnittes stellt die Hornburg-Langensalza-Ruhla-Rhön- Tiefenbruchlinie dar. Diese polyphas beanspruchten tektonischen Schienen sind ± konform zum Streichen des variszischen Orogenbogens entwickelt, dessen erste kollisional verur- sachte Herausbildung im Zeitraum des Mittleren Devon anzusetzen ist. Als „Late Hercynian Morphogenic Development and its Relationship to Taphrogene Kinema- tics” (ANDREAS 1988a) wurde die sowohl durch Kompressions- als auch Extensionstektonik gesteuerte, hochoberkarbonisch-unterpermische Entwicklung im Bereich des Thüringer Wal- des in Form erster Überlegungen zusammengefasst. Durch Dekompression sich herausbildende „Inversionströge“ wurden mit der Wirksamkeit von querenden, tiefreichenden und überregionalen Bruchstrukturen verbunden, die während einer persistent wirksamen Extension in größerer Entfernung voneinander ablaufende Pro- zesse miteinander korrelieren. Die umfangreichen geowissenschaftlichen Analysen und Be- wertungen der im engeren und weiteren Umfeld der KTB Windischeschenbach durchgeführ- ten geologischen und geophysikalischen Untersuchungen eröffneten mit dem deutlichen Nachweis von flächenhaft subhorizontalen paläo-„detachment“-Strukturen bzw. - „dècollements“ (ZULAUF 1997) eine wieder in den Vordergrund gerückte und verbesserte Sichtweise auf den Ablauf der spätvariszischen Ereignisfolge. Die diversen Entwicklungs- und Kollisionsmodelle des variszischen Orogens sollen hier nicht diskutiert werden.

10 Die Darstellung einiger Aspekte des variszischen Kollisionsgeschehens dienen ausschließ- lich dem Versuch, die Voraussetzungen bzw. Grundlagen für den Verlauf der hochoberkar- bonisch-unterpermischen Entwicklung des Thüringer Waldes - eingebettet in sein weiteres Umfeld - im Zusammenhang mit dem älteren geologischen Untergrund als einem einheitli- chen Reaktionsraum zu erkunden. Von grundsätzlicher struktureller Bedeutung für die Formierung der Thüringer Wald- Struktur bzw. der im höheren Oberkarbon beginnenden Entwicklung der entsprechen- den Rotliegend-Formationen ist deren Herausbildung bzw. partielle konstruktive For- mung innerhalb einer „Großschollenrandsenke“ oder „Scharniersenke“ zwischen der Süddeutschen und der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle. Diese ist Bestandteil einer sich auf ± 400 km Länge lückenlos entlang der Südwestflanke der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle (Böhmische Masse im erweiterten Sinn) erstrecken- den Südrandsenke bzw. auch Südrandzwischensenke zur Süddeutschen Großscholle (Beil. 14). Im Thüringer Wald schaltet sich im genannten Bereich ein durch markante, in WNW-ESE- Richtung streichende Brüche gegliedertes postumes Schollenfeld ein. Es wird als Reliktstruk- tur einer frühest variszisch oder auch spätkollisional in Teilabschnitte zerscherten ehemali- gen Intraplattengeostruktur oder kompressiven Mikroterrane-Grenze aufgefasst, die sich heute in Teilsegmenten vom Bayerischen Pfahl im E bis zum Thüringer Wald im W erstreckt bzw. sich auch noch im strukturellen Rahmen des Teutoburger Waldes wiederfindet. Deren Fixierung in der neoproterozoisch-cadomischen Unterplatte baut sich als postumes Segment deutlich in jüngeren Einheiten durch. Im höheren Unterkarbon - um 350 - 325 Mio a - wurde in einer 2. Kollisionsphase (ZULAUF & DUYSTER 1997) durch die SE-NW gerichteten Kollisionsprozesse am südöstlichen Au- ßenrand des Orogens das Segment des eigentlichen Bayerischen Pfahls vermutlich in etwa zur heutigen Position am Südrand der Böhmischen Großscholle verschoben. Diese unter Umständen über mehr als 445 Mio a (MIELKE 1989) überlieferte, stabile bruch- tektonische Konfiguration des cadomisch-neoproterozoischen Krustensegments ist prägen- der Bestandteil des elementaren strukturellen Gerüstes für die Bildungen des hohen Ober- karbon und Rotliegend im Raum des Thüringer Waldes, das auch heute noch eindeutig als dessen tektonisches Grundmuster erkennbar ist (Beil. 16). Erst aus dieser Sicht des Sachverhaltes lässt sich die konvergente Kompression ableiten und es ist davon auszugehen, dass die bemerkenswert stabile Intraplattenrandstruktur der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle - ausgehend vom prägranitischen, neoproterozoisch- cadomischen Untergrund - durch den Intrusivkörper des heute tief anerodierten Thüringer Hauptgranitmassivs und den mit diesem Prozess verknüpften Entlastungsdruck sowie Scher- prozessen nach oben transformiert worden ist und - als copy-effect geformt - ein wie das Pfahl System über > 300 Mio a persistentes Störungssystem gebildet hat. Beginnend im höheren Stefan bis in den oberrotliegenden Zeitraum wirkt dieses bruchtekto- nische Element - obwohl ständig überformt - immer erneut als eine querende, deutlich in WNW-ESE-Richtung orientierte Thüringer Wald-Grabenstruktur. Offensichtlich wurden die während der Dekollision und Entstapelung entwickelten flachen detachments, in welche das aus einer NW-SE bzw. WNW-ESE gerichteten Störungsfelde- rung bestehende Ausgleichs- bzw. Transformstörungssystem eingebunden war, als Gleitflä- chen für den NE-SW gerichteten Schollentransport genutzt. Mit der asturischen Kompression werden Teile der bruchtektonischen kontinentalen NW- SE-Transformstörungsfelderung über verbindende flache detachments mit Abschnitten der WNW-ESE-Felderung des Pfahl Systems zu einem neuen, krustal fixierten randlichen Bruchsystem der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle, der sog. Fränkischen Struktur- zone (Fränkische Linie i. w. S.) verknüpft.

11 Die Böhmische Masse i. e. S. bzw. der saxothuringisch-moldanubische Abschnitt des Mittel- deutsch-Böhmischen Großschollenblocks wird ± rechtwinklig diskonform quer zu den Kollisi- onssuturen an seiner Südwestflanke entlang einer Grenzfuge gegen die Süddeutsche Groß- scholle von einer hochoberkarbonisch-unterpermischen Senke begleitet. Diese beginnt im NW im hessischen Grenzraum als Thüringer Wald-Grabensenke und setzt sich als Stock- heim-Weiden-Graben bzw. Naab-Trog i. S. von SCHRÖDER, B. (1988) im fränkisch- ostbayerischen Raum fort. Mit der Querzone des Bayerischen Pfahls einschließlich der Scholle des Landshut-Neuöttinger Hochs nach SW verschoben, verlängert sich die randlich begrenzende Struktur mit der Giftthal-Senke unter mesozoischer, tertiärer und holozäner Bedeckung bis hin zum bayerisch-österreichischen Grenzgebiet. Diese, den Grenzraum zwischen der Böhmischen Masse i. w. S. und der Süddeutsch- Vindelizischen Großscholle lückenlos markierende Senkenzone war im Rotliegend-Zeitraum wiederholt tektonisch verursachtem Versatz, Überprägungen sowie partiellen Erosionen un- terworfen, so dass in sich unterschiedlich entwickelte Teilabschnitte entstanden sind (SCHRÖDER, B. et al. 1997). Die etwa 400 km lange Rand- bzw. Zwischenrandsenke wird als hochoberkarbonisch-unterpermische Südrandsenke des Böhmischen Massivs bzw. Südrandsenke der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle bezeichnet. Die nördliche Begrenzung der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle wird im „Elbe Linea- ment“ i. w. S. (FRANKE & HOFFMANN 1999a, b) gesehen. Sie unterlag sowohl im prä- hochoberkarbonischen als auch im unterpermischen Zeitraum einer ähnlichen strukturellen tektonischen Entwicklungsvielfalt, wie die Südrandsenke. Beiden Lineamenten gemeinsam ist die Fortsetzung ihrer tiefentektonischen Anlagen als Randbruchsysteme der älteren oder cadomischen Grundscholle noch um etwa 200 km vom Grenzraum zum Saxothuringikum entfernt nach NW unter den rhenoherzynischen variszischen Kollisionsabschnitt. Das im Bereich Oberer Mantel und Tiefkruste angesiedelte (Helgoland-Bremen-)Göttingen- Ruhla-Regensburg-Lineament kreuzt in NNW-SSE-Richtung die Scharniersenke zwischen der Süddeutschen und der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle im Raum des Thüringer Waldes. Durch Kompression der krustalen Schollenfelder überfahren bzw. zeitweilig unter- drückt, baut es sich jedoch immer erneut nach oben gerichtet aktiv durch. Diese Struktur, geophysikalisch als negative Schwereachse Göttingen-Ruhla-Regensburg und deshalb als mögliche Granitintrusionszone kenntlich (CONRAD et al. 1996), entwickelte sich neben dem postum der WNW-ESE-Richtung des bayerischen Pfahlsystems folgenden tektonischen Grundmuster als ein im Unterkruste-Mantelgrenzbereich angesiedeltes Ele- ment, das zumindest ab höherem Oberkarbon deutlich nachvollziehbar, alle bereits vorhan- denen oder jüngeren Strukturelemente bzw. strukturellen Einheiten, z. B. auch die Fränki- sche Strukturzone, spitzwinklig diskonform in NNW-SSE-Richtung im Raum des Thüringer Waldes beeinflusst und ihnen mit ansteigend intensiver persistenter Wirksamkeit das ihm eigene tektonische Inventar aufprägt bzw. das vorhandene örtlich (deformierend) überprägt. Es könnte auch eine seitlich divergent zum „Lineament“ ausgerichtete Mantelströmung eines „intrakontinentalen Rückens“ die persistente Extension hervorgerufen haben. Nach ZEH & WILL (2010) weist die Abgrenzung der Ruhla-Gruppe mit einer genetischen Beziehung zu Baltica als einem Teil Laurussias von der Brotterode-Gruppe mit einer Affinität zum Peri-Gondwana-Komplex durch den im Ruhla-Kristallin trennenden Verlauf des Göttin- gen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes auf eine variszisch kollisional überfahrene Bruchstruk- tur (Westthüringischer Quersprung) hin. Die Krustendehnung führt im Nachgang der asturischen Kompression zu zeitlich abgesetzten subparallel oder quer zu diesem Lineament gerichteten Intrusionen von sauren und basi- schen plutonischen und subvulkanischen Bildungen. Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament quert spießwinklig die Thüringer Wald-Rift- grabensenke als einen Abschnitt der Südrandsenke des Böhmischen Massivs. Diese wie- derum ist bruchtektonisch konfiguriert durch die Strukturzone der Fränkischen Linie, die den

12 von NW nach SE fortschreitenden und NE-SW gerichteten Versatz der Teilschollenelemente des Bayerischen Pfahlsystems widerspiegelt (Beil. 12). Mit diesem Prozess verbleibt die Südrandsenke der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle im Einflussbereich des extensio- nal wirksamen Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineaments, das im Thüringer Wald von der N- Seite der Fränkischen Linie bzw. Strukturzone auf deren S-Flanke wechselt. Die beschriebene Konstellation bewirkt, dass die Nordostbayerische Scherzone (Creuzburg- Ruhla-Schleusingen-Amberg) mit den NE-SW gerichteten, extensional beginnenden und dann kompressiv abschließenden Vorgängen des „saalischen Events“ und/oder des „Thürin- ger Wald-Events“ verknüpft wird, bzw. erhält sie erst dadurch ihre charakteristische Ausprä- gung. Die etwa 300 km Erstreckung umfassende „pull apart ähnliche-Struktur“ des Thüringisch- Fränkisch-Ostbayerischen Scherzonensystems, unterteilt im Zeitraum der frühen Ober- hof-Formation die Thüringer Wald-Riftgrabensenke in zwei getrennte Teilabschnitte. Von E nach W lassen sich zwei tektonisch gesteuerte NNW-SSE, bzw. NW-SE streichende Struk- tureinheiten erkennen (Beil. 1, 12, 14): - die Ilmenau-Schönbrunn-Schalkau-Elevation und die nordöstlich benachbarte, damit verbundene Stockheim-Weiden-Grabenzone (± Naab-Trog), die an ihrer SW-Flanke von dem Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament begleitet wird; - die Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation, die unmittelbar spitzwinklig mit dem sog. Nordwestthüringischen Quersprung das Kristallin von Ruhla und die Thüringer Wald-Riftgrabensenke quert. Mit diesem Vorgang wird die Riftsenke in einen nordwest- lichen Teil, den Nentershausen-Eisenach-Graben und einen südöstlichen Abschnitt, den Thüringer Wald-Graben, d. h. den heutigen Graben des mittleren Thüringer Wal- des, untergliedert. - Die sog. Schleusingener Randzone ist ein Teilsegment der Medianlinie zwischen bei- den Elevationen. Eine zweite markante tektonische Entwicklung unterscheidet sich gravierend vom bisher be- schriebenen Ablauf durch den Ausbau von langaushaltenden Störungs- und Strukturzonen, die den Grenzraum zwischen den unterschiedlichen Baustufen des variszischen Kollisionso- rogens, d. h. gleichermaßen die Grenzräume des Saxothuringikums zum Rhenoherzynikum bzw. der Mitteldeutsch-Böhmischen zur Süddeutschen Großscholle, diskonform durchque- ren. Obwohl neben den gravitativ wirksamen Prozessen, die dem Bereich Unterkruste-Oberer Mantel innewohnenden W-E-Extensionskräfte ebenfalls intensiv zum Abbau des Orogensta- pels beigetragen haben, werden diese jetzt selbst deutlich zum Ausgangspunkt einer Neu- formierung des europäischen Krustenfeldes. Mit einer europaweit ausgedehnten Rift- bzw. Grabenfelderung wurden die Erscheinungs- formen der Dekollisions- bzw. Entstapelungsprozesse der temporär eingegrenzten Kollisi- onsepisode in Etappen allmählich abgelöst. Die Entwicklung der Lithosphäre wurde von nun an durch die langfristig linear wirkende Man- telkonvektion bzw. ständig periodisch in höheren Krustenabschnitten durch lunare Gravitati- onskräfte beeinflusste mantelgesteuerte Krustendehnung i. S. von TRURNIT (JÖNS 2001) dominiert. Diese bildet nunmehr zunehmend ein eigenständiges rupturelles Inventar: 1. Die Entwicklung des vulkanogenen Thüringisch-Fränkischen Rifts, dessen nördliche Fortsetzung im Niedersächsischen Rift zu sehen ist und das sich nach Süden in N-S- Orientierung als Teil der Zentraleuropäischen N-S-Riftzone (ANDREAS 2005) bis in den Raum Bolzano-Varese-Korsika erstreckt (Beil. 14). Diese > 2000 km lange Riftstruktur durchschneidet diskonform die unterschiedlich orogen geprägten krustalen Räume.

13 2. Die vom Raum um Göttingen-Kassel ausgehende Niedersachsen-Riftzone (Hanno- ver-Rift), die sich über das Skagerrak bis zum Oslo-Graben-Rift in nördlicher Richtung ausdehnt. 3. Zwischen den genannten Riftstrukturen, die an ihrem südlichen bzw. nördlichen End- punkt etwa 120 km von einander entfernt sind, entwickelte sich eine NW-SE gerichtete verbindende Quergrabenzone als Großschollenscharnier, bzw. als Zwischenschollen- Riftgraben, die spitzwinklig vom tiefentektonisch wirksamen Göttingen-Ruhla- Regensburg-Lineament gequerte Thüringer Wald-Riftgrabensenke. Dieses Linea- ment, bzw. eine mit dem Oberen Mantel verknüpfte Sutur, stellt offensichtlich die be- grenzende Verbindungsstruktur zwischen den seitlich um E-W versetzten N-S- Riftelementen dar. 4. Mit einer gewissen zeitlichen Verzögerung bilden sich parallel zu tektonisch vorgepräg- ten N-S-Linien die ± halbgrabenartigen Furrow-Strukturen heraus. Im Bereich des sa- xothuringischen Abschnitts des Mitteldeutsch-Böhmischen Schollenfeldes haben sich von W nach E die Thüringen-Mittelharz- und Weiden-Furrow mit der nach S ausgerich- teten Erosionsbasis in der Thüringer Wald-Riftgrabensenke bzw. der Zwischenschol- len-Scharniersenke herausgebildet. Im moldanubischen Teil der o. g. Großscholle sind ebenfalls von W nach E die sich um ± N-S erstreckenden Gräben bzw. Furrows von Radnice-Rakovnik, Blanice, Jihlava und Boskovice entwickelt, deren Erosionsbasis sich in nördlicher Richtung im Raum der Nordwestböhmischen Senken befand (PESEK & URBAN 1998). Diese letztgenannten Strukturbilder gestatten bzw. fordern, trotz der deutlich weiträumigeren Untergliederung, einen Vergleich mit den durch eine intensive Horst-(Halb-)Grabenfelderung gekennzeichneten norddeutsch-polnischen und südeuropäischen Senkenräumen. Die Horst- Graben-Felderung beruht auf einer mit Krustenaufwölbung verknüpften Extension, wobei die Grabenschollen an den stabilen Horstschollen absinken und der effusive Vulkanismus ein entstehendes Masse-/Raumdefizit ausgleicht. Auch nach BURG et al. (1991) in MÜLLER, H. (1996) lassen sich die um N-S orientierten Störungen in das im Permokarbon wirksame Stressfeld einordnen, „das ab dem Stefan eine E-W gerichtete Extension im kollabierenden variszischen Orogen anzeigt. Bei dieser E-W- Extension kommt es zu parallel verlaufenden Vertikalbewegungen einzelner Schollen“. Die o. g., einer unterschiedlichen Genese zuordenbaren tektonischen Strukturen, die sich im Raum des Thüringer Waldes bündeln, formen in einem gerichteten Entwick- lungsablauf innerhalb einer definierbaren Zeitspanne das komplizierteste und vielsei- tigste oberkarbonisch-unterpermische Strukturgebäude Mitteleuropas bzw. Europas. Der Ostflanke der SW-NE streichenden Kollisionssutur zwischen Rhenoherzynikum und Sa- xothuringikum - d. h. der Mitteleuropäischen Kristallinzone und im Prinzip der „rheno- herzynian suture“ bzw. der Mitteleuropäischen Geosutur - folgt ± subparallel im höheren Oberkarbon die Bildung der Saar-Nahe-Senke progressiv in nördlicher Richtung. Als eigentliches Grenzelement im NW fungiert die Hunsrück-Taunus-Tiefenstörung. Der N-S streichende Sprendlinger Horst blockiert im Raum Frankfurt als Barriere diese nach N gerichtete Entwicklung und die Verbreitung der Westfal-Stefan- bis Unterrotliegendsenke klingt hier aus (zuletzt KOWALCZYK in MÜLLER H. 1996; Beil. 14 u. 15-1). Das bedeutet letztendlich, dass strukturelle Elemente der sich fortentwickelnden Saar-Nahe-Senke als westliche Randsenke der Gallisch-Rheinischen Großscholle den Raum der Süddeutschen Großscholle nicht erreicht haben. Deren westliche Begrenzung während des Oberkarbon- Unterperm ist in der mitteleuropäisch bedeutsamen Tiefenstörung Oberrhein-Odenwald- (Otzberg-Michelbach-) Spessart-Hessen-Eichsfeld-Altmark-Tiefenbruchzone (i. S. von PAUL 1999) zu sehen.

14 Die NE-SW-Senken folgen ± konform den variszischen Kollisionsstrukturen, queren aber die jeweiligen Schollengrenzen nur bis in den trennenden Grenzraum, z. B. zwischen der Mittel- deutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle. Als Beispiel für eine gewisse Schollenautonomie kann aufgezeigt werden, dass im Zeitraum des hohen Oberkarbon die Begrenzung der Süddeutschen Großscholle weder durch aus südlicher noch aus nördlicher Richtung kommende und in gleicher Richtung fortschreitende, über den Zwischenschollen- grenzraum hinausgreifende Senkenbildungen überschritten worden ist. Im Grenzraum zwischen dem Moldanubikum und dem Saxothuringikum, entlang der östli- chen Flanke der trennenden Tiefenstörung, der Lalaya-Lubine-Baden-Baden-Tirschenreuth- Mähring-Linie wurden analog die nach SW gerichteten Westböhmischen Senken der Mittel- deutsch-Böhmischen Großscholle gebildet. Auf der Süddeutschen Großscholle entwickelte sich die Offenburg-Schramberger Senke in nordöstlicher Richtung entgegen. Als Parallel- entwicklung kann die Bodensee-Senke südöstlich von ihr betrachtet werden. Es darf auch im hier dargestellten Raum vorausgesetzt werden, dass mit ihrer Entwicklung die o. a. Struktu- ren die jeweils trennenden Schollengrenzen nicht überschritten haben. Die Saale-Senke entwickelte sich in südlicher Richtung gleichfalls subparallel zur Mitteleuro- päischen Geosutur bis etwa in den Raum der WNW-ESE streichenden Finne-Störung. Diese bildet den bruchtektonischen Südrand der bedeutsamen Finne-Kyffhäuser-Gera-Jachymov- Querzone (BANKWITZ, P. et al. 1993). Durch die Blockierung der Saale-Senke ist im Zeit- raum des höheren Westfal-Stefan die Mitteleuropäische Geosutur mit einem östlich davon fixierten Krustenband von etwa 50 - 60 km Breite und 200 km Länge im mitteldeutschen Raum bis nördlich Frankfurt nicht als Senkenstruktur besetzt. Der beschriebene Schollenab- schnitt bildet im Zeitraum des höheren Oberkarbon (Stefan) die sog. Spessart-Rhön-Ruhla- Langensalza-Hochscholle bzw. Elevation (Beil. 15-1). Die Funktion der Mitteleuropäischen Geosutur wird nunmehr von der Hornburg-Langensalza- Ruhla-Rhön-Spessart-Tiefenstörung übernommen, die östlich von ihr und gleichfalls subpa- rallel entwickelt ist. Diese Struktur stellt offensichtlich ein weiteres Krustenelement mit vorge- prägtem Kollisionsgefüge dar, das während der unterpermischen Senkenformung durch den anhaltenden Extensionsprozess die fortführende Teilbeweglichkeit übernommen hat. Als Beleg für die Bewertung der Hornburg-Ruhla-Spessart-Tiefenstörung als eine Reliktstruktur des variszischen Kollisionsprozesses ist die Aussage von ZEH & WILL (2010) zu werten, die auf rhenoherzynische Inkremente im Bereich des Ruhla-Kristallins als einem Abschnitt der „Mid German Crystalline Zone“ verweisen. Sowohl sind die Süddeutsche Großscholle als auch die Mitteldeutsch-Böhmische Großscholle bis hin zur Finne-Störung nicht von oberkar- bonischen Ablagerungen entlang der Mitteleuropäischen Geosutur überdeckt. Der Wechsel der Saale-Senke von der begleitenden Mitteleuropäischen Geosutur als Unstrut-Senke zur E-Flanke der Hornburg-Langensalza-Ruhla-Rhön-Geosutur ist ursächlich unklar. Im Grenzzeitraum Stefan/Autun (Ilmenau-Formation) beginnt die N-S-Entwicklung der taphrogen gesteuerten Thüringen-Mittelharz-Furrow. Diese erstreckt sich i. S. von PAUL (1999) - etwa ausgehend vom mittleren Abschnitt des Thüringer Waldes - über die Mühlhau- sen- und Ilfeld-Senke sowie über den Mittelharz hinweg. Möglicherweise blockierte auch die Furrow-Entwicklung durch die zu ihrem Ausbau benötigte Extensionsenergie zeitweilig den Fortbau der Saale-Senke aus dem Halleschen Raum in südwestlicher Richtung. Auf die prägende Dominanz der Furrowstruktur verweist auch deren um N-S streichende, die W-Flanke der Unstrut-Senke konturierende Begrenzungslinie vor Erreichen der Thüringer Wald-Riftgrabensenke. Die Ilfeld-Furrowsenke ist diskonform aus dem saxothuringischen Bauteil heraus, struktur- übergreifend in N-S-Richtung im rhenoherzynischen Abschnitt des variszischen Orogens entwickelt und deren Profile sind nicht mit denen der konform zu den Kollisionsstrukturen gebildeten NE-SW-Senken zu parallelisieren.

15 Im Grenzbereich der beiden Großschollen entwickeln sich nur die Unstrut-Senke in südlicher Richtung und die Main-Senke in nördlicher Richtung aufeinander zu. Die Saar-Nahe-Senke hat im Oberkarbon kein gegenläufiges Pendant auf der Süddeutschen und der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle. Möglicherweise liegen im Vorgang der Furrow-Entwicklung die Wurzeln für den im Stefan erneut einsetzenden intensiven Extensionsprozess verborgen - intrastefanische Bewegungen nach PESEK et al. (1998) - der auch als fränkische Bewegun- gen (zuerst KATZUNG 1981) bzw. franconian event (GEBHARDT 1992) bezeichnet worden ist. Dieser Begriff ist jedoch als frankonische Faltung (WALTHER 1921) und synonym zur saalischen Faltung (STILLE 1920) bereits belegt und daher obsolet. Die Senken sind Ausdruck der NW-SE gerichteten Entkoppelung und Dekollision der Sub- duktionsfront, d. h. des Abbaues und der Verringerung der Krustenmächtigkeit, die nicht nur gravitativ gesteuert, sondern vor allem durch die Extension im Bereich der Astenosphäre hervorgerufen ist. Steil fallend in südöstlicher Richtung und mit zunehmender Teufe (± 40 km) übergehend in flach lagernde listrische Scherflächensysteme (detachments), bewirkt eine W-E-Extension die hochoberkarbonische Bildung von generell NE-SW streichenden halbgrabenartigen Strukturen, die an der W-Flanke an einer Tiefenstörungszone absinken. Nach Beobachtungen aller Bearbeiter ist der Aufbau der NE-SW gerichteten Senken durch einen disharmonischen Querschnitt gekennzeichnet. Ausgehend von der westlichen Rand- störung sinken hier die Halbgrabenschollen verstärkt ab und es entstehen grobklastische Schüttungen, die in östlicher Richtung mit abnehmender Korngröße und Mächtigkeit einer flach zum Halbgraben hin geneigten E-Flanke über der Mitteleuropäischen Kristallinzone auflagern. Die N-S-Furrow-Senken hingegen besitzen eine an der östlichen Halbgrabenstörung festge- machte gröberklastische Fazies, die sich in westlicher Richtung feinerklastisch fortsetzt. Die Furrows sind sowohl als Halbgraben- aber auch als Grabensenken ausgebildet, wobei je- doch die Grobklastite stets an deren E-Flanke fixiert sind. Ein spätkollisional bzw. mit beginnender Extension sich herausbildendes und in der Mittel- deutschen Kristallinzone durch kontinentale krustale Dehnung (spreading kontinentaler Kruste?) fixiertes Transformstörungssystem gliedert in etwa äquidistant die Senken quer in NW-SE-Richtung. Eine asturische Querkompression oder -kollision um die Wende Westfal-Stefan (± 305 Mio a) erfasst - ausgehend vom SW-Rand des Osteuropäischen Kratons - das Orogen in N- S- bzw. NNE-SSW-Richtung und bewirkt eine mit der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle nach Süden gerichtete und mit dem gallisch-rheinischen Raum einschließlich der Süddeut- schen Großscholle nach N gerichtete Schollenüberschiebung über ausgleichende detach- ment Flächen. Der gerichtete Ablauf der Kompression ist durch den nachfolgenden, eben- falls gegenläufig entwickelten Verlauf der hochoberkarbonischen Senkenbildung belegt. Die im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle in NW-SE-Richtung wirkende Dekollisions- bzw. Extensionsphase (Reäquilibrierung) der um SW-NE ausgerichteten variszischen Kollisionsstrukturen war noch aktiv und nicht abgeschlossen, als die intensiv wirksame NNE-SSW gerichtete Querschollenkompression einsetzte. Diese brachte den o. g. Entstapelungs- bzw. allgemeinen Abbauprozess des Kollisionsorogens vorläufig zum Erlie- gen und die bereits entstandene Querschollenfelderung wurde überpresst und in südlicher Richtung über- und aufgeschoben. Die nun der Querkompression nachfolgende postasturische Dekompression findet ihren Ausdruck in der tektonisch kontrollierten, nach NE fortschreitenden Verjüngung der Sedi- mentation in der Saar-Nahe-Senke und der gleichalten, gegenläufig nach SW gerichteten Entwicklung in der Saale-Unstrut-Senke. Dieser strebt im Bereich der Süddeutschen Groß- scholle die Kraichgau-Main-Senke in direkter Linie in NE-Richtung entgegen.

16 Dieser Prozess erfolgte mehrphasig, da sich die o. a. NNE-SSW-Extensionen- Kompressionen mit nachfolgenden Dekompressionsetappen im Entwicklungsverlauf des Unterperm mehrfach wiederholen und die persistent NW-SE gerichtete Dekollision durch kompressive Quertektonik zeitlich begrenzt unterbrechen bzw. verzögern. Dabei entstand durch stufenweisen Abbau eine prägende Untergliederung der Senken in sich auf jeweils ± 40 km Länge erstreckende Abschnitte, die durch „first order transfer fault zones“ i. S. von HENK (1993) getrennt und durch eine jeweils voneinander abweichende spezifische fazielle Entwicklung in „sub basins“ charakterisiert sind. Der langanhaltende persistente Prozess des phasenhaften NW-SE gerichteten Abbaus der variszischen Hauptkollisionsstrukturen bzw. der gestapelten Kruste wurde wiederholt von Querkompressionen - z. B. asturisch, „saalisch“ und „thüringisch“ - unterbrochen, und setzte sich gezwungenermaßen diskontinuierlich fort, wobei er sich nochmals deutlich subparallel zu den Kollisionsstrukturen des Oberkarbon-Unterperm-Zeitraumes ausgerichtet in den etwa zur Saale-Unstrut-Senke parallelen, NE-SW verlaufenden Subsidenzstrukturen der Rottero- de-Formation und ihrer Äquivalente in der Mitteldeutsch-Böhmischen und Süddeutschen Großscholle abzeichnet. Eine noch jüngere Dekompressionsphase wird im Vordringen der Hessen-Werra-Senke in den Raum des Eisenach-Grabens als westlichen Teil der Thüringer Wald-Riftgrabensenke westlich der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation im Zeitraum der Eisenach-Formation gesehen. Der Abbau und die Erosion des variszischen Kollisionsorogens überspannt damit im Raum desThüringer Waldes, beginnend mit der asturischen Querkompression, einen Zeit- raum von etwa 75 Mio a. Der hochoberkarbonisch-unterpermische Werdegang des Thüringer Wald-Gebietes lässt sich einerseits nicht nur in Verknüpfung mit demjenigen seiner Vorländer begreifen, sondern erfordert zu seiner Klärung zwingend die Einbindung der geologischen Analyse des Grenz- raumes zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutsch-Vindelizischen Groß- scholle. Andererseits lassen sich diese spätvariszischen Prozesse wiederum nur unter Ein- beziehung der Entwicklung von strukturellen Elementen des Thüringer Waldes rekonstruie- ren. Die nachgenannten Störungssysteme bestimmen innerhalb des Kollisionsverlaufes mit ihrer Genese und in ihrem Zusammenwirken wesentlich das spätvariszische Bild eines Störungs- musters im mobilen Grenzraum zwischen den genannten Großschollen. Diese Strukturen queren und konturieren, deformieren und begrenzen die Herausbildung von NE-SW, NW-SE, WNW-ESE und um N-S streichenden, senken- und grabenartigen Akkumulationsstrukturen. In dem Zusammenhang sind sie ursächlich und als Leitlinien mit magmatogenen und vulka- nogenen Prozessen verknüpft. Nachgeordnet sind die strukturell für die Oberkarbon-Unterpermentwicklung des Thüringer Waldes und seines weiteren Umfeldes bedeutsamsten Bruchelemente bzw. die damit ver- knüpften Strukturen zusammengefasst: 1. Das „Bayerische Pfahl“-Störungssystem (Rundinger Zone, Pfahl-Störung, Donau- randbruch); prä-frühvariszisch oder frühestkollisional, postcadomisch-kaledonisch, prä- hauptgranitisch in Teilabschnitte (?Teutoburger Wald, Thüringer Wald, Frankenwald, Bayerischer Wald) zerscherte, cadomisch-neoproterozoische Intraplattenstruktur oder konvergente Mikroplatten-Grenze / generelles WNW-ESE-Streichen. Um ± 330 - 325 M a (höheres Unterkarbon) erfolgte im Rahmen einer um E-W/SE-NW gerichteten Kol- lision (ZULAUF & DUYSTER 1997) mutmaßlich eine Verschiebung des eigentlichen Bayerischen Pfahl-Segments etwa in die heutige Position am Südrand der Böhmischen Großscholle bis zum den Westrand begrenzenden Göttingen-Ruhla-Regensburg- Lineament. Möglicherweise ist die ± E-W streichende Luhe-Linie als Scherfläche mit diesem Prozess verknüpft.

17 2. Die durch Äquidistanz der trennenden Störungen markant gekennzeichnete, flächen- haft ausgedehnte NW-SE-Schollenfelderung belegt vorwiegend das Saxothuringi- kum, insbesondere das Verbreitungsgebiet der Mitteleuropäischen Kristallinzone. Es wird als syn- bis posthauptgranitisches Transformstörungssystem (transfer faults) be- trachtet, das quer zur Kollisionsfront entlang der „rheno-hercynian suture“ angelegt, als Ergebnis eines in der kontinentalen Kruste wirksamen spreading-Prozesses gene- tisch eng mit den nachfolgenden Dekollisions- und vor allem den Extensionsprozessen z. B. i. S. von HENK (1992, 1997) verknüpft ist / generelles NW-SE-Streichen. Dieser Vorgang wird als Pendant zur Formierung der spreading-Strukturen in der ozeanischen Kruste verstanden. Die Bruchstrukturen des Transformstörungssystems sind z. B. auch deutlich in der Übersichtsdarstellung des Verlaufs der Hessischen Senken für den Grenzzeitraum Unter-Oberrotliegend durch KOWALCZYK & HERBST (2010) markiert. 3. Die „Fränkische Linie“-Strukturzone der Fränkischen Linie / wechselndes, vorwie- gend NW-SE und WNW-ESE-Streichen durch dominierende Verknüpfung von den un- ter 1. - genannten Segmenten mit den unter 2. - genannten Segmenten über detach- ment-Strukturen. Neuformierung bzw. Rekonstruktion der Pfahlstruktur i. w. S. als krustalen Grenzraum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und Süddeutschen Großscholle (um ± 305 M a, ZULAUF 1997) – asturisch - durch ± NE-SW-Kompression i. S. von ARTHAUD & MATTE (1977). 4. Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament wird als eine vom Grenzraum Tief- kruste - Oberer Mantel ausgehende und im Lithosphärenbereich extensional wirksame Tiefensutur betrachtet (BEHR et al. 1992). Als ursächlicher Ausgangspunkt wird eine Mantelkonvektionsströmung in Erwägung gezogen. Charakteristisch für diese Struktur ist ein generelles, konsequent linear gerichtetes NNW-SSE-Streichen. Die maximale Ausdehnung wird von NNW nach SSE, von Helgoland über Bremen, Göttingen und Ruhla (Verf.), bis nach Regensburg und evtl. noch darüber hinausreichend, angenom- men. Ein Kausalzusammenhang wird mit dem Nordwestthüringischen Quersprung, der Schleusingener Randzone und der Frankenalb-Furche gesehen. Als ein Ergebnis der kräftigen krustalen Extensionsintensität wird die Formung der Thüringisch-Fränkisch- Ostbayerischen „pull-apart“-Scherzone betrachtet. Analog zum Oberrheintalgraben im W wird die im Oberen Mantel angelegte Extensionszone im E der Süddeutschen Groß- scholle als deren mögliche und sich zunehmend deutlicher herausbildende Begren- zung angesehen. 5. Mit Schwereachsen korrelierbare N-S, NNE-SSW und um E-W streichende, im tiefe- ren Kruste - Mantelniveau angelegte Tiefenbrüche (CONRAD et al. 1996,1998); im oberen Krustenbereich partiell tektonisch identifizierbar. Sie sind im Bereich der Mittel- deutsch-Böhmischen Großscholle markanter Bestandteil der vom Bereich der Asthe- nosphäre gesteuerten und durch E-W-Extension in der Lithokruste wirksamen Rift-, Graben- bzw. Halbgraben- oder Furrow- und Scherstrukturen, die auch eine etwa äquidistante Reihung aufzeigen können (von W nach E: Thüringen-Mittelharz-Furrow, Weiden-Furrow, Blanice-, Radnice- Rakovnik-, Jihlava- und Boskovice-Furrow). 6. Die „rheno-hercynian Suture“ i. S. von SOMMER & KATZUNG (2006), bzw. die Mittel- europäische Geosutur, wird als linearer Oberflächenausstrich der Reliktspur der ehemaligen kollisional-kompressiv überprägten variszischen Subduktionsfläche (Scherstruktur) gedeutet (Abb. 3). Sie befindet sich zwischen dem Rhenoherzynikum im W und dem Saxothuringikum im E, d. h. zwischen der Nördlichen Phyllitzone und der Mitteleuropäischen Kristallinzone. Steil fallend in südöstliche Richtung und mit zu- nehmender Teufe (± 40 km) übergehend in flach lagernde listrische Scherflächensys- teme (detachments), bewirkt die W-E/NW-SE-Extension die hochoberkarbonische Bil- dung von subparallel konform zu den variszischen Bauelementen streichenden Senken vom Typ der Saar-Nahe- bzw. Saale-Unstrut-Senke / generelles NE-SW Streichen.

18 7. Die Tiefenbruchzone, als Richtungselement der Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza- Hornburg-Elevation ist ein SW-NE gerichtetes Teilelement der sog. Mitteldeutschen bzw. Mitteleuropäischen Kristallinzone und wird als eine krustal ausgestaltete Kolli- sionsnarbe bzw. -scherfläche betrachtet. Im Zeitraum des Stefan-Unterrrotliegend übernimmt sie über längere Zeitabschnitte hinweg die Funktion der Mitteleuropäischen Geosutur als ein Leitelement der hochoberkarbonisch-unterpermischen NE-SW verlau- fenden Senkenbildung, die dadurch um etwa 40 km nach E verschoben wird. Eine Darstellung von WUNDERLICH, J. (2000) gliedert die sog. Mitteldeutsche Kristal- linzone im thüringischen Raum in drei subparallel NE-SW (variszisch) streichende Struktureinheiten, eine 20 - 30 km breite synkollisional metamorphe (341 - 335 Mio a) Ruhla-Kyffäuser-Teilzone am westlichen Außenrand und eine zentrale Obduktions- und Hebungszone, die vom im Anschnitt ± 25 km breiten Thüringer Hauptgranitmassiv (337 - 335 Mio a) eingenommen wird. Örtlich schließt daran die um 10 km breite und ebenfalls kollisionsmetamorph überprägte Vesser-Teilzone an, die sich aus ober- kambrisch-ordovizischen Basiten und Metabasiten einer Riftprovenienz zusammen- setzt. Die o. a. Elevation begleitet und konturiert zwei langgestreckte oberkarbonisch- unterpermische Senkenzüge, die sich über der Mitteleuropäischen Kristallinzone erstrecken. 8. Im Umfeld des Thüringer Waldes, im Grenzraum der tangierenden Mitteldeutsch- Böhmischen und Süddeutschen Großscholle wird der Verlauf der im Zeitraum des hohen Oberkarbon/Unterperm diametral NE und SW gerichteten Senkenentwicklung strukturell unterbrochen und endet in der um NW-SE streichenden Großschollen- Zwischensenke bzw. dem Mitteleuropäischen Großschollenscharnier, das vom Thüringer Wald-Riftgraben bzw. der Riftgrabensenke eingenommen wird. Diese bil- det auf Grund der kontinuierlich wirksamen Absenkung in einem ehemaligen intrakon- tinentalen Großgraben, die stefanisch-unterpermische Erosionsbasis - d. h. das Ak- kumulationszentrum bzw. die fluviatilen Endseen - für die aus nördlicher und südlicher Richtung einmündenden Senken und die Schutte der anerodierten Riftgrabenschultern und angrenzenden Areale. 9. Im Zeitraum der frühen Entwicklungsphase der Oberhof-Formation ist der bruchtekto- nisch konfigurierte Einbruch des „Thüringer Wald-Grabens“ innerhalb der „Thüringer Wald-Riftgrabensenke“ einzuordnen. Als Ursache wird ein um SW-NE gerichteter Dehnungs- bzw. Extensionsprozess betrachtet, der durch das Abscheren der Mittel- deutsch-Böhmischen Großscholle von der Süddeutschen Großscholle innerhalb der trennenden Großschollen-Rand- oder Scharniersenke erfolgt ist. Der innerhalb der nördlichen Großscholle mit krustaler Aufweitung bzw. Streckung ver- knüpfte, intensivere erosiv/denutative Abbau des Kollisionsorogens z. B. durch die ein- geschalteten extensiv wirksamen Furrow-Strukturen gegenüber der stabileren Süd- deutschen Großscholle, könnte als auslösender Faktor des o. g. Prozesses innerhalb der mobilen Grenzzone betrachtet werden. Bringt man andererseits die der intensiv wirksamen Extensionsphase nachfolgende kräftige Kompression in eine miteinander verknüpfte Ereignisfolge, lässt sich ein mit dem gleichfalls NE-SW gerichteten asturi- schen Kompressionsevent vergleichbarer Vorgang ableiten. Dieser markante Prozess ermöglicht eine exakte Neudefinition der „saalischen“ Phase, bzw. aus unserer Sicht die des „Thüringer Wald-Events“. Die Zusammenfassung der bisherigen Beobachtungen lässt eine weiträumig ausstrah- lende und mit großer Wahrscheinlichkeit vom Osteuropäischen Kraton ausgehende NE-SW-Extensions-Kompressionsmotorik erkennen, die in „The Western Accretionary Margin of the East European Craton“ i. S. von PHARAO et al. (2006) eingebunden ist. Als verbindendes Strukturelement wäre die Teisseyre-Tornquist-Zone am südwestli-

19 chen Kratonrand zu nennen, die gleichsinnig zur Elbe-Zone und zum Bayerischen Pfahl-Störungssystem in WNW-ESE-Richtung streicht. Als prädestiniertes Leitelement bzw. krustale Schwächelinie im Raum des mittleren Thüringer Waldes ist das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament zu betrachten. Ent- lang dieser als einer abscherenden Dehnungsfuge entwickelten Struktur, welche die Riftgraben-Senke spießwinklig quert, sind sowohl die Thüringer Wald-Scholle mit einer Einkippung nach NE als auch die Stockheim-Weiden-Krustenscholle abgesunken. Im Bereich des Thüringer Waldes wird die Scholle im SW von der Creuzburg-Ruhla- Schleusingen-Elevation (Störungszone) und im NE von der Eisenach-Georgenthal- Ehrenberg-Querzone begrenzt. Während die Kraichgau-Main-Senke im Zeitraum der Goldlauter-Formation noch die Unterwerra-Frankenwald-Linie am N-Rand der Riftsenke errreicht hatte, endet infolge des tektonischen Umbaus eines Abschnitts der Riftstruktur die Hessen-Werra-Senke mit der Eisenach-Formation bereits an der um 10 bis 15 km in südwestlicher Richtung verschobenen Schollengrenze, der Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querzone (Beil. 1). Die Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation bzw. Störungszone war zum damaligen Zeitpunkt keine emporgepresste Hebungsstruktur oder Hochscholle, sondern stellte ei- nen bruchtektonisch konfigurierten Grabenrand eines - zumindest an der Nordflanke - mehrere hundert Meter tiefen Einbruchs eines Krustenschollensegments innerhalb der Riftgrabensenke dar. Im Zeitraum dieser Extensionsphase wurden sowohl die Kristallinscholle von Ruhla als auch die Schleusehorst-Scholle zunehmend deutlich als Hochschollen geformt und gleichzeitig von kleineren Granitkörpern, dem Ruhlaer Granit und dem Schleusetal- Granit intrudiert. Beide Strukturen sind in den südwestlichen Außenrahmen der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle unmittelbar an der NE-Flanke des Göttingen-Ruhla-Regens- burg-Lineamentes eingeordnet. Sie haben sich dort herausgebildet, wo das Lineament die Ruhla-Langensalza- und die Schwarzburg-Elevation spitzwinklig quert. 10. Der bemerkenswerte, unter 9. beschriebene Extensionsvorgang eröffnet die Möglich- keit, die im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle in Analogie zum Thü- ringer Wald-Grabenbruch in gleicher oder ähnlicher Richtung entwickelten und li- thostratigraphisch bisher nur ungenügend in den Entwicklungsverlauf einordenbaren Grabensenken-Strukturen in diesen Prozess einzubeziehen. Die angedachte, ± zeit- gleiche Bildung dieser Grabensenken weist ebenfalls eine um NW-SE gerichtete bruchtektonische Konturierung auf. In diesem Zusammenhang wären ursächlich das „Rudolstädter Becken“, das „Geraer Becken“ und die reliktischen Vorkommen bei Pöß- neck und am Roten Berg bei Saalfeld einzuordnen, die zuletzt von BROSIN & LÜTZ- NER (2010) beschrieben worden sind. Der relativ kurzfristige Ablauf von Extension mit nachfolgender Kompression um- fasst etwa den Zeitraum der Oberhof-Formation und wird auf Grund der mit diesem Vorgang deutlich bruchtektonisch geformten Thüringer Wald-Scholle als „Thüringer Wald-Event“ bezeichnet. Es sind die Voraussetzungen gegeben, um für den Bereich der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle zu überprüfen, ob ein derartiger Bewegungsimpuls wie das „Thüringer Wald-Event“ auch in weiteren Akkumulationsstrukturen, evtl. bis in den Be- reich des „Elbe-Lineamentes“ (i. S. von FRANKE & HOFFMANN 1999a, b) und dar- über hinaus rekonstruiert werden kann. 11. Der Südrand der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle ist eine komplex gestaltete Zone, die sich über mehr als 400 km Länge in NW-SE-Richtung vom hessisch- thüringischen bis in den ostbayerisch-österreichischen Grenzraum erstreckt. Die Bil-

20 dung und Umformung der geologisch-tektonischen Struktureinheiten reicht bis in den prävariszischen Zeitraum zurück. Der Grenzraum war dem variszischen Kollisionspro- zess und damit auch kinematisch-strukturellen und Metamorphoseprozessen unterwor- fen. Während der spät- und postvariszischen Dekompressions- und Extensionsphasen ist er zur Begrenzung eines Teilblocks mit einer cadomischen oder älteren Überprä- gung bzw. zu einer Zwischenschollengrenze unter veränderten tektono-magmatischen und mehrfach gewandelten Metamorphose- und Stressbedingungen umgeformt, re- konstruiert und partiell neu gestaltet worden. Die Grenzstruktur ist kenntlich durch die Entwicklung einer die Mitteldeutsch- Böhmische Großscholle bzw. die Böhmische Masse im erweiterten Sinne lückenlos begleitende oberkarbonisch-unterpermische Südrandsenke bzw. einer Zwischensen- ke zur Süddeutschen Großscholle, die in differenziert gestaltete Teilsegmente unter- gliedert ist. Ein weiteres Element ist die als ehemalige Intraplattenstruktur betrachtete WNW-ESE streichende Einheit, deren südöstlicher Abschnitt durch das Bayerische Pfahl Stö- rungssystem charakterisiert ist. In Teilabschnitte zerschert, lässt es sich nach NW bis in den Raum des Teutoburger Waldes bzw im SE noch als Teilelement im Landshut- Neuöttinger Hoch wiedererkennen. Dieser segmentierte Tiefschollenrandkomplex kann, ausgehend vom ostbayerischen Raum - den Oberpfälzer Wald und das Fichtel- gebirge tangierend - über den Thüringer Wald bis hin zu den Hauptstrukturelementen des Teutoburger Waldes verfolgt werden. Die mit der Dekollisionsetappe gebildeten und ± äquidistanten NW-SE-Querstörungs- zonen als Transformstörungselemente kontinentaler Kruste, werden mit den bruchtektonischen Elementen des Bayerischen Pfahl-Systems im Bereich der Südgrenze der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle durch die NE-SW/NNE-SSW gerichtete asturische Querkompression zu einer krustalen Spur des Grenzraumes, der Strukturzone der Fränkischen Linie, verbunden. Ein weiteres, wesentliches gestalterisches Element der Schollenrandzone ist die li- neamentäre sog. Göttingen-(Ruhla-)Regensburg-Zone, eine NNW-SSE gerichtete Schwereminusachse (CONRAD et al. 1996), die sich als eine persistent wirksame Extensionszone aus dem Wirkungsbereich Unterkruste-Oberer Mantel in die Oberkrus- te stetig durchbaut. Die konstante und konsequente Fixierung auf die Ausdehnung und Begrenzung der prävariszischen, durch cadomische oder ältere Ereignisse überprägten Grundplatte des Böhmischen Massivs im erweiteren Sinne, lässt im Bereich der Grenzzone Merk- male einer postum mobilisierten „ortsfesten Tektonik“ erkennen. Die strukturelle Herausbildung der permokarbonischen Senken verläuft im Bereich der Groß- schollen zeitlich und räumlich diskonform. Auf eine divergente Entwicklung verweisen z. B. die um N-S gerichteten Furrow-Halbgräben, die ausschließlich im Bereich der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle entwickelt sind und nicht im Bereich der Süddeutschen Großschol- le. Im bruchtektonisch abgetrennten bzw. begrenzten Thüringer Wald-Graben sind die im Ver- lauf der weiteren Entwicklung charakteristischen Krustenzustände der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle noch deutlich präsent. Die Entwicklung verläuft so, dass die im Thüringer Wald-Graben ablaufenden Ereignisfolgen noch deutliche Beziehungen zu denjeni- gen im Großschollenbereich erkennen lassen. So stellt sich nach der abgeklungenen Bewe- gungsabfolge des „Thüringer Wald-Events“ mit der um N-S gerichteten Höhenberg- Intrusionsfuge erneut die Lineare der Thüringen-Mittelharz-Furrow ein. Dieser folgt die NE-SW-Senkenbildung der Rotterode-Formation nach, die subparallel zu den variszischen Kollisionsstrukturen orientiert ist und mit größerer Sicherheit einer extensiven NW-SE-Dekollisionsphase (Reequilibrierungsphase) entspricht, die das gesamte mitteleuro-

21 päische Kollisionsorogen umfasst hat. Mit dem Unteren Tambach-Konglomerat und dem Tambach-Sandstein ist wiederum eine N-S-Furrow Entwicklung verknüpft. Die Eisenach- Formation und das Obere Tambach-Konglomerat sind abschließend erneut mit den NE-SW gerichteten dekollisionalen Absenkungen verbunden. In dieser Abfolge drückt sich wiederholt das Wechselspiel von taphrogen gesteuerter Extension mit den Aufweitungs- bzw. Dekollisionsstrukturen des variszischen Orogens aus. Damit ist belegt, dass der nordöst- lich der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation abgesunkene Schollenteil noch eindeutig als Bestandteil der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle reagiert. Durch die sich auf den genannten Schollen jeweils in Richtung des Scharniers fortpflanzende Entwicklung, kommt es zur Profilakkumulation in der Riftgraben-Senke und somit auch im Bereich des Thüringer Waldes zur Ausformung der Thüringer Wald-Senke (ANDREAS & WUNDERLICH 1999). Infolge der ständigen persistenten Absenkungs- und Extensionsten- denz sowie der mobilen tektonischen Umrahmung entwickeln die Zwischensenkenprofile eine gewisse Eigenständigkeit und lithostratigraphische Vollständigkeit gegenüber den Profi- len in den quer dazu um NNE-SSW gerichteten Senken bzw. N-S verlaufenden Grabenstruk- turen. Die NE-SW-Senkenstrukturen queren den Raum des Großschollenscharniers jeweils bis zum Erreichen der bruchtektonisch konturierten Grenze der gegenüberliegenden Großschol- le. Das gilt z. B. für die Goldlauter-Formation und die Eisenach-Formation, die auf der Süd- deutschen Großscholle Äquivalente in der Kraichgau-Main-Senke und im Senkenzug Hessi- sche-Senken-Werra-Senke ausgebildet haben. Diese sich in nördlicher Richtung entwickeln- den Senken werden jedoch vom Südrand der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle inner- halb des Riftgrabens bruchtektonisch abgeriegelt. Im umgekehrten Fall hat sich die Untere Georgenthal-Formation mit der Unstrut-Senke aus dem Bereich der nördlichen Mittel- deutsch-Böhmischen Großscholle heraus in südliche Richtung entlang der Langensalza- Elevation entwickelt. Es ist anzunehmen, dass nur eine von den entfernteren fossilführenden Senkenabschnitten ausgehende fluviatile Verbindung zur Erosionsbasis des Riftgrabens, ohne wesentliche Ablagerungen in den einmündenden Senkenabschnitten selbst, die Fa- ziesentwicklung der Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimente ermöglicht hat. Mit Erreichen des Be- reichs des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineaments wurde nach dem bereits eingeleiteten bimodalen Vulkanismus der Möhrenbach-Formation der Thüringisch-Fränkischen N-S- Riftzone die erste vulkanische Phase in der NW-SE-Riftgrabensenke ausgelöst, wodurch die im Senkenraum des mittleren Thüringer Waldes ± 100 m mächtigen hochstefanischen Öh- renkammer-Ilmtal-Sedimente vollständig von einer um 350 m, am Rand jedoch nur noch um 1 m mächtigen Vulkanitdecke überlagert worden sind (Beil. 1, 4, 18, 19). Mit diesem vulkanischen Ereignis ist mit einiger Sicherheit die aus dem Raum Hal- le/Wettin eingewanderte hochoberkarbonische Biozönose im Raum des Thüringer Waldes erloschen. Die Obere Georgenthal-Formation lässt sich von einem ersten Vorstoß der Main-Senke in nordöstlicher Richtung herleiten, und die Vulkanite sind in der Bhrg. Gotha 1/63, kurz vor Erreichen der nördlichen Riftgrabengrenze, noch um 500 m mächtig. Im Raum Georgenthal, im Umfeld der Bhrg. Ohrdruf, sind noch etwas mehr als 600 m mächtige Andesite über der Unteren Georgenthal-Formation ausgebildet. Die betrachtete Scharniersenke umfasst i. S. der heutigen bruchtektonischen Felderung ei- nen Reaktionsraum von ±100 km Breite zwischen der Unterwerra-Frankenwald-Querzone im N und der Hassfurt-Bodenwöhr-Querzone im S. In dieser Grabensenke, mit einer flächenhaf- ten Ausdehnung von mind. 100 x 150 km, die den Thüringer Wald und seine Vorländer um- fasst, hatte innerhalb der Rotliegendentwicklung vermutlich die Ilmenau-Formation die wei- teste Verbreitung inne. Die Struktur und Bedeutung dieser Störungssysteme lässt sich aus gegenwärtiger Sicht auch von der Interpretation überregionaler gravimetrischer Untersuchungen ableiten (BEHR et al. 1994, CONRAD et al. 1996, HIRSCHMANN 1991;1992). Diese Ergebnisse finden neben

22 geophysikalischen Detailuntersuchungen (z. B. MÜLLER, M. 1994) Eingang in die Darstel- lung der geologischen Ereignisfolge des höheren Oberkarbon und Unterperm. Der vielgestaltige und von teilweise divergenten Modellen besetzte Entwicklungsverlauf der variszischen Orogenese überspannt einen Zeitraum vom etwa mittleren Devon bis zur Gren- ze des Unter-Oberperm von annähernd 135 Mio a. Von einigen Autoren werden um 60 - 80 Mio a ältere Ereignisse, d. h. ± ab höherem Ordovizium, als frühest kollisional eingeordnet und bereits schon als dem variszischen Zyklus zugehörig betrachtet. In Zusammenfassung des Gesamtverlaufes wird erkennbar, dass sich die Komplexität, In- tensität und die Dauer der Kollisions- bzw. Kompressionsereignisse im Wechsel mit De- kompressions- und Extensionsprozessen mit zunehmendem Fortschreiten in einer weitge- spannten aber gerichtet wirksamen Abfolge deutlich abschwächen bzw. verringern und mit der thüringischen (Mosbacher) Phase mit der Neuenhof-Formation vor der Zechsteiningres- sion ausklingen. Nach diesem Ereignis beginnt die postvariszische Tafelentwicklung. Die verschiedenen Kompressionsereignisse zeigen einen mehrere Mio a andauernden, epi- sodisch phasenhaften Verlauf, wobei sich nach dem Aufbau einer Kollisionsfront immer er- neut definierbare Prozesse wiederholen und deren betreffende Abfolgen durch gleitende Übergänge gekennzeichnet sind (ANDREAS 2005). Nach dem jeweiligen Kompressionsereignis (1) entwickelt sich eine Dekollisions- bzw. De- kompressionsphase (2) und mit einer persistent wirksamen Extension (3) wird eine weitere strukturbildende Zeitfolge eingeleitet. Die strukturellen Formen des Zeitraumes, der sich mit bzw. nach der Dekompressionsphase herausbildenden Extension, gewinnen im orogenen Gesamtverlauf zunehmend an Bedeutung bis hin zur überwiegenden Prägung des Erschei- nungsbildes. Die genannte strukturelle Abfolge korreliert mit den auf Modellrechnung basierenden Ergeb- nissen von HENK (1997), wonach der Abbau der kollisional verdickten Kruste im betrachte- ten Zeitraum bis zur Riftbildung des höheren Oberkarbon nicht allein durch die Wirksamkeit gravitativ gesteuerter Dekonstruktions- bzw. Zergleitungs- und Entstapelungsprozesse („gra- vitativer Kollaps“ LINNEMANN 2004) erfolgen konnte. Nur mittels ± gleichzeitig z. B. von den Plattenrändern her angreifenden Extensionskräften - „plate boundary stresses“ - wird die erfolgte Krustenverdünnung - die Wiederherstellung einer Krustenmächtigkeit von etwa 30 km in den variszischen Interniden - d. h. eine gewisse krustale „Equilibrierung“ und die Her- ausbildung eines Riftstadiums erklärbar. Unter der Voraussetzung einer vom Unterkruste-Mantelbereich dirigierten, ständig persistent in der auflagernden Kruste wirksamen, taphrogen gesteuerten Extension - „tief- bis subkrustale Kopplung“ (ANDREAS 1988) zwischen Kruste und Mantel - deren Erscheinungs- formen im eigentlichen Kompressionsgeschehen zurückgedrängt sind, lässt sich für das jün- gere Variszikum ein deutlich kenntliches Riftstadium und eine Furrow- bzw. Halbgrabenent- wicklung ableiten, die sich jedoch auf Grund immer noch vorhandener, jedoch sich abschwä- chender deformativer Auswirkungen randlicher Schollenkompressionen nicht mit einer engen Zeitzone abgrenzen lässt. Analoge Entwicklungen werden von verschiedenen Autoren neben der oberkarbonisch- unterpermischen auch für ältere paläozoische Zeiträume aufgezeigt, wie z. B. für kambrisch- ordovizische und silurisch-devonische Abschnitte, in deren Verlauf kontinentale, graben- und halbgrabenartige Riftstrukturen das geologische Geschehen dominiert haben. Begleitende charakteristische Erscheinungsformen sind ein intraplattendefinierter, vorwiegend basischer Vulkanismus bzw. granitisch-dioritischer Magmatismus mit deutlichem Bezug zum Mantel- chemismus. Diese Erscheinungsformen bilden ein periodisch persistent wirksames Grundelement geogener Prozesse, ein vom Niveau des Mantels und dessen Bewegungssinn sowie von Aufbau, Zustand und von der Konfiguration der Kruste bestimmtes Grundmuster. Für den Wirkungsbereich des tiefkrustalen Grenzraumes zum Oberen Mantel kann auch die

23 extensiv wellenförmig nach E gerichtete Mantelbewegung des sog. „TRURNIT Zyklus“ i. S. von JÖNS (2001) in die Diskussion einbezogen werden. Die taphrogene Entwicklung wird jedoch nicht durch episodische Kollisionsprozesse ausgelöst bzw. bestimmt, sondern gegenteilig, durch die diese Vorgänge begleitenden Kompressionen werden die Ex- tensionsstrukturen überpresst, deformiert, überlagert und in die sich entwickelnden Metamorphoseprozesse einbezogen (z. B. Alpen-Orogen), wobei sich jedoch immer erneut diese linearen krustalen, bruchtektonisch konfigurierten Strukturzonen, zum Teil als Altbaufugen von Terranegrenzen in neu gebildeten bzw. aufgelagerten oder gestapelten Abschnitten des orogenen Systems durchbauen bzw. dort durch extensi- onal gerichtete Prozesse wirksam werden. Das gilt sowohl für subparallel zum Varisziden- Hauptstrang gerichtete Strukturen als auch für deutlich diskonform bzw. quer dazu verlau- fende Bruchlinien. Die Diskussion einer Zeitschiene für die bei der Herausbildung des Thüringer Waldes und dessen Umfeld tektonisch wirksamen Grundelemente ist vielschichtig (Beil. 1, 11, 16). Während sich die ± subparallel zur Orogenstruktur entwickelnden Tiefensuturen relativ zwanglos in die differenzierten Gestaltungsmodelle des variszischen Geschehens einordnen lassen, bilden die quer dazu entwickelten Tiefenbruchlinien bzw. Lineamente einen „sperri- geren“ Diskussionsgegenstand. So zeigt trotz sorgfältigster Untersuchungen die diffizile Ana- lytik des „Elbe Lineamentes“, d. h. der Hamburg-Krakau-Zone, Unterelbe-Linie und der Elbe- zone durch FRANKE & HOFFMANN (1999a, b) noch zahlreiche Unklarheiten, Probleme und Schwierigkeiten hinsichtlich der Aussagen zur Gesamtstruktur und zur Genese. Indem die Bruchstruktur des „Südlichen Elbelineaments“ unterschiedliche variszische Krus- teneinheiten quert, erfolgte ihre Anlage „daher offensichtlich erst nach den variszischen Kol- lisionsprozessen in spätvariszischer Zeit“. Die Analyse der sogenannten „Fränkischen Linie“ hinsichtlich ihrer zeitlich geordneten struk- turellen Entwicklung als einer Bruchzone im Raum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle gestaltet sich ähnlich kompliziert und lässt sich nicht widerspruchsfrei darstellen. Im Gegensatz zu bisherigen Vorstellungen wird ihre Genese eng mit derjenigen des „Bayerischen Pfahl“-Systems verknüpft. Ausgehend vom bruchtektonischen Grundmuster im Thüringer Wald und dessen engerem Umfeld werden mehrere um WNW-ESE streichende und räumlich eng miteinander verbun- dene Störungsgruppen gedanklich als eine in der geologischen Vergangenheit einheitliche Linearstruktur aufgefasst. Als die von dieser Störungsgruppe dominierten Hauptstrukturen sind von Ost nach West der Bayerische Wald, der Pfälzer Wald, der Thüringer Wald und mit gewissen Einschränkungen der Teutoburger Wald zu nennen. Unter diesen Voraussetzun- gen hätte die ehemalige Pfahl-„Intraplattengeosutur“ eine Länge von etwa 600 - 700 km er- reicht. Die Proto-Pfahlstruktur wird als ehemalige Scherbruchlinie einer einheitlichen neoprotero- zoisch-cadomischen (Unter) Platte (Intraplattengeosutur) oder als Narbe konvergent kollidie- render ?Mikroterranes angesehen. Mit der ersten Version wäre eine relativ analoge bzw. konforme Entwicklung der beiden ab- gescherten Teilabschnitte, d. h. ein ± gleichgerichteter Aufbau variszischer Extensions- und Akkumulationsstrukturen z. B. im Sinne von BANKWITZ , P. u. E. & KEMNITZ (1998) sowie CONRAD et al. (1996) besser verständlich. Die Letztgenannten diskutieren auch das von EDEL & WEBER (1995) bzw. EDEL et al. (1996) entworfene Modell, das Kraichgau-Terrane als einen im Karbon in nordwestlicher Richtung südlich der Fränkischen Linie um etwa 200 km verdrifteten Abschnitt des Bohemi- kums zu betrachten. In den zuerst genannten Zusammenhängen verständlicher, ließe sich hier jedoch auch für das als „pop up“-Struktur gedeutete Kraichgau-Tauber-Terrane inner- halb der Süddeutschen Großscholle (CONRAD et al. 1996) eine ± äquivalente Struktur in

24 Form des bivergenten variszischen Kollisionsorogens im Raum der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle (KEMNITZ et al. 1999) aufzeigen. Wenn in dieser Form reproduzierbar, kann die Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburg- Elevation als Hinweis auf eine entlang dieses Systems reaktivierte Kollisionsnarbe gedeutet werden, die ein über die trennende Zwischenschollen-Quersenke hinweg gleichartiges Ver- halten in einem zumindest zeitweilig gemeinsam und gleichsinnig variszisch deformierten Untergrund anzeigt. Die Weiterentwicklung zum heutigen Bild lässt sich nur unter der Voraussetzung verstehen, dass diese Proto-Bayerische Pfahl-Linie in einem sehr frühen Stadium, evtl. im Zeitraum des höheren Kambrium bis zum ordovizischen Grenzzeitraum durch eine um NE-SW gerichtete Scherung innerhalb der neoproterozoisch-cadomischen Platte in Teilabschnitte zerlegt wor- den ist. Die dabei erfolgte sinistrale Internrotation in SW-Richtung umfasst einen Winkel von etwa 10° - 15°, wobei der Drehpunkt nach heutiger T opografie im Donauraum östlich Linz zu liegen käme. Bei diesen Betrachtungen muss die gegenwärtige Position des eigentlichen Bayerischen Pfahl-Komplexes ausgeblendet werden, der erst in einer späteren zweiten Pha- se um ± 330 Ma mit den Kollisions- und Subduktionsprozessen zwischen dem Saxothuringi- kum und Moldanubikum und der damit einhergehenden HT/MP-Metamorphose mit progres- siver Duktilität in westlicher Richtung aus dem Verband der zerscherten Pfahllinie heraus verschoben worden ist. Genetisch bildet damit der Pfahl-Komplex noch einen deutlichen Be- standteil der Böhmischen Masse (UNGER & SCHWARZMEIER 1987). Diese bedeutende frühe, vermutlich bereits neoproterozoisch-cadomisch angelegte Bruchli- nie hat sich im Verlaufe möglicher kaledonischer oder überwiegend sehr früher variszischer Kompressions- und Scherprozesse als äußerst stabiler Grenzbereich - und im Entwicklungs- verlauf das Zentrum mehrfacher prägnanter Queraufwölbungskomplexe (Mitteleuropäisches Großschollenscharnier, ANDREAS 1988) - zum tragfähigen Gerüst einer den mitteleuropäi- schen Raum markant auf ± 700 km Länge in WNW-ESE-Richtung querenden Hochschollen- struktur entwickelt (Beil. 14, 15-1). Das zeigt sich auch deutlich im Bereich der sogenannten Fränkischen Linie oder besser Strukturzone, die auf das engste mit den Pfahl-Elementen verbunden ist und sich durch de- ren Stabilcharakter und Verknüpfung mit den jüngeren NE-SW-Strukturen als eine umge- prägte und in gewissem Sinne neuformierte Zwischenschollen- oder Neo-Pfahlstruktur etabliert hat. Die Problematik der Querstrukturen hinsichtlich ihrer Bedeutung und genetischen Zusam- menhänge im kollisionsgeprägten Raum, bzw. ihre Rolle, die sie im Kollisionsprozess selbst übernehmen, ist letztlich noch nicht zufriedenstellend geklärt.

- Asturische Kompression (± 305 Mio a) und postasturische Dekompression

Ausdruck der um die Wende Westfal/Stefan (± 305 Mio a) anzusiedelnden intensiven asturi- schen Querschollenkompression ist vermutlich eine um WNW-ESE/NW-SE orientierte Morphostruktur, die als einen Teilabschnitt den Bereich des heutigen Thüringer Waldes ein- schließlich des nördlichen Vorlandes sowie dessen südliches Vorland umfasste. Offensichtlich wurden die während der Dekompression und Entstapelung entwickelten fla- chen detachments, in welche das aus einer NW-SE bzw. WNW-ESE gerichteten Störungs- felderung bestehende Ausgleichs- bzw. Transformstörungssystem eingebunden war, als Gleitflächen für den NE-SW gerichteten Schollentransport genutzt. Diese Aussage stützt die Wahrscheinlichkeit einer Kulmination der Querschollenkompression im Bereich der o. g. Randstörung beiderseits der Süddeutschen Großscholle, die bei diesem Prozess beidseitigem Druck ausgesetzt war. Vorauszusetzen wäre eine sowohl von N/NE als auch von S/SW her gerichtete Auf- und Überschiebung von Abschnitten bzw. Teilen der

25 angrenzenden Schollen auf den Randbereich der genannten Großscholle, die mit diesem Vorgang verknüpft gewesen sein muss. Die von der asturischen Querkompression durch weitreichende Auf- und Überschie- bung gekennzeichnete Schollenfelderung unterbindet und deformiert zeitweilig den NW-SE gerichteten Dekollisions- bzw. Extensionsprozess des durch die Hauptdefor- mation bzw. Hauptkompression (± 340 - 325 Mio a) entstandenen Krustenstapels. NE-vergente steile Aufschiebungen im nordostbayerischen Strukturabschnitt der ZEV (frontal ramp der KTB), sowie die N-vergente Aufschiebung der S-Flanke der Münchberger Gneis- masse korrelieren mit analogen Steilaufschiebungen im Thüringer Wald und seinem Umfeld. Diese Strukturelemente belegen die kompressiven Prozesse, denen möglicherweise, wie während des „Thüringer Wald-Events“ deutlich, eine intensive Extension vorausgegangen ist. Die konform zum variszischen Orogen ausgerichteten Senken (auch als Tröge oder Halb- gräben bezeichnet) der Saar-Nahe- und Saale-Unstrut-Subsidenzstrukturen lehnen sich öst- lich an die Tiefenstörungszone zwischen dem Rhenoherzynikum und der Mitteleuropäischen Kristallinzone bzw. an die Tiefenstörung innerhalb der Letzteren an, die in ein SE-gerichtetes System geneigter, tief- und flach lagernder detachments ausläuft. Die genannten Senken bilden mit ihrer langgestreckten Ausbildung subparallel zur rhenoher- zynischen Geosutur nach der abklingenden Querkompression die sich nunmehr erneut fort- setzende Dekollision in NW-SE-Richtung ab. Durch die ± gleichzeitig wirksame Dekompres- sion der asturisch überprägten Querschollenfelderung in SW-NE-Richtung entwickeln sich die Senken zentripetal zum Grenzraum zwischen der Süddeutschen und der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle, der als Riftgraben entwickelt ist. Darin bilden sich in mehreren Formationen Endseen als Zeugnisse der Erosionsbasis der jeweils anliegenden Senken und der Schutte der anerodierten umgrenzenden Riftschultern. Die nachfolgende Entwicklung unterscheidet sich gravierend vom vorausgegangenen Ablauf durch den Ausbau von langaushaltenden Störungs- und Strukturzonen, die den Grenzraum zwischen den unterschiedlichen Baustufen des variszischen Kollisionsorogens diskonform durchqueren. Obwohl die dem Niveau Unterkruste-Oberer Mantel innewohnenden E-W-Extensionskräfte sicher auch zum Abbau des Orogenstapels beigetragen haben, werden diese jetzt zum Aus- gangspunkt einer Neuformierung des Krustenbildes. Mit einer europaweit ausgedehnten Rift- bzw. Grabenfelderung ist die temporär eingegrenzte variszische Kollisionsepisode abgeschlossen und eine langzeitige bzw. ständig periodisch wirkende mantelgesteuerte Krustendehnung dominiert. Diese entwickelt nunmehr zuneh- mend ein eigenständiges rupturelles Inventar.

- Postasturische Extension

Der als fränkischer Event bezeichnete Beginn der postasturischen Extension bewirkte als Dekompressions- und Entstapelungsvorgang im weitesten Umfeld des involvierten Reakti- onsraumes der asturischen Querkompression nicht nur eine bruchtektonische Reaktivierung, sondern, verbunden mit finalen Subduktionsprozessen, eine strukturelle Neuordnung. Über einen Zeitraum von etwa 20 - 25 Mio a wurden diese Vorgänge von intensiver thermischer Krusten-Remobilisation begleitet. Parallel dazu erfolgte ein episodenhafter Vulkanismus mit hybriden, bimodalen, zunehmend sauren Laven und Palingeniten, deren Generierung im Grenzraum zwischen der embryonalen Süddeutschen und Mitteldeutsch-Böhmischen Groß- scholle erfolgt ist. Eine Reihe von Kleinintrusionen im Verband der Scherzone und in den N- S-Strukturen belegen eine Infiltration durch saure und basische Magmen (Zone Göttingen- Ruhla-Regensburg).

26 Die Demontage, d. h., die Entflechtung der kompressionsmechanisch verschweißten Süd- deutschen und Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle umfasst einen Zeitraum von etwa 60 Mio a. Er beginnt mit der postasturischen Extension, setzt sich mit der „saalischen“ fort und endet mit dem postthüringischen Extensionszeitraum (Zechsteiningression). Die nach dem Entkopplungsprozess gewonnene bzw. zurückgewonnene autonome Beweglichkeit der Mit- teldeutsch-Böhmischen Großscholle ist durch die erneute Formierung der Creuzburg-Ruhla- Schleusingen-Elevation an ihrem Südrand und der Eichsfeld-Altmark-Elevation am Westrand sowie durch das weiträumige Absinken der Großscholle ab dem Zeitraum Zechstein-Trias deutlich markiert (Beil. 15-4). Eine kritische Analyse der genannten Extensions- Kompressions-Prozesse erlaubt die Schlussfolgerung, dass sich diese im Verlauf des Ab- baues des Kollisionsorogens mehrfach wiederholt haben.

- „Saalische“ Kompression (± 283 Mio a), „postsaalische“ Dekompression und Ex- tension bzw. Thüringer Wald-(Extensions-Kompressions-)Event

Unabhängig von der Grabenbildung wird die präexistente NW-SE-Schollenfelderung in den langanhaltenden Extensionsprozess eingebunden. Dieser umfasst, beginnend mit dem intrastefanischen Event bis zur Unterbrechung durch die saalische Kompression, einen Zeit- raum von ± 20 Mio a. Die aus diesem Prozess ableitbare Seitenverschiebung wird in ihrer Wirksamkeit durch das querende Widerlager des Zentralsächsichen Lineaments mit der Münchberger Gneismasse blockiert. Daraus resultierte eine im krustalen Raum anzusiedeln- de Spannungs-Dehnungs-Beziehung (stress-strain relation) zwischen der Unterwerra- Frankenwald-Querzone und der Bayerische Pfahl-Querzone (unter möglicher Einbeziehung der Querzone des Donau-Randbruchs). Das Dehnungsparallelogramm dieser Kräftekonstel- lation entwickelte als Resultante die NNW-SSE streichende Thüringisch-Nordostbayerische Scherzone, bzw. folgt diese mit einer spitzwinkligen Abweichung der „vorgeprägten“ Tiefen- dehnungsfuge des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes. Dieses quert sowohl das präexistente Thüringisch-Fränkische Rift, als auch dessen kogenetische Strukturen, wie den Thüringen-Mittelharz-Furrowgraben der hochoberkarbonisch-unterpermischen Entwicklung im weiteren Umfeld des Thüringer Waldes. Kennzeichnend für dieses System ist jedoch die gegenüber seitlichen Parallelver- schiebungen vorherrschende Extensionsdynamik mit einer weiteren deutlichen Ausprä- gung des Grabencharakters sowie der fortschreitenden Absenkung der Akkumulationsstruk- turen. Im Zeitraum der Dekompressionsphase des abklingenden gravitativ und extensional in NW- SE-Richtung gesteuerten Abbau- und Ausgleichsprozesses der variszischen Kollisionsstruk- turen entwickeln sich erneut um NE-SW verlaufende Senken. An Tiefenstörungen gebunde- ne Schwellen bzw. Elevationen begleiten die Senken in gleicher Richtung und vermitteln den strukturellen Charakter einer „basin and range“-Landschaftsgliederung. Hier sind weiträumig unter semiariden klimatischen Bedingungen, z. B. Sedimente mit lokalen Einschaltungen eines sauer-basischen (intermediären) Vulkanismus (Rotterode-Formation) entwickelt. Mit dieser deutlichen Entstapelungsetappe, der als letztes die Eisenach-Formation folgt, wird auch das Gebiet westlich der Unstrut-Senke, d. h. westlich Erfurt, bis hin zur Mitteleuropäi- schen Geosutur in die regionale Dekollission einbezogen. Bis zu diesem Zeitraum sind die SE-gerichteten extensionalen Kräfte an den der Mitteleuropäischen Geosutur östlich vorge- lagerten Tiefenbruchstrukturen zum Ausgleich gekommen. Damit ist der über lange Zeiträume als Erosionsgebiet und ohne nennenswerte Sediment- überdeckung vorliegende Bereich westlich Erfurt, die Spessart-Rhön-Ruhla-Hochscholle bzw. Elevation an der E-Flanke der Mitteleuropäischen Geosutur, in den Reaktionsraum der Senkenbildung der Rotterode-Formation einbezogen. Möglicherweise lässt sich eine Aufrei- hung der Senken in NW-SE-Richtung, d. h. die Küllstedt-, Unstrut- und Thüringer Wald- Senke entlang der Göttingen-Ruhla-Regensburg-Geosutur ableiten. Von ANDREAS & VO-

27 LAND (2011) werden auch Abschnitte des Profils der Elgersburg-Formation und der Bhrg. Thüringen Süd 1/63 mit der Rotterode-Formation gleichgestellt. Die tiefreichende Krustendehnung ermöglichte den diskonformen geschienten Umbau quer zu vorhandenen Strukturen der Oberkruste und bewirkte syngenetisch die magmatogenen und vulkanogenen Aktivitäten dieses Zeitraumes. Zugleich erfolgte die progressive Demon- tage der „verkeilten“ Großschollengrenze. Als gleichzeitige Folge der Extensionsereignisse wird die Formierung der Westböhmischen Scherzone als Resultante zur Transtension an der Bayerische Pfahl- bzw. Donau- Randbruch-Querzone aufgefasst. Die gleichfalls durch finale Kollisionsdrücke innerhalb der tieferodierten variszischen Terranecollage herbeigeführte „saalische“ Kompression bzw. der Thüringer Wald-Event überpresste die entstandenen Strukturen, wobei die Grabeninhalte einer Bruch- und Bruchfaltendeformation unterlagen und örtlich, wie z. B. im Thüringer Wald, auf die südlich vorgelagerten Grabenschultern aufgeschoben worden sind. Ein markanter, „postsaalischer“ sauer-basischer Subvulkanismus (Rhyolith, Mikrogabbro-Dolerit) folgte im mittleren Thüringer Wald einer frühen, von Mantelbewegungen gesteuerten N-S-Furrow- Extensionslinie und intrudierte eine „saalische“ Queraufwölbung.

- Thüringische Kompression (± 259 Mio a), postthüringische Dekompression und Extension

Der „postsaalische“ Rotliegendzeitraum ist durch sehr große Schichtlücken zwischen den hier einzuordnenden, jeweils diskordant auflagernden Sedimenten und Vulkaniten gekenn- zeichnet. Neben einer Dekompressionsphase, dem mutmaßlich ausklingenden gravitativ und extensional gesteuerten Ausgleichsprozess der variszischen Kollisionen mit NE-SW achsia- ler Akkumulation, wie z. B. die der Rotterode-Formation, lässt sich erneut ein lang anhalten- des Extensionsstadium nachweisen, das mit einem Wechsel der Sedimentationsachse in N- S-Richtung, d. h. einem Furrow-Mechanismus verknüpft ist (z. B. Unteres Konglomerat und Sandstein der Tambach-Formation). Auch weist die NNW-SSE-Subsidenzachse äolischer Oberrotliegendsedimente entlang der Linie Stockheim-Graben - Elgersburg-Sandstein - Al- tengottern-Sandstein - (Mühlhausen-Furrow-Senke) - Walkenried-Sandstein - (Ilfeld-Furrow- Senke) auf die persistente Wirksamkeit des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes hin, das sich zunehmend autark in der Oberkruste durchsetzt. Eine geringfügige Morphogenbildung während der thüringischen Kompressionsphase im Grenzzeitraum vor der Zechsteiningression zeigt letztmalig eine Verknüpfung mit fluviatilen Konglomeraten, dem Grenzkonglomerat bzw. der Neuenhof-Formation diskonform und N-S- achsial quer zu den Sedimenten in einer WNW-ESE streichenden Grabenzone der Eise- nach-Formation als Liegendes. Riffbildungen und die Entwicklung im Zechstein 1 (Werra-Folge) bilden faziell den tektoni- schen Rahmen der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle ab, der sich, ausgehend von der Ruhla-Schleusingen-Elevation, in der Eichsfeld-Altmark-Elevation fortsetzt, die sich ab die- sem Zeitpunkt morphologisch entwickeln. Die persistente Wirksamkeit dieser Elevationen ist ein Beleg für die Entkopplung des asturisch - und durch den Thüringer Wald-Event - über- prägten krustalen Scharniers zwischen der Süddeutschen und der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle, die deren Eigenbeweglichkeit wieder ermöglicht. Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament stellt ein wesentliches Element der tiefkrusta- len Steuerung geologischer Prozesse im Grenzraum Thüringen-Böhmen und Bayern- Franken dar. Darauf deutet z. B. die Frankenalb-Furche bzw. -Tiefenlinie hin. Vor allem das Um- bzw. Einbiegen der jurassischen Frankenalb in diese Extensionsfurche ist ein markan- tes Beispiel für deren langanhaltende Wirksamkeit als extensionstektonisch gesteuerte Ak- kumulationsstruktur. Die markante Grenzlinie gliedert weiterhin noch den kretazisch- paläogenen Basaltvulkanismus diskonform zur geologischen Oberflächengliederung in einen nördlichen und einen südlichen Eruptionsraum. Gleichermaßen wird ein durch intensive

28 Salzstockbildung gekennzeichneter norddeutscher Raum von einem nahezu salzstockfreien südlichen Abschnitt getrennt. Die fortwährende Extension bewirkt eine krustale Prädisposition für den Fluid- und Gas- transport, der zur im Oberrotliegendzeitraum beginnenden Spatlagerstättenbildung vom Ri- chelsdorfer Gebirge im NW, über den Thüringer Wald bis zum ostbayerischen Raum im SE geführt hat. Analog ist die gesamte Struktur auch gegenwärtig noch deutlich als „Bäderlinie“ identifizierbar. Es ist nicht auszuschließen, dass sich die extensionale Dehnungsbeanspruchung der Obe- ren Kruste entlang der NNW-SSE-Tiefenlinie auch noch in Prozessen jüngerer geologischer Vergangenheit und in der Gegenwart zeigt, so z. B. durch die Intensivierung von Karst- bzw. Auslaugungsprozessen im Bereich linearer Bruchelemente bzw. im Umfeld von Bruchele- menten im Aktionsraum der Extensionslineare.

29 III. Vorbemerkungen

Wiederholt sind die Profile tiefer Bohrungen in Thüringen in Abhängigkeit von ihrer wirt- schaftlichen und wissenschaftlichen Zielstellung sowie der strukturellen, lithofaziellen und stratigraphischen Position zusammengefasst dargestellt worden. Von Relevanz sind auch Bewertungen von Bohrprofilen, die mit ihrer Aussage Gebiete be- rühren, die eine die Landesgrenzen übergreifende Diskussion erforderlich gemacht hat. Im gleichen Zusammenhang wurde untersucht, inwieweit Profile von um die Jahrhundertwende (19./20.) geteuften Altbohrungen in eine Neukonzeption sinnvoll eingebunden werden kön- nen. Nachfolgend sind die bedeutsamsten Zusammenstellungen und Bewertungen genannt, ohne die Vielzahl der Publikationen von Einzelprofilen etc. einzubeziehen: BEHR (1966), BEHR et al. (1992), BROSIN (1971), DEUBEL (1959/60), DIETRICH (1959, 1967), DILL (1990), HAUNSCHILD in FREUDENBERGER et al. (1996), HESS von WICH- DORFF & GOTHAN (1926), JUDERSLEBEN (1972), JUNGWIRTH (1969), KATZUNG (1964), KÄSTNER (1969), KULICK et.al (1984), LEITZ (1976), LÜTZNER (1969), LÜTZNER et al. (2010), MICHAEL (1971), PAUL (1999), REH (1954), ROHRMÜLLER & STETTNER (1994), SCHRÖDER, B. (1988), SEIFERT (1972), STAMM & GOERLICH (1987), TRUS- HEIM (1964), WUNDERLICH (1988), ANDREAS et al.(1974, 1998), ANDREAS (2009), ANDREAS & LÜTZNER (2009). In dieser Arbeit sind nur die Bohrungen erfasst, die für eine Darstellung der Stefan- Unterperm/Rotliegendentwicklung des Thüringer Waldes und seiner nördlichen und südli- chen Umgebung von Interesse sind. Neben kurzen Beschreibungen sind die Profile auch graphisch dargestellt und in ihrer Beziehung zueinander durch geologische Schnitte ver- knüpft. Besonderer Wert wird den tiefen Kartierungsbohrungen zugemessen, die in ihrer Ge- samtheit nahezu vollständig das Thüringer Wald-Profil lithostratigraphisch repräsentieren. Inhaltlich berücksichtigt, jedoch ohne Darstellung, sind noch Bohrprofile im östlichen Thürin- ger Wald, im Bereich der Möhrenbach- und Georgenthal-Formation (z. B. ANDREAS et al. 1961; Bericht), die sich ebenfalls in Vorbereitung zur Publikation befinden. Mit aufgenommen wurden auch diejenigen Profile der Bohrungen des Stockheim-Grabens, die das Unterperm/Rotliegendprofil vollständig bis zum Erreichen des Grundgebirges oder nahezu bis zur Untergrenze durchteuft haben. In dieser Arbeit werden erstmalig vollständig die Profile der im Thüringer Wald geteuften, Forschungs- bzw. Kartierungsbohrungen zusammengestellt, deren Bearbeitung bisher nicht zum Abschluss gekommen war. Die jeweiligen Bearbeiter sind im Vorspann der Schichten- verzeichnisse angegeben. Insgesamt sind 54 Bohrprofile in ihrer räumlichen Position und hinsichtlich ihrer Profilumfän- ge in die Bearbeitung einbezogen. 36 Profile sind in Übersichtsschichtenverzeichnissen dar- gestellt, und bei 18 Bohrprofilen wird auf die Publikationen verwiesen, die eine entsprechen- de Profildarstellung enthalten (Tab. 1, Beil. 1-10). Während einige Profile von Forschungsbohrungen bereits mehrfach in thematisch unter- schiedlichen Publikationen dargestellt sind, so z. B. die Bohrung Ohrdruf 1/61 bei Georgen- thal, liegen von anderen Bohrungen, z. B. Finsterbergen 1/62 und Fischbach 1/61, bisher nur weniger umfangreiche Informationen vor. Auch werden widersprüchliche Interpretationen von Profilen, z. B. das der Bohrung Scharfe Hög 2/61, diskutiert und dem neueren Kenntnisstand angeglichene Profilbewertungen, z. B. der Bohrungen Oberhof 1/62 und Struth-Helmershof 1/62, dargestellt. Neben einer nochmaligen Überprüfung des lithostratigraphischen Gesamtprofils und dessen Einbindung in ein überregionales Entwicklungsbild, rückten mit dem Fortschreiten der Arbei- ten zunehmend die variszisch angelegten Wurzeln der permokarbonischen Strukturen, ins-

30 Literatur- Durchteufte Schichtenfolge Struktur- quelle Bohrung Oberrot- (nicht in das einheit Dinant Schichtenverzeich- liegend u. Unterrotliegend Stefan und nis aufgenommene Zechstein (W-St) älter Bohrungen) Sprötau 3/63 Z PR BROSIN (1971) u. Unstrut - Saale - Neudietendorf 3/62 Z PR SCHNEIDER et al. (2001) Senke Krahnberg 3/64 Z PR Gotha 1/63 ´GD ruO ruG ruM ruI Ohrdruf 1/61 ´GD Winterstein 1/61 Fischbach 1/61 Fischbach 1/94 Z Winterstein 4501/71 Tabarz 1/62 ´GD Finsterbergen 1/62 Schnellbach 1/62 Thüringer Scharfe Hög 2/61 Wald- Struth Helmershof 1/62 Riftgraben- Oberhof 1/62 Zella-Mehlis 1/64 Senke ´GD Manebach 5a/48 Manebach 4/48 Thüringen- Wipfra 1/62 Z ´GD Mittelharz- Wipfra 2/63 Z ´GD Furrow Metzels 1/64 Z Dreisbach 1/63 Z Schleusingen 4/64 Z Thüringisch- cbV Fränkische Themar 1/63 Z Z ´GD Riftzone Thüringen Süd 1/63 Bad Kissingen TRUSHEIM (1964) Rannungen 1/56 Z ´GD TRUSHEIM (1964) Bad Colberg 1994 HECHT (1999) Staffelstein 1/75 Z GUDDEN (1977) Mürsbach Eltmann TRUSHEIM (1964) Elisabeth 1 DIETRICH (1966) Küllstedt 2/66 BROSIN (1971) PR Buchenau A6/40 Z RICHTER (1941) PR Creuzburg- Liebenstein 1917 Z REH (1954) Ruhla- Liebenstein 1951 REH (1954) Schleusingen- Schweina IV REH (1954) ´GD Elevation Schleusingen 1/63 Z Schleusingen 3/64 Z ´GD oGG Schönbrunn- Döhlau 1/63 Z oGG Schalkau- Döhlau 2/64 Z Elevation Mittelberg 1907 Z d Obernsees ZPRGUDDEN (1985)

Stockheim 1/38 cd Stockheim - Stockheim 2/38 cd Weiden - Neuh. Schierschn. 1/58 cd Graben Neuh. Schierschn. 2/58 cd 2613/78 2615/78

Rhön-Ruhla- Oberkatz 1/63 ZPRKÄSTNER (1995) Langensalza- Mechterstädt 1/62 ZPRBROSIN (1971) Elevation KULICK et al. Nentershausen 1862 Z (?) ?d Nentershausen- (1984), MOTZKA- Eisenach- NÖHRING (1987) Graben Federkopf (±) 1849 SENFT (1858)

Tabelle 1: Verzeichnis thematisch relevanter Bohrungen im Raum des Thüringer Waldes und seiner Vorländer (Lage der Bohrungen vgl. Beil. 1). besondere die prä- oder frühvariszisch geprägte, frühkollisional zerscherte Intraplatten- oder Schollengrenze vom Typ Bayerischer Pfahl und ihrer Äquivalente in den Fokus der Untersu- chungen. Vor allem aber konnte ein tektono-magmatisches Tiefenlineament hinsichtlich seines vom Bereich Unterkruste-Oberer Mantel ausgehenden Wirkungsgrades und seiner Einflussnahme auf die geologischen Prozesse des Zeitraumes höheres Siles-Unterperm einer ersten Aufklä- rung unterzogen werden. Die strukturelle Ausformung dieser unmittelbar das Gebiet des Thüringer Waldes spießwink- lig querenden Linearstruktur Bremen-Göttingen-Ruhla-Regensburg, eine mutmaßliche varis- zisch aktivierte Intraplattenstruktur, ist außerhalb dieses Raumes überwiegend von jüngeren Ablagerungen überdeckt. Im Rotliegendzeitraum hat sie unter Aktivierung und Einbeziehung einer offenkundig präexistenten Schollenfelderung bereits früh zur Konstruktion des heutigen geologischen Bildes vom Thüringer Wald beigetragen (Beil. 16). Wiederholt haben z. B. SCHRÖDER, B. et al. (1992), PETEREK & SCHRÖDER (1995) und PETEREK et al. (1996a, b) unabhängig von eigenen Beiträgen zum Thema, eine Weiterfüh- rung der Arbeiten zum Sachverhalt der spätvariszischen und jüngeren geologischen Entwick- lung im Grenzraum zwischen der Süddeutschen und der Mitteldeutsch-Böhmischen Groß- scholle, insbesondere zum Problem der strukturellen Herausbildung der sog. „Fränkischen Linie“ gefordert, zu dessen Klärung im thüringischen Raum hiermit ebenfalls beigetragen wird. In die Darstellungen zur Stratigraphie von Deutschland - Oberkarbon (ANDREAS et al. 2005) und Perm (LÜTZNER et al. i. V. 2011) haben bereits Teilergebnisse dieser Arbeit zu Proble- men der tektonischen Entwicklung und zur Lithostratigraphie Eingang gefunden bzw. sind dort zur Diskussion gestellt. Auch sind Zwischenergebnisse einschließlich bedeutsamer Ar- beitsergebnisse der nachgenannten Kollegen in Form von mehreren Vorträgen und Postern im Rahmen von Tagungsveranstaltungen, zum Teil mit den Herren Prof. Dr. H. Lützner, Prof. Dr. J. Schneider, Prof. Dr. B. Voland, Dr. J. Wunderlich und Dr. J. Jungwirth publiziert. Die Anregung zur Anfertigung dieser Arbeit durch die Herren Prof. Dr. J. Schneider (Frei- berg), Dr. J. Wunderlich (Weimar) und Dr. J. Jungwirth (Jena) habe ich seinerzeit dankbar, aber ohne Argwohn und Abwägung des Kommenden entgegen genommen.

31 1. Die kollisional angelegte Segmentierung des variszischen Grundgebirges - partielle strukturelle Vorzeichnung für die Permokarbonentwicklung in Mit- teleuropa

1.1. Das variszische Grundgebirge als prä-permokarbonischer Untergrund im Grenzraum der Süddeutsch-Vindelizischen zur Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle

Der Mittelgebirgszug des heutigen Thüringer Waldes befindet sich hinsichtlich seiner geolo- gischen Position am NW-Rand des Saxothuringikums i. w. S.1 als möglicher ehemaliger Be- standteil der Armoricanischen Terranecollage des variszischen Grundgebirges (Abb.1). Die- ser Begriff bezeichnet ein durch die variszische orogene Kollision tektonisch zusammenge- fügtes Terrane- oder Mikroplattenfeld, das im Zeitraum Neoproterozoikum-Ordovizium dem Superkontinent Gondwana auf der südlichen Hemisphäre zugeordnet wird (BACHTADSE et al. 1995, TAIT et al. 1997, 1998). Eine Zusammenstellung der Entwicklungsabschnitte des Thüringer Waldes als einem Teil- element des im Verlauf des Oberkarbon-Unterperm-Zeitraumes ausgestalteten Strukturgefü- ges im mitteleuropäischen Umfeld macht in kurzer Form eine grundsätzliche Einbeziehung und Diskussion der räumlich verknüpften variszischen Hauptstrukturelemente als Ausgangs- punkt und Betrachtungsgrundlage zur Voraussetzung, wobei neue bzw. ergänzende Vorstel- lungen zur Gestaltung des Grenzraumes zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle einbezogen werden. Den Untergrund des westlichen Anteils der Thüringer Wald-Struktur bildet die sogenannte Mitteleuropäische Kristallinzone (KOPP & BANKWITZ 2003), ein heterogen aufgebauter

Abb. 1: Spät-synkollisionale Quersegmentierung des variszischen Gebirges im mittel- deutsch-süddeutschen Raum - eine Übersichtsskizze. Neben den klassischen, von KOSSMAT (1927) geprägten Namen für die SW-NE-Bauteile des variszischen Gebirges in Mitteleuropa werden auch die modernen Bezeichnungen für die variszisch akkretionierten Terranes verwendet (Rhenohercynikum = East Avalonia, Armoricanische Terranecollage = Saxothuringikum + Moldanubikum). Zum Saxothuringikum i. w. S. gehören die tektonisch heterogen zusammengesetzte Mitteldeutsche Kristallinzone und das Saxothuringikum i. e. S. oder Saxothuringia. Für das Moldanubikum mit dem Tepla-Barrandium wird auch der Begriff Perunica gebraucht. (nach KÖLBEL 1954, KATZUNG & EHMKE 1993, W. FRANKE 1995, LINNEMANN & BUSCHMANN 1995, EDEL et al.1995, CONRAD et al. 1996, DOBEN et al. 1997, BANKWITZ et al. 1998, LINNEMANN et al. 1999, D. FRANKE & HOFFMANN 1999a,b, KEMNITZ et al. 1999) Subvariszikum East Avalonia Armoricanische Terranecollage (Rhenohercynikum) Saxothuringikum i. w. S. Moldanubikum (Perunica)

1 3 5 7 9

2 4 6 810

Subvariszikum 1 - Nördliches Vorland, 2 - Saumsenke; East Avalonia 3 - Rhenohercynikum, 4 - Nördliche Phyllitzone; Armoricanische Terranecollage 5 - Mitteldeutsche Kristallinzone, 6 - Riftzone von Vesser, 7 - Saxolugische Domäne, 8 - Saxothuringische Domäne, 9 - Barrandium und Äquivalente, 10 - Moldanubikum; (G.-R.-R.-L. - Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament, A - Querzone Dankmarshausen-Fränkische Linie, B - Thüringische Granitlinie, C - Fichtelnaab-Querzone, QZ - Querzone, Pfeile - spät-synkollisionaler Bewe- gungssinn an den Querzonen).

1 Saxothuringikum i. w. S. bezeichnet die Saxothuringische Zone sensu KOSSMAT (1927), die sich aus der Mitteleuropäischen Kristallinzone und dem Saxothuringikum i. e. S. (Saxothuringia) zusam- mensetzt.

32 N

e n o z r t e u n Q e

-

e

n o

Z

-

m S -

N

- e c i n a l w B o g k e a

r S g

K a

- r n

g P r e e

u d n

b

s o - m

z

m e r u i

a r e

e d

u t

n H n

D n i b

Q a

l

l e r r r

E a

e m B

B g e - n e e o

n v z

o o S r

e n

z d o Z

-

S - e

N r - n e n z l e a P u u r Q Q B r e ne- g az in e g Z L i ke d n Q ns n o z ia z ar ne u r p M o R . z e e i - r

- e i s ch u z e r - a g S n Q h ir i e e L b ö b L - u l l e - E F g l Q rz e h -

E h fa u

u P a e n o Z - S - L N n o

D

- b - a a t N s

C e Z g

- r W Q . z - .-L u r ld Z R b a .- Q R s a w - .- n n B r G

H e e k h - - n e ö g z a g

z r r ch w e

r s r

a F ri ne n t

d a e R

e o e t

s h y e t r z

e

t a r t h

O d b e

r d

A t h b

d - s . g c

r ü

e o L o

b S u m - m d n a r .

R S

or f o B R r

N .- k r

e -

N n . R o r ü

- 0 Z ü .

E - h tG

T 0

a N

e 1

n r

n -

o

Z

S -

-

S r

-

N N

-

z

r e e a

h r e b - O w

r t

m r

te -

n u e

ö

n

h f n r

o g

Z

- n s k

r

U -

r

a

e e s

m

e d

t r

l

o

-

A a V d l

e

f

s g S 0 h r c H i

E n 5

e -

i

t h v

t a c

o o

- r - ö

n

e

H n s

s r n e

-

H e

G

n e g

in r a

s e

W is b

H .

L K u

.- - t a

R r t

- 0 T

. a

r

-R s . –

s u

G e

f p u

S

k a

g

n h

a c

i

r

a

F r

K

-

d

l

a

w

n

e

d

O

-

n

i

e

h

r

r e Ob

33 Krustenstreifen am nordwestlichen Außenrand des Saxothuringikums i. w. S.. Er beinhaltet in einem nordwestlichen Randstreifen hochgradig metamorphe kambro-silurische Baueinheiten mit eventuellen neoproterozoischen Anteilen, die als stark deformierte Reste einer siluri- schen Inselbogen-Konfiguration identifiziert wurden (Abb. 2; ZEH 1996, ZEH & WILL 2010). Die radiometrischen Alter der intermediär-sauren, als Orthogneise vorliegenden Inselbogen- magmatite streuen zwischen Silur und Unterdevon (425...398 Mio a, Abb. 3, BRÄTZ & ZEH 1999, BRÄTZ 2000, WUNDERLICH & ZEH 2001a, ZEH & WUNDERLICH 2002). Sie gren- zen im Nordwesten mit einer SE-vergenten Überschiebung an stark deformierte Phyllitserien der Nördlichen Phyllitzone (Wippra- und Eigenrieden-Gruppe, WUNDERLICH 2001), die zur nordwestlich benachbarten „east-avalonian“ oder rhenoherzynischen Mikroplatte gehört (KATZUNG & EHMKE 1993). Der Zentralteil der Mitteleuropäischen Kristallinzone baut sich überwiegend aus intermediären bis sauren, spät- bis postkinematischen Magmatitkomplexen mit vorwiegend unterkarbonischen Intrusionsaltern auf (BEHR 1966, WUNDERLICH & ZEH 2001b). Nach KOPP & BANKWITZ, P. (2003) zeichnet die Mitteleuropäische Kristallinzone als Grenzbereich des Saxothuringikums zum Rhenoherzynikum die Nordgrenze des variszi- schen Kollisionsrandes nach. Sie bildet in einem in sich abgeschlossenen und frühkonsoli- dierten Massiv ein paläogeographisches Trennelement (variszische Hauptscheitelzone) zwi- schen den geringer metamorphen nordwestvergenten Einheiten des Rhenoherzynikums und den südostvergenten, anchimetamorph bis grünschieferfaziellen Einheiten des Saxothuringi- kums. Nach CONRAD (1995) zeigen die oberflächennahen gravimetrischen Strukturen oder Ano- malien der LINSSER-Indikationen auffälligerweise keine zur Kristallinzone parallel streichen- den Elemente. Auch zeichnen sich keine basischen Intrusionen bzw. obduzierte basische Komplexe ab. Nur bei den oberflächennahen Strukturen lassen sich schwache Beziehungen zwischen den Bouguer-Schwereanomalien und der Oberflächengeologie herstellen. Die südöstlich anschließende Saxothuringische Zone i.e.S. (Saxothuringia) besteht hin- gegen aus einer SE-vergent gefalteten, schwach- bis nicht metamorphen, sedimentär- vulkanogenen Abfolge, die das Kambrium bis hohe Unterkarbon umfasst und mit lokalen Schichtlücken (540...530 Mio a und 500...490 Mio a, LINNEMANN & ROMER 2001, LÜTZ- NER et al. 2001) und Diskordanzen im Kambro-Ordovizium auf partiell cadomisch vorkonso- lidiertem, neoproterozoischen Fundament abgelagert wurde (LINNEMANN & BUSCHMANN 1995a, b, LINNEMANN et al. 1999).

Abb. 2: Das präsilesische Grundgebirge im thüringischen Raum (nach ZEH & WUNDERLICH 2002).

East Avalonia (Rhenohercynikum) 1 - Grauwacken und Tonschiefer der Gießen-Südharz-Decke, 2 - Nördliche Phyllitzone Phyllite und Serizit-Phyllite (Eigenrieden-Gruppe), 3 - Serizit-(Granat)-Phyllonite (?Mechterstädt-/ Eigenrieden-Gruppe), punktiert: Albitblastese und Albit-Serizit-(Granat)-Gneise, 4 - Nördliche Phyllitzone Phyllite und Quarzite (Wippra-Gruppe);

Armoricanische Terranecollage, Mitteldeutsche Kristallinzone 5 - Mechterstädt-Gruppe (Kambrosilur), 6 - Krahnberg-Gruppe (Vendium-Kambrium), 7 - Obermehler-Gruppe (?Kambrium), 8 - syn- bis spät- kinematische Anatexit-Granitoide Typ Sömmerda-Bärenköpfe, 9 - Thüringer Hauptgranitmassiv;

Saxothuringikum i. e. S. 10 - Vesser-Zone (Kambrium), 11 - NW-Flanke Schwarzburger Antiklinorium (Kambroordoviz), 12 - Katzhütte-Gruppe (Oberproterozoikum), 13 - SE-Flanke Schwarzburger Antikli- norium und Bergaer Antiklinorium (Kambrodevon), 14 - Ziegenrück-Teuschnitzer Synklinorium (Di- nant), 15 - Granit von Zeitz-Weißenfels (postcadomisch-kambrisch);

16 - Grundgebirgsausstrich; 17 - Thüringer Granitlinie; 18 - schematisierter Verlauf des Göttingen- Ruhla-Regensburg-Lineamentes.

34 u a h c e s

7 e

6

8 5

2

7 9 3 t

n i l

1

1

1 1 1 o m v z o l e s m e i n m n g r o y e n o o C u - z h

z r r s c d . e g a n ö h

i t s n J

S l n s -

l r u u

. 4

1 a 8

6 ä r r

a 2

e e c e 1 1 ö t u fh t e

. f

s s g

i G

i Q r g y

- r r e s

e K e

u u m

K n

b L Q n

u i

n e

k F

e

i

h

t

l c

g oß

5

1 A

s

n

3 0 t

i r in

r 1 1 u

a e

a e

u t

i e

r n s

h e n o

d G n t

l z o

G e

l o

e s

e b t

s g

a x

g o

t n

i

e

r v a L

e i

ru l-

h

4

S

A M b ö a

c t

t h

h e t s

s rs

i n g e

a e r g u f

m c

E e n Q

k rä

f i

r G 0

s e

i

ü

2 r

h e

i h g r

c e e

T s

b

s

S h a

N a

c

M n n

e ü ? M J hm

ld e ? lf r Bö a a a

m S

i - e

W h ? c

z s

r

t

r

a

?

u

?

f r

H ut E

e

n

a

e h

s d

t

u o

a l

G

h

d r

e n

r

o

e

d

l

s e

N t

u

a

g a

t n

h

i

W

l r

i h

ü

ü

h M

M T

h

?

c

a

n

n

e

e

g

s

i

n

i

E n

e i

n e o z M s r g te n e d ru te ö h ls t l rs e e ü e n sc l K u o t l sz o Q g n eu u r rg d tö e sch s b d r n ü ß e e u h S o Q ic r E G

35 In diese Abfolge sind kambrische (postcadomisch 555 - 530 Mio a, RÖBER et al. 1998, LIN- NEMANN et al. 1999, LINNEMANN & ROMER 2001), ordovizische (490 - 480 Mio a, GEHMLICH et al. 1997a, LÜTZNER et al. 2001) und oberdevonische (375 - 360 Mio a, GEHMLICH et al. 1997b, GEHMLICH et al. 1998) Meta-Granitoide und Rhyolithoide intru- diert (vgl. Abb. 3). Ein südöstlicher Randstreifen setzt sich aus wenig metamorphen, jedoch stark deformierten, sedimentär-vulkanogenen Relikten eines kambrischen Riftsystems mit Magmatitaltern um 500 Mio a zusammen (Südliche Phyllitzone der Mitteldeutschen Kristal- linzone bzw. Zone von Vesser; BANKWITZ et al. 1990, 1994, 1999, KEMNITZ et al. 1999). Spezifische Probleme der Untergliederung der sich östlich anschließenden Moldanubischen Region, d. h. die Bereiche des Bohemikums und des moldanubischen Terranes, des Mol- danubikums s. str., und ihrer Abgrenzung voneinander sind gegenwärtig noch in Diskussi- on, z. B. ROHRMÜLLER et.al in FREUDENBERGER & SCHWERD (1996) bzw. ist auf die im Zusammenhang mit dem Abteufen der KTB erfolgte Diskussion des geologischen Umfel- des z. B. BEHR et al. (1992), HIRSCHMANN (1994) und ZULAUF & DUYSTER (1997) zu verweisen. Die Gesteine sind durch eine mehrphasige Metamorphoseentwicklung geprägt, wobei die Niederdruckmetamorphose um 320 - 325 Mio a mit der des Saxothuringikums, zeitlich gleichfalls um 320 Mio a, korrelieren soll. Als allochthone Relikte eines ehemaligen überschobenen Deckenstapels werden die Münchberger Gneismasse, die Zone von Tepla-Taus und die Gesteine der Zone von Er- bendorf-Vohenstrauß gesehen, wobei letztere von der KTB Windischeschenbach aufge- schlossen worden sind. Neben der Auffassung über lange N-S-Transportwege der allochthonen Einheiten bzw. - plausibler vorstellbar - Auf- und Überschiebungen in westlicher Richtung, sollte erneut die Frage von N-S gerichteten randlichen Aufschiebungen im Bereich der ehemaligen WNW- ESE-Großschollengrenze im Rahmen der Hauptkompressionsphase im Visé gesehen wer- den. Von besonderem Interesse ist die Ausgestaltung des präoberpermischen bzw. des prätriadi- schen Untergrundes der Südwestdeutschen Großscholle i. S. von CARLÉ (1955), die wie- derholt von verschiedenen Autoren mit einer ähnlichen, mehrfach variierenden Bezeichnung benannt worden ist. Durch zunehmend diffizilere Untersuchungen ist der Aufbau der Bruchschollenfelderung in seinen Grundzügen geklärt, wozu vor allem geophysikalische Untersuchungen, Kartierung und technische Tiefenaufschlüsse beigetragen haben. Vor allem mittels gravimetrischer und seismischer Methodenkomplexe sowie durch tiefe Bohrungen wurde der Kenntnisstand der Grundgebirgsgeologie wesentlich erweitert. Als Ausgangspunkte einer vergleichenden Inter- pretation werden zunehmend die Ergebnisse geologischer Untersuchungen der randlich an die Großscholle anschließenden Bereiche der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle, der den Rheintal-Graben begleitenden Einheiten des Schwarzwaldes, der Vogesen, des Oden- waldes und Spessarts sowie das alpidisch überprägte Grundgebirge herangezogen. Durch CONRAD et al. (1996) sind die methodisch mittels der LINSSER-Filterung gewonne- nen geologisch relevanten Ergebnisse gravimetrischer Untersuchungen zusammengefasst. Im Allgemeinen wird ein Unterbau angenommen, dessen regionale Gliederung grundzüglich mit derjenigen der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle übereinstimmt und in etwa ausge- hend von den randlichen Grundgebirgsanschnitten über die Süddeutsche Großscholle hin- weg verfolgt wird. Ein Problem ist durch die Diskussion um das sog. Tauber-Schwerehoch entstanden, dass von EDEL et al. (1996) als eine aus spätproterozoischen und früh-bis mit- telpaläozoischen Einheiten bestehende 15 - 18 km mächtige Gesteinsplatte interpretiert wird. Dieses cadomische Tauber-Terrane wird mit dem Böhmischen Terrane verglichen und eine Drift bzw. Verschiebung an einer allgemein NW gerichteten dextralen „Bavarian-Franconian wrench-zone“ postuliert.

36 Abb. 3: Erste Anlagen von Querstrukturen im variszischen Gebirgsbau des thüringischen Teils der armoricanischen Terranecollage während des frühen Kollisionsstadiums im tiefen Oberdevon. nach SCHOLTZ (1930), BRINKMANN (1948), SCHÖNENBERG (1952), SCHROEDER (1958), H. WIEFEL (1976, 1998), ZEH (1996), WUCHER (1997, 1998), ONCKEN (1997), BANKWITZ et al.(1998); Altersdaten nach GEHMLICH et al. (1997), KEMNITZ et al. (1997), HUCKRIEDE et al. (1998), LINNEMANN et al. (1999), RÖBER et al. (1998), BRÄTZ & ZEH (1999).

37 Nach dieser Idee würde sich die Grenze zwischen Saxothuringikum und Moldanubikum in den westlichen Randbereich des Tauber-Hochs verschieben. CONRAD (1996) bevorzugt, auch unter Berücksichtigung von BANKWITZ et al.(1994), die Vorstellung einer gerichteten Fortsetzung der Strukturen des Saxothuringikums aus dem Raum der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle heraus nach SW. Die gemeinsame variszische Deformation und damit das Zusammenschweißen dieser Krus- tenschollen unterschiedlicher geotektonischer Provenienz vollzog sich als mehrphasiger kompressiver Kollisionsvorgang über einen initialen Zeitraum von etwa 100 Mio a vom Ober- devon („reußische und bretonische Einengung“) bis zum hohen Unterkarbon („sudetische Bewegungen“). Letztendlich bis in den Zeitraum des Oberkarbon und Unterperm (Untere Dyas) folgten unter deutlich veränderten geotektonischen Bedingungen, d. h., einer markan- ten Querschollengliederung, in einer zweiten Etappe mit langaushaltender Extension und phasenhafter, mit tiefreichenden Schersystemen verbundener Kompression, erzgebirgische, asturische, intrastefanische (fränkische), „saalische“ und mosbacher kompressive Ereignisse (Events). In der Entwicklung des Thüringer Waldes lassen sich Abfolgen definieren, die etwa einen Zeitraum von ± 50 Mio a umfassen. Die einzelnen Terranes des variszischen Mobilgür- tels sollen gegen die damaligen Nordkontinente Laurentia und Baltica geschoben worden sein. Zwischen Saxothuringikum und Rhenoherzynikum (East-Avalonia) wird dabei eine Subduktionszone angenommen, an der rhenoherzynische Kruste unter saxothuringische Kruste abtaucht (ZEH 1996, ZEH & WUNDERLICH 2002). Die Mitteleuropäische Kristallin- zone als Außenrand der Armoricanischen Terranecollage soll durch die Obduktion auf rhe- noherzynische Kruste in einem möglicherweise sich deutlicher als selbständige Phase abhe- benden Prozess früher konsolidiert worden sein als die südöstlich folgenden Bauteile. Die als strike-slip-Sutur entwickelte tektonische Spur der frühvariszischen Subduktionszone als dem ehemaligen Außenrand der Saxothuringischen Oberplatte bezeichnen KATZUNG & EHMKE (1993) als Mitteleuropäische Geosutur. Vorstellungen und das Verständnis für den angedachten Beginn sowie die Prozessabfolge im Untersuchungsgebiet lassen sich durch die vielseitigen Darstellungen von STAMPFLI, v. RAUMER, & BOREL (2002: 276 und Fig. 4E, 320 Mio a) gewinnen, die im Zeitraum des tie- feren Oberkarbon von einer Kontinent-Kontinent-Kollision in westlicher Richtung ausgehen, „where the accreted terranes - (Armorikanische Terranecollage - AN); - got squeezed“. Nach ZIEGLER und ZIEGLER et al. (1995) in ZULAUF & DUYSTER (1997) „in continental cratons, horizontal compressional stresses can be transmitted over very long distances, and related intraplate deformations may appear up to 1600 km away from a collisional front“. Die genannten Vorstellungen erhärten die angedachte Möglichkeit einer kompressiven, im erweiterten Sinne einer „querkollisionalen schiefen“ Konfrontation von Teilsegmenten (-platten) eines Terranes auf Grund der von scherend einengenden Begegnungen in der Armorikanischen Terranecollage ausgehenden Bewegungsimpulsen. BRAUSE (1996) nimmt eine Pangäakonfiguration dergestalt an, dass im südlichen Mitteleu- ropa ein Terrane- bzw. Altbauschollenfeld, d. h., vor allem auch die Süddeutsche Großschol- le und die Böhmische Masse i. e. S., in die von S nach N gerichtete herzynische Kompressi- on einbezogen worden ist. Dabei kam es im Gesamtraum zu noch unzusammenhängend auf Teilzonen beschränkte, kompressiv verursachte Hochdruck-Hochtemperatur-Reaktionen mit frühvariszischen, radiometrischen devonischen Altersdaten um 380 und 360 Mio a unmittel- bar zwischen dem präexistenten Schollenaltbestand. In diesem Zusammenhang sei die Vor- stellung eines größeren und tiefreichenden proterozoischen bis frühpaläozoischen Troges von herausragendem Interesse, dessen überraschende Dimensionen durch das Profil der KTB-Bohrung erhellt worden ist. Durch Kompression verursachte steilachsige Faltung des Trograumes im Grenzbereich zwi- schen der Böhmischen Masse im NE und der Vindelizischen Masse (Süddeutsche Groß- scholle) im SW, gepaart mit einem wiederholten Scherungsprozess mehr oder weniger deut-

38 lich definierbarer Größenordnung (BANKWITZ et al. 1995) und schwer zuordenbaren Alters charakterisieren eine dominierende mögliche Altbau- bzw. Unterbau-Blockfuge. Nach den geochemischen Ergebnissen von OKRUSCH et al. (1990) schließt BRAUSE auf weit ausge- dehnte Aufstiegsspalten bis zum Kruste-Mantel-Grenzniveau, die den Metabasitvorkommen entlang des Südrandes der Böhmischen Masse starken Manteleinfluss aufgeprägt haben. Nach KRONER & HAHN bzw. KRONER et al. (in LINNEMANN edt. 2004) ist die Modellvor- stellung vieler kleiner kollidierender Terranes nicht zwingend und alle Prozesse lassen sich mit einer mehr oder weniger einheitlichen Lithosphärenplatte erklären. Unabhängig vom jeweiligen Metamorphosegrad sind im Saxothuringikum alle Einheiten von einem kon- tinentalen Krustentyp - cadomisches basement und altpaläozoische Überlagerung - geprägt. Das Saxothuringikum wird hier nicht als ein selbständig driftendes Terrane bzw. eine Mikroplatte betrachtet, sondern als Teil von Gondwana, der im Zeitraum des Karbons in die Herausbildung von Pangäa eingebunden worden ist. In diesem Zusammenhang gewinnt die genetische Konzeption des Tauber-Terranes, das nach EDEL et al. (1996) eine ver- gleichbare Struktur darstellt, erneut an Interesse, ohne dass eine langgestreckte SE-NW- Verschiebung postuliert werden müsste. Als ein neues Element für die Bewertung der initialen strukturellen Entwicklung des Zeitrau- mes vom Oberkarbon zum Rotliegenden werden die markanten WNW-ESE streichenden Bruchstrukturen betrachtet, die mit dem ostbayerischen Pfahl-Störungssystem und des- sen Begleitelementen in einen neu angedachten genetischen Zusammenhang gebracht wer- den und in streichender Fortsetzung als das frühvariszisch (?prävariszisch) bereits wirksame Teilelement eines ehemals zusammenhängenden Intraplattenlineamentes bzw. als Bruch- system die konvergente Schollenrandstruktur der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle gegenüber der südwestlich anliegenden Süddeutschen Großscholle gebildet haben. Diese u. U. über mehr als 600 Mio a überlieferte stabile bruchtektonische Konfiguration des cadomisch-neoproterozoischen Krustensegments ist prägender Bestandteil des elementaren Gerüstes der Bildungen des hohen Oberkarbons und Rotliegend im Raum des Thüringer Waldes, das auch heute noch eindeutig als dessen tektonisches Grundmuster erkennbar ist (Beil. 16). Erst aus der Sicht dieses Sachverhaltes lässt sich die angezeigte Konvergenz ableiten und es ist davon auszugehen, dass die bemerkenswert stabile Intraplatten-Randstruktur der Mitteldeutsch-Böhmischen Scholle, ausgehend vom prägranitischen, neoproterozoisch- cadomischen Untergrund durch den Intrusivkörper des heute tief anerodierten Thüringer Hauptgranitmassivs und den mit diesem Prozess verknüpften Entlastungsdruck sowie Sche- rungsprozessen nach oben transformiert worden ist und - als copy-effekt geformt - wie das Pfahl-System ein über > 300 Mio a überdauerndes Störungsmuster gebildet hat. Die frühvariszische Entwicklung der heute noch markanten und durch eine charakteristische Äquidistanz gekennzeichneten, spät- bis postkollisionalen NW-SE-Schollenfelderung ist im Umfeld des Thüringer Waldes durch einen abschnittsweise abrupten Wechsel der Richtung des Störungsverlaufes in ein WNW-ESE-Streichen (± 117° - 120°) kenntlich. Aus diesem Sachverhalt lässt sich die Wechselwirkung mit dem postumen System der prä/frühvariszischen WNW-ESE angelegten Felderung im Bereich der neoproterozoisch- cadomischen Intraplattenstruktur ableiten. Dieser Prozess und die Wirksamkeit des Tiefenli- neamentes Göttingen-Ruhla-Regensburg im Bereich der genannten Bruchsysteme sowie die partielle Intrusionsrichtung der Vulkanitgänge in NNW-SSE (± 150°) gestalten ein spitzwinklig abweichendes bzw. kreuzendes Störungssystem. Im allgemeinen älteren geologischen Sprachgebrauch des thüringischen Raumes und teilweise auch durch Bezeichnungen in Publikationen gestützt, wurde das unterschiedlich gerichtete Streichen der Störungen als flachherzynisch, (normal) herzynisch und steilherzynisch bezeichnet. Bei den im Umfeld der KTB Windischeschenbach durchgeführten statistischen Untersuchun- gen der verschiedenen Störungsrichtungen und deren Bewertung durch HIRSCHMANN (1992;1999) und BEHR et al. (1992) lassen sich äquivalente Zuordnungen ableiten.

39 Mit einer um NE-SW gerichteten Kompression in Verknüpfung mit einer vermutlich frühvaris- zischen (spätkaledonischen) kambrisch/ordovizischen Internrotation oder linkslateralen Scherung am nordwestlichen Außenrand von Gondwana wurde die Störungszone innerhalb der neoproterozoisch/cadomischen Platte (Intraplattenfuge) an Querstörungen zergliedert, verschoben und in westlicher Richtung fortschreitend nach N versetzt. Subparallel zu N-S Störungen intrudierte der Thüringer Hauptgranit postkollisional diskonform die NW-SE ge- richtete und um ± 8000 m bis 10 000 m mächtige Auf- und Überschiebungszone im Raum der trennenden Grenzfuge zwischen der Süddeutschen und der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle. An seiner W-Flanke verhindern die trennende Spessart-Rhön-Ruhla-Langen- salza-Hornburger Tiefenstörung und hochmetamorphe Komplexe den Nachweis von Exokontaktprozessen in Gesteinen des Ruhlaer Kristallins. An seiner E-Flanke hat der Granit kontaktmetamorph eine kambro-ordovizische Gesteinsserie mit einer um NNE-SSW streichenden randlichen Gangformation intrudiert. Der Intrusivkörper wird in Übersichtsstrukturdiskussionen unterschiedlich zugeordnet und sowohl als Bestandteil der Kristallinzone als auch zur saxothuringischen Zone i. e. S. gehörig mit der Abgrenzung an der E-Flanke des Ruhlaer Kristallinkomplexes dargestellt. Der Intrusionsweg an einer Tiefenstörung entlang der Grenze beider Struktureinheiten betont neben der Saxothuringischen Zone die mehr eigenständige, durch Zeitlücken begrenzte und deutlicher wahrnehmbare Rolle der Mitteleuropäischen Kristallinzone im Kollisions- und Me- tamorphoseprozess und lenkt zunehmend dessen Bedeutung in Richtung einer aktiven Zo- nengrenze hin, die im Thüringer Wald durch den um N-S gerichteten Granodioritkörper ver- schleiert ist. Die tektonische Position der an beiden Flanken durch Tiefenbruchstrukturen begrenzten Mitteleuropäischen Kristallinzone erklärt auch strukturell deutlicher den Mecha- nismus der intrarotliegend durch randliche extensionale Schollenabsenkung geformten Odenwald-Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburg-Elevation. Deren Fortsetzung in nördlicher Richtung ist mutmaßlich nördlich vom Thüringer Wald an den tiefreichenden und mit Intrusionen verknüpften N-S-Bruchstrukturen gestört. Geringfügige Verschiebungen nordwestlich des Thüringer Waldes wurden möglicherweise ursächlich von der Querung durch die Thüringisch-Nordostbayerische Scherzone hervorgerufen. Diese Struktur, geophysikalisch als negative Schwereachse Bremen-Göttingen-Ruhla- Regensburg und deshalb als mögliche Granitintrusionszone kenntlich (CONRAD et al. 1996), entwickelte sich neben dem postum der WNW-ESE-Richtung des bayerischen Pfahl- systems folgenden tektonischen Grundmuster als ein im Unterkruste-Mantelgrenzbereich angesiedeltes Element, das, zumindest ab höherem Oberkarbon deutlich nachvollziehbar, alle bereits vorhandenen oder jüngeren Strukturelemente bzw. strukturellen Einheiten spitz- winklig diskonform in NNW-SSE-Richtung im Raum des Thüringer Waldes durchquert und ihnen mit ansteigend intensiver persistenter Wirksamkeit das ihm eigene tektonische Inven- tar aufprägt bzw. das vorhandene örtlich deformierend überprägt. Im intraorogenen kollisionalen Spannungsfeld ausgelöster, südwärts gerichteter Deformati- onsdruck führte um 305 Mio a zu einer intensiven Querschollenkompression, einer vermut- lich wallförmigen Morphogenese in der mobilen Grenzzone, dem Kulminationsbereich zwi- schen der Südscholle zur aufschiebenden Nordscholle (embryonale Mitteldeutsch- Böhmische Großscholle), verbunden mit tiefgreifender Erosion und retrograder Metamorpho- se.

Abb. 4: Asturische Druckschieferungs- und Scherstrukturen des im höheren Westfal intru- dierten Langewald-Rhyoliths (-Mikrogranits; 310 - 311 Mio a) sind im Unterrotliegend von einer thermisch überprägenden lamprophyrischen Spaltenintrusion (295 Mio a) infiltriert. Eine vermutlich zeitlich analoge Prozessabfolge ist im Falkenberg-Granit der Oberpfalz beschrie- ben (ZULAUF 1990, 1993).

40 41 Innerhalb der WNW-ESE-Mobilzone war dextrale NNW-SSE-Scherung wirksam, die zur be- ginnenden Ausgestaltung der Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone geführt hat. Es entstanden überpresste Schollenfelder (SE-Abschnitt der Frankenwälder Querzone) und Leistenschollen mit WNW-ESE und NW-SE-Grenzbruchzonen, die nachfolgend unterschied- lich tiefreichender Erosion unterworfen waren (BEHR 1966). NE-vergente steile Aufschie- bungen im nordostbayerischen Strukturabschnitt der Zone Erbendorf-Vohenstrauß (ZEV; Beil. 15-1) und die N-vergente Aufschiebung der S-Flanke der Münchberger Gneismasse korrelieren mit analogen Steilaufschiebungen im Thüringer Wald und Umfeld (ANDREAS 2005). Die asturische Kollision führte in einem tektonisch begrenzten Reaktionsraum zur Überprä- gung eines neu formierten Störungssystems, das sich aus der Verknüpfung der postum überlieferten WNW-ESE-Bruchelemente der zergliederten ehemaligen cadomischen Intra- plattenscherbruchstruktur mit dem variszisch postsudetisch neu entwickelten NW-SE- Strukturmuster gebildet hat. Im Ergebnis dieses Prozesses ist die Frühanlage der Fränki- schen Strukturzone (Linie) als SE-Flanke der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle unter Einbindung präexistenter Altbauelemente neu konstruiert worden. Nach ZULAUF (1990), ZULAUF & DUYSTER (1997) sind im Bereich der Vor- und Hauptboh- rung zur KTB Windischeschenbach die mit Kataklasezonen ausgestatteten Auf- und Über- schiebungen, abgesehen von nachfolgenden jüngeren tektonischen Überprägungen, im Er- gebnis einer allgemeinen, in das Oberkarbon eingeordneten NE-SW-Einengung entstanden, die nunmehr nach den übertragbaren Ergebnissen der Untersuchungen im Thüringer Wald in das asturische Kompressionsevent, jünger als der Falkenberger Granit (311 ± 4 Mio a, WENDT et al. 1986) in der nördlichen Oberpfalz, einzuordnen wäre. Die Kataklasezonen werden wiederum von noch jüngeren Lamprophyren (296 - 305 Mio a; KREUZER et al. 1993) durchsetzt. Aufgrund des stark erhöhten geothermischen Gradienten waren die spröd/duktilen Deformationsbedingungen in einem relativ hohen Krustenniveau realisiert. Eine vergleichbare, NE-SW gerichtete kataklastische Überprägung mit einer Bruchfaltende- formation und einer auf flachen, druckschieferungsartigen Scherflächen nachfolgenden Lamprophyrinfiltration ist im Ruhlaer Kristallin in dem auf einer N-S-Achse intrudierten Lan- gewald-Syenogranit (295 ± 5 Mio a) entwickelt (ZEH & BRÄTZ 2000; ANDREAS & WUN- DERLICH 2003; Abb. 4). Obwohl die publizierten Altersdaten der Granitoide der beiden Verbreitungsgebiete nicht de- ckungsgleich sind, die Differenz beträgt max. 25 Mio a bis mind. 7 Mio a, sind die Entwick- lungsbilder deutlich vergleichbar. Die tektonische Überprägung spricht in beiden Fällen für eine NE-SW-Einengung, die dem Zeitraum der von ANDREAS (2004) postulierten Prozesse einer asturischen Kompression entsprechen würde. Das Alter des Langewald-Granitporphyrs (Syenogranit) wäre dann zu jung datiert und die Bestimmung würde das für die Oberpfalz ermittelte Lamprophyralter wiedergeben. Sollte die postasturische Lamprophyrinfiltration auf listrischen Scherflächen bis in das Niveau der Oberkruste einen einheitlichen Zeitraum markieren, könnte dieser Intrusionsvorgang als ein deutlicher Hinweis auf die fortschreitende Entkoppelung bzw. Entstapelung der asturi- schen Kompressionszone durch bis in das Kruste-Mantelniveau (Abschn. 1.1.) reichende Extension entlang des Wirkungsfeldes des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes be- trachtet werden. In eine vergleichbare Abfolge sind die jüngeren doleritischen Intrusionen im Nachgang zur saalischen Kompressionsphase einzuordnen. Diese, letztendlich von der Aktivität des Oberen Mantels diktierte Tiefenstruktur, und nicht die „aufgesetzte“ sog. Fränkische Linie, entwickelt sich als eigentliche lineamentäre Grenzfuge zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle, deren Existenz und Ausbauaktivitäten erst das eigentliche Phänomen der getrennten Schollenfel- derung verursacht und vergegenständlicht. Die u. a. von KRONER & HAHN als dextrale

42 Scherzone aufgefasste Fränkische Linie ist nur in einem unmittelbar aktivierten Teilbereich in die Scherung entlang der Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone bzw. der hochstefa- nisch-unterpermischen pull apart ähnlichen Struktur einbezogen (Abb.; Beil. 12 u. 16). Der Grenzraum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle besitzt aufgrund der divergenten Entwicklung im Bereich der von detachments unterlagerten Kruste zum Grenzbereich Unterkruste-Oberer Mantel eine unterschiedliche, d. h., den jeweils formenden Kräften entsprechende widersprüchliche Struktur. Dem Bereich der krustalen Schollenkompression und Scherung steht die autonome Beweglichkeit der E-W- Extensionskräfte des Oberen Mantels gegenüber, die jedoch ständig wirksam die Gegeben- heiten des krustalen Schollenfeldes nach oben gerichtet durchdringen. Das genannte, NNW-SSE gerichtete Lineament, wird aus dieser Sicht episodisch kontinuier- lich in der fortschreitend duktil-spröden Kruste etappenweise progressiv in jeweils jüngeren variszischen und alpidischen Strukturen diskonform durchgepaust und beeinflusst bzw. steu- ert, überformt und deformiert die geologischen Abfolgen des höheren Oberkarbons bis hin zur känozoischen Entwicklung. Eine unmittelbare Folge der Transmission des tiefkrustalen Lineaments in die Oberkruste stellt z. B. die mesozoisch entwickelte Frankenalb-Furche i. S. von FREYBERG’s (1969, Tafel 5 u. 7) dar. Hier wurde auch bereits auf die Frankenalb-Furche, d. h. die i. S. von ANDREAS (1988, 2005) in NNW-SSE-Richtung durchgebaute Thüringisch-Fränkisch-Ostbayerische Scherzone als trennende Bruchstruktur zwischen einer „Böhmischen Einheit“ im NE und einer „Rheini- schen Einheit“ im SW verwiesen. Mit ihrer optisch markanten bruchtektonischen Konturie- rung und erheblichen Überschiebungsbeträgen hat jedoch zunehmend die sog. „Fränkische Linie“ als z. T. konträr diskutierte „lineamentäre“ Grenzfuge in vielen Entwicklungsszenarien vordergründig Beachtung gefunden (Pfahl-Lineament; vgl. auch WATZNAUER et al. 1968). Auch besitzen die nördlich bzw. südlich dieses trennenden NNW-SSE-Tiefenlineamentes entwickelten basaltisch-phonolitischen Laven des tertiären Vulkanismus einen gravierend unterschiedlichen Chemismus (ANDREAS 1988). Ein charakteristisches bruchtektonisches Bild vermittelt ausschnittsweise eine Fernerkun- dungsinterpretation durch FRANZKE (1992) im südlichen Vorland der Münchberger Masse, die sich in den größeren, sekundär geprägten Rahmen der polydirektionalen Strukturen des Obermain-Naab-Bruchschollenlandes (FREUDENBERGER & SCHWERD - Redaktion, 1996; Beilage 8) einordnen lässt. Nunmehr lassen sich im auch mehrfach kompressionsüberprägten Raum tiefkrustal veran- kerte Prozesse einer anhaltend „ortsfesten“ Tektonik deutlich definieren. Der an den Bereich der Altbaufuge durch langanhaltende Extension gebundene Scherstress impliziert eine über > 300 km Erstreckung verfolgbare „linear“ NNW-SSE orientierte Dynamik, die vom Kristallin von Ruhla im NW bis in den ostbayerischen Raum im SE als Thüringisch-Fränkisch- Ostbayerische Scherzone (ANDREAS 1988) über einen Zeitraum von > 350 Mio a hinweg den Grenzraum markant kennzeichnet. Geophysikalisch - als Zone negativer Schwere - lässt sich ein Fortbau dieses tiefentektonischen Elementes bis in den Raum Bremen-Helgoland verfolgen (BEHR 1992). Dieses Lineament ist eine im möglichen prävariszisch-cadomischen Unterbau fixierte lineare Inkonformität, die das Kruste-Mantelniveau tangiert. Sie unterquert deutlich diskonform spitzwinklig das querliegende variszische Rupturenmuster, das durch transpressiv-transtensive Bewegungen der Tiefschollenfuge (-naht), gepaart mit intensiver Überprägung, gestört wird. Mit hoher Wahrscheinlichkeit ist die Herausbildung der sog. Westböhmischen Scherzone und die NNW-SSE-achsiale Frankenwälder Querzone (WU- CHER 1999) in die gleiche, durch Extensionsdynamik hervorgerufene Prozessabfolge einzu- ordnen, der die Thüringisch-Ostbayerischen Scherzone ihre Entwicklung verdankt. Im Zeit- raum des höheren Oberkarbon-Unterrotliegend (Unterperm) entwickelt sich entlang dieser Lineare eine sich über eine Entfernung von ± 250 km Länge erstreckende „pull-apart“- ähnlichen Struktur, wobei die Werra-Frankenwald-Querzone und das Störungssystem des Bayerischen Pfahls die Rolle als Hauptstörungen (master faults) des rhomboidal konstruktiv

43 wirksam ausgebauten Spannungsfeldes übernehmen. Tektonisch relevante bzw. „unterquer- te“ Strukturen werden in einem räumlich definierbaren Feld in den von der Tiefenfuge ausge- lösten Scherstress einbezogen, um als Bestandteil eines neuen tektonischen Musters trans- formiert und eingebunden zu werden (ANDREAS & WUNDERLICH 1999.; Beil. 12, 16 ). Diese bedeutsame Geosutur wurde von ANDREAS (1988) als Mitteleuropäisches Großschollenscharnier bezeichnet. Neben der bruchtektonischen Überprägung und Zergliederung der spätsyn- bis postkollisionalen Segmentierung sowie von Stefan- Unterperm-Senken-, Furrow- und Riftstrukturen im Raum des Thüringer Waldes und seinem weiteren Umfeld haben sich in einer, der Scherzone zuordenbaren Thüringisch- Ostbayerischen Senkenzone (ANDREAS 1988) auch eigenständige Akkumulations- Strukturen herausgebildet, die letztendlich der Südrandsenke des Böhmischen Massivs zugeordnet sind (Beil. 12). Weiterhin fungiert sie als Leitlinie des hochstefanisch- unterpermischen (unterrotliegenden) Vulkanismus und markiert die Kreuzung mit der Mitteleuropäischen Kristallinzone bzw. mit dem der Kollisionsfuge zugeordneten randlichen Detachment im Untergrund. Ein Teilelement bildet der Stockheim-Weiden-Graben, d. h., der Naab-Trog i. S. v. SCHRÖDER, B. (1988), der nicht mit der SW-NE-Struktur gleichen Namens i. S. von v. FREYBERG (1969, Abb. 4) identisch ist, welcher ausschließlich den Raum der Weidener Senke einbezieht. 1.2. Das Thüringer Hauptgranitmassiv in seiner Wirksamkeit als Unterbaube- standteil der Entwicklung des Stefan C-Unterperm/Rotliegend und westli- cher Abschnitt des Saxothuringikums im Grenzraum der Mitteleuropäi- schen Kristallinzone

Das aus mehreren granitisch-dioritischen Teilkörpern zusammengesetzte sog. Thüringer Hauptgranitmassiv stellt ein wesentliches, wenn nicht überhaupt das bemerkenswerteste Teilelement der für die Stefan C-Unterperm/Rotliegendentwicklung bedeutsamen variszi- schen Unterbaueinheiten im Thüringer Wald dar. Die Granodiorite des Thüringer Hauptgranitmassiv bilden - den sog. Kleinen Thüringer Wald mit eingeschlossen - in natürlichen Aufschlüssen einen Rahmen älterer Gesteine um die hochstefanisch-unterpermischen Bildungen des zentralen Thüringer Waldes (Beil. 1). Ergän- zende Aufschlüsse in tiefen Bohrungen sind in Tab. 2 dargestellt und in Schichtenverzeich- nissen (Beil. 26) zusammengefasst. Diese Aufschlussdichte belegt, dass im mittleren Thü- ringer Wald und darüber hinaus sowohl im nördlichen als auch im südlichen Vorland der tief erodierte Hauptgranit den prästefanischen Untergrund bildet. Die als Hauptgranit zusammengefassten Granitoide reichen vom SE-Kontakt gegen epizonal deformiertes Paläozoikum zwischen Ilmenau und Themar bis zum hochmetamorphen Ruh- laer Kristallin im NW (BANKWITZ & KAEMMEL 1958 a, b). Nach MEINEL (1974, 1995) ge- hören diese Magmatite zur südöstlichen Zone der Mitteldeutschen Kristallinzone und stellen Flankenintrusionen mit nur schwach kinematischer Prägung und größerem Intrusionsweg dar. Tab. 2: Bohrungen mit Profilabschnitten des Thüringer Hauptgranitmassivs. Lithofaziell differenzierte Varietäten Intrusionszeitraum Visé (Dinant) Tabarz 1/62 21,9 m aufgeschlossen Ohrdruf 1/60 89,4 m „ Gotha 1/63 26,4 m „ Zella-Mehlis 1/64 68,0 m „ Neudietendorf 3/62 42,4 m „ Bad Kissingen (Kissingen-Wehrhaus) > 24 m „

Der Intrusivkörper des Thüringer Hauptgranitmassivs ist im Kreuzungsbereich von Tiefenstö- rungssystemen intrudiert, die wesentlich die Konfiguration des Magmenkörpers selbst, als auch die der nachfolgenden Stefan C-Rotliegendentwicklung bestimmt haben. Die östliche

44 Granitflanke streicht um NE-SW bzw. NNE-SSW und die westliche Grenze um N-S mit einer kataklastisch überprägten Zone zwischen Ruhlaer Kristallin und Hauptgranit. Hier wurden von BANKWITZ & KAEMMEL (1958) eingangs des Haderholzgrundes nordöstlich der Orts- lage Seligenthal gneisartige Strukturen im Hauptgranit beobachtet. CONRAD et al. (1998) stellen anhand der Ergebnisse gravimetrischer Untersuchungen die Granitverbreitung in Thüringen dar und diskutieren neben anderen Möglichkeiten die Intrusion des Thüringer Hauptgranits im Zentrum einer durch Scherstörungssysteme geprägten triple junction an der Nordspitze des sogenannten Süddeutschen Dreiecks. Unter der Voraussetzung, dass durch das WNW-ESE-Störungssystem vom Typ Bayerischer Pfahl die Nordflanke einer Intraplattenbruchlinie zwischen dem Göttingen-Ruhla-Regens- burg-Lineament und der Süddeutschen Großscholle markiert ist, ist eine Zwischenplatten- Intrusion des Hauptgranitkörpers im Kreuzungsbereich mit dem Tiefenlineament der Thürin- gisch-Nordostbayerischen Scherzone sowie mit einer tiefkrustalen N-S-Störung anzuneh- men. Diese N-S-Störungen sind früh im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle angelegt und laufen in südlicher Richtung im Raum der begrenzenden Intraplattenscherstruktur aus (Abb. 1). An diese Strukturen sind auch die zahlreichen spätvariszischen, vorwiegend granitoiden Intrusivgesteine geknüpft. Die permokarbonen Senken folgen in ihrer Entwicklung sowohl den Strukturen der Intraplattenscherbruchstruktur als auch in Form von Halbgräben (furrows) den N-S-Tiefenbruchlinien. Nach LEITCH (1976) ist eine Blockelevation an präexistenten Störungen die grundsätzliche Voraussetzung für die Raumbildung oder räumliche Platznahme eines Plutons. In diesem Sinne sind die Intrusionen von Generationen von Granodioriten und damit verknüpften Kör- pern durch tiefreichende krustale Scherbruchstörungen kontrolliert. Die konsolidierten, von versetzenden Querstörungen gekennzeichneten ENE-WSW gerichte- ten Bruchstrukturen vom Typ der Bayerischen Pfahlzone werden als charakteristische peri- phere tektonische Elemente betrachtet, welche die Mitteldeutsch-Böhmische Großscholle an ihrer südwestlichen Flanke markant gestalten und auch im Thüringer Wald bruchtektonisch das elementare Grundmuster nachzeichnen (Beil. 1 u. 16). ZEH et al. (1998) sehen die Intrusion des Thüringer Hauptgranits im Zeitraum um 334 - 337 Mio a, bzw. nach ZEH in HEUSE et al. (2001) um 340 Mio a postkollisional bzw. besser spätkinematisch in einem WNW-ESE gedehnten regionalen Spannungsfeld. Der erosive Prozess, der nach einer Abtragung des - vom rezenten Niveau ausgehend - um 8 - 10 km mächtigen Komplexes von Dachgestein und Granitkörper bis zum tiefen Anschnitt des Thü- ringer Hauptgranits geführt hat, erfolgte mutmaßlich jedoch nicht erst um 300 Mio a, sondern begann offensichtlich früher und wurde spätestens um 315 Mio a mit der erzgebirgischen Kompression bzw. unmittelbar mit der asturischen Kompressionsphase um 305 bis 310 Mio a intensiviert. Der Hauptgranit setzt sich, wie auch im Profil der Bhrg. Ohrdruf 1/60 zu beobachten, aus mehreren Intrusionsfolgen zusammen, die analog zu anderen spätsyn- bis postsudetischen Tiefengesteinsintrusionen im Bereich der Mitteleuropäischen Kristallinzone im Grenzzeitraum Visé - Namur ausklingen. Eine zweite Eruptivgesteinsabfolge ist im genannten Bereich in einen ± 8 - 10 Mio a jüngeren Zeitraum der spätsyn- bis postasturischen Dekompression bzw. Extension einzuordnen (Tab. 6). Mit großer Wahrscheinlichkeit gehört die partielle Vergneisung des Thüringer Hauptgranits und die feinstplattige Druckschieferung und Verbie- gungsdeformation des Langewald Granitporphyrs (Abb. 4) der Ereignisfolge der asturischen Kompression an. In einer Zusammenstellung der Analysenbewertung verschiedener Autoren durch ANDREAS & WUNDERLICH (1998) ist als Ergebnis absoluter Altersbestimmungen (U/Pb; K/Ar; Ar/Ar) das Intrusionsalter im Zeitraum um ± 337 Mio a gegen Ende der variszischen Hauptdeforma- tion im Visé dargestellt (Tab. 6).

45 Das Thüringer Hauptgranitmassiv wird im westlichen Abschnitt des mittleren Thüringer Wal- des nach einem ± 50 Mio a umfassenden Zeitraum von Abkühlung und Erosion von Sedi- menten des Stefan C überlagert. Ein analoges Profil zeigt der Teufenaufschluss der Bhrg. Gotha 1/63 im nördlichen Vorland des Thüringer Waldes, etwa 5 km südlich der Ortslage Gotha. Auch hier wird ebenfalls ein Granodiorit von einem hochstefanischen Sediment be- deckt. Tab. 3: Die chemische Zusammensetzung und NIGGLI-Werte der Gra- nodiorite aus der Bohrung Ohrdruf 1/60. Mittelkörniger Kleinkörniger Gewichts- Granodiorit Granodiorit prozente Teufe: Teufe: 406,5 - 407,5 m 447,4 - 448,2 m

SiO2 72,2 74,7 TiO2 0,4 0,3 Al2O3 14,8 16,7 Fe2O3 1,2 0,7 FeO 1,5 1,2 MnO - - MgO 1,1 0,6 CaO 2,3 0,9 Na2O 1,8 1,2 K2O 2,2 1,4 H2O- 0,1 0,1 H2O+ 1,1 1,1 CO2 0,7 0,2 P2O5 0,04 0,04 S 0,2 0,2 BaO 0,5 0,6 si 396 475 al 47,0 62,5 fm 20,8 15,6 c 13,3 6,1 alk 18,8 16,0 k 0,44 0,44 mg 0,42 0,38 t +14,9 +40,4 Magmentyp normalgranodioritisch leukotonalitisch Hauptmagmentyp granodioritisch granodioritisch (Analytik: E. WOHLMANN 1962; ZGI Berlin)

BEHR (1966) sieht einen Vergleich mit dem „Ruhlaer Granit“ im gleichnamigen Kristallin- komplex, der dann prästefanisch ebenfalls tiefreichend erodiert wäre (vgl. hierzu Diskussion ANDREAS & WUNDERLICH 1998). Nach ZEH (1996) jedoch ist der Granit von Ruhla im höheren Stefan C intrudiert (± 298 - 293 Mio a) und war selbst auch z. Zt. der basalen Goldlauter-Formation (± 288 Mio a) noch nicht erosiv angeschnitten. Die Profile der erbohrten Granitoide in den Bohrungen Ohrdruf 1/60 und Tabarz 1/62 sind in Tab. 1 und in den Beilagen 4 u. 26 zusammengefasst dargestellt. Nach B. GOTTESMANN (1975) handelt es sich in der Bhrg. Ohrdruf 1/60 um einen schwach porphyrischen mittelkörnigen Granodiorit und um einen kleinkörnigen Granodiorit. Beide sind magmatische Gesteine palingener Abkunft. Aus petrographischen und petrochemischen Be- funden wird gefolgert, dass der kleinkörnige Granodiorit einen jüngeren Nachschub darstellt. Nach örtlicher evtl. randnaher Vergneisung und einer schwachen Kataklase in bestimmten

46 Bereichen wurden beide Granodioritvarietäten von postmagmatischen retrograden und hy- drothermalen Umwandlungen erfasst. Die Analysen sind in NIGGLI-Werte umgerechnet. Auffallend sind dabei die extrem hohen al- Werte. Sie würden nach NIGGLI (1936) eine Zuordnung zu den seltenen peralkalischen Magmen mit al > c+alk rechtfertigen, d. h., der Tonerdeüberschuss t=al -(c+alk) ist sehr groß. Berücksichtigt man diese Tatsache nicht und stellt die Analysen zu den normalen Magmen, so ergeben sich die nachgenannten Magmentypen (Tab. 3). Der leukotonalitische Magmen- typ mit höherem si und kleinerem fm, c und mg stützt die Deutung des kleinkörnigen Grano- diorits als jüngeren saureren Nachschub. Möglicherweise ist der analytisch belegte al- Überschuss doch als Relikt einer ehemals von der Oberfläche ausgehenden tiefgreifenden Lateritbildung zu betrachten. Der tief erodierte Granitoidkörper unterlagert mit seiner NW-SE-Erstreckung von etwa 30 km Breite mit Ausnahme des Bereiches der Werra-Mühlhausen-Senke bzw. des Nentershausen- Eisenach-Grabens die gesamten Stefan C-Unterperm/Rotliegendfolgen des zentralen Thü- ringer Waldes, respektive die sog. Oberhöfer Synklinale bzw. Grabenzone zwischen dem Ruhla-Kristallin im W und dem Schwarzburg-Antiklinorium i. w. S. im E (ZIMMERMANN & SCHEIBE 1908: Profile 1 u. 2; BANKWITZ & KAEMMEL 1958a, b; ANDREAS et al. 1996: Schnitt l - l’). Er wird vom postkollisionalen Rupturenmuster als ein integrierter und partiell vergneister Bestandteil des metamorphen Untergrundes gleichsinnig einbezogen und ge- prägt. Nach CONRAD et al. (1998) erreicht das sog. Thüringisch-Fränkische Minimum im Störkör- per der Zentralthüringischen Anomalie eine basale Tiefe (?Granitmächtigkeit) von etwa 7 - 8 km. Die bis dato älteste paläobiologisch determinierte Einheit, die dem tief erodierten Thüringer Hauptgranitmassiv auflagert, stellen die um 80 - 100 m mächtigen Sedimente im nördlichen Verbreitungsgebiet des Thüringer Waldes zwischen der Öhrenkammer bei Ruhla im W und dem Ilmtal im E bei Manebach dar. Diese sind auch in den Bhrgn. Fischbach 1/61, Tabarz 1/62, Ohrdruf 1/60 und Gotha 1/63 aufgeschlossen und bilden unter den auflagernden Vul- kaniten die älteste Einheit der Unteren Georgenthal-Formation, die Öhrenkammer-Ilmtal- Unterformation (Beil. 4). Der im südlichen Randbereich des Thüringer Waldes bei Suhl/Zella-Mehlis aufgeschlossene granitische Teilkomplex ist letztendlich der exhumierte Erosionsanschnitt des prä- hochstefanisch erodierten Untergrundes. Der Granit wird hier von einer weiteren Sediment- einheit, allerdings mit eingeschalteten Tuffen, der sog. Zella-Mehlis-Unterformation, der obe- ren Einheit der Georgenthal-Formation, überlagert, die ihn in NW-SE-Richtung an der West- flanke und in SW-NE-Richtung an der Ostflanke überdecken. In südlicher Richtung schließt sich der Ausstrich der genannten Sedimente - mutmaßlich ebenfalls von stefanischem Alter - bis hin zu einem geringen Abschnitt des granitischen Körpers, der von ihnen nicht bedeckt ist. Diese Sedimente sind jünger als die Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimente und von diesen durch eine interne, störungsgebundene WNW-ESE streichende Granitschwelle getrennt, die genetisch den gerichteten Prozessen der Einbindung in eine gleichgerichtete, postum akti- vierte Schollengliederung zuzuordnen ist. Bei der Beurteilung der Verbreitung der Sedimente ist von großem Interesse, dass sich die sog. Basissedimente grabenartig innerhalb eines WNW-ESE gerichteten Leistenschollenbe- reiches entwickeln, altersmäßig in südlicher Richtung gestaffelt. Sie treten randlich aus dem Hauptgranitbereich heraus und überlagern „geschient“ an dessen Flanken das metamorphe Grundgebirge im E und W. Der genannten Schiene folgt die im Zentrum der Quergrabensen- ken entwickelte Graufazies der basalen Sedimente mit der örtlichen Einschaltung von ge- ringmächtigen Kohlenflözen (ANDREAS et al. 2005). Der Granitausstrich von Suhl/Zella-Mehlis ist Teil einer etwa 5 km breiten Leistenscholle, die von der WNW-ESE streichenden Thüringer Wald-Randstörung im S gegen das Vorland und

47 der gleichgerichteten sog. Heidersbacher Störung im N gegen den zentralen Teil des Thürin- ger Waldes begrenzt wird. Die sog. Kehltalspalte folgt etwa 5 - 6 km nördlich der gleichen Richtung, die letztendlich ebenfalls mit derjenigen des bayerischen Pfahlsystems überein- stimmt. Die lineare Richtungsdivergenz der Granitkontakte im Aufschlussbereich des Thüringer Wal- des lässt sich nur unter Bezugnahme der Verbreitung und Begrenzung des Granitmassivs zur Mitteleuropäischen Kristallinzone in seinem nördlichen und südlichen Vorland begreifen. Der Hauptgranit ist im Bereich südlich des Thüringer Waldes innerhalb der Intraplatten- scherstruktur in NE-SW-Richtung an der östlichen Flanke der Mitteldeutschen Kristallinzone intrudiert und schwenkt in der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle unter einem stumpfen Winkel in eine, die Kristallinschwelle querende N-S-Ruptur ein. Die Winkel lassen sich mögli- cherweise durch eine E-W-Linie verbinden, die mit der überregionalen, markanten gravimet- rischen Anomalie Schmalkalden-Ilmenau (Ilmenau-E-W-Zone, CONRAD 1996) besetzt ist. Die den Granit südlich des Thüringer Waldes begrenzenden Kontaktlinien laufen spitzwinklig auf die genannte E-W-Linie auf und verlassen diese dann mit geometrischer Verbreiterung des Ausstrichs in N-S-Richtung. Da die Nordrandstörung des Thüringer Waldes den östli- chen Knickpunkt der Kontaktlinie und die Südrandstörung den westlichen Knickpunkt in ± NW-SE-Richtung queren, verlaufen die Granitkontakte innerhalb der durch die Randstörun- gen begrenzten Flächen in unterschiedlichen Richtungen. Diese Entwicklung macht deutlich, dass die genannten, im Stefan C-Rotliegend vor allem als vulkanologische Förderzonen reaktivierten und weiter ausgebauten bruchtektonischen Ele- mente bereits spätestens mit den Intrusionen des (spätsyn-) bis frühpostkollisionalen Thürin- ger Hauptgranitmassivs (BANKWITZ & KAEMMEL 1958) entlang einer, die Mitteldeutsche Kristallinzone in N-S-Richtung querenden sinistralen Scherzonenfolge angelegt sind. Da- durch werden diese Vorgänge als frühest nachweisbare, mögliche spätsyn- bis postkollisio- nal-frühpostvariszische Reaktionen gewertet. Diese, durch intrusive Granitoidkörper gekenn- zeichnete N-S-Struktur bildet sich auch deutlich im regionalen Schwerebild des kristallinen Grundgebirges des thüringischen Raumes ab und quert diskonform die Varisziden- Grundstruktur (CONRAD et.al. 1998: Fig. 9). Sie wird vom gravimetrischen Minimum Treffurt- Holungen im W und der N-S-Zone Ramberg-Otterstedt im E eingegrenzt. Somit sind auch die vielfach und wiederholt altersmäßig und linear-strukturell in Beziehung gesetzten mag- matischen und subvulkanischen Intrusivkörper z. B. Ruhla-Granit und Brocken-Ramberg- Granite, oder die gleichfalls um N-S gerichteten Granitoide und mit Kersantiten verknüpften Granitporphyre von Ruhla als Teile einer, vielfache Elemente umfassenden N-S- Strukturzone aufzufassen. Diese bildet das Rahmengefüge der sich vor allem im Unterrotlie- genden entwickelnden Thüringen-Mittelharz-Furrow. In Verbindung mit der Vorderrhön- Eichsfeld-Altmark-Störungszone ergibt sich das Bild einer N-S-Strukturzone wie es z. B. von BEHR et al. (1992) und BANKWITZ et al. (2000) für den Raum Weiden-Plauen-Leipzig etc. beschrieben worden ist. Die W-Flanke des Hauptgranitmassivs bildet, nicht wie zu erwarten, eine NE-SW streichende Tiefenbruchlinie als Grenze zur Mitteleuropäischen Kristallinzone, sondern eine N-S-Fuge, die während der Unterrotliegendentwicklung zunehmend deutlich den Ruhla-Kristallin- komplex morphogenetisch konturiert und sich offensichtlich auch wegen ihrer Teufenerstre- ckung während des lang andauernden hochoberkarbonisch-unterpermischen Extensionsre- gimes zu einer, z. B. während der Goldlauter-Formation bereits aktiven und zu Beginn der Oberhof-Formation deutlich demaskierten vulkanogenen Rupturzone entwickelt hat. Diese wird zeitgleich durch die sog. Inselsberg-E-W-Störung unterbrochen, die eine nach E ver- setzte rechtslaterale Verschiebung der Extrusionslinie verursacht. Ausschließlich ± subparallel zu diesen als Blockfuge von Friedrichroda-Rotterode (ANDRE- AS & WUNDERLICH 1998) zusammengefassten tektonischen Elementen als einer ± linea- ren Förder- bzw. Subsidenzzone, werden signifikant Laven der Oberhof-Formation in Form von Ergüssen, Gängen, Kleinintrusionen und Tuffen gefördert (ANDREAS & LÜTZNER

48 2001). Im Zentrum des Granitkörpers folgen zwischen Zella-Mehlis im S und Luisenthal im N innerhalb der aufgelagerten Rotliegend-Formationen rhyolithisch-basaltische Intrusivkörper und Gänge der Oberhof-Formation und auch die nachfolgende Höhenberg-Doleritintrusion ebenfalls einer N-S-Linie (ENDERLEIN in ANDREAS et al. 1998). Im zentralen Thüringer Wald (Oberhof-Grabensenke) ist aus bisheriger Sicht (LÜTZNER et al. 2003) der Zeitraum vom Dinant zum höheren Stefan ohne sedimentäre Überlieferung. Die mehrfach umgedeuteten Profile der Altbohrungen Federkopf und Nentershausen im Nen- tershausen-Eisenach-Graben (Beil. 1) gestatten kaum Schlussfolgerungen hinsichtlich einer möglichen, reliktisch erhaltenen Verbreitung von älteren Sedimenten des höheren Westfal bis tieferen Stefan im westlichen Thüringer Wald (ANDREAS et al. 2005) bzw. von Sedimen- ten des Oberrotliegenden (AEHNELT & KATZUNG 2007). Überlegungen zu einer möglichen Ausdehnung der Thüringer Wald-Riftgrabensenke in nordwestliche Richtung im Zeitraum des Unterrotliegenden vor der Bildung der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation während der tieferen Oberhof-Formation (Thüringer Wald-Event), ermöglicht auch eine besser begründba- re Einordnung der Sedimente, älter als Eisenach-Formation, in die Goldlauter-Formation. Neuerlich haben SCHUST et al. (1997a, b) den Raum des Harzes und seiner Umgebung, d. h., einen Abschnitt des NE-Rhenoherzynikums und der Mitteldeutschen Schwelle hinsichtlich der stratigraphischen Einordnung postkinematischer Magmatite und der Wirksamkeit der erzgebirgischen Phase vergleichend untersucht. Sie kommen zu dem Ergebnis, dass Hebung und Erosion im Nachlauf der genannten Phase im ± mittleren Siles zu einer peneplainartigen Grundgebirgsoberfläche geführt haben, die sich im entsprechenden Paläoniveau im Harz und in der Flechtinger Scholle wiederfindet. Im Bereich dieser älteren Oberfläche entwickelte sich eine tiefreichende Verwitterung und klima- tisch begünstigte Kaolinisierung. Diese Peneplainisierung kann sich jedoch nicht nur lokal entwickelt haben und hätte mut- maßlich auch Teile der Böhmischen Masse und das Gebiet der Süddeutschen Scholle bzw. des Vindelizischen Massivs erfassen müssen. Die älteste Einheit der kontinentalen jungpa- läozoischen Senken in Tschechien ist das dem Westfal A zugeordnete Lampertice member der Intrasudetischen Senke (PESEK et al. 1998), die als posterzgebirgisch einzuordnen wä- re. OPLUSTIL & PESEK (in PASEK & URBAN 1990) geben für die kontinentalen Senken der Böhmischen Masse i. w. S. durch SW-NE-Kompression verursachte beckenübergreifende Erosions- und Schichtlücken für den Zeitraum des Westfal B und des Westfal D an. Im Be- reich des Cantabrian, bzw. im Grenzraum Westfal D/Stefan A, wäre bis auf die Furrow- Strukturen des Stefan (?B)C das Einsetzen der Sedimentation in allen Senken belegt. Das gleiche Ergebnis diskutieren FRANKE et al. (1995) nach LOBIN (1985) und WETZEL (1989) für den nördlichen sächsischen Raum. Für den Thüringer Wald lässt sich das Einsetzen der Sedimentation im Zeitraum des frühen Stefan (B)/C im Thüringisch-Fränkischen-Rift bzw. im höchsten Stefan C durch das Einmünden der Unstrut-Senke in die Thüringer Wald- Zwischenschollen-Riftgrabensenke belegen. Die postnamurische Erosionsfläche wurde im Raum des SE-Harzes ab dem Grenzzeitraum Westfal/Stefan bzw. ab dem frühen Stefan A (RÖLLIG et al. 1995), d. h., mit der postasturischen Dekompressionsphase, von den Grillen- berger und Mansfelder Schichten sowie die östliche bzw. die westliche Saale-Senke von den Wettiner Schichten und dem Siebigeröder Sandstein überlagert. Der um N-S gestreckte Magmatitkörper des Thüringischen Hauptgranitmassivs ist von der Brg. Bad Kissingen im S und dem südthüringischen Raum bis zur Bohrung Gotha 1 im N auf > 80 km Länge vorwiegend unter Bedeckung nachgewiesen. Er durchquert das gesamte Werra-Segment bzw. den Raum des späteren Riftgrabens und war in Thüringen prästefa- nisch auf einer Breite von ± 30 km anerodiert und tiefgreifend verwittert. Dieser Umstand weist auf eine geringe, aktuogeologisch gestützte paläomorphologische Ausräumung gegen- über seinem metamorphen Gesteinsrahmen hin (REMY et al. 1963). Der genannte intrudier- te Verband bildete ein weitgespanntes, gering überhöhtes morphologisches Hochgebiet, das von Erosionsrinnen in Abhängigkeit von den Niederschlägen zunehmend durch rückschrei-

49 tende Erosion von den anliegenden Westfal-Stefan-Erosionsbasen ausgehend, die mögli- cherweise auch zueinander ein unterschiedliches Niveau besaßen, angeschnitten worden ist. Für den Raum des Schwarzburg-Antiklinoriums entwirft KATZUNG (1966) ein vergleich- bares Bild. Vergleicht man Profile der Basissedimente des höheren Stefan C des Thüringer Waldes, so sind vermutlich im relevanten Zeitraum noch weit verbreitet Relikte einer jüngeren, nicht zur Kaolinbildung führenden Rotverwitterungsphase im Umfeld erhalten gewesen, die dann in Abhängigkeit vom Einzugsgebiet in die hochstefanisch entstehenden Senken gespült wurden und örtlich eine differenziert mächtige „sekundäre“ Rotfazies an der Profilbasis aufgebaut haben. Wie im basalen Abschnitt der Sedimente der Oberen Georgenthal-Formation (Zella- Mehlis-Unterformation) in der Bhrg. Zella-Mehlis 1/64, sind in basalen Sedimenten der Bhrg. Neudietendorf 3/62 geringmächtige kaolinführende Abschnitte enthalten, die ein möglicher- weise vergleichbares Alter besitzen. An Hand des Granodioritzersatzes an der Basis der Georgenthal-Formation in der Brg. Ohrdruf vermutet KAEMMEL (1972) jedoch eine der Braunerde ähnliche Bodenbildung im Zeitraum des höheren Stefan C. In der nordöstlichen Saale-Senke, der eigentlichen Saale-Senke im Sinne von SCHNEIDER et al. (2001), beginnt die Sedimentation im Stefan A (KAMPE & RÖLLIG 1997), ein Zeitraum der nach SCHUST et al. (1997b) in etwa mit der asturischen Kompression - besser jedoch mit deren Dekompressions- bzw. Extensionsphase - gleichzusetzen wäre. In diesem Zu- sammenhang werden vor allem als Referenzprofile die Altbhrg. Schladebach und das Kyff- häuser-Permosiles genannt. Nach HÄNEL & MEISTER (1970) führen die konglomeratischen Anteile des tieferen Kyffhäuser-Profils Gerölle von noch älteren molassoiden Sedimenten. Das mögliche Fehlen altersadäquater Sedimente im Thüringer Wald und dessen Umfeld hat ANDREAS (1988) auf eine Aufwölbung bzw. ein ehemaliges Granitdoming oder entgegen- stehende tektonische Konstellationen zurückgeführt. Deren Morphologie und Abbau von mehreren km Mächtigkeit unter den klimatischen Bedingungen einer tiefreichenden Kaolin- verwitterung verzögerte möglicherweise ein allmähliches Vordringen der (Westfal ?) Stefan A-Sedimente in südlicher Richtung zum Thüringer Wald. Die Frage nach entsprechenden Akkumulationsstrukturen und dem Verbleib der Schutte des tief erodierten Hautgranitmas- sivs ist bis dato auch unbeantwortet. In einer Neubewertung der Situation im Umfeld des Thüringer Waldes wird im Bereich einer Schollenkollisionsscheitelung eine weite südgerichtete Anpressung oder Aufschiebung bzw. randliche Obduktion der Mitteldeutsch-Böhmischen über die Süddeutsch-Vindelizische Großscholle von vermutlich geringer Reichweite als Folge der asturischen Kompression für möglich erachtet. Die damit verknüpfte Erhöhung der Reliefenergie ist als ein wesentlicher Faktor der Erosion und Freilegung des Thüringer Hauptgranits zu betrachten. Dessen unge- achtet dringt im Grenzraum zur Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle im Rahmen einer Dekompressionsphase etwa im höheren Stefan B-C die Saale-Senke in südliche Richtung bis etwa zur Finne-Querstörung vor. Im gleichen Zeitraum erreicht die Saar-Nahe-Senke in nördlicher Richtung - gleichfalls bruchtektonisch eingeschränkt - nur den Bereich des Sprendlinger Horsts südlich Frankfurt.

1.3. Die um WNW-ESE (± 117° - 120°, 95° - 115° 1), NW-SE (± 125° - ±130°, 130° - 140°), NNW-SSE (± 150°, 145° - 160° ) sowie um N-S bzw. E-W streichenden Querzonen im variszischen Bauplan Mitteleuropas und ihre Bedeutung für die spätvariszische Entwicklung der permokarbonischen Molassesenken

Für das Verständnis der permokarbonischen Entwicklungsabläufe ist es bedeutsam, dass die senkenkontrollierenden Strukturrichtungen bereits mehr oder weniger deutlich mit der variszischen Deformation des Grundgebirges angelegt worden sind. Es lässt sich nachwei- sen, dass mit Einsetzen des Kollisionsgeschehens neben dem Durchbau von prävariszi- schen neoproterozoisch-cadomischen WNW-ESE-Brüchen und den variszischen strukturbe-

1 Werte der um NW-SE streichenden Richtungsgruppen nach HIRSCHMANN (1992).

50 stimmenden, heute NE-SW gerichteten Gefügeelementen ± zeitgleich auch die wichtigsten, postvariszisch dominanten Querstrukturen entstanden. Der Übergang von variszisch vor- herrschenden Strukturrichtungen zum früh-postvariszischen Rupturenmuster erfolgte nicht sprunghaft. Vielmehr entwickelten sich bereits variszisch angelegte tektonische Elemente unter jedoch noch nicht strukturbestimmenden Deformationsbedingungen innerhalb eines verändernden Stressfeldes weiter, übernahmen in wachsendem Maße das Deformationsge- schehen und wurden allmählich zu den nun vorherrschenden Strukturrichtungen ausgebaut (v. SEIDLITZ 1928a, b, RICHTER 1942, NEUMANN 1972). Resultierend aus der Geometrie des variszischen kollisionalen Kraftfeldes im hohen Unter- karbon wird das Strukturbild des Grundgebirges des süddeutschen und des mitteldeutschen Raumes westlich der Elbe von NE-SW verlaufenden duktilen und rupturellen Deformations- elementen dominiert. Sie bilden sich vor allem in durch Extension dominierten Zeiträumen im Verlauf von Terranegrenzen, terraneinternen Inhomogenitäten und ihren geophysikalischen Indikationen sowie im Streichen der Hauptfaltenstränge, der Überschiebungsbahnen und in mit diesen verknüpften Rupturengefügen ab. Bereits frühzeitig wurden darüber hinaus penet- rierende, meist linear-planare Strukturzonen erkannt, die quer zum Streichen der variszi- schen Deformationselemente, vornehmlich in NW-SE- und N-S-Richtung verknüpft mit E-W- Störungen verlaufen und wegen partieller Fixierung im duktilen Formenschatz bereits hoch- bis spät-synorogen, bzw. nach heutigem Verständnis -synkollisional entstanden sein müssen (v. SEIDLITZ 1925, v. BUBNOFF 1930, CLOOS 1948, STILLE 1949, RICHTER-BERNBURG 1949, RUCHHOLZ 1987; Abb. 5). Verbreitet wird auch ein prävariszischer, tiefkrustaler struk- tureller Altbestand, vor allem in N-S-Richtung, verknüpft mit E-W-Störungen angenommen sowie ein Durchpausen alt angelegter „Lineamente“ so z. B. nach ANDREAS (2005) die WNW-ESE-Teilelemente der neoproterozoischen Intraplattenbruchstruktur (SCHOLTZ 1930, KORN 1938, CLOOS 1939, STILLE 1949, SCHWAN 1956, 1999, v. GÄRTNER 1961, CON- RAD 1994, RÖLLIG et al. 1989, BANKWITZ et al. 1995). Offenbar stellten die NW-SE- Querzonen östlich der Rheinischen Querzone während der variszischen Tektogenese eine spezifische Möglichkeit des Abbaus anhaltender tektonischer Konvergenzspannungen in einem Zustand weitgehender Einengung dar, die vom stabilen Rahmen des orogenen Mobil- gürtels, maßgeblich vom Verlauf des baltischen SW-Randes, geschient wurde. Ihr Ursprung wird auf schräg zu den Terrane- und Plattengrenzen orientierte Kollisionsvektoren zurückge- führt, die in der späten Kollisionsphase zu lateralen Bewegungskomponenten an den variszi- schen Hauptsuturen und an der Transeuropäischen Suturzone (Sorgenfrei-Tornquist- Teisseyre-Linie) führten (ONCKEN 1997). Der Spannungsausgleich vollzog sich dabei ver- stärkt auch über diese parallel zur Grenze von Baltica verlaufenden Querzonen. Sie werden als Ausgleichs- oder Transformstörungen (transfer fault zones - HENK 1993) eines konti- nentalen krustalen „spreading“ (ANDREAS 2009) betrachtet und erreichten nach den magmatogenen Begleiterscheinungen mindestens mittel- bis tiefstkrustales Niveau. Zugleich fiel die ausgeprägte Äquidistanz auf (CARLÈ 1952, 1955, v. BUBNOFF 1955, JUNG 1965), die vom Kräfteplan, insbesondere von der Geometrie der umgebenden Widerlager (Baltica, Laurentia), vom Deformationsdruck und vom Krustenzustand (Mächtigkeit, Homogenität, Mobilität) abhing. Im Verlaufe der Neuaufnahme und Neubewertung des gesamten Struktur- inventars im Rahmen der Bemühungen um ein mobilistisch-dynamisches Tektogenesemo- dell für die europäischen Varisziden, die in den beiden vergangenen Jahrzehnten verstärkt die geowissenschaftliche Forschung bestimmt haben (DALLMEYER, W. FRANKE & WEBER 1995, W. FRANKE et al. 2000), wurde wiederholt auf den erheblichen Einfluss dieser Struk- turen im variszischen Bauplan hingewiesen (s. u. a. MATTE 1986, MATTE et al. 1986, EDEL & WEBER 1995, CONRAD et al. 1996, 1998). LINNEMANN et al. (1999: Abb. 11) haben im östlichen Saxothuringikum i. w. S., beginnend mit der Südwestrand-Störung des Thüringer Waldes, einem Teilstück der sog. „Fränkischen Linie“ im Sinne von v. FREYBERG’s (1969), bis zur Innersudetischen Hauptstörung insge- samt acht Äquidistanzzonen ausgehalten. Durch die kräftige alpidische Reaktivierung, die sich in der saxonischen Tektogenese manifestiert, haben sich die Spuren der Querstrukturen vielfach durch das Deckgebirge gepaust, wo markante Bruchstörungssysteme entstanden

51 sind, die nicht unmittelbar deckungsgleich zum Bruchmuster des metamorphen Untergrun- des verlaufen. Indes dürfen nicht alle Äquidistanzzonen nach Ausmaß des Deformationsge- schehens und ihrer Tiefenreichweite als gleichrangig betrachtet werden. Es gibt Unterschie- de im Grad der synkollisionalen Beanspruchung, die u. a. von der Position im orogenen Spannungsfeld und von regionalen Besonderheiten der Krustenstruktur abhängen und auf differenzielle Unterschiede im Entstehungsalter hinweisen. Die weitere Ausgestaltung im Zuge der spät-variszischen und früh-postvariszischen Entwicklung bis hin zur postumen alpi- dischen Reaktivierung verläuft gleichermaßen ungleichwertig. Schon KÖLBEL (1954) hält insbesondere drei NW-SE verlaufende Krustenstreifen oder „Sigmoide“ aus, die sich durch das Auftreten variszischer Horizontalverschiebungen und -flexuren mit z. T. erheblichen Versatzbeträgen auszeichnen. Wie D. FRANKE & HOFFMANN (1999a, b) am Beispiel des Elbe-Lineamentes dargelegt haben, scheinen die bedeutenderen der NW-SE-Äquidistanz- oder Querzonen, auf die sich der Großteil der deformativen und magmatischen Aktivitäten konzentriert, als Begrenzungslinien solcher mehr oder weniger breiten Krustenstreifen bzw. -segmente zu fungieren. Sie zeichnen teilweise bedeutsamere intrakrustale Inhomogenitäten nach, waren syn- bis spätvariszisch aktiv und sind in auffälliger Weise im hoch- bis spätkolli- sionalen Gefügebild verankert. Innerhalb und zwischen diesen Krustensegmenten befinden sich gleichgerichtete Strukturlinien geringerer Ausdehnung und Intensität. In Anlehnung an KÖLBEL (1954) sollen die solcherart erkennbaren NW-SE-Krustenstreifen als Werra-, Harz- und Elbe-Segment bezeichnet werden. Bei den begrenzenden Querzonen handelt es sich im Einzelnen um die Kissingen-Hassfurt-Querzone und die Unterwerra-Frankenwald-Querzone (Äquidistanzzone II nach LINNEMANN et al. 1999), die das Werra-Segment eingrenzen (Abb. 1). Nach FREUDENBERGER (in FREUDENBERGER & SCHWERD 1996: 262) wird die weit nach NW gerichtete Verlängerung bzw. Fortführung der Bayerischen Pfahl-Zone in der Amberg-Sulzbacher, der Hollfeld-Staffelsteiner und der Lichtenfelser Störungszone ge- sehen. In dieser Form begrenzt sie das sog. Obermain-Naab-Bruchschollenland am Südrand der Böhmischen Scholle. CONRAD et al. (1996) diskutieren eine Fortsetzung der Kissingen- Hassfurt-Bodenwöhr-Zone bis in den Bereich des Bodenwöhr-Halbgrabens als oberflächen- nahe nordwestliche Begrenzung des Kraichgau-Tauber-Hochs und einer für möglich erachte- ten linearen Fortsetzung längs der Bayerischen Pfahl-Störung. Dieses System könnte ein Muster für die bereits genannte strukturelle Anpassung der präexistenten WNW-ESE- Felderung an die spätkollisionale Bildung der NW-SE-Störungszonen im Rahmen der asturi- schen Querkollision darstellen. Die im cadomisch konsolidierten Untergrund in WNW-ESE-Richtung fest fixierten Störungen sind Bestandteil eines Bruchsystems, das am deutlichsten durch die Bayerische Pfahl- Gruppe repräsentiert ist und als ehemalige neoproterozoische Intraplattenscherstruktur ge- deutet wird.

Abb. 5: Phasenhafte Ausprägung von Querstrukturen im variszischen Gebirgsbau des vor- wiegend thüringischen Teils von Saxothuringia im Verlauf des Hauptkollisions-stadiums im höheren Unterkarbon. Durch die nachfolgende asturische Kompression Formierung der spä- ter mehrfach überprägten Fränkischen Querzone aus Elementen der im Zuge der Hauptkolli- sion zerscherten WNW-ESE-Bruchzone vom Typ Bayerischer Pfahl und Teilen der neu ge- bildeten NW-SE-Bruchfelderung.

WNW-ESE- und NW-SE-Querzonen werden vom NNW-SSE streichenden Thürin- gisch-Nordostbayerischen Scherzonensystem durch Anscharung übernommen.

(nach ANDREAS 1988, BANKWITZ & BANKWITZ 1988, 1996, BRINKMANN 1948, CONRAD et al. 1996, 1998, FISCHER & TROLL 1973, FREUDENBERGER & SCHWERD 1996, v. GAERTNER 1950, 1964, GRÄBE 1962, GUNDLACH & STOPPEL 1966, HEMPEL 1963, 1968, KÖLBEL 1954, KOSA- KOWSKI et al. 1996, MEINEL 1972, ONCKEN 1997, PFEIFFER 1955, 1968, 1976, SCHUBART 1955, SCHUST et al. 1997, SCHWAN 1956, 1999, WUCHER 1997; Altersdaten nach ANTHES 1998, BRÄTZ et al. 1996, GOLL 1996, MARHEINE 1997, ZEH et al. 1998, 1999.)

52 53 Die Zergliederung dieser Bruchzone erfolgte an äquidistant gefelderten N-S- und E-W- Störungen bereits prähauptkollisional-präsudetisch, zeitlich vor dem unter Extensionsbedin- gungen intrudierten Thüringer Hauptgranit (± 340 - 334 Mio a). Dieser überlagert die WNW- ESE-Felderung und wird von ihr durchdrungen. Die markante Orientierung der Brüche und deren stabile Einbindung in jüngere Prozesse lässt jedoch deutlich den ehemaligen struktu- rellen Zusammenhang erkennen. Am auffälligsten wirkt der trennende Versatz an der E-W- Luhe-Linie. Die paläostrukturelle Fortsetzung des Pfahl-Lineamentes ist demzufolge im Raum des Fich- telgebirges, des Pfälzer Waldes und dann letztendlich auch im Thüringer Wald zu suchen. Die westliche Begrenzung ist mit den NNW-SSE-Strukturen der Frankenalb-Furche (v. FREYBERG 1969) am Westende des Pfahls gegeben, die den krustalen Durchbau des Thü- ringisch-Fränkisch-Ostbayerischen Scherzonensystems bzw. des Göttingen-Ruhla-Regens- burg-Lineamentes darstellt. Wie die Bayerische Pfahl-Störung lenken auch die nördlich das Grundgebirge in Richtung des westlichen Vorlandes verlassenden WNW-ESE- und NW-SE-Störungen bei Erreichen des oben diskutierten NNW-SSE-Lineamentes deutlich in dessen Richtung ein. Mit dieser Tiefenbruchzone wird eigentlich erst die der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle im SW vorgelagerte Schollenfelderung, d. h., das Obermain-Naab-Bruchschollenland begrenzt (Beil. 12; v. FREYBERG 1969, Taf. 5). Die NW-SE-Felderung als Transformsystem einer „kontinentalen spreading Zone“ betrachtet, gehört dem frühvariszisch geprägten Querschollensystem an, das zwar örtlich, z. B. unter den im Untergrund des Thüringer Waldes vorgegebenen strukturellen Voraussetzungen, in die WNW-Richtung einbiegen kann, aber einer deutlich jüngeren Strukturbildung unterliegt. Im Rahmen weitgespannter überregionaler Extensions- und Scherbewegungen wird jedoch eine Einbindung genetisch unterschiedlicher Störungssysteme in einen jüngeren, übergeord- neten Prozess für möglich erachtet. Die Südharz-Westerzgebirgs-Querzone bzw. Querzone von Gera-Jachymov (Äquidistanzzo- ne IV nach LINNEMANN et al. 1999), auf der noch neotektonische Aktivitäten nachweisbar sind (BANKWITZ et al. 1993), und die Nordharz-Flöha-Brandov-Querzone (Äquidistanzzone V nach LINNEMANN et al. 1999), umreißen das Harz-Segment. Das Elbe-Segment erstreckt sich zwischen der Elbe-Querzone (Elbezone s. str. nach D. FRANKE & HOFFMANN 1999a, b, Äquidistanzzone VI nach LINNEMANN et al. 1999) und der Hamburg-Krakow-Querzone (D. FRANKE & HOFFMANN 1999 a,b). Konfiguration und Entwicklung der spätvariszischen und früh-postvariszischen Innenmolas- se- und Randsenken in Mitteleuropa sind zwangsläufig genetisch sehr eng in das strukturelle Gefüge des orogenen Kollisionsstadiums eingebunden, aus dem sie sich erst sukzessive mit der Umstellung der tektonischen Rahmenbedingungen und der damit einhergehenden Aus- formung der Querzone zu dominanten Bruchstrukturen auf dem Wege zum Übergang in das Kraton- oder Tafelstadium lösen. Entstehung und Entwicklungsgang permokarbonischer Senken im Verbreitungsgebiet der Armoricanischen Terranecollage (Mitteleuropäische Kristallinzone, Saxothuringikum i. e. S. und Tepla-Barrandium) des variszischen Gebirgsrumpfes sind nach GAITZSCH & SCHNEI- DER (1994) im Wesentlichen mit drei evolutionären Phasen der spätkollisionalen bis früh- postkollisionalen Tektonik verknüpft (Oberkarbon-Oberrotliegend I, s. a. LÜTZNER 1988). Zunächst entstanden die Spezialbecken der variszischen Frühmolasse im Zusammenhang mit dem unmittelbaren „postkollisionalen Kollaps“ (KRONER et al. 1998), so im Visè IIIβ/γ die Becken von Borna-Hainichen (GAITZSCH 1998) und von Delitzsch (STEINBACH 1990), begleitet von finaler Exhumierung tieferer Krusteneinheiten. Durch partielle Reaktivierung der tiefkrustal wurzelnden kompressiven Kollisionssuturen zwischen Rhenoherzynikum (East Avalonia), Mitteldeutscher Kristallinzone und Saxothuringikum i. e. S. (Terranegrenzen) und ihrer Begleitstrukturen durch postkollisionale, spätvariszische, E-W gerichtete Dehnung wur- den im höheren Namur und im Westfal die zumeist, aber nicht ausschließlich, dem variszi-

54 schen Generalstreichen folgenden großen Molasse-Extensionssenken angelegt, wie die Saar-Nahe- und Saale-Unstrut-Senke sowie die Vorerzgebirgs-Senke. Haben anfänglich durch abnehmende Kompressionsspannung, d. h., durch Dekompression ausgelöste und von gravitativem Massenausgleich unterstützte Relaxationsbewegungen eine Rolle gespielt, so veränderten sich ab Westfal zunehmend die geodynamischen Rahmenbedingungen (HENK 1997a, b). Ein neues eigenständiges Spannungsfeld, möglicherweise aus Translati- onsbewegungen impulsartig an der afrikanisch-europäischen Plattengrenze generiert (ARTHAUD & MATTE 1977, ZIEGLER 1987), leitete ab höherem Westfal/Stefan eine erneu- te, kräftige und langanhaltende extensionale Reaktivierung von Abschnitten variszischer Ter- ranebruchzonen aber auch von NW-SE streichenden Querzonen, und damit den Beginn des früh-postvariszischen Molassestadiums oder des europäischen postvariszischen Riftstadi- ums ein (BENEK 1989, HENK 1997c). Die vom Grenzbereich Oberer Mantel-Unterkruste ausgehende Extensionsspannung gewinnt jedoch zunehmend an Wirksamkeit. Neben der Fortentwicklung der variszisch streichenden Senken prägten zunehmend auch an Querzonen gebundene Subsidenzstrukturen das regi- onale Strukturmuster (Südrandsenke der Böhmischen Masse mit der Thüringer Wald- Riftgrabensenke und der Naab-Senke i. S. v. SCHRÖDER, B. 1988).

1.3.1. Das WNW-ESE-Störungssystem vom Typ Rundinger Zone-Bayerischer Pfahl-Donaurandbruch – postume Abschnitte des frühkollisional überpräg- ten und zerscherten Außenrandes der Mitteldeutsch-Böhmischen Groß- scholle gegen die Süddeutsche Großscholle entlang einer tiefreichenden Intraplatten-Geosutur

Der im bayerischen Moldanubikum um WNW-ESE (± 117° bis 120°) streichenden Bayeri- schen Pfahl-Störung sind die etwa parallel streichenden Störungen der Rundinger Zone nördlich und der Donau-Störung südlich der Hauptstruktur als möglicherweise zu einem Bruchsystem gehörig zuzuordnen. In dem Bereich der über eine Längserstreckung von > 200 km verfolgbaren Pfahl-Störung lassen sich nach MIELKE (1989) noch altpaläozoische Bewegungen im höheren Ordovizium nachweisen, so dass bei der Anerkennung dieses Sachverhaltes bis zum Miozän örtlich eine über den Zeitraum von etwa 445 Mio a wirksame stabile Störungskonstruktion existiert. Auf die, während des genannten Zeitraumes, wiederholte Mobilisation der Bruchgefüge die- ser Störungszonen deutet der Nachweis von Hochtemperatur-Mylonitisierungen neben den unter grünschieferfaziellen Bedingungen entstandenen kataklastischen Deformationen hin. Im Zusammenhang mit einer ausführlichen Diskussion der Pfahlproblematik durch BEHR et al. (1992) besitzen die Cordieritgneise und Anatexite nordöstlich vom Pfahl ein mittel- bis oberordovizisches (?Metamorphose-)Alter von 450 bis 469 Mio a (GEBAUER 1983). In des- sen unmittelbarem Umfeld sind die Gneise streifig blastomylonitisch-mylonitisch überprägt, wie z. B. die Perlgneise (310 Mio a) und die Palite (346 ± 29 Mio a) nach KÖHLER et al. (1983) und dann von einer weiteren Anatexis betroffen. Spät- und posttektonische, d. h., postasturische (i. S. von ANDREAS) Granite intrudierten spitzwinklig subparallele Schwä- chezonen. Diese z. T. bereits für den Zeitraum des Altpaläozoikums nachgewiesenen Prozesse fordern eine Diskussion über Verlauf und/oder Begrenzung des Bayerischen Pfahlsystems, das u. a. auch als Teil des bayerischen Lineamentsystems bezeichnet worden ist. FREUDENBER- GER nimmt eine sich über eine Entfernung von > 100 km nach W erstreckende Fortsetzung der Pfahlzone, deutlich aus der WNW-Richtung (117° bis 120°) umbiegend in NNW-Richtung (± 150°) in der Ambach-Sulzberger, Hollfelder, Staffe lsteiner und Lichtenfelser Störungszone an. Folgt man v. FREYBERG (1969), lässt sich ein Einbiegen sowohl von WNW-ESE-Störungen (Bayer. Pfahl) im Bereich der Sulzbach-Amberger Aufschiebung, als auch von NW-SE- Störungszonen in eine NNW-SSE-Lineare, nämlich die Anomalie Göttingen-Ruhla-

55 Regensburg bzw. die Thüringisch-Nordostbayerische Scherzone oder auch die Frankenalb- Furche i. w. S. erkennen. In nordwestlicher Richtung fortschreitend setzen sich sowohl der Pegnitzer Südsprung über die Oberhausener Flexur in der Hollfelder Störung und die Döll- nitz-Josleiner und Motschenbacher Störung in der Asslitz-Störung fort. In Verfolgung des Pegnitzer Südsprungs nach NW, versteilt sich das Störungssystem unweit östlich Pottenstein und Waischenfeld, um dann nach etwa 8 bis 10 km Erstreckung in NNW-Richtung - abge- lenkt und dirigiert durch das Lineament des tiefen Untergrundes - bei Hollfeld erneut in die NW-SE-Richtung einzubiegen. CONRAD et al. (1996) sehen in der NW-SE (± 125° bis 130°) streichenden Haßfurt- Bodenwöhr-Querzone die oberflächige nordöstliche Begrenzung des Kraichgau-Tauber- Hochs der Süddeutschen Großscholle und diskutieren eine mögliche, geradlinige südöstliche Fortsetzung, etwa längs des Bayerischen Pfahls im Bereich des Bodenwöhr-Halbgrabens, wo sich Schwereindikationen noch bis in etwa 20 km Teufe nachweisen lassen. Diese Linie und die Begrenzung des Grundgebirges gegen das mesozoische Vorland südwestlich der Böhmischen Scholle werden jedoch deutlich von der NNW-SSE (± 150°) streichenden Schwereminusachse Göttingen-Ruhla-Regensburg und die diese im gravimetrischen Bild deutlich querende E-W streichende Luhe-Linie unterbrochen, die sich noch bis zu einer Teu- fe von etwa 10 km nachweisen lässt. Auf diesem Wege ist ebenfalls keine deutliche Zuord- nung erkennbar. Nach MÜLLER, M. (1994) biegt nördlich der Luhe-Linie die WNW-ESE streichende Auerba- cher Querzone, wie die Fichtelnaab-Querzone, ebenfalls in die NNW-SSE-Richtung ein (Beil. 12). Beobachtungen im Gebiet des Thüringer Waldes an einer seit dem höheren Oberkarbon deutlich nachweisbaren WNW-ESE-Bruchfelderung und - wie das System der Bayerischen Pfahl-Störungen - auch heute noch als stabiles tektonisches Gerüst erkennbar (Beil. 16), zeigen eine parallele konforme Ausbildung, die auf einen möglichen strukturellen Zusam- menhang in Form einer langaushaltenden linearen Hauptbruchzone verweist. Diese wird als möglicher Bestandteil einer ehemaligen ?neoproterozoisch-unterpaläozoischen Intraplatten- scherbruchzone zwischen der Vindelizisch-Süddeutschen Großscholle sowie der Mittel- deutsch-Böhmischen Großscholle gedeutet, die im Verlaufe des frühvariszischen Kollisions- geschehens an um N-S und E-W streichenden Tiefenbrüchen in Teilabschnitte zerlegt wor- den ist. Während die Störungen des Bayerischen Pfahl-Systems an der heutigen Oberfläche ihre unmittelbare Anlage ausschließlich im neoproterozoisch-cadomischen Untergrund belegen, deuten die anderenorts nachgewiesenen Störungseinheiten in höheren Krustenabschnitten auf einen - wie auch immer gearteten - kopierten postumen Durchbau in höhere Krustenab- schnitte hin. Wie in Ostbayern, ist z. B. auch im Bereich des Thüringer Waldes einschließlich des südli- chen Vorlandes eine etwa 70 km breite Zone zu beobachten, die, begrenzt von der Unter- werra-Frankenwald-Querzone im Norden und der Heustreu-Hassberge-Querzone im Süden, eine markante Schollenfelderung aus mehreren subparallelen WNW-ESE-Störungen ein- schließen. Die aus dem ehemaligen Verband abgetrennten WNW-ESE streichenden Einheiten besitzen im Bereich Fichtelgebirge-Oberpfälzer Wald und im thüringischen Abschnitt eine Länge von etwa 100 - 120 km und reagieren innerhalb um- bzw. neuformierter Kräftekonstellationen getrennt, z. B. mit dem NNW-SSE verlaufenden Thüringisch-Ostbayerischen Scherzonen- system in dessen weit gespannten strukturellen Ausbau als Teil eines Kräfteparallelo- gramms, in das neben der Unterwerra-Frankenwald-Querzone und der Bad Kissingen- Haßfurt-Bodenwöhr-Querzone das Bayerische Pfahl-Störungssystem und neben der thürin- gischen Granitlinie auch der gleichfalls NNW-SSE streichende Böhmische Pfahl bzw. die Marianske Lazne-Scherzone und die Scherzonen von Rattenberg und Stallwang zwischen den Pfahlstörungen involviert sind (Beil. 1, 12).

56 BEHR (1992) sieht im System des Bayerischen und Böhmischen Pfahls ein konjugiertes, und nach GROMES (1980; in vorgenannter Arbeit zitiert) ein langzeitig seismisch aktives strike-slip-System, das vor allem z. Zt. der Quarzmineralisation um 247 ± 21 Mio a (HORN et al. 1986) aktiviert war. Im Raum des Thüringer Waldes und in dessen Umfeld sind als markante Beispiele die soge- nannte Kehltal-Störung, die Heidersbach-Störung und die Brüche des Nentershausen- Eisenach-Grabens, wie die Netraer und Sontraer Zone i. S. von CARLÉ (1955) zu nennen (Beil. 12). Auch schließt sich westlich an die Schleusingener Randzone ein WNW-ESE strei- chender Abschnitt der Südrandstörung des Thüringer Waldes an, der gleichgerichtet nach W in das Vorland fortstreicht. Ein subparalleles Streichen zeigt ebenfalls der Abschnitt der sog. „Fränkischen Linie“ zwischen Schleuse-Horst und dem Stockheimer Graben (Beil. 1; 9-2 u. 16). Diese Bruchstrukturen sind nachweislich seit dem höheren Stefan C als Schollentreppen und Grabengrenzen oder auch als Grenzen von Aufwölbungszonen wirksam und entfalten sich am deutlichsten während der vulkanischen Episoden der Georgenthal-, Ilmenau- und der Oberhof-Formation. Im Verlaufe der Georgenthal-Formation folgt die Sedimentation der WNW-ESE-Felderung (Pfahlrichtung) der Unterkruste (ANDREAS et al. 2005), wohingegen sich die gangförmigen Intrusionen in der Oberkruste deutlich in NNW-SSE-Richtung (Linea- ment Göttingen-Ruhla-Regensburg, Thüringisch-Nordostbayerisches Scherzonensystem) entfalten. Gegenüber der Georgenthal-Formation, die nur mit zunehmend verringerter Mäch- tigkeit der Sedimente und vor allem der Vulkanite auf das Gebiet des Kristallins von Ruhla übergreift, werden während der Ilmenau-Formation die Gräben regional weiter verbreitet - so z. B. mit den Furrow-Strukturen - und stärker eingetieft, sowie in westlicher Richtung über das Kristallin hinweg in den Raum des späteren und gleichfalls WNW-ESE begrenzten und im Oberrotliegenden erneut aktiven Eisenach-Grabens vorangetrieben. Während der Ober- hof-Formation, dem Zeitraum des extremsten SW-NE-Extensionsvorganges im Reaktionsbe- reich des Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems, bilden sich im Thüringer Wald die tiefsten Schollenabsenkungen. Die dadurch hervorgerufenen Grabenzonen sind vorwiegend von sauren Vulkaniten und Tuffen der späteren sog. Oberhofer Porphyrplatte angefüllt worden. Die Begrenzung dieses internen Grabensystems ist durch die bereits ge- nannten WNW-ESE- und NNW-SSW-Bruchzonen gegeben, deren Richtung nunmehr auch zahlreiche Vulkanitkörper folgen (MEISTER 1988, 2001). Innerhalb dieser Gräben wurden die Sedimente und vor allem die Vulkanite der intrarotliegenden Entwicklung kumulativ mit einer geschätzten Gesamtmächtigkeit von > 1 000m - ± 2 000 m angereichert und die primä- ren Ausbildungen und Mächtigkeiten sind bis heute noch - durch die konservativen Bruch- strukturen geschützt - ohne wesentliche, erosiv verursachte Schichtlücken erhalten (Beil. 1 u. 12). Im nordwestlichen Oberpfälzer Wald lassen sich äquivalente Bruchstrukturen aufzeigen, wo z. B. die der WNW-ESE-Felderung zuordenbare Fichtelnaab-Störungszone (i. S. von HIRSCHMANN 1992) unmittelbar im Bereich nördlich und mit einer Parallelstörung südlich vom Ansatzpunkt der KTB Windischeschenbach verläuft. Die im Umfeld der KTB Windischeschenbach durchgeführten vielseitigen und umfangreichen Untersuchungen hatten auch die Dokumentation und Analyse der zahlreichen, divergent gerichteten Bruchsysteme zum Ziel. Von HIRSCHMANN (1992) wurden Richtungsgruppen zusammengefasst, und diese mit durch Landsat-Aufnahmen gewonnenen Strukturbildern verglichen. Wie die im Thüringer Wald zu beobachtenden Richtungswechsel, verknüpft mit einer Quer- störung, kann auch hier eine Fortsetzung der WNW-ESE-Fichtelnaab-Störung in westlicher Richtung durch den Gneis südlich Erbendorf und den Südabschnitt des Erbendorfer Permo- karbons über die sog. „Fränkische Linie“ hinweg in den NW-SE streichenden Südabschnitt der Weidenberger Störung und deren Fortsetzung in Richtung der Döllnitz-Josleiner Störung gesehen werden. Diese Vorstellung wird auch durch die Satellitenbildauswertung gestützt,

57 die ein breites Band von WNW-ESE- und E-W-Strukturen als Zone Fichtelnaab-Falkenberg- Kemnath erkennen lässt. Nach PETEREK et al. (1996) wird die Fortsetzung der Fichtelnaab-Störung nach W in der flach nach SW offenen bogenförmigen NW-SE-Störungslinie Fichtelberg-Bad Berneck gese- hen, der in etwa auch eine Darstellung bei ZULAUF (1993) folgt. Unter Einbeziehung der ebenfalls WNW-ESE streichenden Tachov-Fault im NE und der Hei- denaab-Störung im SW ist im weiteren Umfeld der KTB ebenfalls ein etwa 40 km breites Stö- rungsfeld markiert. Durch STETTNER (1989) wurde in Verknüpfung mit dem Profil der KTB Vorbohrung die Fichtelnaab-Störungszone durch Profilschnitte untersucht, doch konnte das Einfallen erst durch die Auswertung des Profils der Hauptbohrung näherungsweise mit 50° NE im Bereich des Naabtal-Granits (Falkenberg-Granit) fixiert werden. Die in SE-Richtung aufschiebende Hauptscherfläche im KTB Profil wurde mit der Altenparkstein-Störung, einem Teilelement der Fränkischen Linie i. S. von HIRSCHMANN (1994) korreliert und einer bedeutsamen Reflexi- onszone (SE1) in 7 000 m Teufe zugeordnet (de WALL et al. 1994). Nach diesen Konstrukti- onen ist die Fichtelnaab-Störungszone Bestandteil des höheren Abschnittes einer als frontal ramp in SW-Richtung auf- und überschiebenden Scholle, die als Bestandteil eines Scherver- bandes gedeutet wird (ZULAUF & DUYSTER 1997). Dass die Gruppe der postumen WNW-ESE-Störungsfelderung des sich ehemalig weiträumig erstreckenden Pfahlsystems eine strukturell dominierende Rolle im Bereich des Thüringer Waldes besitzt, ist offensichtlich auf die Querung dieses Strukturabschnittes durch das, den Grenzbereich Mantel-Kruste tangierenden, Tiefenlineament Göttingen-Ruhla-Regensburg zurückzuführen. Durch dieses wird über mehrere Perioden ein langanhaltendes Extensions- regime in die Oberkruste übertragen. Dort, wo sich das Lineament, nachdem es mit NNW- SSE-Streichen den Thüringer Raum verlassen hat, im Gebiet von Regensburg-Schmidgaden wieder dem etwa an der Luhe-Linie nach W versetzten Pfahlsystem nähert, sind offensicht- lich ähnliche, parallel zur Pfahl-Richtung streichende, aber nur noch reliktisch erhaltene per- mokarbone Grabensenken im Strukturbereich des genannten Störungssystems entstanden, die sich möglicherweise genetisch mit Abschnitten der Entwicklung des Thüringer Waldes vergleichen lassen. Aus dieser Beziehung wäre der ebenfalls ± synkollisionale Versatz des Bayerischen Pfahl- Systems gegenüber der Störungsfelderung von Fichtelgebirge/Oberpfälzer Wald und der des Thüringer Wald-Umfeldes zu sehen. WEBER & VOLLBRECHT (1989; nach WELZEL in BEHR et al. 1992) interpretieren den Bayerischen Pfahl als NE-Begrenzung einer nach N gerichteten kompressiven Anpassung („Indentation“) des Vindelizischen an das Böhmische Terrane. Die gegenwärtige Positionierung des eigentlichen Bayerischen Pfahl-Komplexes erfolgte im Zeitraum der sog. Hauptkollision bzw. des sudetischen event um ± 330 - 325 Mio a (höheres Unterkarbon) in Verbindung mit den um E-W bzw. SE-NW gerichteten Kollisions- und Sub- duktionsprozessen zwischen den moldanubischen und saxothuringischen Schollenabschnit- ten oder Terranes. Unter den Bedingungen einer von zunehmend erhöhter Duktilität begleite- ten HT/MP-Metamorphose wird das Pfahlsegment als Teil der frühvariszisch zerscherten Intraplattenscherbruchzone um ± 50 km nach W bis etwa zum Göttingen-Ruhla-Regensburg Lineament verschoben. Den Vorstellungen von UNGER & SCHWARZMEIER (1987) folgend, wird der Abbruch des Landshut-Neuöttinger Hochs südlich des Donau-Randbruchs als südliche Grenze der Böh- mischen Masse i. w. S. betrachtet. Auf dieser Grundlage lässt sich eine räumliche Gliede- rung in WNW-ESE-Störungen mit gleichgerichteten Gräben erkennen, wie sie etwa analog im Thüringer Wald und seinen unmittelbaren Vorlandregionen entwickelt ist. Als begrenzen- de Intraplattensenken bzw. Intraschollen-Zwischenrandsenken wäre dann vergleichsweise die Thüringer Wald-Riftgrabensenke zu benennen. Nach diesen Überlegungen wäre dann

58 die strukturelle Grenze der Böhmischen Masse zur Vindelizischen Masse im Bereich vom Donau-Randbruch und der anliegenden Rotliegendsenke zu suchen. Eine Fortsetzung in der Schwarzwald-Bayerwald-Linie wird nicht gesehen, da diese erst westlich der Struktur Göttin- gen-Ruhla-Regensburg mit einem Vergenzwechsel einsetzt. Mit diesem Vergleich wäre erstmalig eine Möglichkeit der strukturell-genetischen Interpretation der bruchtektonisch ge- gliederten WNW-ESE-Senkenbildungen in einem Bereich vorwiegend um N-S und NE-SW gerichteter Akkumulationszentren möglich. Der Giftthal-Trog i. S. von SCHRÖDER, B. (1988) wird als Bestandteil der Südrand-Senke des Böhmischen Massivs betrachtet. Die Bodensee- Senke, wie die Offenburg-Schramberg-Senke wären den Westböhmischen Senken evtl. als Strukturen im Rahmen einer tektonischen Fortsetzungslineare subparallel zur Geosutur zwi- schen Moldanubikum und Saxothuringikum zuzuordnen (Beil. 14). Die Erstreckung einer etwa 30 - 40 km breiten WNW-ESE-Felderung, ausgehend vom Ge- biet Fichtelgebirge-Oberpfälzer Wald in südwestlicher Richtung ist im Vorlandbereich unter meso-känozoischer Bedeckung nicht deutlich rekonstruierbar. Hier wird das genannte Stö- rungsfeld sowohl spitzwinklig einschränkend von der Luhe-Linie begrenzt, als auch von der Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone gequert. Unter diesen Voraussetzungen ist die spezifische, räumlich eingeschränkte Formierung der Naab-Senke i. S. von SCHRÖDER, B. (1988) zu betrachten.

1.3.2. Die lineamentäre, persistent extensive, tektono-magmatische, tiefstkrustale NNW-SSE-Struktur Göttingen-Ruhla-Regensburg – ihre Wirksamkeit als Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerisches Scherzonensystem und Block- grenze

Eine Zusammenstellung von 12 Zeitschnitten genetischer Rekonstruktionen räumlich ver- knüpfter lithostratigraphischer Einheiten des Oberkarbon/Unterperm haben deutlich eine das Gebiet des Thüringer Waldes spitzwinklig kreuzende tektonische NNW-SSE-Linearstruktur erkennen lassen, welche sowohl die Formierung der Becken als auch die Fazies beeinflusst hat (ANDREAS 1982, 1988). Als aktives Lineament, das durch persistent wirksame E-W- Extension alle von ihm unterquerten Struktureinheiten in ein gemeinsames Wirkungsfeld ein- bezieht, wurde die sog. „Osning-Thüringer Wald-Pfahl-Scherzone“ ausgehalten (ANDREAS 1988). Diese Bezeichnung stützte sich auf die tangierende oder querende Position dieses Lineamentes zu den markanten Verbreitungsgebieten der WNW-ESE-Störungszonen, vor allem denen des Thüringer Waldes. Diese Beobachtungen erschließen sich und werden gestützt durch die Interpretationen geo- physikalischer, vor allem gravimetrischer Untersuchungen von BEHR et al. (1992) und CONRAD et al. (1996). Danach kann der NNW-SSE-Anomalienzug (tiefe Unterkruste) Bre- men-Regensburg, auch als Schwereminusachse Göttingen-Regensburg bezeichnet, als eine möglicherweise schon sehr alt angelegte Krustennaht mit E-W gerichteter Extension betrach- tet werden. Eine Beziehung zur rezenten Dynamik ist aus der Parallelerstreckung der Hauptkompressi- onsrichtung des krustalen Stressfeldes in NNW-SSE-Richtung ableitbar. Nach BEHR et al. (1992) „können auch die P-Wellen-Residuen von BABUSKA et al. (1984), die unter diesem Raum in NNW-SSE-Richtung für den lithosphärischen Mantel abgeleitet wurden, in die Dis- kussion einbezogen werden. Die NNW-SSE-Strukturen würden sich dann in den oberen Mantel fortsetzen bzw. dort ihre Ursache haben.“ Auf eine derartige Beziehung verweisen auch die bereits genannten, durch Spuren eines Mantelchemismus beeinflussten basischen Intrusionen im Umfeld des Lineamentes. Das Ergebnis der sog. LINSSER-Filterung der gravimetrischen Daten des genannten regio- nalen Minimums bzw. der Zone negativer Schwere belegt unterhalb der mesozoischen Überdeckung gegenüber dem NNW-SSE-Oberflächentrend eine deutliche Streckung von Strukturelementen in N-S-Richtung. Diese Tendenz lässt sich sowohl für den thüringischen Raum als auch für den des Oberpfälzer Waldes ableiten. Die geringe Dichte beruht mit gro-

59 ßer Wahrscheinlichkeit auf sauren Intrusivkörpern bzw. Wärmeanomalien in der unteren und mittleren Kruste. Die Bildung der anatektischen Schmelzen erfolgte mehr oder weniger gleichzeitig und intru- dierte die Kruste nahe zu deren Bildungsräumen. So folgen die spät- bis postkollisionalen und permokarbonischen granitoiden, lamprophyrischen, doleritischen und subvulkanogenen Intrusionen im krustalen Wirkungsbereich des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes sowohl der NNW-SSE als auch der N-S-Richtung. In diesem Zusammenhang stellt sich erneut die Frage nach der Art und Bedeutung der Grenzbruchzone zwischen der Süddeutschen Großscholle und der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle. Eigentlich lassen sich keine deutlichen Anzeichen einer Terrane- Terrane-Kollision bzw. intra-Plattensubduktion im Bereich der offensichtlich in Verbindung mit der Entwicklung der durch die NW-SE-Störungszonen aktivierten WNW-ESE- Bruchfelderung erkennen. Um 340 Mio a soll sich der Übergang von der kontinentalen Sub- duktion und Kollision zu den postkollisionalen Prozessen vollzogen haben und bei 330 Mio a waren alle hochmetamorphen Einheiten in Abkühlung begriffen. Richtig scheint, dass das NNW-SSE-Tiefenlineament Göttingen-Ruhla-Regensburg als Schatteninhomogenität bereits vor Ausbildung der oberdevonischen variszischen Querstrukturen der bekannten Schollen- felderung im Verlauf der Hauptkollision angelegt war. Die anomale Entwicklung ist vermutlich bereits in der cadomischen Strukturbildung zu suchen. Wahrscheinlich ist es eine synkollisi- onale oder frühpostkollisionale Scherstruktur beginnender Kruste-Mantel-Ausgleichsdynamik und wurde somit auch als eine Frühanlage des Grenzbereiches der beiden o. a. Großschol- len diskutiert (ANDREAS 2005). Diese wird, im gewissen Sinne gegenüber den Brüchen der zergliederten passiven WNW-ESE-Intraplattenscherbruchzone, die offensichtlich nur noch indirekt als Leitlinie und begrenzendes Strukturelement in übergeordneten Prozessen krustal wirksam ist, im nachfolgenden Kompressions-Extensionszenario zunehmend deutlicher wahrnehmbar. Obwohl Grenzflächenscherung stattgefunden hat, ist postkollisional keine größere Lateralverschiebung wahrscheinlich. Eine weitere Interpretationsmöglichkeit lässt sich aus der persistent extensiven Wirksamkeit des Kruste-Mantel-Lineamentes als einer Grenzlineare für den unterschiedlichen Chemis- mus mantelbeeinflusster Magmen an deren E- bzw. W-Flanke ableiten. Das über Jahrmillio- nen andauernd aktive Element zeigt gewisse Ähnlichkeiten mit den Prozessen des „sea floor spreading“ eines mittelozeanischen Rückens und könnte die spezifische Form eines durch mehrfache kompressive krustale Überlagerungsprozesse verdeckten Rifts bzw. einer Trans- formstörung darstellen. Als charakteristisch wäre aus den gegebenen Fakten ein autonomer subkrustaler und vertikaler, beidseitig nach außen gerichteter Transport von magmatischem Mantelmaterial zu postulieren. Nach RIEMSCHNEIDER (1990) zeigen Spannungsabschätzungen (Modell Norddeutsch- Polnische-Senke) für den Zeitraum Stefan-Autun (Unterrotliegend nach dem Absenkungs- modell von TURCOTTE & EMMERMAN 1983) „das auf der Ausdünnung von Kruste und Lithosphäre infolge extern angreifender horizontaler Dehnungskräfte (passiver Mechanis- mus) mit nachfolgenden isostatischen Ausgleichsbewegungen beruht -“ ein Ergebnis, aus dem hervorgeht, „daß die berechneten Werte bereits zur Riftbildung bzw. zum Aufreißen eines Kontinentes führen“ können. Dieses tiefentektonische Element bleibt bis in die jüngere Erdgeschichte wirksam und unter- gliedert bspw. den tertiären Basaltvulkanismus nach unterschiedlichem Chemismus in ein nördliches und ein südliches Verbreitungsgebiet. Bereits im Zeitraum des höheren Siles (Ste- fan B?/C) deutet sich eine annähernd räumlich gleich zuordenbare, durch seitliche Verschie- bung hervorgerufene Untergliederung einer Zentraleuropäischen N-S-Riftzone in die regiona- len Teilelemente des Niedersachsen-Rifts und des Thüringisch-Fränkischen Rifts an (AND- REAS et al. 2005). Auch wird ein durch intensive Salzstockbildung gekennzeichneter nord- deutscher Bereich durch das Lineament deutlich von einem nahezu salzstockfreien südli- chen Abschnitt getrennt.

60 Die durch die oberkarbonisch-unterpermischen Kompressionen verursachte Krusten- stapelung und Schollenverschränkung im weiteren Umfeld der sog. „Fränkischen Linie“, d. h., im Raum der Intraplatten-Scherbruchstruktur führte zu einer Überfahrung des Rifts und zur wechselseitigen Verschiebung der Schollenfelderung. Diese, durch wiederholt um N-S gerichtete Schollenkompression gekennzeichnete Struktur unterliegt nach den N-S-Dekompressionsphasen einer NE-SW gerichteten Senkenbildung innerhalb des Thüringer Wald-Riftgrabens. Dann erfolgt erneut von der Mantelbewegung ausgehende, anhaltend extensive E-W-Dehnung mit NW-SE-Senkenbildung bzw. um N-S gerichtete Furrow-Genese und mit dem Unterkruste-Mantelniveau verknüpfte Aufheizung der auflagernden Kruste sowie Generierung von hybriden, sauren und basischen anatektischen Schmelzen und deren Intrusion an präexistenten Tiefenbruchzonen. Die chemischen Divergenzen der Flanken und, unabhängig von krustalen Verschiebungen und Stapelungen, neu durch von der Mantelbewegung gesteuerte Prozesse eines Krusten- transports bzw. einer Krustendehnung und N-S gerichtete Graben- bzw. Furrowbildung stel- len offensichtlich das Ergebnis einer eigenständigen Mobilität des Mantels dar. Diese ermög- licht in erster Linie den intrakontinentalen Schollentransport. Die Möglichkeit einer derartigen Bewegung wird gestützt durch die Ergebnisse von JÖNS (2001), der sich mit den TRUR- NIT’schen Vorstellungen (1901) i. S. einer durch das mobile Bezugssystem Erde-Mond her- vorgerufenen großräumigen sog. „fremd-endogenen Dynamik der Erde“ auseinandersetzt. Als Teil einer zusammenfassenden Begründung seiner Auffassungen folgert JÖNS, das sich aus der wesentlich schnelleren Rotation der Erde gegenüber der gleichsinnigen Relativbe- wegung des Mondes eine entsprechende Relativbewegung des gemeinsamen Masse- schwerpunktes von E nach W ableiten lässt. Unter anderen ergibt sich nach JÖNS (2001; Appendix p. 491) als resultierende Kraft aus dieser Relativbewegung unter Pkt. 2.c. ein „Nach Osten gerichtetes Abwälzen des oberen Mantels relativ zur Lithosphäre nach dem Prinzip eines Zykloidgetriebes. Dadurch wird eine nach Osten gerichtete Bewegung des obe- ren Mantels relativ zur Lithosphäre bewirkt.“ Zumindest kann aus diesen Aussagen ein weiterer grundsätzlicher Ansatz zur Genese und Steuerung der europäischen hochoberkarbonisch-unterpermischen Riftentwicklung heraus- gefiltert werden, wobei sich die verschiedenen N-S-Teilabschnitte zwischen den querenden NNW-SSE- und gleichfalls auf eine autonome Mantelbewegung hinweisenden linearen Strukturen des Oberen Mantels in mobiler Beziehung zur Kruste herausbilden. Die Entwicklung des mobilen europäischen, etwa N-S gerichteten Riftsystems - Zentraleuro- päische N-S-Riftzone und die Furrow Systeme - gewinnt ihren entscheidenden Antrieb im Wesentlichen durch die nach E gerichtete Bewegung des Oberen Mantels relativ zur Li- thosphäre. Diese Zusammenhänge erlauben eine plausible Erklärung der mehr oder weniger deutlichen und generell überregional entwickelten sog. Halbgrabenbildung mit steilen E- und flachen W-Flanken. Die im Wesentlichen durch die Arbeiten von BANKWITZ, P. (1978) und BANKWITZ, E. & P. BANKWITZ (1979) angeregte Auffassung vom Doppelcharakter des Rotliegenden im Thüringer Wald und seinem Umfeld (ANDREAS 1988) andeutungsweise als Folge der tief- bzw. subkrustalen Kopplung der mitteleuropäischen Schollenfelderung hat an Konturen gewonnen. Diese autonome Manteldynamik im Bereich der krustalen Schollenfelderung prägt sich in langanhaltenden Prozessen der Aktivierung von altangelegten Störungen sowie in der Anla- ge von subparallelen oder querenden Intrusionen und Lavaförderkanälen aus. Dafür spricht auch die NNW-gerichtete Erstreckung und Verbreitung der Lamprophyre und Monzodiorite im Umfeld der KTB Windischeschenbach. Nach HARMS & HÖLZL (1994) be- sitzen sie die geochemische und radiogene Isotopensignatur von subduktionsbezogenem Magmatismus und Anreicherung von Mantelmaterial. Sowohl die von der Aufnahme krusta- len Materials geprägten Monzodiorite, als auch die Lamprophyre zeigen die Herkunft vom gleichen subkrustalen Lithosphärenbereich an. Dann bewirkt die Extension subparallele Grabenzonen und die Anlage und Dynamik von „pull-apart-Strukturen“ sowie durch unmittel-

61 bare Einwirkung und vertikale Steuerung die NNW-SSE-achsiale Bildung von eigenständigen Senken. Die Göttingen-Ruhla-Regensburg-Achse ist somit Teil bzw. krustale Ausprägung einer über vermutlich mehr als 400 - 500 Mio a autonom wirkenden geoidal gesteuerten Mantelstruktur. Das NNW-SSE streichende sog. Helgoland-Bremen-Göttingen-Thüringer Wald [Ergänzung ANDREAS]-Regensburg-Lineament begrenzt anteilig die südwestliche Flanke der Mittel- deutsch-Böhmischen Scholle und ist nicht mit der Strukturzone des Bayerischen Pfahls so- wie der sog. „Fränkischen-Linie“ identisch (CONRAD et al. 1996). Während letztere struktu- rell eng mit tiefreichenden Scherbahnen bzw. flower structures verknüpft sind, im Profil der KTB belegt durch HIRSCHMANN (1994), sind für die Bremen-Göttingen-Ruhla-Regensburg- Struktur vordergründig keine derartigen Scherbahnen anzunehmen. Es bietet sich ein Ver- gleich mit den großen variszischen Transformstörungen i. S. von ARTHAUD & MATTE (1977) an, wie der Bray- und der Elbe-Querzone, sowie dem Tornquist-Teisseyre-Lineament. Hier lassen sich gleichfalls, partiell unterbrochene, subparallel verlaufende Störungsbahnen erkennen, die als krustal verlagerte Teilabschnitte über einer linearen Mantelaufstiegszone oder als grabenartige Strukturen zu deuten sind. Für die Elbe-Zone nehmen LINNEMANN et al. (2004) rechtslaterale subhorizontale Bewegungen an. Die Begrenzung der Süddeutschen Großscholle könnte sich konturiert im Bereich des Oberen Mantels zwischen der Riftstruktur des Oberrheintalgrabens im W und der linearen Extensionsstruktur (?verdecktes Rift) der Göttingen-Ruhla-Regensburg-Tiefenstörung abzeichnen. Eine von Regensburg ausgehende lineare Fortsetzung nach SSW in Richtung Salzburg ist unklar, wäre jedoch durch eine Querstörung oder Verbiegung der Südrandstörung des Landshut-Neuöttinger Hochs im Bereich der Salzach-Querung kenntlich (Karte: LANGE 1981). Auch erstreckt sich der Oberlauf der Salzach auf etwa 100 km Länge geradlinig in gleiche Richtung.

1.3.3. Die NW-SE-Teilschollenrandbrüche des Werra-Segments

Aus der Komplexinterpretation seismischer, geomagnetischer und gravimetrischer Daten (zusammengefasst bei CONRAD et al. 1996, EDEL et al. 1996) und bislang vorliegender Bohraufschlüsse schließen EDEL & WEBER (1995: Fig. 8) auf die erhebliche Bedeutung transversaler Strukturen mit beträchlichen spät-kollisionalen Lateralbewegungen im Bereich des verdeckten Grundgebirges der nordöstlichen Süddeutschen Großscholle. Das aus dem Indizienbestand durch Vergleich mit analogen Eigenschaften benachbart ausstreichender Grundgebirgseinheiten der Armoricanischen Terranecollage (Saxothuringikum i. w. S. und Perunica) abgeleitete Modell veranschaulicht die herausragende strukturelle Stellung der hier als eine zusammenhängende Einheit betrachteten Kissingen-Haßfurt-Bodenwöhr- Querzone. Nach seinen geophysikalischen Indikationen ist das südwestlich angrenzende Kraichgau-Tauber-Hoch mit dem Tepla-Barrandium vergleichbar und soll dessen ehemalige Südwestfortsetzung bilden. Der daraus ableitbare dextrale Versatz von über 100 km (vgl. Abb. 1) würde es ermöglichen die Kissingen-Haßfurt-Querzone in die Reihe der großen va- riszischen Transform-Störungen einzuordnen. Diese Konstruktion weicht jedoch deutlich von den Erfahrungswerten im betrachteten Umfeld ab. Unabhängig von dieser Interpretation der Zusammenhänge bei EDEL & WEBER (1995) ist die Tatsache nicht zu übersehen, dass sich die Zusammensetzung des Grundgebirges südwestlich und nordöstlich der Kissingen- Haßfurt-Querzone streckenweise signifikant unterscheidet. Die Fortsetzung des südöstlichen Abschnitts in die bisher angedachte Querstruktur, eine Mega-Scherzone (Bayerischer Pfahl) mit teilweise sehr alten, bereits frühvariszischen Inkrementen (GEBAUER 1984, MEYER 1989) muss i. S. von CONRAD et al. (1996) in Frage gestellt werden. Das dominante Flä- chengefüge in den variszisch duktil deformierten neoproterozoischen Gneisen und kristalli- nen Schiefern des Bayerischen und südlichen Oberpfälzer Waldes folgt beidseitig der Pfahl- Linie auf 20 km Breite, d. h., dem WNW-ESE-Verlauf der Querzone. Sie war synkollisional im Zeitraum der thermischen Umformung gefügeprägend wirksam. Deutlichere Hinweise auf einen Wechsel in der Zusammensetzung des Grundgebirges und damit auf die Wirksamkeit

62 von Quertektonik finden sich in nordöstlicher Richtung erst wieder an der Unterwerra- Frankenwald-Querzone, vornehmlich in dem Abschnitt, der die Mitteleuropäische Kristallin- zone quert (Abb. 2). Im Raum des südwestlichen Thüringer Beckens werden im Wirkungsbe- reich der Unterwerra-Frankenwald-Querzone die metamorphen Gesteinseinheiten des NW- Randes der Mitteleuropäischen Kristallinzone, die vom kristallinen Vorspessart über das Ruhlaer Kristallin bis an die (saxonische) Küllstedter Störungszone zu verfolgen sind, offen- sichtlich nach NE begrenzt (BEHR 1966, CONRAD et al. 1998, WUNDERLICH & ZEH 2001b). Es handelt sich um kollisional gestapelte kambrosilurische Orthogneise und Metase- dimente, die vor allem der Ruhla- und Brotterode-Gruppe des Ruhlaer Kristallins äquivalent sind (WUNDERLICH & ZEH 2001b). Sie stoßen gegen spät-synkinematische Grani- te/Granodiorite, die den Untergrund des zentralen und nordwestlichen Thüringer Beckens bilden und im Raum Mühlhausen nach NW bis an die Terranegrenze (Überschiebung) zu East Avalonia (Rhenoherzynikum) vorspringen. Nördlich der Störungszone Schlotheim- Magdala kommen dann wieder Komplexe mit metamorphen Gesteinen vor, die als Äquiva- lente der Kyffhäuser-Gruppe betrachtet werden müssen (WUNDERLICH & ZEH 2001b) und die hinsichtlich Profilaufbau und tektonomagmatischer Entwicklung mit den Metamorphitein- heiten südwestlich der Unterwerra-Frankenwald-Querzone nicht völlig identisch sind. Insbesondere fallen die anteilmäßig geringere, räumlich stärker zergliederte Verteilung me- tamorpher Einheiten und deren intensivere Beeinflussung durch syn- bis postkinematische, intermediär-saure Magmatite unterkarbonischen Alters nordöstlich der Unterwerra- Frankenwald-Querzone auf. Die Zusammensetzung der Mitteleuropäischen Kristallinzone ist hier, wie im angrenzenden sächsisch-anhaltinischen Gebiet, stärker magmatisch geprägt. Als begrenzende Bruchzonen des Werra-Segments sollten aus heutiger Sicht im N die Un- terwerra-Frankenwald-Querzone und im S die Kissingen-Haßfurt-Bodenwöhr-Querzone defi- niert werden. Die Störungen der Rundinger Zone, des Bayerischen Pfahls und des Donau- randbruchs sind Elemente eines postumen WNW-ESE-Systems. Diese neoproterozoische, als Intraplatten-Scherbruchzone gedeutete Anlage war bereits an N-S-Störungen verscho- ben, bevor die hochdevonische bis hochunterkarbonische Entwicklung der bruchtektoni- schen NW-SE-Segmentierung einsetzte. Die präexistente WNW-ESE-Altbaufelderung er- zwang eine örtliche Richtungsanpassung der NW-SE-Bruchzonen, so u. a. auch bei der Konstruktion der sogenannten „Fränkischen Linie“. Diese spitzwinklige Anpassung der Stö- rungen ist, ausgehend von der Unterwerra-Frankenwald-Querzone bei Gotha bis hin zum südlichen Randstörungssystem des Thüringer Waldes nachgewiesen. Im Unterschied zu den beiden, das Werra-Segment begrenzenden Querzonen weisen die segmentinternen NW-SE-Strukturen, wie beispielsweise die im heutigen Oberflächenbild so auffällige, als „Fränkische Linie“ bezeichnete Südwestrand-Störung des Thüringer Waldes, keine nennenswerten Lateralversätze oder andere sprunghafte Veränderungen im Grundge- birgsstockwerk auf. Sie ist auch im geophysikalischen Schwerebild nicht auffällig interpre- tierbar (CONRAD 1996). Die häufige Verzweigung und Aufgabelung der Südwestrandstörung spricht vielmehr dafür, dass es im Grundgebirge für diese Ruptur unterschiedlich deutliche Vorzeichnungen gege- ben hat und quer oder diagonal dazu orientierte strukturelle Hindernisse duchschlagen oder umfahren werden mussten (ANDREAS 2005). Ähnliches gilt für die Nordostrandstörung (GRUMBT 1960), so dass Anlage und Entwicklung der Vorläuferstrukturen der heutigen Be- grenzungslinien des Thüringer Wald-Horstes eher spezifischen segmentinternen Span- nungsfeldern entspringen. Sowohl die prä- bis frühvariszische WNW-ESE-, N-S- und E-W-, als auch die oberdevoni- sche bis hochunterkarbonische NW-SE-Felderung und der persistente extensive Durchbau der NNW-SSE-Scherzone in die Oberkruste sind neben zu querenden Krustenblöcken (Münchberger Gneismasse) und mehrfacher kompressiver Überprägung die Ursache für den differenzierten Verlauf der „Fränkischen Linie“ und der Störungen des Obermain-Naab- Bruchschollenlandes.

63 Das Thüringer Hauptgranitmassiv bildet ein immanentes tektonomagmatisches Element des Werra-Segmentes. Es wird im NE von der Unterwerra-Frankenwald-Querzone begrenzt. Seine Verbreitung nach SW ist durch Aufschlusslücken nicht sicher zu verfolgen, doch scheinen granitische Ausläufer bis an die Kissingen-Haßfurt-Bodenwöhr-Querzone zu rei- chen, wie der Nachweis in der Bohrung Bad Kissingen unweit nördlich dieser Querzone be- legt. Damit ist auch bereits ein Fixpunkt für das potenzielle Alter der Querzonenentwicklung gesetzt, der spätestens auf das höhere Unterkarbon weist. Im höchsten Oberkarbon bzw. im Grenzzeitraum zum Unterrotliegenden entwickelte sich dieser Bereich als initialer Riftgraben zwischen den anliegenden Großschollen. Im Folgenden wird versucht, anhand der bisher vorliegenden Alterswerte und tektonomag- matischen Daten Ursprung und Genese der Unterwerra-Frankenwald-Querzone, die für die Spezifik der Permokarbonentwicklung im Bereich des Thüringer Waldes eine grundlegende strukturbegrenzende Bedeutung hat, näher einzugrenzen und zu charakterisieren.

1.3.3.1. Die Unterwerra-Frankenwald-Querzone

1.3.3.1.1. Variszisch-kollisionale Anlagen

Die Entstehung der Elbe-Querzone engen LINNEMANN et al. (1999) auf eine Zeitspanne im Visé ein, die zwischen dem Ende der Flyschsedimentation (Visé IIIβ/γ) und dem Intrusionsal- ter des Meißener Massivs (340...330 Mio a) liegt. Altersbestimmungen an dynamisch rekristallisierten Mineralen und assoziierten Magmatiten synmetamorph-duktil deformierter Strukturabschnitte ergeben u. a. Maxima um 380...370 Mio a, die als Zeitraum der maßgebli- chen Anlage dieser Querzone interpretiert werden können (RAUCHE 1994). Es kann sehr wahrscheinlich davon ausgegangen werden, dass die synkollisionalen NW-SE-Querzonen mehr oder weniger alle zu unterschiedlichen Zeitpunkten innerhalb dieser umrissenen Zeit- spanne ihren Ursprung haben bzw. strukturprägend aktiviert wurden (vgl. Kissingen-Haßfurt- (Pfahl)-Bodenwöhr-Querzone, MEYER 1989; Südharz-Westerzgebirgs-Querzone, BANK- WITZ et al. 1993; Nordharz-Flöha-Brandov-Querzone, SEBASTIAN & RÖTZLER 1994). Auch bei der Unterwerra-Frankenwald-Querzone spricht einiges dafür, dass im zeitlichen Umfeld und im unmittelbaren Anschluss an die Hauptdeformation entscheidende Impulse erfolgt sind. Doch gibt es bereits Anzeichen für ältere Vorzeichnungen, die mit frühvariszi- schen tektonischen Ereignissen im Zusammenhang stehen (Abb. 3).

1.3.3.1.2. Frühes Kollisionsstadium (Oberdevon-Tournai)

Das offensichtliche Fehlen von sedimentären Relikten des Mittel- und Oberdevons in der Mitteleuropäischen Kristallinzone spricht für eine Konsolidierung, Hebung und extensionale Exhumierung dieses Terranes am Außenrand der Armoricanischen Terranecollage bereits im Zuge der beginnenden Obduktion auf rhenoherzynische (east avalonian) Kruste im aus- gehenden Mitteldevon (BRINKMANN 1948, ALTENBERGER & BESCH 1993, GANßLOSER 1996, 1998). Wichtiges Indiz dafür sind K/Ar-Abkühlungsalter detritischer Hellglimmer um 390 - 370 Mio a aus der ältesten Grauwacke des rhenoherzynischen Flyschs (Südharz- Grauwacke - do II β), die belegen, dass höhere Gesteinskomplexe der Mitteleuropäischen Kristallinzone mindestens mit Beginn des Oberdevons synkonvergent exhumiert und erodiert worden sind (KÜSTNER et al. 1998, HUCKRIEDE et al. 1998). Im Flysch Saxothuringias erscheinen frühvariszisch abgekühlte Hellglimmer erst mit dem Tournai (AHRENDT et al. 2001). Zeitgleiche Transtensionsbewegungen im südöstlichen Hinterland der obduzierten Mitteleu- ropäischen Kristallinzone lösten in der Saxothuringischen Zone i. e. S. vorwiegend diktyoge- netische Blockbewegungen aus (reußisch-bretonische Bewegungen). Im ostthüringisch- vogtländischen Raum entstand im Oberdevon ein System von Spezialsenken und -schwellen (SCHÖNENBERG 1952, GRÄBE 1962, WIEFEL 1976, WUCHER 1998), verbunden mit ers- ten Faltungsdeformationen (SCHÖNENBERG 1958, HEMPEL 1963), bimodalem Magma-

64 tismus und Diskordanzen im höheren Oberdevon und Unterkarbon (HEMPEL 1968, LANGE et al. 1999, WUCHER 1999). Zu Beginn der submarinen Effusion und Intrusion von Intraplat- tenbasalten im doIβ-δ wird ein gleichfalls intrusiver und effusiver saurer Magmatismus mit Platznahmealtern um 360 - 375 Mio a (SCHROEDER 1958a, b, GEHMLICH et al. 1997b, 1998) aktiv. Im Zuge dieser Bewegungen treten erstmals später bedeutsame Querstrukturen im Raum des Thüringisch-Fränkischen Schiefergebirges in Erscheinung (Abb. 3). Hervorzu- heben und für die spätere tektonische Entwicklung bedeutsam sind vor allem die Greiz- Hohenleuben-Querschwelle (SCHÖNENBERG 1952, HEMPEL 1968), die Südvogtländische oder Schleiz-Mühltroff-Quersenke (GRÄBE 1962), und die Frankenwald-Hebungszone (SCHWAN 1956, 1957; WUCHER 1997). Die nach mesozoischer Reaktivierung bis heute schwach seismisch aktive Südharz-Westerzgebirgs-Querzone ist in der Greiz-Hohenleuben- Querschwelle zu erkennen. Die Frankenwald-Hebungszone ist Ausdruck der sich entwi- ckelnden Unterwerra-Frankenwald-Querzone, die im Verlaufe des Haupt- und Spätkollisi- onsstadiums zu einer der spätvariszisch und früh-postvariszisch beständigsten Strukturen der südwestlichen Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle ausgebaut wurde.

1.3.3.1.3. Hauptkollisionsstadium (Visé)

Der Krustenstapel der Mitteleuropäischen Kristallinzone wurde synkollisional bei fortschrei- tender Obduktion stetig weiter gehoben und exhumiert (Abb. 5). An den Terranegrenzen kam es durch diagonal angreifende Kräfte zu transpressiven Bewegungen. Teile des heute ober- flächig ausstreichenden nordwestlichen Randstreifens der Mitteleuropäischen Kristallinzone (Ruhlaer und Kyffhäuser-Kristallin) wurden unter verschiedenen P-T-Regimes in tieferen Krustenniveaus metamorphisiert (MT/MP- und HT/MP-Einheit, ZEH 1999; 341 - 335 Mio a, BRÄTZ et al. 1998) und durch Stapelungs- und laterale Scherprozesse deformiert. Auch am SE-Rand liefen sehr intensive, teils duktile Scherungs- und Stapelungsprozesse unter sehr hohen Strainraten ab (BANKWITZ & BANKWITZ 1988, 1989a, BANKWITZ et al. 1998, KEMNITZ et al. 1999). Aus der transpressiven Mechanik resultierende Hebungs- und Deh- nungsbewegungen wurden begleitet von granitisch-granodioritischen Intrusionen in ca. 8 - 10 km Tiefe (Thüringer Hauptgranitmassiv 337 - 335 Mio a, BRÄTZ et al. 1996, GOLL 1996, ZEH et al. 1998; Granit-Granodiorit-Anatexite der zentralen Mitteldeutschen Kristallinzone 334 - 330 Mio a, NEURUTH 1997, ANTHES 1998). Die Magmen des Thüringer Hauptgra- nitmassivs intrudierten sehr wahrscheinlich parallel zu N-S verlaufenden, durch transpressive Dehnungsbrüche initiierten Weitungsstrukturen, die aus der Spezifik des Scherregimes zwi- schen den NE-SW-Überschiebungen an den Terranegrenzen der Mitteleuropäischen Kristal- linzone und den Querzonen Unterwerra-Frankenwald sowie Kissingen-Haßfurt-(Pfahl)- Bodenwöhr resultierten (Abb. 4, vgl. BANKWITZ et al. 1998). Sein insgesamt postdeformati- ves Gefüge weist im Gegensatz zu den ± synchronen Flyschschüttungen und Faltungsde- formationen im benachbarten saxothuringischen Becken auf das fortgeschrittene Konsolidie- rungsstadium der Mitteleuropäischen Kristallinzone und den frühen Übergang zum spätva- riszischen Extensionsregime in diesem Orogenabschnitt hin (335 Mio a, Basis Asbian, vgl. GAITZSCH 1998). In der südöstlich angrenzenden Saxothuringischen Zone i. e. S. lief im hohen Visé IIIγ die Hauptfaltung ab (± 334 Mio a, W. FRANKE & STEIN 2000). Charakteristische Merkmale sind neben der vorherrschenden SE-Vergenz die Falten des thüringischen Typs mit steilen, ver- dickten, z. T. überkippten SE-Schenkeln (SCHWAN 1995), das stufenweise Abtreppen des Faltenspiegels vom NW-Rand Saxothuringias nach SE zum Dinant-Flyschbecken (v. GAERTNER 1964, PFEIFFER 1968, 1971, 1976) und im fortgeschrittenen Einengungsstadi- um das Auftreten von Untervorschiebungen. Das für dieses Faltungsregime bis in tiefkrustale Bereiche erforderliche Widerlager (SCHOLTZ 1930, SCHWAN 1995) kann nur in der Mittel- europäischen Kristallinzone gesucht werden, für deren SE-Rand transpressive Hebungs- und Rücküberschiebungsbewegungen anzunehmen sind, die z. T. im Sinne eines rückwärts gerichteten Orogenkeils gedeutet werden (SCHÄFER 1997, KEMNITZ et al. 1999).

65 Zugleich mit der Hauptfaltung wurden die frühkollisional angelegten Querschwellen zu Quer- strukturen ausgeformt. Zur bedeutsamsten Querstruktur in der Region entwickelte sich die Unterwerra-Frankenwald-Querzone, die im SE-Abschnitt aus der Frankenwald-Hebungszone hervorging. Sie bildet sich durch paradeformative Faltenachsenrampen (WUCHER 1997) im Thüringisch-Fränkischen Schiefergebirge ab. Einige, vor allem ältere Autoren gehen auch von einer Zerlegung in Querschollen und deren Verkippung durch einengungsparallel wirk- same Dehnung an den vorgezeichneten NW-SE-Strukturen aus (SCHOLTZ 1930, v. HORSTIG 1956, SCHWAN 1956, 1957, 1999). An diese Zone sind inselförmige Bereiche höheren Metamorphosegrades gebunden (MEINEL 1972, KOSAKOWSKI et al. 1996). Im NW-Abschnitt der Unterwerra-Frankenwald-Querzone wird die synkollisionale Strukturprä- gung in den NW-SE-Querfalten des Unterwerra-Grauwackengebirges sichtbar (SCHUBART 1955, GUNDLACH & STOPPEL 1966, WITTIG 1968). Unter Berücksichtigung der Indizien für die Existenz der Unterwerra-Frankenwald-Querzone im Untergrund des Thüringer Be- ckens, ist sie demnach seit dem Hauptkollisionsstadium als Querstruktur durchgängig bis zum Rheinischen Lineament präsent. Im Kartenbild fällt auf, dass sich die Abschnitte mit variszisch-duktiler Deformation ca. 5 - 8 km südwestlich der saxonisch reaktivierten Spur der Unterwerra-Frankenwald-Querzone (Eichenberg-Gotha-Saalfeld-Störungszone) befinden. Offenbar ist davon auszugehen, dass einer derart bedeutsamen Querstruktur, ähnlich der Abbildung des Bayerischen Pfahls im Gefüge des umgebenden Grundgebirges, im duktilen Deformationsstadium ein gewisses laterales Wirkungsfeld zugeschrieben werden muss, das sich im Abschnitt des Thüringer Beckens möglicherweise mit der Breite des „Thüringer Hauptstörungssystems“ nach SCHWAN (1956) umreißen lässt. Die Unterwerra-Frankenwald-Querzone bricht sich an der Münchberger Gneismasse und klingt im Raum der Ortslage Asch aus (SCHWAN 1999). Größere laterale Scherbewegungen sind damit auszuschließen. Offensichtlich sind im Bereich östlich der Münchberger Masse ursächlich kompressional verursachte tektonische Diagonalstrukturen entwickelt, die zu einer Verschränkung bzw. Verschweißung von Segmenten der Mitteldeutsch-Böhmischen Groß- scholle und der Vindelizischen bzw. Süddeutschen Großscholle geführt haben. Darauf ist die nach S gerichtete bruchmechanische Abtreppung über die „Fränkische Linie“ zur Pfahlstö- rung bzw. dem Donau-Randbruch zurückzuführen. Die Gründe für dieses Verhalten könnten in der Naab-N-S-Linie zu suchen sein, die als krustale Inhomogenität schon früh- postvariszisch beckenbildend wirksam wurde, von N-S streichenden Bruchstörungen im Thü- ringischen Schiefergebirge begleitet wird (Abb. 4) und bis heute als seismisch aktive Zone in Erscheinung tritt (Westböhmen-Vogtland-Leipzig-Zone, BANKWITZ et al. 2000). Der synkol- lisionale Einfluss der „Fränkischen Linie“ s. str. reicht von der Münchberger Gneismasse nicht sehr weit nach NW (FISCHER & TROLL 1973, MIELKE 1982, STEIN 1988, DOBEN et al. 1996), Auch ist sie im Schwerefeld der Münchberger-Masse „bis auf ihre Flankenlage zum Schweremaximum von Hof“ kaum zu erkennen (CONRAD et al. 1996). Die Hauptfalten- stränge des Thüringisch-Fränkischen Schiefergebirges und die variszischen Deformations- strukturen im Ruhlaer Kristallin queren die erst später im Rahmen der früh-postvariszischen Aktivitäten des Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems weiter ausgebaute Bruchstruktur der heutigen, als „Fränkische Linie“ bezeichneten Südwestrand-Störung des Thüringer Waldes weitgehend unbeeinflusst (PFEIFFER 1976, WUNDERLICH 1995). Die Unterwerra-Frankenwald-Querzone muss nach den verfügbaren Daten im Zeitraum zwi- schen dem Metamorphosealter der Kristallineinheiten der Mitteleuropäischen Kristallinzone (341...335 Mio a, ZEH et al. 1998, ZEH 1999) und dem Abkühlungsalter des Thüringer Hauptgranits (334...330 Mio a, GOLL 1996) entstanden sein. Da die Raumschaffung für die Intrusion des Thüringer Hauptgranits sehr wahrscheinlich bereits Bewegungen an dieser Querzone voraussetzt, ist die synkollisionale Prägung um 340...335 Mio a anzunehmen. Die- ser Umstand korrespondiert verhältnismäßig gut mit der überschlägigen Ermittlung des Zeit- punktes für die sudetische Phase um 334 Mio a bei W. FRANKE & STEIN (2000). Die Ver- mutung älterer prävariszischer Vozeichnungen für die Unterwerra-Frankenwald-Querzone bleibt spekulativ.

66 1.3.3.1.4. Spätvariszische Entwicklung und früh-postvariszische Reaktivierung als Schollengrenze

Bis zum Konvergenzstop, vermutlich im tiefen Oberkarbon, erfuhr die Mitteleuropäische Kri- stallinzone weitere kräftige Hebungsimpulse. Während dieser Zeit sind die tektonischen Strukturen mit der endgültigen Ausprägung des variszischen Bogens annähernd in ihre heu- tige Lage rotiert. Abkühlungsalter im Gebiet der zentralen und südöstlichen Mitteleuropäi- schen Kristallinzone sprechen für eine sehr schnelle, noch synkonvergente Hebung, Exhu- mierung und Erosion von bis zu 10 km Krustenmächtigkeit (Thüringer Hauptgranit 335 - 330 Mio a, GOLL 1996; Brotterode-Gruppe 336 - 323 Mio a, ZEH et al. 1997a; Granodiorit Kyff- häuser 332 - 334 Mio a, NEUROTH 1997), die bis zum Ende des Namurs (320 Mio a) im Wesentlichen abgeschlossen war (HENK 1996). Das Gebiet um Halle/Leipzig wurde ab Westfal A/B sukzessive in die Molassesedimentation der Saale-Senke einbezogen.

Wie HENK (1996, 1997a-c) modelltechnisch nachwies, muss um die Wende Westfal/Stefan eine Veränderung im überregionalen plattentektonischen Bewegungsablauf begonnen ha- ben, da die spätvariszische, postkonvergente gravitative Relaxation als Antrieb für die per- mokarbonische Senkenbildung allein nicht ausreicht. Allgemein werden dafür neu einsetzen- de Lateralbewegungen zwischen Gondwana und den Nordkontinenten (Baltica, Laurentia) verantwortlich gemacht (ARTHAUD & MATTE 1977), die im eben konsolidierten und bereits teilerodierten variszischen Tektogen zum Aufbau eines neuen, vom bisherigen variszischen Beanspruchungsplan verschiedenen Spannungsfeldes geführt haben. Das Ausmaß der Spannungsakkumulation hat im mitteleuropäischen Raum zu Beginn des Stefan C eine tief- greifende strukturelle Remobilisaion ausgelöst, die bis in die Unterkruste wirksam war und eine beträchtliche Ausweitung der Sedimentationsräume nach sich zog. Der Spannungsab- bau vollzog sich im Rahmen eines ausgeprägten Dehnungsregimes mit Bewegungen parallel zu präexistenten WNW-ESE-, NW-SE-, N-S-, E-W- und NE-SW-Strukturzonen und einer eigenständigen, erneuten, z. T. von duktiler Deformation begleiteten thermischen Beanspru- chung und Magmatogenese. Diese tektonische Reanimation benutzt zwar variszisch vorge- prägte Strukturen, hat jedoch mit der variszischen Deformation nichts mehr gemein. Sie steht am Beginn der postvariszischen Entwicklung, die in Mitteleuropa noch im Molassestadium des variszischen Tektogens einsetzt, das sich dadurch in einen spätvariszischen Abschnitt, gekennzeichnet durch Morphogenese und Extension infolge gravitativer Relaxation und in einen früh-postvariszischen Abschnitt, geprägt von Extension durch bruchtektonische Zer- blockung, gliedert (Tab. 6). Im thüringisch-ostbayerischen Gebiet umfasst diese hier vorherr- schend sinistrale Dehnungsperiode zunächst den Zeitraum der sog. „Fränkischen Bewegun- gen“ (intrastefanische Rift-Furrow-Genese) im Stefan C/Unterrotliegend und wird durch die „saalische“ Kompressionsphase am Ende der Oberhof-Formation unterbrochen. Bevorzugt werden im Raum des Thüringer Waldes WNW-ESE-, NW-SE- und N-S-, E-W-Strukturen betätigt und ausgebaut. Tab. 4 gibt einen Überblick über die Intrusionsalter der spät-syn- bis postkollisionalen Grani- toide des Saxothuringikums i. w. S.. Soweit möglich wurden nur an Zirkonen gewonnene U/Pb- bzw. Pb/Pb-Daten berücksichtigt. Nach dem Intrusionszeitpunkt sind zunächst zwei Gruppen von Granitoiden deutlich zu unterscheiden: Granitoide der spätvariszischen Exten- sionsphase vor 320 Mio a und Granitoide der früh-postvariszischen Extensionsphase, jünger als 310 Mio a. Dazwischen liegt eine Zeitspanne vom obersten Namur bis zum oberen Westfal, die relativ arm an granitischen Intrusionsereignissen ist und in welcher der Umbau des überregionalen Spannungsfeldes stattfand (Tab. 6). Beide Granitoidgruppen sind unter verschiedenen geotektonischen Rahmenbedingungen intrudiert. Die ältere Granitoidgruppe ist mit der spätvariszischen Extension im unmittelbaren Anschluss an die variszische Konsolidierung verknüpft, die in verschiedenen Terranearealen zu unter- schiedlichen Zeitpunkten abgeschlossen war. Sie setzt im Moldanubikum bereits um 350...340 Mio a ein (älteste Granitoide). Hinweise auf die Magmengenerierung reichen hier

67 Tab. 4: Radiometrische Altersdatierungen (vornehmlich U/Pb, Zr) an spät-syn- bis postkollisionalen Granitoiden Saxothuringias (einschl. Mitteleurop. Kristallinz.) und angrenzender variszischer Terranes. Regionale Ein- Kür- U/Pb-Zr-Alter Plutonit/Plutonitmassiv Literaturquelle heit zel [Mio a] Erzgebirge Kirchberg KI 337 +10/-9WARKUS (1997) Bergen BE 333 ± 13 RHEDE et al. (1996b) 321 ± 2 WARKUS (1997) Eibenstock EI 319,8 ± 1 LEONHARDT, TICHOMIROWA 2010 u. Aue A 328,6 ± 2 LEONHARDT, TICHOMIROWA 2010 u. Schwarzenberg S 329,1 ± 1,7 LEONHARDT, TICHOMIROWA 2010 u. Pobershau PB 321 ± 3 WARKUS (1997) Niederbobritzsch NB 320 ± 6 TICHOMIROWA (1997) 1) Seiffen-Schellerhau ab 307 FÖRSTER et al. (1998) Fichtelgebirge Weißenstadt-Marktleuthen WML 326±2 (Rb/Sr) CARL & WENDT (1993) 1) CARL&WENDT (1993), Rand- und Kerngranit G2-3 ab 305 SIEBEL (1998) Zinngranit G 4 304 ± 15 RHEDE et al. (1996a)

Oberpfalz Leuchtenberg 1 LB1 333 ± 5 ABDULLAH et al. (1994) Leuchtenberg 2 LB2 342 ± 3 KÖHLER & HÖLZEL (1996) 307 ± 22 CARL et al. (1989) Falkenberg FB 311±4 (Rb/Sr) ZULAUF (1993), WENDT (1986) Granulitgebirge Mittweida MW 333 ± 5 BAUMANN et al. (1995) Berbersdorf BB 338 ± 5 V. QUADT (1993) Kriebstein KR 312...339BAUMANN et al. (1996) Wolkenburg WB 333 ± 1 KRÖNER et al. (1998) Mitteldeutsche Pretzsch-Prettin Kristallinzone Quarzdiorit QD 330 ± 5 HAMMER et al. (1996) Quarzmonzodiorit QMD 331 ± 4 HAMMER et al. (1996) Quarzmonzonit QM 327 ± 5 HAMMER et al. (1996) Granit GP 330,1 ± 2,6 ANTHES & REISCHMANN (1996) Delitzsch, gesamt D 300,3 + 0,6 ANTHES & REISCHMANN (1996) Granodiorit DG 311 ± 17 EIDAM et al. (1995a) Dessau Granit GD 328,3 ± 1,1 ANTHES & REISCHMANN (1996) Kyffhäuser 2) Zweiglimmer-Granodiorit KB 329,7 ± 1,9 ANTHES & REISCHMANN (1996) Thüringer Wald Thüringer Hauptgranit THG1 337 ± 6 BRÄTZ et al. (1996) THG2 334 ± 7 ZEH et al. (1998) 332±3 (K/Ar) GOLL&LIPPOLT (2001) Elbe-Querzone Meißener Massiv Monzogranite MM 357...340 WENZEL et al. (1993) Monzogranit LeubenML 326WENZEL et al. (1997) Monzodiorite MD 355 ± 12 WENZEL et al. (1993) 3) Thüringisch- „Meta“-Biotitgranit BS 305 ± 6 KOPP et al. (2001) Fränkisch- Langewald-Rhyolith LW 295 ± 5 ZEH & BRÄTZ (2000) Ostbayerische Henneberg-Granit HG 299 ± 6 LOTH et al. (1999) Senkenzone 285 ± 3 Schleusetal-Granit SG KEMNITZ et al. (1999) 284 +1,5/-4 4) Katzenstein-Granit (RK) KG 307 ± 2 BRÄTZ et al. (1996) 295 ± 3, BRÄTZ & ZEH (1999), Trusetal-Granit (RK) TG 298 ± 2, ZEH & BRÄTZ (2000) 297 ± 34) 4) Ruhla-Granit (RK) RG 295 ± 4 BRÄTZ & ZEH (1999) 4) Brotterode-Diorit (RK) BD 289 ± 5 BRÄTZ & ZEH (1999) Harzburg-Gabbro HB 294 ± 0,5 BAUMANN et al. (1991) Rhenoherzynikum 296...303 BAUMANN et al. (1991) Brocken-Granit BG (Harz) 293 LINNEMANN 2011 u. Oker-Granit OG 295 ± 1 BAUMANN et al. (1991) !1) 2) 3) vermutet anhand von Rb/Sr-Gesamtgesteinsdaten, K/Ar, Biotit: 333 ± 7 (MARHEINE 1997), Bohrung Schleusingen 3/63, 4) Pb/Pb-Zirkonalter, RK - Ruhlaer Kristallin, u. - unpubliziert.

68 bis 360 Mio a zurück (KLÖTZLI et al. 1999). Auch im Meißener Massiv gibt es einige sehr alte Werte (Tab. 4, WENZEL et al. 1993). In der Mitteleuropäischen Kristallinzone und ande- ren früh konsolidierten Tektogenabschnitten beginnt der postkinematische Magmatismus um 337...335 Mio a (mittlere Granitoide; Thüringer Hauptgranit, BRÄTZ et al. 1996, BRÄTZ 2000, ZEH et al. 1998). Die sudetisch gefalteten Gebiete weisen etwa ab 335 Mio a Grani- toidintrusionen auf (bspw. ältere Erzgebirgsgranite von Bergen und Kirchberg, RHEDE et al. 1996b, WARKUS 1997). Sie dauern bis ca. 330...228 Mio a an. Die Magmatite der jüngeren Granitoidgruppe begannen im obersten Westfal und im Stefan zu intrudieren. Sie sind mit der stefanischen früh-postvariszischen Extension verbunden, die sich nicht in einer bruchtektonischen Mobilisation erschöpfte, sondern mit tiefkrustalen ther- mischen Ereignissen gekoppelt war. Durch die umfangreichen Datierungsarbeiten von BRÄTZ et al. (1996), ZEH et al. (1998), BRÄTZ & ZEH (1999), BRÄTZ (2000), ZEH & BRÄTZ (2000), LOTH et al. (1999) ist dieser Magmatismus im thüringischen Raum beson- ders gut belegt. In der Erzgebirgs-Fichtelgebirgszone scheinen die A-Typ-Granite von Seif- fen-Schellerhau und Eibenstock II sowie die Granite G2-3 (Rand- und Kerngranit) sowie G4 (Zinngranit) zur jüngeren Granitoidgruppe zu gehören (Tab. 4). Auch bei den Intrusionen des Harzes handelt es sich um jüngere Granitoide (Leukogranite, KAEMMEL & SCHUST 1995). Die Konsolidierung des Grundgebirges fand im Harz nach SCHUST et al. (1997a, b) am En- de des Namurs statt (erzgebirgische Phase). Zugleich und im Anschluss an diese Granito- idintrusionen bricht in vielen Senkenbereichen ein intensiver permokarbonischer Vulkanis- mus aus (Tab. 6), der unter diesen Prämissen ebenfalls als Phänomen früh- bis spät- postvariszischer Mobilisation verstanden werden muss (Tab. 5). Häufig ist, wie in Thüringen oder bei den Granitoiden des Harzes, die magmatische Aktivität an die NW-SE-Querzonen oder an WNW-ESE- und NNW-SSE- und N-S-Strukturen gebunden. Jüngste Granitintrusio- nen dieser Gruppe weisen Unterrotliegend-Alter auf (BRÄTZ & ZEH 1999, KEMNITZ et al. 1999). Die Thüringer Granitlinie im Thüringischen Schiefergebirge (Abb. 2, PFEIFFER 1984) ist kein spätvariszisches Element, sondern ein Produkt der früh-postvariszischen Mobilisation der Unterwerra-Frankenwald-Linie, deren Wurzeln damit mindestens in der mittleren Kruste zu suchen sind. Das Intrusionsalter des Henneberg-Granits wurde von LOTH et al. (1999) mit 299 ± 6 Mio a bestimmt. Für die benachbarten Kleinintrusionen von Helmsgrün, Döhlen und Hirzbach dürfte ein ähnliches Alter zutreffen. Sehr wahrscheinlich gehört auch der Sparn- berg-Granit in diese Granitoidgruppe, obgleich MEINEL (1997a) petrographisch- geochemische Vergleiche zum Eibenstocker Granit zieht. Weitere, meist kleinere Intrusionen der früh-postvariszischen Granitoidgruppe kommen im Verband des Thüringisch- Nordostbayerischen Scherzonensystems vor, das sich ab höherem Oberkarbon zwischen der Kissingen-Haßfurt-Bodenwöhr-Querzone und der Unterwerra-Frankenwald-Querzone entwickelt und das Sedimentationsregime in der Thüringer Wald-Senke mit bestimmt hat. Sie treten dort bevorzugt in Verbindung mit N-S-Strukturen auf, die als Begrenzungslinien scher- zonengebundener Horstschollen fungieren. Eine ganze Reihe von Kleinintrusionen haben BRÄTZ et al. (1996), BRÄTZ & ZEH (1999) im Ruhla-Schmalkaldener Horst des Ruhlaer Kristallins datiert, der Bestandteil der Elevations- zone von Creuzburg-Ruhla-Schleusingen ist (Katzenstein-Granit, Trusetal-Granit, Ruhla- Granit, Brotterode-Diorit, vgl. Tab. 4). Die Intrusionsalter umfassen den Zeitraum vom Über- gang zum Stefan C bis ins Unterrotliegend. Bei Überdeckungsmächtigkeiten von bis zu 9 km (ZEH et al. 1996) werden diese Intrusionen teilweise als Tiefenäquivalente der Vulkanite der Georgenthal- und Ilmenau-Formation aufgefasst (ZEH 1997). Teile der Intrusivkörper zeigen Anzeichen duktiler Deformation, wie z. B. der Nordsporn des Ruhla-Granits (WUNDERLICH 1989). Das Rahmengestein war partiell hoch temperiert, so dass diffuse Kontaktzonen wie am Westkontakt des Trusetal-Granits entstanden sind (WERNER 1974). Auch zeichnen sich bedeutsame Bruchlinien, wie der Westthüringer Quersprung, im duktilen Flächengefüge der angrenzenden Gneise ab (NEUMANN 1972, ZEH 1996, WUNDERLICH 1997), der als linea- re krustale Spur des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes aufzufassen ist. Mit der

69 früh-postvariszischen Mobilisation sind demnach in begrenztem Umfang und häufig in den erkaltenden Intrusivkörpern selbst auch höher temperierte duktile Deformationen verbunden, die dieser früh-postvariszischen tektonometamorphen Prägung zuzurechnen sind. Noch ei- nige der älteren Glieder der mehrphasigen Gesteinsgänge des Ruhlaer Kristallins, die mit großer Wahrscheinlichkeit dem Vulkanismus der Ilmenau- und Oberhof-Formation zuge- rechnet werden, weisen ein duktil deformiertes Quarz-Teilgefüge auf (BENEK & SCHUST 1988, MÄDLER & VOIGT 1994). Tab. 5: Radiometrische Altersdatierungen an postkollisionalen Vulkaniten der Thüringer Wald-Senke und angrenzender Verbreitungsgebiete. Postkollisionale permokarbo- Datierungs- Alter Literaturquelle nische Vulkanit(e)/-komplexe methode [Mio a] Rhyolithoide U/Pb (Zr) 302...297 (±3) BREITKREUZ & KENNEDY (1999) Nordostdeutsche Senke Alkali-Rhyolithgänge Ar/Ar (Bi) 298-299, 289 PAUL & WAGNER (1995) Ilfeld-Senke (Bad Lauterberg) Rhyolithoide 294 ± 3 U/Pb (Zr) BREITKREUZ & KENNEDY (1999) Halle-Komplex (301...292) Rhyolithoide U/Pb (Zr) 285 ± 1,1 WENDT et al. (1995) Nordwestsächsischer Komplex Rhyodazite/Rhyolithe Ar/Ar (Bi) 310...305 SELTMANN & SCHILKA (1995) Altenberg, Osterzgebirge Lamprophyre im Falkenb.-Granit K/Ar (Bi) 296 KREUZER et al. (1990) Oberpfalz Thüringer Wald Langewald-Rhyolith Pb/Pb (Zr) 295 ± 5 ZEH & BRÄTZ (2000) 296 ± 5 GOLL (1996) Trachyandesite 293 ± 2 GOLL & LIPPOLT (2001) Ar/Ar (Bi) Möhrenbach-Formation 291 ± 2 LÜTZNER et al. (2003) 295 ± 3 LÜTZNER et al. (2003) Reifstieg-Rhyolith Pb/Pb (Zr) 287 ± 5 ZEH & BRÄTZ (2000) Ilmenau-Formation Ältere Rhyolithoide 285 ± 5 GOLL (1996) Ar/Ar (Bi) Oberhof-Formation 287 ± 2 GOLL & LIPPOLT (2001) Tuff obere Oberhof-Formation Ar/Ar (Bi) 282 ± 2 GOLL & LIPPOLT (2001) 280 ± 2 GOLL et al. (in Vorber.) Höhenberg-Dolerit Ar/Ar (Pl) 281 ± 2 GOLL et al. (unpubl.) Rhyolithgang in Metamorphiten der Pb/Pb (Zr) 276,9 ± 6,6 ZEH & BRÄTZ (2000) Ruhla-Gruppe bei Mosbach

Die Heraushebung der Horstschollen um mehrere km ist aus Gründen der strukturellen Ge- samtentwicklung nur mit dem „saalischen“ oder Thüringer Wald-Extensions-Kompressions- Event am Ende der Oberhof-Formation in Verbindung zu bringen (Tab. 6). ZEH et al. (1996, 1997a, b) und ZEH (1997) haben die zeitliche Fixierung dieser Vorgänge u. a. mit Biotit- Abkühlungsaltern belegt (Trusetal-Gruppe im Ruhla-Schmalkaldener-Horst: 294...291 ± 3 Mio a). Mit dem Intrusionsalter des Schleusetal-Granits um 285 Mio a haben KEMNITZ et al. (1999) das Vorkommen von Intrusiva der jüngeren Granitoidgruppe auch am Schleuse-Horst in der südöstlichen Thüringer Wald-Grabensenke nachgewiesen (Tab. 4). In der Bohrung Schleu- singen 3/64 (Beil. 26) haben KOPP et al. (2001) für einen duktil deformierten Biotitgranit im Hangenden des Thüringer Hauptgranits ein Intrusionsalter von 305 ± 6 Mio a ermittelt. Ganz offensichtlich sind Intrusion und Deformation dieses Granits ein Ergebnis der früh- postvariszischen strukturellen Remobilisierung. Die Altersfolge der verschiedenen kristallinen Gesteine in dieser Bohrung kann demnach nicht, wie bei SCHUST et al. (2000), an ihrem Deformationsgrad gemessen werden, weil sowohl Gesteine mit variszischen (Hornfelse) als auch solche mit früh-postvariszischen („Meta“-Biotitgranit) duktilen Deformationsinkrementen auftreten und der Thüringer Hauptgranit im tieferen Teil der Bohrung nur in Bezug auf die variszisch deformierten Rahmengesteine eine postkinematische Stellung einnimmt. Beide

70 Alterswerte belegen die gesamte Zeitspanne der jüngeren Granitgruppe auch für den Schleuse-Horst, der analog zum Ruhla-Schmalkaldener Horst am NW-Ende der Thüringer Wald-Senke eine ähnlich schnelle und kräftige „saalische“ Heraushebung im Zuge des Thü- ringer Wald-Events erfahren haben muss.

1.3.3.2. Die Fränkische Linie bzw. Fränkische Querzone

Der Kenntnisstand um Verlauf und Struktur der bruchtektonischen südwestlichen Begren- zung des neoproterozoisch-paläozoischen Grundgebirges der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle gegen das Vorland ist durch v. FREYBERG (1969) ausführlich beschrieben und diskutiert worden. Die gegenüber der Erstdefinition von LEPSIUS (1920) räumlich enger ge- fasste Bruchstruktur erstreckt sich mit einer Länge von etwa 200 km in NW-SE-Richtung vom Südrand des Thüringer Waldes bis an die Luhe-Linie am Westrand des Oberpfälzer Waldes. Die als „Fränkische Linie“ oder auch als “Fränkisches Lineament“ bezeichnete Querzone wird nach SCHRÖDER, B. (1964), ausgehend vom trennenden Rotliegendvorkommen von Weidenberg am Südrand des Fichtelgebirges, in einen nordwestlichen und einen südöstli- chen Abschnitt untergliedert. Eine ähnliche Unterbrechung durch Zergliederung der Randstö- rung ist südlich des Oberkarbon/Unterperm-Vorkommens von Stockheim gegeben. Durch zahlreiche Detailuntersuchungen belegt, ist die sog. „Fränkische Linie“ eine durch Querstörungen spitzwinklig in verschieden große Abschnitte zergliederte, nach W und SW gerichtete Auf- bzw. Überschiebungszone, wobei das Grundgebirge unterschiedlich weit auf das Vorland überschoben ist. Die Sprunghöhe wechselt abschnittsweise im Verlauf der Randstruktur von < 500 m bis ± 2000 m. Eine ausführliche, vom Perm bis zum gegenwärtigen Zeitraum in 8 Zeitscheiben zusammen- gefasste Darstellung der geologischen Entwicklung des KTB Umfeldes geben PETEREK et al. (1994). Die Entstehung des „Fränkischen Lineaments“ wird auf Grund des Mangels an älteren Kriterien in etwa zeitlich mit dem im hohen Oberkarbon/Unterperm gebildeten Naab- Trog i. S. von SCHRÖDER, B. (1988) fixiert. HIRSCHMANN (1992) hat den aus unterschiedlich richtungsdefinierten, sich mehrfach wie- derholenden Abschnitten gekennzeichneten östlichen Teil dargestellt. Daraus leitet er die Notwendigkeit ab, die einzelnen Abschnitte, wenn diese definierten oder definierbaren Stö- rungen zugeordnet werden können, mit der lokalen Bezeichnung, z. B. als Altenparkstein- Störung zu benennen. Das mittlere Streichen von vergleichbaren Bruchstrukturgruppen des Thüringer Wald- Bereiches und denen des KTB-Umfeldes lässt eine geringe Abweichung von etwa 10° bis 15° zwischen den beiden genannten Abschnitten erken nen. Die Formierung der „Fränkischen Linie“ (Querzone; Lineament) ist auf das Engste mit der spät- bis synkollisionalen NW-SE-Quersegmentierung, d. h., der Bildung eines kontinentalen Transformstörungssystems des Varisziden-Komplexes im mitteldeutsch-süddeutschen Raum verbunden (Abb. 1). Im Bereich des Thüringer Waldes lenken diese Störungen in einem Ab- schnitt, der im Untergrund noch von den bruchtektonischen Stabilstrukturen der ehemaligen WNW-ESE-Intraplatten-Scherstruktur geprägt ist, örtlich in die dadurch vorgeschiente Rich- tung ein und werden zu einer strukturell neuen Einheit zusammengefasst (Beil. 12). Die Entwicklung einer zum Teil durch Querstörungen begrenzten Transformation der NW-SE in eine WNW-ESE gerichtete Störung zeigt sich analog entlang der gesamten Randzone des Grundgebirges der Mitteldeutsch-Böhmischen gegen die Süddeutsche Großscholle. Generell werden die NW-SE-Strukturlinien von den Grundgebirgsblöcken des Ruhlaer Kristallins, des Schwarzburger Antiklinoriums bzw. des Thüringischen Schiefergebirges blo- ckiert und nur randlich in die tiefkrustal vorgegebene WNW-ESE-Richtung eingebunden. Vor allem die Münchberger Gneismasse erschwert einen ungehinderten Durchbau der NW-SE- Felderung und bedingt einen stufenweisen Abbau der Quergliederung - fortschreitend von W nach E - in südlicher Richtung, ausgehend vom Raum südwestlich Eisenach bis in die Regi-

71 on von Weiden. Damit folgt diese abgestufte Untergliederung in etwa der kollisionsbedingten, N-gerichteten Verschiebung von Abschnitten der ehemaligen neoproterozoischen Intraplat- ten-Scherbruchstruktur und widerspiegelt diese (Abb. 5). Nach ZULAUF & DUYSTER (1997) ist die im Profil der KTB Windischeschenbach (HIRSCHMANN 1996) bei etwa 7 000 m aufgeschlossene „frontal ramp“ als eine zum Sys- tem der Fränkischen Linie gehörige NE-vergente Aufschiebungszone aufzufassen, die in etwa 10 km Teufe mit einer Grenzscherfläche im spröd-duktilen Übergangsbereich in ein subhorizontales Detachment übergeht. „The considerable amount of supracrustal vertical thickening above the Franconian Lineament results from repeated movements along this detachment since Upper Carboniferous times. It seems reasonable to suppose that in intra- plate tectonic settings the brittle-ductile boundary layer is prone to form a long-lived decoup- ling horizon along which the upper brittle crust is detached from the viscous middle and lower crust.“ Obwohl DE WALL et al. (1994) belegen, dass sich die Position des Liegenden der Scherflä- che seit dem Devon nicht wesentlich verändert hat, müssen sich im höheren Oberkarbon, d. h., mutmaßlich asturisch, Krustensegmente an Störungszonen beträchtlich gehoben haben. Mit der im Zeitraum höchstes Westfal-Stefan, etwa um 305 Mio a erfolgten asturischen Prä- gung ist der Grenzraum im Ergebnis intrakrustaler Kollision deutlich durch überpresste Schollenfelder, Krustenstapelung, -verschränkung und NE-vergente steile Aufschiebungen innerhalb einer kompressiven Intraplatten-Deformationsfront markiert. In diesem Prozess sind auch die im nördlichen Vorland tiefreichend erodierte Schollengliederung (BEHR 1966), einschließlich des Thüringer Hauptgranits (ZEH et al. 1998), sowie die NE-vergenten Kollisi- onsrampen im Bereich der KTB Windischeschenbach (ZULAUF & DUYSTER 1997) und der Münchberger Gneismasse (BANKWITZ, P. & E. in BEHR et al. 1994) entstanden. Im nachfolgenden Zeitraum der Dekompression und Erosion des asturischen Morphogens wird erstmalig eine neuformierte Bruchzone als Zwischenschollen-Grenzstruktur zwischen einer Mitteldeutsch-Böhmischen und einer Süddeutschen Großscholle deutlich, die als Früh- anlage der „Fränkischen Linie“ bezeichnet werden kann. Die durch eine wiederholte - z. B. asturisch, „saalisch“, thüringisch - um N-S bzw. NE-SW gerichtete Schollenkompression gekennzeichnete Strukturzone zwischen der Mitteldeutsch- Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle, d. h., die durch die „Fränkische Linie“ im weiteren Sinne gekennzeichnete Zone, unterliegt jeweils den SW-NE gerichteten Dekom- pressionsphasen, die durch eine von der Kollisionsfront ausgehende, der Kompressionsrich- tung konforme und mit rückschreitender Erosion verbundene Senkenbildung charakterisiert ist. Mit nachlassender Dekompressionskinetik wird dann jeweils erneut mit progressiver In- tensität die auf der autonomen Mobilität des Oberen Mantels beruhende persistente E-W- Schollendehnung und -bewegung aktiviert. Die Aufheizung der geringer wärmeleitfähigen Kruste, d. h., des asturisch neu formierten Detachments über der sich wiederholt öffnenden Transformstörung bzw. des Transformstö- rungssystems, generiert hybride, anatektische, basische und saure Schmelzen und deren Intrusion im näheren Umfeld in präexistente oder in konform zur Transformstörung krustal konstruierte Tiefenbruchzonen. In diesen Prozess wird die tiefe N-S-Felderung einbezogen. Ein vergleichbarer Vorgang lässt sich in den „postsaalischen“ Zeitraum einordnen. Aus dieser Beziehung heraus lässt sich der Doppelcharakter der sich in unterschiedlichen Niveaus entwickelnden Grenzstrukturen zur Süddeutschen Großscholle formulieren. Die prä- bis frühvariszische Scherbruchzone zwischen den Großschollen ist im Verlauf der paläozoischen Entwicklung mehrfach unterschiedlich gerichteten Kompressions- und Exten- sionsereignissen unterworfen gewesen, die ein zunehmend kompliziertes Muster der Bruch- strukturen hervorgerufen haben. Die im Verlauf wechselnden tektonischen Rahmenbedin- gungen haben im Grenzraum die jeweils vorhandenen älteren Strukturen umgestaltet und in die Neukonfiguration einbezogen. Im Paläozoikum hat sich somit die primäre Grundbruch-

72 grenze zwischen den Großschollen immer erneut in umgewandelter Form in jüngeren For- mationen durchgepaust. Das tiefenseismische Profil DEKORP 3/MVE (Ost) zeigt nach der Interpretation von BANK- WITZ & BANKWITZ (1994) sowie BEHR et al. (1994) im südöstlichen Abschnitt der Elbe- Zone (FRANKE & HOFFMANN 1999a) gleichsinnig nach NE oder NNE einfallende Störun- gen. Diese sind vor allem im Bereich der oberen Kruste bis zu einer Teufe von etwa 7 - 8 km entwickelt. Als Ursache und Zeitraum dieses „beträchtlichen Kompressionsschubs“ von ENE nach WSW wird gleichfalls die asturische Kompression angesehen, wie diese ähnlich gearte- te Deformationen im Bereich der „Zone“ der „Fränkischen Linie“ hervorgerufen hat (ANDRE- AS 2005). Auch aus diesem Befund lässt sich der Rahmen einer etwa 200 km breiten Krusten- scholle zwischen der Zone der „Fränkischen Linie“ und dem südlichen Elbe- Lineament bzw. der Elbe-Zone ableiten. Eine Fortsetzung der „Fränkischen Linie“ in nordwestlicher Richtung wird von NEUMANN (1972) nach CARLÉ (1955) mit der das Ruhlaer Kristallin im S gegen Buntsandstein begren- zenden Stahlberg-Störung als Teil eines Thüringisch-Ostbayerischen Lineamentes gesehen. Er folgt damit dem Verlauf der Erstdefinition (LEPSIUS 1920). Das ist insofern gerechtfertigt, da sich diese Bruchstruktur in die Altbaufelderung der WNW-ESE-Intraplatten- Scherbruchzone einordnen lässt und ihre Fortsetzung als südliche Flanke des Eisenach- Grabens findet. WATZNAUER (1968) begrenzt die Thüringer Wald-Scholle durch ein zu de- ren Südrand paralleles allgemeines Pfahl-Lineament ohne eine direkte Bindung an bestimm- te bruchtektonische Störungselemente. Das nordwestliche Ende lässt sich mit der Einmündung in die um N-S gerichtete Randstö- rung der Eichsfeld-Altmark-Elevation, die sogenannte Hessische Störungszone definieren, die mit der „Fränkischen Linie“ die Mitteldeutsch-Böhmische Großscholle im SW begrenzt. Nach Abschluss der Rotliegend-Entwicklung mit gleichzeitiger Entkopplung der überpressten Intraplatten-Scherzone im Raum der „Fränkischen Linie“ ist das Scharnier gelöst und die im Zechstein beginnende Teilbeweglichkeit beider Strukturen hergestellt (ANDREAS 2005).

2. Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament - ein lineares, persistentes Ele- ment im Bereich Oberer Mantel/Kruste

Das (Helgoland-Bremen-)Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament (BEHR et al. 1992) ist eines der aktivsten Elemente im Grenzraum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle. Es quert diesen Abschnitt spitzwinklig in NNW-SSE- Richtung und bewirkt eine quasilineare langgestreckte Krustendehnung entlang ihrer Flan- ken. Als subparallel gerichtete Struktur ist die etwa 120 km nordöstlich entwickelte Gera- Jachymov-Plzen-Störungszone zu betrachten. Die W- bzw. SW-Flanke der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle ist inhomogen gestaltet. Zwar wird die sog. „Fränkische Linie“ oder das „Fränkische Lineament“ als Grenzbruchlinie zur Süddeutschen Großscholle bezeichnet, doch zeigt ihre historische Einbindung in die variszische Kollisionsgeschichte ein wesentlich komplizierteres Entwicklungsbild auf. Mit dem asturischen Kompressionsereignis werden die dazu postumen und zerscherten Teilabschnitte der WNW-ESE-Pfahl-Bruchstruktur mit den NE-SW-Störungen eines postkollisionalen kontinentalen Transformstörungssystems verbun- den. Über detachment-Strukturen erfolgt ein sich von NW nach SE erstreckender und nach Süden abgetreppter Verlauf einer neuen Krustenbruchstruktur, die als „Proto-Fränkische Strukturzone“ auf diese Art dem Münchberger Gneismassiv ausweicht und es randlich um- fährt. Nach CONRAD (1996) besitzt diese Linie im Ergebnis der LINSSER-Filterung nur einen ge- ringen Tiefgang und eine mit ihr verknüpfte begrenzte Versatzweite des Nebengesteins. Nach BEHR et al. (1992) verlieren die komplexen oberflächennahen Strukturen „an Domi- nanz und großflächige gravimetrische Grundmuster treten klarer hervor. Dieses Grundmus- ter wird von NNW/N-S und E-W orientierten Hauptstrukturen bestimmt. Der Westrand des

73 positiven Schwerefeldes der Böhmischen Masse, mit seiner NNW-Kante parallel zur Helgo- land-Bremen-Regensburg-Achse, ist nicht identisch mit der NW-Pfahllinie und der „Fränki- schen Linie“, die von ihr spitzwinklig geschnitten werden. Dieses „NNW-Leitelement“ könnte im Niveau Unterkruste-Mantel stecken geblieben sein „und mit permischer E-W-Extension“ zusammenhängen. Da sich die von einem Tiefenlineament im Unterkruste-Oberer Mantel-Bereich ausgehende extensionale Aktivität kontinuierlich und langanhaltend bis in die Oberkruste transformiert, wird dieses Element jedoch als Bestandteil eines Prozesses betrachtet, dessen Wirksamkeit sich relativ unabhängig vom Krustenaufbau entwickelt. Es wird als eine größere Trans- formstörung im Kruste-Mantel-Grenzraum gesehen, die möglicherweise präexistent oder bereits während des Kollisionsprozesses entstanden ist. Nach unserer Auffassung könnte die Göttingen-Ruhla-Regensburg-Linie als ein per- sistentes, im Grenzraum zur Kruste linear wirksames Element des Oberen Mantels, eine „kontinentale“ Riftstruktur bzw. eine Transformstörung darstellen, deren durch persistente lineare Extension bewirkte Strukturen bzw. Krustenzustände durch die von Kolli- sions- bzw. Kompressionsereignissen an detachments oder decollements bewegten Schol- lenstapelungen mehrfach variszisch subhorizontal überlagert bzw. auch deformiert worden sind. Die jedoch vom, mit großer Wahrscheinlichkeit N-S gerichteten Bewegungssinn des Oberen Mantels gesteuerten Extensionskräfte, transformieren immer erneut ihr Transportvermögen in die überlagernden Krustenabschnitte, im Extremfall bis hin zur oberflächigen Grabenbil- dung, z. B. der Schleusingener-Randzone. Offensichtlich reagieren die SSW-NNE orientier- ten Zugkräfte im Bereich des NNW-SSE gerichteten Lineamentes infolge der in der aufla- gernden Kruste ansetzenden Extensionskräfte mit der Bildung von seitlich aufgedehnten rechtslateralen Scherzonen oder mit langgestreckten pull apart-ähnlichen Mechanismen. Diese Strukturen sind Ausdruck des Abbaus und der Dekompression bzw. Krustendehnung im Bereich der asturisch verursachten Krustenstapelung bzw. -verdickung durch die Mecha- nismen des sogenannten Thüringisch-Fränkisch-Ostbayerischen Scherzonensystems, einer wegen nur untergeordneter horizontaler Scherung überwiegend extensionalen und deutlich „pull apart“-ähnlichen Konstruktion von ± 300 km Längserstreckung. Die spitzwinklig diskonforme Querung einer NW-SE gerichteten „Aufwölbung“ der asturi- schen Kollisionsfront führte letztendlich im Bereich des Thüringer Waldes zur Bildung des Thüringer Wald-Grabens an präexistenten Bruchstrukturen, an den sich im SE der Schleu- singener Randzone-Graben anschließt. Im östlichen Rückraum des Schwarzburger Antiklino- riums beginnt seitlich versetzt die Stockheim-Weiden-Grabenzone, die in etwa mit dem Naab-Trog i. S. von SCHRÖDER, B. (1988) identisch ist und nach PETEREK et al. (1994) an dessen W-Flanke von einer NNW-SSE gerichteten Störungszone begleitet wird, der späteren E-Begrenzung der Frankenalb. Offensichtlich manifestiert sich auch in diesem Zusammen- hang das persistente und in der Oberkruste eine seitliche Extension bewirkende Göttingen- Ruhla-Regensburg-Lineament. In Verknüpfung mit dieser Extensionsstruktur sind auch die gleichfalls vom Raum Unterkrus- te-Mantel gesteuerten N-S- und NNE-SSW-Elemente zu betrachten, die in der Oberkruste eine ± äquidistante Halbgraben- bzw. Furrowfelderung hervorrufen. Im genannten Raum belegen subparallele basische (Dolerit, Mikrogabbro) bzw. monzogranitische und saure Magmen und Laven langgestreckte Intrusionskörper und Gangformationen eine gerichtete Intrusion innerhalb der aufgedehnten Kruste. Die hybriden Magmen liefern durch einen wechselnd intensiven Anteil von Mantelmaterial einen deutlichen Nachweis magmenchemi- scher Aufschmelzungs- und Umgestaltungsprozesse im Grenzbereich Kruste-Mantel.

74 3. Kennzeichnung der für die Herausbildung des thüringischen Oberkarbon- Rotliegend wirksamen tektonischen Strukturelemente

Das Profil des Stefan C-Rotliegend im Thüringer Wald entwickelte sich innerhalb einer um NW-SE streichenden Riftgrabenstruktur. Diese bildet das verbindende Element zwischen den taphrogenen Teilelementen der Zentraleuropäischen „Stefan-Rotliegend“-N-S-Rift- zone (ANDREAS 2005). Der nördliche Abschnitt dieser Struktur, das Oslo-Skagerrak- Graben-Niedersachsen-Riftsystem klingt im Bereich des NNW-SSE streichenden Göttingen- Ruhla-Regensburg-Lineamentes im Raum südlich Göttingen aus. Die Fortsetzung findet die- ses Riftsystem als Thüringisch-Fränkische Riftzone im östlichsten Teilabschnitt des Thürin- ger Waldes in Form der Möhrenbach-Formation. Dieses Element erstreckt sich in südlicher Richtung (morphologische Rednitz-Lech-N-S-Linie oder geophysikalische Coburg-Bamberg- Weißenburg-Zone; CONRAD et al. 1996) als Bolzano-Varese-Korsika-Riftsystem (Abb. 1; Beil. 1, 14). Der o. a. Riftgraben hat sich im Raum des Zwischenschollenscharniers zwischen der Mittel- deutsch-Böhmischen Großscholle im N und der Süddeutschen Großscholle im S entwickelt. Das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament quert spitzwinklig den Zwischenschol- lenraum in NNW-SSE-Richtung und steuert durch vom Grenzraum Oberer Man- tel/Unterkruste ausgehenden seitlichen Extensionsbewegungen die Ausdehnung und Konturierung des Thüringer Wald-Riftgrabens. Mit dieser Entwicklung und Konstrukti- on erweist er sich als Bestandteil der Zentraleuropäischen N-S-Riftzone. Diese umfasst mit etwa 3 000 km Länge und zwischen Rheinischer Linie und Naab-N-S- Linie im betrachtetem Raum um 250 km Breite eine allerdings nur nach ihrem linearen Er- scheinungsbild und zeitlich mit dem Ural-N-S-Komplex vergleichbare Struktur. Das sog. Werra-Segment ist als Grenzraum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle durch die Unterwerra-Frankenwald-Querzone im N und die Kissingen-Haßfurt-(Bodenwöhr)-Querzone im S begrenzt. Diese etwa 100 km breite Leis- tenscholle ist durch schmale, noch heute kenntliche postume Teilschollen untergliedert. Im beschriebenen Bereich bildete sich ein zu den Leistenschollen spitzwinklig diagonales, NNW-SSE streichendes Thüringisch-Nordostbayerisches Scherzonensystem (Creuz- burg-Ruhla-Schleusingen-Amberg) heraus. Innerhalb dieses sich über > 200 km Länge erstreckenden Systems, das sowohl die Kraichgau-Main-Senke, als auch das Thüringisch- Fränkische Riftsystem spitzwinklig kreuzt und durch die Aufreihung grabenartiger Strukturen gekennzeichnet ist, entwickeln sich die auch im heutigen Kartenbild des Thüringer Waldes noch abzeichnenden sog. „steilherzynischen“ bruchtektonischen Störungselemente (Beil. 1, 16). Ausgehend vom Südrand des Mitteldeutschen Großschollenanteils - entlang der Münchber- ger Gneismasse und am Mittelsächsischen Lineament in südlicher Richtung versetzt - bildet der S-Rand des Böhmischen Schollenabschnitts bis einschließlich der Bayerischen Pfahl- Störungszone das in einem langwierigen Extensionsprozess entstandene und mit wechsel- hafter Intensität wirksame Scherzonensystem. Das persistente N-S-Störungssystem, die Naab-N-S-Linie im E und die Vorderrhön-N-S- Linie im W flankieren das Schersystem und bilden mit den o. a. bruchtektonischen Konturen des Werra-Segments strukturell ein ideal geformtes, etwa 25 000 km² umfassendes Kräfte- parallelogramm (Beil. 14). Während die Naab-N-S-Linie, wie die rheinische N-S-Linie zu den das Rift begleitenden bzw. markierenden persistent wirksamen Strukturen gehört, ist die auch im heutigen Kartenbild noch identifizierbare Vorderrhön-N-S-Linie ein durchgepaustes Element der die Mitteleuropäische Kristallinzone querenden N-S-Bruchzone, die vom Thü- ringer Hauptgranitmassiv intrudiert worden ist. Mit dem postkollisionalen Extensionsprozess ist eine markante Granitinfiltration in die tiefreichenden steilen Störungszonen der Schollen- randbegrenzung verbunden, so z. B. die sog. „Granitlinie“ im Bereich der Unterwerra- Frankenwald-Querzone und die Schwereminusachse Göttingen-Ruhla-Regensburg, bzw. synonym das Thüringisch-Fränkische Minimum (negative Schwereachse) bei CONRAD et.al.

75 (1996) im Verbund mit dem Thüringisch-Ostbayerischen Scherzonensystem (Osning- Thuringian Forest-Pfahl-Shear Zone, ANDREAS 1988). Die N-S-Riftzone zeichnet sich durch eine vielgestaltige, mehrphasige vulkanische Aktivität aus, die ebenfalls mit der Bildung plu- tonischer und subvulkanischer Körper verknüpft ist. Während das Senkensystem deutlich der saxothuringischen Großstruktur des Varisziden-Tektogens in NE-SW-Richtung folgt - im thü- ringischen Raum vor allem der Mitteleuropäischen Kristallinzone - queren die anderen ge- nannten Hauptelemente diametral in jeweils spitzem bzw. stumpfen Winkel den variszischen Unterbau und die mit diesem verknüpften Senken. Längsstörungen begleiten die saxothurin- gischen Teilelemente und bewirken eine wechselhaft wirksame morphologische Schienung von Sedimentation und Vulkanismus der Mitteleuropäischen Senkenzone. Die Mitteleuropäi- sche Kristallinzone wird als zentrale Einheit des Saxothuringikums an ihrer Westflanke von der Mitteleuropäischen Geosutur begleitet und auch von einer um ± 40 km nach E versetzten NW-SE streichenden Tiefenstörung Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburg unterglie- dert. Durch dieses Tiefenbruchsystem (detachments) werden von der Saale-Senke die Uns- rut-Senke und von der Saar-Nahe-Senke die Kraichgau-Main-Senke abgetrennt (Beil. 15-1). Eine Besonderheit zeichnet den thüringischen Raum dadurch aus, dass die Mitteleuropäi- sche Senkenzone in Annäherung an die Unterwerra-Frankenwald-Linie sowohl aus nördli- cher Richtung, d. h., die Saale-Unstrut-Senke betreffend, und aus südlicher Richtung, d. h., die Kraichgau-Main-Senke betreffend, eine Einengung dahingehend erfährt, dass die über das gesamte Saxothuringikum verbreitete Mitteleuropäische Senkenzone sich zunehmend in westlicher Richtung auf den engeren Raum der Mitteleuropäische Kristallinzone bis hin zur Mitteleuropäischen Geosutur räumlich einschränkt. Erst südwestlich des Werra-Segments bis hin zur rheinisch begrenzten Saar-Nahe-Senke weitet sich die Kraichgau-Main-Senke wieder auf etwa die gesamte Verbreitungsfläche des Saxothuringikum aus (Beil. 14). Ein Problem stellt sich im Bereich der Kraichgau-Main-Senke derart, dass für einen zentralen Schollenabschnitt - geophysikalisch als Kraichgau-Tauber-Hoch bezeichnet - eine unter- schiedliche Altersbewertung und tektonische Position diskutiert wird (CONRAD et.al. 1996; EDEL et.al. 1996). Zumindest im bisher überschaubaren Verbreitungsgebiet des Stefan C- Rotliegend sprechen die Fakten für das aus gegenwärtiger Sicht von CONRAD et al. (1996) bevorzugte Bild einer Fortsetzung der saxothuringischen Strukturen des Thüringer Waldes und des Schwarzburg-Antiklinoriums südwestlich des Werra-Segments unter den Ablage- rungen der Kraichgau-Main-Senke bis hin zur rheinischen Störung der E-Flanke der Saar- Nahe-Senke sowie eine Anpassung an deren Verbreitung. Die gemeinsame, gegenseitig bedingende Wirksamkeit und Herausbildung der o. g. Stefan C-Rotliegend-Einheiten als Teilelemente von weit über den Bereich des Thüringer Waldes hinausreichenden Großstrukturen und der länger als 35 Mio a andauernde Zeitraum von wiederholter struktureller Umgestaltung im Gefolge langanhaltender mehrphasiger Extension und Kompression formen den Thüringer Wald und dessen unmittelbares Umfeld zu einer der vielgestaltigsten genetischen Strukturkomplexe des Zeitraums hohes Oberkarbon-Unterperm im Bereich des zentralen Mitteleuropa. KATZUNG (1977, 1988) ordnet in seiner Gliederung der sog. posttektogenetischen Molas- seentwicklung den Zeitraum des Autun einer taphrogenetischen Phase zwischen einer prä- und nachfolgenden posttaphrogenetischen Etappe zu. Die tektonomagmatische und sedimentäre Entwicklung von der sudetischen Faltung bis zum Zechstein (v. FREYBERG 1988), bzw. des sog. Übergangs- oder Zwischenstockwerks nach älteren Untergliederungen zwischen der spätvariszischen Extension (Morphogenese) und dem epikontinentalen Tafelstadium im mitteleuropäischen Raum sollte auf Grund der geotek- tonisch dominanten riftogenen N-S-Leitstrukturen als eine Etappe des früh- postvariszischen rifting bzw. der Taphrogenese bezeichnet werden (Beil. 14), die von einer im Wesentlichen durch sie verursachten zunehmenden Schollenmobilisierung und Schollenautonomie begleitet wird. Diese „taphrogenetisch“ bewirkten Extensionen werden jedoch nicht i. S. einer Phase oder Etappe gesehen, sondern bilden ein ständig persistent

76 wirksames fundamentales Grundelement des prä- und postvariszischen Entwicklungszeit- raumes.

3.1. Die Mitteleuropäischen NW-SE-Senkenzonen (Saar-Nahe-, Wetterau-Werra-, Kraichgau-Main-, Saale-Unstrut- und Küllstedt-Senke) und die NW-SE- Thüringer Wald-Riftgrabensenke in ihrer Beziehung zu den persistent wirksamen N-S-Tiefenbruchlinien, der Thüringisch-Fränkischen Riftzone und dem Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystem

Die Ergebnisse der Erfassung und Neubewertung der bedeutsamsten Tiefbohrungen stehen zum Teil im Gegensatz zu bisherigen Vorstellungen der Entwicklung des Stefan C- Unterperm/Rotliegend-Profils. Das betrifft sowohl die Darstellung in europaweit übergreifen- den stratigraphisch-lithofaziellen Karten und vergleichenden Schemata (u. a. FALKE 1972, 1974, KATZUNG 1970, 1972), als auch die den unmittelbaren Vergleich und die Einordnung benachbarter Rotliegendverbreitungsgebiete suchenden Arbeiten SCHRÖDER, B. (1988), LÜTZNER (1988), LÜTZNER et al. (1992), KATZUNG (1981), KATZUNG & KRULL (1984), PAUL (1999), ANDREAS (1988), ANDREAS et al. (1992). In diesem Zusammenhang muss die Entstehung des Stefan C-Unterperm/Rotliegend des Thüringer Waldes in der weiteren Umfeldentwicklung erneut diskutiert werden. Die durch Bohrungen und Kartierung entworfene Paläogeographie (u. a. BRANDES 1920, BORN 1921, KÜHNE 1923, STILLE 1928, 1930, v. FREYBERG 1935, 1965) ging von der Entwicklung eines NE-SW streichenden Saar-Selke-Troges bzw. einer Saar-Werra-Senke aus. Nach SE versetzt und durch die Spessart-Schwelle getrennt, sollte sich subparallel da- zu der Oos-Saale-Trog (Senke) ausgeformt haben. Ergänzende Bohrungen in den aufschlusslosen Gebieten zwischen den Mittelgebirgshoch- schollen gaben zu einer Neubewertung Anlass. So entwickelten FALKE (1974), KATZUNG 1970, 1988), TRUSHEIM (1964), v. HOYNINGEN-HUENE (1966), eine Neukonturierung der „jungvariscischen“ Beckenstrukturen bzw. -konturen in Mittel- und Süddeutschland. Da TRUSHEIM das Stefan C-Unterperm/Rotliegend des Thüringer Waldes als Bestandteil des Saale-Troges betrachtete, ließ er im Sinne der bisher vertretenen Auffassungen seinen Kraichgau-Trog im Saale-Trog fortsetzen. V. HOYNINGEN-HUENE entwickelte ein ähnliches Bild vom Kraichgau-Saale-Trog und sah in der Entwicklung des Beckens von Mühlhausen eine zumindest lineare Fortsetzung vom Saar-Nahe-Trog in nordwestlicher Richtung, wobei die konstruierte Absenkungsstruktur in östlicher Richtung von der Grenze Rhenoherzynikum- Saxothuringikum, d. h., von der Mitteleuropäischen Geosutur hinweg, signifikant abwich. Bei- de NE-SW streichenden Strukturen sind durch die WNW-ESE streichende Querschwelle von Buchenau (RICHTER 1942), Plaue-Ohrdruf-Schwelle (LÜTZNER 1981), Buchenau-Ohrdruf- Querschwelle (ANDREAS 1988) in südöstlicher Verlängerung der Buchenau-Querschwelle (DIETRICH 1959) bzw. Unterwerra-Frankenwald-Querzone (ANDREAS & WUNDERLICH 1999) voneinander getrennt. Die o. a. Konstruktion der Beckenkonturen von NE nach SW über den Thüringer Wald hin- weg bedeutet jedoch, dass der Saale-Trog, d. h., die Saale-Unstrut-Senke, im Apikalbereich der Mitteleuropäischen Kristallinzone angelegt, nicht von der Grenzfuge zwischen Rheno- herzynikum und Saxothuringikum im W begleitet, bereits weit vor dem Erreichen des Thürin- ger Waldes in südlicher Richtung diese randlich begrenzende Strukturzone verlässt, subpa- rallel zur E-Flanke der Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburg-Tiefenstörung nach E abbiegt und sich linear gerichtet in der Kraichgau-Main-Senke fortsetzt. Weiterhin wird in diesem Zusammenhang ein isolierter Fortbau der Saar-Nahe-Senke in die Senke von Mühlhausen als ein rein geometrisches Modell postuliert. Dabei wird völlig ne- giert, dass die tiefentektonisch angelegte Grenze Rhenoherzynikum/Saxothuringikum, die Mitteleuropäische Geosutur (KATZUNG & EHMKE 1993), einen aktiven westlichen Becken- rand in nordöstlicher Fortsetzung der Westgrenze der Saar-Nahe-Senke bildet, die Senken- konturen also von dieser Grenze strukturell bestimmt werden.

77 Die Saar-Senke entwickelte sich als Nahe-Senke ab dem Zeitraum des höheren Stefan C in nordöstlicher Richtung östlich subparallel zur Mitteleuropäischen Geosutur weiter. Gegenläu- fig bildete sich im gleichen Zeitraum, ausgehend vom Raum der Saale-Senke, in südwestli- che Richtung die Unstrut-Senke subparallel östlich der Hornburg-Langensalza-Ruhla-Rhön- Tiefenstörung aus. Die genannten tektonischen Strukturelemente leiten die o. a. Senken gegenläufig aneinander vorbei (Beil. 15-1). Die Saar-Nahe-Senke wird gegen Ende des Stefan C, etwa im Raum südlich Frankfurt, zeit- weilig blockiert. Die Saale-Senke, ebenfalls noch subparallel zur Mitteleuropäischen Geosu- tur ausgerichtet, wird vom WNW-ESE-Störungssystem der Finne-Kyffhäuser-Gera-Jachy- mov-Zone begrenzt. Von dort aus entwickelt sich die südliche Fortsetzung der Saale-Senke als Unstrut-Senke und erreicht im höchsten Stefan C das Schollenscharnier zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle im Raum des Thüringer Wald-Umfeldes. Der Sediment-Vulkanitkomplex der Unteren und Oberen Georgenthal- Formation trifft hier auf den bereits etwas früher im Stefan C gebildeten, parallel zur E-Flanke des Thüringer Hauptgranits um N-S ausgerichteten und vorwiegend vulkanogenen Thürin- gisch-Fränkischen Riftgrabenkomplex der Möhrenbach-Formation. Langgestreckte gangförmige Lava-Förderkanäle verweisen mit ihrer NNW-SSE-Ausrichtung auf die persistente Extensionstendenz des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes im Raum des Thüringer Wald-Grabens, das diesen zunehmend als verbindende Riftstruktur ausweist. Bei der v. HOYNINGEN’schen Darstellung ist jedoch für unsere Neubetrachtung von beson- derem Interessse, dass er die Westbegrenzung der Saale-Trog-Restsenke (Eislebener Schichten) an einer N-S-Linie nördlich des Thüringer Waldes darstellt. Parallel dazu sieht er die ab Perm aufsteigende, rheinisch streichende Eichsfeld-Schwelle entwickelt, welche die Mühlhausener und die Ilfeld-Senke in ihrer westlichen Erstreckung begrenzen. Diese Dar- stellung ist jedoch noch zu wenig differenziert und inkonsequent, berücksichtigt nicht die randliche Grenzfuge Saxothuringikum-Rhenoherzynikum. Das Rotliegendvorkommen von Ilfeld erfüllt die Kriterien einer taphrogen angelegten Furrow- Struktur, d. h., einer Halbgrabensenke i. S. von PAUL (1999), die den rhenoherzynisch- saxothuringischen Grenzraum, d. h., die Mitteleuropäische Geosutur, diskonform überschrei- tet. Eine nach SW gerichtete Fortsetzung der Ilfeld-Senke parallel zur Mitteleuropäischen Geosutur (Bhrgn. Elisabeth 1 und Küllstedt 2/66) ist aus diesem Grunde als unschlüssig zu verwerfen (Beil. 1). Mit Annäherung der Kraichgau-Main-Senke aus südlicher Richtung an den Thüringer Wald ist umgekehrt dessen nach W gerichtete Einengung an seiner E-Flanke entlang einer um N- S streichenden Kontur ein auffälliges Merkmal. Für den Zeitraum des Stefan C- Unterperm/Unterrotliegend ist demzufolge im Bereich des Thüringer Waldes, im NE-SW streichenden Übergangsfeld von der Kraichgau-Main-Senke zur Saale-Senke, eine Einen- gung und Deformation durch tangierende N-S-Strukturen fixiert. KORSCH & SCHÄFER (1995; Abb. 1) haben in einer Übersichtsdarstellung die Entwicklung des Saar-Nahe-Beckens in einer Kontur definiert, die als Einheit einen Abschnitt des Sa- xothuringikums erfasst. Sie begreifen die Saar-Nahe-Senke als übergreifenden ganzheitli- chen Beckenraum und lassen diesen entlang einer Tiefenbruchlinie konform zur späteren Ostbegrenzung des wesentlich jüngeren NNE-SSW streichenden Oberrheintalgrabens aus- klingen. Als Grenzbereich zwischen der Saar-Nahe-Senke und der Kraichgau-Main-Senke wird vor- dergründig die in diesem Raum in der geologischen Entwicklung zunehmend dominante Rheinische N-S-Linie betrachtet. Dabei bleibt u. a. z. B. die Existenz und die Wirksamkeit der NW-SE streichenden Naumburg-Querfaltenzone nördlich Frankfurt, die mit der Werra- Grauwacken-Querfaltenzone (Unterwerra-Frankenwald-QZ) vergleichbar ist, wenig beachtet. Ihr wird jedoch von NÖRING (1951) ebenfalls eine Rolle im Grenzbereich der Saar-Nahe- Senke zur Wetterau-Werra-Senke als einem Teil der Kraichgau-Senke zugemessen.

78 Die „Hunsrück-Boundary-Fault“ bildet einen Teilabschnitt der Mitteleuropäischen Geosutur (HENK 2003). Entgegen den Vorstellungen von KORSCH & SCHÄFER (1995) lässt sich die Darstellung der Ergebnisse von HENK in der Saar-Nahe-Senke lückenlos in nordöstlicher Richtung fortsetzen und als Wetterau-Werra-Senke subparallel zur randlichen Kollisionssutur verfolgen. Eine ähnliche Kontur lässt sich in einer Darstellung bei FALKE (1972) und v. FREYBERG (1969) für die Unterrotliegendentwicklung des gleichen Raumes erkennen. In einer zusammenfassenden Darstellung (nach HAUNSCHILD in FREUDENBERGER 1996) findet noch immer das „klassische“ Schema der Senkenverbindungen Saar-Selke- Trog und Kraichgau- bzw. Oos-Saale-Trog Anwendung. Beide Systeme werden von der sog. Spessart- und Rhön-Schwelle (EMMERT & HAUNSCHILD, 1993) bzw. Rhön-Ruhla- Schwelle (LÜTZNER 1982) oder Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburg-Elevation/ Tiefenstörung [ANDREAS] voneinander getrennt. Um N-S streichende Brüche sind seit Beginn der geologischen Untersuchung auffällige tek- tonische Elemente im Thüringer Wald, welche abgesenkte, > 1 000 m mächtige Stefan C- Unterperm/Rotliegendbildungen gegen Grundgebirge konturieren (ANDREAS & WUNDER- LICH 1988). Diese sind strukturell und zeitlich mit E-W streichenden Störungen verknüpft. Für die Entwicklung des postvariszischen Regenerationsstadiums der Süddeutschen Groß- scholle nimmt CONRAD (1996) eine Zerschneidung durch N-S-Extensionszonen an, die mit kürzeren, lokalen E-W-strike-slip-Störungen verknüpft sind. Der Thüringer Hauptgranit ist an einer N-S-Scherstruktur quer zur Mitteldeutschen (Mitteleu- ropäischen) Kristallinzone (MKZ) intrudiert (ZEH et al. 1998), die sich im postintrusiven Zeit- raum als eine im Stefan C-Unterperm/Rotliegend wirksame mediane Ruptur im Granitkörper durchgepaust hat. RÖLLIG et al. (1989, 1995) haben auf die persistente Wirksamkeit von N-S streichenden tektonischen Linien im Bereich der Mitteldeutschen Kristallinzone aufmerksam gemacht. Da- bei wird auf die Verknüpfung der tiefreichenden und alt angelegten N-S- mit E-W-Strukturen verwiesen, die sich als mögliche Vorzeichnung vom riphäischen Untergrund auch deutlich im Inventar der Strukturen der Rotliegendentwicklung des Thüringer Waldes herausbilden. ANDREAS (1988, Fig. 1.) - unter Bezug auf LAUTERBACH (1962) - weist auf die langaus- haltenden lineamentären N-S Strukturen hin, die mit einer gewissen äquidistanten Felderung die Kreuzung der Mitteleuropäischen NW-SE-Senkenzone mit den Bruchstrukturen der Thü- ringisch-Fränkisch-Ostbayerischen Scherzone queren. Während die Rheinische N-S-Linie bzw. die Odenwald-Michelbach-Spessart-Rhön-Ruhla- Tiefenstörung die Saar-Nahe-Senke im NE begrenzt und von der Kraichgau-Main-Senke trennt, gestaltet sich die Entwicklung im Grenzbereich zur nordöstlich anschließenden Unstrut-Saale-Senke wesentlich komplizierter (Beil. 14). Hier verliert die Main-Senke ihre deutliche Konturierung durch die Thüringisch-Fränkische N- S-Riftzone, die in ihren östlichen Flankenbereich eindringt und deren Verbreitung im Wesent- lichen auf den Raum der Mitteldeutschen Kristallinzone bis hin zur Spessart-Rhön- Langensalza-Elevation einschränkt. Eine weitere wesentliche Komplikation ergibt sich durch das Thüringisch-Nordostbayerische Scherzonensystem, welches diagonal in SE-NW- Richtung das sog. Werra-Segment und damit alle älter angelegten Strukturen quert (Beil. 12). Nach dieser Lesart sind jedoch die Stefan C-Rotliegendvorkommen von Masserberg und von Stockheim trotz ihrer spezifischen tektonischen Position zwischen der Unterwerra- Frankenwald-Querzone und dem Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystem in den Raum der Mitteleuropäischen NE-SW-Senkenzone über dem Saxothuringikum einzuglie- dern. Die Mühlhausen-Senke - von ANDREAS i. S. von PAUL (1999) als Teil der Thüringen- Mittelharz-Furrow angesehen - wird mechanistisch linear als Fortsetzung und Bestandteil der Saar-Nahe-Wetterau-Werra-Senke betrachtet, die durch den Fortbau der Spessart-Rhön- Langensalza-Elevation tektonisch von der Saale-Senke getrennt ist. Diese folgt der bruchtek-

79 tonisch konturierten Grenze im mittleren Abschnitt der Mitteleuropäischen Kristallinzone, die von uns als Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Hornburg-Tiefenstörung bezeichnet wird. Die Profile der Bhrgn. Küllstedt 2/66 und Elisabeth 1, die beide wiederholt bei paläogeographi- schen Rekonstruktionen unberücksichtigt geblieben sind, schließen somit die Präzechstein- relikte der randnächsten Profile westlich der Werra-Mühlhausen-Senke auf (Beil. 1). Die Il- feld-Senke befindet sich westlich außerhalb des Saxothuringikums und ist Bestandteil einer taphrogenen Furrow-Grabenzone (Beil. 15-2), die sich östlich von der Niedersachsen- Riftzone bzw. dem Hannover-Rift (PAUL 1999) herausgebildet hat. Von BÜTHE & WA- CHENDORF (1997) wird sie als transtensive pull-apart-Struktur im Bereich des Südharz- Lineamentes gedeutet. Auch lassen nach MARTENS (1983a, b), SCHNEIDER (1994) und WERNEBURG (1996) die auf tieferes Rotliegend deutenden Fossilfunde der basalen Sedi- mente von Ilfeld keinen Vergleich mit denen des höheren Stefan C der Georgenthal- Formation des Thüringer Waldes zu. Eine Parallelisierung mit der Ilmenau- bzw. Manebach- Formation wird für möglich erachtet. Von GAST (1988) wurde das sog. Niedersachsen-Riftsystem vorgestellt, dessen Fortsetzung er formal richtungsbezogen in der Hessischen-Senke sieht. Dafür lässt sich jedoch keine Bestätigung ableiten (Beil. 15-2). Sowohl als Rotliegendstruktur der Werra-Senke, als auch im Untergrund der Zechstein-Trias-N-S-Senkenzone fehlen Anhaltspunkte für die Ausbildung einer vulkanogenen Grabenstruktur. Auch die detaillierte Recherche durch KULICK et al. (1984) liefert für eine Fortsetzung des Niedersachsen-Rifts in südlicher Richtung keine Ar- gumente. Die Tiefenbruchlinie der Unterwerra-Frankenwald-Querzone, wahrscheinlicher je- doch das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament als Thüringisch-Nordostbayerische Scherzone, riegelt das Niedersachsen-Rift im S ab. Eine seitlich verschobene Fortsetzung ist im Raum des Thüringer Waldes zu suchen, wo sich grabenförmig und vorwiegend durch N- S-Bruchlinien begrenzt, die vulkanische Tätigkeit der Möhrenbach-Formation des Stefan C entwickelt hat. Diese Beobachtung stimmt auch mit anderen Untersuchungen überein, dass sich sowohl Richtung, Ausbildung und Anzahl von Grabenstrukturen an querenden tiefrei- chenden Störungszonen ändern können. In unserem Fall wird sie von der Randbruchzone der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle gegen die Zwischenschollen-Scharniersenke begrenzt. In diesem Zusammenhang wird durch PAUL (1999) das Modell einer das sog. Hannover-Rift als synonym für Niedersachsen-Rift im E begleitenden Grabenzone entwickelt. Nach diesen Vorstellungen hat sich nördlich vom Thüringer Wald das Mühlhausen-Becken in NNW Rich- tung herausgebildet, an das sich das Ilfeld-Becken anschließt. Über die plutonisch- subvulkanischen Strukturen des Harzmassivs hinweg, wird eine Verbindung mittels des N-S verlaufenden Fallstein-Grabens zum Bebertal-Graben gesehen, der den Flechtingener Hö- henzug umfasst. Ein Beleg für die Wirksamkeit der postulierten spätvariszischen Extensionstektonik der Thü- ringen-Mittelharz-Furrow zeigt sich auch in den Ergebnissen der Untersuchungen der Mittel- harzer Gänge durch OBST et al. (2001). „Die Mittelharzer Gänge stellen ein stofflich hetero- genes System von magmatischen Spaltenfüllungen dar, dass W-E gerichtete Extensionsbe- wegungen während des Autun anzeigt. ... Basierend auf den stofflichen und gefügekundli- chen Untersuchungen wird eine neue Intrusionsabfolge postuliert und eine Rechtsdrehung der Hauptspannungsachsen während des gesamten Intrusionszeitraumes nachgewiesen.“ Mit dieser Aussage ist demnach auch die Beobachtung zu verknüpfen, dass sich nach der E- W extensionalen Furrowbildung die NE-SW gerichtete Aufdehnung des im strukturellen Ab- bau befindlichen Orogens wiederholt durchsetzt. Die Produkte eines wenig umfangreichen Vulkanismus der Mühlhausen-Teilsenke liegen mit Vulkaniten in der Saale-Senke in etwa auf einer WNW-ESE-Störungslinie bzw. im Bereich einer schmalen Scholle, die im Gebiet des Rudolstadt-Beckens (SEIFERT 1972) ausklingt. Ähnliche Verhältnisse sind von der Finne-Störung bekannt. Mächtigkeit, Profilposition zu Se- dimenten und Raumlage der Profile gestatten keine Konstruktion einer Fortsetzung der Thü- ringisch-Fränkischen Riftzone unmittelbar nördlich des Thüringer Waldes im Verbreitungsab-

80 schnitt der Unstrut-Senke. Ein analoges Bild der Bindung von vulkanischen Ereignissen an divergierende Bruchstörungen gibt HENK (1993, fig. 5) für die Nahe-Senke. Die Vorderrhön- Linie ist aus gegenwärtiger Sicht mit den um N-S gerichteten Intrusivkörpern des mit relativ jüngeren basischen Intrusionen verknüpften Granitporphyrs vom Langewald und dem Ruhla- Granit verknüpft. Während des höheren Stefan C und des tieferen Unterrotliegend bildet die- se offensichtlich die Begrenzung des an die N-S-Tiefenstruktur des Thüringer Hauptgranits gebundenen Vulkanismus und die der Unterrotliegendentwicklung in westlicher Richtung. Über die genannte N-S-Achse wurden mehrfach hypothetische lineare regionale Beziehun- gen zum postvariszischen granitischen Brockenpluton hergestellt. Mit größerer Wahrschein- lichkeit lassen sich die postvariszischen Granitoide im Gebiet des Ruhla-Kristallins als sub- vulkanische Körper oder Plutone im Bereich der MKZ entlang der vorgeprägten tiefen N-S- Scherzone einordnen, die bereits vom Thüringer Hauptgranit besetzt ist. So sind die Vorder- rhön-Ruhla-Linie im Bereich der Mitteleuropäischen Kristallinzone und die Oberharzlinie zwar in etwa richtungsgleich angelegt, gehören jedoch unterschiedlichen strukturellen Einheiten an. Sie lassen sich jedoch als Teilelemente einer breiten Intrusionszone zuordnen, die diskonform den Variszidenbogen quert (CONRAD et al. 1998). Der Begriff der Hessischen Senke bzw. des Hessischen Troges ist durch die Bezeichnung von zwei strukturell und zeitlich unterschiedlich entstandene Strukturen doppelt belegt. Nach G. RICHTER (1941) und von späteren Bearbeitern übernommen, wird als Hessische Senke bzw. Hessische Straße eine NNE-SSW streichende, vor allem im Buntsandstein deutlich konturierte Senke (KOCKEL 1958) zwischen dem Rheinischen Schiefergebirge im W und dem Harz im E bezeichnet. Diese baut sich im Tertiär fort, ebenfalls signifikant durch rhei- nisch streichende Brüche begrenzt. Die Bezeichnung Hessische Senke als strukturell gleichgerichteter Fortbau der rotliegenden Saar-Nahe-Senke nach NW geht auf FALKE (1971) zurück, der den Begriff des Saar-Nahe- Hessischen Troges prägte. Die heutige Wetterau-Senke wurde von MURAWSKI (1967) als Hessisches Becken bezeichnet und von KOWALCZYK (1983) wurde für die Senke zwischen Taunus-Schwelle im NW und Spessart-Schwelle im SE der Begriff Hessischer Trog geprägt. Dieser Begriff wurde auch von KULICK et al. (1984) für die NW-SE-Rotliegendsenke ver- wendet. In der Erläuterung zur GK 25, Blatt Sontra (MOTZKA-NÖRING 1987) wird dieser Bereich südöstlich der Hunsrück-Oberharz-Schwelle als Saar-Werra-Trog bezeichnet. Im Zusammenhang mit der Bewertung von Tiefbohrungen prägte DIETRICH (1959) den Begriff Werra-Becken für ein Rotliegendverbreitungsgebiet nordwestlich der Spessart- Schwelle. Durch v. FREYBERG (1969) erfolgte die Zusammenfassung als Saar-Werra- Becken. Der Begriff des Hessischen Troges wird jedoch von KULICK (in MOTZKA-NÖRING 1987) weiterhin für ein rotliegendzeitliches Sammelbecken verwendet, über dem sich der aus N- bis NE-Richtung vordringende Zechstein als die sog. Hessisch-Fränkische Senke zwi- schen Rheinischer und Böhmischer Masse entwickelte. Um weiterem Verwirrspiel zu entge- hen, schlagen wir für die in sich tektonisch und entwicklungsgeschichtlich im Stefan- Unterperm/Rotliegend differenzierten Abschnitte in ± linearer Fortsetzung der Saar-Nahe- Senke nach NE, die Begriffe Wetterau-Senke, gefolgt von der Werra-Senke vor. Dadurch wird auch für den letztgenannten Abschnitt eine Übereinstimmung mit der Nomenklatur von KATZUNG & EHMKE (1993) erreicht. Eine weitere Anpasssung erfolgt durch die geänderte Bezeichnung Mitteleuropäisches - für Mitteldeutsches Senkensystem bzw. Senkenzone. Auch könnte dem Vorschlag von KOWALCZYK (2011) mit dem zusammenfassenden Begriff „Hessische Becken“ (Senken) für die durch Querstörungen getrennten Teilbecken, wie Wet- terau-, Fulda-, Haune-, Werra- und Eisenach-Becken (Senke) gefolgt werden. Das Problem der Einbeziehung des Thüringer Wald-Gebietes in die im Stefan C von NE nach SW fortschreitende Entwicklung der Saale-Unstrut-Senke und die Herausbildung der Main-Senke hat mehrfach zu Teillösungen genetischer Betrachtungen geführt die heute ei- ner Neuinterpretation zugeführt werden müssen. Dazu zählen Modelle, die Sediment- und/oder Vulkanitverbreitung auf pull apart-Strukturen durch Scherung zwischen den postu- men herzynischen Störungen, z. B. Hainich-Saalfeld im N des Thüringer Waldes und Wa-

81 sungen-Themar bzw. Marisfelder Störungszone im S, zurückführen (LÜTZNER 1988, KAT- ZUNG 1996). An einem Beispiel hat P. BANKWITZ (1992) verdeutlicht, dass im Bereich der den Thüringer Wald umgrenzenden Randstörungen keine nennenswerten Seitenverschiebungen stattge- funden haben können. Auch kann dem Muster der Ausgestaltung relativ kleiner, begrenzter intramontaner Becken (LÜTZNER 1988) im Bereich des Thüringer Waldes nur bedingt zuge- stimmt werden. Sowohl die Zentraleuropäische Geosutur als auch die Unterwerra-Frankenwald-Querzone sind postum aktivierte Störungszonen an überregionalen Schollengrenzen, die im ersten Fall ± konform die Zone des Saxothuringikums - auch als Grenze der Mitteleuropäischen Sen- kenzone - im W begleitet. Die Unterwerra-Frankenwald-Querzone erreicht die Münchberger Gneismasse und setzt sich an deren S-Flanke, entlang der Naab-N-S-Linie nach S versetzt, in der „Fränkischen Linie“ nach E fort. KORSCH & SCHÄFER (1995) entwickeln das Modell eines strike slip basin. HENK (1997) hingegen sieht die Saar-Nahe-Senke als Riftstruktur und LÜTZNER et al. (1995) sehen im Saale-Trog ein mögliches Pendant zur Senkenbildung, hervorgerufen durch sog. Destape- lungsprozesse. ANDREAS (1988) betrachtete die Senkenzone als Teil einer NE-SW gerich- teten basin and range-Entwicklung, die von den um N-S streichenden Strukturen einer taph- rogenen Phase gequert wird. Es wird erstmalig dieser Doppelcharakter der Rotliegendent- wicklung betont und die N-S-Grabenbildung als Ausdruck der grundsätzlichen Extensions- Motorik dieses Zeitabschnittes betrachtet. HENK (1997) hat in Modellstudien die Rotliegendabsenkungsstrukturen mit dem Ergebnis der abschließenden Aussage untersucht, dass in der Destapelung nicht die notwendige ge- bundene Energie für die Herausbildung der Rotliegendsenken freigesetzt werden kann. Be- rechnungen der von außen wirkenden Extensionskräfte hingegen gestatten eine Senkenbil- dung, d. h., ein Aufreißen der Kruste bis hin zu taphrogenetischen Prozessen. Diese stellen ein postkollisionales strukturelles Novum dar. Es wird zwar das vorhandene Störungsinven- tar aktiviert, aber in N-S-Richtung zeitweilig ein durch Krustendehnung hervorgerufenes Rift- bzw. Grabensystem gebildet, das sowohl die Aktivitäten im Bereich der präexistenten Schol- lenfelderung ausprägt, als auch durch eine neu geschaffene Struktur diskonform zum über- lieferten Bild die postkollisionale Entwicklung bestimmt.

3.2. Das Thüringisch-Fränkische Rift - ein partieller Bestandteil des lineamentä- ren zentraleuropäischen N-S-Riftsystems Oslo-Graben - Niedersachsen-Rift - Bolzano - Korsika/Sardinien in seiner Beziehung zum Thüringer Wald-Rift

Nach HAUNSCHILD in FREUDENBERGER (1996, Abb. 3.1-1) sind in der wesentlich auf der Bewertung von Bohraufschlüssen und regionalen geophysikalischen Untersuchungen beru- henden Darstellung der Rotliegendverbreitung und -paläogeographie einige Bohrungen dar- gestellt, die sich unter Beachtung von relevanten Profilabschnitten in etwa auf einer N-S- Linie anordnen. Ausgehend vom Verbreitungsgebiet der Möhrenbach-Formation im östlichen Thüringer Wald eröffnet sich die Möglichkeit der Konstruktion einer strukturell-substanziellen Beziehung, die sich als eine vulkanogene Graben- bzw. Riftzone ausweisen lässt. Diese Riftgrabenzone erstreckt sich im skizzierten Raum über eine Länge von > 200 km. Sie beginnt im Norden, im nördlichen Grenzbereich der Möhrenbach-Formation im Raum Ilme- nau/Gehren am Nordrand des Thüringer Waldes (MICHAEL 1972) und lässt sich, aufge- schlossen und durch Bohrungen erkundet, bis zu dessen südlichem Randgebiet nachweisen. Hier setzt sie sich über die Bohrungen Bad Colberg, Staffelstein, Mürsbach, Bremenstall, Nürnberg, Weikershof, Abenberg, Gunzenhausen, Treuchtlingen 1 u. 2 bis zur Bohrung Dai- ting fort. In diese Struktur ist ein nach Schweremessungen mutmaßliches Verbreitungsgebiet von Rotliegend zwischen Forchheim und Erlangen eingebunden (EMMERT et al. 1985). Ein weiteres Indiz ist die Deutung der refraktionsseismischen Messungen im Altmühltal nord- westlich der Bohrungen Treuchtlingen nach BADER (1991) durch HAUNSCHILD (1992) als

82 einen Rotliegend führenden tektonischen Graben (in FREUDENBERGER 1996). Möglicher- weise bildet sich auch in einem von KLARE & SCHRÖDER, B. (1986) veröffentlichten geolo- gischen Schnitt im in den Bohrungen Nürnberg angetroffenen Granit die unmittelbare Gra- benschulter einer westlich vorgelagerten Senkenstruktur ab, die in den Bohrungen Bremen- stall und Weikershof im Top angetroffen worden ist. Die auf der Grundlage der Bohrprofile und der bis dato vorliegenden Interpretationen regio- naler geophysikalischer Untersuchungen (Geol. Bav. 97, 1993) vermutete, um N-S gerichtete zentrale Rift- bzw. Grabenzone (Abb. 6) findet eine erste Bestätigung durch den Nachweis des um N-S gerichteten Troges bzw. Grabens von Abenberg (mit gleichnamiger Bohrung) mit einer um etwa 1 000 m mächtigen Rotliegendfüllung (BADER, Abb. 7 u. 8, BOPP & SI- MON sowie BUNESS & BRAM, alle 2001). Dieser ist mit Versatzbeträgen um 100 m staffel- bruchartig begrenzt und wird als Produkt einer Extensionstektonik betrachtet. Er ist Teil von mehreren in eine Rotliegend-Verebnungsfläche eingesenkten Akkumulations- strukturen des Stefan C-Rotliegend, die von BADER (2001) einer möglichen großflächigen, staffelförmig versetzten Struktur entlang des W-Randes des NE-Bayerischen Grundgebirges zugeordnet werden bzw. eine taphrogene Permokarbon-Bruchtektonik in der Mitte der Süd- deutschen Großscholle bezeugen. Östlich des Kraichgau-Tauber-Hochs ist eine N-S-Zone als Schweregradient Weißenburg- Bamberg-Coburg mit einer in südlicher Richtung ansteigenden Indikationstiefe (LINSSER) identifizierbar (CONRAD et al. 1996). Eine ursächliche Beteiligung von Graniten im Bereich der Schwereminusachse wird angenommen. Im N mündet die Zone in das auf Granitintrusi- onen verweisende Thüringisch-Fränkische Minimum, d. h., auf eine Beziehung zur begren- zenden Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone bzw. zum Göttingen-Ruhla-Regensburg- Lineament. Einen vorerst nicht exakt zu formulierenden strukturellen Richtungsbezug stellt die direkte Fortsetzung der Linie der Bohrungen entlang einer Rednitz-Lech-N-S-Linie etwa durch den Verlauf des Lech in exakt südlicher Richtung bis zur Alpen-Randüberschiebung dar. Ähnliche strukturelle Beziehungen zu persistent wirksamen und zeitlich relevanten tektonischen Linien im Untergrund sind mehrfach im mitteleuropäischen Raum bekannt (u. a. die Naab-N-S-Linie und die Unstrut-Linie). Die o. g. Bohrprofile haben insgesamt das Rotliegend nicht durchteuft. Es wurden Profile in einer Mächtigkeit von etwa > 50 m bis > 300 m aufgeschlossen. Die Mächtigkeit der Möh- renbach-Formation um 1 000 m im Bereich von Gehren/Möhrenbach westlich vom Schwarz- burger Antiklinorium vorausgesetzt, könnten die geteuften Bohrprofile gedanklich noch um einige 100 m bzw. bis um 1 000 m bis zur Basis der Rotliegend-Riftfüllung ergänzt werden. Als eine Besonderheit ist der mögliche Umstand zu werten, dass die vulkanotektonische Entwicklung im fränkischen Riftabschnitt gleichfalls nur in etwa den Zeitraum der Möhren- bach- und Ilmenau-Formation des Thüringer Waldes umfasst. Diese Spezifik der Riftent- wicklung steht dadurch in einem erklärbaren Gegensatz zu derjenigen der Furrow-Bildungen der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle, wo die Profile sich der Ausbildung im Bereich des Thüringer Wald-Riftgrabens annähert bzw. ihr in den Entwicklungsetappen etwa analog folgt. Im Ergebnis der bisherigen Untersuchungen ist der Vulkanismus der Unteren und Obe- ren Georgenthal-Formation und der Oberhof-Formation ausschließlich an die tiefenbruchtek- tonisch gesteuerte Querung der NE-SW-Senken, wie z. B. die Unstrut- und Main-Senke durch das NNW-SSE streichende Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament geknüpft. Eine Ausnahme ist durch die Entwicklung der Ilmenau-Formation gegeben. Deren subaquatisch- subpelitische Aktivitäten - verbunden mit einer weiten Verbreitung im Riftgrabensystem - vermitteln einen deutlichen Hinweis auf eine strukturelle Verbindung zwischen den in W-E- Richtung verschobenen Ausläufern der Zentraleuropäischen N-S-Riftzone. Es kann jedoch vorausgesetzt werden, dass in der Fränkischen Riftzone sowohl Äquivalente der Ilmenau- Formation des Thüringer Waldes als auch Oberrotliegend-Sedimente entwickelt sind.

83 Zu einem einheitlichen Muster trägt ebenfalls der Umstand bei, dass alle genannten Bohrpro- file als effusiv bzw. intrusiv zu deutende Vulkanite und Tuffe führen. Der Charakter der Vul- kanite und die zwischengeschalteten Sedimente lassen näherungsweise eine Profilentwick- lung wie möglicherweise die von Abschnitten der Möhrenbach-Formation bis hin zu ihren höchsten Profilabschnitten erkennen. In den Bohrungen Daiting 1 (WIRTH 1970) und Gun- zenhausen (HAUNSCHILD 1990) wurden Rhyolithe bzw. ein porphyrischer Mikrogranit (BAUBERGER in HAUNSCHILD 1990) mit „Pyroklastika Lagen“ von > 186,5 m Mächtigkeit erbohrt. Die detaillierte Untersuchung der Forschungsbohrung Abenberg (KURSZLAUKIS in HAUNSCHILD 1989) ergab ein Profil von rhyolithischen Laven, Ignimbriten, Tuffen und um- gelagertem pyroklastischen Material, das von epiklastischen fanglomeratischen Einschaltun- gen unterbrochen ist (KURSZLAUKIS & LORENZ 1993). Altersbestimmungen um 296 ± Mio a (LIPPOLT et al. 1983) gestatten eine Einordnung in den höheren Abschnitt der Möhren- bach-Formation des Thüringer Waldes. Dieser Vergleich wäre auch mit dem Profil der Boh- rung Treuchtlingen (SALGER & SCHMIDT-KALER 1978) möglich. Hier werden in einem Pro- fil von 181,8 m Mächtigkeit > 100 m mächtige Kristalltuffite mit karneolführenden Sedimenten und rhyolithischen Bomben- und Lapillilagen von partiell kiesigem Sandstein, rotbraunem Tonstein mit eingeschaltetem kieseligen, schwarzen Kohlenton von 1,8 m Mächtigkeit über- lagert.

3.3. Die Bedeutung der tektonischen Herausbildung des Thüringer Wald- Riftgrabens für die mitteleuropäische Gesamtentwicklung und Kennzeich- nung damit verknüpfter vulkanischer Prozesse sowie sedimentärer Er- scheinungsformen

Bei der Herausbildung der Stefan C - unterpermischen Akkumulationsstrukturen sind drei grundsätzlich unterschiedliche Erscheinungsformen zu berücksichtigen: 1. Prozesse, die ± NE-SW gerichtete Extensions-Dekollisionsformen des in Groß- schollen untergliederten und kollabierenden variszischen Orogens, wie z. B. die Saale- Unstrut-Senke, Kraichgau-Main-Senke oder Saar-Nahe-Senke, hervorgerufen haben. Die genannten Dekollisionssenken entwickelten sich im westlichen Grenzraum von drei Großschollenabschnitten, die durch tiefreichende querende Bruchzonen bzw. Linea- mente voneinander getrennt sind. Von SW nach NE sind es die Gallisch-Rheinische Großscholle, die Süddeutsche und die Mitteldeutsch-Böhmische Großscholle. In den genannten Großschollenabschnitten entwickelten sich die Senken mit unterschiedli- chen Abläufen und räumlich-zeitlicher Staffelung. 2. Vom Oberen Mantel bzw. dem Grenzraum Unterkruste-Mantel gesteuerte ± linea- re Extensionsformen (NNW-SSE und NNE-SSW) und deren autonome diskonforme Wirksamkeit im Raum der auflagernden Krusten- und Schollengliederung, wie z. B. die Thüringisch-Fränkische Riftzone, die Furrow-Strukturen und das Thüringisch-Nordost- bayerische Scherzonensystem. 3. Neben den o. a. allgemeinen Gesetzmäßigkeiten muss für die Beurteilung der Entwicklungen in der Thüringer Wald-Region unbedingt noch die charakteristische Po- sition im Raum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Groß- scholle Beachtung finden. Die hier entstandene Zwischenschollen-Senke wurde unter dem Einfluss des extensiv wirksamen Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes als taphrogene Riftgrabenstruktur umgebildet. Der saxothuringische Abschnitt des variszischen Kollisionsorogens ist durch zahlreiche um NW-SE oder um N-S gerichtete, z. T. langgestreckte und tiefreichende steile Störungszonen in Teilblöcke untergliedert. Die SE gerichteten Dekollisions- bzw. Extensionskräfte greifen an einer Schollenfelderung an, die durch querende oder streichende Scherzonen gegliedert und die an diesen linearen Strukturen in Teilabschnitten abgeschert bzw. zerglitten ist.

84

Die unmittelbare Grenzfront zwischen Rhenoherzynikum und Saxothuringikum ist die Huns- rück-Taunus-Tiefenstörung als Teilabschnitt der Mitteleuropäischen Geosutur. In Folge der Dekollision in E/SE-Richtung erfolgte das Abgleiten des Saxothuringikums vom Rhenoherzy- nikum entlang von detachment Strukturen, wobei sich an der aktiven westlichen Rand- störungszone der entstehenden Senke eine grobklastische Erosionsfront herausge- bildet hat. Die östliche Seite ist nur als flache, allmählich zum Innenraum absinkende Wölbung im Gebiet der Mitteleuropäischen Kristallinzone zu betrachten. Diese Ent- wicklung steht im Gegensatz zu den unmittelbar an die Extensionskräfte des Oberen Mantels linear gebundenen Furrow-Halbgräben, deren bruchtektonische Absenkung mit entsprechender Akkumulation gröberklastischer Fazies an deren E-Flanke erfolg- te. Im Raum Frankfurt klingen die Extensionsbewegungen an der Mitteleuropäischen Geosutur an Querstörungen aus und die Extensionsbewegungen wurden zu der östlich vorgelagerten Hornburg-Langensalza-Ruhla-Spessart-Tiefenstörung bzw. -Geosutur übergeleitet. Diese übernimmt damit die Abrissfront der Dekollisionsetappe im Bereich der Mitteleuropäischen Kristallinzone des Kollisionsorogens. Mit diesem Vorgang wurde für einen längeren Zeitraum das Gebiet zwischen der Mitteleuropäischen Geosutur und der Hornburg-Langensalza- Ruhla-Tiefenstörung von den nachfolgenden Dekollisions- und Extensionsprozessen abge- trennt, und nicht in die Stefan C - tief unterpermische Senkenbildung einbezogen und unter- lag damit vermutlich ständiger Erosion (Beil. 15-1). Im Raum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle - mit den Endpunkten im Südabschnitt des Niedersachsen-Rifts und dem nördlichen Teil des Thü- ringisch-Fränkischen Rifts - entwickelte sich eine mobile Grabenzone, die durch das spitz- winklig NNW-SSE querende Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament zu einer verbindenden Riftstruktur ausgebaut worden ist. Kennzeichnend für dieses Thüringer Wald-Riftgrabensystem ist der Sachverhalt, dass die ± senkrecht dazu entstandenen NE-SW streichenden Dekollisionssenken im Zeitraum des Ste- fan-Unterrotliegend den Riftgraben bzw. die Zwischenschollen-Scharniersenke nie über- schritten haben und in dessen Bereich ihren jeweiligen Abschluss fanden. Das gilt sowohl für die nach S fortschreitende Unstrut-Senke als auch für die sich gegenläufig in nördlicher Rich- tung entwickelnde Kraichgau-Main-Senke. Die Saale-Senke in ihrer ursprünglichen Form wurde durch die Finne-Querzone südlich vom Harz blockiert und die Saar-Nahe-Senke en- dete am Grenzstörungssystem zwischen der Gallisch-Rheinischen und der Süddeutschen Großscholle. Die Senken des höheren Stefan C-Unterrotliegend haben im Kontaktbereich mit dem Riftgra- ben einen zwar intensiven aber doch örtlich eingegrenzten Vulkanismus, d. h., den der Georgenthal- und dann den der Goldlauter-Oberhof-Formation, ausgelöst. Der Durchbau der Hessischen Senken in den Eisenach-Graben hat keinen Vulkanismus her- vorgerufen. Mit diesem Prozess ist das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Tiefenlineament nicht überschritten worden, da es in diesem Bereich nördlich davon im Raum Creuzburg-Ruhla positioniert war. Auch ist durch das „Thüringer Wald-Event“ die Riftgraben-Randzone der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle um 8 bis 10 km in südlicher Richtung vom ehemali- gen Grenzbruch am Nordrand des Riftgrabens, der Unterwerra-Frankenwald-Querzone, zur Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querzone verschoben worden. Eine Ausnahme bildet die Periode der vulkanischen Aktivität der Ilmenau-Formation. Diese stellt das im gesamten Zeitraum des Unterrotliegend regional am weitesten verbreitete Er- eignis im Thüringer Wald dar. Bezeichnend dafür ist die enge Verknüpfung mit den taphro- gen vom Grenzraum Oberer Mantel/Unterkruste gesteuerten Extensionsstrukturen, die sich diskonform zu den orogen geformten Strukturen und den damit verbundenen NE-SW- Dekollisionssenken durchgebaut haben.

85 In diesem Zusammenhang müssen der Thüringer Wald-Riftgraben, der als ein Teilabschnitt der Großschollenrandsenke oder Scharniersenke in westlicher Richtung über die Langensal- za-Ruhla-Rhön-Struktur hinweg aktiv war, und das Thüringisch-Fränkische Rift genannt wer- den. Weiterhin war die vulkanische Episode der Ilmenau-Formation in östlicher Fortsetzung im Stockheim-Graben und vor allem auch in dem von der Zwischenschollen-Scharniersenke ausgehenden und in nördlicher Richtung entwickelten Thüringen-, Weiden-, Blanice- und Boskovice-Furrows aktiv. Nach Vorstellungen von PAUL (1999) ist auch das Vorkommen von Ilfeld in dieses taphrogen gesteuerte Ereignis im Rahmen der Thüringen-Mittelharz- Furrow einzubinden. Diese überregional bedeutsame Vulkanitepisode gestattet möglicher- weise durch die Bindung an weit verbreitete taphrogen gesteuerte Strukturen einen lithostra- tigraphischen Vergleich mit benachbarten Rotliegendvorkommen. Ein weiteres regional übergreifendes Ereignis stellt der Vulkanismus der Rotterode- Formation dar. Die mit Abschluss der „saalischen“ Kompression erfolgte seitliche NE-SW gerichtete Einengung der Oberhof-Formation und älterer Ablagerungen im Riftgraben wurde erneut von einer Dekompressionsphase abgelöst, in deren Folge der Regenbergstein- Rhyolith und der Höhenberg-Dolerit innerhalb des Riftgrabens intrudierten. Dieses Dolerit- Intrusionsintervall war offensichtlich an krustal wirksame W-E-Extensionsprozesse des Obe- ren Mantels gebunden, die mit dem Druckausgleich und dem Abbau der querenden „saali- schen“ NE-SW-Kompression erneut die Möglichkeit zu einer Aktivierung der wiederum frei gewordenen NW-SE-Dekollisionskräfte eröffnet bzw. dazu übergeleitet haben. Diese Aktivie- rung führt nunmehr im Gesamtraum des Saxothuringikums zu einer erneuten Senkenbildung i. S. einer NE-SW gerichteten basin and range-Gliederung subparallel zu den Orogenstruktu- ren, die nun ebenfalls den Raum zwischen der Mitteleuropäischen Geosutur und der Horn- burg-Langensalza-Ruhla-Rhön-Spessart-Tiefenstörung in das Dekollisionsszenario einbin- det. Die genannten vulkanogenen Prozesse sind durch tektonische Strukturen und zum Teil orts- feste Herdlagen voneinander getrennt. In die Entwicklung der NE-SW gerichteten Senken, z. B. der Küllstedt- und Unstrut-Senke, ist auch die Rotterode-Senke einzuordnen. Obwohl sich diese innerhalb der Zwischenschollen- senke, d. h., im Bereich des Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensysstems entwi- ckelt hatte, unterliegt nunmehr dieser Raum der gesetzmäßig erfolgenden NW-SE gerichte- ten Dekollisionsmotorik mit der Bildung von NE-SW gerichteten Extensionssenken (basin and range-Felderung). Die Bildung der Rotterode-Senke ist auf der nordöstlichen Flanke des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes angesiedelt und bildete sich analog zu den o. a. Dekollisionssenken der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle, deren Großraum sie zuge- ordnet werden muss. Daraus ist ableitbar, dass sich nach erfolgter „saalischer“ Kompression bzw. mit dem „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ das Göttingen-Ruhla- Regensburg-Lineament deutlich als trennende „Fuge“ zwischen der Mitteldeutsch- Böhmischen und der Süddeutschen Großscholle manifestiert. Im Ergebnis der engen Verpressung der Mitteldeutsch-Böhmischen mit der Süddeut- schen Großscholle im Rahmen eines „saalischen“ oder „Thüringer Wald-Extensions- Kompressions-Events“, entwickeln sich die Bereiche der beiden Großschollen und der Bereich der Gallisch-Rheinischen Großscholle linksseitig des Oberrheintal- Grabens zu einem Reaktionsraum mit einer einheitlich wirksamen Dekollision des noch vorhandenen variszischen Orogenstapels. Mit Beginn der Rotterode-Formation er- fasst die dekollisional extensive, NE-SW gerichtete Senkenbildung übergreifend den gesam- ten Raum der Mitteldeutsch-Böhmischen, Süddeutschen und Gallisch-Rheinischen Groß- scholle. Mit diesem Prozess verliert die Jahrmillionen währende Funktion der trennenden Zwischenschollen- oder Scharniersenke allmählich ihre Wirksamkeit als eigenständige Ak- kumulationsstruktur. Die zur Bildung der Rotterode-Formation führende, durch dekollisional in NW-SE-Richtung wirkende Extension hervorgerufene Senkenbildung erfasste das nunmehr „vereinheitlichte“

86 Schollenfeld und führte im Ergebnis zu einem paläovulkanischen Ereignis, dass eine über den Gesamtraum vergleichbare Profilentwicklung hervorgerufen hat. In diesem Zusam- menhang ergibt sich erstmalig eine konstruktive Verknüpfung zwischen der Problema- tik und Profilentwicklung des sog. „Grenzlager Vulkanismus“ des Saar-Nahe-Gebietes und dem Vulkanismus des Höhenberg-Intrusionsintervalls und der Rotterode- Formation im Thüringer Wald. Die „postsaalischen“ Ereignisse haben im Saar-Nahe-Gebiet zu einer vergleichbaren mehrphasigen Entwicklungsreihe geführt, die vom Doleritvulkanismus, d. h., dem Höhen- berg-Intrusionsintervall, über die intrarotteröder Subeffusionsphase bis hin zu rhyolithoiden Komplexen im Thüringer Wald vorgegeben ist. Die Entstehung des lithostratigraphischen Profils des Thüringer Waldes und seines Umfeldes im Zeitraum des Stefan C-Unterperm ist ursächlich durch die Entwicklung in einem Riftgraben-System hervorgerufen. Damit verknüpft ist das ständige Vorhanden- sein episodisch gestalteter Endseen als der Erosionsbasis für die jeweils anliegenden Senken und die Schutte der anerodierten Riftgrabenschultern. Die zum Kollisionsoro- gen subparallel NE-SW verlaufenden Senkenstrukturen enden jeweils an den queren- den, die Schollenränder begleitenden Tiefenstörungen bzw. innerhalb der Zwischen- schollensenke und greifen nicht auf die den Graben begrenzenden Großschollen über. Fluviatile Systeme mit Endseebildungen und limnisch-palustrischen Arealen unterlagen über lange Zeiträume hinweg ständigen Veränderungen bei wechselnden klimatischen Bedingun- gen (ROSCHER & SCHNEIDER 2006) bis hin zur Entstehung von Schuttflächen unter semi- ariden Verhältnissen. Diese Bedingungen haben zur Entstehung einer dichten vertikalen Abfolge von Fossilhorizonten aus Bereichen unterschiedlichster Biotope im Profil geführt. Die Analyse und Bewertung der zahlreichen Fossilhorizonte sowie deren stratigraphisch verglei- chende Einordnung gestatten die Zusammenstellung eines für den mitteleuropäischen Raum bedeutsamen Leit- bzw. Referenzprofils (z. B. SCHNEIDER, VOIGT S. & WERNEBURG in LÜTZNER et al. 2011). Ein zeitweilig wechselnder und über längere Zeiträume hinweg sehr hoher Wasserstand im Grabensystem bzw. die immer erneute Entwicklung von episodisch austrocknenden Endseen (Schotts) als Erosionsbasis angrenzender morphologischer Struk- tureinheiten waren die Voraussetzungen für die Vielfalt und den lokalen Reichtum an Pflan- zen- und Tierfossilien sowie damit verbundenen eindrucksvollen Amphibienfährten. Neben diesem Befund wird die Deutung als Riftgraben-Senke vor allem auch durch die Beo- bachtung charakteristischer Phänomene bei vulkanischen Ereignissen gesichert. So sind z. B. sowohl die Untere Georgenthal-, die Ilmenau-, die Oberhof- und letztendlich auch die Rot- terode-Formation dadurch gekennzeichnet, dass jeweils die „initialen“ Vulkanite entweder subaquatisch oder im fluviatil durchströmten limnisch-palustrischen Milieu von Endseen bzw. generell im Bereich der weitflächig durch eine feinklastische Sedimentbedeckung ausgestal- teten Erosionsbasis aufgedrungen sind. Die subaquatisch ausgeströmten Vulkanite sind durch nahezu fehlende Erosionserscheinungen an den Ergussoberflächen und eine Überde- ckung von im limnischen Milieu sedimentierten Tuffen mit feinlaminiertem graded bedding und Einschaltungen ehemaliger schwimmender Bimse charakterisiert. Deutlich sind suba- quatische Gleitstrukturen entwickelt. Massentransport von mit Peliten vermischten gröberen Tuffen, die durch Eigendruck infolge ansteigender Mächtigkeit die unterlagernden Sedimente verdrängt haben, sind in Profilen wiederholt zu beobachten. Auch sind Vulkanitströme mit Kontakterscheinungen im Grenz- raum zu palustrischen Sedimenten ausgeflossen oder haben diese bis zu einem Niveau intrudiert, in dem die seitliche Stützkraft des Sedimentmantels dem Druck der aufsteigenden Lava nicht mehr standgehalten hat und diese im wenig bis nicht verfestigten Sediment seit- lich subpelitisch effusiv ausgeströmt sind (ANDREAS 1988). Diese Beobachtung wird dadurch gestützt, dass die beim Kontaktprozess jeweils vom Vulka- nit aufgenommenen Sedimentrelikte eine wesentlich geringere präkompaktive Laminendichte aufweisen, als die später von der Kompaktion erfassten sedimentären Nebengesteine. Die

87 Raumverringerung durch Kompaktion hat im Grabenkomplex zum Abgleiten des Sediment- stapels an den Vulkanitintrusionen geführt und die dadurch entstandenen Abrissflächen sind oft fälschlicherweise als vom Vulkanit intrudierte Störungszonen interpretiert worden. Erscheinungsformen der episodischen Austrocknung der Endseen mit entsprechenden Mine- ralisationen (Schotts) sowie damit verknüpften Paläosol-Erosionen und Transport von zum Teil buntmetallführenden Verwitterungslösungen sind häufig zu beobachten. Laminierte Kar- bonateinschaltungen zeigen öfter in dunkelgrauen Gyttja-ähnlichen Ablagerungen frühdiage- netische oder synsedimentäre kurzbankige oder knollenartige Verkieselungen, in deren Be- reich ebenfalls eine weitständigere Laminendichte als im kompaktierten Umfeld erhalten ist. Offensichtlich sind, wie z. B. im Falle der Öhrenkammer-Ilmtal Sedimente der Unteren Georgenthal-Formation, die langsam durchströmten Sumpfwald-Moorgebiete vollständig von den Ergussfolgen der Andesitdecken überlagert worden. Durch die ständige Absenkung im Riftgraben sind die basalen Sedimente erhalten geblieben, die z. B. im Fall der Öhrenkam- mer bei Ruhla und zum Vergleich auch im Profil der Bhrg. Fischbach 1/61, von einem nur um 1 m mächtigen Erguss eines aphanitischen Andesits überdeckt, und damit vor allem vor der intrarotliegenden Erosion bewahrt worden sind. Die zeitweilig mit einem hohen Wasserstand gefüllte Grabenzone unterlag den von taphro- gener Kinematik gesteuerten Gesetzmäßigkeiten einer ständigen persistenten Absenkung. Im Ergebnis sind die im Graben abgelagerten vulkanischen Produkte und Sedimente nur einer geringen Oberflächenerosion und Abtragung unterlegen. Die Ausbildung der Graben- senken war an das präexistente Bruchschollenmuster i. S. von „zig zag fault patterns“ (FREUND & MERZER 1967) adaptiert, und es ist anzunehmen, dass der Rahmen der Rift- zone staffelbruchartig gegliedert und einem ständigen Umbau unterworfen war. Auf Grund der Gegebenheiten ist vorauszusetzen, dass sich die Vulkanitkomplexe - gene- tisch eng mit dem vom Oberen Mantel aus wirksamen Göttingen-Ruhla-Regensburg- Lineament verknüpft - auch weit über die Grabenränder hinaus verbreitet hatten. Die tektonische Aktivierung der Riftränder und vor allem auch seitliche Erosion führten zu einer ständigen Abtragung der Grabenränder und daran anschließender Areale. Als beispiel- haft sind die sog. „Konglomerate und Sandsteine mit tuffigem Bindemittel“ zu betrachten, die sich nach dem „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ entlang des südlichen Grabenrandes der Ruhla-Schleusingen-Bruchzone als lithofaziell abgrenzbare fluviatile Ge- rinne in die Abfolge der tieferen Oberhof-Formation eingeschaltet haben. Dessen ungeachtet sind im ehemaligen Innenraum des Thüringer Wald-Grabens noch nahe- zu vollständige Profile der jeweiligen Formationen erhalten geblieben, die durch jüngere bruchtektonische Prozesse z. T. nebeneinander aufgeschlossen, die Identifikation einer voll- ständigen, durch Bohrergebnisse gestützten Profilabfolge ermöglichen (ANDREAS 1990, Beil. 9-2).

4. Die (litho-)stratigraphische Abfolge des Oberkarbon-(Unterperm)Rotliegend im Thüringer Wald und Umfeld

4.1. Die Bohrung Federkopf - ein lithostratigraphisches Problem

Das Profil der Altbohrung Federkopf, angesetzt im Georgental bei Eisenach, wurde wieder- holt in genetische Konzeptionen einbezogen, die sowohl Aufbau als auch Entwicklung des Oberkarbon/Unterpermprofils vom Thüringer Wald diskutieren (DIETRICH 1965, LÜTZNER 1981, ANDREAS & WUNDERLICH 1998). Nach Durchörterung eines Teilabschnittes der untersten Sedimentfolge, des Siltstein-Horizonts σ 1 unter dem Wartburg-Konglomerat der Eisenach-Formation, wurden durch eine nach SENFT (1858) um 2 300 Fuß, d. h., etwa 800 m tiefe Bohrung das Profil einer Wechselfolge von roten Schiefertonen mit feinkörnigem ro- ten Sandstein und nach der Teufe vorwiegend Quarzkonglomerate mit feinklastischen roten Zwischenschichten aufgeschlossen.

88 Obwohl die Teufenangabe zur Bohrung bei den Betrachtern Vorbehalte hervorruft, wird die Auffassung einer Sedimentformation, die älter als die Eisenach-Formation einzuordnen ist, nicht grundsätzlich in Frage gestellt. Die abwägende Diskussion der genannten Teufe verliert an Bedeutung, wenn zum Vergleich die 1862 geteufte und um 931 m tiefe Bohrung Nenters- hausen herangezogen wird. Beide Bohrungen wurden zur Steinkohlensuche angesetzt. Für die Bohrung Nentershausen liegt jedoch eine wesentlich bessere Profildokumentation vor (BEYRICH & MOESTA 1876). Seit der Publikation des durch SENFT (1856) zusammenge- fasst beschriebenen Profils der Bhrg. Federkopf, als Suchbohrung auf Steinkohle durch HERBST (publ. 1849) im Georgental bei Eisenach angesetzt, sind wiederholt Vermutungen zur lithostratigraphischen Einordnung erschienen (Beil. 26). Zuerst hat NAUMANN (1913: 17) die Möglichkeit erörtert, „dass ... kristallines Gebirge mit durchbohrt und verkannt worden ist, was bei 2 300 Fuß = 800 m Mächtigkeit (berechnet hess. Fuß; preuß. Fuß = 722 m) doch sehr wahrscheinlich ist“. Durch KATZUNG (1968) wur- de eine Zuordnung in eine hochoberkarbonische Saale-Senke für möglich erachtet. AND- REAS verglich die beschriebenen Sedimente als Federkopf-Formation mit Teilen des Kyff- häuser-Profils. Unter Nichtbeachtung bisheriger Diskussionen des Profils der Bhrg. Federkopf und dessen Einstufungen lassen sich die nachfolgenden Ergebnisse wie folgt zusammenfassen. Zwi- schen der Süddeutschen Großscholle und der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle ist ± seit dem höchsten Oberkarbon eine trennende Riftgraben-Senke entwickelt. Die Begrenzung gegen den nördlichen Grabenrand der Riftsenke muss nach den Beobachtungen im mittleren Thüringer Wald im Bereich der Unterwerra-Frankenwald-Querzone gelegen haben. Die süd- liche bruchtektonische Begrenzung bildete die Heustreu-Hassberge-Querzone. Der Graben- innenraum, d. h., die Riftsenke, besaß damit bis zum Beginn der Oberhof-Formation eine N- S-Erstreckung, d. h., eine Breitenausdehnung von ± 100 km. Mit dem „Thüringer Wald- Event“ wurde der Senkenraum zwischen der Mitteldeutsch-Böhmischen und der Süddeut- schen Großscholle wesentlich eingeengt, und, neben der Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg- Querzone im N, wurde der S-Rand, unabhängig vom Einbruch der Scholle des mittleren Thü- ringer Waldes an der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Querzone, durch die Felda-Wasungen- Eisfeld-Kulmbach-Querstörungszone tektonisch markiert. Der Bereich der Riftsenke besaß von diesem Zeitpunkt an nur noch eine N-S-Breite von ± 40 km. Zeitlich vor dieser deutlichen Einengung ist ein Riftgraben von der Mitteleuropäischen Geosutur (Grenze Saxothuringikum- Rhenoherzynikum) im W über eine Erstreckung von ± 100 km Länge in NW-SE- bzw. WNW- ESE-Richtung bis zum Schwarzburger Antiklinorium bzw. der Thüringisch-Fränkischen Rift- zone anzunehmen. Während die Untere Georgenthal-Formation in etwa den Rahmenkonturen der Unstrut- Senke in die Riftsenke folgt, besetzt die taphrogen gesteuerte Ilmenau-Formation die Riftgraben-Senke, und ihre Verbreitung ist ebenso im ehemals nach N erweiterten Riftraum, d. h., möglicherweise noch bis hin zur Unterwerra-Frankenwald-Querzone, vorauszusetzen. Ebenso ist eine Verbreitung innerhalb der Riftgraben-Senke in westlicher Richtung nachge- wiesen. Darauf verweisen auch die Vulkanite der Ilmenau-Formation westlich des Ruhla- Kristallins, die jedoch erst mit dem „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ aus der Grabenposition herausgehoben worden sind. Neben fluviatilen Gerinnen der Manebach- Formation, die sich noch im nordwestlichsten Randbereich der Winterstein-Scholle nachwei- sen lassen, ist auch eine weite Verbreitung der Goldlauter-Formation im Eisenach-Graben anzunehmen. Vor allem nördlich der Schemmern-Querstörung könnte, wie in der Winterstein-Scholle, ein relativ mächtiges Profil erhalten sein. Das ist dem Umstand zu danken, dass beim Einbruch der Scholle des mittleren Thüringer Waldes während des „Thüringer Wald-Extensions- Kompressions-Events“ die erste, d. h., die Extensionsphase, eine deutliche Weitung am S- Rand der Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querzone verursacht hat, und die Georgenthal- wie auch die Ilmenau-Formation sind z. B. im Raum der Ortslage Georgenthal nachweislich

89 in nördlicher Richtung, bei gleichzeitiger Zunahme der Mächtigkeiten, an Brüchen staffelför- mig abgesunken. Ebenso verhält es sich im Bereich der Winterstein-Scholle. Auch hier ist das gesamte Profil- paket, beginnend mit der Georgenthal-Formation bis hin zu den ältesten Bildungen der Oberhof-Formation an der genannten Querstörung nach N abgekippt und vor der Erosion bewahrt worden. Überträgt man diesen tektonischen Mechnismus auf den Raum des Eisenach-Grabens und setzt eine ähnliche Entwicklung des post-Georgenthal/prä-Oberhof-Profils wie im mittleren Thüringer Wald voraus, könnte das Profil der Bhrg. Federkopf die Goldlauter-Formation unter der Eisenach-Formation z. T. aufgeschlossen haben. Mit der hier erstmals vorgelegten Ereignisfolge wären im Bereich der Bhrg. Federkopf unter- halb der auflagernden Eisenach-Formation u. U. noch weitere > 500 - 700 m mächtige Unter- rotliegend-Ablagerungen nach der Teufe zu erwarten.

4.2. Die Möhrenbach- und Georgenthal-Formation - lithostratigraphische Glie- derung und biostratigraphische Einordnung der basalen, vorwiegend vul- kanogenen Formationen des Thüringer Waldes in das höhere Stefan C

Obwohl widersprüchlich diskutiert, z. B. durch v. FREYBERG (1935), und vielfach hinsicht- lich der Relevanz für eine Gesamtgliederung bzw. eine Einordnung in das Stratigraphische Schema unterschiedlich beleuchtet (in Auswahl: BRINKMANN 1948, DORN 1958, DEUBEL 1960, GALLWITZ 1960, WEBER 1962, REMY et al. 1963), setzte die gegenwärtig durch Aufschlüsse belegbare sedimentär-vulkanogene Entwicklung des Thüringer Wald-Profils im höheren Stefan C ein. Durch eine Überdeckungs- und Aufschlusslücke im zentralen Ab- schnitt des mittleren Thüringer Waldes getrennt, lassen sich über basalen Sedimenten des nordwestlichen bzw. des südwestlichen Thüringer Waldes vorwiegend vulkanogen aufgebau- te Einheiten bis zu etwa 1 000 m addierter Mächtigkeit nachweisen. In den genannten Abschnitten zeigen die Profile jedoch einen grundlegend unterschiedlichen Charakter hinsichtlich der Petrochemie der Eruptiva, der Paläovulkanstrukturen und der mehrfachen Vulkanitwechselfolgen mit Sedimenteinschaltungen (VOIGT 1972). Auf Grund dieser Entwicklungs- und Substanzdivergenzen wurden die Profile durch bisher nur unvollständig vorliegende biostratigraphisch relevante Daten bzw. auch durch die nicht zu unterschätzende Schwierigkeit, die nunmehr seit mehr als 10 Jahren vorliegenden bi- ostratigraphisch verwertbaren neuen Ergebnisse in eine „historisch“ gewachsene Gliederung einzubringen, nur partiell oder nicht entsprechend ihrer Bedeutung und Aussage eingeord- net. Die im nordwestlichen Thüringer Wald anfänglich ausschließlich durch die Untersuchungen von GOTHAN (1928) an Belegen der Öhrenkammer bei Ruhla gestützte und durch die Bear- beitung der Basissedimente der Bhg. Ohrdruf 1/60 bei Georgenthal erweiterte Beweislage (REMY et al. 1963) beruht ausschließlich auf paläobotanischer Grundlage. Die Florenasso- ziation der Öhrenkammer-Sedimente wurde durch GOTHAN mit den Wettiner Schichten der Vorkommen bei Halle verglichen, die von SCHNEIDER et al. (2001) als Wettin-Subformation der Siebigerode-Formation der Saale-Unstrut-Senke zugeordnet worden sind. Im südöstlichen Thüringer Wald haben paläofloristische Belege einschließlich der Bewertung von Sporomorphen ausschließlich Hinweise auf ein Unterperm-Rotliegendalter der unter- suchten Sedimente ergeben (REICHARDT 1932, ARNHARDT 1968, 1972, KATZUNG & DÖRING 1973). Bereits damals wurde vermutet, dass die von verschiedenen Fundorten be- trachteten Sedimenteinschaltungen unterschiedlichen Niveaus innerhalb der Vulkanitserie zugeordnet werden müssen. In diesem Zusammenhang ist auf die zuletzt durch MICHAEL (1972, in LÜTZNER et al. 2002) publizierte Gliederung der vielgestaltigen sedimentär- vulkanogenen Abfolge in diesem Gebiet zwischen Gehren-Möhrenbach-Unterneubrunn zu verweisen. Im genannten Raum sind wenigstens 5 Sedimenteinheiten zwischen unterschied-

90 lichen Vulkanitpaketen von bis zu mehreren Hundert m Mächtigkeit angegeben (Tab. 8, Beil. 17-2). Von besonderem Interesse sind in diesem Profil die sog. Ilmtal-Sedimente, die, wie der flächenmäßig größte Anteil der Öhrenkammer-Sedimente ebenfalls dem Thüringer Hauptgranit partiell unmittelbar auflagern und als Öhrenkammer- oder Ilmtal-member bzw. Unterformation bezeichnet werden (SCHNEIDER in ANDREAS et al. 2001). Ein Fundpunkt an der ehemaligen Porzellanfabrik Moosbach (namengebend für den Auf- schluss) lieferte hier vor allem eine reiche Fisch- und Amphibienfauna sowie Conchostraken. Deren Einordnung erlaubt eine Korrelation mit dem Stefan C der Wettin-Subformation von Wettin und Löbejün bei Halle (WERNEBURG 1989, 1995,1996, MARTENS 1983a, b). Damit lässt sich ein Stefan C-Alter für die basalen Sediment-Vulkanitfolgen im nordwestlichen und südöstlichen Thüringer Wald gleichermaßen ableiten. Diese bisher als Untere Gehrener Schichten (DEUBEL 1930) zusammengefassten Gesteinseinheiten wurden anhand der als grundlegend zu betrachtenden petrographischen Untersuchungen durch VOIGT (1972), die einen deutlich unterschiedlichen petrochemischen Charakter der Andesitoide (Trachyandesi- te, Trachyte, Latite) in deren nordöstlichen und südwestlichen Verbreitungsgebieten nach- weisen und auf der Tatsache fußend, dass die lithologische Profilentwicklung im SE ver- gleichsweise wesentlich heterogener verlaufen ist, in eine Georgenthal- und eine Möhren- bach-Formation gegliedert (ANDREAS 1990, LÜTZNER et al. 1995). Da uns die Schwierig- keit der Einordnung des aus eigener Ansicht bekannten Profils der Möhrenbach-Formation im Niveau über der Georgenthal-Formation durchaus gegenwärtig war, führte ausschließlich das anfängliche Fehlen von gesicherten Indizien für ein höheres Stefan C-Alter in der Möh- renbach-Formation (KATZUNG & DÖRING 1973) zu deren Einstufung als jüngere Einheit gegenüber der Georgenthal-Formation. Die in diesem Zusammenhang als ein Hinweis für ein tieferes Unterperm- bzw. Unterrotlie- gendalter betrachteten Sporomorphen sind aus heutiger Sicht mit eingeschränkter Signifi- kanz einem breiteren Zeitraum vom höheren Oberkarbon bis in das Unterrotliegend zuzu- ordnen. Zwar lassen sich die Ablagerungen der Öhrenkammer- und Ilmtal-member nicht lückenlos durch Aufschlüsse verknüpfen, doch ist eine Gleichzeitigkeit ihrer Entwicklung und eine et- waige gleichzeitige Genese der sedimentär-vulkanogenen Profile, in die sie eingebunden sind, bzw. deren Basisausbildung sie darstellen, durch Fossilinhalt als auch durch die geolo- gisch rekonstruierbaren paläogeographischen Zusammenhänge gegeben (Beil. 17-1). Wie eng oder weit die Definition um die Abgrenzung des Stefan C bzw. einschränkend des höhe- ren Stefan C auch gefasst sein mag, handelt es sich um einen Zeitraum von > 1 Mio a. Der Fortschritt in der biostratigraphischen Einordnung der lithologischen Profile der Georgenthal- und Möhrenbach-Formation macht nunmehr eine Neubetrachtung und Neuordnung der Er- eignisfolge zwingend notwendig. Nach neuen Erkenntnissen mündete die nach S gerichtete endliche Entwicklung der Unstrut- Saale-Senke im als Erosionsbasis ausgebildeten Thüringer Wald-Riftgraben. Mit diesem Vorgang lassen sich die paläobiologischen Ereignisse und die genannten räumlichen Bezie- hungen zweifelsohne in Übereinstimmung bringen. Ein lithostratigraphischer Profilvergleich ist in Tab. 8 sowie Beil. 17-2 und 18 dargestellt. Die Möhrenbach-Formation ist die älteste, durch Oberflächen- und neuere Tiefbohrauf- schlüsse gesicherte Einheit der Stefan C-Rotliegend-Abfolge im Thüringer Wald, d. h., ihre Entwicklung beginnt gegenüber älteren Aussagen früher, als die der basalen Sedimentation der Unteren Georgenthal-Formation. Schon 1972 hat MICHAEL im Rahmen seiner begonnenen Revisionskartierung im Bereich der GK 25, Blatt 5131: Ilmenau auf der Basis eigener Untersuchungen und unter Verwen- dung bereits vorliegender Detailkartierungen, sowie von Untertage- und Tiefbohraufschlüs- sen eine erste zusammenfassende Übersicht über die Entwicklung eines vorwiegend durch vulkanische Aktivitäten geprägten Raumes im südöstlichen Thüringer Wald zwischen dem zentralen Hauptgranit im W und dem Schwarzburg-Antiklinorium im E vorgestellt. Die im

91 Wesentlichen auf den GK 25, Blätter 5131: Ilmenau, 5431: Unterneubrunn (Masserberg, Schönbrunn), 5330: Suhl und 5430: Schleusingen (Suhl S) verbreitete Abfolge wurde u. a. von BEYSCHLAG, v. FRITSCH, LORETZ, SCHEIBE, WEISS und ZIMMERMANN kartiert und durch BEYSCHLAG (1895) als Gehrener Schichten zusammengefasst. Von Bedeutung ist, dass die Gliederung bzw. Untergliederung des „Rotliegend“ in lithostra- tigraphische Einheiten vom südöstlichen Abschnitt des Thüringer Waldes ausgehend erfolg- te. Die Andesite und quarzarmen Rhyolithe des nordwestlichen Thüringer Waldes ließen sich durch einen allgemeinen lithologischen Vergleich ebenfalls in die Gehrener Schichten ein- ordnen. Bei der Revisionskartierung der GK 25, Blätter 5131: Ilmenau und 5431: Unterneubrunn (DEUBEL 1930, DEUBEL & v. GÄRTNER 1934) wurden die Gehrener Schichten bereits in einen unteren und oberen Abschnitt, d. h., in die Unteren und Oberen Gehrener Schichten unterteilt, da die Vielzahl der gegenüber der älteren Auflage neu ausgeschiedenen Schicht- glieder das Darstellungs- und Gliederungsvolumen der bisherigen Einheiten sprengte. Dieser Gliederung folgt auch die 1946 erschienene Darstellung der „Symbole der geologischen Kar- ten“ der Deutschen Geologischen Landesanstalt, die unter II-f. - Symbole des Perms - auf Beispiele von Bl. Ilmenau (unveröffentlichte 2. Auflage) verweist. In seiner zusammenfas- senden Darstellung des Thüringer Wald-Rotliegend hat DEUBEL (1960) jedoch auf die ge- nannte Untergliederung verzichtet, da es ihm offensichtlich nicht möglich war, diese wider- spruchsfrei auf das Gesamtgebiet der Verbreitung der Gehrener Schichten im alten Sinne, d. h., auch nach NW, zu übertragen. Die Bearbeitung der Bohrungen Ohrdruf 1/60, Tabarz 1/62, Gotha 1/63 und die dazugehöri- gen Umfeldkartierungen sowie Profilaufnahmen im nordwestlichen Thüringer Wald ergaben ein überraschendes Bild derart, dass sich die zum Vergleich mit dem bimodalen Vulkanis- mus der „Gehren-Folge“ im südöstlichen Thüringer Wald herangezogenen rhyolithischen Gesteine ausnahmslos in die von DEUBEL (1930) ausgehaltenen Oberen Gehrener Schich- ten einordnen ließen (ANDREAS et al. 1971). Gemeinsam mit MICHAEL wurde die Verbrei- tung der sog. Oberen Gehrener Schichten vorläufig in zwei getrennten Becken mit in etwa vergleichbarer Entwicklungsgeschichte für den gesamten Thüringer Wald dargestellt (AND- REAS et al. 1974). Diese obere, lithostratigraphisch ± einheitliche Vulkanit-Sediment-Serie überdeckt nach Erosion und Schichtlücke diskordant im gesamten Verbreitungsgebiet der ehemals als Gehrener Schichten definierten Abfolge im Thüringer Wald eine untere Einheit und öffnet mit großer Deutlichkeit den Blick für die markant unterschiedliche Ausbildung der Vulkanite der ehemaligen Unteren Gehrener Schichten im südöstlichen und nordwestlichen Thüringer Wald (VOIGT 1972). Die Möhrenbach-Formation wird als Teil einer transeuropäischen bzw. zentraleuropäischen Riftstruktur betrachtet, die sich vom Oslo-Graben im N bis nach Korsika-Sardinien im S er- streckt (ANDREAS, JUNGWIRTH & WUNDERLICH 2003, Beil. 14). Nachdem die aufgefundenen biostratigraphischen Kriterien des Stefan C für eine Entschei- dung über die relative Altersfolge der Möhrenbach- bzw. der Georgenthal-Formation nicht mehr herangezogen werden können, entscheidet die Einordnung der als zu einer lithofaziel- len Einheit gehörig betrachteten Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimente (member) in die Abfolge der lithostratigraphisch-strukturellen Entwicklung über den Beginn der Stefan C-Rotliegend- entwicklung im Thüringer Wald mit den Gesteinen der Möhrenbach-Formation (Tab. 8, Beil. 17-2; ANDREAS et al. 2005). In Tabelle 7 sind Bohrungen mit Profilabschnitten der Möhrenbach- und Georgenthal- Formation erfasst. Nicht mit dargestellt sind z. B. die Profile der Bohrungen Öhrenstock 1/61 und Unterneubrunn 1/61 (MICHAEL 1972) und die des Buntmetall-Suchobjektes bei Möh- renbach (Möhrenbach-Formation), deren gesonderte Publikation durch die ehemaligen Ob- jektbearbeiter in Vorbereitung befindlich ist.

92 Tab. 7: Bohrungen mit Profilabschnitten der Möhrenbach- und Georgenthal-Formation. Möhrenbach-Formation Untere (U) und Obere (O) Georgenthal-Formation Themar 1/63 Gotha 1/63 (?U, O) Öhrenstock 1/61* Ohrdruf 1/60 (U) Unterneubrunn 1/61* Tabarz 1/62 (U, O) Katzmannstal 1/57 bis 24/60* Zella-Mehlis 1/64 (O) Fischbach 1/61 (U) * publiziert, bzw. Publikation in Vorbereitung Nach MICHAEL (1972) und in LÜTZNER et al. (2002), ANDREAS et al.(2005) gliedert sich die Möhrenbach-Formation (in stark vereinfachter Weise) von oben nach unten wie in nach- folgender Darstellung beschrieben (Tab. 8; Beil. 17-2):

Möhrenbach-Formation (Stefan C) Öhrenstock-Unterformation (im Profil von oben nach unten; addierte Teilmächtigkeiten max. 740 m) mit trachyandesitischem (?rhyolithischem) Öhrenstocker Ignimbrit, Bhrg. Öh- renstock 1/61 (MICHAEL 1962), Andesiten und Rhyolithbrekzie. Rhyolithischer Ignimbrit (Kienberg-Tuff) mit geringmächtigen basaltischen Andesiteinschal- tungen und quarzfreiem Rhyolith des subvulkanischen Stadiums (Kienberg Porphyr). Dann porphyrischer Syenit und Orthoklasporphyr als Subvulkanite eines syenitischen Intrusivkör- pers (HETZER & TIMMERMANN 1993). Lokale Aufarbeitungsprodukte winkeldiskordant über Schichtlücke. Lohme-Unterformation (addierte Teilmächtigkeiten max. 760 m) als eine Folge von Andesi- ten unterschiedlicher Ausbildung, Andesittuffen sowie div. Rhyolithtuffen. Einschaltung der fossilführenden Lohmetal-Sedimente Stechberg-Unterformation (1 - 3; addierte Teilmächtigkeiten max. 1 500 m). Mit den sog. Gotteskopf-Sedimenten, einer geringmächtigen Sand-Siltsteinfolge lässt MI- CHAEL die Stechberg-Schichten ausklingen. Bei lithostratigraphischen Vergleichen ist zu beachten, dass die Untergliederung der Möhrenbach-Formation überwiegend einer Konzep- tion aufeinander folgender vulkanischer Zyklen folgt, die nach der Effusion mit einer mit De- nudation und übergreifender Sedimentation charakterisierten Ruhephase verknüpft ist. Vergleichsweise fassen andere Autoren die nach Ablauf einer nach ihrem zeitlichen Umfang schwer abzuschätzenden Schichtlücke und nach erfolgter Erosion erneut einsetzende über- greifende Sedimentation mit möglicher Fossilführung und mit nachfolgender Bruchtektonik sowie vulkanischer Effusivepisode als basal auszugliedernde Einheit auf. In der heterogenen bimodalen Vulkanitfolge, die sich aus einer Wechselfolge von zahlrei- chen Decken- und Tuffeinschaltungen andesitisch/trachytischer und rhyolithischer Laven aufbaut, sind die Möhrenbach- und vor allem aber die Ilmtal-Sedimente auf Grund ihrer Fos- silführung von besonderem Interesse (SCHNEIDER 1985, 1986, Fundpunkt Nr. 2). In den Ilmtal-Sedimenten gelang der Nachweis einer auf Stefan C hinweisenden Fauna (WERNEBURG 1988, 1989, 1996) und der stratigraphische Vergleich mit der Wettin- Subformation des Stefan C der nordöstlichen Saale-Senke. Die als lithofazielle Einheit betrachteten Ilmtal-Sedimente greifen nicht im Sinne von MICHA- EL aus dem Vulkanitgraben der Möhrenbach-Formation auf die westlich vorgelagerte Granit- flanke über, sondern erstrecken sich als Basis der Georgenthal-Formation über den ausge- dehnten Erosionsanschnitt des nördlichen Abschnitts vom Thüringer Hauptgranitmassiv hin- weg als randliche Ausläufer in das präexistente Vulkanitareal der Möhrenbach-Formation hinein (ANDREAS et al. 2005). Deren Vulkanismus setzt somit früher ein als derjenige der Georgenthal-Formation und belegt einen im Profil einordenbaren Zeitabschnitt einer Paral- lelentwicklung beider Vulkanitkomplexe.

93 Möglicherweise wiederholt sich die Sequenz intermediärer und saurer Laven wie z. B. die Ergusswechselfolge Biotitandesit und quarzfreier Rhyolith nach einer Erosionsdiskordanz über den Ochsenbach-Schichten mehrfach in Form einer nach W gerichteten dachziegelarti- gen Überlagerung (ANDREAS et al. 1961, Bericht). Ochsenbach-Unterformation (addierte Teilmächtigkeiten max. 300 m) stellte die Basis der Möhrenbach-Formation über dem prä-stefanischen Untergrund dar. Über z. T. tektonisch unterdrückten, max. 20 m mächtigen rotbraunen Sand- und Siltsteinen, den sog. Trenkbach- tal-Sedimenten (MICHAEL 1972), ist eine Wechselfolge mehrerer Decken aus diversen An- desiten, Lavabrekzien und polymikten Andesittuffen ausgebildet. Die genannten Glieder der Möhrenbach-Formation sind in sich örtlich lückenhaft mit stark wechselnden Mächtigkeiten entwickelt, durch intensive bruchtektonische Bewegungen ge- kennzeichnet und mehrfach einer unterschiedlich tiefgreifenden Erosion unterlegen, so dass sich in Annäherung eine mittlere Mächtigkeit im Zentrum der Verbreitung von 1 000 - 1 500 m ergibt. MICHAEL (1972) fasst den Ablauf der Möhrenbach-Formation als einen einfachen vulkani- schen Zyklus im Sinne von WILLIAMS (1941) auf, bzw. (MICHAEL in LÜTZNER et al. 2002) konzeptionell als eine mehrfache Wiederholung aufeinander folgender vulkanischer Zyklen, die jeweils mit Andesiten (Latite, Trachyte) beginnen und mit Rhyolith- und Tuff-Effusionen abschließen. Generell zeigt der petrochemisch wechselvolle heterogene Aufbau jedoch eine gerichtete Entwicklung derart, dass der Explosivitätsindex der Rhyolithe im Profil nach oben zunimmt und mit den Öhrenstock-Schichten in einer ignimbritischen Phase, verknüpft mit einer syeni- tischen Intrusion, gipfelt. Der Syenit (HETZER & TIMMERMANN 1993) ist in Form subvulka- nischer Körper und durch den ignimbritischen Eruptivkomplex vertreten, dessen Gesteine erstmalig von MICHAEL (1972) auf getrennten Fazieskarten zusammenfassend dargestellt worden sind. Die Möhrenbach-Formation bildet eine vulkanogen-sedimentäre Einheit mit z. T. grabenarti- ger Konturierung vor allem an der Westflanke des Schwarzburg-Antiklinoriums, wo tiefrei- chende intraformationelle Störungen mit NNE streichender Tendenz die Verbreitung östlich flankieren. Die Westbegrenzung folgt etwa dem NE-SW gerichteten östlichen Ausstrich des Thüringer Hauptgranits. Die Einordnung der Gesteine der Möhrenbach-Formation an die Basis der Stefan C- Rotliegendentwicklung im Thüringer Wald lässt sich sowohl räumlich als auch zeitlich als ein Teilabschnitt des um N-S gerichteten Thüringisch-Fränkischen Rifts und dieses wiederum als Teil der Zentraleuropäischen N-S-Riftzone im Stefan C begreifen und wie folgt zusammen- fassen. Für die deutlich bimodale lithochemische und paläovulkanische Herausbildung der Eruptiv- gesteins-Sedimentabfolge des östlichen Abschnitts der Verbreitung zwischen der Linie Suhl- Ilmenau und dem Schwarzburg-Antiklinorium gibt es kein vergleichbares Profil im Raum des mittleren Thüringer Waldes und es ist völlig divergent zum unmittelbaren Umfeld. In Verbindung mit einem syenitischen Intrusivkörper entwickeln sich mehrphasig subvulkani- sche und eruptive Aktivitäten. Charakteristisch sind die sog. intrusiven Orthophyre. Der Ablagerungsraum der Möhrenbach-Formation ist tektonisch begrenzt und in seiner Posi- tion zwischen der E-Begrenzung des Thüringer Hauptgranits und dem Schwarzburg- Antiklinorium kein Bestandteil der Main-Senke oder der Thüringischen Furrow bzw. der Saa- le-Unstrut-Senke. Die Struktur folgt anfänglich in etwa einer NE-SW-Richtung, wobei mit zu- nehmender Entwicklung intraformationell aktive N-S- und NW-SE-Elemente den graben- bzw. halbgrabenförmigen Raum untergliedern bzw. die eruptive Tätigkeit schienen. Die Möhrenbach-Formation lagert einem metamorphen, präkambrisch-ordovizischen Ge- steinskomplex auf, der von mehreren Granitausstrichen des Thüringer Hauptgranits (Ilmtal-

94 Suhler Granit) durchbrochen ist, die ihn an dessen östlicher Flanke begleiten. Nach dem geophysikalischen Bild ist der Granit im Untergrund in östlicher Richtung bis an die Flanke des Schwarzburg-Antiklinoriums ausgedehnt. Der etwaigen Verbreitungsgrenze der Möhrenbach-Formation entlang der östlichen Randstö- rung des Thüringer Hauptgranits in nordöstlicher Richtung folgend, steht eine östliche Be- grenzung durch markierende Tiefenbrüche an der W-Flanke des Schwarzburg-Antiklinoriums gegenüber. Hier quert die sog. Möhrenbach-Spalte und ihre Fortsetzung deutlich spießwink- lig diskonform die variszischen Strukturen und nähert sich aus der NE-Richtung schwach bogenförmig einbiegend zunehmend einer NNE - N dominierten Richtung. Dieser folgen auch markante Intrusivkörper, Effusionslinien und der grobklastische Schüttungskörper der basalen Möhrenbach-Masserberg-Sedimente entlang der tektonisch konturierten E-Flanke des Riftgrabens an der Grenze zum Schwarzburg-Antiklinorium. Wie vergleichsweise auch die Möhrenbach-Masserberg-Sedimente mit auflagernden Vulka- niten der Möhrenbach-Formation belegen, hatten die genannten Gesteine weit über die westliche Flanke hinaus den Raum des Schwarzburg-Antiklinoriums überdeckt (KATZUNG 1966, MICHAEL 1972) und sind über > 15 km Erstreckung entlang seiner Westflanke nach- weislich entwickelt. Das Verbreitungsgebiet der Möhrenbach-Formation wurde von WEBER (1955) als Gehrener Porphyrplatte bezeichnet. Grund dafür ist die eingeschränkte Mobilität dieser Zone, die ge- genüber der Entwicklung in streichender Fortsetzung der Kraichgau-Main-Senke bzw. der Thüringen-Furrow im zentralen Abschnitt des Thüringer Waldes in Annäherung die Funktion einer begrenzenden Grundgebirgsscholle übernimmt. Durch diese eingeschränkte Mobilität wird offensichtlich die diese Scholle in NW-SE- Richtung querende Schleusingener (Rand-) Grabenzone hervorgerufen. Eingeengt auf die- sen markant bruchtektonisch konturierten Raum als einem signifikanten Bestandteil des Thü- ringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems vollziehen sich hier die dem Bereich des Thüringer Wald-Riftgrabens bzw. der Thüringischen Furrow vorbehaltenen Entwicklungen als Grabenbruch bzw. deutlich geschient nach außen übergreifend auf dessen flankierenden Rahmen. Charakteristischer Bestandteil der Riftstruktur ist die an diesen Raum gebundene sogenann- te Intrusionszone von Unterneubrunn (v. GAERTNER 1933/34), in deren Bereich zahlreiche Gänge und Kleinintrusionen als ehemalige, das Grundgebirge durchdringende Förderzonen der Laven der Möhrenbach-Formation aufgeschlossen sind. Die Georgenthal-Formation baut sich nach neuem Kenntnisstand aus zwei Teileinheiten auf. Die älteste, die Untere Georgenthal-Formation oder Öhrenkammer-Ilmtal-Unter- formation, beginnt mit einem um 100 m mächtigen basalen Sediment, dass als Öhrenkam- mer-Ilmtal-Sediment bezeichnet wird. Dieses ist in den Bohrungen Gotha 1/63, Tabarz 1/62, Fischbach 1/61 und Ohrdruf 1/60 (Beil. 4) sowie in Form schmaler Ausstriche im Bereich zwischen Grundgebirge und auflagernden Vulkaniten am W-Rand der Verbreitung des Ste- fan C-(Unterperm)Rotliegend des nördlichen Abschnittes vom zentralen Thüringer Wald ver- breitet. Am E-Rand streicht es im Bereich des Ilmtales bei Manebach aus (vgl. Beilage Schichtenverz.; ANDREAS et al. 2005). Die in Verbindung mit der Bearbeitung der Bohrung Ohrdruf 1/60 durchgeführte Kartierung und Profilbearbeitung des von Sedimenten der diskordant auflagernden Tambach-Formation umgebenen Andesitfensters von Georgenthal wurde mit der Bearbeitung von Profilschnitten in südlicher Richtung bis zum Verbreitungsge- biet von Zella-Mehlis/Suhl fortgesetzt (VOIGT 1972, ANDREAS & VOIGT 1962/64, Abb. 55 in HOPPE & SEIDEL (Hrsgb.) 1974; Beil. 20, 21). Ein bei der Kartierung des (Erft-)Erfurter Grundes bei Georgenthal festgestelltes geringmäch- tiges, rotbraun gefärbtes, grob- bis feinklastisches Sediment untergliedert hier die Georgen- thal-Formation in einen unteren und oberen Abschnitt.

95 Tab. 8: Gliederung der Möhrenbach- und Georgenthal-Formation im Thüringer Wald. W E südlicher Teilabschnitt der Unstrut- Saale-Senke endet in der Thüringer Thüringisch-Fränkisches Rift Wald-Riftgrabensenke NNW Thüringisch-Nordostbayerisches Scherzonensystem bzw. SSE Göttingen-Ruhla-Regensburg-Geosutur quert beide Struktureinheiten Georgenthal-Formation Möhrenbach-Formation höchstes Stefan C höchstes Stefan C

- Erosion - Öhrenstock-Unterformation - Denudation, Winkeldiskordanz - Obere Georgenthal-Formation (± 700 m) Lohme-Unterformation (Schichten) 1 u.2 (über südlichem Teilgebiet des Thüringer Lohme Schichten 2 Hauptgranitmassivs und angrenzenden Lohme-Schichten 1 Rahmenmetamorphiten sowie über Untere Lohmetal-Sedimente Georgenthal-Formation) Stechberg-Unterfm. (Schichten 1, 2 u.3) Pyroxen-Olivin-Andesite u. Tuffe Stechberg-Schichten 3 Biotit-Pyroxen-Olivin-Andesite Pyroxen-Olivin-Andesite Gotteskopf-Sedimente Stechberg-Schichten 2

Zella-Mehlis-Erfurter Grund-Sedimente - Möhrenbach-Masserberg-Sedimente-F - Erosion - vulkanotekt. Absenkung - Untere Georgenthal-Formation (± 500 m) (über nördlichem Teilgebiet des Thüringer Hauptgranitmassivs und angrenzenden Rahmenmetamorphiten) Biotitführende, aphanitische Andesite, Tuff- Stechberg-Schichten 1 zwischenlagen. Biotit-Pyroxen-Hornblende- Olivin- (Plagiokl.) Andesite und Tuffe. Bio- tit-Pyroxen Andesite und Tuffe ↑ Öhrenkammer- Sedimente F1 →→→→→→→ Ilmtal-Sedimente F2 (Wohlrose-Schichten) - Erosion-Paläosolbildung - Ochsenbach-Schichten vulkanotektonische Absenkung - Trenkbachtal-Sedimente - ↑

Vulkanite nach VOIGT (1972) Grabenbildung und vulkanotektonische Absenkung → Einschaltungen von Profilabschnitten der Georgenthal-Formation in das Profil der F - Fossilfundpunkt - SCHNEIDER (1996) Möhrenbach-Formation (Gliederung MICHAEL 1972, 1994 Entw.) Fränkischer Extensions-Event - Grabenbildung Südlicher Teilabschnitt der Saale-Unstrut-Senke im Bereich der Thüringer Wald- Riftgrabensenke bzw. Randgebiet des eingerumpften asturischen Morphogens

Das Sediment überlagert den Erguss eines hornblendeführenden Biotitandesits der nach einer Erosionsdiskordanz einer Folge geringmächtiger Ergüsse aphanitischer Andesite mit Tuffzwischenlagen gleichfalls auflagert. Aus diesem Grunde ist dieser diskordant gelagerte

96 Andesit, der sich ebenfalls im Gebiet Schmalkalden und Zella-Mehlis nachweisen lässt, be- reits in die Obere Georgenthal-Formation einzuordnen (Beil. 19, 20, 21). In Verbindung mit der Gliederung der Paläovulkanite i. S. von VOIGT (1972) lässt sich der beschriebene Sedimentkörper als basales Sediment der Oberen Georgenthal-Formation bzw. Zella-Mehlis-(Erfurter Grund-)Unterformation definieren. Dieses Sediment ist am S- Rand des zentralen Thüringer Waldes zwischen Thüringer Hauptgranit und Vulkaniten der Oberen Georgenthal-Formation in zwei, durch eine Aufschlusslücke getrennten, bandartig verbreiteten Vorkommen bei Suhl, Zella-Mehlis und in der Bohrung Zella-Mehlis 1/64 aufge- schlossen. Diese Zella-Mehlis-(Erfurter Grund-)Sedimente genannte Einheit lagert unmittel- bar dem südlichen Verbreitungsgebiet des Thüringer Hauptgranitmassivs auf und greift nach einer mit Erosion verknüpften Schichtlücke auf das Verbreitungsgebiet der Vulkanite der Un- teren Georgenthal-Formation in nördlicher Richtung über. In die basale Sedimentfolge sind andesitische und rhyolithische Tuffe eingeschaltet, deren Profile in Ig-Vorbohrungen zum Tunnel Berg Bock der A 71 zwischen Zella-Mehlis und Suhl aufgeschlossen worden sind. Nach ZIMMERMANN & SCHEIBE (1908) und einer vorläufigen Aufnahme durch MICHAEL (2003) sind ein Teil dieser Tuffe mit denen von den Übeltälern auf der GK 25, Bl. Suhl ver- gleichbar und wären wiederum über dem Hauptgranit im Bereich der Stechberg-Schichten des Profils der Möhrenbach-Formation einzuordnen. Damit ist dort das Niveau bestimmt, das sich mit dem Einsetzen der Oberen Georgenthal-Formation verbinden lässt, und die genann- ten Tuffe wären Bestandteil des Profils der Georgenthal-Formation, das sich wiederum rand- lich mit dem Profil der Möhrenbach-Formation in einem bestimmten Zeitabschnitt, zwischen den Stechberg-Schichten 1 und 2, verzahnt (Tab. 8, Beil. 17-2). Aus diesen Sachverhalten ist ableitbar, dass die Vulkanite der Oberen Georgenthal- Formation bzw. Zella-Mehlis-Unterformation im gesamten Raum des Thüringer Waldes, d. h., im Bereich des Ausstriches vom Thüringer Hauptgranit, verbreitet sind. In den Beilagen 4, 9, 17-1, 17-2, 18 und 19 sind die Profilzusammenhänge der Georgenthal- Formation und deren interne Untergliederung dargestellt. Aus der Analyse der Gesamtsitua- tion und vor allem unter Beachtung der paläobiologischen Belege ist ableitbar, dass sich die Untere Georgenthal-Formation, aus der Unstrut-Senke kommend, in südwestlicher Richtung innerhalb der Riftgraben-Senke entwickelt hatte. Die Obere Georgenthal-Formation lässt sich einem nach N gerichteten Vorstoß der Kraichgau-Main-Senke zuordnen. Mit der Verlagerung der tektonischen Aktivitäten in den Raum der Thüringer Wald-Riftgrabensenke werden je- weils bei Erreichen des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes charakteristische vulka- nische Ereignisse ausgelöst. Nach JUDERSLEBEN (1972) entwickelte sich an der Basis der Unteren Georgenthal- Formation das von der Bohrung Ohrdruf 1/60 untersuchte Sedimentprofil über einem tief- gründig zersetzten Granodiorit in zwei Zyklen. Die Zusammenstellung der wichtigsten Vorkommen und Profile, sowie die Diskussion von Lithologie, Fossilinhalt, Fazies, Verbreitung und Bergbaugeschichte im Verbreitungsgebiet sind enthalten in ANDREAS et al. (1966, 1974, 1975), REMY et al. (1963), HAUBOLD (1985), JUDERSLEBEN (1972), LÜTZNER (1981), KATZUNG & DÖRING (1973), MEIN- HOLD (1980), G. SCHWAB (1962) und in den älteren Erläuterungen (ZIMMERMANN 1924, KÜHN 1920). Im Gegensatz zu frühsilesischer kaolinitischer Verwitterung bergen die spätsilesisch- unterpermischen Verwitterungskrusten wenig Hinweise auf kaolinitischen Zersatz. Das von KAEMMEL (1972) untersuchte Zersatzprofil der Bohrung Ohrdruf 1/60 bei Georgenthal zeigt keine Paläosolrelikte und nur ± 10 m tief vergrusten Granodiorit, der im oberen Bereich (we- nige dm) sedimentäre Umlagerungs- und Ablagerungsprozesse anzeigt. Mit einzelnen Me- tamorphitgeröllen, die in die Riftgrabensenke vom Rand her eingeschwemmt worden sind, wird der Beginn der basalen Sedimentation des höheren Stefan eingeleitet.

97 Nach KAEMMEL (1972) ist für den genannten Zeitraum des höheren Siles eine Rotlehmzer- satzbildung unter subtropischen Bedingungen mit starker Perkolation nicht zwingend. Vor- herrschend sind physikalische Verwitterung sowie die Bildung von Hydroglimmern und Montmorillonitmineralien und eine mögliche Braunlehm-Bodenbildung. Für den Landschafts- typ einer mehr oder weniger steppenähnlichen feuchten „Halbwüste“ spricht auch das Fehlen einer bedeutsamen Verwitterungskruste. Über dem Granodiorit beginnt die Sedimentation mit groben arkoseähnlichen Sandsteinen, die nach oben in grünlichgraue Sandsteine und grauschwarze Schiefertone mit einem einge- schalteten Steinkohlenflöz übergehen. Die Steinkohle wurde seit mehr als 2 Jahrhunderten aus 18 bis 30 cm (max. 50 cm) mächtigen Flözen an der Stollenwand am Kalten Wasser und im oberen Lauchagrund gegenüber dem Weißen Graben, nahe der Damenwiese und am Großen Jagdberg in nur sehr geringen Mengen gewonnen. Die Steinkohlen waren nur für das Kleingewerbe nutzbar und alle Abbauversuche in wirt- schaftlichen Notzeiten scheiterten an den vergleichsweise nur mit sehr hohem Aufwand zu gewinnenden Geringstmengen (MEINHOLD 1980). Ähnliche Abbauverhältnisse sind von der Öhrenkammer bei Ruhla überliefert (MEINHOLD 1995). Die Steinkohle vom Großen Jagdberg wird als Glanzkohle beschrieben (ZIMMERMANN 1924). Die Steinkohle der Bhrg. Ohrdruf 1/60 ist relativ hoch inkohlt. Bei der Streifenkohle handelt es sich nach dem Gehalt an flüchtigen Bestandteilen um eine Magerkohle (G. SCHWAB 1962/Schichtenverzeichnis). KAEMMEL (1973) bestätigt die Steinkohlen der Vor- kommen der Bhrg. Ohrdruf 1/60 sowie vom Lauchagrund und Kleinschmalkalden als hochin- kohlte, im Allgemeinen anthrazitische Magerkohlen. Der hohe Inkohlungsgrad wird durch den höheren thermischen Gradienten im Bereich der Mitteldeutschen Kristallinzone gedeutet, hervorgerufen durch Magmatite, auflagernde Vulkanite und Sedimente, „da der für eine der- artige Umwandlung erforderliche Ablagerungsdruck durch Sedimentmächtigkeiten bis um 1 000 m nicht zur Verfügung stand“. Im Ausstrichbereich, an der Basis des Stefan C-Rotliegendkomplexes, sind die basalen Se- dimente zwischen den auflagernden Vulkaniten der Georgenthal- und auch der Ilmenau- Formation und dem unterlagernden Grundgebirge, einschließlich des Thüringer Hauptgra- nitmassivs, bruchtektonisch zerschert worden. Aus diesem Grunde sind die bisher aus die- sen Profilabschnitten gewonnenen Mächtigkeitsangaben unter gewissem Vorbehalt zu be- trachten. Mächtigkeitsangaben um 30 - 40 m dürften für die randlichen Aufschlüsse real sein. Das betrifft auch die Beschreibung der Profile, die z. T. nur nach ausgebrachtem Haldenma- terial erfolgt ist. Zwei ungestörte Profile sind durch die Bohrungen Ohrdruf 1/60 (bei Georgenthal) und Tabarz 1/62 aufgeschlossen worden. Diese sind in Beil. 4 erfasst und zu- letzt in ANDREAS et al. (2005) dargestellt und beschrieben worden. In den Bohrungen Ohrdruf 1/60 bei Georgenthal und Tabarz 1/62 (GK 25, Bl. 5129: Walters- hausen) beträgt die Sedimentmächtigkeit > 93 m (durch eine subpelitische Andesiteffusion in ursprünglicher Mächtigkeit reduziert; ANDREAS 1988) bzw. 88 m. In nördlicher Richtung sind basale Sedimente mit 85 m Mächtigkeit in der Bhrg. Gotha 1/63 im nördlichen Vorland des Thüringer Waldes nachgewiesen (BROSIN 1971; Beil. 4). Der Thermokontakt der über- lagernden Andesite zu den basalen Sedimenten entspricht den Beobachtungen in den Profi- len der Bhrgn. Ohrdruf 1/60 und Tabarz 1/62 und stützt somit eine Einstufung zumindest der unteren Teilabschnitte des Profils der Bhrg. Gotha 1/63 in die Untere Georgenthal- Formation. Es sind keine größeren Mächtigkeiten bekannt geworden. Die in etwa gleich hohe Mächtigkeit der Sedimente und andere Kriterien sprechen dafür, dass mit den Profilen der genannten Bohrungen ein einheitliches Akkumulationszentrum dokumentiert wird (Beil. 4). Nach JUDERSLEBEN (1972) sind die basalen Sedimente der Bohrung Ohrdruf 1/60 eine Serie von Karbonatgesteinen, Tonsteinen, Schluffsteinen, Grauwacken und Feldspatgrau- wacken. Unter karbonatischen Sedimenten folgen von oben nach unten feinkörnige, klasti- sche Gesteine, in die vereinzelt karbonatische oder gröberklastische Partien und ein gering- mächtiges Kohlenflöz eingeschaltet sind. Darunter liegt eine Serie von graugrünen, festen

98 Feldspatgrauwacken von etwa übereinstimmender Korngröße. Mit einem karbonatreichen Schluffstein setzt dann eine Abfolge klastischer Sedimente ein, die mit wachsender Teufe in ihren Korngrößen zunehmen und in eine konglomeratische Grauwacke als unmittelbare Auf- lage auf dem Granit übergehen. Als klastische Mineralien finden sich Quarz, Feldspäte, Glimmer- und Schwermineralien. Gesteinsbruchstücke treten mengenmäßig in den Sedimenten gegenüber Quarz und Feld- spat zurück. Lediglich die groben Grauwacken an der Basis enthalten sehr viel Granitgerölle. Nach oben zu nimmt der Gehalt an Granitrelikten ab. Außerdem treten dort Quarzchlorit- schieferbruchstücke mit winzigen Rutilnädelchen sowie wenig Quarzitreste des Außenrah- mens der Granitoide auf. Die Chloritschieferreste sind stark deformiert und fungieren häufig als Bindemittel. In westlicher Richtung greifen die Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimente mit zunehmender Mäch- tigkeitsreduzierung über den Rand des Hauptgranits hinweg auf das metamorphe Grundge- birge des Ruhlaer Kristallins über. Auf einer Entfernung von ± 2 km in N-S-Richtung, begin- nend mit etwa ± 70 m Mächtigkeit an der Öhrenkammer bei Ruhla, entlang dem Westrand der Scholle von Winterstein (GK 25, Bl. 5128) bis hin zur begrenzenden Reifstieg-Störung reduziert sich die Mächtigkeit sehr deutlich (ANDREAS & WUNDERLICH 1998), bis sich dann die Sedimente bei Kleinschmalkalden (vorm. Pappenheim) nahezu völlig unterhalb der Vulkanite verlieren. Unter Zusammenfassung der bisherigen Kenntnisse ergibt sich die Aussage, dass die basale Sedimentation in einer ± 30 km breiten und ± 50 km langen, flachen und um NW-SE bzw. WNW-ESE gerichteten, schwach durchströmten Grabensenke erfolgt ist. Die Graufazies der basalen Sedimente dokumentiert den zentralen Abschnitt der Verbreitung der Öhrenkam- mer-Ilmtal-Sedimente von der Öhrenkammer bei Ruhla über die Bhrg. Tabarz 1/61 bis zum Ilmtal bei Manebach, quer zur Entwicklung der Saale-Unstrut- bzw. Main-Senke. Für diesen Zeitabschnitt des höheren Stefan C ist auf Grund der Fossilführung eine fluviatile Verbindung zwischen den Öhrenkammer-Ilmtal-Sedimenten und der Wettin-Formation in der Saale- Unstrut-Senke belegt (z. B. SCHNEIDER & WERNEBURG 1996). Der aufkommende Vulka- nismus und die damit verknüpfte transtensive NNW-SSE-Quergrabentektonik des Thürin- gisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems unterbrechen jedoch nachhaltig die vorhan- dene Drainage. Eine Rotfazies - gebunden an die Basis der Oberen Georgenthal-Formation - ist ausgehend vom Gebiet um Zella-Mehlis in nördlicher Richtung in der Bhrg. Gotha 1/63 erfasst und könnte nach N die Begrenzung durch die Unterwerra-Frankenwald-Linie erreicht haben. In der Bhrg. Neudietendorf 3/62 sind aufgrund der kaolinführenden Sedimente mut- maßlich Äquivalente der basalen Oberen Georgenthal-Formation angetroffen worden. Die Begrenzung im E ist als Grabenschulter der flach herausgehobenen östlichen Flanke des Thüringer Hauptgranits im Übergang zur Möhrenbach-Formation des Thüringisch- Fränkischen N-S-Rifts entwickelt. In westlicher Richtung klingt die Sedimentation im östli- chen Randbereich des Ruhlaer Kristallins als einem Teil der damaligen Hochscholle westlich der Hornburg-Langensalza-Ruhla-Spessart-Tiefenstörung aus (Beil. 1). Die Vulkanite sind im nordwestlichen Thüringer Wald in mehreren Verbreitungsgebieten auf- geschlossen. Die einzelnen Vorkommen erreichen eine Ausdehnung von mehreren Zehner m² bis hin zu ± einem km². Die Ausstriche besitzen zwischen Lauchagrund-Granodiorit, der basalen Sedimentzone und den auflagernden Vulkaniten der Ilmenau-Formation meist bruchtektonisch begrenzte Lagerungsverhältnisse bzw. nur anteilig einen ungestörten geolo- gischen Grenzverband. Im westlichen Blattrandgebiet der GK 25, Bl. 5129: Waltershausen sind von N nach S die Vulkanite und Tuffe im Lauchagrund am Bärenbruch, an der Damen- wiese, im Badewassertal, westlich vom Simmetsberg, südlich vom Jagdberg in mehreren Schollen und am Kalten Wasser (Stollenbach und Ickersbach) verbreitet. Im Bereich der GK 25, Bl. 5229: Tambach-Dietharz treten nur zwei kleine Schollen und das nordwestliche Teilstück des großen Verbreitungsgebietes auf der GK 25, Bl. 5329: Zella- Mehlis östlich der Ortslage Steinbach zutage. An den Flanken der Eintalung der Apfelstädt

99 südwestlich der Ortslage Georgenthal ist das größte zusammenhängende Vulkanitareal ver- breitet. Im Norden grenzen hier verschiedene Vulkaniteinheiten der Georgenthal-Formation an einer Störung gegen den Andesit (Ebertsheide-Melaphyr) der Ilmenau-Formation und werden im übrigen Abschnitt vom Unteren Konglomerat der Tambach-Formation überlagert bzw. sind durch Störung von ihm getrennt. Kleinere geologische Fenster sind noch im Schloßbrunntal und südöstlich der Ortslage Catterfeld erosiv unter dem Konglomerat ange- schnitten (Beil. 20). Den Aufschlüssen bei Georgenthal kommt eine Schlüsselstellung bei der Gliederung der Vulkanitserie zu. Mit der Bhrg. Ohrdruf 1/60 am Ausgang des Erft(Erfurter)-Grundes zum Apfelstädttal, wurde ein Profil der Ergüsse und Tuffe der tieferen Georgenthal-Formation aufgeschlossen. Die Vulkanite wurden detailliert gegliedert und petrographisch eingehend bearbeitet. Ausgehend von diesem Profil ist das flächenhaft zusammenhängende Vulkanita- real unterhalb der Tambach-Formation kartiert und ein für die gesamte Georgenthal- Formation gültiges Vergleichsprofil erarbeitet worden (ANDREAS & VOIGT 1962/64 in HOPPE & SEIDEL (Hrsg.) 1974, VOIGT 1972). Der Vulkanitkomplex von Georgenthal ist etwa 900 - 1 000 m mächtig (addiert) und baut sich aus einer Erguss-Tuffwechselfolge von 7 Latittypen unterschiedlicher Mächtigkeiten und Verbreitung auf. Der älteste Vulkanit ist subpelitisch in das noch durchnässte basale Seese- diment des Riftgrabens intrudiert und in Verbindung mit deutlichen Kontakterscheinungen (ANDREAS 1988) ist analog zu den Sedimenten ein hochstefanisches Alter des Vulkanis- mus angezeigt. In den Aufschlussgebieten, die in den südwestlichen Randbereich der Rotliegendverbreitung gegen das Grundgebirge eingeordnet sind, wird das o. g. Profil durch weitere Latittypen er- gänzt bzw. fallen Typen des Georgenthaler Profils aus. Deutlich lässt sich jedoch allerorts die Zugehörigkeit zu einem zusammenhängenden Vulkanitkomplex herstellen. In den Profilen zwischen den in etwa 10 km voneinander entfernten Bohrungen Georgenthal 1/60 und Tabarz 1/62 differiert die Mächtigkeit der basalen Sedimente nur um ± 15 m. Dage- gen nimmt die Mächtigkeit der Vulkanite in südwestlicher Richtung zur Bhrg. Tabarz von ± 900 m auf 60 m ab (Beil. 19). Die Vulkanite sind hier nur noch durch die drei tiefsten, im Profil von Georgenthal gelegenen Latittypen repräsentiert. Dabei sind die hier > 150 m bis > 500 m mächtigen Erguss- Tuffwechselfolgen nur noch durch < 10 bis um 20 m mächtige Ergussäquivalente vertreten. In einer Entfernung von ± 18 km von der Bohrung Ohrdruf 1/60 bis zur Öhrenkammer bei Ruhla bzw. 12 km bis zur Bhrg. Fischbach 1/61 (GK 25, Bl. 5128: Ruhla) sind nur noch we- nige m Latit erhalten. Die Latite haben hier die partiell steinkohlenführenden basalen Sedi- mente vor der Intrarotliegend-Erosion bewahrt. Die Latite führen - aber nicht in allen Serien - geringe Mengen Plagioklas, nur in wenigen Serien Hornblende und auch nicht immer Biotit. Pyroxen kommt in allen Vulkaniten vor und auch Olivin ist in den meisten Latittypen enthalten. Die Plagioklaseinsprenglinge sind fast ausnahmslos umgewandelt (Albit, Serizit, Kaolin). Verbreitet und häufig ist eine typische Mandelsteinentwicklung im oberen und unteren Randbereich von Ergüssen. Gelegentlich sind auch Rand- und Oberflächenbrekzien ausgebildet. Die Bezeichnung Latit wurde in der Feldansprache für die bisher gebräuchliche Bezeichnung Porphyrit bzw. Andesit verwendet. Nach VOIGT (1972) stellen die Vulkanite Olivinlatite, Olivintrachyte und dunkle Alkalitrachyte i. S. von RITTMANN (1952) dar, die vorwiegend lamproitischen und syenitischen Magmen zuzuordnen sind. Der im Profil tiefste Vulkanit der Bhrg. Ohrdruf 1/60 ist ein 75 m mächtiger Latit (Beil. 21). Er ist über den feuchten basalen Sedimenten ausgeflossen und durch Biotit- und Pyroxen- einsprenglinge gekennzeichnet. Bei der 2. Serie, die in einer Tuff-Tuffitfolge liegt, handelt es

100 sich nach Ausbildung der Kontakte um eine Subeffusion (10 m mächtig). Der Latit liegt als typischer Mandelstein vor. Die qualitative Einsprenglingsführung ist der tiefsten Serie analog. Um eine eindeutig effusiv-subaerische Bildung handelt es sich bei der nach oben im Profil folgenden 3. Decke. Sie wird aus einem 40 m mächtigen Erguss und einer 20 m mächtigen Tufffolge aufgebaut. Der Latit führt Einsprenglinge von Plagioklas, Biotit, Hornblende, Pyro- xen und Olivin. Die nächste (4.) Decke, mit wahrscheinlich nur geringer Verbreitung, könnte als ein in seiner petrographischen Ausbildung etwas abweichender Erguss der unterlagernden Folge zuge- ordnet werden. Petrographisch unterscheidet er sich durch das Fehlen von Hornblen- deeinsprenglingen, einen höheren Gehalt an Plagioklas- und Olivineinsprenglingen und ei- nen niedrigeren Gehalt an Biotit. Nach oben schließt sich eine Serie an, die aus mindestens 7, etwa 10 m mächtigen Ergüs- sen besteht, die durch Tuffeinschaltungen voneinander getrennt sind. Es sind aphanitische Gesteine, die nur wenige kleine Biotiteinsprenglinge führen. Darüber lagert nach Kartie- rungsergebnissen diskordant eine ungefähr 150 m mächtige Latitfolge, die wegen schlechter Aufschlussverhältnisse nicht untergliedert wird, aber sicher aus mehreren Ergüssen mit Tuff- einschaltungen aufgebaut ist. Petrographisch ist dieser Typ durch Plagioklas-, Biotit-, Pyro- xen- und Olivineinsprenglinge gekennzeichnet (Zusammensetzung ähnlich der 4. Serie). Ebenfalls diskordant folgt im Hangenden eine annähernd 500 m mächtige Effusivserie, die sich aus 6 Ergüssen aufbaut. Zwischen den einzelnen Ergüssen sind zum Teil geringmächti- ge Tuffe eingeschaltet, bzw. grenzen mehrfach die Ergüsse auch direkt aneinander. Es han- delt sich bei diesem Andesittyp um biotitfreie, plagioklas-, pyroxen- und olivineinsprenglings- führende Vulkanite. Nach einer nur geringmächtigen Aufarbeitungszone folgt im Hangenden ein ± 10 m mächtiger Erguss mit zugehörigen Hangend- und Liegendtuffen, der von der Lieg- endserie durch einen viel höheren Gehalt an Plagioklaseinsprenglingen (3 → 17%) zu unter- scheiden ist. Allgemein im Profil nach oben zunehmend lassen sich intraformationelle Diskordanzen, her- vorgerufen durch Erosion der Randfazies der jeweils unterlagernden Vulkanite und durch Verfärbungshorizonte im Kontaktbereich, nachweisen. Diese Erscheinungen zeigen sich vor allem an Ergüssen mit einer Mächtigkeit von ≥ 100 - 150 m, die wohl deutlich über dem da- maligen Erosionsniveau abgelagert worden sind. Die Achse der größten Mächtigkeit des Vulkanitkomplexes wurde bisher mit ± 900 - 1 000 m auf der Linie Georgenthal-Zella-Mehlis angenommen. Die Mächtigkeiten nehmen nach Süd- westen in Richtung des Beckenrandes ab, wobei die jüngeren Ergüsse nach außen übergrei- fen. Neben bedeutender vulkanotektonischer Absenkung und bruchtektonischen Prozessen ist auch das Ausfüllen einer paläomorphologischen Hohlform - d. h., einer flachen initialen Grabensenke mit der basalen Sedimentbildung - in Betracht zu ziehen. Aber auch die Vulka- nite bildeten mit großer Wahrscheinlichkeit einen im Durchmesser etwa 35 - 40 km großen flachen Schildvulkan bzw. ein flach geneigtes Lavaplateau innerhalb der Riftgrabensenke. In Verbindung mit Schichtlücken entwickelte geringmächtige Aufarbeitungssedimente führen nur Lokaldetritus der Latite. Das Latitprofil der Bohrung Gotha und die Anlieferung mächtiger Latitkonglomerate der Gold- lauter-Formation in breiter Front als Abtragungsprodukte aus dem nördlichen Vorfeld des mittleren Thüringer Waldes sprechen für eine gegenwärtig nicht exakt rekonstruierbare ehe- malige Verbreitung der basalen Sedimente und der Latite der Georgenthal-Formation in ei- ner bestimmten Position in der Unstrut-Saale-Senke unter der Zechstein- und Triasbede- ckung des nördlichen Vorlandes im Bereich des Thüringer Beckens. Als Begrenzung wird der bruchtektonisch konturierte Bereich der Unterwerra-Frankenwald-Querzone als N-Flanke der Thüringer Wald-Riftgrabensenke betrachtet, wobei von einem von der Kraichgau-Senke nach N gerichteten Vorstoß ausgegangen wird.

101 Eine zusammenfassende Darstellung zur Problematik ist z. B. von STEINER & BROSIN (1974), SCHNEIDER & GAITSCH (2001) sowie BROSIN & LÜTZNER (2010) publiziert. Mit Sicherheit ist die Georgenthal-Formation auch südlich des Thüringer Hauptgranits von Suhl/Zella-Mehlis bis hin zum Raum der Heustreu-Hassberge-Querzone entwickelt. An einer etwa NW-SE bzw. WNW-ESE („herzynisch“) streichenden Störung der variszischen Schollengliederung, die sich vom Raum Kleinschmalkalden (vorm. Pappenheim) - Seligen- thal ausgehend über den Bereich der Bhrg. Zella-Mehlis 1/64 hinweg in östlicher Richtung bis in den Raum Schmiedefeld erstreckt, klingt die Verbreitung der Unteren Georgenthal- Formation in südlicher Richtung aus. Südlich dieser schmalen Granitschwelle, einer internen Untergliederung des Riftgrabens, die sich subparallel zum heutigen Thüringer Wald erstreckt hat und auch in der Ilmenau-Formation wirksam war (SEYFARTH 1964), haben sich nach einer mit Erosion der älteren Einheiten verknüpften Schichtlücke die Zella-Mehlis-Erfurter Grund-Sedimente mit den auflagernden Vulkaniten der Oberen Georgenthal-Formation her- ausgebildet. Den bisher verfolgten Ansichten einer möglichen NE-SW streichenden Schwelle parallel zur Scheinstruktur eines sog. Suhler Sattels i. S. von WEBER (1962) kann nicht mehr gefolgt werden. Die basalen Sedimente der Bhrg. Zella-Mehlis 1/64 waren unter Ausfall der Georgenthal- Formation als zur Ilmenau-Formation gehörig eingestuft worden (ANDREAS et al. 1990). Nach erneuter Überprüfung und einem Vergleich mit den durch ZIMMERMANN & SCHEIBE (1908) sowie KÜHN (1920) beschriebenen, charakteristisch gefärbten und partiell hornfelsar- tig eingekieselten Sedimenten und Tuffen, sind sie nunmehr folgerichtig als Zella-Mehlis- Sedimente an die Basis der Oberen Georgenthal-Formation eingeordnet. Die Ilmenau- Formation ist hier offensichtlich mit einem Teilabschnitt der Manebach-Formation im Profil tektonisch unterdrückt. Die partielle Kaolinführung der basalen Sedimente der Oberen Georgenthal-Formation gestattet einen möglichen Vergleich mit den etwa 65 m mächtigen Sedimenten über Granit der Bhrg. Neudietendorf 3/62. Während die Verbreitung der Öhrenkammer-Ilmtal- und Zella-Mehlis-Erfurter Grund- Sedimente noch durch WNW-ESE-Konturen innerhalb der sich zunehmend deutlicher ab- zeichnenden Grenzen des Thüringer Wald-Riftgrabens geprägt ist, sind die Extrusionslinien der jeweils auflagernden Vulkanite bereits deutlich NW-SE bzw. NNW-SSE gerichtet. Das lässt sich an einem Vulkanitgang bei Georgenthal belegen (ANDREAS & VOIGT 1972) und an einer über 5 km langen Intrusion parallel zum Granitausstrich in den Zella-Mehlis- Sedimenten südlich der Ortslage Zella-Mehlis (ANDREAS, Geländebegehung 2002). Hier wirken bereits deutlich die extensiven Kräfte des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Tiefen- lineamentes bzw. des Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems, das in der nachfolgenden Entwicklung in der Oberhof-Formation als „pull-apart“-ähnliches System aus- gebaut wird. Die Breite des Ausstrichs der Georgenthal-Formation ist von der Querausdeh- nung der Unstrut-Saale-Senke bestimmt. Diese erreicht den Raum der Riftgrabensenke des Thüringer Waldes und löst mit dem Kontakt zum Göttingen-Ruhla-Regensburg- Tiefenlineament den Vulkanismus der Unteren Georgenthal-Formation aus. Damit enden die Aktivitäten der Unstrut-Senke im Raum des Thüringer Waldes. Absolute Altersbestimmungen im Bereich der Möhrenbach-Formation belegen 296 ± 5 und 295 ± 3 Mio a. Die angedachte Entwicklung des Thüringer Wald-Profils als einem Bestandteil der Saale- Unstrut-Senke (BROSIN & LÜTZNER 2010) hat bisher immer einen Vergleich der jeweiligen Profile herausgefordert. Die Zusammenfassung einer Neubetrachtung lässt jedoch erkennen, dass mit den Wettiner Schichten, analog zur Saar-Nahe-Senke, die Entwicklung in der ei- gentlichen Saale-Unstrut-Senke mit dem Erreichen des Thüringer Wald-Riftgrabens und dem Auslösen markanter vulkanischer Prozesse - analog zur Entwicklung der Saar-Nahe-Senke bis in den Raum Frankfurt - zum Abschluss gekommen war. Die weitere Entwicklung im Be- reich vom Thüringer Wald setzt mit taphrogen gesteuerten Prozessen als Teil einer Riftgra-

102 ben- und Furrow-Struktur analog und zeitgleich zu den Bildungen im Bereich der Böhmi- schen Masse ein. Mit der beginnenden Extension nach Abschluss der asturischen Kollisionsvorgänge erfolgte der Fortbau der Senkenentwicklung zeitlich gestaffelt für die Saale-Unstrut-Senke von NE nach SW und für die Saar-Nahe-Senke von SW nach NE (ANDREAS 1988, SCHNEIDER & GAITSCH 2003). Beide Senken haben, ausgehend vom Zeitraum des höheren Westfal bis hin zum Stefan B, offensichtlich die begrenzenden tiefentektonischen Grenzbruchstrukturen der Süddeutschen Großscholle im höchsten Stefan C erreicht. Die am nordwestlichen Außenrand störungsbegrenzten Senken bauen sich nach Modellvor- stellungen von HENK (1993) für die Saar-Nahe-Senke aus drei Schollen über einem basalen detachment auf, die durch „first order transfer fault zones“ begrenzt sind. Die somit tekto- nisch quer zur Senkenerstreckung gebildeten Teilschollen sind durch unterschiedliche struk- turelle und fazielle Entwicklungen gekennzeichnet. Die variantenreiche Ausgestaltung als Subbasins ist möglicherweise auch mit einer differenzierten detachment-Geometrie ver- knüpft. Für die Saale-Unstrut-Senke lassen sich analoge Vorstellung ableiten, und als „first order transfer faults“ würden die Unterwerra-Frankenwald-Querzone im NE und die Kissingen- Haßfurt-Bodenwöhr-Querzone im SW das Werra-Segment einschließen, das gegenüber den angrenzenden Gebieten eine verschiedentlich eigene geotektonische Prägung besitzt. Für das Zentralböhmische Becken bzw. die Plzen-Senke wird i. S. von DILL (1988) angenom- men, dass diese ebenfalls bis in den Randbereich der Süddeutschen Großscholle vorge- drungen waren. Während postasturisch sich die Akkumulationsstruktur der Saale-Unstrut-Senke noch deut- lich über der Mitteldeutschen Kristallinzone mit Anlehnung an die abscherende Hornburg- Langensalza-Ruhla-Rhön-Geosutur entwickelt hatte, verschiebt sich jetzt der Schwerpunkt der Absenkung und der Akkumulation aus dem Bereich des Thüringer Wald-Riftgrabens in den Abschnitt der Thüringen-Furrow (Beil. 1). Das bedeutet konkret, dass die bisherige Ab- scherung an der Hornburg-Ruhla-Geosutur der durch „transfer fault zones“ getrennten Teil- schollen der Saale-Unstrut-Senke im Bereich des Werra-Segments nunmehr an der Vorder- rhön-Elevation erfolgt. Diese begrenzt die Westflanke der Thüringen-Furrow. Mit dieser Ab- folge erklärt sich auch das bisher von allen Bearbeitern der Morphologie der Saale-Unstrut- Senke aufgezeigte Bild des schwer deutbaren Umlenkens der Senke mit Annäherung an den Thüringer Wald aus der NE-SW- in die N-S(NNE-SSW)-Richtung. Von PAUL (1999) wurde eine NNE-SSW streichende Zone von aneinander gereihten Teil- gräben konstruiert, die sich aus dem nordthüringischen Raum über den Mittelharz und den Flechtinger Höhenzug in Sachsen-Anhalt erstreckt. Die genannte Struktur wird von den Mühlhausen- und Ilfeld-Gräben (basins) im S, und über den Mittelharz hinweg, von den Fallstein- und Beber-Gräben gebildet. Sie wird als eine Riftstruktur gedeutet, die sich subparallel zum Niedersachsen-Rift (Hannover-Rift) entwickelt hatte. Vom Autor wurde wiederholt versucht, die Niedersachsen-Riftkonstruktion (GAST 1988) in das Entwicklungsbild des Thüringer Waldes einzubeziehen. Hier bietet sich auf der Basis des gegenüber den Vulkaniten der Georgenthal-Formation des zentralen Thüringer Waldes deutlich abweichenden Chemismus der Möhrenbach-Vulkanite an, das sogenannte Thürin- gisch-Fränkische Rift abzutrennen und als eine seitlich versetzte Fortsetzung des Nieder- sachsen-Rifts zu betrachten (ANDREAS et al. 2003). Im zentralen Thüringer Wald beginnt zeitgleich mit den Furrow-Strukturen von Boskovice, Blanice und auch Weiden die Herausbildung der Thüringen-Mittelharz-Furrow. Eine mögliche Fortsetzung der Furrow-Struktur des Thüringer Waldes in nördlicher Richtung ist durch die Riftkonstruktion von PAUL gegeben und der Gesamtverband wird nunmehr als Thüringen- Mittelharz-Furrow bezeichnet.

103 Als Bestätigung darf die typisch asymmetrische Entwicklung der Absenkung quer zum Ver- lauf der Furrow gelten, die in allen Strukturen ein gleichartiges Bild hervorruft. Dabei sind die Ostflanken deutlich stärker abgesenkt, durch grobklastische Schüttungen charakterisiert, und es lässt sich z. B. für den Raum Ilfeld mit der Konstruktion von Entwicklungsschnitten (PAUL 1999: Fig. 4.) eine deutliche Zuordnung zum Furrow-Mechanismus ableiten. Die basalen vulkanischen Aktivitäten sind hier nicht mit denen der Georgenthal-Formation, sondern mit denjenigen der sich nunmehr aufbauenden Ilmenau-Formation vergleichbar. Nach bisheriger Kenntnis sitzen die Furrow-Strukturen von Boskovice, Blanice, Weiden und von Thüringen-Mittelharz den vorgegebenen Strukturen der Zwischenschollen-Riftgraben- senke bzw. dem im Grenzraum Oberer Mantel/Unterkruste angesiedelten Tiefenlineament Göttingen-Ruhla-Regensburg auf. Daneben entstand zeitweilig eine Riftstruktur und alle vier Elemente, die Saale-Unstrut-Senke, die Kraichgau-Main-Senke, das Thüringisch-Fränkische Rift und die Thüringen-Mittelharz-Furrow, wurden von dem Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensystem, einem strike slip belt, gequert, in dessen Bereich im unteren Abschnitt der Oberhof-Formation eine > 200 km lange „pull-apart“-ähnliche Struktur entstanden ist. Dieser Prozess der diskonformen Querung der präexistenten Strukturen durch ein sich in progressiver Entwicklung befindliches Scherzonensystem, das wesentlich auf die Gesamt- entwicklung einwirkt, wird sich an den im Verlauf der Oberkarbon-Rotliegendentwicklung im Bereich des Thüringer Waldes neu gebildeten Einheiten ständig „ortsfest“ wiederholen.

4.3. Die Ilmenau- und Manebach-Formation

Die Ilmenau-Formation, ehemalige Obere Gehrener-Schichten, umfasst im Sinne von DEU- BEL (1930) die Lindenberg-Unterformation, überlagert von der Höllkopf-Unterformation (ANDREAS 1990). LÜTZNER et al. (2000) bezeichnen die Höllkopf-Unterformation, von SEYFARTH (1962, 1964) einschließlich des Höllkopf-Melaphyrs als Kickelhahnserie zu- sammengefasst, nach einem Entwurf von MICHAEL (1994) als Kickelhahn-Unterformation. In Wirklichkeit ist es erforderlich, eine vierteilige Untergliederung zu diskutieren, wobei die flözführende Folge der Manebach-Formation die vierte Einheit darstellt. Das dritte Glied bil- det das sogenannte Grundkonglomerat als ehemalige Einheit an der Basis der Manebacher Schichten, das sowohl als Teil der Manebacher Schichten (LÜTZNER 1972) bzw. als Untere Manebacher Schichten ausgehalten worden ist (ANDREAS, HAUBOLD & LANGBEIN 1981). Die Gesteine der Ilmenau-Formation und die der Manebach-Formation sind also hinsichtlich ihrer lithofaziellen Gliederung und Einordnung in den geologischen Entwicklungsablauf wie- derholt jeweils in summa oder in Teilen Umstufungen unterworfen worden, die zu einem be- achtenswerten Wirrwarr und nomenklatorischen Unsicherheiten geführt haben. Zudem macht sich eine Diskussion und Neubetrachtung unter dem Sachverhalt notwendig, dass sich im Thüringer Wald zwei getrennte vulkanogene Struktureinheiten entwickelt haben, von denen sich im Kreuzungsbereich einzelne Profilabschnitte überlagern. In einem Manuskript für das Jb. für Geol. - wegen Einstellung des Publikationsorganes nicht erschienen - wurde von ANDREAS, HAUBOLD & LANGBEIN (1981) eine detaillierte Analyse der Faziesverhältnisse der Grundkonglomerat-Unterformation der Ilmenau-Formation vorge- stellt. Deren Ergebnisse, von dem im Thüringer Wald arbeitenden Kollegenkreis als Publika- tion behandelt und zitiert, sind partiell in die vorliegende Arbeit eingeflossen. DEUBEL (1930) schied in der Legende zur GK 25, Bl. Ilmenau (Grenzandruck; kein Aufla- gendruck) Untere und Obere Gehrener Schichten aus. In seiner zusammenfassenden Arbeit über das Rotliegend des Thüringer Waldes (1960) vermied er diese Unterteilung. Offensicht- lich war es ihm nicht möglich, komplikationslos die zweiteilige Gliederung der Oberen Geh- rener Schichten im östlichen Thüringer Wald auf den westlichen Teil zu übertragen. SEY- FARTH (1962, 1964) untersuchte in einem Profil von Ilmenau im N bis nach Suhl im S die Aufeinanderfolge der Förderprodukte des jüngsten Gehrener Vulkanismus, d. h., von den Umlagerungssedimenten über dem Höllkopfmelaphyr ausgehend, den folgenden Kickel- hahntuff, über den Kickelhahnporphyr bis zu den dem Porphyr auflagernden jüngsten Tuffen

104 (Kickelhahnserie). ANDREAS (1971) hat bei Tabarz, auf der GK 25, Bl Waltershau- sen/Friedrichroda ein der Kickelhahnserie SEYFARTH’s in etwa analoges Profil vom Bären- bruch und auf der GK 25, Bl. Ruhla ein solches vom Sembachtal bei Winterstein beschrie- ben. Bei dem Versuch, die Zweiteilung der ehemals Oberen Gehrener Schichten im westli- chen Thüringer Wald zu manifestieren (ANDREAS 1998), wurde das Profil vom Bärenbruch- Sembachtal mit der Lindenberg-Unterfolge verglichen und die Tuffe als Untere und Obere Tonsteine im stratigraphischen Sinne bezeichnet. Diese falsche Entscheidung rührt daher, dass die Lindenberg-Unterfolge im westlichen Abschnitt des Thüringer Waldes nur als redu- ziertes Profil entwickelt ist und daher war ein Vergleich mit den Unteren und Oberen Ton- steinen im stratigraphischen Sinne unzulässig. Als Äquivalent zur Höllkopf-Unterfolge sind ihr die von ANDREAS (1971) als Untere Mane- bach-Folge eingestuften Sembachtal-Sedimente zugeordnet worden. Bei Untersuchungen im Bereich der Vorbohrungen zur Sperrstelle der Talsperre Erletor hat LÜTZNER (1972) ein lakustrines Sedimentpaket mit erodiertem Vulkanitmaterial und Ein- schaltungen von Tufflagen zu den Kickelhahntuffen gestellt. Es ist zu vermerken, dass im nur „ausschnittsweise“ wiedergegebenen Profil der Bohrung Erletor Nr. 1 eine deutliche Zweitei- lung zwischen dem Kickelhahntuff, d. h., der Kickelhahn-Unterformation im tieferen Ab- schnitt, in der Publikation nicht dargestellt, und den auflagernden Erletorsedimenten, d. h., der Grundkonglomerat-Unterformation vorliegt. Für das Profil in der Thüringisch-Fränkischen Riftzone im östlichen Thüringer Wald ist be- kannt, dass es sich aus den an das Zentraleuropäische Riftsystem gebundenen Vulkaniten der Möhrenbach-Formation zusammensetzt, denen sich einzelne Abschnitte der Georgen- thal-Formation des zentralen und westlichen Thüringer Waldes einschalten, die mit der diskonform querenden Thüringer Wald-Riftgrabensenke verknüpft sind. Für die Ilmenau-Formation in der eingangs skizzierten Form lassen sich die gleichen Bedin- gungen ableiten. Während die Lindenberg-Unterformation im Thüringisch-Fränkischen N-S- Riftabschnitt des östlichen Thüringer Waldes verbreitet ist, zeigt das typische Profil der Ki- ckelhahn-Unterformation eine weite Verbreitung im Thüringer Wald-Riftgraben in westlicher Richtung über das Kristallin von Ruhla hinweg bis unter das östliche Verbreitungsgebiet der Eisenach-Formation. Damit sind als eigentlicher wesentlicher Baustein der Ilmenau- Formation die Kickelhahn- und Grundkonglomerat-Unterformation definiert. Da die Formati- onsgliederung im Thüringer Wald auf profiltypische Ortsbezeichnungen zurückgeht, ist der Begriff der Ilmenau-Formation weiterzuführen. Die Lindenberg-Unterformation ist im Bereich der Thüringisch-Fränkischen Riftzone nach einer Schichtlücke und Erosionsdiskordanz über der Öhrenstock-Unterformation der (Obe- ren) Möhrenbach-Formation eingeordnet. Nach einer Fixierung des Grenzbereiches zwi- schen der Möhrenbach- und der Georgenthal-Formation bedarf die Diskussion des Grenzbe- reiches zwischen der Ilmenau- und der Manebach-Formation gleichfalls einer schlüssigen Formulierung und Definition (Tab. 9). HAUBOLD & KATZUNG (1980) haben als Winterstein-Formation das Grundkonglomerat und dessen Äquivalente sowie eine Kammerberg-Formation für die kohlenführende Schichtfolge als Manebach-Gruppe zusammengefasst und bestätigen damit die „klassische Gliederung“. Ebenfalls nach erfolgten bruchtektonischen Verstellungen, Erosion und Schichtlücke sind Äquivalente der Lindenberg-Unterformation im nordwestlichen Thüringer Wald im Raum süd- lich der Ortslage Tabarz (GK 25, Bl. 5129) vertreten. Im Profil der Bhrg. Tabarz 1/61 (Beil. 5) sind Sedimente über Latit der Oberen Georgenthal-Formation entwickelt, die von einem Pl- Bi-Am-Latit (Typ Damenwiese) überlagert werden. Ein analoges Profil ist im Lauchagrund an der sog. Damenwiese aufgeschlossen. Hier lagern „Sandsteine und Schiefertone“ dem Thü- ringer Hauptgranit auf und werden von einem Latit gleichen Typs wie in der Bhrg. Tabarz 1/61 überlagert (Melaphyr bei SCHREIBER 1995: Abb. 24).

105 Tab. 9: Gliederung der Ilmenau- und Manebach-Formation. Ausbau der Zwischenschollen-Riftgrabensenke in NW-SE bzw. NNW-SSE- Richtung als vulkanogen-strukturelle Verbindung zwischen den Ausläufern der im Umfeld des Thüringer Waldes in E-W-Richtung versetzten Zentraleuropäischen N-S-Riftzone (in der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle weit verbreitete taph- rogene Grabenfelderung)

Manebach-Formation

Schluffig-feinsandige Verlandungssedimentation, fluviatil-limnisch-palustrische Sedmen- te mit örtlicher Kohlenflözbildung F5, eigenständiges fluviatiles Entwässerungssystem mit der Erosionsbasis in der Riftgrabensenke südlich vom Thüringer Wald (Bhrg. Thü- ringen Süd 1/63)

Riftgraben/Thüringisch-Nordostbayerisches Scherzonensystem NNW-SSE - Schicht- bzw. Erosionslücke - Ilmenau-Formation Grundkonglomerat-Unterformation Sembachtal - Sedimente F4 - Grundkonglomerat - Erletal-Sedimente Schichtlücke - Paläosolerosion - Zersatzschutte - Rhyolithe mit kleinen Quarzein- sprenglingen - limnische, episodisch trocken fallende Senken mit rhyolithischen Tuffein- schaltungen - Algenkarbonate (ehemals auch Manebach-Formation: LÜTZNER 1969, Untere Manebach-Formation: ANDREAS 1971, GEBHARDT 1988, HAUBOLD & KATZUNG 1985, SCHNEIDER 1985, WERNEBURG 1989)

Kickelhahn-Unterformation

Ebertsheide-Melaphyr Obere Bärenbruch- und Sembachtal-Tuffe (Oberste) Kickelhahn-Tuffe Sembachtal-Meisenstein-Porphyr Kickelhahn-Porphyr Untere Bärenbruch-Tuffe Untere u. Obere Kickelhahn-Tuffe Bärenbruch-Sedimente Höllkopf-Sedimente (ANDREAS 1971) (SEYFARTH 1964)

- Erosion-Paläosolbildung -

Lindenberg-Unterformation

HöllkopfMelaphyr ↓ Obere Tonsteine (stratigr.) Erodierte Profile, möglicherweise Andesit Biotitandesite vom Bärenbruch und von der Damenwiese Untere Tonsteine (stratigr.) (Lauchagrund bei Tabarz) Lindenberg-Sedimente F3

↓ Erosion - Paläosolbildung ↓ (Michael 1994, Entwurf) F - Fossilfundpunkt - SCHNEIDER (1996)

Profile bzw. Profilteile der Ilmenau- und Manebach-Formation sind durch Bohrungen im Thü- ringer Wald und dessen südlichem Vorland sowie im Stockheim-Weiden-Graben aufge- schlossen und in den Beil. 5, 7 - 10 sowie in Schnitten (Beil. 2, 13) dargestellt.

106 Tab. 10: Bohrungen mit Profilabschnitten der Ilmenau- und Manebach-Formation. Ilmenau-Formation Zusammengefasst Manebach-Formation Winterstein 4501/71 Döhlau 2615/78 Winterstein 4501/71 Fischbach 1/61 Stockheim I/38 Fischbach 1/61 Tabarz 1/62 Neuhaus-Schierschnitz 2/58 Tabarz 1/62 Thüringen Süd 1/63 Döhlau 2613/78 Zella-Mehlis 1/64 Manebach 4/48 Neuhaus-Schierschnitz 1/58 Schleusingen 4/64 Stockheim II/38 Dreisbach 1/63 Thüringen Süd 1/63 Manebach 4/48 Manebach 5a/48

Die Position der Profilabschnitte über dem Stabiluntergrund des Hauptgranits bzw. der Vul- kanitfolgen der Georgenthal- und Möhrenbach-Formation im Bereich des transtensional- extensional wirkenden Thüringisch-Ostbayerischen Scherzonensystems und jüngere tektoni- sche Prozesse haben dazu geführt, dass aufgrund der Verschiebungen an zahlreichen Bruchstörungen kein vollständiges Profil der oben genannten Formationen erbohrt werden konnte. Eine Ausnahme bildet die Bohrung Thüringen Süd 1/63 mit einer um 370 m mächti- gen und vollständig durchteuften Manebach-Formation. Mit > 230 m Mächtigkeit ist die Ma- nebach-Formation in der Bohrung Dreisbach 1/63 nicht durchteuft. Alle anderen Bohrungen haben Profilanteile von > 100 m Mächtigkeit aufgeschlossen (Beil. 5, 7, 8, 9). Gesteine der Ilmenau-Formation sind in den Bohrungen Thüringen Süd - 120 m, Tabarz - 140 m, Winterstein 4501/71 - 160 m und Fischbach - um 40 m angetroffen. Eine Umstufung der bisher als Ilmenau-Formation eingeordneten Sediment-Tufffolge mit eingeschalteten intrusiven Rhyolithkörpern von etwa 110 m Mächtigkeit in der Bohrung Zella-Mehlis erfolgt nach neuerem Kenntnisstand als Basis der höheren Georgenthal-Formation im Raum Zella- Mehlis/Suhl. Die Ilmenau-Formation stellt einen abrupten Wechsel vom Schema der bisher entlang von variszischen Kollisionssuturen entwickelten Senkenstrukturen hin zu einem überregional verbreiteten tektonischen Grabenmechanismus dar. Abgesehen von der Scharnierfunktion des Thüringer Wald-Riftgrabens zwischen den Großschollen bildet sich ein taphrogen ge- steuertes Graben- bzw. Furrow- oder Halbgrabensystem, das eng mit dem Göttingen-Ruhla- Regensburg-Lineament verknüpft ist. Mit diesem Prozess ist der Durchbau der Ilmenau- Formation im Raum der durch NW-SE-Randbrüche konturierten Scharniersenke über das Ruhlaer Kristallin, d. h., die Hornburg-Langensalza-Ruhla-Rhön-Tiefenstörung hinweg als verbindender Riftgraben zwischen dem Hannover-Rift und der Thüringisch-Fränkischen Rift- zone verbunden. Von E nach W, sich in nördlicher Richtung erstreckend, bilden sich in einer ± äquidistanten Felderung die Boskovice-, Blanice-, Weiden- und Thüringen-Mittelharz- Furrow. Möglicherweise ist hier noch die Prager N-S-Linie einzuordnen. Für diese Strukturen ist der von der E-W-Bewegung des Oberen Mantels gesteuerte Halbgrabencharakter mit an Bruchstörungen absinkender E-Flanke und daran geknüpfter grobklastischer Schüttungen charakteristisch. Für alle Teilelemente dieses Zeitraumes ist die diskonforme Querung aller durch den Kollisi- onsprozess geschaffenen Strukturen deutlich. Die Furrows sind nur im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle entwickelt. Mit einer deutlich taphrogen gesteuerten räumlichen Gliederung sowie einem damit verbunde- nen Vulkanismus stellen die Gesteine der Ilmenau-Formation einen markanten, neuartig ausgestalteten und weiträumig vergleichbaren Abschnitt in der mitteleuropäischen Entwick- lung des Unterrotliegend dar. Die tieferen Profilabschnitte der Ilmenau-Formation - die Lindenberg- und die Kickelhahn- Unterformation - beginnen im westlichen Abschnitt des Thüringer Waldes nach einer Denu-

107 dationsphase mit der Ablagerung von Aufarbeitungsdetritus der unterlagernden Gesteine. Dann folgen mehr oder weniger übergangslos rhyolithische Tuffe in unterschiedlicher Ausbil- dung (z. B. Typ Bärenbruch, ANDREAS 1971). Anzeichen von Gradierung sowie Bimslagen lassen ein aquatisches Akkumulationsmilieu erkennen. Dann folgen fluidale, rhyolithische einsprenglingsarme Vulkanite. Offensichtlich ist der Vulkanismus mit einer sich rasch vollzie- henden extensionalen Grabenbildung verknüpft und die Rhyolithe liegen als subaquatische Oberflächenströme oder staukuppenähnliche Bildungen vor. Die noch vollständig erhaltenen bzw. kaum erodierten randfaziellen Bildungen der Oberflächen der Rhyolithkörper lassen in diesen mit Wasser gefüllten Gräben ebenfalls eine subaquatische Entwicklung erkennen, zumal die Ausbildung der nachfolgenden Tuffe gleichfalls erneut eine Ablagerung im limni- schen Milieu anzeigt (Beil. 23, 24-1, 24-2). Analoge Entwicklungsbilder zeichnen sich mit dem Vulkanismus der Oberhof-Formation ab. Die Oberflächen der Rhyolithkörper der Ilmenau-Formation unter den bedeckenden oberen Tuffen zeigen keine oder kaum Erosionsanzeichen. Die nachfolgenden Andesitkörper des Ebertsheide-Melaphyrs sind in die geringmächtigen, unter Wasserbedeckung abgelagerten oberen Tuffe subeffusiv intrudiert (ANDREAS 1988). Durch extensionale Bewegungen im Thüringer Wald-Riftgraben haben sich, verknüpft mit tiefreichenden Scherzonen, wassergefüllte Grabensenken geöffnet, die eng mit der Förde- rung vulkanischer Produkte verknüpft waren. Geringe mineralfazielle Differenzen der rhyo- lithischen Laven sprechen für kleinere lokale Ausbruchszentren, deren Verbreitung und Rich- tung durch die Längerstreckung des nachfolgenden Ebertsheide-Melaphyrs verdeutlicht wer- den (z. B. Beil. 22). Die Auflagerung der Grundkonglomerat-Unterformation vollzieht sich mit unterschiedlicher Markierung der Grenze in Abhängigkeit von der jeweiligen Position des Profils im Sedimenta- tionsraum. Es lassen sich grundsätzlich 3 Faziesbilder unterscheiden, wobei zwei im Bereich von Untiefen oder inselartigen Hochlagen zu beobachten sind und das dritte in randferner Position (Beil. 23). Diese Profiltypen werden dem sog. Grundkonglomerat zugeordnet, das einen deutlich abgrenzbaren Entwicklungsabschnitt umfasst und eine wesentlich breitere Faziesausbildung zeigt als bisher dargestellt worden ist (Beil. 24-1, 24-2). 1. Im Übergangsbereich ohne Melaphyrsubeffusion bildet über den unterlagernden Tuffen der Kickelhahn-Unterformation, schwach diskonform zu deren Oberfläche und Schich- tung, ein karbonatisch pelitisches Sediment, stellenweise mit charakteristischer limnischer Fossilführung, die Basis der Grundkonglomerat-Unterformation. 2. Dieser Schnitt ist lithofaziell deutlicher im Verbreitungsgebiet von subpelitischen andesiti- schen Intrusionen bzw. Effusionen, da in diesem Falle die Verbandverhältnisse der Tuffe unter den diskonform auflagernden schluffigen Karbonaten gestört sind. Bei der Platz- nahme des Andesitkörpers erfolgten eine Aufbiegung der Tuffe sowie subaquatische Rut- schungen oberhalb des oberflächennah intrudierten Andesits und in dessen Flankenbe- reich. Die Schichtung der Tuffe wurde je nach Formung der Andesitlava - gangförmige Subintrusion oder lagerhafte Subeffusion - und der jeweiligen Lagebeziehung zu den Tuf- fen deformiert. Daher liegt örtlich das basale Karbonat der Grundkonglomeratfazies dem Ebertsheide-Melaphyr unter Zwischenschaltung der von ihm intrudierten, nur wenige Zen- timeter mächtigen feinkörnigen Tuffe (obere Tuffe) auf (Beil. 23). 3. In größerer Entfernung vom Randgebiet vollzieht sich der Übergang im Bereich feinklasti- scher Sedimentation. Die Tuffe werden hier von schluffig-pelitischen Sedimenten überla- gert, wobei eine um 10 bis 50 cm mächtige Aufarbeitungszone, bzw. eine wenige Meter mächtige Wechsellagerung zwischen den genannten Lithotypen entwickelt sein kann. Die diskonforme Auflagerung eines basalen karbonatisch-pelitischen Sediments über dem durch die Melaphyreffusion gestörten Tuffverband beweist, dass deren limnische Bildung erst nach der Melaphyreffusion erfolgte. Damit sind Diskussionen gegenstandslos, die eine partielle Silifizierung des pelitischen Karbonats infolge Kontaktwirkung des Melaphyrs vertre- ten haben. Auch die Möglichkeit einer Silifizierung durch eine späthydrothermale Nachphase

108 der Melaphyreffusion ist auszuschließen, da sich der Prozess der Silifizierung bis zu einem Grenzzeitpunkt verfolgen lässt, zu dem der Melaphyr bereits einer Bodenbildung unterlag, teilweise abgetragen und umgelagert war (Beil. 23, 24). Die Äquivalente des Grundkonglomerats sind im westlichen Thüringer Wald relativ gering- mächtig. Abhängig von der Position der Sedimente schwanken die Mächtigkeiten von etwa 5 bis 40 m. Extrem reduziert sind sie über Bereichen mit subeffusivem Ebertsheide-Melaphyr, über den Rhyolithen und den Zentren der Verbreitungsgebiete der Kickelhahn- Unterformation, die im Laufe der limnischen Sedimentationsperiode z. T. als Untiefen ihre Umgebung und zeitweilig auch den Wasserspiegel inselartig etwas überragt haben müssen. In Arealen reiner Tuffverbreitung fallen sie mächtiger aus. Die Analyse des Profilaufbaus der Sedimente der flachen Senke der Grundkonglomeratfa- zies beweist trotz geringer Mächtigkeit eine Beteiligung verschiedenartiger Prozesse an der Gesamtgestaltung. Es besteht eine im Detail verfolgbare fazielle Abhängigkeit des Profilauf- baus von der Lage im Sedimentationsraum. Eine Übersicht der verschiedenen Faziesbilder vermitteln die Beil. 24-1 und 24-2. An der E-Flanke der Rhön–Ruhla-Langensalza-Elevation, und durch die Entwicklung der Riftgrabensenke über den Ruhlaer Kristallinkomplex hinaus weit nach W vordringend, ist die karbonatisch-pelitische Beckenfazies mit Einschaltungen von Tuffen und fluviatilen Ein- schwemmungen entwickelt. In Richtung des Beckenzentrums überwiegt fluviatile Umlage- rung und Sedimentation. Deutlich heben sich davon Areale inselartiger Hochlagen ab. Ge- ringmächtige Tuffe, Tuffite und Konglomerate bestimmen hier die Fazies (eigentlicher Grundkonglomerat-Typ). Diese Sedimente sind lückenhaft entwickelt. Äquivalente limnischer Sedimentation fehlen oder es greifen nur deren höchste Partien auf den prä- Grundkonglomerat-Untergrund über. Durch subaquatische Rutschungen kommt es zur Ver- mengung von Tuffen und Konglomeraten unterschiedlicher Korngrößen mit limnischen Se- dimenten, lokal auch zu geringem Transport derartiger Mischgesteine und Resedimentation (Beil. 25: Bild 3, 4, 9, 12). Neben Inhomogenitäten, der Auflast von Tuffen auf wenig verfestigten Pelit- und Tuff- Tonsteinlagen, sind als auslösender Faktor der genannten Prozesse seismische Ereignisse anzunehmen, und die entstandenen Strukturen (ANDREAS et al. 1978, 1998) lassen sich direkt mit denen durch BARTHEL & RÖSLER (1993) von der Lindenberg-Unterformation beschriebenen vergleichen. Im zweiten Profildrittel der Randbereiche inselartiger Hochlagen schalten sich fein- bis grobklastische Abtragungsprodukte zersetzten Ebertsheide-Melaphyrs im Ergebnis einer Verwitterung und Bodenbildung ein. Eingeschwemmte und eingewehte Pflanzenreste be- zeugen Landeinflüsse sowie Fischreste und Muscheln fluviatil-limnisches Milieu. Limnische und fluviatile Komponenten mit einem reichen Gehalt meso- und xerophiler Flora charakteri- sieren das im Profil tiefste karbonatisch pelitische Sediment, das unmittelbar den Vulkaniten der Kickelhahn-Unterformation auflagert. Die oft größeren Pflanzenwedel etwa aller vorhan- denen Formen zeigen geringen Transport an, Landnähe aber auch ruhige feinklastische Fa- zies größerer Ausbreitung. Besonders die limnischen Vertebraten sind qualitativ recht voll- ständig vorhanden. Das Vorherrschen limnischer Stillwasserfazies ist nicht belegbar. In dem im Profil einige m höheren, schwarzgrauen karbonatischen Fossilhorizont ist anhand der zahlreichen Walchienreste stärkerer Landeinfluss zu belegen (Beil. 24-1). Hinzu kommt die Zunahme mesophiler Elemente von Flussufern, Callipteris-Arten oder Odontopteris os- mundaeformis sind charakteristisch. Generell können alle genannten Formen nebeneinander in einem geringmächtigen Schichtpaket beobachtet werden. Neben grauen, mitunter tuffiti- schen Feinsandsteinen, die auf relative Randnähe der Profile hindeuten, sind auch Äquiva- lente des Grundkonglomerats in Form mächtigerer grauschwarzer Ton-Schluffsteine als An- zeichen typischer Beckenfazies entwickelt. Differenzierte Silifizierungs- und Vererzungser- scheinungen runden im W-Teil des Thüringer Waldes das typische Bild der Sedimente der Äquivalente des sog. Grundkonglomerats ab.

109 Ein von Verwitterung und Erosion überprägtes vulkanogenes Relief der Gesteine der Kickel- hahn-Unterformation ist innerhalb der Thüringer Wald-Riftsenke von schmalen Rinnen und wechselnd großen, flachen überfluteten Senken untergliedert, in die von reliktischen Hochla- gen bzw. Grabenrändern Zersatzmaterial eingeschwemmt wird. Diese Schutte vermischen sich mit fluviatil-limnischen Sedimenten mit noch gelegentlichen Tuffeinschaltungen. Die Seen führen eine reiche Fisch- und Amphibienfauna, Muscheln, Ostracoden und Con- chostraken sowie zahlreiche eingeschwemmte oder eingewehte Pflanzenreste (HAUBOLD in ANDREAS et al. 1981, SCHNEIDER 1996). Mit Annäherung an die Hochlagen werden die Ablagerungen zunehmend geringmächtiger und verlieren sich in Gerölllagen vom Typ Grundkonglomerat des aufgearbeiteten vulkanogenen Untergrundes. Die nachfolgende, et- was ausführlichere Darstellung soll exemplarisch die hinter der Verwendung eines Gliede- rungsbegriffes verborgenen Entwicklungsprozesse und die damit verbundenen Zeitabläufe dokumentieren. Die mikroskopische Bearbeitung der faziesbestimmenden karbonatisch-pelitischen Gesteine durch LANGBEIN (1978) zeigt, dass im Wesentlichen vier Typen vorliegen, ein eng lami- niertes Karbonat, ein Intraklastkarbonat, ein krustig-sphärolithisches Karbonat und ein karbonatisch-silikaklastischer Arenit. Diese sind durch Übergänge jeweils miteinander verbunden, bzw. können ineinander übergehen. Das laminierte Karbonat enthält Einschlüsse des Arenits sowie Intraklasten und diese andererseits dienen als Kerne der sphärolithischen Krusten. Alle Sedimenttypen sind teils stärkeren postsedimentären und diagenetischen Ver- änderungen unterworfen, wie Brekziierungen, plastischen Deformationen, Umkristallisatio- nen, Dolomitisierungen und Zementierungen sowie Silifizierungen. Während vor allem die Dolomitisierung die primären Ablagerungsstrukturen partiell stark zerstört hat, sind bei der Silifizierung derartige Strukturen zum Teil erhalten geblieben. Diese Erhaltung ist einerseits indirekt durch Pseudomorphosierung der Primärstruktur und andererseits durch Einschluss von primär struierten Gesteinsrelikten hervorgerufen, die damit der weiteren Destrukturierung entgingen. Begünstigt durch die starke Silifizierung besteht hier die Möglichkeit, sowohl pri- märe Struktur und primären Mineralbestand als auch einige wichtige diagenetische Stadien zu erfassen (Beil. 25: Bild 5, 7). Ein laminiertes Karbonat ist die am weitesten verbreitete und durchgehend entwickelte Fa- zies. Es scheint das typische Milieu widerzuspiegeln, welches durch die anderen Sediment erzeugenden Vorgänge in wechselndem Maße unterbrochen wurde. Es ist ein schluffig- bituminöser erzreicher Kalzitmergel. In ihm wechseln kalzitische und tonig-bituminöse Strei- fen in Abständen von 10 - 100 μm. Die Lamination ist teilweise durchgehend, sehr scharf und gut subparallel, oft aber auch kurzphasig und diagenetisch leicht aufgelöst. Der schluffige Bestand um Maximalkorngrößen von 100 μm enthält splittrigen, wenig gerundeten Quarz, klastischen Glimmer und Chlorit, sowie aus Kalzit bestehende Pseudomorphosen nach ei- nem monoklinen Mineral, vermutlich Feldspat. Häufig erscheint die gute Mikro-Feinschichtung stark gestört, wobei frühdiagenetische, nach der Verfestigung erfolgte Deformationen unterschieden werden können. Als frühdiageneti- sche Störungen finden sich intensive Kleinfältelungen sowie Rutschgefüge und Schichtungs- deformationen durch gröbere Einschlüsse. Die Einschlüsse bestehen aus Arenitmaterial und aus Karbonatintraklasten. Das Parallelgefüge ist vor allem im Liegenden der Klasten defor- miert, wobei Setzungsgefüge und Mikro-Belastungsgefüge entstehen. Aber auch im Han- genden finden sich Deformationen, wobei meist unklar bleibt, ob es sich um primäre unebe- ne Sedimentation oder Setzungsgefüge handelt. Nur teilweise sind auch grobkörnige Karbo- natgefüge zu erkennen, die auf eine beginnende Konkretionierung in einem sehr frühen plas- tischen Zustand des Sedimentes bezogen werden können. Die auffälligste spätdiagenetische Deformation ist eine ausgesprochen intensive Fältelung und Brekziierung. Dabei erfolgt die Verkittung direkt, ohne nennenswerten Bindemittelanteil. Solche unsortierten monomikten Brekzien und Fließwülste müssen in einem sehr frühen Stadium ad loco entstanden sein, da sie in kompakte Lagen übergehen können und durch den primären Kalzit verkittet wurden. Es sind offensichtlich sehr früh zementierte Gesteine, intraformationelle Brekzien ohne we-

110 sentliche Umlagerung. Derartige Strukturen finden sich sowohl im basalen pelitischen Kar- bonat als auch in Peliten, die höheren Niveaus angehören. Weitere spätere Beeinflussungen zeigen die nicht sehr verbreiteten Drucklösungen, wie kurze Suturen und einzelne durchge- hende Stylolithen, sowie eine Dolomitisierung an. Die strukturzerstörende Dolomitisierung beginnt mit dem vereinzelten Auftreten von mikrokörnigen, idiomorphen primären Rhomboe- dern in den Kalzitlagen. Sie führt bis zu einer nahezu vollständigen Umwandlung in ein hypi- diomorph-körniges mikrokristallines Dolomitmosaik, sog. zuckerförmiger Dolomit. Die Lami- nationsgefüge sind dabei vollständig zerstört, tonig-bituminöse Verunreinigungen in den in- terkristallinen Porenraum abgedrängt oder in Schlieren angeordnet, die gleichzeitig einen hohen Anteil an mobilisiertem Erz und gelegentlich noch reliktischen Kalzit enthalten. Der eingeschaltete karbonatisch-siliziklastische Arenit entwickelt sich aus dem laminierten Karbonatmergel durch vereinzelte Einschaltung von schluffig-sandigen Körnchen und schließlich eine plötzliche Anhäufung des sandkörnigen Anteils bei gleichzeitiger, aber un- tergeordneter Fortführung der feinschichtigen Sedimentation. Man muss also die Herkunft der beiden sedimentären Materialgruppen getrennten Prozessen zuordnen. Durch den Are- nitanteil wird die Laminenkonfiguration gestört. Der Reliktanteil des Arenits, mit einer Korn- größe zwischen 50 und 300 μm, besteht zur Hälfte aus Quarz. Dieser Quarz ist meist ausge- sprochen scharfkantig, auch scherbenförmig, ohne Hinweise auf klastische Rundung. Gele- gentlich treten auch hypidiomorphe Bildungen auf. Es sind vorwiegend nicht verunreinigte, nicht undulös auslöschende glasklare Körner, der Ausbildung nach ausgesprochene Porphyrquarze. Der zweite bedeutende Arenitbestandteil sind Karbonatkörner. Diese sind als Zersatzbildungen von Feldspäten anzusprechen, zumal mit ihnen verwachsen oder auch davon getrennt Relikte von Alkalifeldspat und saurem Plagioklas auftreten. Die seltene dritte Partikelgruppe besteht schließlich aus feinkörnigem Karbonat mit Verunreinigungen durch Erz oder feinste Quarzkörnchen, gelegentlich auch nur aus Quarz-Erz-Verwachsungen. Mi- neralbestand und Gefüge zeigen, dass dieses pauschal als quarzreiches Karbonat anzu- sprechende Gestein einen mit sedimentärem bituminösem Kalzit vermischten, karbonatisch zersetzten Porphyr-Kristalltuff (Tuffit) darstellt (Beil. 25: Bild 5, 15). Die als Intraklastkalke ausgehaltenen Gesteinsvarietäten unterscheiden sich aber von den monomikten und matrixfreien brekziierten Karbonaten durch teils hohen Matrixanteil und wechselnde Struktur der Klasten. Die Sortierung der Klasten ist ausgesprochen schlecht. Dagegen ist häufig wechselnd gute Rundung zu erkennen. Eine exakte Abgrenzung gegen konkretionäre Bildungen gestatten jedoch nicht alle Strukturtypen. Die Matrix besteht aus dem Karbonatmergel, dessen lamina- re Feinschichtung im Unterschied zu derjenigen der Klasten durch Setzungskompaktion de- formiert ist. Diagenetisch entschichtete und partiell bis vollständig dolomitisierte Matrix wech- seln dabei miteinander ab. Stellenweise kann auch die Matrix zurücktreten, so dass knollen- artige Gefüge vorliegen. Die Innenstruktur der Klasten ist unterschiedlich. Vollständig strukturlose mikritische Kalzite, die den Hauptanteil ausmachen, sind in verschiedenem Maße dolomitisiert. Es treten die bekannten sekundären Dolomitrhomboeder auf, die bis zur Ausbildung eines durchgehenden zuckerförmigen Dolomits umgewandelt sein können. Daneben liegen teils auch unterschied- lich intensive sparitische Rekristallisationen vor. Unter den strukturierten Klasten finden sich solche mit undeutlichen unbestimmbaren Mikrofossilstrukturen und andere mit Krümelstruk- tur. Schließlich treten auch faserig bis sphärolithisch struierte Krustenkalke auf. Da letztere auch als isolierte ungestörte Gesteinspartien vorkommen, stützt sich auf sie die Deutung der Intraklast-Karbonate als intraformationelle Gerölle bzw. Konglomerate. Die interessantesten Bildungen des karbonatisch-pelitischen Sediments stellen die faserig- sphärolithischen Krusten-Karbonate dar. Neben unterschiedlicher Mineralausbildung - Kalzit, Fe-Kalzit, Dolomit - lassen sich auch unterschiedliche Karbonatstrukturen beobachten, wie z. B. strukturlose, faserige Zementstrukturen und diagenetische Rekristallisationsstrukturen.

111 Der Aufbau der faserigen Krusten lässt zwei Formen erkennen, die erste mit streng geomet- risch-kristallographischer Orientierung der Mineralfasern, wobei vom Kalzit über den Dolomit bis zum Fe-Kalzit die Orientierung im Wesentlichen erhalten bleibt. Sie dürfte genetisch ein- deutig auf anorganische Prozesse zurückzuführen sein. Offensichtlich handelt es sich um ein konzentrisches Rekristallisationsgefüge wie es bei Ooiden auftritt. Die zweite Form ist cha- rakterisiert durch feinste staubartige Verunreinigungen und mikritische Karbonatreste eines fadenförmigen Gefüges. Diese Strukturelemente stehen mehr oder weniger senkrecht auf der Oberfläche des Kernes bzw. der Mineralgrenze. Sie zeigen aber im Unterschied zu den kristallographischen Elementen häufig Krümmungen und Verbiegungen, faden- bis schlauch- förmige Anordnungen und die Richtungen stimmen nicht generell mit denen der Mineralfa- sern überein. Es sind offensichtlich organogene Gefügerelikte. Zusätzlich zu diesen radialen Gefügeelementen finden sich vor allem im faserigen Kalzit untergeordnet zentrosymmetri- sche Quergliederungen von stromarienartigem Aussehen. Dieser als Algenkarbonat zu deutende Sedimenttyp stellt offensichtlich eine wesentli- che Seite limnischer Sedimentation im Unterrotliegenden dar, nur ist deren Nachweis relativ selten zu erbringen. Im vorliegenden Falle kennzeichnen die Algenkalke als Teil des Primärbiotops die Phase wiedereinsetzender biogener Sedimentation über Vulka- niten oder Tuffiten bzw. andesitischem Zersatzdetritus. Im Profil sind in unterschiedlicher Mächtigkeit und Verbreitung Lapilli- bis Brockentuffe sowie Aschentuffe der Sand- bzw. Staubfraktion eingeschaltet. Während die Tuffpartikel des Staub- bis Lapillibereichs unter dem Einfluss des reduzierenden Milieus der Gyttjafazies im limni- schen Ablagerungsraum grau oder bis grünolivgrau gebleicht ist, zeigen die Brocken > 5 cm nur randlich bis zu einer Tiefe von 1 bis 2 cm eine Entfärbung an (Beil. 25: Bild 5, 8). Die grobklastischen Tuffe bauen sich aus im Anschnitt oft dreikantig geformten Bruchstücken eines bräunlichroten Rhyoliths mit zahlreichen und kleinen Einsprenglingen von Quarz und Feldspat auf und unterscheiden sich daher deutlich von den Rhyolithen des Typus vom Sembachtal-Porphyr. Die Brocken haben Durchmesser von über 10 cm bis max. 25 bis 30 cm. Ihre Bleichung durch Reduktionsfärbung erfolgt über hellrot, rötlichgelb zu grau. Im Übergangsbereich zur limnischen Fazies ist pelitisches Sediment als Bindemittelsubstanz zwischen den größeren Brocken eingelagert oder bildet um wenige Millimeter bis mehrere Zentimeter mächtige, schwarzgraue konkordante Einschaltungen. In diesem Falle erfolgte eine besonders intensive Bleichung des tuffogenen Materials. Partiell ist das primäre Mikro- gefüge der Tuffpartikel, vor allem auch im Lapillibereich infolge diagenetischer Prozesse durch Kalzit verdrängt, nur noch reliktisch erhalten und schwer zu identifizieren. Der Bro- ckentuff liegt als dichte, z. T. grobe, massige und verfestigte Brekzie vor oder besteht aus einer losen Anhäufung von isoliert ablösbaren Rhyolithbruchstücken. Dann lassen vereinzelt im Tuff um 1 bis 2 cm große verkieselte Bröckchen von schwarzgrauem karbonatisch- pelitischen Sediment erkennen, die wiederum auf Umlagerungsprozesse hinweisen (Tuffit). Brocken der grobklastischen Tuffe werden von einer fein- bis grobkörnigen tuffogenen Matrix von zersplittertem Rhyolith umgeben. Seltener ist Kristalltuff als Bindemittel vorhanden. Die um 1 bis 3 cm großen Partikel der rhyolithischen Lapillituffe, die neben Kristall- und Staubtuffen als Zwischenlagen oder isoliert dem pelitischen Sediment eingelagert sind, zei- gen noch randliche Deformationen, wie dünne Ausbuchtungen etc., die bei einem aquati- schen Transport hätten zerstört werden müssen. Es handelt sich hierbei um in den lakustri- nen Schlamm eingewehtes oder eruptiv hochgeschleudertes air fall-Material. Die Mächtigkeit der Einschaltungen der kaum geschichteten und unsortierten Brocken- bis Lapillituffe bzw. -tuffite schwankt von wenigen Zentimetern bis zu > 1 m. Kristalltuffe, etwa im Korngrößenbereich der Sandfraktion, führen neben Feldspatkristallen und scherbenförmigen Quarzsplittern einen wechselnd hohen Anteil von Tuffpartikeln, die noch Perlitsprünge als Reliktstrukturen vulkanischen Glases zeigen. Die dichten, meist splitt- rigen harten Staubtuffe, z. T. mit Schichtungsmerkmalen sind typisch strukturierte meta- vitroklastische Tuffe (Beil. 25: Bild 11).

112 Die Ablagerung der Tuffe im flachlimnischen Sedimentationsmilieu, mit Umlagerungsprozes- sen und Einspülung von Abtragungsprodukten der Vulkanite führten zu modifizierten Sedi- mentationsbildern und Wechsellagerungen innerhalb der Tuffpartien selbst und mit dem kar- bonatisch-pelitischen Sediment sowie zu Deformationsprozessen. Im Prinzip lassen sich 3 Erscheinungsbilder beobachten: 1. Die Kristall- und Glasaschentuffe der Sand- bis Staubfraktion bilden bis zu > 30 cm mäch- tige Wechselfolgen, wobei die unterschiedlichen Tuffvarietäten in < 1 cm bis < 10 cm mächtigen Lagen wechseln. Diese Tuffe sind z. T. feingeschichtet und zeigen in verschie- denen Niveaus Gradierung. Auch sind Lagerungstörungen durch subaquatische Rut- schungen lokalen Charakters, wie Brekziierung oder Fließwülste geringer Dimension er- kennbar. Im Übergangsbereich zum karbonatisch-pelitischen Sediment schalten sich in unregel- mäßigen Abständen um 1 mm bis mehrere Zentimeter mächtige Tuffe ein, z. T. sind die geringmächtigen Lagen erst im mikroskopischen Bereich nachweisbar. 2. Ein besonderes Phänomen stellen polymikte Brekzien dar, die sich aus rhyolithischen Tuffpartikeln überwiegend des Lapillibereichs und fetzenartig eingelagertem karbonatisch- pelitischem Sediment zusammensetzen. Etwa 10 cm bis 1 m mächtige Bänke derartigen Mischgesteins zeigen ein nahezu regelloses Gemenge von Lapilli bis zu max. 2 bis 3 cm Durchmesser und eine schwankende Anzahl von wirr eingelagerten grauschwarzen Pelit- fetzen unterschiedlichster Größe und Gestalt. Die Pelitfetzen weisen in sich noch primä- res Schichtungsgefüge auf, und es können darin wiederum um 1 bis mehrere mm mächti- ge Einlagerungen von Kristall- oder Staubtuffen erkannt werden. Nur andeutungsweise ist grobe Sortierung ablesbar. Dieses Gestein bildet ein lokales Turbulenzgefüge ab, bzw. den Beginn eines Transportgefüges, in dem die Pelitfetzen nur untergeordnet Zurundung durch Transportaufbereitung zeigen. Offensichtlich wird durch die Auflast der gröberklasti- schen Tuffe das Stabilverhalten der limnischen Feinsedimente gestört. Nach Übersteigen einer Grenzwertmächtigkeit durchbrechen die Tuffe den wassergesättigten karbonatrei- chen Seeschlamm und es erfolgte sowohl Vermengung und Verwalzung (flow slide, flow roll) von Tuff und Pelit als auch geringer quasihorizontaler Transport derartiger „olistho- stromoider“ tuffitischer Schlammströme, wie örtlich eine schwache Regelung bis Sortie- rung der Klasten und beginnende Rundung der Pelitfetzen zeigen. Bei dem beschriebe- nen Gesteinstyp zeigen die mit Gyttjapelit vermischten Tufflapilli keine oder kaum Entfär- bungserscheinungen. Daraus ist abzuleiten, dass es sich tatsächlich um ad loco sedimen- tierte Tuffe handelt, wobei das mit der Tuffförderung isochrone reduzierende limnisch- palustrische Sedimentationsmilieu infolge der Umlagerungen zerstört und lokal verdrängt worden ist, so dass sich kein Reaktionsgefüge herausbilden konnte. 3. In um 10 bis 20 cm mächtigen Bänken mit Tuffkomponenten und klastischen z. T. zersetz- ten Abtragungsprodukten von Vulkaniten im Korngrößenbereich von 1 mm bis um wenige mm sind flach ellipsoid oder schmitzenförmig gestreckte und streng schichtparallel gere- gelte Pelitfetzen eingelagert. Sie stellten primär rundlich-ovale Pelitgerölle dar, wie ihr schmitzenförmiger Querschnitt und kreisförmiger bis ovaler Umriss der Aufsichtflächen zeigt, die durch Setzungsdruck deformiert wurden. Es können auch umgelagerte Ton- scherben sein, die durch Rissbildung und nachfolgende schichtparallele Abhebung bei der Austrocknung der Oberfläche des Seesediments vorgeformt wurden. Sie zeigen, dass sie bereits vor dem Transport verfestigt waren und auch der diageneti- schen Setzungsdeformation widerstanden. Dieser Mischgesteinstyp ist nicht mit dem un- ter 2. beschriebenen Gestein zu verwechseln. Er bildet ein Ablagerungs- bzw. Ruhegefü- ge nach erfolgtem Transport klastisch-tuffitischen Materials ab. Er wird gedeutet als Ge- stein der Übergangsfazies, entstanden durch beckenwärts gerichteten fluviatilen Trans- port von gröberem umgelagerten Tuffmaterial und z. T. zersetzten Abtragungsprodukten von Vulkaniten unter Aufarbeitung und Umlagerung der limnisch pelitischen Beckensedi- mente (ANDREAS, ENDERLEIN & MICHAEL 1974). Das pelitische Sediment kann im

113 Gegensatz zu dem unter 2. genannten Vorgang hier bereits stärker verfestigt sein, zumin- dest durch Austrocknung oberflächennaher Partien. Das Sediment reagiert nicht mehr deutlich plastisch. Der Gesteinstyp tritt auch innerhalb von bis 1 m mächtigen und aus un- terschiedlichen Varietäten bestehenden Tuffkomplexen auf, ohne dass sich dazwischen eine pelitische Sedimentation nachweisen lässt. Das Mischgestein zeigt somit eindeutig Transport aus anderen Faziesbereichen an. Nach Lage der Profile handelt es sich um Sedimente flacher breitflächiger Rinnen am Beckenrand bzw. im Randbereich inselartiger Hochlagen. In ihnen wird gröberer Detritus - möglicherweise durch episodische Starkre- gen hervorgerufen - in das Becken transportiert, wobei die randnahen Sedimente erodiert und umgelagert worden sind (Beil. 25: Bild 13). Das Senkenzentrum ist durch fluviatile Zusammenschwemmung von vulkanodetritischem und tuffitischem Material mit Einschaltungen von Tuffen und Tuffiten charakterisiert. Die Mächtigkeit dieser Gesteine übersteigt die des karbonatisch-pelitischen Sediments z. T. um ein Mehrfaches. Bestandteil sind zahlreich eingelagerte chloritisierte Schmitzen und Fetzen ehemaligen Bimsmaterials. Analog zur Situation bei Manebach gelangte die eigentliche konglomeratische Fazies des Grundkonglomerats auch am W-Rand des Thüringer Waldes zur Ausbildung. Am ausgepräg- testen ist sie über inselartigen Untiefen bzw. im Randbereich des Beckens entwickelt, wo die limnischen Sedimente oft völlig fehlen. Über den Tuffen der Kickelhahn-Unterformation und lokal direkt über dem Haderholz-Quarzporphyr liegen schlecht sortierte vulkanodetrische Konglomerate, die in geröllführende Sand- und Schluffsteine übergehen. Ihnen können in unterschiedlicher Ausbildung und Mächtigkeit Tuffe bzw. Tuffite zwischen- gelagert sein. Die Mächtigkeit dieser Sedimente übersteigt kaum 3 bis 5 m. Im Felsental bei Tabarz wurden in den Konglomeraten Einzelgerölle ockerfarbenen bis lachsfarbenen E- bertsheide-Melaphyrs beobachtet und sehr große Gerölle (> 15 - 20 cm) eines quar- zeinsprenglingsreichen Rhyoliths, die typisch für die höchsten Abschnitte der Grundkonglo- merat-Unterformation des westlichen Thüringer Waldes sind. Teilweise stellen sie mit Si- cherheit umgelagerte Brocken- und Lapillituffe dar. Ähnliche Sedimente befinden sich z. B. im Bereich des Aschenberges südlich der genannten Ortslage. Hier sind die Tuffe ein- schließlich des Ebertsheide-Melaphyrs der Kickelhahn-Unterformation partiell erodiert und das Grundkonglomerat überdeckt lokal erodierten Rhyolith vom Typ Haderholz- Quarzporphyr. Ferner finden sich verkieselte Relikte der höchsten übergreifend gelagerten Partien der Grundkonglomerat-Unterformation. Der Grundkonglomeratfazies wiederum fol- gen fluviatile, geringmächtige graue Sandsteine der Manebach-Formation oder bunte poly- mikte Konglomerate und Sandsteine der Goldlauter-Formation (Beil. 24-1). Parallel zur Entwicklung im südöstlichen Thüringer Wald ist das eigentliche „Grundkonglome- rat“ über den Bereichen der Rhyolithe vom Typ Haderholz-Quarzporphyr oder Kickelhahn- Quarzporphyr der Kickelhahn-Unterformation der Senkenteile von Tabarz-Schmalkalden und Elgersburg-Hirschbach ausgebildet, die durch größere Mächtigkeit auffallen. Die Konglome- rate lagern direkt den Porphyren oder auch deren tuffogenen Äquivalenten auf, die in größe- rer zusammenhängender Mächtigkeit die Rhyolithkörper im Liegenden und Hangenden un- ter- bzw. überlagern oder in seitlicher Verzahnung vertreten. Das sogenannte Grundkonglomerat repräsentiert die konglomeratisch-tuffitische Fazies im Bereich von Untiefen oder inselartigen Hochlagen, die durch mächtige Porphyreffusionen hervorgerufen sind. In der Umgebung der Hochlagen kam es zu gering dimensionierten Um- lagerungs-, Transport- und Resedimentationserscheinungen. In den Beil. 24-1 und 24-2 sind die Faziesbereiche des eigentlichen Grundkonglomerats dargestellt und weiterhin die dazu- gehörigen zeitlich äquivalenten Bildungen außerhalb der Randbereiche. Erneut bleibt her- vorzuheben, dass die Grundkonglomerat-Unterformation im in dieser Arbeit definierten Sinne als höchster Abschnitt der Ilmenau-Formation nicht identisch ist mit den Tuffen der oben ge- nannten Rhyolithe der Kickelhahn-Unterformation. Sie ist vielmehr jünger und überlagert die- se eindeutig. Die Grundkonglomerat-Unterformation besitzt im Bereich der Rand- und Be-

114 ckenfazies eigenständige Fazieselemente. Wie beschrieben, treten sowohl im westlichen Thüringer Wald als auch in dessen südöstlichem Teil, wo z. B. die Beckenfazies durch die sogenannten „Erletalsedimente“ (LÜTZNER 1972) vertreten ist, gleichgeartete Fazieszonen und Probleme im Grenzbereich zur Kickelhahn-Unterformation auf. Im östlichen Teil des Sembachtals bei Winterstein und nördlich des Hopfenberg-Gipfels, am Hangliche Weg bei Kleinschmalkalden (vorm. Pappenheim) und an anderen Lokalitäten wur- den als Lesesteine und in Aufschlüssen unterhalb des oberen, übergreifend gelagerten kar- bonatisch-pelitischen Horizonts mit intensiven Silifizierungserscheinungen Gerölle unter- schiedlicher Größenordnung von ockergelb bis hellrötlichocker oder lachsfarben beobachtet. Die Gerölle bestehen ausschließlich aus verwittertem und zersetztem Andesit (Ebertsheide- Melaphyr) der Kickelhahn-Unterformation (ANDREAS, ENDERLEIN & MICHAEL 1966). Die Gerölle haben Durchmesser von < 1 cm bis selten > 20 cm und sind schwach gerundet, z. T. nur kantengerundet. Das unsortierte Konglomerat besteht aus einer 20 cm bis > 2 m mächti- gen, eng gepackten Anhäufung unterschiedlich dimensionierter Gerölle. Auch finden sich Bereiche in denen nur mittel- bis grobkörniger ungerundeter Zersatzdetritus mit partiell eingelagerten Einzelgeröllen angereichert ist. Die bisher bis auf einen geringmächtigen Tuffhorizont als vulkanitfrei betrachteten Sedimente der Manebach-Formation waren durch die älteren Bearbeiter im nordwestlichen Thüringer Wald nicht dargestellt. DEUBEL (1960) hat, vermutlich durch eigene Florenfunde, auf die Möglichkeit des Vorkommens derartiger Gesteine im westlichen Thüringer Wald hingewie- sen. Eine von ihm angeregte Arbeit (SCHREIBER 1955) brachte hier keine zufriedenstellen- den Ergebnisse. Durch ANDREAS et al. (1966, 1971) und LÜTZNER (1969, 1981) wurden über Tuffen und Vulkaniten der Ilmenau-Formation Gesteine der Manebach-Formation ausgeschieden. Neue- re Untersuchungen und Übereinkünfte haben gezeigt, dass die als Untere Manebach-„Folge“ ausgeschiedenen unteren, sehr fossilreichen lakustrin-sedimentären Profilabschnitte (AND- REAS, HAUBOLD & LANGBEIN 1978, WERNEBURG 1989) mit Tuffbändern und verkiesel- ten Algenkalken in die Grundkonglomerat-Unterformation der Ilmenau-Formation einzuord- nen sind. In die Manebach-Formation sind nach gegenwärtig gültiger Übereinkunft um wenige m bis dm mächtige aschgraue bzw. hellolivgraue fluviatile Sedimente einzustufen, die in der o. a. Untergliederung als sog. Obere Manebach-Folge abgetrennt waren (ANDREAS et al. 1981, ANDREAS 1990). Die Gesteine, die nunmehr im nordwestlichen Thüringer Wald als der Manebach-Formation zugehörig betrachtet werden, stimmen hinsichtlich ihres Sedimentcharakters völlig mit den dementsprechenden Gesteinen des südöstlichen Thüringer Waldes überein. Es ist nicht auszuschließen, dass, wie die Gesteine der Ilmenau-Formation, auch Äquivalen- te der Manebach- und Goldlauter-Formation ihre Verbreitung ebenfalls im westlichen Ab- schnitt der Thüringer Wald-Riftgrabensenke, d. h., im Bereich des Nentershausen-Eisenach- Grabens gefunden haben. Fluviatile Sedimente lösen mit deutlich linearer Bindung an Paläotalungen die weitflächiger verbreiteten lakustrinen Sedimente der Grundkonglomerat-Unterformation ab. Es sind hell- aschgrau bis hellolivgrau gefärbte, unregelmäßig plattige, schräggeschichtete geröllführende Sandsteine entwickelt. Diese lagern mit einer Mächtigkeit von wenigen Metern in mäandrie- renden Gerinnen den Gesteinen der Ilmenau-Formation auf. In breiteren Abschnitten leiten wenige m mächtige hellolivgraue, auch dunkelgraue, feinsandige feinschichtige Schluffsteine als fluviatile Vorschüttungen in die lakustrinen Senken der Grundkonglomerat-Unterformation die Sedimentation der Manebach-Formation ein. In diesen Abschnitten erlangen die nachfol- genden fluviatilen Sandsteine eine Mächtigkeit > 20 m. Die Zusammensetzung der Geröll- fraktion bzw. der mittel bis gelegentlich grobkiesigen linsenförmigen Konglomerateinschal- tungen ist polymikt. Die Geröllzusammensetzung weist nunmehr deutlich einen fluviatilen Transport von Grundgebirgsmaterial des Ruhlaer Kristallins bzw. von den angrenzenden

115 Hochflächen des Thüringer Wald-Riftgrabens in die Senken hinein - bzw. als Durchflussge- wässer durch die Rotliegendsenke hindurch - nach. Das Vulkanitmaterial ist vollständig weißgrau bis aschgrau ausgebleicht und zeigt gelegentlich nur angedeutet noch helle Ocker- oder helle Lachsfärbung an. Auffällig ist der hohe Anteil an schwarzen Geröllen der offen- sichtlich weit verbreiteten verkieselten Algenkalke der Grundkonglomerat-Unterformation, die auch noch charakteristischer Bestandteil der basalen Abschnitte der Goldlauter-Formation sind. Die Vulkanitgerölle sind sowohl als Produkte der Abtragung einer durch klimatische Bedin- gungen im Zeitraum der Ilmenau-Formation entstandenen, tiefgründigen Zone der Zersatz- und Bodenbildung entfärbt worden, als auch im Ergebnis des Zeitraumes der Grundkonglo- merat-Unterformation sowie des fluviatilen Transports und der Ablagerung in Rinnen und Tälern mit palustrischen Randsäumen. Charakteristisch sind bis über 50 cm große Walchienwedel, die als breitflächige sandige Ab- drücke erhalten sind. Sie stellen einen Bestandteil der xerophilen Formen trockener Standor- te dar, die ausschließlich nur im fluviatilen Bereich gefunden worden sind (GOTHAN & GIMM 1930, ANDREAS, HAUBOLD & LANGBEIN 1978). Eine linear-flächenhafte Erosion, linear fluviatiler Transport und fluviatil-limnische Akkumula- tion sind als das Ergebnis eines klimatischen Wechsels zu niederschlagsreicheren Perioden zu betrachten. Diese haben die Herausbildung eines weit verzweigten fluviatilen Netzes er- möglicht, ohne dass eine wesentliche Erhöhung der Transportenergie durch bruchtektoni- sche Verstellungen zur Erklärung herangezogen werden muss (ROSCHER & SCHNEIDER 2006). Eine ausführliche Darstellung und Diskussion der wissenschaftlichen und wirtschaftli- chen Bedeutung der Manebach-Formation ist zuletzt in LÜTZNER et al. (2011) erfolgt. Die Sedimente der Manebach-Formation haben in der Zwischenschollen- bzw. Rift- grabensenke eine weite Verbreitung gefunden und sind vor allem im Raum südlich der Orts- lage Suhl in der Bhrg. Dreisbach 1/63 (> 230 m) sowie in den Bhrgn. Zella-Mehlis 1/64 (> 100 m) und Schleusingen 4/64 (> 100 m) entweder durch Störungen begrenzt oder nicht vollständig durchteuft worden. Im Profil der Bhrg Thüringen Süd 1/63 wurde ein vollständiges Profil mit einer Mächtigkeit von ± 320 m (ohne eine ± 50 m mächtige Gangeinschaltung) angetroffen (Beil. 5, 9-1, 26). Die Bhrg. Rannungen 1/55 hat das Niveau der Äquivalente der Goldlauter-Formation nicht durchteuft, so dass in diesem Raum zur Verbreitung der Manebach-Formation keine Aussa- gen getroffen werden können. Die im Bereich der Schleusingen-Randzone ausgehaltenen und der Manebach-Formation zugeordneten Sedimente (zuletzt LÜTZNER 1972) lassen im Zusammenhang mit den o. g. Bohrungen einen deutlichen Bezug zu einer im südlichen Randgebiet des Thüringer Waldes und darüber hinaus existierenden, ± 30 bis 40 km breiten Senke erkennen. Die Fazies im nördlichen Randgebiet des Riftgrabens ist durch fluviatile Gerinne und angela- gerte palustrische Areale gekennzeichnet, die in südlicher Richtung hin zur Seensenke ent- wässern. Die Verbreitung dieser Fazies erstreckt sich in südöstlicher Richtung bis zum Raum des Stockheim-Weiden-Grabens, d. h., dem Naab-Trog i. S. von SCHRÖDER, B. (1988). Der Zeitraum der Manebach-Formation war noch nicht den räumlichen Einengungen durch die tektonisch geschienten Elevationen von Creuzburg-Ruhla-Schleusingen und Ilmenau- Schönbrunn-Schalkau unterlegen. Die kräftige Heraushebung im Zeitraum der Oberhof- Formation ist z. B. durch die in der Bhrg. Metzels 1/64 angezeigte, tiefgreifende Erosion im Top der Schleusingen-Elevation verdeutlicht. Die beschriebene limnische Vorlandsenke deutet mit ihrer Mächtigkeit und Verbreitung die Entwicklung der nachfolgenden Kraichgau-Main-Senke im Zeitraum der Goldlauter- Formation an.

116 4.4. Die Goldlauter- und Oberhof-Formation

Die Goldlauter-Formation ist neben der Manebach-Formation die lithologisch-lithofaziell am vielseitigsten untersuchte und mit am besten bekannte Gesteinseinheit des Thüringer Wal- des. Hinsichtlich ihrer Verbreitung sind jedoch noch immer Fragen offen. Die lithofazielle Zu- sammensetzung der Profilabschnitte der Manebach-, Goldlauter- und Oberhof-Formation ist im mittleren bzw. östlichen Abschnitt des Thüringer Waldes definiert worden (BEYSCHLAG 1895). Jüngere Ablagerungen und der den zentralen Thüringer Wald vollständig querende und um N-S gerichtete lagerhafte Intrusivkörper des Höhenberg-Dolerits rufen gemeinsam eine Aufschlusslücke hervor, die bei der Erstaufnahme der GK 25 zu Beginn des 19. Jahr- hunderts zu einer etwas abweichenden und differenzierten Definition der Formationen (vor- mals Stufen bzw. Folgen) im nordwestlichen Thüringer Wald geführt hatte. Die Definition der Untergrenzen der Goldlauter-Formation durch LÜTZNER (1969) und die der Oberhof-Formation durch PATZELT (1966) hat allgemeine Akzeptanz gefunden. Aber auch für diese Vorschläge war es erforderlich, eine für den gesamten Thüringer Wald gültige Anpassung zu erarbeiten. LÜTZNER ordnete die ehemals höchste Einheit der Manebach- Formation i. S. von SCHEIBE & ZIMMERMANN (1889, 1892), d. h., das sogenannte Kong- lomerat mit lachsfarbenen Porphyritmandelstein-Geröllen, als basales grobklastisches Glied der Goldlauter-Formation zu. Im nordwestlichen Thüringer Wald und außerhalb der näheren Umgebung der klassisch ge- gliederten Abfolgen war das o. a. Konglomerat nicht gesondert ausgehalten und von Anbe- ginn der geologischen Kartierung Bestandteil der Goldlauter-Formation (ANDREAS & HAU- BOLD 1975). PATZELT hat die den bisher nicht korrellierbaren unterschiedlichen Fa- ziesgrenzen folgende Untergrenze der Oberhof-Formation neu definiert und an die Basis des sog. Dörmbach-Horizontes, einer Tuff-Tuffitlage gelegt. Dieser um 0,4 m mächtige, weiß- graue rhyolithische Kristalltuff, partiell massig dicht oder körnig, tritt vor allem im nordwestli- chen Verbreitungsgebiet gemeinsam mit einem andesitischen braunvioletten Lapillituff auf und wird nach ANDREAS & HAUBOLD (1975) als Tuff Nr. 3 bezeichnet. Dieser ist identisch mit dem basischen sog. Grenzlagertuff auf der GK 25, Bl. Ruhla i. S. von ZIMMERMANN (1930), in dem die gang- bzw. stockförmigen Körper des sog. „Herrenstein Melaphyrs“ intru- diert sind. Es wurden erstmalig geringmächtige Tuffhorizonte in der Goldlauter-Formation beobachtet und durch deren Positionierung im Gelände der Versuch unternommen, diese als unterstüt- zende Elemente einer Tephrastratigraphie für biostratigraphische Untersuchungen durch HAUBOLD in Anwendung zu bringen (Beil. 5). Durch Koordinierung im Profil mit den im Ge- lände nachgewiesenen Tuffhorizonten Nr. 1 und Nr. 2 wurde der Tuff Nr. 3 auf einer Länge von etwa 5 km an der Westflanke des Höhenberg-Dolerits ausgehalten. Unter Verwendung der Profile der Bohrungen Schnellbach 1/62 und Struth-Helmershof 1/62 ist in einem Profil- schnitt der sichere Nachweis erbracht, dass sich der Tuff Nr. 3 des nordwestlichen Thüringer Waldes mit dem basalen Horizont der Oberhof-Formation, dem Dörmbach-Tuff der PAT- ZELT’schen Kartierung im mittleren Thüringer Wald, verknüpfen lässt (ANDREAS & LÜTZ- NER 2002, 2009 - Beil. 1a, 2a, ANDREAS & VOLAND 2011; Beil. 27). Damit ist der Nach- weis einer isochronen Abgrenzung der Goldlauter-Formation zur Oberhof-Formation im Thü- ringer Wald im sedimentären Übergangsbereich gesichert. In Bereichen mit vorwiegend vulkanogen aufgebauter Oberhof-Formation ist vor allem im nördlichen Randabschnitt des Thüringer Waldes die Untergrenze durch die der Zone der sog. Älteren Quarzporphyre und äquivalenten Tuffen eindeutig zuordenbaren vulkanischen Förderprodukte gegeben. (Bhrg. Scharfe Hög 2/61). Dort, wo im Profil zunehmend jüngere Vulkanite unmittelbar, z. B. in randlicher Grabenposition, nach außen auf die Grabenschulter als Unterlage übergreifen, lassen sich örtlich Schichtlücken durch Erosion im Zeitraum des ältesten Abschnittes der Oberhof-Formation nachweisen, die sowohl die Goldlauter- Formation als auch ältere Profilabschnitte umfassen. Als basales Lückensediment, d. h., als reliktische Ablagerung des Erosionsschuttes, ist die Fazies der sog. „Obersten Konglomerate

117 und Sandsteine mit tuffigem Bindemittel“ entwickelt, welche dann örtlich die Oberhof- Formation einleitet. Dieses Sediment, nach ZIMMERMANN (1908) auf der GK 25, Bl. 5330: Suhl noch Bestand- teil der Goldlauter-Formation (-Schichten), bildet z. B. in der Winterstein-Scholle der GK 25, Bl. Ruhla, dort, wo örtlich der Tuff Nr. 3 fehlt, die Basis der Oberhof-Formation. Ein bisher unikates Geröll von Inselsberg-Rhyolith (ANDREAS 1956) in diesen geröllreichen Grobklasti- ten weist ihnen auch hier jungoberhöfer Alter zu. In überwiegend tiefen Bohrungen sind Profile bzw. Profilteile der Goldlauter- und Oberhof- Formation isoliert oder miteinander im Schichtenverband aufgeschlossen (Tab. 11) und in den Beilagen 5-9 und 26 dargestellt. Tab. 11: Bohrungen mit Profilabschnitten der Goldlauter- und Oberhof-Formation. Goldlauter-Formation Übergang Oberhof-Formation Zella-Mehlis 1/64 Scharfe Hög 2/61 Schnellbach 1/62 Fischbach 1/64 u. 1/94 Thüringen Süd 1/63 Finsterbergen 1/62 Tabarz 1/62 Rannungen Metzels 1/64 Dreisbach 1/63 Oberhof 1/62 Winterstein 1/61 Struth-Helmershof 1/62 Winterstein 1/71 Schleusingen 4/64 Manebach 5a/48 Thüringen Süd 1/63 (vollständiges Profil)

Vom Gebiet des Thüringer Waldes gibt es kein vollständig durch Bohrungen aufgeschlosse- nes Profil der Goldlauter-Formation. Nur in der Bhrg. Thüringen Süd im südlichen Vorland ist sie mit 444 m Mächtigkeit komplett durchteuft (Beil. 9). In 3 Bohrungen (Tab. 11, Beil. 6) ist der Übergang bzw. die Grenze zwischen der Goldlauter- und Oberhof-Formation aufge- schlossen. Die Profile der Oberhof-Formation sind durchweg unvollständig erfasst. Zum ei- nen haben die Bohrungen die Untergrenze nicht erreicht, zum anderen sind die Obergrenzen intrapermisch bzw. durch jüngere Prozesse anerodiert. Die in den Bohrungen angetroffenen Mächtigkeiten der Goldlauter-Formation sind im Mittel um 450 m bis 500 m anzunehmen, wenn ausgehend vom Bohransatzpunkt die angetroffe- nen Teufen um die Differenz bis zur im Gelände erfassten Obergrenze ergänzt werden. Die größte Mächtigkeit wird im Bereich der Bohrung Zella-Mehlis mit etwa 600 m erreicht. Die Darstellung der Beckenkonturen der Goldlauter-Formation begann mit der Wiederauf- nahme der geologischen Kartierungsarbeiten im Thüringer Wald vor etwa 45 Jahren mit LÜTZNER (1966, 1979, 1981), ANDREAS, ENDERLEIN & MICHAEL (1966, 1974), AND- REAS & HAUBOLD (1975), HAUBOLD (1977). Obwohl grundsätzliche Fakten, wie mutmaßliche Randgebiete der Senke, der lithofazielle Profilaufbau, Entwicklung der Depotzentren und Akkumulationsachsen, Verbreitung, charak- teristische Horizonte bzw. Schichtfolgen, Isopachen und etwaige Transportrichtungen diffe- renziert in mehreren Darstellungen Eingang gefunden haben, gründet vor allem die Trans- port- und Sedimentationsanalyse durch LÜTZNER (1979, 1981) auf einen im Detailauf- schluss gewonnenen und reproduzierbaren Datenpool. Eine Verbesserung der Interngliede- rung des Profils gelang durch ANDREAS & HAUBOLD (1975), die einen Vorschlag zur Un- tergliederung in eine Untere und Obere Goldlauter-Formation vorgestellt haben. Vier Bohrungen mit Profilanteilen der Goldlauter-Formation sind petrographisch durch JU- DERSLEBEN (1972) bearbeitet worden. Der in diesem Zusammenhang ab etwa 500 m Teu- fe untersuchte Profilanteil der Bhrg. Oberhof 1/62 wurde jedoch aus der Goldlauter- Formation herausgenommen und in die Oberhof-Formation umgestuft (ANDREAS 1998).

118 Die Goldlauter-Formation hat sich zweifelsfrei in einem einheitlichen Senkenraum entwickelt, der im W, N und E deutlich bruchtektonisch konturiert war. Die etwa gleiche Mächtigkeit bis in die Nähe der Randprofile spricht für die Absenkung eines relativ ebenen Beckenbodens der sich innerhalb und in NNE-SSW-Richtung aus dem Raum des Thüringer Waldes hinaus über die Bohrung Thüringen Süd bis hin zur Bohrung Rannungen erstreckt hat. Auch dieser Sachverhalt bezeugt das Vordringen der Kraichgau-Main-Senke in den Raum der Thüringer Wald-Riftgrabensenke. Die Bohrung Thüringen Süd besitzt ein noch deutlich mit dem des Thüringer Waldes vergleichbares Profil (Beil. 1, 9). Anders ist das Profil in der Bohrung Rannungen zu deuten, wo die Untergrenze der Goldlau- ter-Formation nicht aufgeschlossen ist. Hier fehlen jedoch auch die Förderprodukte des Vul- kanismus der Oberhof-Formation. Die vulkanischen Aktivitäten haben sich im Wesentlichen nur dort entwickelt, wo die Bruchlinien der Thüringer Wald-Riftgrabensenke spitzwinklig von der lineamentären Extensionslinie Göttingen-Ruhla-Regensburg gequert worden sind (Beil. 12-2). Dadurch lässt sich in diesem Profil und auch anderenorts dort, wo die vulkanogenen Äquivalente und damit auch möglicherweise der Dörmbach-Horizont fehlen, zumindest mit megaskopischen Mitteln keine eindeutige Abgrenzung zwischen der Goldlauter- und der Oberhof-Formation durchführen. In diesen Fällen müssen die äquivalenten Profilabschnitte der beiden genannten Formationen zusammengefasst zur Darstellung kommen, wie es z. B. im Bereich der Stockheimer Grabensenke und im Profil der Bohrung Rannungen erforderlich ist (Beil. 9, 10). Im Raum der Zwischenschollen-Scharniersenke oder Riftgrabensenke bzw. im weiteren Um- feld des Thüringer Waldes lassen sich innerhalb der Goldlauter-Formation zwei unterschied- lich entwickelte, unter semi-ariden klimatischen Bedingungen gestaltete Faziesräume unter- scheiden, die sich in ihren randlichen Verbreitungsgebieten miteinander verzahnen bzw. an- oder überlagern. 1. Innenraum der Riftgrabensenke, der durch überwiegend fluviatilen Transport der konglo- meratischen Bildungen und sandigen Schüttungen - alluvial fans - charakterisiert ist. Lim- nische Sedimente sind im Profil mehrfach wiederholt verbreitet und führen eine charakte- ristische Paläofauna und -flora. In diesen Zeitabschnitten relativer tektonischer Ruhe wur- den mehrfach geringmächtige rhyolithische Sand- und Staubtuffe gefördert, die von kleinsten subeffusiven andesitischen Mandelsteinergüssen intrudiert worden sind. Diese vulkanischen Einschaltungen wurden erstmalig zu einer tephrastratigraphischen Unter- gliederung, verknüpft mit einer begründeten Zuordnung der bis dato bekannten Fossil- fundpunkte genutzt (ANDREAS & HAUBOLD 1975). Dieser Faziesraum ist vor allem in den Bhrgn. Winterstein 1/61, Fischbach 1/61, Tabarz 1/62 und Zella-Mehlis 1/64 aufge- schlossen worden (Beil. 1, 5, 8, 9-1). In diese vorwiegend grau bis schwarz gefärbten Profile sind wiederholt Konglomerate und zum Teil geröllführende sandig-siltig-tonige Lagen oder Schichtpakete mit vorwiegend röt- lichen oder rotbraunen Sedimentfarben eingeschaltet, die zum Teil über größere Mächtig- keiten verfügen. 2. Außenrand der Riftgrabensenke mit an die umrahmenden Hochgebiete angelehnten Schuttfächern, die in Schichtflutablagerungen auf playa-ähnlichen Flächen übergehen. Diese rotfarbenen Sedimente sind durch mehrere, zum Teil > 40 m bis um 10 m mächtige brekziös-konglomeratische Schüttungen untergliedert, die sich aus unsortierten, eckigen bis schwach kantengerundeten Lithoklasten unterschiedlichster Korngrößen (Ø > 20 cm bis um wenige mm) zusammensetzen. Dieser Faziesraum ist mit der Föritz-Formation voll identisch, die den mittleren Abschnitt des Profils in der Stockheim-Graben-Senke bildet. Die von DILL (1988) für den bayerischen Anteil vorgelegte Dreigliederung (von unten nach oben) in Stockheim-, Föritz- und Reitsch-Formation lässt sich gleichfalls für den thü- ringischen Raum belegen (Beil. 10, 13). Auf Grund der rotbraunen Sedimentfärbung und in Analogie zu Teilabschnitten des Profils der Eisenach-Formation, wurden diese wenig sortierten und nur kantengerundeten brekziösen Sedimente von DEUBEL (1959/60) in

119 das Oberrotliegend eingestuft. So sind auch folgerichtig die zur Föritz-Formation äquiva- lenten Sedimente durch die geologischen Bearbeiter der ehemaligen SDAG Wismut, z. B. Objekt Döhlau - GK 25, Bl. Sonneberg - Bohrloch Nr. 2613/78 - Teufe 500,1 m - Bearbei- ter Herr Teuscher (Unterschrift undeutlich) - als brekziöse Ablagerungen ausgehalten worden. In feinerklastisch sandig-siltigen Sedimenten werden Anreicherungen von „Bruchstücken“ oder „Brocken“ aus metamorphen Grundgebirgsgesteinen, Sandsteinen und Porphyren ausgehalten. Die in diesem Profil dokumentierten Fasergipslagen lassen sich in Analogie zu den Ergebnissen von DILL (1988) bewerten, der einen im Profil nach oben gerichteten Übergang von einer Ton-Silt- in eine Ton-Salz-Playa beschreibt. Von SCHNEIDER, WALTER & WERNEBURG (1988) sind die Arthropoden-Ichnia des be- schriebenen Zeitraumes folgerichtig in einer playa-association zusammengefasst. Der beschriebene Sedimenttyp greift wiederholt in die Innenraumsenke vor und bildet dort das charakteristische wechselhafte Profil der Goldlauter-Formation. Neben den feinklastisch-sandig-siltigen Sedimenten, die im Profil des unteren Abschnitts der Goldlau- ter-Formation mehrfach im zentralen Ablagerungsraum Verbreitung gefunden haben, sind die gröberklastisch-brekziösen Folgen im mittleren Thüringer Wald etwa im Bereich über dem Tuff Nr. 2 entwickelt, so z. B. östlich der Weinstraße in der Winterstein-Scholle, am E-Hang des Gottlob bei Friedrichroda, in den Vorbohrungen zur Lütsche-Talsperre unter- halb der Oberhof-Formation und in der Bhrg. Thüringen Süd 1/63. Offensichtlich greifen die grobklastischen Schichtflutabsätze intermittierend, im Profil zunehmend auf den In- nenraum der Goldlauter-zeitlichen Senke über. Dieser Sedimenttyp ist eng an die progressive Entwicklung der Kraichgau-Main-Senke gebunden und das Profil der Bhrg. Rannungen 1/55 zeigt vermutlich vorwiegend diesen Wechsel von Schichtflutablagerungen und feinerklastischen playa-Sedimenten. Die bisherigen Vorstellungen von der Entwicklung des Senkenraumes der Goldlauter- Formation als eine modifizierte Fortsetzung der Unstrut-Saale-Senke, die sich aus dem Bereich des nördlichen Vorlandes des Thüringer Waldes in südliche Richtung er- streckt, ist mit den heutigen erweiterten Datenbefunden nicht in Übereinstimmung zu bringen. Während einer Phase der Entkopplung des Kollisionsorogens hatte sich die Saale-Unstrut- Senke im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle von N her entlang der Horn- burg-Ruhla-Tiefenstörung in der Thüringer Wald-Riftgrabensenke durchgebaut und kam mit der Unteren Georgenthal-Formation bereits innerhalb der Senke an der lineamentären NNW- SSE-Querzone zum Abschluss. Die Saar-Nahe-Senke erreichte, in nördlicher Richtung vor- dringend, die Leuchtenburg-N-S-Störungszone (Sprendlinger Horst) bzw. die Odenwald- Schwelle. Beide Senken haben damit im höchsten Oberkarbon die Grenze zur Süd- deutschen Großscholle weder aus nordöstlicher noch aus südwestlicher Richtung überschritten. Während die taphrogen gesteuerte Zentraleuropäische N-S-Riftzone (einschließlich der Möh- renbach-Formation) diskonform alle Schollenteile des variszischen Kollisionsorogens quert, hatten sich daneben die Furrow-Halbgräben, ausgehend vom Göttingen-Ruhla-Regensburg- Lineament, im Zeitraum der Ilmenau-Formation nur im Bereich der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle herausgebildet. Die Manebach-Formation entwickelte, klimatisch begünstigt, in der Thüringer Wald- Riftgrabensenke zwischen den Großschollen ein fluviatiles System mit Galeriewäldern, End- seen und Sümpfen, das mit rückschreitender Erosion weit über die Grabenränder hinausge- griffen hatte. Die Annäherung der Kraichgau-Main-Senke verursachte eine bruchtektonische Aktivierung der Schollenränder, verbunden mit einer weiteren Eintiefung der Thüringer Wald- Riftgrabensenke. Mit diesem Prozess ist offensichtlich das innerhalb und randlich außerhalb der Graben- und Halbgrabenstrukturen entwickelte fluviatile Netz der Manebach-Formation verlandet und zerstört worden. Eine mögliche Klimaänderung, verbunden mit bruchtektoni- schen Bewegungen im Raum der Grabensenke, aktivierten die randlichen klastischen Schüt-

120 tungen der Goldlauter-Formation. Veränderungen der Position des Erosionsniveaus schufen neue Voraussetzungen und Standorte für die Anlage von Endseebildungen. Während einer Entkoppelungsphase im Bereich der Süddeutschen Großscholle erreichte die Kraichgau-Main-Senke aus südlicher Richtung vordringend die Thüringer Wald- Riftgrabensenke im Zentralteil, östlich vom Ruhlaer Kristallin und baute sich durch bis zur gegenüberliegenden, nördlichen bruchtektonischen Riftgrenze, der Unterwerra-Frankenwald- Querzone (Beil. 1, 11) als südliche Begrenzung der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle. LÜTZNER (1966), ANDREAS, ENDERLEIN & MICHAEL (1966), BROSIN (1971) und KAT- ZUNG (1981) entwickelten das Bild der Heraushebung einer schmalen Leistenscholle unweit nördlich des Thüringer Waldes in NW-SE-Richtung quer zur Saale-Senke. Als begrenzende Störungen wird von vielen Autoren heute noch die im Deckgebirge durchgepauste Eichen- berg-Gotha-Saalfelder Störungszone in Verbindung mit der nördlichen Randzone des Thü- ringer Waldes angenommen. Nach SCHWAN (1954/1956) sind diese Störungen Teil des Thüringischen Hauptstörungssystems, d. h., der Eichenberg-Gotha-Saalfelder Störungszone und deren südöstlicher Fortsetzung, der Frankenwälder Querzone (Eichenberg-Hof). Von ANDREAS, JUNGWIRTH & WUNDERLICH (2002) wurde dieses tektonische Element auf Grund der vergleichbaren herzynischen Querfaltung im Werra-Grauwackengebirge als Unterwerra-Frankenwald-Querzone bezeichnet. PFEIFFER (1984) sieht im sog. Hockeroda- Timmendorf-Graben die Fortsetzung der Eichenberg-Gotha-Saalfelder Störungszone und gleichzeitig damit verknüpft den NE-Rand der Querzone. Mit PFEIFFER ist die sog. Granitlinie im Thüringischen Schiefergebirge eine Aufreihung von differenziert nachgewiesenen Vorkommen spät- bzw. postvariszischer Granite, Granodiorite und Diorite, die als Bestandteil der Querzone eingeordnet worden sind. In seiner Darstellung des strukturellen Zusammenhanges (PFEIFFER 1984, Abb. 2) ist jedoch augenfällig, dass sich die NNW-SSE streichende Granitlinie unter einem spitzen Winkel der eigentlichen Fran- kenwald-Querzone aus südöstlicher Richtung nähert und erst etwa im Raum Bad Blanken- burg die Querzone erreicht. Damit verläuft sie ± parallel zur lineamentären Extensionslinie Göttingen-Ruhla-Regensburg. LÜTZNER (1966), ANDREAS & MICHAEL (1966) betrachteten eine Hebungszone mit relativ hoher Reliefenergie in den Grenzen der Plaue-Ohrdruf-Schwelle i. S. von RICHTER (1941) als Liefergebiet der bergnahen, relativ steilgelagerten Schwemmfächer-Schutte der Goldlau- ter-Formation. Diese sind dem Hochgebiet in einem 5 - 10 km breiten Saum vorgelagert (LÜTZNER 1981). Bei Georgenthal, am Nordrand des mittleren Thüringer Wald-Abschnitts, sind zwischen dem Zechsteinausstrich und dem auflagernden Unteren Konglomerat der Tambach-Formation des Oberrotliegend 1 fensterartig Gesteine der Georgenthal- und Ilmenau-Formation aufge- schlossen, die, nach einer Schichtlücke, wiederum diskordant bzw. diskonform von Sedimen- ten und Vulkaniten der Oberhof-Formation überdeckt werden (ANDREAS & VOIGT 1962/64 in HOPPE & SEIDEL (Hrsg.) 1971: Abb. 55). Da hier die Sedimente der Goldlauter-Formation fehlen, wurde das randnahe Gebiet als Teil der erodierten Hochscholle angesehen, welche als Schuttlieferant für die Goldlauter- Formation betrachtet worden ist. Die im Zusammenhang mit der Bearbeitung der Bhrg. Ohr- druf 1/61 gemeinsam mit H. VOIGT durchgeführte Analyse des Georgenthaler Gebietes hat jedoch ergeben, dass die jüngsten Gesteine der Ilmenau-Formation, ein flach in Aschentuf- fen intrudierter Andesit (Typ Ebertsheide-Melaphyr i. S. von ZIMMERMANN 1930), mit sei- nem typisch randfaziellen Mandelsteingefüge und Relikten des Nebengesteins noch erhalten sind (Beil. 20). Das Fehlen des mehrere hundert Meter mächtigen Sedimentprofils der Goldlauter-Formation und die etwa vollständige Erhaltung des Profils der Georgenthal-Formation sowie des höchs- ten Abschnitts der Ilmenau-Formation lassen erkennen, dass es sich hierbei um ein Gebiet handelt, welches mit Sicherheit ehemals von den Sedimenten der Goldlauter-Formation ü-

121 berdeckt war und nicht der Schutt liefernden Hochscholle sondern dem randnahen Senken- raum zuzuordnen ist. Dieser wiederholt diskutierte Sachverhalt, zuletzt ANDREAS (1998: Abb.: 10), wurde jedoch mehrfach ignoriert (ANDREAS, LÜTZNER & WUNDERLICH 1999: Abb. 13, LÜTZNER et al. in SEIDEL (Hrsg.) 2003: Abb. 4.4.1-1). In diesem Zusammenhang ist die Diskussion um die Einstufung des sedimentären Ab- schnitts der Bhrg. Scharfe Hög 2/61 von Interesse. MEISTER (2001) stufte den dem Profilteil der Goldlauter-Formation zugeordneten, 336,5 m mächtigen sedimentären Abschnitt unter- halb von Tuffen und Rhyolithen vom Typ der Älteren Oberhöfer Quarzporphyre (ANDREAS et al. in SEIDEL (Hrsg.) 1971: Abb. 60, ANDREAS 1998, Beil. 6) unzutreffend unter Berufung auf die petrographische Bearbeitung durch H. VOIGT - richtigerweise J. MÄDLER - in die Georgenthal-Formation ein. Ein Vergleich des Profils mit dem des Gottlob-Konglomerats der Goldlauter-Formation bei Friedrichroda ist augenscheinlich und wird dadurch gestützt, dass gleichermaßen sowohl im auflässigen Steinbruch am Gottlob als auch in der Bhrg. Scharfe Hög 2/61 der Tuff Nr. 2 we- nige Meter über einem fossilführenden Grauhorizont entwickelt ist (ANDREAS & HAUBOLD 1975: 68 und Beil. 7). Den aus der Fehleinstufung abgeleiteten Schlüssen, dass der Raum der Bhrg. Scharfe Hög 2/61 wie das Gebiet von Georgenthal einer nördlichen Vorlandscholle zuzuordnen ist, auf der die Goldlauter-Formation primär nicht ausgebildet war, kann sachlich nicht gefolgt werden. Des Weiteren ist im Thüringer Wald bisher nirgends eine > 337 m mächtige „Melaphyr-Porphyrit-Tufffolge“ der Oberhof-Formation beobachtet worden. So ist auch durch ENDERLEIN (1963) hier vor 40 Jahren keine widersinnige Zuordnung erfolgt wie durch MEISTER (2001) beschrieben, und er hat das Problem wie folgt diskutiert: „Damit wä- re eine klastische Natur (i. e. das Profil klastischer Gesteine der Bhrg. Scharfe Hög 2/61) in Betracht zu ziehen, wobei die Porphyritergüsse und -tuffe der Gehrener Schichten (i. e. Georgenthal-Formation i. S. von ANDREAS) als Ausgangsmaterial anzunehmen sind. Vom geologischen Standpunkt besitzt diese Deutung ebenfalls große Wahrscheinlichkeit. Im Raum von Georgenthal und auf Bl. Ohrdruf streicht das ru1 (i. e. Georgenthal-Formation) diskordant unter Quarzporphyrtuffen (ru4 i. e. Oberhof-Formation), Oberem Quarzporphyr und Oberrotliegendem aus. Während das Fehlen der Manebacher und Goldlauterer Schich- ten u. U. durch sekundäre Erosion erklärt werden könnte, beweist der teilweise Ausfall des ru4 eine Hochlage des ru1 z. Zt. der unteren Oberhöfer Schichten. Bei gleichzeitiger epiro- gener Absenkung des südlich bzw. südöstlich gelegenen Troges erfolgte die Auffüllung des- selben mit dem Schutt des benachbarten Hochgebietes.“ Vom Gottlob bei Friedrichroda, in östlicher Richtung bis zur Bhrg. Scharfe Hög 2/61, lässt sich somit ein Schollenabschnitt im Bereich des nördlichen Randsaumes vom zentralen Thü- ringer Wald nachweisen, der von Gesteinen der Goldlauter-Formation überlagert, im Zeit- raum der älteren Oberhof-Formation von Sedimenten, Tuffen und Vulkaniten aus deren un- terstem Abschnitt überdeckt worden ist. Im Umfeld südlich von Georgenthal (Beil. 1, 20) ist die nächst höhere Stufe der nördlichen Schollentreppe - nördlich oberhalb vom beschriebenen Niveau des Gottlob-Konglomerates - aufgeschlossen. Hier ist die Goldlauter-Formation erodiert und die reliktisch verbliebenen Gesteinseinheiten, hier die Georgenthal- und Ilmenau-Formation, werden von Tuffen und Rhyolithen der jüngeren Oberhöfer Quarzporphyre überlagert. In diesem Zusammenhang ist auf das Problem der generellen Verbreitung der Vulkanite der Oberhof-Formation zu verwei- sen. Im Bereich südlich vom heutigen Nordrand des Thüringer Waldes beginnt die Tiefschol- le mit den Abfolgen vom Typ Aufschluss Gottlob inklusive Steinbruch und der Bhrg. Scharfe Hög 2/61. Der Profiltyp Georgenthal stellt einen Abschnitt des bis zur ehemaligen Riftgrenze, der Unterwerra-Frankenwald-Querzone, reichenden randlichen Bruchstufenareals dar. In diesem Gebiet sind die prä-Oberhöfer Gesteinseinheiten wechselnd tief erodiert und werden zunehmend von den Rhyolithen und Tuffen der jüngeren Oberhöfer Quarzporphyre überla- gert. Diese Erscheinung ist das Resultat einer gegenüber dem Volumen der geförderten La- ven verminderten Absenkung der Innensenke des Riftgrabens. Während im inneren Rift- abschnitt, der heutigen sog. Oberhöfer Porphyrplatte, die Abfolge der Rhyolithe der älteren

122 Oberhöfer Quarzporphyre von den Rhyolithen der jüngeren Oberhöfer Quarzporphyre über- lagert werden, greifen diese dann mit zunehmendem Anstieg der Mächtigkeiten im zentralen Senkenabschnitt auf die benachbarten Hochschollen über. Diese Vulkanite sind im Innen- senkenbereich keiner tiefgreifenden Abtragung unterlegen und die Ausbildung der Randfa- zies der Rhyolithstrukturen ist im Wesentlichen noch erhalten. Die Lagerungsverhältnisse und der Erhaltungszustand, vor allem auch der jüngeren Rhyolithabfolge, lassen nicht auf die Ausbildung eines größeren Vulkanitgebäudes im Bereich der Porphyrplatte schließen. Be- reits KNOTH, W. (1970: Abb. 2) hat eine > 2 bis 6 km umfassende Verbreitung der „Oberhö- fer Schichten“ nördlich vom Thüringer Wald in Richtung Gotha und Arnstadt angenommen. Die Zusammensetzung der Konglomerate der Tambach-Formation überwiegend aus Rhyo- lithen der jüngeren Oberhöfer Quarzporphyre ist ein Indiz dafür, dass diese Gerölle (Schutte) vor allem auch aus dem unmittelbaren nördlichen Vorland des Thüringer Waldes, dem ehe- maligen abgestuften Riftrand, abzuleiten sind. ANDREAS & HAUBOLD (1973, 1975) konnten auf der Basis von Tuffeinschaltungen bele- gen, dass die Schwemmfächer vom Typ des Gottlob-Konglomerats im nördlichen Teilab- schnitt der Goldlauter-Senke deutlich jünger sind, als die an der östlichen und westlichen Flanke verbreiteten Schüttungen. Den Westrand der Goldlauter-Senke sieht LÜTZNER (1979) als NNE-SSW streichende Randkontur des Kristallinkomplexes von Ruhla. Hier sind basal die Konglomerate vom Typ Provinz Schmerbach entwickelt, die sich zu ± 50% aus Gneisen und Glimmerschiefern des prästefanischen Grundgebirges zusammensetzen. Gleichsinnig wurden die Vulkanite der Georgenthal- und vor allem die der Ilmenau- Formation, die weit über das Kristallin von Ruhla in westlicher Richtung verbreitet waren, in das Erosionsgeschehen eingebunden. Obwohl LÜTZNER einen SSW gerichteten Transport darstellt, zeigt doch die Ausbildung der westlichen Geröllprovinz bei Kleinschmalkalden (vorm. Pappenheim) eine vergleichbare Zusammensetzung und einen generellen Transport in östlicher Richtung an. Vergleichbar mit diesen Konglomeraten ist das Konglomerat von der Weinstraße am Westrand der Winterstein-Scholle. Dadurch ergibt sich ein durchgehender grobklastischer basaler Horizont, das Weinstraßen-Konglomerat an der gesamten Ostflanke des Kristallinkomplexes von Ruhla, von Schmerbach im N bis nach Kleinschmalkalden im S. Neben Grauwacken, Quarziten, Schiefern und Granit ergeben zersetzte Eruptivgesteinsge- rölle, Relikte von Kiesel- und Eisenkrusten Ähnlichkeiten mit dem basalen Konglomerat vom Typ Mandelsteinkonglomerat an der Basis der Goldlauter-Formation im zentralen und östli- chen Abschnitt des Thüringer Waldes. Von ANDREAS & WUNDERLICH (1998) auf Grund einer Tuffeinschaltung als Reifstieg-Sedimente an die Basis der Ilmenau-Formation gestellt, kann dieser Tuff anhand neuer Fakten als ein Äquivalent des Tuffs Nr. 0 der Goldlauter- Formation ausgehalten werden. Zumindest hat er in Ausbildung und Position Ähnlichkeit mit dem Tuff Nr. 0, wie er bei Benshausen „über Konglomeraten und geröllführenden Sandstei- nen mit ockerfarbenem bzw. lachsfarbenem Vulkanitmaterial von 25 - 40 m Mächtigkeit“ be- obachtet worden ist (ANDREAS & HAUBOLD 1975). Die z. T. deutlich fluviatil geprägten Ablagerungen haben mit rückschreitender Erosion vermutlich in Fortsetzung bzw. innerhalb der Riftgrabensenke weit in westlicher Richtung das Gebiet des Ruhlaer Kristallins überdeckt und metamorphes Kristallin als Geröllfraktion aufgenommen. Vom E-Rand der Senke, an der W-Flanke des Schwarzburg-Antiklinorium, wird NNE-SSW-Streichen angenommen (LÜTZ- NER 1979), das sich insgesamt im Grundmuster der grabenartig eingeengten Thüringer Wald-Synklinale (Oberhöfer Mulde) durchsetzt (KATZUNG 1981, ANDREAS 1988). Mit diesen Ereignissen ist die Entwicklung des tiefsten Abschnitts der Goldlauter-Formation abgeschlossen. Das nachfolgende Profil ist zunehmend auf das nach N gerichtete Vordrin- gen der Kraichgau-Main-Senke zurückzuführen, die von randlichen Konglomeratschüttungen im E und W begleitet wird. Das nach NNE gerichtete, bzw. dann nach tektonischer Neuorientierung parallel zum Riftgrabenrand umbiegend, nach NW fortschreitende jüngere Alter der Schwemmfächerfront belegt eine zeitlich gestaffelte step by step-Absenkung der östlichen Randabschnitte der Senke an tiefreichenden begrenzenden Brüchen.

123 Nach ANDREAS & HAUBOLD (1975) ist ein jüngeres Alter der konglomeratischen Schwemmfächerschüttungen vom Typ Gottlob-Konglomerat im nördlichen Verbrei- tungsgebiet der Goldlauter-Formation gegenüber den Schüttungen am östlichen Rand belegt. Diese Konglomerate zeigen in der jüngeren Goldlauter-Formation den Beginn des Absinkens der oberhofzeitlich dann voll entwickelten NW-SE gerichteten Graben- struktur durch eine bruchtektonische Anpassung des nördlichen Riftgrabenrandes als einer tektonischen Folgebewegung zur Absenkung der Kraichgau-Main-Senke. Die Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querzone begrenzt einen Teilabschnitt des gestaffel- ten Bruchschollensystems an der Nordflanke der Thüringer Wald-Riftgrabensenke. Die etap- penweise in nördlicher Richtung in der Riftsenke voranschreitende Kraichgau-Main-Senke wird durch bruchtektonische Aktivitäten der Unterwerra-Frankenwald-Querzone unterbro- chen und findet hier ihren Abschluss. Persistente riftinterne Absenkung, fortlaufende Aktivie- rung und Tieferlegung der Erosionsbasis verbunden mit bruchtektonisch verursachten Ver- änderungen der im Erosionsniveau befindlichen Randstufenfelderung, führte im genannten Raum sowohl zu bemerkenswerten Erosionen als auch nach außen gerichteten, randüber- greifenden diskordanten Überlagerungen infolge der zeitweilig mit Schutt und vulkanischen Produkten überfüllten Riftsenke. Mit größerer Sicherheit ist vorauszusetzen, dass sich die Sedimente der Goldlauter- Formation im gesamten Riftgraben, d. h., auch im Abschnitt Nentershausen-Eisenach, ent- wickelt haben. Ebenso ist hier eine Verbreitung der an eine extreme taphrogene Extensions- phase gebundenen Ilmenau-Formation von größter Wahrscheinlichkeit. Erst im frühesten Zeitraum der Oberhof-Formation erfolgte eine bruchtektonische, spitzwink- lig gerichtete Querung und Zweiteilung des zentralen Abschnitts des Riftgrabens durch die Frühanlage der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation, gesteuert durch das vom Grenz- bereich Oberer Mantel-Unterkruste wirksame Tiefenlineament Göttingen-Ruhla-Regensburg. Mit diesem Vorgang wurde auch die als ein einheitlicher Akkumulationsraum ausges- taltete Kraichgau-Main-Senke an der Südflanke innerhalb des Riftgrabens gequert und unterbrochen. Die Entstehung der Elevationen wird als Ergebnis von intensiver Extension und Einbruch beidseitig der Elevationen durch die Abscherung der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle von der Süddeutschen Großscholle innerhalb der Riftgrabensenke gedeutet. Nur im Bereich der „stehen gebliebenen“ Hochschollen bzw. den Grabenrändern kam es zur Erosion der Rotliegendablagerungen. In diesem Zeitraum extensional gesteuerter Entwicklung sind auch die Bildung der Intrusivkörper des Ruhlaer Granits und des Schleusetal-Granits in den betreffenden Elevationen an den Flanken des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes einzuordnen. Am Südrand des Thüringer Waldes sperrt eine um NW-SE streichende Querstruktur - die Kippscholle des Kleinen Thüringer Waldes (TRUSHEIM 1964) - die unmittelbare lineare Fortsetzung der Achse der Main-Senke. Bei DEUBEL (1948) und LÜTZNER (1972) ist eine Schleusingen-Hochscholle entwickelt, die eine Fortsetzung der Saale-Senke im südöstlichen Abschnitt des südlichen Vorlandes blockiert. Unter Berufung auf die Profile der Bhrgn. Dreis- bach 1/63, Schleusingen 1/63, 3/64 und 4/64 postuliert LÜTZNER die Hochscholle als eine Hebungszone im Zeitraum der tieferen Goldlauter-Formation, welche die Sedimentation aus südöstlicher Richtung geschient hat. Für den höheren Abschnitt wird ein Übergreifen des Transportes aus nördlicher in südliche Richtung über die Hochscholle hinweg angenommen. Wie wiederholt vom Verf. diskutiert (ANDREAS et al. 1999) sind in der Bhrg. Zella-Mehlis 1/64 und der Bhrg. Schleusingen 4/64 die basalen 150 m des Profils der Goldlauter- Formation vergleichbar entwickelt, wobei das randnähere Profil der Bhrg. Schleusingen 4/64 eine deutlich gröberklastischere Ausbildung gegenüber dem Profil der Bhrg. Zella-Mehlis besitzt. Das überzeugendste Argument ist durch die Ausbildung des Tuffs Nr. 0 in beiden Bohrungen gegeben (ANDREAS & HAUBOLD 1975). Dadurch ist die Aussage gesichert, dass die Goldlauter-Formation sich innerhalb eines einheitlichen Senkenraumes in den Be-

124 reich des südlichen Vorlandes erstreckt hat (Beil. 1, 2, 5). Die sog. Schleusingener Hoch- scholle ist Bestandteil der Ruhla-Schleusingen-Elevation (ANDREAS 1988) und wird erst im post-Goldlauter(Formation)-Zeitraum infolge des „Thüringer Wald-Extensions- Kompressions-Events“ als morphologische Hoch- und Querscholle gebildet. Im Bereich des Zigeunerkopfes unmittelbar südlich der die Winterstein-Scholle im S begren- zenden Inselsberg-Störung sind auf dem Grundgebirge der Ruhla-Schleusingen-Elevation ebenfalls Relikte der Oberhof-Formation erhalten geblieben. Diese dokumentieren durch den Ausfall der älteren Ablagerungen der Georgenthal- bis Goldlauter-Formation deutlich die südliche Grabenschulter des zentralen Thüringer Wald-Grabens als Teil der Ruhla- Schleusingen-Elevation. Die kleine Granit-Andesit-Hochscholle von Steinbach-Hallenberg (PATZELT 1966) hat im Bereich dieser Elevation eine ähnliche Position, wie das Granit- Andesit-Vorkommen von Georgenthal innerhalb der Eisenach-Ehrenberg-Querzone. Die nördliche bzw. nordöstliche Begrenzung des Grabens ist, wie bereits beschrieben, durch die Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querzone und die Ilmenau-Schönbrunn-Schalkau- Elevation gegeben. Die zwischen den diskontinuierlich absinkenden tektonischen Gräben verbliebenen, schmalen leistenförmigen Hochschollen der Elevationen von Ilmenau-Schönbrunn- Schalkau und Creuzburg-Ruhla-Schleusingen wurden im Zeitraum der frühen Oberhof- Formation in einem überregionalen signifikanten Extensionsakt gebildet, wobei die Scholle des Ruhla-Kristallins und die des Schleuse-Horstes gleichfalls zu ihrer heuti- gen Struktur geformt worden sind. Mit diesem Prozess wurden erstmalig die grund- sätzlichen Strukturelemente des Thüringer Waldes fixiert und vergleichsweise damit auch die neu formierte Grenze zwischen der Süddeutschen und der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle in der Oberkruste konturiert (Beil. 12, 16). Als Medianlinie zwischen beiden Struktureinheiten ist die sog. Schleusingener Randzone aufzufassen. Die Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation kreuzt spitzwinklig zwischen der Unterwerra- Frankenwald- und der Heustreu-Hassberge-Querzone den zentralen Teil der Thüringer Wald-Riftgrabensenke und untergliedert diese in einen nordwestlichen Nentershausen- Eisenach-Graben und den südöstlich davon gelegenen Thüringer Wald-Graben. Beide Ein- heiten werden als das Thüringer Wald-Grabensystem zusammengefasst (Beil. 1, 16). Die Oberhof-Formation zeichnet sich durch die vielfältig faziell mit Sedimenten und Py- roklastiten verzahnte Entwicklung großer Massen von vorwiegend Rhyolithkörpern unter- schiedlicher Genese mit den dazugehörigen Pyroklastiten aus. Die daraus abzuleitende fa- zielle Vielfalt hat bis in die jüngere Zeit eine detaillierte Untergliederung der Folge sowie eine fazielle Eingliederung in das Rotliegend-Gesamtprofil erschwert. Insbesondere in der weite- ren Umgebung der namengebenden Ortslage Oberhof (GK 25, Bl. Oberhof und Bl. Suhl) beläuft sich der Vulkanitanteil an der Gesamtmächtigkeit geschätzt auf weit über 80%. Das Verbreitungsgebiet dieser vorwiegend vulkanitisch-pyroklastischen Ausbildung wird nach WEBER (1955) als Oberhöfer Porphyrplatte bezeichnet. Mächtigkeiten und Anzahl der Vulkanitkörper nehmen nach SE und NW ab. Jedoch werden die vulkanischen Bildungen nur im NW und W faziell durch entsprechend mächtigere Sedi- mente ersetzt. In einer Zusammenfassung von LÜTZNER et al. (1995) wird erläutert, dass die ursprüngliche lithostratigraphische Gliederung der Oberhof-Formation auf der Analyse der sogenannten Oberhöfer Porphyrplatte beruht. Eine Unterscheidung von Älteren Quarzporphyren mit gro- ßen und von Jüngeren Quarzporphyren mit kleinen Einsprenglingen war lokal bereits vor der geologischen Landesaufnahme durch v. SEEBACH (1876) getroffen worden. Ihre volle Gül- tigkeit wurde von ZIMMERMANN (1908) herausgearbeitet. Nach diesem Gliederungsprinzip konnten dann die Profile der Verbreitungsgebiete auf den verschiedenen Blättern der Geol. Karte i. M. 1 : 25 000 zumindest näherungsweise verglichen werden. Hinreichend gesichert ist die Einteilung der Oberhof-Formation auf dem gleichnamigen Blattgebiet in zwei auf der Basis differenzierter Einsprenglingsgrößen in den Rhyolithen ausgehaltene Teilfolgen, die

125 vom „Hauptzwischenmittel“ zwischen den sog. Älteren und Jüngeren Quarzporphyren ge- trennt werden. ANDREAS et al. (1974) betrachteten diese Zwischensedimente als Beginn eines neuen Sedimentationszyklus´, der mit grobklastischen Ablagerungen einsetzt und mit feinkörnigen in der Oberen Sedimentzone endet. Als generelle Tendenz trifft das zu. Jedoch besteht das Zwischenmittel lokal auch aus feinsandigen bzw. schluffig-tonigen Sedimenten. Ferner kommen im Hauptzwischenmittel Tuffe vor, die genetisch noch zum Älteren Porphyr gehören (Siegelgrund bei Luisenthal, LÜTZNER 1960). Nach MEISTER (1988) werden im Hauptzwischenmittel auf der GK 25, Bl. Oberhof durch ENDERLEIN sowohl Tuffe mit py- roklastischem Material der Älteren als auch der Jüngeren Oberhöfer Quarzporphyre zusam- mengefasst. Er kommt zu der Schlussfolgerung, dass als stratigraphisch verwendbare Zone bzw. als Ba- sis eines zweiten Sedimentationszyklus´ innerhalb der Oberhof-Formation die Ablagerungen des sog. „Hauptzwischenmittels“ zumindest im Bereich der Oberhöfer Porphyrplatte nicht geeignet scheinen. ENDERLEIN (1975) scheidet als Hauptzwischenmittel neben allgemein bunten Quarzporphyrtuffen auch Sedimente, meist braunrote Konglomerate, Sandsteine und Schiefertone mit örtlichen Übergängen zu Tuffen aus, und stellt diese als selbstständige Ein- heit zwischen die Zone der Älteren und der Jüngeren Quarzporphyre. Nach Auffassung des Autors stellt diese Einheit trotz schwankender Profilbreite eine im Bereich der Porphyrplatte sinnvolle Ausgliederung dar, deren richtige Position durch das örtlich mögliche Übereinan- dervorkommen von Tuffen der Älteren und Jüngeren Quarzporphyre bzw. von Brocken Älte- rer Quarzporphyre in Tuffen der Jüngeren Quarzporphyre (Ig-Bhrg. Luisenthal 6/66, EN- DERLEIN 1973) eine Bestätigung findet. LÜTZNER (1981) vertritt die Auffassung, dass, abgesehen von den noch bestehenden Un- klarheiten der Grenzziehung, die Zweiteilung der Oberhof-Formation auf der Basis sedimen- tologischer Untersuchungen doch so einschneidend ist, dass unterer und oberer Teil ein ei- genes Bild der Faziesverteilung und der Transportrichtungen besitzen. So erscheint es be- rechtigt, von einer Unteren und einer Oberen Oberhof-Formation zu sprechen. In einer Untersuchung zur Verbreitung und Entwicklung sowie zu den Lagerungsverhältnis- sen der Rotterode-Formation im Rennsteigbereich der GK 25, Bl. Tambach durch ANDREAS & LÜTZNER (2001, 2009: Beil. 1b/1c/2a) war es erforderlich, auch das Profil der Oberhof- Formation westlich des Tambacher Beckens erneut zu prüfen. Ziel war die Klärung des Pro- filaufbaus, um lithostratigraphische Vergleiche über die Barriere des den Thüringer Wald in einer N-S Linie querenden Höhenberg-Dolerits hinweg in Richtung Wintersteiner Scholle nach Westen und unter der Überdeckung des Tambacher Beckens hindurch zur Porphyrplat- te nach Osten zu ermöglichen. Im Ergebnis liegt ein gesichertes N-S-Profil für den Raum Friedrichroda-Schnellbach/Struth- Helmershof vor, das sich im Gegensatz zu dem der Oberhöfer Porphyrplatte vorwiegend aus Sedimenten mit mehreren, und z. T. > 100 m mächtigen Tuffeinschaltungen aufbaut (AND- REAS et al. 1998, Beil. 9-2). Über die relativen Beziehungen im Profil zwischen den Acanthodes-Schichten und Tuffein- schaltungen in der Goldlauter-Formation, der Position der Inselsberg-Heuberg-Quarz- porphyrgruppe und dem Unteren Protriton-Horizont in der Oberhof-Formation lässt sich eine den gegebenen Umständen entsprechend gesicherte räumliche Verbindung zu Tuffeinschal- tungen herstellen, die dem Niveau des Dörmbach-Tuffs als Grenzlager zwischen den ge- nannten Formationen entspricht. Als nach neuen Erkenntnissen vergleichbare bzw. lithostratigraphisch identische Tuffein- schaltungen dieses Niveaus lassen sich der Tuff Nr. 3 des Gebietes Winterstein/Tabarz und der Tuff Nr. 5 südlich der Ortslage Friedrichroda (ANDREAS & HAUBOLD 1975) fixieren. Wie in Beil. 5 ersichtlich, sind in gut aufgeschlossenen Bereichen mehr als 3 Tuffhorizonte erkennbar, die z. T. nur durch 15 - 20 m mächtige sedimentäre Einschaltungen voneinander getrennt sind, aber im Gelände nicht durchgehend verfolgt werden konnten (ANDREAS & HAUBOLD 1975).

126 Der zum Dörmbach-Tuff lithostratigraphisch äquivalente Tuff lässt sich als marker-Horizont in südlicher Richtung bis etwa zur Ortslage Struth-Helmershof südlich vom Rennsteig verfol- gen. Über das Profil der Bohrung gleichen Namens und die der Bohrungen Schnellbach und Finsterbergen sowie eine Ausschnittkartierung westlich und südwestlich der Ortslage Tam- bach kann das Anschlussprofil bis zur Oberen Sedimentzone mit dem Oberen Protriton- Horizont der Oberen Oberhof-Formation gesichert werden (Beil. 27). Dieser höhere Profilabschnitt des sedimentär-vulkanogenen Faziesbereichs ermöglicht nun wiederum lithostratigraphische Rückschlüsse auf den Profilabschnitt der Quarzporphyr- verbreitung im Umfeld der Ortslage Oberhof. Damit sind erstmals auch gesicherte Aussagen möglich, welche Teile der Oberhof-Formation am Westrand der Oberhof-Synklinale auf der GK 25, Bl. Oberhof unter dem Begriff „Hauptzwischenmittel“ zusammengefasst werden (ANDREAS et al. 1998). Die hier diskutierten und in Beil. 6 und 9-2 dargelegten Profilzusammenhänge südlich Fried- richroda zeigen einen mehrfachen Wechsel von bunten bis rotbraunen konglomeratischen Gesteinen, geröllführenden Sandsteinen und Sand- und Schluffsteinen mit einer fünfmaligen Ausbildung von grauschwarzen Sand- bis Schluffsteinen und z. T. laminierten schluffig-tonig- karbonatischen Sedimenten, die in der Oberhof-Formation als Protriton-Horizonte bezeichnet werden. Der sog. Untere Protriton-Horizont zwischen dem Dörmbach-Horizont an der Basis der Oberhof-Formation und der tiefsten Profileinschaltung der Tuffe der Älteren Quarz- porphyre ist um 10 - 12 m mächtig und zeigt als Unter- und Obergrenze eine charakteristi- sche, 2 - 4 m mächtige, fluviatile konglomeratische Entwicklung. Von oben nach unten lässt sich in einer groben Übersicht das Profil wie folgt zusammenfassen:

Hangendes: Rotterode-Formation

Obere Oberhof-Formation ± 240 m (10) Obere Sedimentzone mit dem hier um ± 50 m mächtigen Oberen Protriton-Horizont. ± 140 m (9) Oberer Tuff der (oberen) Jüngeren Quarzporphyre mit scharfer Un- tergrenze und Übergängen zwischen Tuff und feinklastischen Sedi- menten im Bereich der Obergrenze. ± 120 m (8) Sand- und Schluffsteine mit einer um 40 m mächtigen Einschaltung schwarzgrauer schluffiger, toniger, karbonatischer und z. T. laminierter Sedimente vom Typ Protriton-Horizont. Der basale Bereich ist etwas gröberklastisch und vermittelt mit geringmächtigen Tuffeinschaltungen zum unterlagernden Tuff. ± 200 m (7) Unterer Tuff der (unteren) Jüngeren Quarzporphyre mit einer ge- ringmächtigen Wechsellagerung an der Tuffuntergrenze (tieferer Ab- schnitt als fazielle Vertretung im Hauptzwischenmittel ROZ möglich). ± 130 m (6) Sand- und Schluffsteine mit geröllführenden Lagen und einer 20 m mächtigen Einschaltung vorwiegend grauer bis dunkelgrauer, weniger deutlich konturierter Sand-, Schluff- und Tonsteine vom Typ Protriton- Horizont (fazielle Vertretung im Hauptzwischenmittel ROZ möglich).

Untere Oberhof-Formation ± 150 m (5) Tuffe der Älteren Quarzporphyre. Dieses Tufflager ist durch eine 40 - 50 m mächtige Zone einer Wechselfolge von Tuffen, Umlagerungspro- dukten, Gerölleinschaltungen und Sand- und Schluffsteinen mit einer geringmächtigen, weißgrauen schluffig-karbonatischen Bank - einem undeutlichen Protriton-Horizont - zweigeteilt und stellt eigentlich 2 Tuff- niveaus dar (höherer Abschnitt als fazielle Vertretung im Hauptzwi- schenmittel ROZ möglich).

127 ± 35 m (4) Sandsteine mit einer deutlichen Obergrenze und einer um 10 m mäch- tigen Übergangssedimentation zum unterlagernden Tuff. ± 25 m (3) Tuff der Älteren Quarzporphyre mit geringmächtigen Umlagerungser- scheinungen an der Unter- und Obergrenze. ± 200 m (2) Untere Sedimentzone, Sand- und Schluffsteine, partiell geröllführend, mit dem 18 m mächtigen, durch Konglomeratlagen an der Unter- und Obergrenze randlich konturierten Unteren Protriton-Horizont. ± 10 m (1) Dörmbach-Tuff bzw. äquivalente Quarzporphyr- und Melaphyrtuffe.

Liegendes: Goldlauter-Formation

In Beil. 9-2 ist das Profil der Goldlauter-, Oberhof- und Rotterode-Formation anhand von Pro- filen relevanter Kartierungsbohrungen des nordwestlichen Thüringer Waldes zusammenge- stellt und in ANDREAS et al. (1998) mit dem Profil der Oberhöfer Porphyrplatte im Zentrum der Oberhöfer Grabensenke verglichen. Die genannten Profilübersichten gestatten die nachfolgenden verallgemeinernden Aussagen: Verbreitung und Akkumulation der Goldlauter- und Oberhof-Formation erfolgt grund- sätzlich nicht als Fortsetzung der Saale-Unstrut-Senke, sondern durch die NW-SE ge- richtete Absenkung im Zwischenschollen-Graben als Fortsetzung der Kraichgau-Main- Senke in nördlicher Richtung. Die Sedimentationsachse verläuft daher parallel zum E- Rand des Ruhlaer Kristallins (LÜTZNER 1973) und erstreckte sich bis in den südthüringi- schen Raum. Die genannten Prozesse berechtigen zur Korrelation des Profils der Bhrg. Thü- ringen Süd 1/63 mit dem des Thüringer Waldes (JUNGWIRTH 1966 in DIETRICH 1967, LÜTZNER 1974). Die Mächtigkeit der Goldlauter-Formation > 400 m in der Winterstein-Scholle an der E- Flanke des Kristallins von Ruhla mit einer über größere Profilstrecken feinklastischen Ausbil- dung lässt erkennen, dass die Sedimente weit über das Grundgebirge und die dort aufla- gernden Vulkanite der Ilmenau-Formation hinweg gegriffen hatten (Beil. 1, 5). Ihre Verbrei- tung ist auch im Raum des Nentershausen-Eisenach-Grabens innerhalb der Riftgrabensenke - und von der Eisenach-Formation überlagert - nicht auszuschließen. Auch ist vorauszuset- zen, dass die Sedimente der Goldlauter-Formation, bis auf Relikte tieferer Abschnitte, erst nach Abschluss der Formationsentwicklung im Zeitraum der ältesten Oberhof-Formation ero- diert und das Grundgebirge des Ruhlaer Metamorphitkomplexes freigelegt worden ist. Transtensionsscherung, subhorizontal und schräg abschiebend, hat die im exhumierten Grundgebirge bzw. in Bohrungen, z. B. im Granodiorit der Bhrg. Tabarz 1/62, nachgewiese- nen Störungen des NW-SE gerichteten Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzonensys- tems („pull apart-Struktur“) weitflächig kataklastisch überprägt. Hier sind die bei FRANZKE & RAUCHE (1991) als „entlang der Fränkischen-Linie verbreitet“ aufgezeigten rupturellen Pro- zesse einzuordnen, wobei Verfasser die Strukturbildung im Umfeld des Nordwestthüringi- schen Quersprungs im Ruhlaer Kristallin als charakteristischem Teilelement der o. a. „pull apart“-Struktur, d. h., den Aktivitäten des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes, zu- weist. Dort, wo im Thüringer Wald-Abschnitt die Medianlinie der NNW-SSE-Scherstruktur, d. h., des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineamentes, die bruchtektonischen WNW-ESE/NW-SE- Schollengrenzen der variszischen Felderung unmittelbar quert, erfolgte bei der intensiven rechtslateralen E-W- bzw. NE-SW-Extension eine Abscherung des NE-Flügels der Scher- struktur, wobei der absinkende Schollenteil durch N-S- und E-W-Brüche konturiert worden ist. Als typisch ist z. B. die Winterstein-Scholle an der N-Flanke der Creuzburg-Ruhla- Schleusingen-Elevation zu betrachten, die sich mit der E-W streichenden Inselsberg-Störung

128 und der rupturellen NNE-SSW-Grenze gegen das Kristallin von Ruhla an die Reifsteig-NW- SE-Störung am SW-Rand der Scholle anlehnen. Auch in zunehmender Entfernung von der medianen NNW-SSE-Linie werden die Brüche der WNW-ESE/NW-SE-Schollenfelderung in die durch Abscherung hervorgerufene Umbildung des Thüringer Wald-Riftgrabens durch die im Zeitraum der frühen Oberhof-Formation ablau- fenden Extensionsprozesse einbezogen. Ein vergleichbares tektonisches Bild vermittelt die Position des Schleuse-Horstes im Verlauf der Ilmenau-Schönbrunn-Schalkau-Elevation (Beil. 12-2). Hier nimmt die Scholle von Masserberg östlich vom Schleuse-Horst eine Position ein, die der Winterstein-Scholle zum Grundgebirgskomplex von Ruhla analog ist. Von LÜTZNER (1961) wurden sog. saalische, bruchtektonisch konturierte Bewegungen im Zeitraum der Oberhof-Formation fixiert. In Verknüpfung mit relativen Heraushebungen und der differenzierten Erosion von Teilschol- len des Untergrundes der Oberhof-Formation greifen vorwiegend die jüngeren Gesteinsein- heiten der Oberhof-Formation im Bereich über dem Thüringer Hauptgranitmassiv diskordant auf unterschiedlich alte Gesteinseinheiten über. Die bruchtektonischen Bewegungen werden in einer ersten Extensionsphase durch die lang- gestreckten Gangzüge von unterschiedlichsten Vulkaniten in E-W- und N-S-Richtung in der Winterstein-Scholle im Kristallin von Ruhla und in östlicher Fortsetzung an der Westflanke des Thüringer Hauptgranitmassivs deutlich. Die initiale, mit Erosion verknüpfte, bruchtektonische relative Heraushebung ist in den Zeit- raum nach der Effusion der Inselsberg- und Heuberg-Quarzporphyre einzuordnen. Die damit verknüpften Sedimente führen bereits Gerölle von Inselsberg-Porphyr, sind älter als die sog. Älteren Oberhöfer Quarzporphyre und faziell sowie begrenzt auch zeitlich konform zu den sog. „Obersten Sandsteinen und Konglomeraten mit tuffigem Bindemittel“ der Goldlauter- Formation im Gebiet der GK 25, Bl. Suhl zu betrachten (vgl. ZIMMERMANN 1908, ANDRE- AS & HAUBOLD 1975), die hier unmittelbar von Älteren Quarzporphyren überlagert werden. Die Bildung der genannten Sedimente erfolgte i. S. von ENDERLEIN etwa nach Abschluss der Sedimentation der Unteren Sedimentzone mit einer grundsätzlichen und plötzlichen Um- gestaltung des gesamten Beckens. Diese Sedimente sind daher jünger und nicht identisch mit dem Dörmbach-Horizont, wie von ENDERLEIN und PATZELT (1970) in einer früheren Untersuchungsphase angenommen worden ist. An NW- und SE-Brüchen (vulkanotektoni- sche Zone Kehltal-Spalte, Heidersbacher Störung, N-S-Störung Lubenbachgebiet- Georgenthal usw.) mit maximalen Sprunghöhen von 200 bis 400 m kommt es zur Zerlegung des Gebietes der Oberhöfer Porphyrplatte in eine Reihe von Schollen. Vorwiegend entlang dieser Brüche und älteren tektonischen Elementen folgend, intrudieren und effundieren die sog. Älteren Quarzporphyre, wobei sich die Laven auf den abgesunkenen bzw. während der vulkanischen Tätigkeit ständig weiter absinkenden Schollen ausgebreitet haben. Tuffe besit- zen in dieser vulkanischen Periode nur untergeordnete Bedeutung und die vulkanische Akti- vität nimmt vermutlich nur relativ geringe Zeitspannen ein. Die rupturelle Umgrenzung der Winterstein-Scholle durch die E-W verlaufende Insels- berg-Störung und den NNW-SSE streichenden Westthüringer Quersprung in der tiefe- ren Oberhof-Formation resultieren in diesem Sinne aus der Aktivierung des Göttingen- Ruhla-Regensburg-Lineamentes als Voraussetzung für das nunmehr gebildete Thü- ringisch-Fränkisch-Nordostbayerische Scherzonensystem. Mit der Herausbildung der lineamentkontrollierten Creuzburg-Ruhla-Schleusingen- Elevation ist der Kraichgau-Main-Trog im S vom Zentralteil der eigentlichen Thüringer Wald-Riftsenke getrennt worden. Gleichfalls wurde mit diesem Prozess durch die Konturierung der Thüringer Wald- Struktur, dessen Reaktionsraum nördlich innerhalb der Riftgrabensenke räumlich ein- geschränkt. Im Ergebnis dieses Vorganges ist daher das unmittelbare Vorland südlich

129 des Thüringer Waldes noch in den Bereich der vormals oberkarbonisch-unter- permischen Riftgrabensenke einzuordnen. Die Goldlauter- und die Oberhof-Formation und speziell der an eine etwa ± 30 - 40 km breite SE-NW-Zone gebundene Magmatismus bzw. Vulkanismus sind das Ergebnis einer tektono- magmatischen Aktivierung der Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen Scherzone, deren spätvariszische, taphrogen gesteuerte bruchtektonische Aktivitäten als extensive Bewegun- gen in einer ersten Phase in der tieferen Oberhof-Formation und in einer zweiten kompressi- ven post-Oberhof-Phase im Thüringer Wald kulminieren (ANDREAS 1997). Als allgemein gültige Aussage gilt, dass der Vulkanismus der Unteren Georgenthal- Formation durch das Vordringen der Saale-Unstrut-Senke aus nördlicher Richtung in die von dem Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament taphrogen gesteuerte Thüringer Wald-Riftgrabensenke hervorgerufen worden ist. Der Vulkanismus der Oberen Georgenthal-Formation und der Oberhof-Formation ist dahingegen ursächlich mit dem querenden Einbruch der Kraichgau-Main-Senke aus südlicher Richtung in den Thürin- ger Wald-Riftgraben verbunden. Der Vulkanismus der Oberhof-Formation beginnt nicht so abrupt wie es uns das Profil der Quarzporphyre der Oberhöfer Porphyrplatte suggeriert. Die vulkanische Aktivität setzt in der Goldlauter-Formation ein und nimmt mit fortschreitend jüngerer Entwicklung merklich an In- tensität zu. Im Bereich des Kristallins von Ruhla - und deutlich in der Winterstein-Scholle sowie südlich Friedrichroda - von der Westflanke des Thüringer Hauptgranits begrenzt - beginnt die inten- sive vulkanische Tätigkeit mit subpelitisch effusiven sowie stock- und gangförmigen Trachy- andesiten, Rhyolithen, Felsiten und Basalten. Diese intensive vulkanische Episode ist altersmäßig zwischen dem Bereich der Acanthodes- Schichten der Goldlauter-Formation und dem Unteren Protriton-Horizont über dem Dörm- bach- (Grenzlager-) Tuff der Oberhof-Formation einzuordnen. Damit sind diese Vulkanite älter als die sog. Älteren Quarzporphyre auf der GK 25, Bl. Ober- hof. Hier beginnt die intensive vulkanische Tätigkeit erst oberhalb vom Niveau des Unteren Protriton-Horizontes. Eine Ausnahme stellen möglicherweise der sog. Jägerhaus- Quarzporphyr (λ ‘A6s) und ein Felsit dar, die im nördlichen Teil des Verbreitungsgebietes unter den porphyrischen Rhyolithen der sog. Älteren Quarzporphyre eingeordnet sind. Ein lithostratigraphischer Vergleich mit den o. a. Vulkaniten östlich des Ruhla Kristallins scheint möglich. Die Sedimentation entwickelt zunehmend eine zyklische Eigendynamik, welche auch die eingeschalteten Tuffe partiell überformt bzw. in diesen Prozess einbindet. Dabei ist jedoch zu beachten, dass die Tuffe z. T. über dem ehemals vorhandenen Erosionsniveau abgelagert worden sind und in diesem Falle einer wenigstens partiellen aber sofortigen Abtragung unter- legen waren. Indirekt lässt sich daraus ableiten, dass zunehmend in der Oberhof-Formation keine offen zu Tage liegende Konformität zwischen der vulkanischen Tätigkeit im Bereich der Oberhöfer Porphyrplatte über dem Thüringer Hauptgranit und der um N-S gesteuerten achsi- alen Sedimentation im Raum Friedrichroda-Schnellbach an der westlichen Granitflanke im Grenzbereich zum Ruhlaer Kristallin besteht. Sedimentation und Vulkanismus verlaufen in autonomen Bereichen diskonform. Für den Zeitraum der Goldlauter-Formation kommen ANDREAS & HAUBOLD (1975) sowie LÜTZNER (1981) zu der Auffassung, dass sich hier noch deutlich konforme Beziehungen zwischen Sedimentation und allerdings noch untergeordneter vulkanischer Aktivität auf Grund einer einheitlichen tektonischen Steuerung in einem vergleichsweise größer konturier- ten Becken, charakterisiert durch die Verbreitung der Acanthodes-Schichten, knüpfen las- sen. Deutlich ist auch die Erhaltung von nur wenige mm bis cm mächtigen Tufflagen, oft in feinlaminierten Sedimentabschnitten, mit geringer Melaphyreffusion verknüpft.

130 Die Ablagerungen der N-S-Sedimentationsachse und der effusive Vulkanismus sind dishar- monisch im Verbreitungsgebiet der Oberhof-Formation verteilt, wobei die vulkanischen Tuffe und Laven auf den nördlichen und östlichen Grabenrand diskonform übergreifen. Die abge- sehen von der prä-tambacher Erosion nicht bzw. nur lokal anerodierten randfaziellen Berei- che der Quarzporphyrkörper der Porphyrplatte weisen auf eine nur geringe intraformationelle Abtragung zur Zeit der Oberhof-Formation selbst hin (ENDERLEIN in ANDREAS et al. 1998). Dieser Umstand spricht gleichfalls für eine rasche Absenkung des Vulkanitkomplexes durch Einkippung nach W bzw. Akkumulation in einem Niveau mit geringerer Reliefenergie. Sedimente und Vulkanite werden in einer grabenartigen Struktur abgelagert, ohne dass es zum Aufbau von großen, morphologisch weit herausragenden Vulkanbauten gekommen ist. Gegenüber der Darstellung von Rhyolithdecken mit mehreren Ergüssen und Intrusivdomen durch ENDERLEIN leitet MEISTER (1988) die überwiegende Entwicklung von oberflächen- nah intrudierten Domen, sowie Quell- und Staukuppenbildung für die Oberhöfer Rhyolithe ab. Von den bruchtektonisch neu markierten Schollen- bzw. Grabenrändern wird Granit-, bzw. Metamorphitmaterial in die Grabensenke transportiert, das sich bereits mit den Tuffen der Älteren Oberhöfer Quarzporphyre vermischt (Bhrg. Struth-Helmershof 1/62, Beil. 6). Die im Bereich der um N-S gerichteten Absenkungsachse wiederholt (5 x) zyklisch eingeschalteten grau- bzw. schwarzpelitischen Horizonte sind lokal fossilreich. Branchiosaurierfunde gaben den Anlass zu der Bezeichnung Protriton-Horizonte. Dazu gehört der reichhaltige Fossilien- fundort Lochbrunnen im Unteren Protriton-Horizont bei Oberhof (u. a. LÜTZNER 1987) und in Umdeutung der durch ENDERLEIN vorgenommenen Bewertung als Acanthodes-Horizont auch der Bereich von 616 m bis 639 m Teufe der Bohrung Oberhof, deren Profil in die Schnittkonstruktionen Eingang gefunden hat (Beil. 6). In der Bohrung Scharfe Hög 2/61 (ENDERLEIN 1963) und in den ingenieurgeologischen Vorbohrungen der Ohra-Sperrstelle (DITTRICH 1956/58) sind über den Sedimenten der Goldlauter-Formation und auflagernden Älteren Oberhöfer Quarzporphyren und Tuffen keine Untere Sedimentzone und Protriton-Horizonte entwickelt. Auch dürften sie bereits unweit östlich und südöstlich von Oberhof fehlen. Während sich für den sog. Unteren Protriton-Horizont und offensichtlich das mit ihm ver- knüpfte Sedimentpaket noch in einem ± 25 km langen Band eine Ausdehnung in SE-NW- Richtung, von Oberhof bis hin zur Scholle von Winterstein (Drehberg-Gebiet, VOIGT, S. 2005) aufzeigen lässt - d. h., die nunmehr bereits eingeengten Konturen des durch LÜTZ- NER (1981) dargestellten Akkumulationsraumes der Goldlauter-Formation gestaltend - er- streckt sich die in der Richtung schroff geänderte Hauptsedimentationsachse des nachfol- genden Profilabschnitts mit den höheren Protriton-Horizonten als wesentlich schmalere Zone (10 - 5 km Breite) in N-S-Richtung entlang des Ostrandes der Kristallinscholle von Ruhla. Nach bisheriger Kenntnis ist die von dieser lineartektonisch geprägten Senke ausgehende Protriton-Fazies in östlicher Richtung hin zur Porphyrplatte nicht mehr entwickelt. Sie setzt sich jedoch ständig gegen grobklastische und tuffogene Sedimentation durch und charakteri- siert diesen schmalen Akkumulationskorridor als Adaptionsstruktur zur Thüringen-Mittelharz- Furrow. Wie die ältere Oberhöfer Ganggefolgschaft anzeigt, erstreckt sich deren Verbreitung analog zu der in der tieferen Oberhof-Formation erfolgten, bruchtektonisch geformten N-S- und E- W-Neukonstruktion an der E-Flanke des Ruhlaer Kristallins. Damit ist auch die N-S-Achse der jüngeren oberhofzeitlichen Sedimentation verknüpft. Die Lagerungsverhältnisse im mitt- leren Thüringer Wald sind in ANDREAS & LÜTZNER (2009) dargestellt. Die Elevationen von Creuzburg-Ruhla-Schleusingen und Ilmenau-Schönbrunn- Schalkau haben mit ihrem Entstehungsprozess, in Verbindung mit der Eisenach- Georgenthal-Ehrenberg-Querzone, einen nordöstlichen Abschnitt der Thüringer Wald- Riftgrabensenke abgetrennt, der in dieser räumlich eingeschränkten Form - vom Zeit- raum der älteren Oberhof-Formation bis heute - die Grundstruktur der Thüringer Wald-

131 Scholle bestimmt. Dieses bruchtektonisch umrahmte Teilsegment stellte bisher auf- grund der günstigen Aufschlusssituation den wesentlichen Beobachtungs- und For- schungsgegenstand der Rotliegendentwicklung im Thüringer Wald dar. Die im Thüringer Wald-Graben entwickelten Einheiten des Oberkarbon-Rotliegend wurden, wie bereits beschrieben, durch die früh-oberhofzeitlich entstandenen Elevationen von dem restlichen Abschnitt der Thüringer Wald-Riftgrabensenke an Bruchzonen abgetrennt. Für einen langen Zeitraum hat dieses tektonisch konturierte und eingeengte Teilsegment des ehemaligen Verbreitungsgebietes der oberkarbonisch-unterpermischen Sedimente und Vul- kanite innerhalb der Zwischenschollen-Riftgraben-Scharniersenke die Aufklärung der Verbreitung und Entwicklung der in ihr abgelagerten Formationen beeinträchtigt. Dieser Raum entwickelte eine ± eigenständige Dynamik, die vorzugsweise durch das Göttin- gen-Ruhla-Regensburg-Lineament bestimmt ist. Extensive Dynamik führte zur Bildung einer in NNW-SSE-Richtung gestreckten und > 300 km langen, bruchtektonisch konturierten Thü- ringisch-Nordostbayerischen Scherzone (Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Amberg) die trotz geringer paralleler Seitenverschiebungen in den Aktionsraum einer „pull-apart“-ähnlichen Struktur eingeordnet werden kann (Beil. 12-1). Innerhalb dieses Abschnitts fand die Oberhof-Formation im Rahmen einer um NNW-SSE gerichteten Kompression ihren Abschluss. Vom Autor wurden diese Deformationsprozesse als saalischer Event eingeordnet (u. a. ANDREAS & LÜTZNER 2009). Neue Beobachtungen gestatten eine zusammenfassende Bezeichnung der oberhofzeitlichen Extensions- Kompressions-Kinematik als „Thüringer Wald-Event“. Diese im definierten Raum entwickel- ten Rotliegendeinheiten bis einschließlich der Oberhof-Formation wurden bei diesem Vor- gang um NW-SE achsial aufgewölbt. Als Widerlager dienten im SW die Creuzburg-Ruhla- Schleusingen-Elevation und im N die Hochschollen nördlich der Georgenthal-Ehrenberg- und der Ilmenau-Schleusingen-Schalkau-Elevation. Es ist zu postulieren, dass sich die kompres- sive Deformation im Wesentlichen nur innerhalb der Thüringisch-Nordostbayerischen Scher- zone vollzogen hatte, und die höheren Schollenabschnitten auflagernden Rotliegendeinhei- ten nicht bzw. kaum einer Deformation unterlegen waren. Der Grabeninhalt wurde in diesem Prozess in südlicher Richtung auf die Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation flach über- schoben, wobei die Aufschiebungsbahnen zum Teil noch deutlich zu identifizieren sind. Vor allem am SW- Rand der Winterstein-Scholle lassen sich noch die bereits früh erkannten Auf- schiebungsstrukturen beobachten (z. B. ZIMMERMANN 1930: Abb. S. 109). Als markante, NW-SE-achsiale flache Einengungsformen sind von NW nach SE die Winterstein- und Rennsteig-Antiklinale sowie die Grafenwöhr-Antiklinale zu benennen. Mit der Untergliederung der Riftsenke wurde die tektonische und morphologische Verbin- dung sowohl zur „Teil“senke von Nentershausen-Eisenach als auch zur Kraichgau-Main- Senke und der Stockheim-Weiden-Grabensenke unterbrochen. Dieser Umstand, und die angedachte Einbeziehung des Ruhlaer Kristallinkomplexes in eine durchgehende Odenwald- Spessart-Rhön-Ruhla-Langensalza-Elevation, haben langzeitlich wirksam eine konstruktive logische Verknüpfung der genannten Rift-Teilsenken erschwert. Es ist davon auszugehen, dass der Nentershausen-Eisenach-Grabenteil und der östlich daran anschließende Abschnitt des Thüringer Waldes einer einheitlichen Riftgrabensenke angehört haben. Auch hat im Oberkarbon-Rotliegend keine unmittelbar strukturell zusammengehörige Verbindung über die Grenzen der Großschollen hinweg i. S. der Spessart-Ruhla-Langensalza-Elevation exis- tiert. Das gilt ebenso für die mit diesen Strukturen subparallel verbundenen Senken, die über die Schollengrenze hinweg keine direkte Verbindung entwickelt hatten und jeweils in den Schollenzwischensenken endeten. Ein ähnlicher Prozess zeichnet sich südlich des Harzes ab. Hier dringt die Saale-Senke aus nordöstlicher Richtung, ausgehend vom Raum um Leipzig-Halle bis einschließlich des Horn- burger Sattels und dem Kyffhäuser bis zur Finne-Querzone vor. Der genannte Senkenraum war im W von der Grenzstörung zwischen Saxothuringikum und Rhenoherzynikum begleitet. Der Raum der Finne-Störung stellt vermutlich ein gesondertes tektonisches Problem dar. Die

132 Saale-Senke wird im Raum der durch NW-SE-Quertektonik hervorgerufenen Umbiegungs- zone des Grenzraumes zum Rhenoherzynikum südlich des Harzes in ihrer Entwicklung blo- ckiert, weicht demzufolge in östlicher Richtung auf den Raum östlich des Hornburger Sattels aus und entwickelt sich als Unstrut-Senke in südwestlicher Richtung entlang der E-Flanke der Ruhla-Langensalza-Hornburg-Tiefenbruchlinie weiter. Auch könnte die Verschiebung der Achse des Saale-Troges in östliche Richtung durch die in N-S-Richtung querende Entwick- lung der Thüringen-Mittelharz-Furrow hervorgerufen sein. Der Raum westlich der Unstrut- Senke bis zum Grenzstörungssystem des Saxothuringikums bleibt bis gegen Ende des Un- terrotliegend unbesetzt. Erst mit der frühoberhöfer Extensionsphase wurden die Riftabschnitte der Thüringer Wald- Riftgrabensenke voneinander getrennt, verursacht durch das im Grenzraum Unterkruste- Oberer Mantel angesiedelte, persistent wirksame Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament, das den Senkenraum zwischen den Großschollen spitzwinklig quert und die Creuzburg- Ruhla-Schleusingen-Elevation hervorgerufen hat. Der Kristallinkomplex von Ruhla ist eindeu- tig mit diesem Prozess morphologisch geformt worden. Das ist auch dadurch bestätigt, dass diese Kristallinhochlage innerhalb der Riftgrabensenke als Teil der genannten Elevation ent- standen ist, und in dieser oder ähnlicher Form bis zu diesem Zeitpunkt nicht existiert hat. Die Kreuzung der Zwischenschollensenke durch das Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament folgt dabei keiner spezifischen strukturellen Vorzeichnung. Der geschilderte Ablauf wird auch dadurch gestützt, dass sich die entsprechend erosiv angeschnittenen Gesteine des meta- morphen Grundgebirges erst deutlich als klastische Bestandteile in der Rotterode-Formation und noch nicht in der Goldlauter-Formation finden lassen (van der KLAUW et al. 2002). Mit diesem Ereignis ist ursächlich auch die noch heute im tektonischen Bild wahrnehmbare Formung des Thüringer Wald-Grabensystems entstanden (Beil. 1, 16), dessen interne Glie- derung auf die Postumität des scherenden WNW-ESE streichenden Bayerischen Pfahl- Lineaments in Verbindung mit dem NW-SE-Transformstörungssystem zurückzuführen ist. Beide Elemente sind durch die asturische Querkompression miteinander verknüpft worden. Als Ergebnis dieses Prozesses ist die Neuformierung der „Fränkischen Linie“ einzuordnen.

4.5. Das „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ im Zeitraum der Ober- hof-Formation (saalisches Event)

Die sog. „saalische Phase“ gehört mit zu den vielbeschriebenen und in den unterschiedlichs- ten Zusammenhängen diskutierten Problemen bei der Darstellung lithostratigraphischer Pro- file von Senken- bzw. Beckenentwicklungen im Zeitraum des Unter-Oberrotliegend im mittel- europäischen Raum. In seiner Arbeit „Die saalische Phase im Gebiet von Ilmenau (Thüringer Wald)“ hat LÜTZNER (1964) durch die Analyse bruchtektonischer Bewegungen im Verhält- nis zu jüngeren, diskonform auflagernden Sedimenten den Bewegungszeitraum eingeengt. „Es ergab sich, dass im Thüringer Wald saalische Bewegungen an größeren Störungen statt- fanden, dass aber die Intensität vom Rand der Oberhöfer Mulde nach dem Inneren abnimmt. Gleichzeitig verschiebt sich der Zeitpunkt der Vorgänge von der tiefen Oberhöfer-Stufe bis zur Grenze zwischen Oberhöfer- und Tambacher-Stufe“ (nach heutiger Lesart sowohl Rotte- rode- als auch Tambach-Formation möglich). Unzweifelhaft kann der Idee, die saalische Phase als eine Faltungsphase i. S. einer Nach- phase zu den variszischen Hauptfaltungsphasen zwischen dem Unter- und Oberrotliegend nach STILLE (1920, 1924) zu betrachten, nicht im dort dargestellten Sinne gefolgt werden. Unter Berücksichtigung der regional verschiedenen Antworten auf die Frage nach 1. der lo- kalen und zeitlichen Fixierung der „saalischen Diskordanz“ und 2. nach der Bedeutung die- ses Grenzzeitraumes als Kriterium für die Untergliederung in den Bereich des Unter- bzw. Oberrotliegend, wird auch hier eine Problemlösung vorgeschlagen und zur Diskussion ge- stellt. Nach ANDREAS & LÜTZNER (2009) sowie ANDREAS & VOLAND (2011) wird eine um NW- SE gerichtete Aufwölbung der lithostratigraphischen Einheiten des hohen Stefan bis zum

133 Unterrotliegend einschließlich der Oberhof-Formation im mittleren Thüringer Wald sowie in der Scholle von Winterstein einem „saalischen“ Kompressions-Event zugeschrieben. Diese Strukturen werden von NW nach SE als Winterstein- und Rennsteig-Antiklinale bezeichnet. Im Rahmen der Entwicklung der Thüringisch-Nordostbayerischen „pull apart“-Scherzone, wird diesem Ereignis auch die Grafenwöhr-Antiklinale zugeordnet (Beil. 12). Wie in der zusammenfassenden Darstellung und im Abschnitt Goldlauter-Oberhof-Formation detailliert beschrieben, hat sich mit einem komplizierten Verlauf die Scholle des Thüringer Waldes - noch in ihrer heutigen tektonischen Formung kenntlich - im Zeitraum der Oberhof- Formation herausgebildet (Beil. 16). Aus diesem Grunde wurde der als eine eng zusammengehörende Ereignisfolge aufgefasste tektonische Prozess als „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“ herausgestellt. Eine grundsätzliche Bedeutung wird der Extensionsphase zugemessen, der möglicherweise noch weitere NW-SE gerichtete Senken- und Grabenstrukturen im nördlichen Vorland des Thüringer Waldes, d. h., innerhalb der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle, zugeordnet werden können. Die nachfolgende Kompression wird sich wie im mittleren Thüringer Wald bzw. in der Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone oder auch in der Südrand-Senke der Böhmischen Masse i. w. S. bzw. der Zwischensenke zur Süddeutschen Großscholle auch in weiteren Grabensenken der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle nachweisen lassen. Im hier dargestellten Zusammenhang wären alle Formationen bzw. Abfolgen, die jün- ger als die Oberhof-Formation einzustufen sind, als lithostratigraphische Einheiten jünger als das „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions-Event“, d. h., last not least - und nur in dem hier dargestellten Zusammenhang und Ablauf - auch als „post- saalisch“ zu bezeichnen. Die Bewertung als tektonisches „Grenzereignis“ zwischen dem Unter- und Oberrotliegend kann hier nicht diskutiert werden. Vor allem die zahlreichen Argumente einer vergleichenden paläobiologischen Grenzziehung - neben den lithostratigraphischen Belegen - müssen in diese grundsätzliche Diskussion hinsichtlich ihrer biostratigraphischen Bedeutung eingebun- den werden. Bei Anerkennung der o. a. tektonischen Argumente, müssen alle Rotliegendabfolgen jünger als die Oberhof-Formation in den Zeitraum des Oberrotliegend eingestuft wer- den. Für den Thüringer Wald würde dies das Höhenberg-Intrusionsintervall und die Rotterode-, Elgersburg-, Reitsch-,Tambach- sowie die Eisenach-Formation betreffen. Das intra-Oberhof-Event lässt sich nach den in Tab. 6 dargestellten physikalischen Altersbe- stimmungen von Tiefengesteinen und Vulkaniten in den Zeitraum von ± 285 Mio a bis ± 283 Mio a einordnen. Das o. a. tektonische Ereignis folgt analog gerichtet und in einer vergleich- baren Kompressionsstärke zeitlich dem asturischen Event um 305 Mio a und führt ebenso zu randlichen NW-vergenten Aufschiebungen, z. B. von Rotliegendgesteinen auf Ruhlaer Grundgebirge der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation. Der zeitliche Abstand zwischen den beiden Ereignisfolgen umfasst etwa 20 - 25 Mio a.

4.6. Das Höhenberg-Intrusionsintervall

Im Oberkarbon-Unterperm-Profil des Thüringer Wald-Grabens (Beil. 1) wird eine neue li- thostratigraphische Einheit - das Höhenberg-Intrusionsintervall (ruHÖi) - begründet und defi- niert. Das Intrusionsintervall wird zwischen der Oberhof-Formation ruO (Liegendes) und der Rotte- rode-Formation ruRO (Hangendes) eingeordnet. Eine erste Beschreibung erfolgte in AND- REAS & LÜTZNER (2009) und eine ergänzende Darstellung in ANDREAS & VOLAND (2011). Im Zeitraum zwischen den genannten Formationen intrudierten auf flachen Intrusi- onsbahnen in ± E-W-Richtung zwei größere magmatische Körper diskonform die Vulkanit- Sediment-Folge der Oberhof-Formation. Dem Regenbergstein-Rhyolith ruHÖRi folgt das Hühnberg-Gestein (ältere Bezeichnung) bzw. der Höhenberg-Dolerit ruHÖGb. Dieser quert

134 mit > 10 km oberflächiger Ausstrichlänge in NNE-SSW-Richtung im westlichen Abschnitt der GK 25, Bl. 5129: Waltershausen und 5229: Tambach-Dietharz nahezu den gesamten Thü- ringer Wald-Graben. Der ± N-S gerichtete Regenbergstein-Rhyolith ist mit ± 7 km Länge vorwiegend nördlich des Rennsteigs, der Kammlinie des Thüringer Waldes, entwickelt. Als ein Beleg für die Definition des Höhenberg-Intrusionsintervalls ist das Profil der Bhrg. Schnellbach 1/62 hervorzuheben. Hier ist der Doleritkörper im bisher einzigen Aufschluss vollständig durchteuft worden. Das Profil ist zuerst von VOLAND (1963, 1965), RÖSLER & VOLAND (1965), ANDREAS (1965), weiterhin von OBST (2009) und zuletzt von ANDREAS & VOLAND (2011) beschrieben worden. Nach der petrographisch-geochemischen (petrologischen) Bearbeitung durch VOLAND ist der Dolerit der Bhrg. Schnellbach 1/62 als ein Schulbeispiel für die Differenziation basischer Magmatite zu betrachten. Ein weiterer Belegaufschluss ist das Profil der Bhrg. Finsterbergen 1/62, das in Publikationen von ANDREAS et al. (1974) und ANDREAS & LÜTZNER (2001, 2009) Eingang gefunden hat. Im Profil deutlich, werden die klastischen Sedimente und Tuffe der Oberhof-Formation mehrfach flach von dem Rhyolith des Regenbergstein-Quarzporphyrs und des Höhenberg-Dolerits intrudiert. Die Bohrung wurde petrographisch von JUDERSLE- BEN (1972), J. MÄDLER und H. VOIGT bearbeitet und die Ergebnisse in Teilabschnitten publiziert (Beil. 6, 26). Durch kompressive, um NNE-SSW gerichtete tektonische Bewegungen des „Thüringer Wald-Events“, wurde die Entwicklung der Oberhof-Formation innerhalb der im Zeitraum der frühen Oberhof-Formation tektonisch neu konstruierten NNW-SSE gerichteten Thüringer Wald-Grabenzone, d. h., innerhalb des Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen Scherzo- nensystems abgeschlossen. Im gleichen Zeitintervall entstanden Einengungsformen, wie z. B. die flache Aufwölbung der NNW-SSE angelegten Rennsteig-Antiklinale. In diesem Raum entwickelte die Dolerit- Intrusion ihre größte Mächtigkeit. Hier wurde der sillartige Lagergang von der Bhrg. Schnell- bach 1/62 mit einer erbohrten Gesamtmächtigkeit von 356,8 m durchteuft. Die Gesteine der Oberhof-Formation des Hangenden und Liegenden der Intrusion sind kontaktmetamorph überprägt und in geringer Mächtigkeit in der Bohrung mit erfasst. Der Intrusionsraum ist von ANDREAS & LÜTZNER (2009: Beil. 1a), gestützt auf bereits vor- liegende Ergebnisse, umfassend untersucht worden. In der dazugehörigen Beilage 1c sind die Lagerungsformen, beginnend mit der flach deformierten Oberhof-Formation und den je- weils nach einer durch Erosion gekennzeichneten Schichtlücke entwickelten Rotterode- und Tambach-Formation in abgedeckter Form dargestellt (Beil. 27). Zuletzt ist durch MÄDLER (2009) der auf wissenschaftlichen Publikationen und Fachvorträ- gen beruhende Kenntnisstand und die damit verknüpften und zum Teil kontrovers geführten Diskussionen zum stofflichen Charakter des Höhenberg-Gesteins und dessen zeitliche und räumliche Einbindung in die Entwicklung des Rotliegend im Thüringer Wald ausführlich dar- gestellt worden. In diesem Zusammenhang wurden „gabbroide Einschaltungen im Niveau der quarzdoleriti- schen Gesteine“ durch SCHUSTER (1997) im Bereich des Steintagebaues Spittergrund „als Belege für zeitverschiedene Intrusionen“ beschrieben. Im untersuchten Profil der Bhrg. Schnellbach 1/62 (ANDREAS & VOLAND 2011) konnten derartige Erscheinungen nicht beo- bachtet werden. Offensichtlich handelt es sich um eine abschließende Nachfolgeintrusion, wie diese von ANDREAS (1999) z. B. an den basisch/intermediären Gängen der frühen Oberhöfer Vulkanite beobachtet werden konnte. Von MITTERMAIR (1999) ist ein im Umfeld des Tagebaues innerhalb der oberen Kontaktzone des Dolerits anstehender Rhyolith als Intrusivkörper beschrieben. Die bisherige Auffassung, dass es sich hierbei um das Relikt einer im Kontaktbereich erhalten gebliebenen Scholle eines Quarzporphyrs der Oberhof- Formation handelt, wäre somit hinfällig. Bei einer Verifizierung des Rhyoliths als Intrusion ergibt sich die Möglichkeit, die diese im Zusammenhang mit der nachfolgenden „gabbroiden“

135 Intrusion zu betrachten. Damit ließe sich eine Ereigniskette herstellen, die für den Vulka- nismus des Thüringer Waldes - formationsüberschreitende - Gültigkeit dahingehend besitzt, dass basische bzw. intermediäre Intrusionen/Subeffusionen stets einem sau- ren rhyolithischen Ereignis - ob als Tuff oder Intrusiv- bzw. Effusivkörper - folgen. Für den diskutierten Bereich wäre dann die Abfolge Regenbergstein-Rhyolith und Höhen- berg-Dolerit als 1. Abfolge und in Fortsetzung Rhyolith und gabroides Gestein im Bereich des Steintagebaues als normaltypische 2. Abfolge des Höhenberg-Intrusionsintervalls zu werten. Das Höhenberg-Intrusionsintervall ist vom Liegenden - der Oberhof-Formation - durch ein strukturprägendes tektonisches Ereignis, das „Thüringer Wald-Extensions-Kompressions- Event“ getrennt. Im Ergebnis dieser Kompression wurde der gesamte Schichtstapel der Oberhof-Formation an der E-Flanke des Ruhlaer-Kristallins (W-Rand der Winterstein- Scholle) in W-E-Richtung unter Bildung einer flachen N-S-Einmuldung abgeschert, aber im übrigen Raum des mittleren Thüringer Waldes zu einer NW-SE-achsialen Aufwölbung de- formiert. In diesem Bereich erreichte der intrusive Doleritkörper seine größte Mächtigkeit. Der nachfolgende Zeitraum ist eng mit der Erosion der intrudierten Gesteine der Oberhof- Formation einschließlich des Doleritkörpers und seiner Kontaktgesteine verknüpft. In Fort- setzung dieser Prozesse beginnt auch die Umorientierung der Senkenachse der nachfolgen- den Rotterode-Formation (ANDREAS & LÜTZNER 2009) in die NE-SW-Richtung.

Rotterode-Formation

Höhenberg-Intrusionsintervall (-Formation) 2. Abfolge: Spittergrund-Steintagebau/Dreiherrnstein-Wiesenberg-Porphyr (Rhyolith) und gabbroide Intrusion 1. Abfolge: Regenbergstein-Porphyr (Rhyolith) und Höhenberg-Dolerit

Oberhof-Formation

In diesem Sinne stellt das Höhenberg-Intrusionsintervall eine selbstständige Einheit des lithostratigraphischen Profils der Stefan C-Unterperm-Entwicklung des Thüringer Waldes dar und ist im Zeitraum zwischen der Oberhof- und der Rotterode-Formation - erforderlichenfalls auch als Höhenberg-Formation - einzuordnen (ANDREAS & VOLAND 2011). Die Rhyolithe einer möglichen 2. Abfolge sind in der NW-Hälfte der Gk 25, Bl. Tambach- Dietharz in etwa N-S-Richtung an der E-Flanke des Doleritkörpers an wenigstens 3 Positio- nen innerhalb einer Längserstreckung von 3,5 km zu beobachten. Von N nach S sind es der Dreiherrnstein/Spittergrund-Rhyolith, der Rhyolith südöstlich vom Herrenzipfel, das Vorkom- men nördlich vom Kleinen Grundbach, südwestlich vom Krämerod und vom Wiesenberg. Alle genannten Rhyolithe sind randlich gegen das intrudierte Nebengestein von bei diesem Vorgang entstandenen Reaktionsbrekzien begleitet. Die genannten intrusiven Rhyolithvorkommen sind auf einer exakt N-S streichenden Linie angeordnet und queren - ausgehend vom Wiesenberg - den spitzwinklig dazu in NNE-SSW- Richtung streichenden Doleritkörper im Bereich des Dreiherrnsteins, d. h., im Umfeld des Steintagebaues Spittergrund. Auffälligerweise sind dazu - ebenfalls ausgehend vom Wie- senberg - auf einer Länge von ± 1,5 km und gleichfalls linear nacheinander um N-S ausge- richtete „Doleritgänge“ kartiert („mesotyp bis melanokrat“, ENGELS 1963). Diese Gänge weichen im Streichen deutlich von den gangförmigen Doleriten ab, die in wechselnder Entfernung, etwa 150 - 250 m vom Hauptintrusivkörper entfernt, dessen Aus- formung folgen. Sollten diese nach N ausgerichteten Kleinintrusionen eine Ganggefolgschaft mit den intrusiven Rhyolithen vom Typ Dreiherrnstein bzw. Spittergrund bilden, wäre erklär-

136 bar, dass diese nicht in der Bhrg. Schnellbach 1/62, jedoch im Steintagebau Spittergrund nachgewiesen werden konnten. Eine weitere Verifizierung ist noch erforderlich.

4.7. Die Rotterode-, Elgersburg-, Stockheim-, Tambach- und Eisenach-Forma- tion – eine Diskussion

Die Rotterode-Formation ist 1966 von G. PATZELT als eine eigenständige Einheit im Profil des Thüringer Waldes definiert worden. In den heute noch gültigen Grenzen (ANDREAS & LÜTZNER 2001, 2009 und LÜTZNER et al. 2003) wurde diese Formation erstmalig mit ört- lich ergänzter Grenzziehung in der GK 100 des Thüringer Waldes durch ANDREAS (1996) dargestellt und in die GK 200, Bl. Erfurt unverändert übernommen. Eine nochmalige erweiterte Zusammenfassung erfolgte in LÜTZNER et al. (2010) im Maßstab 1 : 25 000. Nach erfolgter Intrusion der Gesteine des Höhenberg-Intrusionsintervalls unterlag das be- trachtete Gebiet der Thüringer Wald-Grabenzone langzeitlicher Erosion. Der Zeitraum nach dem Höhenberg-Intrusionsintervall ist durch eine längere tektonische Ru- hephase und die Umorientierung der nachfolgenden Senke der Rotterode-Formation in NE- SW-Richtung gekennzeichnet. Die Senke greift diskonform über den oberhofzeitlichen Gra- ben des Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems hinweg. Dieser Prozess folgt erneut dem nach der asturischen Deformation sich herausbildenden Muster einer Senkenbildung subparallel zum Streichen des variszischen Orogens (Beil. 27). Die bisherigen gleichgearteten NW-SE gerichteten Extensionskräfte und Reäquilibrierungs- bzw. Dekollisionsprozesse führten hier zu einer basin and range-Felderung mit einer weite- ren gerichteten Fortsetzung des Abbaus der variszischen Stapelungen und Überschiebun- gen im Bereich der Mitteldeutsch-Böhmischen und Süddeutschen Großscholle. Im gleichen Zeitraum und in diesem strukturellen Zusammenhang sinkt zum wiederholten Male die Thü- ringer Wald-Zwischenschollen- bzw. Riftgrabensenke ab. Der Ausstrichbereich der Rotterode-Formation stellt hier einen NW-SE gerichteten, erosiv eingetieften Seitenarm innerhalb der Riftzone dar. Sich in nordöstlicher Richtung erstre- ckend, tangiert die Rotterode-Senke den Andesit-Latitkomplex von Georgenthal an dessen südöstlicher Flanke. Die dortigen geologischen Gegebenheiten gestatten die Schlussfolge- rungen, dass in südlicher Fortsetzung der genannten Struktur - von einer WNW-ESE- Störung getrennt - der Thüringer Hauptgranit als schmale Leistenscholle entwickelt, unmit- telbar vom Unteren Konglomerat der Tambach-Formation überlagert wird. Ausgehend vom Granit als Grabenschulter, sinkt die Georgenthal-Formation stufenförmig in nördliche Richtung ab, und das Grabentiefste wird mit der Auflagerung der Ilmenau- Formation und älterer Einheiten der Oberhof-Formation etwa im Zentrum der Ortslage er- reicht (Beil. 20/1-3). Während unmittelbar am Nordrand der Verbreitung der Tambach-Formation die älteste Ein- heit der Georgenthaler Andesitfolge aufgeschlossen ist, verjüngen sich die Vulkanite, durch Bruchstufen getrennt, deutlich in nördliche Richtung zum Grabenzentrum (ANDREAS & VOIGT 1962 - 64 in HOPPE & SEIDEL 1974). Das isolierte Vorkommen eines granitdetriti- schen Sandsteins unmittelbar vor dem Unteren Konglomerat der Tambach-Formation legte in Verbindung mit dem Ausstrich des ältesten Latitkörpers der Georgenthal-Formation den Gedanken nahe, dass es sich hierbei um deren basale Sedimente handeln könnte. Genaue- re Untersuchungen der Lagerungsverhältnisse erlauben jedoch den Schluss auf die Herkunft dieses Sediments von dem ehemals in unmittelbarer Nähe in Form einer Scholle ausstrei- chenden Thüringer Hauptgranit, der in Folge, wie auch der Georgenthaler Andesit- Latit- komplex, von der Tambach-Formation überdeckt worden ist. Die angedeutete Granithochla- ge ist ursächlich mit der Genese der ältesten Sedimente der Rotterode-Formation verknüpft. Die Granitschwelle wird als streichende Fortsetzung der Sembachtal-Antiklinale der Winter- stein-Scholle in ESE-Richtung aufgefasst. Offensichtlich hatte die Rotteröder Talrinne erosiv den Granit erreicht. Anzeichen dafür besitzt der sog. „granitdetritische Sandstein“ von der

137 Rodebachsmühle bei Georgenthal (ANDREAS & WUNDERLICH 1998b) und der hohe Anteil an Granitdetritus im basalen Hoher Berg-Sandstein. Mit einer ausführlichen graphischen Dokumentation sind der Profilaufbau, Faziesverhältnisse und die Verbreitung der ausgehaltenen Schichtglieder im mittleren Thüringer Wald in AND- REAS & LÜTZNER (2009) und LÜTZNER et al. (2011) dargestellt. Ergänzende Beobachtun- gen sowie eine Bewertung der Ergebnisse von ENGELS (1963) wurden von ANDREAS & VOLAND (2011) mitgeteilt. Die Rotterode-Formation beginnt im nordöstlichen Abschnitt des Verbreitungsgebietes auf der GK 25, Bl. Tambach-Dietharz im weiteren Umfeld des Salzkopf- und Trockenbachgebie- tes mit den fein- bis grobklastischen Sedimenten des Hoher-Berg-Sandsteins, der örtlich in die konglomeratische Fazies des Struth-Konglomerats übergeht. In diesen Sedimenten sind Gerölle des Höhenberg-Dolerits von < 1 bis > 1 cm ∅ eingebunden. Etwa 10 m über der Ba- sis der Diskordanzfläche ist der Tuff Rotterode Nr. 1 entwickelt. Dieser setzt sich aus einem < 1 m mächtigen, splittrig harten, dichten bis feinkörnigen grüngrauen Staubtuff und einem umittelbar auflagernden andesitischen Lapillituff zusammen. Der Lapillituff ist nur örtlich in einer Mächtigkeit von ± 5 m entwickelt und geht in das angrenzende klastische Sediment über. Etwa 15 m im Profil darüber lagert der Tuff Rotterode Nr. 2. Es handelt sich um einen > 2 m mächtigen rhyolithischen Kristalltuff mit eingelagerten Lapilli und Brocken. In dieses Ni- veau dringen zahlreiche gangförmige, bzw. subeffusive, geringmächtige Melaphyre, d. h., basische bzw. intermediäre Laven ein. Diese sind örtlich möglicherweise bis zur Oberfläche aufgedrungen bzw. sind in Verknüpfung mit einer geringen und mit Erosion einhergehenden Schichtlücke bei gleichzeitiger Bildung kleiner Schuttkegel anerodiert. Sie unterlagen an der Oberfläche einer Verwitterung unter semihumid-semiariden Bedingungen und deren Produk- te verlieren sich im unmittelbaren Umfeld der Vulkanite in den Sedimenten des Hoher-Berg- Sandsteins und seiner Äquivalente. Diese Förderung rhyolithischer bzw. saurer Tuffe und subeffusiver basischer Laven ist mut- maßlicher Bestandteil eines weit verbreiteten magmatogen-vulkanogenen Prozesses, der eng mit der Bildung weiter Talungen durch Seitenerosion und tiefentektonisch in NW-SE- Richtung gesteuerter krustaler Aufweitung ursächlich verbunden ist. Die melaphyrischen Basite begleiten die NE-SW-Senke der Rotterode-Formation als band- förmig subparallel ausgerichtete und lückenhaft verbreitete kleine Intrusionskörper entlang der nordwestlichen und südöstlichen Flanke. Die nachfolgende prä-tambacher oder eine jüngere Erosion haben die randlichen rotterodezeitlichen Sedimente entfernt und die Basit- körper sind zum großen Teil als Erosionsrelikte nur intrusiv in der Oberhof-Formation erhal- ten (ANDREAS & LÜTZNER 2009, Beil. 1a). Im südwestlichen Abschnitt der Verbreitung der Rotterode-Formation greifen die Sedimente auf den Raum der Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation, dem ehemaligen südwestlichen Außenrahmen der Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen Scherzone über. Damit ist erneut der Gesamtraum der Thüringer Wald-Riftgrabensenke in den geologischen Entwick- lungsprozess eingebunden. Mit dem hier eingeleiteten Vorgang der Kreuzung der Achse der Rotterode-Senke mit dem Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament hat sich eine intensivere vulkanische Tätigkeit mit der Förderung rhyolithischer Laven und Tuffe entwickelt. Diese Vulkanite nehmen gegenüber den Tuffen im nördlichen Abschnitt ein etwas höheres Niveau im Profil der Senke ein. Dar- aus kann auf eine von NE nach SW gerichtete Entwicklung des Ablagerungsraumes ge- schlossen werden, der sich erneut der Akkumulationsachse, d. h., der Erosionsbasis der Riftgrabensenke, genähert hatte. Die rhyolithischen Porphyre sind der intrusive Komberg-Porphyr, gefolgt von Einschaltungen des Stillerstein- und Hachelstein-Porphyrs in das Rotteröder Sedimentpaket. Geringmächtige Tuffhorizonte sind mit den Effusionen verknüpft (PATZELT 1966).

138 Das Ablagerungsmilieu in den unter semihumid-semiariden klimatischen Bedingungen durch vorwiegend Seitenerosion bedingten breiteren Talungen war alluvial-fluviatil. Von den unter- schnittenen Talrändern ausgehende Schwemmfächerfronten charakterisieren den Ablage- rungsraum. Neben polymikten Konglomeraten sind deutlich geschichtete, zum Teil infolge des hohen Gehaltes an Granitdetritus arkoseartige Grauwacken entwickelt. Der differenzierte Geröllbestand der konglomeratischen Abfolgen belegt die lithologisch unterschiedlichen ane- rodierten Komplexe der Grundgebirgs- und Rotliegendformationen. Vor allem die feinerklastischen Sedimente und die Geröllzwischenmittel der Konglomerate sind dunkler bis heller rötlichbraun, vereinzelt bis graubraun gefärbt. Sehr selten sind ge- ringstmächtige graue Feinsediment- und Karbonatknollenlagen in Richtung des Depotzent- rums der Riftgrabensenke eingeschaltet. Es sind keine deutlich identifizierbaren Seesedi- mente entwickelt. Die Rotterode-Formation wird, ähnlich wie die Ilmenau-Formation, als die lithofazielle Einheit betrachtet, die im Umfeld der Thüringer Wald-Riftgrabensenke bzw. in den Ablagerungsräu- men innerhalb der Thüringisch-Nordostbayerischen Scherzone und der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle eine weite Verbreitung besitzt. Während die Ilmenau-Formation innerhalb taphrogen gesteuerter Graben- bzw. Riftstrukturen zur Ablagerung gekommen ist, folgen die Einheiten der Rotterode-Formation den Senken, die ähnlich wie die Unstrut- bzw. Main-Senke als Elemente einer deutlichen W-E-Dekollisions- bzw. Dehnungs- oder Äqui- librierungsphase des variszischen Orogens zu betrachten sind. Mit diesem Prozess werden - ausgehend vom Grenzraum des Rhenoherzynikums zum Saxothuringikum - die Küllstedt- und die Unstrut-Senke einbezogen. In den genannten Räumen sind Sedimente und Vulkani- te beobachtet, die sich nur schwer in das Profil des Thüringer Waldes einordnen lassen und durch verschiedenste Autoren jeweils unterschiedlich und meist fragwürdig lithostra- tigraphisch zugeordnet worden sind. Als ausschlaggebend für diese Interpretation als Dehnungsstrukturen subparallel zur variszi- schen Orogengliederung wird vor allem auch die Eingliederung der Küllstedt-Senke, d. h., das Profil der Bhrgn. Küllstedt 2/66 und Elisabeth (Beil. 1, BROSIN 1971), in das Senkensys- tem betrachtet. Die Bohrungen haben das Rotliegend nicht durchteuft. In den jeweils 11,7 m bzw. 26,0 m mächtigen erbohrten Profilen wurden feinkonglomeratische bzw. agglomeratische Sedimente mit einem Geröllbestand von basisch-intermediären und rhyolithischen Eruptivgesteinen an- getroffen. Die Sedimente sind von rotbrauner Färbung und die Möglichkeit wird diskutiert, eventuell auch Eruptiva selbst angetroffen zu haben bzw. werden diese im unmittelbaren Umfeld oder im Liegenden vermutet. Eine Zuordnung dieser Profile zum Akkumulationsraum der Ilfeld-Senke (BROSIN 1971, BROSIN & LÜTZNER 2010) ist nicht schlüssig, da die genannten Räume positionell und strukturell genetisch unterschiedlich entwickelten Ablagerungsräumen zuzuordnen sind. Die Sedimente der Küllstedt-Senke, mutmaßlich einschließlich des Profils der Bhrg. „Kraja 3“ konglomeratische Bildungen, eventuell mit einem geschlossenen „Melaphyr Lager bzw. ei- nem kristalltuffartigen rhyolithischen Gestein“ (BROSIN & LÜTZNER 2010), werden als äqui- valente Bildungen zur Rotterode-Formation betrachtet. Sie zeigen deutliche lithofazielle Ähn- lichkeiten zu den analog eingestuften Profilabschnitten der Unstrut-Senke. Die Ilfeld-Senke als Teil eines aus dem thüringischen Raum in nördliche Richtung streichen- den Halbgrabensystems entspricht den Vorstellungen der Gestaltung von taphrogen gesteu- erten Furrow-Strukturen, die das Grenzsystem zwischen den saxothuringischen und rheno- herzynischen Schollensegmenten durchqueren. Der Raum der Mühlhausen-Senke ist i. S. von PAUL (1999) Teil dieses Systems. Charakteristisch sind auch die gröberklastischen Sedimente, welche die östlichen Graben- flanken begleiten. Die Senkenachsen zeigen in diesen Fällen etwa eine N-S-Erstreckung an. Das trifft für den mittleren Thüringer Wald, die Ilfeld-Senke und z. B. auch deutlich für das Erbendorfer Vorkommen zu.

139 Wie bereits im Abschnitt über die Ilmenau-Formation beschrieben, wird diese mit der Neu- stadt-Formation im Rahmen der Thüringen-Mittelharz-Furrow lithostratigraphisch verglichen. BROSIN & LÜTZNER (2010) untergliedern die Ablagerungen der Unstrut-Senke - in Ablei- tung des Profils der Saale-Senke - in die Rotliegend-Formation 1 (Halle-Formation) und die Rotliegend-Formation 2 (Hornburg-Formation). In diesem Zusammenhang ist auch der Nachweis von Tuffen des Auersberg-Porphyrs von Interesse, die vom Mittelharz über die Ilfeld-Senke eventuell bis zur Bhrg. Bottendorf belegt sind (BROSIN 1971). Im Raum des Thüringer Waldes sind die Vulkanite der Oberhof-Formation an die Querung der Kraichgau-Senke mit dem Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament bzw. mit der Thürin- ger Wald-Riftgrabensenke gebunden. Die Vulkanite der Rotterode-Formation hingegen be- sitzen eine überregionale Verbreitung und werden mit der Aktivierung der Extensionssenken, so auch der Unstrut-Senke, in Beziehung gesetzt. Dieser Vorstellung folgend, werden der vulkanische Produkte führende Abschnitt des sedimentären Profils im Raum nördlich des Thüringer Waldes - jünger als die Ilmenau-Formation - der Rotterode-Formation zugeordnet. So z. B. sind Vulkanite, Pyroklastite und vulkanitdetritische bzw. perivulkanisch beeinflusste Sedimente von Teilen der Bhrgn. Neudietendorf 3, Fahner Höhe 5, Krahnberge 3, Bienstädt 1, Straußfurt 8, Weißensee, Sprötau 3, Bottendorf 1 und Querfurt 1 (2 093,0 m - 2 200,65 m) als mögliche lithofazielle Äquivalente in den Bereich der Rotterode-Formation gerückt (BRO- SIN & LÜTZNER 2010). Diese Gesteinseinheiten wurden von BROSIN (1971), z. T. unter Vorbehalt, nicht den im Bereich der Unstrut-Senke geteuften Profilen des höheren Siles zugeordnet. Im sogenannten Elgersburger Becken des Thüringer Waldes und im Stockheimer Becken stehen ebenfalls noch Sedimente und Vulkanite hinsichtlich ihrer Zuordnung zur Rotterode- Formation zur Diskussion. Die Bearbeitung der lithostratigraphischen und tektonischen Ver- hältnisse im Elgersburger Becken sind schon immer dadurch erschwert gewesen, dass diese Struktur sich über die Kontaktecken von 4 Bl. der GK 25, den Blättern Plaue (5231), Ilmenau (5331), Oberhof (5230) und Suhl (5330) erstreckt. Die Einstufung der Vulkanite und Sedimente als Tambacher Schichten (d. h. Tambach- Formation) geht auf ZIMMERMANN (1908) zurück. ZIEGENHARDT & JUNGWIRTH (1964) behalten nach der Neubearbeitung der GK 25, Bl. Plaue diese Einordnung bei. Der als älteste Einheit beschriebene „Rumpelsberg-Porphyr“ ist auf allen o. a. geologischen Kartenblättern verbreitet und ist jünger als die sog. Jüngeren Oberhöfer Porphyre im SE-Teil von Bl. Oberhof. Der einsprenglingsreiche und meist fluidal texturierte Rhyolith zeigt randfa- ziell im Grenzbereich zu den auflagernden Tuffen - durch rasche Abkühlung hervorgerufen - eine Grünfärbung, Verkieselung und Brekziierung. Der Rumpelsberg-Porphyr wird von Flasertuffen und körnigen Tuffen mit unregelmäßigen Rhyolithfetzen überlagert. Das normale Hangende der Tuffe wird durch den Erguss des Wolfstein-Porphyrs gebildet. Besonders an dessen Basis ist eine Sphärolithzone als Be- standteil einer unteren Randfazies entwickelt. Von H. LÜTZNER (1960) werden Tuffe im Liegenden des Wolfstein-Porphyrs ferner am lin- ken Hang des Körnbachtales angegeben. Nach Ansicht von F. ENDERLEIN handelt es sich hier jedoch um die (obere) Randfazies des Rumpelsberg-Porphyrs. Ein Zwischenmittel scheint völlig zu fehlen. Als fazielle Vertretung der Tuffe sind die am linken Hang des Kohltales im gleichen Niveau auftretenden Sedimente aufzufassen. Sie stimmen in Farbe und Zusammensetzung völlig mit dem Schwalbenstein-Konglomerat überein, dessen Hauptschüttung über dem Wolfstein- Porphyr einsetzt. Das Untere Konglomerat oder Schwalbenstein-Konglomerat liegt „am rechten Hang des Körnbachtales und beiderseits des Kohltales normal auf Wolfsteinporphyr. Eingeschaltet sind Rodaer Melaphyr, Elgersburger Quarzporphyr und zugehörige Tuffe“ (Erläut. Bl. Plaue, S. 27 - 28, ZIEGENHARDT & JUNGWIRTH 1994).

140 Von LÜTZNER (1964, 1966) wurden durch lithologisch-sedimentpetrographische Untersu- chungen die auf engem Raum gelagerten Einheiten der Möhrenbach(Gehren)-, Oberhof- und Tambach-Formation lithofaziell und hinsichtlich ihrer gegenseitig bedingten Lagerungs- verhältnissse untersucht. In diesem Zusammenhang sind die Gesteine der Tambach- Formation als eine ± eigenständige Einheit, die sog. Elgersburg-Formation, begründet und es ist folgendes Profil dargestellt worden:

Hangendes: Zechstein (inkl. Neuenhof-Formation i. S. von LÜTZNER et al. 2011) Tambach-Formation Oberes Konglomerat = Totenstein-Konglomerat 50 - 100 m Elgersburg-Sandstein 30 - 60 m Unteres Konglomerat = Schwalbenstein-Konglomerat bis 220 m bei Elgersburg unterteilbar in: Konglomerat Elgersburg-Rhyolith/Tuff -120/20 m In gleicher strat. Position: Roda-Sandstein 40 - 80 m Konglomerat, nach E auskeilend Rodaer „Melaphyr“ 0 - 25 m Konglomerat Wolfstein-Rhyolith - 100 m Konglomerat Liegendes: Oberhof-Formation, Ilmenau-Formation, im zentralen Bereich durch Störung abgeschnitten; Rumpelsberg-Rhyolith - eine obere Randfazies wird unmittel- bar überlagert vom Wolfstein-Rhyolith.

Die von ZIEGENHARDT & JUNGWIRTH (1964) ebenfalls noch zur Tambach-Formation ge- stellte Einheit des Rumpelsberg-Porphyrs und seiner Begleitsedimente werden neuerlich nach Untersuchungsergebnissen von MÄDLER auf der Grundlage der petrographischen Ähnlichkeit dem Komberg-Porphyr der Rotterode-Formation zugeordnet (LÜTZNER et al. 2010). ANDREAS (in ANDREAS et al. 1998) vergleicht die Rotterode-Formation mit dem Abschnitt der Elgersburg-Formation unterhalb des sog. Elgersburg-Sandsteins. Zu diesem Zeitpunkt waren auch noch der Regenbergstein-Rhyolith und der Höhenberg-Dolerit Teil der Rotterode-Formation und werden nunmehr einem eigenständigen Höhenberg- Intrusionsintervall zwischen der Oberhof- und der Rotterode-Formation zugeordnet (AND- REAS & VOLAND 2011). Im Sinne der Untersuchungen von F. ENDERLEIN (in ZIEGENHARDT & JUNGWIRTH 1964) wird auch der Rumpelsberg-Porphyr inkl. der dazugehörigen Tuffe und lateral entwi- ckelten Sedimente als ein ältester Bestandteil des Profils der Elgersburg-Formation betrach- tet. Als Obergrenze des mit der Rotterode-Formation lithostratigraphisch parallelisierten un- teren Teilabschnitts der Elgersburg-Formation wird die Untergrenze des auflagernden El- gersburg-Sandsteins angesehen, der diskordant alle älteren Einheiten überlagert (ZIEGEN- HARDT 1966). Dieser Sandstein bildet eine etwa 30 - 60 m mächtige Schicht zwischen dem sog. Unteren oder Schwalbenstein-Konglomerat und dem Oberen oder Totenstein-Konglomerat. Der durchgehend feinkörnige Sandstein wird einem eigenen Intervall äolisch transportierter und zum Teil aquatisch umgelagerter Sandsteine von überregionaler Verbreitung und stark schwankenden Mächtigkeiten, dem Walkenried-, Elgersburg-, Reitsch-Intervall äolischer Sandsteine zugeordnet. Nach ANDREAS (1998) wird der Elgersburg-Sandstein als lithostratigraphisches Äquivalent zu den Sandsteinen der Reitsch-Formation des Stockheim-Beckens betrachtet. Hier sind in der Bhrg. Stockheim 1/38 diese Sedimente in einer Mächtigkeit von ± 300 m nachgewiesen. Auf Grund der in der Stockheim-Grabensenke angetroffenen größten Mächtigkeit und cha-

141 rakteristischen Ausbildung wird die genannte Sedimentfolge einer einheitlichen Reitsch- Formation zugeordnet und empfohlen, es als eine selbstständig auszuhaltende Einheit in das Profil des Thüringer Waldes einzugliedern. Zu diesem Faziestyp wurden außerdem noch die Sandsteine der Altengottern-Formation und der Walkenried-Sandstein der Ilfeld-Senke gestellt. Nach neuestem Kenntnisstand sind die im o. a. Profil dargestellten Einheiten (von oben nach unten) der Tambach-Formation (Oberes oder Totenstein-Konglomerat), der Reitsch- Formation (Elgersburg-Sandstein) und der Rotterode-Formation (Unteres oder Schwalben- stein-Konglomerat mit Einschaltungen der Vulkanite einschl. des Rumpelsberg-Porphyrs) zuzuordnen. Aus diesem Grunde wird vorgeschlagen die lithofaziellen Einheiten der Elgers- burg-Senke analog zur Ilfeld- bzw. Stockheim-Senke mit den Profileinheiten des Thüringer Waldes zu vergleichen und nicht als eine eigenständige Formation auszuhalten. Bei Beibe- haltung der Abfolge der Elgersburg-Senke als einer eigenständigen Formation ist in logischer Konsequenz gleichfalls eine Ilfeld- und Stockheim-Formation zu definieren. Diese wären dann als eigenständige Strukturen gleichberechtigt neben die Profilabfolge des Thüringer Waldes zu stellen. Der Subeffusionskörper des Rodaer Melaphyrs wird nach ANDREAS & VOLAND (2010) in ein dem tieferen Abschnitt der Rotterode-Formation zugehöriges Subef- fusionsintervall eingefügt. Im Raum des mittleren Thüringer Waldes gibt es, abgesehen von der generellen, etwa N-S- achsialen Anlage der sog. „Oberhöfer Mulde“, die den Thüringer Wald von der Georgenthal- Formation an ihrem W-Rand bis zur Georgenthal-/Möhrenbach-Formation am E-Rand er- fasst, weitere Hinweise auf eine Beteiligung der Thüringen-Mittelharz-Furrow am gesamten Profilaufbau. Verfasser geht davon aus, dass sich die Furrow-Strukturen der Mitteldeutsch- Böhmischen Großscholle an der N-Flanke des Göttingen-Ruhla-Regensburg-Tiefen- lineamentes entwickeln, dessen extensive Steuerungsfunktion vom Grenzraum Oberer Man- tel-Unterkruste bestimmt wird. Von diesem Mechanismus lassen sich nur die 4 Formationen abtrennen, die an diejenigen Senken gebunden sind, die den NE-SW gerichteten Strukturen des Kollisionsorogens folgen. Die Entwicklung dieser Strukturen findet jeweils in der Thüringer Wald-Riftgraben- oder Zwi- schenschollensenke ihren Abschluss, wobei sich die Senken bzw. die dazugehörigen Forma- tionen im Riftgraben bis zur begrenzenden Flanke der gegenüberliegenden Großscholle ent- wickeln. Es sind dies die Untere Georgenthal-Formation der Unstrut-Senke und die Obere Georgenthal-Formation und Goldlauter-Formation der Main-Senke. Beide Senken sind zu einem Zeitraum in die Riftgrabensenke vorgedrungen, der noch keine räumliche Einschrän- kung durch die wiederum taphrogen vom Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament gesteuer- te Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation erfahren hatte. Die Rotterode-Formation als dritte und gleichfalls in NE-SW-Richtung gedehnte Senkenent- wicklung unterliegt innerhalb der Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen Scherzone ge- wisser räumlicher Einengungen. Das Scherzonensystem wird im Raum des Thüringer Wal- des durch zwei Strukturen gebildet. Dies sind die Creuzburg-Ruhla-Schleusingen-Elevation mit dem nordöstlich anschließenden Thüringer Wald-Graben und die Ilmenau-Schönbrunn- Schalkau-Elevation mit dem in analoger Position dazu befindlichen Stockheim-Weiden- Graben (Beil. 1, 12-1). Die vulkanitreichen Profilanteile der Rotterode-Formation im Elgersburg-Becken sind mögli- cherweise genetisch auf die Kreuzung des Thüringisch-Fränkischen Rifts mit der Nordrand- störung des Thüringer Wald-Grabens - der Eisenach-Georgenthal-Ehrenberg-Querstörungs- zone - zurückzuführen. Das Profil unterhalb der Reitsch-Formation im Stockheim-Becken wird als Stockheim- Formation (Vulkaniklastit-Grausediment-Folge) mit der Ilmenau- und Manebach-Formation und die Föritz-Formation (Rotpelit-Konglomerat-Folge) mit der Goldlauter- und Oberhof- Formation lithostratigraphisch verglichen (Beil. 10). Die Rotterode-Formation würde hier feh- len.

142 Der Sedimentkomplex der Ilmenau- bis Oberhof-Formation unterlag einem gleichartigen Ex- tensions- und nachfolgendem Kompressionsereignis mit einer flachwelligen Deformation wie im mittleren Thüringer Wald. Innerhalb des Thüringisch-Fränkisch-Nordostbayerischen Scherzonensystems wird eine ± gleichzeitige Kompression beider Teilabschnitte angenom- men, wobei in Stockheim die Ablagerung der Rotterode-Formation nach der anschließenden Erosion nicht erfolgt ist bzw. diese ist vor der Sedimentation der Reitsch-Formation abgetra- gen worden. Vor der Reitsch-Formation kann hier, ähnlich wie im Thüringer Wald, ein > 300 m mächtiges Sedimentpaket erodiert worden sein. Das 4. Ereignis stellt die Eisenach-Formation dar, die aus südlicher Richtung in Fortsetzung der sog. Hessischen Becken (KOWALCZYK 2010) die Riftsenke erreicht hat und bis zum südlichen Rand der Mitteldeutsch-Böhmischen Großscholle vorgedrungen ist. Die Aktivie- rung der „Hessischen Senke“ wird auf die erneut wirksame Extensionstätigkeit des variszi- schen Orogens im Raum der Süddeutschen Großscholle zurückgeführt. In diesem Zusam- menhang werden die damit verknüpften und quer zur Senke angelegten Transformstörungen des kontinentalen krustalen spreading-Prozesses erneut mit der Bildung eigenständiger Be- cken im Verlauf der Senke wirksam. Als ein besonderes Element bei der Gestaltung der Eisenach-Formation ist die Existenz der während der tieferen Oberhof-Formation gebildeten Creuzburg-Ruhla-Schleusingen- Elevation zu betrachten, die den westlichen Abschnitt der Riftgrabensenke vom Teil des mitt- leren Thüringer Waldes abgetrennt hatte und somit die östliche Flanke der Eisenach-Senke darstellt. Ein noch offenes Problem ergibt sich durch die Entwicklung der Tambach-Formation in dem bisher beschriebenen Umfeld. Gegenüber dem älteren Untergrund ist die um N-S gerichtete Senkenachse deutlich markiert (ANDREAS & LÜTZNER 2009: Beil. 1a, 1c). Obwohl die Tuf- fe der Oberhof-Formation und auch die Vulkanitintrusionen der Höhenberg-Formation hier ebenfalls um N-S streichen, treten die diskordant auflagernden Sedimente der Tambach- Formation deutlich als die im mittleren Thüringer Wald lithostratigraphisch jüngste eigen- ständige Ablagerung hervor. Nach unserer Auffassung stellt der untere Teil der Tambach- Formation - das Untere oder Bielstein-Konglomerat mit dem Tambach-Sandstein - eine typi- sche Furrow-Ablagerung dar. Charakteristisches Merkmal ist wiederum die vom östlichen Flankenraum ausgehende grobklastische Schüttung. Die Verbreitung der Tambach-Formation ist in LÜTZNER et al. (2011) zusammengefasst dargestellt: „Die Tambach-Formation ist zusammenhängend in der Apfelstädt-Mulde (Tam- bacher Mulde) verbreitet. Die Beckenachse verläuft Nord-Süd. Erosionsreste bis in das Ge- biet von Luisenthal belegen eine ehemals größere Verbreitung nach SE. Nach sedimentolo- gischen Befunden muß sie auch im NW größere Ausdehnung gehabt haben (LÜTZNER 1981). Eine Fortsetzung im nordöstlichen Vorland des Thüringer Waldes ist wahrscheinlich (Bhrg. Gotha 1, Krahnberg 3). Südlich des Rennsteigs kommt in einer Randscholle östlich von Benshausen ein zwischen Oberhof-Formation und Zechstein gelagertes monomiktes Rhyolithkonglomerat vor, das zur Tambach-Formation gestellt wird (SCHEIBE & KÜHN 1920). Es kann als Hinweis auf eine ehemals weitere Verbreitung der Tambach-Formation südlich der Typusregion gelten“. Der als Furrow-Struktur gedeutete Ablagerungsraum des unteren Abschnitts der Tambach- Formation wird in einer 2. Phase von konglomeratischen und feinerklastischen Sedimenten überlagert, deren Antransport aus westlicher Richtung erfolgt ist. Dieses Ereignis war mit einer der letzten Dehnungsphasen des Kollisionsorogens verbunden, in deren Folge sich die NW-SE gerichteten Hessischen Senken bzw. die Rhön-Senke aus dem Raum der Süddeut- schen Großscholle bis hin zum Eisenach-Graben entwickelt hatten. Nach Vergleichsuntersuchungen von KNOTH, W. (1957, 1960) ist das Obere oder Finster- bergen-Konglomerat der Tambach-Formation lithostratigraphisch mit dem Unteren Konglo- merat der Eisenach-Formation zu vergleichen. Der hohe Anteil von Grundgebirgsmaterial von der Creuzburg-Ruhla-Elevation stützt diese Zuordnung. In diesem Zusammenhang ge-

143 sehen, wären die äquivalenten Konglomerate in den Bhrgn. Gotha 1 und Kranberg 3 li- thostratigraphisch in dem Ablagerungszeitraum der Oberen Konglomerate der Tambach- Formation einzuordnen. In Tab. 12 ist die Abfolge der Formationen in einem Vergleichsprofil dargestellt.

4.8. Die Neuenhof-Formation

Die Neuenhof-Formation ist ein erstmals in LÜTZNER et al. (2011) eingeführter Sammelbeg- riff für die mittel- bis oberpermischen „geringmächtigen, jedoch großflächig abgelagerten konglomeratisch-sandigen Sedimente unter dem Kupferschiefer“. Als synonyme Begriffe bzw. Einheiten gelten das Grenzkonglomerat (Förtha-Formation sensu SCHNEIDER 1996), Zechsteinkonglomerat, Grauliegendes und Weißliegendes. Die nachfolgende Definition und lithologische Kurzbeschreibung folgt im Wesentlichen wörtlich der o. a. Erstdefinition. Die Neuenhof-Formation umfasst die geringmächtigen, jedoch großflächig abgelagerten konglomeratisch-sandigen Sedimente unter dem Kupferschiefer. Im Beckeninneren (Werra- Becken) herrschen Wechsellagerungen von sandreichen Fein- bis Mittelkonglomeraten (ma- ximale Korngrößen um 10 cm) und gerolllführenden Grob- bis Feinsandsteinen vor. Bei meist ebener Schichtung wechselt die Korngrößenzusammensetzung in [cm] - bis [dm]-mächtigen Lagen, die vorwiegend unscharf begrenzt sind. Schrägschichtung ist selten, tonige Lagen fehlen fast vollständig. Lokal treten auch [m]-mächtige, intern ungeschichtete Bänke von Konglomeraten oder Sandsteinen auf. In randnaher Lage des Beckens (Thüringer Wald) sind ungeschichtete Fein- bis Mittelkonglomerate (max. Korngrößen um 15 cm) häufiger. Die Se- dimentfarbe ist im Beckeninneren überwiegend grau, bei großer Mächtigkeit (> 10 m) partiell auch rötlich grau, in randnaher Lage haben die tieferen Profilteile meist rotbraune bis rötlich- graue Farbe, die nach oben ohne scharfe Grenze in grau übergeht. Graue Farbe ist mit Kar- bonatzement verbunden. Untergrenze: scharf begrenzter Beginn sandig-konglomeratischer Sedimente über prä- Rotliegendgesteinen oder roten, oft silt- und sandreichen Peliten der Eisenach-Formation sowie generell über unterpermischen Abfolgen. Obergrenze: Basis des Kupferschiefers (Zechstein, Werra-Folge). In randnaher Lage des Beckens, besonders am Thüringer Wald, wurde der obere, überwie- gend graue Teil als „Zechsteinkonglomerat“, der untere, vorwiegend rotbraune Teil als „Grenzkonglomerat“ kartiert (NAUMANN 1913, 1914). Unregelmäßige, manchmal schlieren- artige Farbübergänge zeigen besonders die Aufschlüsse bei Neuenhof und südlich von Stedtfeld. Nach JUDERSLEBEN & SEIDEL (1974) kann das Zechsteinkonglomerat als fluvi- atile Bildung interpretiert werden, das Gleiche gilt für das Grenzkonglomerat. Die Graufär- bung der Neuenhof-Formation in den randnahen Profilen beruht offenbar auf früh- bis spät- diagenetischer, absteigender Infiltration mit karbonatreichen Wässern. Im Beckeninneren (Profile der Kalibohrungen) wurde die Infiltration durch die darunterliegenden Rotpelite der Eisenach-Formation abgeriegelt und gestaut. Hier sind die Pelite unmittelbar unter der Neu- enhof-Formation dunkel- bis schwarzgrau gefärbt (0,1 - 1,5 m). Am Nordrand des Werra- Beckens (Richelsdorfer Gebirge) enthält die Neuenhof-Formation in ihrem obersten Ab- schnitt die Lokalfazies des gelblichgrauen Cornberger Sandsteins, der in der Umgebung von Cornberg bis über 20 m mächtig wird. Die meisten Autoren (u. a. KULICK 1987, GAST 1994) interpretieren ihn als eine äolische Ablagerung. Geringmächtige Äquivalente des Cornberger Sandsteins enthalten auch die Aufschlüsse bei Neuenhof. Nach der lithostratigraphischen Stellung und nach ähnlichen magnetostratigraphischen Sig- nalen erscheint eine weitgehend zeitgleiche Korrelation mit der Eisleben-Formation des östli- chen Harzvorlandes begründet.

144 Tab. 12: Die Formationsgliederung des hohen Oberkarbon - Unterperm im Thüringer Wald und dessen Umfeld.

Mühlhausen-Senke Thüringer Wald-Zwischenschollen-Grabensenke, und Ilfeld-Senke-Riftgrabensenke, Thüringen-Mittelharz-Furrow, Elgersburg-Senke Stockheim-Senke Thür.-Mittelharz- Zentraleuropäische N-S-Riftzone, Furrow Basin and range-Gliederung Oberes Perm Z E C H S T E I N - F O R M A T I O N NEUENHOF - FORMATION M O S B A C H - (K o m p r e s s i o n s) - E v e n t

d S3 3 EISENACH - FORMATION n Unteres e Konglomerat Oberes

g Sandstein Totenstein- oder e F TAMBACH - FORMATION

i Unteres Konglomerat Oberes Konglomerat

l

t

o ALTENGOTTERN - WALKENRIED - ELGERSBURG - REITSCH -

m „REITSCH – FORMATION“ r Sandstein Sandstein R Sandstein FORMATION

r

r

e e MÜHLHAUSEN - WERNA - ROTTERODE - FORMATION Schwalbenstein- oder

b B FORMATION FORMATION Unteres Konglomerat P Melaphyr Melaphyrische Subeffusionsphase ‘ Roda-Melaphyr Vulka- O nite

-

F HÖHENBERG-(Intrusions-Intervall) - FORMATION s S a a l i s c h e r o d e r T H Ü R I N G E R W A L D - (E x t e n s i o n s - K o m p r e s s i o n s) - E v e n t e GR obere r SÜLZHAYN - FM. OBERHOF - FORMATION

d untere FÖRITZ - e F

n 2 t obere FORMATION e 2 n BAUMGARTEN-FM. GOLDLAUTER - FORMATION

g S untere

U e

i

l

t S MANEBACH - FORMATION

o STOCKHEIM -

r ILMENAU - FORMATION FORMATION

r R Vulkanismus verbindet das um E-W ver-

e setzte Rift in der Grabensenke

t NEUSTADT-FM.

n

Z

R e

U NETZKATER-FM. 2OBERE GEORGENTHAL- n S N OBERE t

r

-

a 2 S FORMATION l

GR - e

MÖHREN- R

u

i

r BACH- f

o

t

z

p

1 FORMATION o FUCHSBERG-FM. UNTERE GEORGENTHAL- ä S n

i

s

e 1 FORMATION c GR h

e

UNTERE Stefan Oberkarbon Oberkarbon

ANDREAS 2010/11 A s t u r i s c h e r - (K o m p r e s s i o n s) - E v e n t

1 Unstrut - Senke GR Vulkanismus im Kreuzungsbereich der Unstrut- und Main-Senke mit dem Göttingen-Ruhla-Regensburg-Lineament 2 Main - Senke B Basin and range-Gliederung

3 Werra - Senke R Zentraleuropäische N-S-Riftzone

‘ einschließlich Melaphyr in der Bohrung Thüringen Süd 1/63 F Thüringen-Mittelharz-Furrow

Zeit- und Erosionslücken S Zwischenschollen-Grabensenke, örtlich mit Einmündung von Unstrut- (S1), Main- (S2) und Werra-Senke (S3) Schriftenverzeichnis Abdullah, N., Grauert, B. & Krohe, A. (1994): U-Pb- und Rb-Sr-Untersuchungen von Metagraniten der Mylonitzone von Floss-Altenhammer und einer Probe des Leuchtenberger Granits. - Abstr. 7th KTB-Colloqu., 02. - 03. 06. 1994; Giessen. Aehnelt, M. & Katzung, G. (2007): Das Rotliegend im Richelsdorfer Gebirge - Stratigraphie, Lithologie und Paläogeographie. - Geol. Jb. Hessen, 134: 5 - 36; Wiesbaden. Ahrendt, H., Büttner, A., Tischler, M. & Wemmer, K. (2001): K/Ar dating on detrital white micas and eNd characteristics for provenance studies in the Saxothuringian Zone of the Variscides (Thur- ingia and Saxony, Germany). - Z. dt. geol. Ges., 152(2-4): 351 - 363; Stuttgart. Ahrendt, H., Clauer, N., Hunziker, J. C. & Weber, K. (1983): Migration of folding and metamorphism in the Rheinische Schiefergebirge deduced from K-Ar and Rb-Sr age determinations. - in: Martin, H. & Eder, F. W. (edts.): Intracontinental Fold Belts: Case Studies in the Variscan Belt of Europe and the Damara Belt in Namibia: 323 - 338; Berlin (Springer). Altenberger, U. & Besch, T. (1993): The Böllstein Odenwald: evidence for pre- to Early-Variscan plate convergence in the Central European Variscides. - Geol. Rdsch., 82: 475 - 488; Stuttgart. Andreas, D. (1957): Kartierung des Rotliegenden der Wintersteiner Mulde. – unveröff. Dipl.- Arb.; Greifswald (Ernst-Moritz-Arndt-Universität). Andreas, D. (1971): Das Rotliegende im Nordwestteil des Thüringer Waldes. - In: Grumbt, E. (Hrsg.): Deutsch. Ges. Geol. Wiss., Tagung 25. - 28. 10. 1971 in Suhl. Kurzreferate und Exkursions- führer „Die Entwicklung des tieferen Tafeldeckgebirges und dessen Beziehung zum Unterbau (Thüringer Wald und südwestthüringisches Triasgebiet)“: 49 - 56; Berlin. Andreas, D. (1986, unter Mitwirkung von Voigt, H. & Mädler, J.): Das Rotliegende des Thüringer Wal- des als Ergebnis divergenter Prozesse im Scheitelbereich eines Mitteleuropäischen Groß- schollenscharniers. - Exkursionsführer Ges. f. geol. Wiss., Tagung 02. - 04. 10. 1986, 3 - 4; Eisenach. Andreas, D. (1987): Structural development of Thuringian Rotliegendes within the effective range of a Central European Macroblock-joint. - Symp. on Rotliegendes in Central Europe, Erfurt 24. - 30. 05. 1987, Abstracts; Potsdam. Andreas, D. (1988a): The Structural Dual Character of the Rotliegendes in the Thuringian Forest and its Surroundings. - Z. geol. Wiss., 16(10): 979 - 992; Berlin. Andreas, D. (1988b): Beobachtungen zur Phänomenologie der Mandelsteinbildung. - Ber. geol. Ge- sellsch. DDR, Sh. 1, 222; Berlin. Andreas, D. (1988c): Diskussionsbeitrag zu einer hydrothermal-postmagmatischen Genese der Vul- kanitachate. - Z. angew. Geol., 34: 65 - 71, Berlin. Andreas, D. (1990): Übersicht der Rotliegend-Folgen im Thüringer Wald. - in: Andreas, D., Voigt, H. & Mädler, J.: Das vulkanogen-sedimentäre Rotliegende des Thüringer Waldes - ein Gesamtprofil im Überblick I und II. - Exkursionsführer 37. Jahrestag. GGW der DDR, 20 - 29; Berlin. Andreas, D. (1997): Das Rotliegend-Profil des Thüringer Waldes: Saale-Trog oder Thüringen- Fränkisch-Ostbayerische Senkenzone. - XLVIII. Berg- u. Hüttenm. Tag TU Bergakad. Frei- berg, 19. - 20. 06. 1997, Abstracts Kolloqu. 1: 3 - 5; Freiberg. Andreas, D. (1998, mit Beitr. von Cebulla, R., Holzhey, G., Kuhn, G., Mädler, J., Pustal, I., Schramm, H., Schröder, N., Seidel, G., Werneburg R., & Wunderlich, J.): Erläuterungen zur Geologi- schen Karte von Thüringen 1 : 25 000, Blatt Nr. 5230: Oberhof (Gräfenroda). - 350 S.; Weimar (Thür. Landesanst. f. Geol.). Andreas, D. (2005): Das Thüringisch-Nordostbayerische Scherzonensystem - Struktureller Ausdruck einer frühkollisional vorgeprägten tiefkrustalen NNW-SSE Intraplatten-Geosutur. - Poster in: Freiwald, A.; Röhling, H.-G. & Löffler, S.-B. (edts.): GeoErlangen 2005, Program and Abs- tracts, Schriftenr. Deutsch. Ges. Geowiss., 39: 6 - 7; Hannover. Andreas, D. (2012, in Vorbereitung): Der Thüringer Wald im Zeitraum der Stefan- Unterpermentwicklung - ein Abschnitt der Zentraleuropäischen N-S-Riftzone innerhalb des Mitteleuropäischen Großschollenscharniers. - Dissertation TU Bergakademie Freiberg.

145 Andreas, D., Enderlein, F. & Michael, J. (1966): Zur Entwicklung des Rotliegenden im Thüringer Wald auf Grund neuer Kartierungsergebnisse. - Ber. Deutsch. Ges. Geol. Wiss., A, 11: 119 - 130; Berlin. Andreas, D., Enderlein, F., Judersleben, G., Jungwirth, J., Mädler, J., Michael, J. & Voigt, H. (1974): Siles und Rotliegendes im Thüringer Wald und seinem südöstlichen Vorland. - In: Hoppe, W. & Seidel, G. (Hrsg.): Geologie von Thüringen: 356 - 449; Gotha, Leipzig (H. Haack). Andreas, D. & Haubold, H. (1973): Erste Information über die Richtgrenze Unteres/Oberes Autun (Un- teres Perm, Unerrotliegend) im Niveau der Goldlauterer Schichten des Thüringer Waldes. - Z. geol. Wiss., 1(5): 509 - 514; Berlin. Andreas, D. & Haubold, H. (1975): Die biostratigraphische Untergliederung des Autun (Unteres Perm) im mittleren Thüringer Wald. - Schriftenr. geol. Wiss., 3: 5 - 86; Berlin. Andreas, D.; Haubold, H. & Katzung, G. (1975): Zur Grenze Stefan/Autun (Karbon/Perm). - Z. geol. Wiss., 3(6): 699 - 716; Berlin. Andreas, D., Jungwirth, J. & Wunderlich, J. (1992): Die strukturelle Entwicklung des Thüringer Waldes und seiner Vorländer. - Geol. Bl. NO-Bayern, 42(1-2): 109 - 126; Erlangen. Andreas, D., Jungwirth, J., Wunderlich, J. (2001): Die Permokarbonentwicklung der Thüringisch- Fränkischen Grabenzone im Licht der Ergebnisse von Tiefbohrungen im Thüringer Wald und seinen Vorländern. - Exkursionsf. u. Veröffentl. GGW, 214: 61 - 63 (Poster); Berlin. Andreas, D., Kästner, H., Seidel, G., Wiefel, H. & Wunderlich, J. (1996): Geologische Karte des Thü- ringer Waldes 1 : 100 000. - Weimar (Thür. Landesanst. f. Geol.). Andreas, D., Lützner, H. & Wunderlich, J. (1999): Das Permokarbon des Thüringer Waldes. Teil 2: Verbreitung und Probleme der Abgrenzung und Gliederung des sedimentär-vulkanogenen Permokarbons im mittleren und südöstlichen Thüringer Wald. - Exkursionsführer Herbstexk. Thür. Geol. Verein e. V., 16. - 17. 10. 1999, 78 S.; Jena. Andreas, D. & Lützner, H. (2001): Profilentwicklung und Tektonik der Oberhof-Formation und der Rot- terode-Formation im mittleren Thüringer Wald (GK 25 Waltershausen und Tambach). - Exkur- sionsf. u. Veröff. Ges. Geol. Wiss., 214: 59 - 60 (Poster); Berlin. Andreas, D., Lützner, H. & Schneider, J. W. (2005): Karbon des Thüringer Waldes, der Kraichgau- Main-Senke, der Thüringisch-Fränkischen Graben- bzw. Riftzone und Thüringisch- Nordostbayerisches Scherzonensystem. - Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg, 254: 403 - 418; Frankfurt a. M. Andreas, D. & Lützner, H. (2009): Schichtenfolge und Paläotektonik des Rotliegenden im mittleren Thüringer Wald zwischen Friedrichroda und Steinbach-Hallenberg. - Geowiss. Mitt. Thüringen, 13: 141 - 161; Jena. Andreas, D. & Michael, J. (1966): Zur geologischen Situation am Ostrand des Saaletroges im Thürin- ger Wald. - Hallesches Jb. mitteldeutsch. Erdgesch., 7: 15 - 38; Leipzig. Andreas, D. & Voland, B. (2010): Der Dolerit der Höhenberge - Teil eines eigenständigen Intrusionsin- tervalls - sein Gesamtprofil in der Bohrung Schnellbach 1/62 und die Einordnung der Intrusion in den Ablauf der Rotliegendentwicklung des Thüringer Waldes. - Beitr. Geol. Thüringen, N.F., 17: 23 - 82, 28 Abb., 3 Anh., 2 Beil.; Jena. Andreas, D. & Wunderlich, J. (1998a): Tektonische Verhältnisse am Westthüringischen Quersprung (nordwestlicher Thüringer Wald). II. Spät- und postvariscische Entwicklung an der Reifstieg- Störung und die frühe Entwicklungsphase des Ringgau-Fränkischen Lineamentes. - Beitr. Ge- ol. Thüringen, N.F., 5: 39 - 72; Jena. Andreas, D. & Wunderlich, J. (1998b): Das Permokarbon des Thüringer Waldes. Teil 1: Verbreitung und Probleme der Abgrenzung und Gliederung des sedimentär-vulkanogenen Permokarbons im nordwestlichen und mittleren Thüringer Wald. - Exkursionsführer Herbstexk. Thür. Geol. Verein e. V., 12. - 13. 09. 1998, 52 S.; Jena. Andreas, D. & Wunderlich, J. (1999): Die permokarbonische Entwicklung des südlichen Saaletroges im Wirkungsfeld der lineamentären Quertektonik zwischen der Mitteldeutschen und der Süd- deutschen Großscholle. - Vortrag, 8. Jahrestagung GGW e.V., 26. 09. 1999; Görlitz.

146 Anthes, G. & Reischmann, T. (1996): Geochronologie und Isotopengeochemie der NE Mitteldeut- schen Kristallinschwelle. - Terra Nostra, 96/2: 9 - 10; Köln. Anthes, G. (1998): Geodynamische Entwicklung der Mitteldeutschen Kristallinschwelle: Geochronolo- gie und Isotopengeochemie. - unveröff. Dissert., Univ. Mainz, 155 S.; Mainz. Apitz, E., Bankwitz, E., Bankwitz, P., Bormann, W., Conrad, W., Frischbutter, A., Hurtig, E., Neumann, W., Neunhöfer, H., Porstendorfer, G., Rugenstein, B., Schulze, A. & Schwab, M. (1987): Kom- plexe geophysikalisch-geologische Untersuchungen zur Krustenstruktur der DDR auf der Grundlage refraktionsseismischer Messungen. - Freiberger Forschungsh., C 425: 53 - 70; Leipzig. Arnhardt, A . (1968): Paläobotanische Beobachtungen im Stefan und Rotliegenden des Thüringer Waldes. - Paläont. Abhandlg., B, II, 4: 751 - 761; Berlin. Arnhardt, A . (1972): Tektonik, Stratigraphie u. Flora des Stefan und Rotliegenden des Thüringer Wal- des. - Ber. deutsch Ges. geol. Wiss., A, 17(1): 81 - 100; Berlin. Arthaud, F. & Matte, Ph. (1977): Late paleozoic strike-slip faulting in southern Europe and northern Africa: result of a right-lateral shear between the Appalachians and Urals. - Geol. Soc. Amer. Bull., 88: 1305 - 1320; Boulder/Co. Bachtadse, V., Torsvik, T. H., Tait, J. A. & Soffel, H. C. (1995): Paleomagnetic constraints on the pa- leogeographic evolution of Europe during the Paleozioc. - In: Dallmeyer, R. D., Franke, W. & Weber, K. (edts.): Pre-Permian Geology of Central and Eastern Europe, 567 - 578; Berlin etc. (Springer). Bader, K . (2001): Der Grundgebirgsrücken in Mittelfranken (südl. von Nürnberg) nach refraktions- seismischen Messungen. - Geol. Jb., E 58: 7 - 33; Hannover. Bader, K., Meyer, R. K. F. & Brunold, H. (2003): Die Struktur des Landshut-Neuöttinger Hochs von Mainburg bis Neumarkt - St. Veit nach seismischen Messungen und Bohrungen. - Geol. Bl. NO-Bayern; 53: 1 - 44; Erlangen. Bankwitz, E. & Bankwitz, P. (1990): Lower palaeozioc series at the Southern margin of the Central German Crystalline Zone. - In: Terranes in circum-Atlantic Palaeozoic orogens. - Abstr. Intern. Conf.; Göttingen-Gießen. Bankwitz, E., Bankwitz, P. & Schneider, G. (2000): Seismic and aseismic movements in the Western Bohemia/Vogtland area. - Studia geoph. et geod., 44: 611 - 613; Prag. Bankwitz, P. (1977): Überblick über den Magmatismus und die Metamorphose im Altpaläozoikum Mittel- und Westeuropas. - Veröff. Zentralinst. Phys. Erde, 44: 7 - 30; Potsdam. Bankwitz, P. (1978): Methodische Untersuchungen zur Strain-Analyse. Teil I. - Z. angew. Geol; 33: 45 - 49; Berlin. Bankwitz, P. (1994): in Heinrichs, T. et al. (1994). Bankwitz, P. & Bankwitz, E. (1988): Intensität der Deformation in der Saxothuringischen Zone, ein- schließlich der Lausitz. - Z. geol. Wiss., 16(5): 373 - 392; Berlin. Bankwitz, P. & Bankwitz, E. (1989a): Fabric Elements and Strain in the Schwarzburg Anticlinorium, Thuringian Slate Mountains. - Z. geol. Wiss., 17(7): 653 - 668; Berlin. Bankwitz, P. & Bankwitz, E. (1989b): Strain Analysis in Rotliegendes Series of the Thuringian Forest. - Z. geol. Wiss., 17(7): 569 - 580; Berlin. Bankwitz, P., Bankwitz, E. & Kramer, W. (1990): Entwicklung und Deformation des Altpaläozoikums in der Synklinalzone von Vesser. - in: Exkursionsführer Jahrestag. GGW, Aug. 1990, 53 - 58; Jena. Bankwitz, P., Bankwitz, E., Kramer, W. & Pin, C. (1994): Early Paleozoic bimodal volcanism in the Vesser area, Thuringian Forest, eastern Germany. - Zbl. Geol. Paläont., I, 1992(9/10): 1113 - 1132; Stuttgart. Bankwitz, P. & Bankwitz, E. (1995): Proterozoikum/Schwarzburger Antiklinorium. - in: Seidel, G. (Hrsg.): Geologie von Thüringen: 46 - 77; Stuttgart (Schweizerbart).

147 Bankwitz, P. & Bankwitz, E. (1996): Tektonische Strukturen im Kern des Schwarzburger Antiklinoriums und die cadomische Diskordanz. - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 3: 57 - 72; Weimar-Jena. Bankwitz, P. & Bankwitz, E. (1998): Terrane fragment belt along the northern margin of the Saxothur- ingian microplate. - Schriftenr. Staatl. Mus. Min. Geol., 9: 97 - 99; Dresden. Bankwitz, P., Bankwitz, E. & Kemnitz, H. (1998): The Vesser rift: A relic of late Cambrian rifting at the peri-Gondwana margin. - Acta Univ. Carolinae, Geologica, 42: 395 - 398; Praha. Bankwitz, P., Bankwitz, E., Rötzler, K., Biewald, W. & Wunderlich, J. (1998): Scherzonen im thüringi- schen Proterozoikum als Zeugen variszischer Kollisionsvorgänge. - Vortrag 7. Symposium Strukturgeologie-Kristallingeologie, 25. -29. 03. 1998, Abstract, Freiberger Forschungsh. C 471: 15 - 17; Freiberg. Bankwitz, P. & Bau, M. (1997): Aufbau und Genese der Magnetitlagerstätte „Schwarze Crux“ bei Schmiedefeld am Rennsteig (Zone von Vesser, Thüringer Wald): Teil einer überregionalen geomagnetischen Anomalie in Mitteleuropa. - Z. geol. Wiss., 25: 341 - 362; Berlin. Bankwitz, P., Gross, U. & Bankwitz, E. (1993): Krustendeformation im Bereich der Finne-Kyffhäuser- Gera-Jachymov-Zone. - Z. geol. Wiss., 21(1/2): 3 - 20; Berlin. Bankwitz, P. & Kaemmel, Th. (1958a): Das Thüringer Hauptgranitmassiv und sein südöstlicher Rah- men. - Abh. Geotekt., 12, 57 S.; Berlin. Bankwitz, P. & Kaemmel, Th. (1958b): Beitrag zur Geologie des Grundgebirges zwischen Ruhlaer und Schwarzburger Sattel (Thüringen). - Geol., 7: 3 - 6, 597 - 609; Berlin. Bankwitz, P. & Plotnikow, L. M. (1994): Suturen in der mitteleuropäischen Erdkruste und die Position von KTB. - KTB Report 94-3: 9 - 18; Hannover. Bankwitz, P. & Plotnikov, L. M. (1997): Suturen in der mitteleuropäischen Erdkruste und die Position von KTB (Eine Diskussionsbemerkung). - KTB-Report 94-3: 9 - 17; Hannover (Nieders. Lan- desamt f. Bodenf.). Barthel, M. (1982): Die Pflanzenwelt. - In: Haubold, H. et al. (edts.): Die Lebewelt des Rotliegenden: 63 - 131; Lutherstadt Wittenberg. Barthel, M. (2001): Pflanzengruppen und Vegetationseinheiten der Manebach-Formation. - Beitr. Ge- ol. Thüringen, N.F., 8: 93 - 123; Jena. Barthel, M. (2003): Die Rotliegendflora des Thüringer Waldes. Teil 1: Einführung und Keilblattpflan- zen. - Veröff. Naturhist. Mus. Schleusingen, 18: 3 - 16; Schleusingen. Barthel, M. (2004): Die Rotliegendflora des Thüringer Waldes. Teil 2: Calamiten und Lepidophyten. - Veröff. Naturhist. Mus. Schleusingen, 19: 19 - 48; Schleusingen. Barthel, M. (2005): Die Rotliegendflora des Thüringer Waldes, Teil 3: Farne. - Veröff. Naturhist. Mus. Schleusingen, 20: 27 - 56; Schleusingen. Barthel, M. & Rößler, R. (1993): Seismite aus dem Rotliegend des Thüringer Waldes - Sedimentation und Fossilführung der Tonsteine der Oberen Gehren-Formation į. - Veröff. Naturhist. Mus. Schleusingen, 7/8: 53 - 64; Schleusingen. Barthel, M. & Rößler, R. (2011): Pflanzen und Pflanzengesellschaften des Rotliegend. - In: Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stratigraphie von Deutschland X. Rotliegend. Teil I: In- nervariscische Becken. - In: Schriftenreihe der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaf- ten, Heft 61; Hannover. Baumann, A., Grauert, B., Mecklenburg, S. & Vinx, R. (1991): Isotopic age determinations of crystal- line rocks of the Upper Harz Mountains, Germany. - Geol. Rdsch., 80(3): 669 - 690; Stuttgart. Baumann, L., Leeder, O. & Weber, W. (1987): Tektonomagmatische und minerogenetische Prozesse der paläozoischen Krustenaktivierung in Mitteleuropa. - Freiberger Forschungsh., C 425: 71 - 77; Leipzig. Baumann, N., Pilot, J., Werner, C. D., Todt, W. & Hofmann, A. W. (1996): Neue Datierungen im Säch- sischen Granulitgebirge. - Terra Nostra, 96/2: 16 - 17; Köln. Becker, H., Kneuper, G. & Schall, A. (1969): Zur Paläomorphologie im Jungvariscikum des Saarlan- des. - Geol. Rdsch., 58: 128 - 144; Stuttgart.

148 Behr, H.-J. (1966): Das metamorphe Grundgebirge im Thüringer Becken. - Ber. dt. Ges. geol. Wiss., A, Geol., Paläont., 11(1/2): 39 - 56; Berlin. Behr, H.-J. (1992): Lineare Krustenstrukturen im Umfeld der KTB-Lokation. – KTB-Report, 92/3: 3 - 82; Wiesbaden. Behr, H.-J., Dürbaum, H.-J. & Bankwitz, P. (Hrsg., 1994): Crustal structure of the Saxothuringian Zone: Results of the deep seismic profile MVE-90 (East). - Z. geol. Wiss., 22(6): 647 - 769; Berlin. Behr., H.-J.,Große. S., Heinrichs, T. & Wolf, U. (1989): A reinterpretation of the gravity field in the sur- roundings of the KTB - Implications for granite plutonism and terrane tectonics in the Variscan. - In: Emmermann & Wohlenberg: The German Continental Deep Drilling Program (KTB) - Ex- ploration of the Deep Continental Crust; Berlin, Heidelberg etc. (Springer). Behr, H.-J. & Heinrichs, T. (1987): Geological interpretation of DEKORP 2-5: A deep seismic reflection profile across the Saxothuringian and possible implications for the late Variscan structural evo- lution of Central Europe. - Tctonophysics, 142: 173 - 202; Amsterdam. Behrendt, L. (1968): Ein Beitrag zur Rotliegendkartierung auf Blatt Tambach-Dietharz (Thüringer Wald). - Geol., 17: 255 - 272; Berlin. Behrmann, J., Drozdzewski, G., Heinrichs, T., Huch, M., Meyer, W. & Oncken, O. (1991): Crustal- scale balanced cross sections through the Variscan fold belt, Germany: the central EGT- segment. - Tectonophysics, 196: 1 - 21; Amsterdam. Behrmann, J. H. & Tanner, D. C. (1997): Carboniferous tectonics of the Variscan basement collage in eastern Bavaria and western Bohemia. - Geol. Rdsch., Suppl. 86: S 15 - S 27; Berlin etc. (Springer). Benek, R. (1989): Über jungpaläozoische Seitenverschiebungen in Mitteleuropa. - Z. geol. Wiss., 17: 559 - 568; Berlin. Benek, R. & Schust, F. (1988): Bemerkungen zur partiellen Gefügedeformation in Magmatitgängen des Ruhlaer Kristallins (Thüringer Wald). - Zeitschr. geol. Wiss., 16: 801 - 816; Berlin. Berman, D. S. & Martens, Th. (1993): First occurrence of Seymouria (Amphibia: Batrachosauria) in the Lower Permian Rotliegend of Central Germany. - Ann. Carnegie Mus., 62: 63 - 79; Pitts- burgh/Penn. Beyrich, E. & Moesta, F. (1876): Erläuterungen zur Geologischen Special-Karte von Preussen und den thüringischen Staaten. - Lfg. 8, Bl. Sontra; Berlin. Beyschlag, F. & Fritsch, K. v. (1899): Das jüngere Steinkohlengebirge und das Rotliegende in der Provinz Sachsen und den angrenzenden Gebieten. - Abh. Königl. Preuß. Geol. Landesanst., N.F., 10: 1 - 263; Berlin. Beyschlag, F. (1895): Überblick über die geologische Zusammensetzung des Thüringer Waldes, in Sonderheit des Rotliegenden desselben, unter Vorlegung einer neuen geologischen Über- sichtskarte im Maßstab 1 : 100 000. - Z. Deutsch. Geol. Ges., 47: 596 - 607; Berlin. Biewald, W. (1983): Geologische Kartierung des Zechstein-Buntsandsteinvorkommens im Graben von Scheibe-Alsbach sowie seines Schiefergebirgsrahmens an der SE-Flanke des Schwarzburger Sattels in Thüringen. - unveröff. Dissertation, Bergakademie Freiberg. Bopp, M. & Simon, M. (2001): Reflexionsseismische Erkundung des Rotliegendtroges von Abenberg. - Geol. Jb., E 58: 61 - 76; Hannover. Bormann, P., Bankwitz, P., Conrad, W. & Oelsner, Ch. (1989): Crustal structure and development in Central Europe. - Gerlands Beitr. Geophysik, 98(5): 353 - 367; Leipzig. Born, A. (1921): Über jungpaläozoische kontinentale Geosynklinalen Mitteleuropas. - Abh. Sencken- berg. Naturforsch. Ges., 37: 507 - 583; Frankfurt a. M. Boy, J. A. & Fichter, J. (1988): Zur Stratigraphie des höheren Rotliegend im Saar-Nahe-Becken (Un- ter-Perm; SW-Deutschland) und seiner Korrelation mit anderen Gebieten. - N. Jb. Geol. Palä- ont., Abh., 176(3): 331 - 394; Stuttgart.

149 Boy, J. A.. & Schindler, T. (2010): Ökostratigraphie des Rotliegend. - In: Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stratigraphie von Deutschland X. Rotliegend. Teil I: Innervariscische Be- cken. - In: Schriftenreihe der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften, Heft 61; Hanno- ver. Brätz, H. & Zeh, A. (1999): Timing of Magmatism in the Mid-German Crystalline Rise: Evidence from the Ruhla Crystalline Complex. - J. Conf. EUG 10, 28. 03. - 01. 04. 1999 Strassbourg, ab- stract; Cambridge Publ. Brätz, H., Zeh, A., Millar, I. L., Okrusch, M. & Tichomirowa, M. (1998): Zum Metamorphose-Höhepunkt im Ruhlaer Kristallin, Mitteldeutsche Kristallinzone (MDKZ). - Terra Nostra, 98(2): 31 - 33; Köln. Brätz, H., Zeh, A., Tichomirowa, M. & E. Henneberg (1996): Einzelzirkondatierung im Ruhlaer Kristal- lin. - Freiberger Isotopen-Kolloquium, 30. 09. - 02. 10. 1996, TU Bergakademie Freiberg, Pro- ceedings: 47 - 56; Freiberg. Brätz. H. (2000): Radiometrische Altersdatierungen und geochemische Untersuchungen von Or- thogneisen, Graniten und Granitporphyren aus dem Ruhlaer Kristallin, Mitteldeutsche Kristal- linzone. - unveröff. Dissert., Univ. Würzburg; Würzburg. Brauns, C. M., Pätzold, T. & Haack, U. (2003): A Re-Os study bearing on the age of the Kupfer- schiefer black shale of Sangerhausen (Germany). - XVth Int. Congr. on Carboniferous and Permian Stratigraphy, Utrecht, 10-16 August 2003, Abstr.: 66; Utrecht. Brause, H. (1970): Variszischer Bau und "Mitteldeutsche Kristallinzone". - Geol., 19(3): 281 - 292; Berlin. Brause, H. (1990): Beiträge zur Geodynamik des Saxothuringikums. - Geoprofil, 2, 88 S.; Freiberg. Brause, H. (1991): Allgemeine Bemerkungen zu den westerzgebirgischen Graniten.- In: Brause, H., Lorenz, W. & Wiemeier, G. (edts.): Abstracts, Proceedings MVE´90., DEKORP-Workshop: 33 - 43, 20. -22. 06. 1991, Freiberg. Brause, H. (1993): Fragen zum Basement im Vogtland. - Z. geol. Wiss., 21(1/2): 21 - 26; Berlin. Breitkreuz, Ch. & Kennedy, A. (1999): Magmatic flare-up at the Carboniferous/Permian boundary in the NE German Basin revealed by SHRIMP zircon ages. - Tectonophysics, 302: 307 - 326; Amsterdam. Breyer, F. (1956): Ergebnisse seismischer Messungen auf der süddeutschen Großscholle besonders im Hinblick auf die Oberfläche des Varistikums. - Z. dt. geol. Ges., 108: 21 - 36; Hannover. Brinkmann, R. (1948): Die Mitteldeutsche Schwelle. - Geol. Rdsch., 36: 56 - 66; Stuttgart. Brosin, P. (1971): Ein Beitrag zur Kenntnis des Permosiles im Thüringer Becken. - unveröff. Dissert., TU Bergakademie Freiberg. Brosin, P. & Lützner, H. (2011): Verdeckte Rotliegend-Vorkommen zwischen Thüringer Wald und Harz. - In: Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stratigraphie von Deutschland X. Rotliegend. Teil I: Innervariscische Becken. - In: Schriftenreihe der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften, Heft 61; Hannover. Bubnoff, S. v. (1930): Geologie von Europa. 2, 1. Teil. - Berlin. Bubnoff, S. v. (1955): Der geotektonische Charakter Thüringens. Beiträge zur Tektonik des Thüringer Beckens. - Abh. Dt. Akad. Wiss., Kl. Mathem., allg. Naturwiss., 3(f. 1953): 5 - 17; Berlin. Buness, H. A. & Bram, K. (2001): Die Muschelkalkoberfläche und die permische Peneplain in Mittel- franken abgeleitet aus seismischen Messungen. - Geol. Jb., E 58: 35 - 59; Hannover. Burg, et al. (1991): In: Müller, H. (1996). Buschmann, B., Linnemann, U. & Kroner, U. (1999): Variscan Paleozoic extension, drift and patterns of the Varican orogeny: legacy of Cadomian crustal growth? - Terra Nostra, 99(1): 66 - 67; Köln. Büthe, F. & Wachendorf, H. (1997): Die Rotliegend Entwicklung des Ilfelder Beckens und des Kyff- häusers: Pull-Apart-Becken und Rhomb-Horst. - Z. geol. Wiss., 25 (3/4): 291 - 306; Berlin.

150 Carl, C., Wendt, I. & Wendt, J. I. (1989): U/Pb whole-rock and mineral dating of the Falkenberg granite in Northeast Bavaria. - Earth and Planetary Sci. Lett., 94: 236 - 244. Carl, C. & Wendt, I. (1993): Radiometrische Datierung der Fichtelgebirgsgranite. - Z. geol. Wiss., 21(1/2): 49 - 72; Berlin. Carlé, W. (1948): Betrachtungen zur Tektonik des südwestdeutschen Deckgebirges. - Z. dt. geol. Ges., 98: 120 - 151; Hannover. Carlé, W. (1952): Über den Bau der Südwestdeutschen Großscholle. - Z. dt. geol. Ges., 103; Hanno- ver. Carlé, W. (1955): Bau und Entwicklung der Südwestdeutschen Großscholle. - Beih. Geol. Jb., 16, 1 - 272; Hannover. Cassinis, G., Massari, F., Neri, C. & Venturini, C. (1988): The Continental Permian in the Southern Alps (Italy). A Review. - Z. geol. Wiss. 16(11/12): 1117 - 1126; Berlin. Chrobok, S. M. (1964): Über ein prätambacher Relief im Bereich der nördlichen Tambacher Mulde (Thüringer Wald). - Geol., 13: 1013 - 1016; Berlin. Cloos, H. (1939): Hebung-Spaltung-Vulkanismus. Elemente einer Analyse irdischer Großformen. - Geol. Rdsch., 30: 401 - 527; Stuttgart. Cloos, H. (1948): Grundschollen und Erdnähte. - Geol. Rdsch., 35/2: 133 - 154; Stuttgart. Conrad, W. (1965): Ergebnisse und Deutung der gravimetrischen Vermessung des Thüringer Be- ckens.- In: Autorenreferate der Vorträge. Geol. Ges. in der DDR., Tagung 26. - 29. 04. 1965 in Leipzig: 07 - 08; Berlin. Leicht geänderte Fassung in: Ber. Geol. Ges. DDR; 10(6): 681; Berlin. Conrad, W. (1994): Die Karten der Boguerschwerestörung der neuen deuschen Bundesländer und ihrer Randgebiete. - Geoprofil Freiberg. Conrad, W. (1995): Regionale geophysikalische Messungen im Umfeld des Harzes. - Nova Acta Leo- poldina, N.F., 71(291): 191 - 215; Halle. Conrad, W. (1996): Die Schwerekarte der Länder Brandenburg, Mecklenburg-Vorpommern, Sachsen, Sachsen-Anhalt und Thüringen. Bemerkungen zur Bearbeitung und Interpretation. - Geoprofil, 6: 1 - 56; Freiberg. Conrad, W., Behr, H. J. & Trzebski, R. (1996): Die LINSSER-Filterung des Schwerefeldes der Süd- deutschen Großscholle und ihre Interpretation. - Z. geol. Wiss., 24(1/2): 21 - 40; Berlin. Conrad, W., Müller, A., Trzebski, R. & Heinrichs, T. (1998): Gravimetrie des Thüringer Beckens: Glie- derung des Metamorphen Grundgebirges und spät- bis postvariskische Granitplatznahme. - Freiberger Forschungsh. C 475: 39 - 62; Freiberg. Dallmeyer, R. D., Franke, W. & Weber, K. (edts., 1995): Pre-Permian Geology of Central and Eastern Europe. - 604 S.; Berlin, Heidelberg etc. (Springer). Deubel, F. (1930): Geologische Karte des Deutschen Reiches 1 : 25 000, Blatt Ilmenau 5331. - 2. Aufl., Grenzandruck, abgeschlossen 1930 [unveröff.]. Deubel, F. & Gärtner, H.-R. v.(1934): GK 25 – Unterneubrunn. - 2. Aufl., unveröff. Entwurf 1934. Deubel, F. (1948): Das Rotliegende in Thüringen. - Bericht, 84 S., Maschinenschr., 22 Abb., 3 Karten, 2 Schichttaf.; Jena [unveröff.]. Deubel, F. (1960): Das Untere Perm in Thüringen und angrenzenden Gebieten. - Wiss. Z. d. Friedrich- Schiller-Univ., math.-naturwiss. R., 9: 409 - 448; Jena. De Wall, H., Duyster, J., Hirschmann, G., Kontny, A., Lich, S. & Spangenberg, E. (1994): Die Stö- rungszone in 7 km Tiefe - Ursache eines seismischen Reflektors. - KTB Report 34-3: 83 - 96; Hannover. Dietrich, M. (1959): Zur Paläogeographie des Oberkarbons und Rotliegenden im Thüringer Becken. - Ber. Geol. Gesellsch. DDR, 4: 326 - 354; Berlin. Dietrich, M. (1965): Fazies und Paläogeographie des Jungpaläozoikums und der unteren Glieder der Werra-Serie im Werra-Fulda-Becken und seinen Randgebieten. - Freiberger Forsch.-H. C 193: 55 - 81; Leipzig.

151 Dietrich, M. (1966): Das fragliche Unterperm der Bohrung „Elisabeth 1“. - Jb. Geologie., 2: 119 - 125; Berlin. Dietrich, M. (1967): Das Unterperm im Varistikum und seinem nördlichen Vorland. - Dissert., Hum- boldt-Univ. Berlin [unveröff.]. Dill, H. (1990a): Stratigraphie und Lithologie des Permokarbons im Weidener Becken. - Z. dt. geol. Ges.; 141: 31 - 47; Hannover. Dill, H. (1990b): Die Beckenentwicklung in der Oberkreide und dem Permokarbon zwischen Parkstein und Erbendorf (Oberpfalz/NE-Bayern) im Vergleich. - Erlanger Geol. Abh., 118: 1 - 42; Erlan- gen. Dittrich, E. (1958): Ingenieurgeologisches Gutachten über die Untergrundverhältnisse an der Ohra- Talsperre. - unveröff. Bericht, 34 S.; Jena-Weimar (Thür. Landesanst. f. Umwelt u. Geologie). Doben, K., Doppler, G., Freudenberger, W., Jerz, H., Meyer, R. K. F., Mielke, H., Ott, W.-D., Rohrmül- ler, J., Schmidt-Kaler, H., Schwerd, K. & Unger, H. J. (1996): Geologische Karte von Bayern 1 : 500 000. - München (Bayer. Geol. Landesamt). Dorn, F. (1931): Das Stockheimer Becken. - Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver.; N. F., 20: 49 - 76; Stutt- gart. Dorn, F. (1951): Geologie von Mitteleuropa. - 1. Aufl.; Stuttgart (Schweizerbart’ sche Verlagsbuch- handlung). Dörr, W., Zulauf, G., Schastok, J., Scheuvens, D., Vejnar, Z., Wemmer, K. & Ahrendt, H. (1996): The Teplá-Barrandian/Moldanubian s. str. boundary: Preliminary geochronological results from fault-related plutons. - Terra Nostra, 96/12: 34 - 38; Köln. Doubinger, J. (1956): Contribution à l’étude des flores autuno-stéphaniennes. - Mém. Soc. Géol. France, n. s., 35(1/2), no. 75, 180 S.; Paris. Drozdzewski, G. (1988): Die Wurzel der Osning-Überschiebung und der Mechanismus herzynischer Inversionsstörungen in Mitteleuropa. - Geol. Rdsch., 77(1): 127 - 141; Stuttgart. Duyster, et al. (1995): Postvariskische Krustenstapelung am Westrand der Böhmischen Masse. - Geo- wiss., 13(4): 135 - 141; Berlin. Eberth, D. A., Berman, D. S., Sumida, S. S. & Hopf, H. (2000): Lower Permian terrestrial paleoenvi- ronment of the Tambach Basin (Thuringia, Central Germany): The Upland Holy Grail. - PALAIOS, 15: 293 - 313; Tulsa/Okl. Edel, J. B. & Weber, K. (1995): Cadomian terranes, wrench faulting and thrusting in the central Europe Variscides: geophysical and geological evidence. - Geol. Rdsch., 84: 412 - 432; Stuttgart. Edel, J. B., Arnaud, J. C., Clauss, M. L. & Papillon, E. (1996): The Paleozoic basement of the "Süd- deutsche Großscholle" derived from gravimetric and magnetic data, with emphasis on the Kraichgau terrane. - Z. geol. Wiss., 24(1/2): 41 - 54; Berlin. Ehling, B.-C. (2010): Rotliegend im nordöstlichen Saale-Becken. - In: Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stratigraphie von Deutschland X. Rotliegend Teil I: Innervariscische Be- cken - Schriftenr. Deutsch. Ges. Geowiss. 61; Hannover. Eidam, J., Hammer, J., Korich, D., Ehling, B. C. & Beuge, B. (1995): Granitoider bis mafischer Pluto- nismus im östlichen Teil der MDKZ (Edukte, Anatexisbedingungen, Altersstellungen, geotek- tonische Position). - Terra Nostra, 95/8: 92; Köln. Emmert, U., Gudden, H., Haunschild, H., Meyer, R. K. F., Schmied, H., Schuh, H. & Stettner, G. (1985): Bohrgut-Beschreibung der Forschungsbohrung Obernsees. - Geologica Bavarica, 88: 23 - 47; München. Enderlein, F. (1963): Abschlußbericht über die Kartierungsbohrungen Scharfe Hög 1 und 2/61, Bl. Gräfenrode. - unveröff. Bericht des ehem. VEB Geol. Erk. West Jena (Archiv TLUG Jena- Weimar). Enderlein, F. (1973): Erläuterungsentwurf zur Geologischen Karte der DDR 1 : 25 000, Bl. Gräfenroda (Oberhof) 5230. - unveröff. Bericht; Jena (Archiv TLUG Jena-Weimar).

152 Enderlein, F. & Ziegenhardt, W. (1975): Geologische Karte der DDR 1 : 25 000, Blatt 5230 Gräfenroda (Oberhof). - Berlin (Zentrales Geol. Inst.). Engel, W., Flehmig, W. & Franke, W. (1983): The mineral composition of Rhenohercynian flysch sediments and its tectonic significance. - In: Martin, H. & Eder, F. W. (edts.): Intracontinental fold belts: 171 - 184; Berlin etc. (Springer). Engels, C. (1963): Beiträge zur Geologie des Dolerits der Höhenberge. - unveröff. Dissert., Friedrich- Schiller-Universität, 140 S.; Jena. Estrada, S., Heuse, Th, & Schulz, E. (1994): Zur regionalgeologischen Interpretation kambro- ordovizischer Schichten an der NW-Flanke des Schwarzburger Antiklinoriums, Thüringen. - Z. geol. Wiss., 22(5): 537 - 553; Berlin. Falke, H. (1966): Das Unterperm zwischen der Nordsee und dem Alpenraum. - Atti del symposium sul Verrucano, Pisa 1965: 324 - 354; Pisa. Falke, H. (1971): Zur Paläogeographie des kontinentalen Perms in Süddeutschland. - Abh. Hess. L.- Amt Bodenforsch; 60: 223 - 234; Wiesbaden. Falke, H. (1972): The continental Permian in North- and South-Germany. - In: Falke, H. (edt.): Rot- liegend Essays on European Lower Permian: 43 - 113; Leiden. Falke, H. (1974): Das Rotliegende des Saar-Nahe-Gebietes. - Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver.; 56: 1 - 14; Stuttgart. Finger, F., Roberts, M. P., Haunschmid, B., Schermaier, A. & Steyrer, H. P. (1997): Variscan grani- toids of central Europe: their typology, potential sources and tectonothermal relations. - Mi- neral. and Petrol., 61(1-4): 67 - 96; Wien. Fischer, G. & Troll, G. (1973): Bauplan und Gefügeentwicklung metamorpher und magmatischer Ge- steine des Bayerischen Waldes. - Geologica Bavarica, 68: 7 - 44; München. Flöttmann, T. & Oncken, O. (1992): Constraints on the evolution of the Mid German Crystalline Rise - a study of outcrops west of the river Rhine. - Geol. Rdsch., 81: 515 - 543; Stuttgart. Förster, H.-J., Tischendorf, G., Seltmann, R. & Gottesmann, B. (1998): Die variszischen Granite des Erzgebirges: neue Aspekte aus stofflicher Sicht. - Z. geol. Wiss., 26(1/2): 31 - 60; Berlin. Franke, D. & Hoffmann, N. (1999a): Das Elbe-Lineament - bedeutende Geofraktur oder Phantomge- bilde? - Teil 1: Die Referenzgebiete. - Z. geol. Wiss., 27: 279 - 318; Berlin. Franke, D. & Hoffmann, N. (1999b): Das Elbe-Lineament - bedeutende Geofraktur oder Phantomge- bilde? - Teil 2: Regionale Zusammenhänge. - Z. geol. Wiss., 27: 319 - 350; Berlin. Franke, W. (1984): Variszischer Deckenbau im Raume der Münchberger Gneismasse - abgeleitet aus der Fazies, Deformation und Metamorphose im umgebenden Paläozoikum. - Geotekt. Forsch., 68, (I-II): 253 S., Stuttgart. Franke, W. (1989): Tectonostratigraphic units in the Variscan belt of central Europe. - Geol. Soc. of America, Special Paper, 230: 67 - 90; Washington. Franke, W., Haak, V., Oncken, O. & Tanner, D. (edts., 2000): Orogenic processes: quantification and modelling in the Variscan belt. - Geol. Soc. Spec. Publ., No. 179, 459 S.; London. Franke, W. & Stein, E. (1999): Contrasting modes of exhumation in the Saxothuringian belt. - Terra Nostra, 99(1): 84 - 85; Köln. Franke, W. & Stein, E. (2000): Exhumation of high-grade rocks in the Saxo-Thuringian belt: geological constraints and geodynamic concepts. - In: Franke, W., Haak, V., Oncken, O. & Tanner, D. (edts., 2000): Orogenic processes: quantification and modelling in the Variscan belt. - Geol. Soc. London, spec. pupl. 179: 337 - 354; London. Franke, W., Rauche, H. & Stein, E. (1995): Structure (of the autochthon and non metamorphic nappe units). - In: Dallmeyer et al. (edts): 225 - 248; Berlin etc. (Springer). Franzke, H.-J. (1992): Bruchprozesse der Floßberg-Störung im südöstlichen Thüringer Wald. - Geol. Bl. NO-Bayern, 1/2: 69 - 84; Erlangen.

153 Franzke, H.J. & Friedel, F. (1983): Resultate einer tektonischen Paläospannungsanalyse im südöstli- chen Thüringer Wald. - Z. geol. Wiss., 11: 973 - 989; Berlin. Franzke, H.-J. & H. Rauche (1991): Ablauf der rupturellen Deformationen an der Fränkischen Linie im Bereich des nordwestlichen Thüringer Waldes und Südthüringens. - KTB-Report, NLfB Han- nover, 91-1: 21 - 39; Stuttgart. Freiesleben, J. C. (1807/1815): Geognostischer Beytrag zur Kenntnis des Kupferschiefergebirges mit besonderer Hinsicht auf einen Theil der Grafschaft Mannsfeld und Thüringens. 1. - 202 S.,, Freyberg 1807; 4. - 495 S.; Freyberg 1815. Freudenberger, W. & Schwerd, K. (Hrsg., 1996): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1 : 500 000. - 4. Aufl., 329 S.; München (Bayer. Geol. Landesamt). Freund, R. & Merzer,M. (1967): The formation of rift-valleys and their zig-zag fault patterns. - Geol. Mag., Vol. 113: 6, 561 - 569; Cambridge. Freyberg, B. v. (1935): Zur Paläogeographie des Jungpaläozoikums in Deutschland. - Z. Deutsch. Geol. Ges., 87: 193 - 209; Berlin. Freyberg, B. v. (1969): Tektonische Karte der Fränkischen Alb und ihrer Umgebung. - Erlanger geol. Abh., 77; Erlangen. Friedrichs, R., Goll, M. & Lippolt. H. J. (1997): Altersrelation der Plutonite und Vulkanite im Thüringer Wald - Gesamtentwicklung und Datenerweiterung mittels 40Ar/39Ar-Laserchronometrie. - Ter- ra Nostra 79(5): 35 - 39; Köln. Gaertner, H.-R. v. (1934): Schichtenfolge und Tektonik im mittleren Teil des Schwarzburger Sattels. - Jb. preuß. geol. Landesanstalt, 54: 1 - 36; Berlin. Gaertner, H.-R. v. (1937): Bemerkungen zum Vulkanismus des Rotliegenden im südöstlichen Thürin- ger Walde. - Z. Deutsch. Geol. Gesellsch., 89: 193 - 206; 1 Tafel, 8 Abb.; Berlin. Gaertner, H.-R. v. (1950): Probleme des Saxothuringikums. - Geol. Jb., 65: 409 - 450; Hannover/Celle. Gaertner, H.-R. v. (1961): Über Gebirgszusammenhänge in den mitteleuropäischen varistischen Ket- ten (Geosynklinale und Lineament). - Geol. Rdsch., 50: 433 - 438; Stuttgart. Gaertner, H.-R. v. (1964): Stratigraphie und Tektonik am Südostabfall des Schwarzburger Sattels (Thüringen). - Geol., 13 (6/7): 682 - 700; Berlin. Gaitzsch, B. (1998): Dynamik unterkarboner Sedimentationsräume im östlichen Saxothuringikum - ein Überblick. - Freiberger Forschungsh., C 471: 74 - 76; Freiberg. Gaitzsch, B. (2001): Das Oberkarbonprofil der Saale-Senke am Kyffhäuser - Eine Diskussion. - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 8: 43 - 66; Jena. Gaitzsch, B. G. (2003): Oberkarbon am Kyffhäuser (NW-Rand Saale-Senke). - Exkursionsf. u. Veröff. GGW, 217: 92 - 96; Berlin. Gaitzsch, B. & Schneider, J. W. (1994): Sources and Sinks - Was, Wann, Woher, Wohin? - Terra Nostra, 94/3: 46 - 49; Köln. Gallwitz, H. (1960): Contribution to the Stratigraphical Colloquium. - 4. Congr. Stratigr. Geol. Carbonif. Heerlen. - Compte Rendu I: 209 - 212; Maestricht. Gand, G. & Haubold, H. (1988): Permian tetrapod footprints in Central Europe, stratigraphical and palaeontological aspects. - Z. geol. Wiss., 16: 885 - 894; Berlin. Ganßloser, M. (1996): Stoffbestand, Fazies und geodynamische Interpretation der Steiger Schichten (Ostharz-Decke). - Braunschweiger geol. paläont. Dissert., 18, 162 S.; Aachen. Ganßloser, M. (1998): Detrital relics of a high-pressure metamorphism in Rhenohercynian gray- wackes. - Z. geol. Wiss., 26(3/4): 271 - 291; Berlin. Gast, R. (1994): Cornberg outcrops revisited (Hessen, Germany): The depositional environment of its saurian tracks and Weissliegend Sandstones. - Meyniana, 46: 59 - 75; Kiel. Gast, R. E. (1988): Rifting im Rotliegenden Niedersachsens. - Die Geowissenschaften, 8(4): 115 - 122; Weinheim.

154 Gebauer, D. (1984): Ein Modell der Entwicklungsgeschichte des Ostbayerischen Grundgebirges auf der Basis plattentektonischer Vorstellungen und radiometrischer Datierung. - in: Erl. z. Geol. Karte v. Bayern 1 : 25000, Bl.-Nr. 7446 Passau, 13 - 23; München. Gebauer, D., & Grünenfelder, U. (1982): Geological development of the Hercynian Belt of Europe based on age and origin of the high grade mafic and ultramafic rocks. - Abstracts 5th Internat. Conf. on geochronology and isotope geology; Tokyo. Gebhardt, U. (1988): Mikrofaziesanalyse und stratigraphisch-regionalgeologische Interpretation ter- restrischer Karbonate der varistischen Molasse (Mitteleuropa, Permokarbon). - Freiberger Forsch.-H., C 427: 30 - 59; Leipzig. Gebhardt, U. (1992): Zur Lithostratigraphie des Rotliegend in der norddeutschen Senke. - Abstracts Meeting Nation. Subkomm. Perm/Trias Stratigraphie, 01. 05 1992. Gehmlich, M., Linnemann, U., Tichomirowa, M., Lützner, H. & Bombach, K. (1997a): Datierung und Korrelation neoproterozoisch-frühpaläozoischer Profile des Schwarzburger Antiklinoriums und der Elbezone auf der Basis der Geochronologie von Einzelzirkonen. - Z. geol. Wiss., 25(1/2): 191 - 201; Berlin. Gehmlich, M., Tichomirowa, M., Linnemann, U., Lützner, H. & Bombach, K. (1997b): Die Datierung des Hirschberger Gneises und der Porphyroide im Bergaer Antiklinorium (Saxo-Thuringikum). - Terra Nostra, 97(5): 39 - 42; Köln Gehmlich, M., Linnemann, U., Tichomirowa, M., Todt, W. & Bombach, K. (1998): Geochronologie und geochemische Signaturen devonischer Granitoidgerölle des Saxothuringikums und deren po- tentielle Liefergebiete (Hirschberger Granit und Porphyroide von Neumühle/Greiz). - Z. geol. Wiss., 26(3/4): 421 - 444; Berlin. Geinitz, H. B. (1861/1862): Dyas oder die Zechsteinformation und das Rotliegende. Teil I u. Teil II. - 342 S.; Leipzig (Wilhelm Engelmann). Goll, M. (1996): Geochronometrie im Thüringer Wald - Quantifizierung der Entwicklung spätvarisci- scher Magmatite. - Inaugural-Dissert. Univ. Heidelberg, 1-173; Heidelberg. Goll, M., Lippolt, H. J., Hess, J. C. & Hoefs, J. (1995): Alteration von Rotliegend-Vulkaniten im Thürin- ger Wald. - Terra Nostra, 95(7): 46 - 48; Bonn. Goll, M., Lippolt, H.-J., & Hess, J. C. (1996): Geochronometrische Bilanz des permokarbonen Thürin- ger Wald-Magmatismus. - SPP-Kolloqu. "Orogene Prozesse", Abstracts, 83 - 88; Gießen. 40 40 39 87 87 Goll, M. & Lippolt, H. J. (2001): Biotit-Geochronologie ( Arrad/K, Arrad/ ArK, Srrad/ Rb) spät- variszischer Magmatite des Thüringer Waldes. - N. Jb. Geol. Paläont., Abh., 222: 353 - 405; Stuttgart. Goll, M., Lippolt, H. J. & Hoefs, J. (2003): Mesozoic alteration of Permian volcanic rocks (Thüringer Wald, Germany): Ar, Sr and O isotope evidence. - Chem. Geol., 199: 209 - 231; Amsterdam (Elsevier). Gothan, W. (1928): Über Äquivalente der Wettiner Schichten im Thüringer Walde. - Z. Deutsch. Geol. Ges., 79, Mbr., 121 - 123; Berlin. Gothan, W. & Gimm, O. (1930): Neuere Beobachtungen und Betrachtungen über die Flora des Rotlie- genden von Thüringen. - Arbeit aus dem Inst. f. Paläobot. usw., 2, H. 1; Berlin. Gottesmann, B. (1975): Granodiorite aus der Bohrung Ohrdruf 1/60 im mittleren Thüringer Wald. - Z. angew. Geol., 21: 492 - 499; Berlin. Gräbe, R. (1962): Beziehungen zwischen der tektonischen und faziellen Entwicklung des Oberdevons und Unterkarbons sowie zur Genese der Eisenerze vom Lahn-Dill-Typus am NW-Rand des Bergaer Sattels (Thüringisches Schiefergebirge). - Freiberger Forschungsh., C 140, 83 S.; Berlin. Gromes, N. (1980): Geologische mikrothermometrische Untersuchungen zur Mineralisation des Baye- rischen Pfahls. - unveröff. Dipl.-Arbeit, Univ. Göttingen. Grumbt, E. & Lützner, H. (1983): Saxonische Tektonik und Basaltvulkanismus zwischen Thüringer Wald und Vorderrhön. - Z. geol. Wiss., 11(8): 943 - 954; Berlin.

155 Grumbt, E. (1960): Der Nordostrand des Thüringer Waldes zwischen Ruhlaer Kristallin und Schwarz- burger Sattel. - Abh. Dt. Akad. Wiss., Kl. Chem., Geol., Biol., 1959/3, 76S.; Berlin (Akademie- Verl.). Grunewald, V. et al. (1990): Einschätzung Rohstofführung Grundgebirgseinheiten Südteil DDR. Thü- ringer Wald. - unveröff. Abschlussbericht Zentr. Geol. Inst., Teil 2, 1 - 77; Berlin. Gudden, H., Haunschild, H., Kurszlaukiss, S. & Lorenz, V. (1993): Bohrgutbeschreibung der For- schungsbohrung Abenberg 1001. - Geologica Bavarica, 97: 11 - 24; München. Gundlach, H. & Stoppel, D. (1966): Zur Geologie und Geochemie der Schwerspatlagerstätten im Un- terwerra-Grauwackengebirge. - Notizbl., hess. L.-Amt Bodenforsch., 94: 310 - 337; Wiesba- den. Hammer, J., Röber, B. & Eidam, J. (1996): Altersstellung und Sr-Nd-Isotopensignaturen von Gestei- nen des Pretzsch-Prettiner Intrusivkomplexes (östlicher Teil der MDKZ). - Terra Nostra, 96/2: 95 - 98; Köln. Hampe, O. (1989): Revision der Triodus-Arten (Chondrichthyes: Xenacanthida) aus dem saarpfälzi- schen Rotliegenden (Oberkarbon - Perm, SW-Deutschland) aufgrund ihrer Bezahnung. - Pa- läont. Z., 63: 79 - 101; Stuttgart. Hänel, M . & Meister, J. (1969): Fazies, Sedimentation und Paläogeographie der Grillenberger und Mansfelder Schichten am SE-Rand des Harzes. - Hall. Jb. Mitteldt. Erdgesch., 9: 93 - 109; Leipzig. Harms, U. & Hölzl, S. (1994): Lamprophyres from the KTB: petrogenetic implications from whole rock geochemistry and SR and ND isotopes. - KTB Report 94-3: 165 - 178; Hannover. Haubold, H. (1970): Versuch einer Revision der Amphibien-Fährten des Karbon und Perm. - Freiber- ger Forsch.-H., C 260: 83 - 117; Leipzig. Haubold, H. (1971): Die Tetrapodenfährten aus dem Permosiles (Stefan und Rotliegendes) des Thü- ringer Waldes. - Abh. Ber. Mus. Naturkunde. Gotha, Jg. 1971: 15 - 41; Gotha. Haubold, H. (1977): Fossilfazies und Biostratigraphie des Permosiles im Thüringer Wald. - Dissert. B., Martin-Luther-Universität Halle-Wittenberg. Haubold, H. (1985): Stratigraphische Grundlagen des Stefan C und Rotliegenden im Thüringer Wald. - Schriftenr. geol. Wiss., 23: 1 - 110; Berlin. Haubold, H. & Katzung, G. (1972): Die Abgrenzung des Saxons. - Geol., 21: 887 - 914; Berlin. Haubold, H. & Katzung, G. (1980): Lithostratigraphischer Standard für das Permosiles im mittleren und südöstlichen Thüringer Wald. - Z. angew. Geol., 26: 10 - 19; Berlin. Haunschild, H. (1991): Die Forschungsbohrung Abenberg 1001 (Kurzmitt.). – Geol. Bl. NO – Bayern; 41, 1 -2 : 171 – 174; Erlangen. Haunschild, H . (1992): in Freudenberger, W. & Schwerd, K. (1996). Hecht, G. (1999): Die geologischen Ergebnisse der Bohrung Bad Colberg 1994. - Geowiss. Mitt. von Thüringen, 7: 29 - 49, Weimar. Heim, J. L. (1799): Geologische Beschreibung des Thüringer Waldgebürgs, 2. - 256 S.; Meiningen (Johann Gottfried Hanisch). Heinrichs, T., Giese, P, Bankwitz, P. & Bankwitz, E. (1994): DEKORP 3/MVE-90 (West) - preliminary geological interpretation of a deep near-vertical reflection profile between the Rhenish and the Bohemian Massifs, Germany. - Z. geol. Wiss., 22(6): 771 - 801; Berlin. Hempel, G. (1963): Die tektonische Entwicklung des NE-Abschnittes des Bergaer Sattels (Ostthürin- gen). - Monatsber. Dt. Akad. Wiss., Kl. Math., Naturwiss, Med., Technik, 5(11/12): 750 - 759; Berlin. Hempel, G. (1968): Die tektonische Entwicklung und Prägung der Greizer Querzone. - Monatsber. Dt. Akad. Wiss., Kl. Math., Naturwiss., Med., Technik, 10(8): 620 - 630; Berlin. Hempel, G. (1974): Variscische Tektogenese. - in: Hoppe, W. & Seidel, G. (Hrsg.): Geologie von Thü- ringen: 289 - 335, 1. Aufl.; Gotha-Leipzig (Hermann Haack).

156 Henk, A. (1993): Late organic basin evolution in the Vasiscan Internides: the Saar-Nahe-Basin, southwest Germany. - Tectonophysics, 233: 273 - 290; Amsterdam. Henk, A. (1996): Kontrollfaktoren für die permokarbone Entwicklung Mitteleuropas - Ergebnisse nume- rischer Modellrechnungen. - Terra Nostra, 96/2: 103 - 106; Köln. Henk, A. (1997a): Kontrollfaktoren für die permokarbone Beckenentwicklung in Mitteleuropa. - XLVIII. Berg- u. Hüttenm. Tag TU Bergakademie Freiberg, 19. - 20. 06. 1997, Abstracts Kolloqu. 1: 18 - 20; Freiberg. Henk, A. (1997b): Die Antriebskräfte für die permokarbone Extension und Beckenbildung in Mitteleu- ropa. - Schriftenr. Dt. Geol. Ges., 2: 61 - 62; Hannover. Henk, A. (1997c): Gravitational orogenic collapse vs plate-boundary stresses: a numerical modelling approach to the Permo-Carboniferous evolution of Central Europe. - Geol. Rdsch., 86: 39 - 55; Berlin, Heidelberg etc. Herbst, G . (1849): Die geognostischen Verhältnisse der Gegend von Eisenach in Absicht auf Bohr- versuche auf Steinkohle. - Weimar. Hess von Wichdorf, H. & Gothan, W. (1926): Zur weiteren Kenntnis der Steinkohlen-Lagerstätte im untersten Rotliegenden von Manebach in Thüringen. - Jb. Preuß. Geol. Landesanst., 47: 433 - 456; Berlin. Hetzer, W. & Timmermann, A. (1993): Ein bisher unbekannter Syenit im Kleinen Thüringer Wald. - Z. geol. Wiss., 21(3/4): 383 - 388; Berlin. Heubeck, C. (2009): Geröllführende sedimentäre Gänge der Eisenach-Formation (Oberrotliegend): modifizierte artesische Injektionen am Fuß alluvialer Fächer? - Z. dt. Ges. Geowiss., 160: 41 - 56; Hannover. Heuse, Th., Kroner, U. & Steffen, B. (2001): Tektono- und lithostratigraphische Kartierungskriterien für den Zentralteil des Schwarzburger Sattels. - Geowiss. Mitt. Thüringen, 9: 107 - 124; Jena. Hirschmann, G. (1989): Die Bedeutung des Bohemikums für die KTB-Lokation. - KTB Report 89-3, In: Beiträge zum 2. KTB-Kolloquium Gießen, 15. - 17. 03. 1989, Projektleitung: Emmermann & Giese (Hrsg.); Wiesbaden. Hirschmann, G. (1992): Das Bruchstörungsmuster im KTB-Umfeld. - KTB-Report, 92-3: 85 - 124; Han- nover. Hirschmann, G. (1994): Bemerkungen zur Ausgangssituation und den Stadien der spätvariszischen Entwicklung aus regionaler Sicht. - KTB Report 94-3: 149 - 155; Hannover (Nieders. Lan- desamt f. Bodenf.). Hirschmann, G. (1995): Mid-German Crystalline High - Lithological Charakteristics. - In: Dallmeyer, R. D., Franke, W. & Weber, K. (edts.): Pre-Permian Geology of Central and Eastern Europe: 155 - 163; Berlin, Heidelberg, New York (Springer). Hirschmann, G. (1999): Randstrukturen des Böhmischen Massivs - junge Brüche und alte Vorzeich- nungen. - Exkursionsf. u. Veröff. GGW, 206: 65 - 66; Berlin. Hirschmann, G., Lich, S. & De Wall, H. (1994): KTB Oberpfalz - einige Ergebnisse der geowissen- schaftlichen Bearbeitung - Zentralbl. Geol. Paläont., T. I, 861 - 873; Stuttgart. Hoff, K. E. A. v. & Jacobs, C. W. (1807): Der Thüringer Wald - besonders für Reisende geschildert. - Gotha: Ettinger; Nachdruck hrsg. von Th. Martens & W. Zimmermann (1981), 247 S.; Leipzig (Brockhaus). Hofmann, R. (1962): Die Tektonik des Bayerischen Pfahls. - Geol. Rdsch., 52: 232 - 246; Stuttgart. Holub, V. M. & Kozur, H. (1981): Revision einiger Conchostracen-Faunen des Rotliegenden und bi- ostratigraphische Auswertung der Conchostracen des Rotliegenden. - Geol. Paläont. Mitt., 11: 39 - 94; Innsbruck. Horn, P., Köhler, H. & Müller-Sohnius, D. (1986): Rb/Sr-Isotopemgeochemie hydrothermaler Quarze des bayerischen Pfahls und eines Flussspat-Schwerspat-Ganges von Nabburg- Wölsendorf/BRD. - Chem. Geol. (Isotope Geosci. Sect.), 58: 259 - 272; Amsterdam.

157 Horstig, G. v. (1956): Die Tektonik im Gebiet der Frankenwälder Querzone bei Berg nordwestlich Hof. - Geol. Bavarica, 27: 95 - 130; München. Hoyer, D. (1967): Petrographische Beurteilung von 154 Doleritproben der Bohrungen Nesselgrund 1 - 15/66 und Schnellbach 1 - 8/63, Bl. Tambach-Dietharz (5229). - unveröff. petrographischer Bericht Nr. 26/67, 13 S., 29 Abb.; Jena (Archiv Thür. Landesanst. Umwelt u. Geol.). Hoyningen-Huene, E. v. (1966): Überblick über die jungvariszischen Strukturen im Westteil der Mittel- deutschen Hauptscholle. - Ber. deutsche Ges. Geol. Wiss. , A, Geol. Paläont. 11: 57 - 65; Ber- lin. Huckriede, H., Ahrendt, H., Franke, W., Wemmer, K. & Meischner, D. (1998): Orogenic processes recorded in Early Carboniferous and Devonian clastic sediments of the Rhenohercynian Zone. - Terra Nostra, 98(2): 77 - 79; Köln. Illies, J. H. (1974): Taphrogenesis and plate tectonics.- In: Approaches to taphrogenesis. In: Inter- Union Comm. Geodyn; scient. rep. 8: 433 - 460; Stuttgart (Schweizerbart). Jöns, H.-P. (2001): Zur Kinematik globaler Prozesse: Der Einfluß des Mondes auf die endogene Dy- namik der Erde - Der TRURNIT-Zyklus. - Z. geol. Wiss., 29(5/6): 483 - 494; Berlin. Judersleben, G. (1972): Zur Petrologie des sedimentären Rotliegenden im Thüringer Wald und sei- nem Vorland. - Jb. Geol., 4: 181 - 289; Berlin. Judersleben, G. & Seidel, G. (1974): Zur Petrologie des Zechsteinkonglomerats im Thüringer Becken und unter dem Südwestthüringischen Triasgebiet. - Z. geol. Wiss., 2: 1177 - 1196; Berlin. Jung, W. (1965): Zum subsalinaren Schollenbau im südöstlichen Harzvorland mit einigen Gedanken zur Äquidistanz von Schwächezonen. - Geol., 14: 254 - 271; Berlin. Jungwirth, J. (12965): Schnitt und Profil der Bhrg. Thüringen Süd 1/63 (Geologie der DDR, Teil II; nicht ausgeliefert). - In: Dietrich, M. (1967). Kaemmel, T. (1972): Die prästefanische Verwitterungsrinde im Thüringer Wald im Rahmen der per- mosilesischen Verwitterungserscheinungen. - Jb. Geol., 4: 81 - 96; Berlin. Kaemmel, Th. (1973): Regionale Grobübersicht über den Inkohlungsgrad der Kohlen und kohlenhalti- gen Substanz in paläozoischen Sedimenten im Südteil der DDR. - Z. angew. Geol., 19: 569 - 575; Berlin. Kaemmel, Th. & Schust, F. (1995): Spezifische Merkmale rotliegender Granite im NE- Rhenohercynikum. - Terra Nostra, 95/7: 70 - 71; Potsdam, Bonn. Kampe, A. & Röllig, G. (1997): Probleme der Grundgebirgsgeologie zwischen Hallescher Störung und Wittenberger Abbruch. - Z. geol. Wiss, 25(3/4): 433 - 444; Berlin. Kästner, H. (1969): Zur Geologie der Kalisalz- und Kohlensäurelagerstätten im südlichen Werra- Kaligebiet. - Abh. Zentr. Geol. Inst., 11: 1 - 96; Berlin. Katzung, G. (1964): Die Stellung des Konglomerates von Fehrenbach. - Dissert., Friedrich-Schiller- Universität, 350 + IX S.; Jena. Katzung, G. (1966): Sedimentation und Paläogeographie des tieferen Unterrotliegenden im SE-Teil des Thüringer Waldes. - Ber. Deutsch. Ges. Geol. Wiss., A, 11: 131 - 136; Berlin. Katzung, G. (1970): Das Permosiles im Südteil der DDR. - Ber. deutsch. Ges. geol. Wiss., A, 15(1): 7 - 27; Berlin. Katzung, G. (1971): Zyklizität und Rhythmizität sedimentärer Abfolgen - Flysch und Molassen des inneren Variszikums. - Ber. deutsch. Ges. geol. Wiss., A, 16: 265 - 295; Berlin. Katzung, G. (1968): Rotliegendes. - In: Grundriss der Geologie der DDR, 1: 201 - 218; Berlin. Katzung, G. (1981): Vulkanismus und Tektonik der variszischen Subsequenzperiode. - Z. geol. Wiss., 9(10): 1149 - 1154; Berlin. Katzung, G. (1988): Tectonics and Sedimentation of Variscan Molasses in Central Europe. - Z. geol. Wiss. ; 16 (9): 823 - 843; Berlin. Katzung, G. (1991): Schichtlücken, Diskonformitäten und tektonische Bewegungen im Permosiles. - Zentralbl. Geol. Paläont., Teil 1, 5: 1329 - 1330; Stuttgart.

158 Katzung, G. & Ehmke, G. (1993): Das Prätertiär in Ostdeutschland: Strukturstockwerke und ihre regi- onale Gliederung. - Köln (Verlag Sven v. Loga). Katzung, G. & Döring, H. (1973): Die Lage der Karbon/Perm-Grenze im Permosiles-Profil des Thürin- ger Waldes. - Z. geol. Wiss., 1: 493 - 506; Berlin. Katzung, G. & Krull, P. (1984): Zur tektonischen Entwicklung Mittel- und Nordwesteuropas während des Jungpaläozoikums. - Z. angew. Geol., 30(4): 163 - 173; Berlin. Katzung, G. & Obst, K. (1996): Spätvariszischer basischer Magmatismus - Der Höhenberg-Sill im Thüringer Wald. - Z. Dt. Geol. Ges., 147(1): 11 - 38; Stuttgart. Kemnitz, H., Romer, R. L., Oncken, O. & Schäfer, F. (1997): Meaning of variscan margins - the boundary between mid German crystalline rise and Saxothuringian zone. - Terra Nostra, 97(5): 77 - 79; Köln. Kemnitz, H., Schäfer, F., Romer, R. L. & Rosner, M. (1999): Die geodynamische Geschichte eines variszischen Retrokeils im NW-Teil des Saxothuringikums unter besonderer Berücksichtigung des Vesser-Gebietes. - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 9: 41 - 90; Jena. Klare, B. & Schröder, B. (1986): Der Untergrund von Nürnberg und der NW-Sporn des Nürnberg- Landshuter Hochs. - Geologica Bavarica, 97: 25 - 46; München. Klauw, S. v. d., Rauche, H. & Lützner, H. (1997): Mineralparagenesen und Mikrostrukturen von Ge- steinsfragmenten im Detritus permosilesischer Sedimente im westlichen Thüringer Wald: Hin- weise auf eine differenzierte Hebung und Abtragung des Ruhlaer Kristallins. - Schriftenr. Dt. Geol. Ges., 2: 71; Hannover. Klauw, S. N. G. C. v. d., Lützner, H. & Rauche, H. (2002): An investigation of the composition and microstructure of rock fragments in coarse-grained Rotliegend sedimentary rocks around the Ruhla crystalline complex (Thuringian Forest, Germany). - Z. geol. Wiss., 30: 315 - 325; Ber- lin. Klötzli, U., Frank, W., Scharbert, S. & Thöni, M. (1999): Evolution of the SE-Bohemian massif based on geochronological data - a review. - Jb. geol. Bundesanst., 141/4: 377 - 394; Wien. Knoth, M. (1957): Sedimentpetrographische Untersuchungen im Bielsteinkonglomerat des Oberrotlie- genden der Tambacher Mulde. - unveröff. Dipl.-Arb., Martin-Luther-Universität Halle- Wittenberg; Halle/S.. Knoth, W. (1957): Sedimentpetrographische Untersuchungen im Basal-, Wachstein- und Wartburg- Konglomerat des Eisenacher Oberrotliegendgebietes. - unveröff. Dipl.-Arb., Martin-Luther- Universität Halle-Wittenberg; Halle/S.. Knoth, W. (1970): Zur Lithologie und Paläogeographie des höheren Rotliegenden im Thüringer Wald. - Ber. Deutsch. Ges. Geol. Wiss., A, 15: 47 - 65; Berlin. Köhler, H. , Christians, P. & Müller-Sohnius, D. 1983): Rb-Sr thin slab measurements on blastomy- lonitic rocks from the Bavarian Moldanubicum. - Terra Cognita, 3: 200. Köhler, H. & Hölzl, S. (1996): The age of the Leuchtenberg granite (NE Bavaria, Germany) a revision on account of new U-Pb-zircon ages. - N. Jb. Miner., Mh., 212 - 222; Stuttgart. Kölbel, H. (1954): Große Seitenverschiebungen und Horizontalflexuren im deutschen Grundgebirge und ihre lagerstättenkundliche Bedeutung. - Geol., 3(4): 445 - 450; Berlin. Königer, S. (2000): Verbreitung, Fazies und stratigraphische Bedeutung distaler Aschentuffe der Glan- Gruppe im karbonisch-permischen Saar-Nahe-Becken (SW-Deutschland). - Mainzer geowiss. Mitt., 29: 97 - 132; Mainz. Kopp, J., Bankwitz, P. & Tichomirowa, M. (2001): Untersuchungen zur Alterseinstufung und Petrologie der Metamorphite der Bohrung Schleusingen 3/63. - Exkursionsf. u. Veröffentl. 10. Jahresta- gung Ges. f. Geowiss., 214: 151 - 155; Berlin. Kopp, J., Bankwitz, P. & Naumann, R. (2002): Magmenentwicklung im Wirkungsfeld einer transregio- nalen Scherzone: Geochemie und Geochronologie der Metamorphite der Bohrung Schleusin- gen 3/63. - Z. geol. Wiss., 30: 293 - 315; Berlin.

159 Kopp, J. & Bankwitz, P. (2003): Die Europäische Kristallinzone (EKZ) - eine Übersicht. - Z. geol. Wiss., 31: 179 - 196; Berlin. Korn, H. (1938): Schichtung und absolute Zeit. - N. Jb. Miner., Beil.-Bd. 74A: 50 - 138; Stuttgart. Korsch, R. J. & Schäfer, A. (1995): The Permo-Carboniferous Saar-Nahe Basin, south-west Germany and north-east France: basin formation and deformation in a strike-slip regime. - Geol. Rdsch., 84: 293 - 318; Stuttgart. Kosakowski, G., Clauser, C., Neugebauer, H. J., Kunert, V. & Franke, W. (1996): Simulation von Strömung und Wärmetransport im variszischen Grundgebirge: Vergleich von Paläotempera- turindikatoren und numerischer Simulation am Beispiel der Frankenwälder Querzone. - Terra Nostra, 96 (2): 116 - 121; Köln. Kossmat, F. (1927): Gliederung des varistischen Gebirgsbaues. - Abh. Sächs. Geol. Landesamt, 1: 1 - 39; Leipzig. Kowalczyk, G. (1983): Das Rotliegende zwischen Taunus und Spessart. - Geol. Abh. Hessen, 84: 1 - 99, Wiesbaden. Kowalczyk, G. & Herbst, A. (2011, mit einem Beitr. von H. Heggemann): Das Rotliegend in den Hessi- schen Becken. - In: Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stratigraphie von Deutschland X, Rotliegend. Teil I. Innervariscische Becken. - In: Schriftenr. Deutsch. Ges. Geowiss., 61; Hannover. Kowalczyk, G., Murawski, H. & Prüfert, J. (1978): Die paläogeographische und strukturelle Entwick- lung im Südteil der Hessischen Senke und ihrer Randgebiete seit dem Perm. - Jber. Mitt.oberrhein. geol. Ver.; N. F., 60: 181 - 205; Stuttgart. Kozur, H. (1988): The age of the Central European Rotliegendes. - Z. geol. Wiss., 16: 907 - 915; Ber- lin. Krawczyk, C. M., Henk, A., Stein, E., Oncken, O., Franke, W. & Granu´95 Research Group (1999): Implications for the exhumation of HP/HT rocks in the Saxo-Thuringian belt. - Terra Nostra, 99(1): 127; Köln. Kreuzer, H., Henjes,-Kunst, F., Seidel, E., Schüssler, U. & Kühn, B. (1993): Ar-Ar spectra on minerals from KTB and relatet medium-pressure units. - KTB-Report, 93-2: 133 - 136; Hannover. Kröner, A., Jaeckel, P., Reischmann, T. & Kroner,. U. (1998): Further evidence for an early Carbonif- erous (~340Ma) age of high-grade metamorphism in the Saxonian granulite complex. - Geol. Rdsch., 86: 751 - 766; Berlin, Heidelberg (Springer). Kroner, U., Sebastian, U. & Gaitzsch, B. (1998): Die komplexe Entwicklungsgeschichte des variszi- schen Orogens am Beispiel des östlichen Saxothuringikums. - Freiberger Forschungsh., C 471: 1 - 117; Freiberg. Kroner, U. & Hahn, T. (2004): Sedimentation, Deformation und Metamorphose im Saxothuringikum während der variszischen Metamorphose. - Geologica Saxonica, V. 48/49: 133 - 146; Dres- den. Krzywicki, E. (1938): Die saxonische Tektonik im südwestlichen Randgebiet des mittleren Thüringer Waldes. - Jb. Preuß. Geol. Landesanst., 58: 778 - 838; Berlin. Kühn, B. (1920): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Preußen und benachbarten Bundesstaa- ten, Lfg. 183, Blatt Tambach. - 62 S.; Berlin (Preuß. Geol. Landesanst.). Kühne, F. (1923): Die paläogeographische Entwicklung der Saar-Saale-Senke. - Jb. Preuß. Geol. Landesanst., 43: 426 - 456; Berlin. Kulick, J. (1987): Cornberger Sandstein und Weißliegendes, Grenze Rotliegendes/Zechstein. - In: Motzka-Nöring, R. et al.: Erläuterungen zur Geologischen Karte von Hessen 1 : 25 000, Blatt Nr. 4925 Sontra: - 23 - 37; Wiesbaden. Kulick, J., Leifeld, D., Meisl, St., Pöschl, W., Stellmacher, R., Strecker, G., Theuerjahr, A.-K. & Wolf, M. (1984): Petrofazielle und chemische Erkundung des Kupferschiefers der Hessischen Sen- ke und des Harz-Westrandes. - Geol. Jb., D 68, 226 S.; 37 Abb., 15 Tab., 34 Taf.; Hannover.

160 Kunert, R. (1978): Lithostratigraphische Ergebnisse der Dünnschliffintegration von Sandsteinen des Thüringer Permosiles. - Hallesches Jb. Geowiss., 3: 95 - 104; Gotha-Leipzig. Kurszlaukis, S. & Lorenz, V. (1993): Petrologische und geochemische Untersuchungen am Rotlie- genden der Forschungsbohrung Abenberg 1001. - Geologica Bavarica, 79: 25 - 46; München. Küstner, W., Ahrendt, H., Hansen, B. T. & Wemmer, K. (1998): K/Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten und Sm-Nd-Modellalter prä- und synorogener schwach metamorpher Sedimente im Rhenohercynikum - Grundlegende Daten zur Quantifizierung orogener Prozesse am Bei- spiel der Varisziden. - Terra Nostra, 98(2): 96 - 98; Köln. Küstner, W., Ahrendt, H., Hansen, B. T. & Wemmer, K. (1999): K-Ar cooling ages of detrital musco- vites and Sm-Nd model ages of pre- and synorogenic low mwtamorphic sediments of the Rhenohercynian zone - fundamental data for a quantification of orogenic processes with par- ticular reference to the Variscides. - Terra Nostra, 99(1): 135; Köln. Lange, G., Motz, H., Reichardt, Ch. & Schmidt, H. (1999): Stratigraphie und Tektonik des gefalteten Paläozoikums nördlich und nordöstlich von Ronneburg. - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 6: 119 - 157; Jena. Lange, P. & Steiner, W. (1971): Eggische Strukturlinien im geologischen Bauplan der Deutschen De- mokratischen Republik. - Geol., 20(3): 213 - 235; Berlin. Lauterbach, R. (1962): Rhenotype Strukturen im Bilde geologisch-geophysikalischer Untersuchungs- ergebnisse Mitteleuropas. - Ber. Geol. Ges. DDR, 7: 325 - 336; Berlin. Leitch, E. C. (1976): Emplacement of an epizonal granodiorite pluton by vertical block elevation. - Geol. Mag., 113(6): 553 - 560; Cambridge. Leitz, F. (1976): Lithostratigraphie des Zechsteins und Buntsandsteins bei Coburg-Kronach (NE- Bay- ern). - unveröff. Dissert. Ruhr-Universität Bochum, 185 S.; Bochum. Lepsius, R. (1910): Geologie von Deutschland und den angrenzenden Gebieten. 2. - 548 S.; Leipzig (Wilhelm Engelmann). Linnemann, U. (1994): Geologischer Bau und Strukturentwicklung der südlichen Elbezone. - Abh. Staatl. Mus. Min. Geol. Dresden, 40: 7 - 36; Dresden. Linnemann, U. (2004, edt.): Das Saxothuringikum. Abriss der präkambrischen und paläozoischen Geologie von Sachsen und Thüringen. - Geologica Saxonica, 48/49, 160 S.; Dresden. Linnemann, U. & Buschmann, B. (1995a): Der Nachweis der cadomischen Diskordanz in einer Tief- bohrung bei Gera und deren Bedeutung für das proterozoisch-paläozoische Standardprofil im Schwarzburger Antiklinorium. - Geowiss. Mitt. von Thüringen, 3: 1 - 11; Weimar. Linnemann, U. & Buschmann, B. (1995b): Die cadomische Diskordanz im Saxothuringikum (ober- kambrisch-tremadocische overlap-Sequenzen). - Z. geol. Wiss., 23(5/6): 707 - 727; Berlin. Linnemann, U., Gehmlich, M., Tichomirowa, M., Buschmann, B. & Bombach, K. (1999a): The reflec- tion of orogenic processes within the Neoproterozoic to Lower Carboniferous sedimentary re- cord of the Saxothuringian terrane (Part I: Cadomian basement to Silurian). - Terra Nostra, 99(1): 138, Köln. Linnemann, U., Gehmlich, M., Heuse, Th. & Schauer, M. (1999b): Die Cadomiden und Varisziden im Thüringisch-Vogtländischen Schiefergebirge (Saxothuringisches Terrane). - Beitr. Geol. Thü- ringen, N. F., 9: 7 - 39; Jena. Linnemann, U. & Romer, R. L. (2001): Geochemical and Nd-Sr-Pb isotopic characterisation of Cadomian and Cambro-Ordovician sedimentary rocks with constraints to geotectonic setting and provenance (Saxo-Thuringia, Germany). - Schriftenr. Dt. Geol. Ges., Heft 13: 65 - 66; Hannover. Linnemann, U., Tichomirowa, M., Gehmlich, M., Buschmann, B. & Bombach, K. (1998): Das cadomisch-frühpaläozoische basement des Saxothuringischen Terranes (geotektonisches set- ting, Geochronologie, Sequenzstratigraphie). - Terra Nostra, 98/2: 99 - 101; Köln. Lippolt, H.-J. (1986): Nachweis altpaläozoischer Primäralter (Rb-Sr) und karbonischer Abkühlungsalter (K-Ar) der Muskowit-Biotit-Gneise des Spessarts und der Biotit-Gneise des Böllsteiner Oden- waldes. - Geol. Rdsch., 75: 569 - 583; Stuttgart.

161 Lippolt, H.-J., Mädler. J.& Goll, M. (2009): Interpretation von 40Ar/39Ar-Altersbestimmungen an Ge- steins- und Plagioklas-Präparaten aus dem Höhenberg-Lagergang im Thüringer Wald. - Geo- wiss. Mitt. Thüringen, 13: 99 - 140; Jena. Lobin, M. (1986): Aufbau und Entwicklung des Permosiles im mittleren und östlichen Erzgebirge. - unveröff. Dissertation, Bergakademie Freiberg. Loretz, H., Scheibe, R. & Zimmermann, E. (1908): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Preu- ßen und den thüringischen Staaten, Lfg. 64, Blatt Ilmenau. - 183 S.; Berlin (Königl. Geol. Lan- desanst.). Loth, G., Höll, R., Ritter-Höll, A., Bartzsch, K. & Kennedy, A. (1999): U-Pb SHRIMP-Alter von Zirkonen aus einem Biotit-Granit der Henneberg-Intrusion (Thüringen). - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 9: 209 - 215; Jena. Lützner, H. (1964): Die saalische Phase im Gebiet von Ilmenau. - Abh. Deutsch. Akad. Wiss. zu Ber- lin, Kl. Bergb., Hüttenw., Montangeol., 2 (Deubel-Festschrift): 287 - 308; Berlin. Lützner, H. (1966): Fazies und Transportrichtung im Oberrotliegenden von Elgersburg (Thüringer Wald). - Ber. Deutsch. Ges. Geol. Wiss., A, 11: 137 - 160; Berlin. Lützner, H. (1969): Über die Verbreitung der Manebacher Schichten im Rotliegenden des Thüringer Waldes. - Geol., 18: 815 - 827; Berlin. Lützner, H. (1972): Lithostratigraphie und Paläotektonik des Rotliegenden der Schleusinger Randzone (Thüringer Wald). - Ber. Dt. Ges. geol. Wiss., A, Geol., Paläont., 17(6): 811 - 834; Berlin. Lützner, H. (1974a): Variscisch-spätorogene Bewegungen. - In: Hoppe, W. & Seidel, G. (Hrsg.): Geo- logie von Thüringen: 554 - 561; Gotha-Leipzig (H. Haack). Lützner, H. (1974b): Sedimentation des Rotliegenden im Thüringer Wald. - Habil.-Schrift (Dissert. B), Ernst-Moritz Arndt-Universität, 533 S.; Greifswald. Lützner, H. (1978): Konglomerattypen des Rotliegenden von Thüringen und deren Vergleich mit re- zenten Schwemmfächersedimenten. - Z. geol. Wiss., 6: 1187 - 1210; Berlin. Lützner, H. (1979): Transportanalyse der unterpermischen Sedimente im Thüringer Wald. - Veröff. Zentralinst. Phys. Erde, 43, Potsdam. Lützner, H. (1981): Sedimentation der variszischen Molasse im Thüringer Wald. - Schriftenr. geol. Wiss., 17: 1 - 217; Berlin. Lützner, H. (1985): Rotliegendes im Thüringer Wald. - In: Klassische geol. Gebiete in Mitteleuropa - Variszikum und Saxonikum. - Exkursionsführer Zentralinst. Physik Erde: 74 - 83; Potsdam. Lützner, H. (1988): Sedimentology and Basin Development of Intramontane Rotliegend Basins in Cen- tral Europe. - Z. geol. Wiss., 16(9): 845 - 863; Berlin. Lützner, H. (1994): Clastic dykes in the distal segment of a Rotliegend alluvial fan (Eisenach Forma- tion, Permian, Thüringer Wald). - Zbl. Geol. Paläont., Teil I, Jg. 1992: 1305 - 1315; Stuttgart. Lützner, H. (2000): Das Rotliegende in Thüringen (Deubel 1948 - SPT 1998). - Geowiss. Mitt. von Thüringen, Beih. 9: 83 - 102; Weimar. Lützner, H. (2001): Sedimentologie der Manebach-Formation in den fossilführenden Aufschlüssen bei Manebach. - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 8: 67 - 91; Jena. Lützner, H. (2004): Subsidenzentwicklung, Sedimentation und Vulkanismus in einer spätorogenen Bruchzone - Fallbeispiel Thüringer Wald. - unveröff. Abschlussbericht Lu 544/6-1, 14 S.; Bonn (Deutsche Forschungsgemeinschaft). Lützner, H. (1987, edt.): Sedimentary and Volcanic Rotliegendes of the Saale Depression. - Excursion Guidebook, 197 S.; Potsdam (Central Inst. for the Physics of the Earth). Lützner, H., Andreas, D., Mädler, J., Michael, J., Voigt, H., Werneburg, R., Judersleben, G. & Jung- wirth, J. (1995): Siles und Rotliegend. - in: Seidel, G. (Hrsg.): Geologie von Thüringen; 1. Aufl.: 188 - 277; Stuttgart (Schweizerbart).

162 Lützner, H., Andreas, D., Mädler, J,; Michael, J., Voigt, H., Werneburg, R,; Judersleben, G. & Katzschmann, L. (2003): Siles und Rotliegend. - In: Seidel, G. (Hrsg.): Geologie von Thürin- gen, 2. Aufl.: 215 - 301; Stuttgart. Lützner, H., Andreas. D., Schneider, J. W., Voigt, S. & Werneburg, R. (2011): Stefanien und Rotlie- gend im Thüringer Wald. - In: Dt. Stratigraphische Komm. (Hrsg.): Stratigraphie von Deutsch- land Teil I: Innervariszische Becken. - In: Schriftenr. Dt. Ges. f. Geowiss., Heft 1; Hannover. Lützner, H., Ellenberg, J. & Falk, F. (1986): Entwicklung der Sedimentationsrate und der Ablage- rungsprozesse im Altpaläozoikum Thüringens. - Z. geol. Wiss., 14(1): 83 - 93; Berlin. Lützner, H., Ellenberg, J. & Falk, F. (1992): Continental Permocarboniferous Formations of the Saale Trough. - In: Falk, F. (edt.): Excursion Guidebook 13th IAS Regional Meeting on Sedimentol- ogy Jena 1992: 7 - 44; Jena. Lützner, H., Linnemann, U., Meisel, S. & Hahne, K. (2001): Sedimentation und Fazies im gefalteten Paläozoikum des Thüringischen Schiefergebirges. - Schriftenr. Dt. Geol. Ges., Heft 13: 113 - 136; Hannover. Lützner, H., Littmann, S., Mädler, J., Romer, R. L. & Schneider, J. W. (2005): Radiometric and bio- stratigraphic data of the continental Permocarboniferous reference-section Thüringer Wald, Germany. - In: Wong, Th. E. (edt.): Proc. of the 15th Int. Congr. on Carboniferous and Permian Stratigraphy, Utrecht, the Netherlands, 10-16 August 2003: 161 - 174; Utrecht. Lützner, H. & Mädler, J. (1994): Rotliegendes im Thüringer Wald (Exkursion F). - Jber. Mitt. oberrhein. Geol. Ver., N. F., 76: 171 - 190; Stuttgart. Mädler, J. (2009): Der Lagergang des basischen bis intermediären Höhenberg-Gesteins im Thüringer Wald - ein geologisch-petrographischer Überblick. - Geowiss. Mitt. v. Thüringen, 13: 69 - 98; Jena. Mädler, J. & Voigt, H. (1994): Aufbau, Petrographie und Genese eines Systems zusammenhängender Gesteinsgänge am Südrand des Ruhlaer Kristallins westlich Seligenthal/Thüringer Wald. - Geowiss. Mitt. v. Thür., 2: 1 - 28; Weimar. Mann, M. (1996): Paläobathymetrie und Beckenentwicklung im Altpaläozoikum des Schwarzburger Antiklinoriums (Thüringen). - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 3: 33 - 56; Weimar-Jena. Marcou, M. J. (1859): Dyas et Trias ou le Nouveau grès d’Europe, dans l’Amérique du Nord et dans l’Inde. - 63 S.; Genève. Marheine, D. (1997): Zeitmarken im variszischen Kollisionsbereich des Rhenohercynikums- Saxothuringikums zwischen Harz und Sächsischem Granulitmassiv - Ergebnisse von K/Ar- Altersbestimmungen. - Göttinger Arb. z. Geol. u. Paläont., 75, 97 S.; Göttingen. Martens, T. (1979): Arthropodenfährten aus dem Rotliegenden der Eisenacher Mulde (Thüringer Wald). - Z. geol. Wiss., 7: 1457 - 1462; Berlin. Martens, T. (1980): Beitrag zur Taxonomie und Ökologie des Oberrotliegenden im Elgersburger Be- cken in Thüringen. - Abh. Ber. Museum d. Natur Gotha, 10: 21 - 32; Gotha. Martens, T. (1983a): Zur Taxonomie und Biostratigraphie der Conchostraca (Phyllopoda, Crustacea) des Jungpaläozoikums der DDR. - Freiberger Forsch.-H., C 382: 7 - 105; Leipzig. Martens, T. (1983b): Zur Taxonomie und Biostratigraphie der Conchostraca (Phyllopoda, Crustacea) des Jungpaläozoikums der DDR, Teil 2. - Freiberger Forschungshefte, C 384: 24 - 48; Leipzig. Martens, T. (2001): Paläontologie, Biostratigraphie und Paläogeographie der Tambach-Formation (Oberrotliegend, Unterperm) im Thüringer Wald - ein Überblick. - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 8: 181 - 212; Jena. Martens, T. (2007): Die Bedeutung von Sedimentmarken für die Analyse der Klimaelemente im kon- tientalen Unterperm. - Z. geol. Wiss., 35: 177 - 211; Berlin. Martens, T., Schneider, J. & Walter, H. (1981): Zur Paläontologie und Genese fossilführender Rotse- dimente - Der Tambacher Sandstein, Oberrotliegendes, Thüringer Wald. - Freiberger For- schungshefte, C 363: 75 - 100; Leipzig.

163 Matte, Ph. (1986): Tectonics and plate tectonic model for the Variscan belt of Europe. - Tectonophys- ics, 126: 329 - 374; Amsterdam. Matte, Ph., Respaut, J. P., Maluski, H., Lancelot, J. & Brunel, M. (1986): La faille NW-SE du Pays de Bray un décrochement ductile dextre hercynien déformation à 320 Ma d´un granite à 570 Ma dans le sondage Pays de Bray 201. - Bull. Soc. Géol. France, 8, II/1: 55 - 69; Paris. Mattern, F. (1995a): Late Carboniferous to early Triassic shear sense reversals at strike-slip faults in eastern Bavaria. - Zbl. Geol. Paläont., Teil I, für 1993(9/10): 1471 - 1490; Stuttgart. Mattern, F. (1995b): The fault(s) of the "Fränkische Linie" (NE Bavaria), interpreted as a Rotliegend sinistral extensional strike-slip duplex. - Zbl. Geol. Paläont., Teil I, für 1993(9/10): 1491 - 1504; Stuttgart. Meinel, G. (1972): Petrographische und petrochemische Untersuchungen zum Charakter der synoro- genen Metamorphose im Ostthüringer Schiefergebirge. - Chem. Erde, 31: 1 - 92; Jena. Meinel, G. (1974): Magmatismus und Metamorphose. - In: Hoppe, W. & Seidel, G. (Hrsg.): Geologie von Thüringen: 335 - 355; Gotha/Leipzig (H. Haack). Meinel, G. (1995): Spätpostkinematische Magmatite. - In : Seidel, G. (Hrsg.): Geologie von Thüringen, 1. Aufl.: 186 - 187; Stuttgart (Schweizerbart). Meinel, G. (1997a): Betrachtungen zum Sparnberger Granit und zu den an ihn geknüpften Gangmine- ralisationen. - Geowiss. Mitt. von Thüringen, 5: 1 - 23; Weimar. Meinel, G. (1997b): Zur Entwicklung der geothermischen Verhältnisse in Thüringen. - Geowiss. Mitt. von Thüringen, 5: 25 - 34; Weimar. Meinhold, R. (1951): Die Neuaufschlüsse im Steinkohlenvorkommen der Öhrenkammer bei Ruhla. - Hall. Jb. f. mitteldt. Erdgesch., 1: 76 - 82; Halle. Meinhold, R. (1980): Steinkohlenbergbau in Thüringen (1946 - 1949). - Z. geol. Wiss., 8: 1321 - 1331; Berlin. Meinhold, R. (1995): Die Steinkohlenvorkommen in der Öhrenkammer bei Ruhla und die Paläobota- nik. - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 2: 26 - 36; Jena. Meister, J. (1969): Sedimentpetrographische und lithologische Untersuchungen im Siles des Kyffhäu- sers. - Hall. Jb. Mitteldt. Erdgesch., 9: 75 - 92; Leipzig. Meister, J. (1988): Geologische und paläovulkanische Untersuchungen an den Rhyolithen der Oberhöfer Schichten im Thüringer Wald zwischen Tambach und Gehlberg. - unveröff. Dissert., Martin-Luther-Universität Halle-Wittenberg, 195 S.; Halle/S.. Meister, J. (2001): Die paläovulkanischen Verhältnisse im Raum des Oberhöfer Vulkanitkomplexes (mittlerer Thüringer Wald). - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 8: 153 - 180; Jena. Menning, M. (1995a): Carboniferous and Permian time scale for Central Europe and the timing of magmatic activity. - Terra Nostra, 7: 97 - 99; Köln. Menning, M. (1995b): A Numerical Time Scale for the Permian and Triassic Periods: An Integrated Time Analysis. - in: Scholle, P. A., Peryt, T. M. & Ulmer-Scholle, D. S. (edts.): The Permian of Northern Pangea: Paleogeography, Paleoclimates, Stratigraphy, 77 - 97; Berlin, Heidelberg, etc. (Springer). Menning, M. (2001): The Permian Illawarra reversal in SE-Australia as global correlation marker ver- sus K-Ar ages and palynological correlation. - Contrib. to Geol. and Palaeontol. of Gondwana, 325 - 332; Köln. Menning, M., Benek, R., Boy, J., Ehling, B.-C., Fischer, F., Gaitzsch, B., Gast, R., Kowalczyk, G., Lütz- ner, H., Reichel, W. & Schneider, J. W. (2005): Das Rotliegend in der Stratigraphischen Tabel- le von Deutschland 2002 - „Paternoster–Stratigraphie“ auf dem Rückzug. - Newsletters on Stratigraphy, 41(1-3): 91 - 122; Stuttgart. Menning, M., Davydov, V., Drozdzewski, G., Wendt, I. & Weyer, D. (1997): Kalibrierung der Zeitskalen von Karbon und Perm. - XLVIII. Berg- u. Hüttenm. Tag TU Bergakademie Freiberg, 19. - 20. 06. 1997, Abstracts Kolloqu. 1: 29 - 30, Freiberg.

164 Menning, M., Katzung, G. & Lützner, H. (1988): Magnetostratigraphic investigation of the Rotliegendes (300 - 252 ma) of Central Europe. - Z. geol. Wiss., 16: 1045 - 1063; Berlin. Menning, M., Weyer, D., Drozdzewski, G., Henk W., van Amerom, J. & Wendt, I. (2000): A Carbonif- erous time scale 2000: discussion and use of geological parameters as time indicators from Central and Western Europe. - Geol. Jb., A, 156: 3 - 44; Hannover. Meyer, R. K. F. (1989): Die Entwicklung der Pfahl-Störungszone und des Bodenwöhrer Halbgrabens auf Blatt Wackersdorf. - Erlanger geol. Abh., 117: 1 - 24; Erlangen. Michael, J. (1972): Zur Paläogeographie der Gehrener Schichten im südöstlichen Thüringer Wald. - Ber. Deutsch. Ges. Geol. Wiss., A, 17: 835 - 847; Berlin. Michael, J. (2003): In: Lützner et al. (2003). Mielke, H. (1982): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1 : 25 000, Blatt 6037 Ebnath. - 115 S.; München (Bayer. Geol. Landesamt). Mielke, H. (1989): Tektonik des Kristalllins auf Blatt Wackersdorf. - Erlanger geol. Abh., 117: 35 - 42; Erlangen Mittermair, G. (1999): Geolog. Kartierung (Teil 1) und petrographisch-geochemische Untersuchung (Teil 2) des Höhenberg-Dolerits in der Rotterode-Tambacher Mulde, Thüringer Wald. - unver- öff. Examensarbeit TU Clausthal-Zellerfeld, 87 S., 38 Abb., 1 Tab., 4 Anl. (Karten) sowie 45 S. Anh. (47 Tab.); Clausthal-Zellerfeld. Mohnicke, M., Kurze, M. & Tichomorowa, M. (2001): Petrogenese und Altersstellung der Gesteine des Coswiger Komplexes. - Exkursionsf. u. Veröff. der GGW, 212: 75 - 77 (Workshop Tectonics & Magma, 22. -24. 06. 2001 in Bautzen); Berlin. Müller, H. (1996): Das Permokarbon im nördlichen Oberrhein-Graben. - Paläogeographische und strukturelle Entwicklung des permokarbonen Saar-Nahe-Beckens im nördlichen Oberrhein- Graben. - Geol. Abh. Hessen, 99, 85 S.; Wiesbaden. Müller, M. (1994): Neue Vorstellungen zur Entwicklung des Nordbayerischen Permokarbon-Trogs aufgrund reflexionsseismischer Messungen in der mittleren Oberfalz. - Geol. Bl. NO-Bayern, 44(3-4): 195 - 224; Erlangen. Murawski, H. (1959): Zur Frage durchgepauster Tektonik. - Geol. Rdsch., 48: 260 - 271; Stuttgart. Murawski, H. (1967): Spessartschwelle und Wetteraubecken. Funktion und Bild. - Veröff. Geschichts- und Kunstverein Aschaffenburg, 10: 71 - 89; Aschaffenburg. Nasdala, L., Gruner, T., Nemchin, A. A., Pidgeon, R. D. & Tichomirowa, M. (1996): New SHRIMP ion probe measurements on zircons from Saxonian magmatic and metamorphic rocks. - Freiber- ger Isotopenkolloquium 1996, Proceedings, 205 - 214; Freiberg. Nasdala, L., Pidgeon, R. D., Wolf, D. & Irmer, G. (1998): Metamictization and U-Pb isotopic discor- dance in single zircons: a combined Raman microprobe and SHRIMP ion probe study. - Miner. and Petrol., 62: 1 - 27; Stuttgart. Naumann, C. F. (1862): Lehrbuch der Geognosie. 2. - 2. Aufl., 1093 S.; Leipzig (Engelmann). Naumann, E. (1913): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Preußen und benachbarten Bundes- staaten, Lfg. 113, Blatt Eisenach. - 74 S.; Berlin (Preuß. Geol. Landesanst.). Naumann, E. (1914): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Preußen und benachbarten Bundes- staaten, Lfg. 113, Blatt Bad Salzungen. - 104 S.; Berlin (Preuß. Geol. Landesanst.). Nega, M., Kruhl, J. H., Krentz, O. & Leonhardt, D. (1999): From subduction to exhumation: the tecto- nometamorphic development in a collisional orogen (Western Erzgebirge, European Varisci- des). - Terra Nostra, 99(1): 151 - 152; Köln. Neumann, W. (1972): Die Entwicklung von variszischer und saxonischer Tektonik im Ruhlaer Kristal- lin. - Ber. dt. Ges. geol. Wiss., A, Geol., Paläont., 17(6): 797 - 810; Berlin. Neumann, W. (1974a): Geologische Karte des Ruhlaer Kristallins 1 : 25 000. - Manuskript, Zentralinst. Phys. Erde u. Geol. Forsch. u. Erk.; Berlin-Freiberg.

165 Neumann, W. (1974b): Über den Tiefenbau epivariszischen Plattform im Südteil der DDR. - PICG - Precambrien des zones mobiles de l`Europe, Conference Liblice 1972: 85 - 100; Praha. Neuroth, H. (1997): K/Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten - "Sicherungskopien" orogener Pro- zesse am Beispiel der Varisziden. - Göttinger Arb. z. Geol. u. Paläont., 72, 143 S., Göttingen. Niggli, P. (1936): Die Molekularnormen zur Gesteinsberechnung. - Schweiz. Min. Petr. Mitt., 16: 295 - 317; Zürich. Nöring, F. (1951): Die Fortsetzung der Saar-Senke in Hessen. - Notizbl. Hess. L.-Amt Bodenforsch., (VI)2: 22 - 40; Wiesbaden. Obst, K. (1993): Der Höhenberg-Dolerit - Geochemie, Magmencharakter und tektonomagmatische Stellung. - unveröff. Dipl.-Arb. Ernst-Moritz-Arndt-Universität Greifswald, 77 S. + 13 S. An- hang; Greifswald. Obst, K. (2009): Geochemische und petrogenetische Untersuchungen zum Höhenberg-Dolerit und seinen Begleitintrusionen im Thüringer Wald. - In: Thüring. Geol. Verein; Exkursionsführer 19. Jahreshauptversammlung Friedrichroda, 05.-07. 06. 2009, S. 17; Jena. Obst, K. & Katzung, G. (1995): Der Höhenberg-Dolerit (Thüringer Wald) intrudierte zu Beginn der Rot- teroder Zeit (Autun). - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 2: 37 - 48; Jena. Obst, K. & Katzung, G. (2000): Die magmatischen Gänge am Südrand des Kristallins von Ruhla- Brotterode (Thüringer Wald) - Herkunft der Magmen, Aufstieg und Platznahme im variszischen Spannungsfeld. - Z. Deutsch. Geol. Ges., 151: 441 - 470; Stuttgart. Obst, K., Katzung, G. & Hammer, J. (1999): Dating of Late Autunian basic magmatism in the Thurin- gian Forest. - N. Jb. Geol. Paläont., Mh., Jg. 1999: 1 - 10; Stuttgart. Obst, K., Katzung, G. & Haupt, U. (2001): Gangmagmatismus im Mittelharz als Indikator für spätvaris- zische Dehnungstektonik. - N. Jb. für Geol. und Paläont., Abh., 219: 393 - 432; Stuttgart. Odin, G. S. (1995): Phanerozoic time scale. - Bull. Liais. Inform. IUGS Subcomm. Geochronol., 13: 1 - 60. Oncken, O. (1997): Transformation of a magmatic arc and an orogenic root during oblique collision and it´s consequences for the evolution of the European Variscides (Mid German Crystalline Rise). - Geol. Rdsch., 86: 2 - 20; Berlin, Heidelberg etc. (Springer). Okrusch, M ., Schüssler, U., Seidel, E., Kreuzer, H. & Raschka, H. (1990): Pre- to early variscan magmatism in the Bohemian massif. - Intern. Conference on Paleozoic orogens in Central Eu- rope, Göttingen-Gießen. Field Guide Bohemian Massif: 25 - 35; Göttingen/Gießen. Okrusch,M., Schubert, W. & Nasir, S. (1990): Pre to early Variscan magmatism in the Mid-German Crystalline Rise. - In: Franke, W. (edt.): IGCP Int. Conf. Paleozoic Orogens in Europe. - Field Guide Mid-German Crystalline Rise & Rheinisches Schiefergebirge: 43 - 54; Göttin- gen/Gießen. Patzelt, G. (1966): Bau und Schichtenfolge der Asbach-Rotteröder Mulde (Thüringerwald) nach neue- ren Kartierungsergebnissen. - Hallesches Jb. mitteldeutsch. Erdgesch., 7: 39 - 60; Leipzig. Patzelt, G. (1970a): Nochmals zur Frage der Einstufung der Porphyr-Konglomerate im Rennsteigge- biet des Meßtischblattes Tambach-Dietharz (Thüringer Wald). - Hallesches Jb. Geowiss., 1: 115 - 120; Gotha-Leipzig. Patzelt, G. (1970b): Zu einigen Fragen der Gliederung und der Lagerungsverhältnisse im Rotliegen- den des mittleren Thüringer Waldes. - Geol., 19: 789 - 802; Berlin. Paul, J. (1999): Evolution of Permo-Carboniferous Basin: The Ilfeld Basin and ist relationship to ad- joining Permo-Carboniferous structures in Cental Germany. - N. Jb. Geol. Paläont., Abh., 214(1/2): 211 - 236; Stuttgart. Paul, J. (2011a): Rotliegend des Harzes. - In: Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stra- tigraphie von Deutschland X. Rotliegend. Teil I: Innervariscische Becken. - In: Schriftenreihe der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften, 61; Hannover. Paul, J. (2011b): Weißliegend, Grauliegend und das Zechstein-Konglomerat: die Rotliegend/Zech- stein-Grenze. - In: Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stratigraphie von Deutsch-

166 land X. Rotliegend. Teil I: Innervariscische Becken. - In: Schriftenreihe der Deutschen Gesell- schaft für Geowissenschaften, 61; Hannover. Paul, J. & Wagner, K. (1995): Das Ilfelder Rotliegend-Becken. - Exkursionsführer Jahreshauptver- sammlung Thür. Geol. Verein, Exkursion B, 10. -11. 06. 1995 Nordhausen, 46 S.; Jena. Paul, J., Wagner, K. & Wesling, C. (1997): Litostratigraphie und Fazies des Ilfelder Beckens (Permo- karbon, Harz). - Freiberger Forschungshefte, C 466: 109 - 153; Freiberg. Pasek, J. & Urban, M. (1990): The tectonik evolution of the Plzen Basin (Upper Carboniferous, West- ern Bohemia): a review and reinterpretation. - Folia Mus. Rer. Natur, Bohem. Occid; Ge- ologica, 32: 1 - 56; Plzen. Pesek, J., Oplustil, S., Kumpera, O., Holub, V., Skocek (edts.) and co-authors Dvorak, J., Prouza, V. & Tásler, R. (1998): Paleogeographic Atlas - Late Paleozoic and Triasic Formations. - 53 S., 41 Anh.; Prague (Czech Geological Survey). Peterek, A., Hirschmann, G., Schröder, B. & Wagner, G. A. (1994): Spät- und postvariszische tektoni- sche Entwicklung im Umfeld der Kontinentalen Tiefbohrung Oberpfalz (KTB). - KTB-Report 94-3: 123 - 148; Hannover (Nieders. Landesamt f. Bodenf.). Peterek, A. & Schröder, B. (1995): Zur strukturellen Entwicklung des Ostrandes der Süddeutschen Großscholle. - Exkursionsf. Veröff. GGW, 195: 61 - 62; Berlin. Peterek, A., Rauche, H. & Schröder, B. (1996): Die strukturelle Entwicklung des E-Randes der Süd- deutschen Großscholle in der Kreide. - Z. geol. Wiss., 24(1/2): 65 - 77; Berlin. Peterek, A., Schröder, B. & Menzel, D. (1996): Zur postvariszischen Krustenentwicklung des Naabge- birges und seines Rahmens. - Z. geol. Wiss., 24 (3/4): 293 - 304; Berlin. Peterek, A., Rauche, H., Schröder, B., Franzke, H.-J., Bankwitz, P. & Bankwitz, E. (1997): The late- and post-Variscan tectonic evolution of the Western Border fault zone of the Bohemian massif (WBZ). - Geol. Rdsch., 86: 191 - 202; Berlin, Heidelberg etc. (Springer). Pfeiffer, H. (1955): Die Tektonik des Dachschiefers im Ostthüringer Schiefergebirge. - Geol., 4(7/8): 615 - 640; Berlin. Pfeiffer, H. (1968): Überblick über die Entwicklung des Saxothuringikums vom Beginn des Devons bis zur variszischen Hauptfaltung. - Geol., 17(1): 17 - 51; Berlin. Pfeiffer, H. (1971): Die variszische Hauptbewegung (sogen. sudetische Phase) im Umkreis der äuße- ren Kristallinzone des variszischen Bogens. - Geol., 20(9): 945 - 958; Berlin. Pfeiffer, H. (1976): Zum inneren Bau des Ostthüringischen Kulm-Synklinoriums. - Jb. Geol. für 1969/70, 5/6: 165 - 173; Berlin. Pfeiffer, H. (1984): Thüringer Granitlinie (Frankenwald-Querzone) und Orlasenke in ihren Wechselbe- ziehungen vom Spätvariszikum bis zur saxonischen Tektogenese. - Hall. Jb. f. Geowiss., 9: 53 - 71; Gotha. Pfeiffer, H. (1987): Entwicklungsskizze des thüringischen Kulms (Flysch-Fazies). - Hercynia, N. F., 24(2): 225 - 248; Leipzig. Plein, E. (1993): Bemerkungen zum Ablauf der paläogeographischen Entwicklung im Stephan und Rotliegend des Norddeutschen-Beckens. - Geol. Jb., A 131: 99 - 116; Hannover. Plesch, A. & Oncken, O. (1998): 3d-Kinematik des rhenohercynischen Orogenkeils während schiefer Kollision. - Freiberger Forschungsh., C 471: 172 - 174; Freiberg. Quadt, A. v. (1993): The Saxonian Granulite Massif. New aspects from geochronological studies. - Geol. Rdsch., 82: 516 - 530; Stuttgart. Rauche, H. (1991a): Spätvariszische Kompressionstektonik am Südwestrand der Elbezone. - Z. geol. Wiss., 19: 463 - 475; Berlin. Rauche, H. (1991b): Scherzonen, Bruchstörungen und Schieferungsgefüge in der Elbezone. - In: Brause, H., Lorenz, W. & Wiemeier, G. (edts.): Abstracts, Proceedings MVE´90., DEKORP- Workshop 20. - 22. 06. 1991: 155 - 160; Freiberg.

167 Rauche, H. (1992a): Spätvariszische Spannungs- und Verformungsgeschichte der Gesteine am Süd- westrand der Elbezone (Östliches Saxothuringikum, Varisziden). - unveröff. Dissert., Ruhr- Universität Bochum; Bochum. Rauche, H. (1992b): Zeitliche Stellung und Dynamik konjugierter strike slip-Bewegungen zwischen Ruhlaer Kristallin und Lausitz (Mitteldeutsche Kristallinzone und östliches Saxothuringikum). - Frankf. Geow. Abh., 11: 146 - 148; Frankfurt. Rauche, H. (1994): Dextral Transtensional Shearing at the Southwestern Border of the Elbe Zone in Late Variscan Time. - In: Bankwitz, P. & Frischbutter, A. (edts.): Excursion Guide "Granulite Massif, Erzgebirge, Elbe Zone, Harz", 11. Intern. Confer. on Basement Tectonics, July 1994: 117 - 119; Potsdam. Rauche, H. & Franzke, H.-J. (1990): Stress field evolution at the northern part of the South German Block on the territory of the G.D.R. - Gerlands Beitr. Geophys., 99: 441 - 461; Leipzig. Rauche, H., v. d. Klauw, S. & Lützner, H. (1997): Exhumierung und Erosion des Ruhlaer Kristallins. - Schriftenr. Dt. Geol. Ges., 3: 15 - 16; Hannover. Reh, H. (1954): Die Mineralquellen des Bades Liebenstein in Thüringen. - Geol., 3: 891 - 916; Berlin. Reichardt, W. (1932): Zur Stratigraphie des Rotliegenden in Thüringen. - Jb. Halleschen Verb. z. Er- forsch. mitteldeutsch. Bodenschätze, N. F., 11: 121 - 184; Halle/S.. Remy, W., Andreas, D. & Kampe, A. (1963): Beiträge zur Kenntnis des Stephanien im Saaletrog. - Jb. Staatl. Mus. Miner. Geol. zu Dresden f. 1963: 115 - 146; Dresden. Rhede, D., Förster, H.-J. & Teufel, S. (1996): Th-U-Pb dating of accessory minerals by electron micro- probe. - J. Conf. Abstr., 1: 507; zit. in Siebel (1998). Rhede, D., Wendt, I. & Förster, H.-J. (1996): A three-dimensional method for calculating independent chemical U/pb- and Th/Pb-ages of accessory minerals. - Chem. Geol., 130: 247 - 253; Ams- terdam. Richter, G. (1941): Paläogeographische und tektonische Stellung des Richelsdorfer Gebirges im Hes- sischen Raume. - Jb. Reichst. Bodenforsch., 61: 283 - 332; Berlin. Richter, G. (1942): Das Überleiten von variscischer zu saxonischer Tektonik am nordwestlichen Thü- ringer Walde. - Geol. Rdsch., 33: 20 - 31; Stuttgart. Richter-Bernburg, G. (1949): Anlage und regionale Stellung des saxonischen Beckens. - Erdöl und Tektonik in Nordwestdeutschland, 37 - 43; Hannover/Celle. Rittmann, A. (1960): Vulkane und ihre Tätigkeit. - 2. Aufl., 336 S.; Stuttgart (Enke). Röber, B., Hammer, J., Eidam, J. & Ehling, B.-C. (1998): Mineralogisch-geochemische Untersuchun- gen von cadomischen und spätvariscischen Plutonitkomplexen im Ostteil der Mitteldeutschen Kristallinzone und im Nordsächsischen Antiklinorium. - Terra Nostra, 98(2): 126 - 129; Köln. Rösler, H. J. & Voland, B. (1965): Raspredelenie Mineralov Rassejannych Elementov v differenziro- vannom Dolerite iz Gjuneberga (Tjuringsku Les). - In: Problemy Geochimii (VINOGRADOV- Festband), 407 - 409; Moskau (Izdatelstvo Nauka). Rohrmüller, J., Mielke, H. & Gebauer, D. (1996): Gesteinsfolge des Grundgebirges nördlich der Donau und im Molasseuntergrund. - in: Freudenberger, W. & Schwerd, K. (Hrsg.): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1 : 500 000, 4. Aufl.: 16 - 54; München (Bayer. Geol. Lan- desamt). Rohrmüller, J. & Stettner G. (1994): Die KTB-Umfeldbohrungen des Bayerischen Geologischen Lan- desamtes. - KTB Report 94-3: 47 - 62; Hannover. Röllig, G., Viehweg, M. & Kampe, A. (1989): Zur Wirksamkeit von meridionalen und äquatorialen Strukturen im Gebiet der Mitteldeutschen Schwelle zwischen Halle und Schönewalde. - Z. an- gew. Geol., 35(10/11): 297 - 300; Berlin. Röllig, G., Kampe, A., Steinbach, V., Ehling, B. C. & Wasternack, J. (1995): Der Untergrund des Mit- teldeutschen Braunkohlenreviers. - Z. geol. Wiss. 23(1/2): 3 - 26; Berlin. Roscher, M. & Schneider, J. W. (2006): Early Pennsylvanian to Late Permian climatic development of central Europe in a regional and global context. - In: Lucas, S. G., Schneider, J. W. & Cas-

168 sinis, G. (edts.): Non-marine Permian Chronology and Correlation - Geol. Soc. of London, Spec. Publ., No. 265: 95 - 136; London. Ruchholz, K. (1987): Präorogene Rechtsseitenverschiebungen an herzynisch streichenden autono- men Tiefenstörungen und Ektopie der Fazies im variszischen Tektogen Mitteleuropas. - Mitt. Ges. geol. Wiss. DDR, 15(2/3): 33 - 34; Berlin. Salger, M. & Schmidt-Kaler, H. (1978): Trias und Rotliegendes in der Tiefbohrung Treuchtlingen. - Geol. Bl. NO-Bayern, 28(1): 28 - 37; Erlangen. Schäfer, A. (1989): Variscan molasse in the Saar-Nahe-Basin (W-Germany), Upper Carboniferous and Lower Permian. - Geol. Rdsch., 78(2) : 499 - 524; Stuttgart. Schäfer, A. & Korsch, R. J. (1998): Formation and sediment fill of the Saar-Nahe Basin (Permo- Carboniferous, Germany). - Z. dt. geol. Ges., 149(2): 233 - 269; Stuttgart. Schäfer, F. (1997): Krustenbilanzierung eines variszischen Retrokeils im Saxothuringikum. - Dissert., Scientif. Technical Report STR 97/16, 131 S.; Potsdam. Schäfer, J. (1996): Mikrosondenuntersuchungen an Geröllen und detritischen Mineralen im Flysch des Saxothuringikums: Ein Beitrag zur Exhumierungsgeschichte des Liefergebietes. - unveröff. Dissert. Universität Gießen, 221 S.; Gießen. Schäfer, J. J., Neuroth, H., Ahrendt, H., Dörr, H. & Franke, W. (1997): Accretion and exhumation at a Variscan active margin, recorded in the Saxothuringian flysch. - Geol. Rdsch., 86: 599 - 611; Stuttgart. Schäfer, K. (1969): Das Rotliegende der Treischfelder Bohrungen in Osthessen. - Notizbl. Hess. L.- Amt Bodenforsch., 97: 15 - 194; Wiesbaden. Scheibe, R. (1896): Bericht über geologische Aufnahmen im Nordosttheile des Blattes Brotterode (Mit Tafel VII). - Jb. Königl. Preuss. geol. Landesanst. u. Bergakad. zu Berlin, 16 (f. 1895): LXVII- XCIII; Berlin. Scheibe, R. (1908): Erläuterung zur Geologischen Karte von Preußen und den Thüringischen Staaten, Lfg. 64, Blatt Schleusingen. - 136 S.; Berlin (Königl. Preuß. Geol. Landesanst.). Scheibe, R. & Kühn, B. (1920): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Preußen und den Thüringi- schen Staaten, Blatt Mehlis. - 60 S.; Berlin (Preuß. Geol. Landesanst.). Scheibe, R. & Zimmermann, E. (1892): Über die wissenschaftlichen Ergebnisse der Aufnahmen auf Blatt Ilmenau 1890. - Jb. Königl. Preuss. geol. Landesanst. u. Bergakad. zu Berlin, 11: LII- LVIII; Berlin. Schlegel, G. & Wiefel, H. (1998): Erläuterungen zur Geologischen Karte 1 : 25 000 von Thüringen. Blatt Knau, Nr. 5336, Blatt Schleiz, Nr. 5436. - 2. Aufl., 346 S., 18 Beil.; Weimar (Thür. Lande- sanst. f. Geol.). Schlotheim, E. F. v. (1804): Beschreibung merkwürdiger Kräuterabdrücke und Pflanzenversteinerun- gen. - Gotha (Becker). Schlotheim, E. F. v. (1820): Die Petrefactenkunde auf ihrem jetzigen Standpunkte. - Gotha (Becker). Schmidt, K., Katzung, G. & Franke, D. (1977): Zur Entwicklung des präpermischen Untergrundes und des Magmatismus im südwestlichen Vorfeld der Osteuropäischen Tafel. - Z. angew. Geologie, 23(9); Berlin. Schneider, J. (1978): Zur Taxonomie und Biostratigraphie der Blattoidea (Insecta) des Karbon und Perm der DDR. - Freiberger Forsch.-H., C 340: 1 - 152; Leipzig. Schneider, J. (1982): Entwurf einer biostratigraphischen Zonengliederung mittels der Spiloblattinidae (Blattoidea, Insecta) für das kontinentale euramerische Permokarbon. - Freiberger Forsch.-H., C 375: 27 - 34; Leipzig. Schneider, J. (1983a): Die Blattoidea (Insecta) des Paläozoikums, Teil 1: Systematik, Ökologie und Biostratigraphie. - Freiberger Forsch.-H., C 382: 106 - 145; Leipzig. Schneider, J. (1983b): Taxonomie, Biostratigraphie und Palökologie der Blattoidea-Fauna aus dem Stefan von Commentry - Versuch einer Revision. - Freiberger Forsch.-H., C 384: 77 - 100; Leipzig.

169 Schneider, J. (1985): Elasmobranchier-Zahntypen (Pisces, Condrichthyes) und ihre stratigraphische Verbreitung im Karbon und Perm der Saale-Senke (DDR). - Freiberger Forsch.-H., C 400: 90 - 100; Leipzig. Schneider (1996a): Xenacanth teeth - a key for taxonomy and biostratigraphy. - Modern Geol., 20: 321 - 340; Amsterdam. Schneider, J. (1996b): Biostratigraphie des kontinentalen Oberkarbon und Perm im Thüringer Wald, SW-Saale-Senke - Stand und Probleme. - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 3: 121 - 151; Jena. Schneider, J. W. (2001): Rotliegendstratigraphie - Prinzipien und Probleme. - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 8: 7 - 42; Jena. Schneider, J. & Gebhardt, U. (1993): Litho- und Biofaziesmuster in intra- und extramontanen Senken des Rotliegend (Perm, Nord- und Ostdeutschland). - Geol. Jb., A, 131: 57 - 98; Hannover. Schneider, J. W., Hampe, O. & Soler-Gijón, R. (2000): The Late Carboniferous and Permian: Aquatic vertebrate zonation in Southern Spain and German basins. - IGCP 328. Final Report, Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg: 543 - 561; Frankfurt/M. Schneider, J. W., Rößler, R. R. & Gaitzsch, B. G. (1995): Proposal for a combined reference section of the Central European continental Carboniferous and Permian for correlations with marine standard sections. - Permophiles, 26: 26 - 32; Newsletter of SCPS. Schneider, J. W. , Rößler R., Gaitsch, B., Gebhardt, U. & Kampe, A. (2001): Stratigraphie und Lithofa- zies im Oberkarbon der Saale-Senke. - Ein Überblick. - Thür. Geol. Verein e. V., Exkursionsfüh- rer 11. Jahreshauptversammlung Bad Frankenhausen: 8 - 12; Jena. Schneider, J. W., Rößler, R., Gaitzsch, B. G., Gebhardt, U. & Kampe, A. (2005): 4. Regionaler Teil. 4.2 Limnischer Bereich, 4.2.4 Saale-Senke. - In: Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stratigraphie von Deutschland V - Das Oberkarbon (Pennsylvanium) in Deutschland. - Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg, 254: 419 - 440; Frankfurt/M. Schneider, J., Walter, H. & Wunderlich, J. (1982): Zur Biostratonomie, Genese und Altersstellung der grauschwarzen Tonsteine der Breitenbacher Mulde (Rotliegendes, Thüringer Wald). - Freiber- ger Forsch.-H., C 366: 65 - 84; Leipzig. Schneider, J. & Werneburg, R. (1993): Neue Spiloblattinidae (Insecta, Blattoidea) aus dem Oberkar- bon und Unterperm von Mitteleuropa sowie die Biostratigraphie des Rotliegend. - Veröff. Na- turhist. Mus. Schleusingen, 7/8: 31 - 52; Schleusingen. Schneider, J. W. & Werneburg, R. (1996): Exkursion 6: Faunen und Floren im Perm des Thüringer Waldes - Paläontologie, Palökologie, Biostratigraphie. - In: Exkursionsführer 66. Jahrestagung der Paläont. Ges., Leipzig 1996, Terra Nostra, 96(5): 127 - 167; Bonn. Schneider, J. W. & Werneburg, R. (1998): Arthropleura und Diplopoda (Arthropoda) aus dem Unter- Rotliegend (Unter-Perm, Assel) des Thüringer Waldes (Südwest Saale-Senke). - Veröff. Na- turhist. Museum Schleusingen, 13: 19 - 36; Schleusingen. Schneider, J. W. & Werneburg, R. (2006): Insect biostratigraphy ot the Euramerican continental Late Pennsylvanian and Early Permian. - In: Lucas, S. G., Cassinis, G. & Schneider, J. W. (edts.): Non-marine Permian Biostratigraphy and Biochronology - Geol. Soc. of London, Spec. Publ., No. 265: 325 - 336; London. Schneider, J. W. & Werneburg, R. (2011): Biostratigraphie des Rotliegend mit Insekten und Amphi- bien. - In: Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stratigraphie von Deutschland X. Rotliegend. Teil I: Innervariscische Becken. - In: Schriftenreihe der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften, 61; Hannover. Scholtz, H. (1930): Das varistische Bewegungsbild, entwickelt aus der inneren Tektonik eines Profils von der böhmischen Masse bis zum Massiv von Brabant. - Fortschr. Geol. Palaeont., VIII(25), 235 - 316, Berlin (Borntraeger). Schönenberg, R. (1952): Stratigraphie, Tektonik und geosynklinaler Magmatismus der ältesten Ober- devonzeit am Bergaer Sattel (Ostthüringen). - Geol. Jb. für 1950, 66: 15 - 63; Hannover. Schönenberg, R. (1958): Neue Untersuchungen über embryonale Tektonik. - Geol., 7(3-6): 342 - 352; Berlin.

170 Schreiber, Alfred (1955): Über orogene Bewegungen im Unterrotliegenden des Thüringer Waldes. - Abh. Deutsch. Akad. Wiss., Kl. Math. Allg. Naturwiss., Jg. 1954(7): 1 - 56; Berlin. Schreiber, Alois (1960): Das Rotliegende des Flechtinger Höhenzuges. - Freib. Forsch.-H., C 28: 1 - 132; Berlin. Schreiber, Alois (1989): Decken im Saxothuringikum? - Z. geol. Wiss., 17: 999 - 1001; Berlin. Schreiber, Alois (1992): Das Paläozoikum in der Zone Münchberg - Frankenberg und die Herkunft der dortigen Kristallinschollen - ein Beitrag zur Deckenfrage im Saxothuringikum. - Geol. Jb., A 135: 3 - 135; Hannover. Schröder, B. (1987): Inversion tectonics along the Western margin of the Bohemian Massif. - Tec- tonophysics, 137: 93 - 100; Amsterdam. Schröder, B. (1988): Outline of the Permo-Carboniferous Basins at the Western Margin of the Bohe- mian Massif. - Z. geol. Wiss., 16: 993 - 1001; Berlin. Schröder, B. (1990): Spät- und postvariszische Schollentektonik des KTB-Umfeldes. - KTB-Report 90- 4: 293 - 299; Hannover. Schröder, B., Ahrendt, H., Peterek, A. & Wemmer, K. (1997): Post-Variscan sedimentary record of the SW margin of the Bohemian massif: a review. - Geol. Rdsch., 86: 178 - 184; Berlin, Heidel- berg etc. (Springer). Schröder (Schroeder), B., Bankwitz, P., Franzke, H. J. & Bankwitz, E. (1992): Die Fränkische Linie und ihr geologischer Rahmen. - Ges. f. Geowiss., 1. Jahrestagung 17. - 22. 10. 1992, Führer zu Exkursion 4: 99 - 126; Potsdam. Schroeder, E. (1957): Die Granite des Henneberges in Ostthüringen. - Geol., 6(5): 502 - 527; Berlin. Schroeder, E. (1958a): Prävariszischer Magmatismus und Tektonik in den Sattelzonen Ostthüringens. - Abh. Geotekt., 16, 60 S., 6 Taf.; Berlin. Schroeder, E. (1958b): Schiefergebirgstektonik und Grundgebirgstektonik in der Hirschberg-Greizer Zone (Ostthüringen). - Geol., 7(3-6): 465 - 483; Berlin. Schroeder, E. (1966a): Beiträge zur Schiefergebirgstektonik in Ostthüringen. - Abh. Geotekt., 23; 93 S., 20 Taf.; Berlin. Schroeder, E. (1966b): Zur tektonischen Zonen- und Stockwerkgliederung des Thüringisch- Vogtländischen Schiefergebirges. - Geol., 15(8): 973 - 980; Berlin. Schroeder, E. (1993): Subhorizontale Gefüge im Thüringisch-Vogtländischen Schiefergebirge. - Z. geol. Wiss., 21(1/2): 225 - 229; Berlin. Schubart, W. (1955): Zur Stratigraphie, Tektonik und den Lagerstätten der Witzenhäuser Grauwacke. - Abh. hess. L.-Amt Bodenforsch., 10, 67 S.; Wiesbaden. Schust, F., Büsch, W. & Gotte, W. (2000): Über die Metamorphite der Brg. Schleusingen 3/63 (Süd- thüringen) und ihre geologische Position. - Z. geol. Wiss., 28(3/4): 381 - 296; Berlin. Schust, F., Kaemmel, Th. & Gotte, W. (1997a): Zur geologischen Position und zum Intrusionsalter der postkinematischen Plutonite im NE-Rhenoherzynikum. - Z. geol. Wiss., 25(3/4): 413 - 431; Berlin. Schust, F., Kaemmel, Th. & Gotte, W. (1997b): Zum erzgebirgischen Faltungsalter im NE- Rhenoherzynikum. - Z. geol. Wiss., 25(5/6): 567 - 578; Berlin. Schuster, A. K. (1997): Mineralogische, petrographische und geologische Untersuchungen an doleriti- schen Gesteinen aus dem Hartsteinwerk Spittergrund. - unveröff. Bericht, 2 Teile: Teil 1 (Text- band) 107 S., Teil 2 (Abbildungsband) 187 S.; Jena-Weimar (Archiv TLUG). Schwab, G. (1964): Zur petrographischen Ausbildung von Steinkohlen aus dem Permokarbon des Thüringer Waldes. - Abh. dt. Akad. Wiss. Berlin, Kl. Bergbau, Hüttenw., Montangeol., 2: 134 - 146; Berlin. Schwan, W. (1956): Die Frankenwälder Querzone. - Abh. Dt. Akad. Wiss. für 1954, Kl. Math., allg. Naturwiss., 6, Abh. zur Geotektonik, 9, 80 S., 43 Taf., 10 Falttaf.; Berlin.

171 Schwan, W. (1957): Querschollenbau in einem Teil des Variszischen Gebirges (Thüringisch- Vogtländisches Schiefergebirge) mit einem Ausblick auf andere Gebiete. - Geol. Rdsch., 46: 349 - 371; Stuttgart. Schwan, W. (1995): Untervorschiebung (Under-forward thrust) - Strukturtyp und Kinematik. - Geol. Bl. NO-Bayern, 45(1/2): 11 - 102; Erlangen. Schwan, W. (1999): Zur strukturellen, kinematischen und zeitlichen Entwicklung der Frankenwälder Querzone im Thüringisch-Fränkischen Schiefergebirge - Neue Beobachtungen, Interpretatio- nen und Stellungnahme. - Geol. Bl. NO-Bayern, 49/3-4: 165 - 242; Erlangen. Sebastian, U. & Rötzler, K. (1994): Stop 2: Quarry Görsdorf/Pockau - Migmatic gneisses. Tectonics of the Flöha-Zone. - In: Bankwitz, P. & Frischbutter, A. (edts.): Excursion Guide „Granulite Mas- sif, Erzgebirge, Elbe Zone, Harz“, 11. Intern. Confer. on Basement Tectonics, July 1994: 73 - 75; Potsdam. Seebach. K. v. (1876): Gliederung des Rotliegenden im Thüringer Wald. - Z. Deutsch. Geol. Ges., 28: 633; Berlin. Seidlitz, W. v. (1925): Die Vergitterung tektonischer Achsen im Bauplan Thüringens. - Beitr. Geol. Thüringen, 1(1): 1 - 15; Jena. Seidlitz, W. v. (1928a): Der geologische Bau des Thüringer Waldes. - Beitr. Geol. Thüringen, 1(6): 30 - 35; Jena. Seidlitz, W. v. (1928b): Die Bedeutung nord-südlich gerichteter Störungen für die Tektonik des westli- chen Thüringer Waldes. - Centralbl. Miner., Geol., Paläont., B, Geol., Paläont., 401 - 408; Stuttgart. Seifert, J. (1972): Das Perm am Südostrand des Thüringer Beckens. - Jb. Geol., 4: 97 - 179; Berlin. Seltmann, R. & Schilka, W. (1995): The Altenberg tin deposit - geology, mineralization and mining history. - In: Breiter, K. & Seltmann, R. (edts.): Ore mineralizations of the Krusné hory Mts. (Erzgebirge): 85 - 91; Prag (3rd biennial SGA meeting). Senft, F. (1856): Geologisches Profil der Bohrung Federkopf. - Z. deutsch. geol.Ges., S. 322; Berlin. Senft, F. (1858): Das nordwestliche Ende des Thüringer Waldes. - Z. deutsch. geol. Ges., X: 305 - 355; Berlin. Seyfarth, H.-H. (1962): Beobachtungen an pyroklastischen Gesteinen der Gehrener Schichten zwi- schen Ilmenau und Suhl/Thüringer Wald. - unveröff. Dipl.-Arbeit, Friedrich-Schiller-Universität; Jena. Seyfarth, H.-H. (1964): Unterrotliegende Tuffe des südöstlichen Thüringer Waldes. - Geol., 13: 556 - 569; Berlin. Sheldon, N. D. (2006): Do red beds indicate paleoclimatic conditions?: A Permian case study. - Pa- laeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., 228: 305 - 319; Amsterdam. Siebel, W. (1998): Variszischer spät- bis postkollisionaler Plutonismus in Deutschland: Regionale Verbreitung, Stoffbestand und Altersstellung. - Z. geol. Wiss., 26(3/4): 329 - 358; Berlin. Siebel, W., Trzebski, R., Stettner, G., Hecht, L., Casten, U., Höhndorf, A. & Müller, P. (1997): Granitoid magmatism of the NW Bohemian massif revealed gravity data, composition, age relations and phase concept. - Geol. Rdsch., 86, Suppl.: 45 - 63; Berlin, Heidelberg (Springer). Siebel, W., Blaha, U., Chen, F. & Rohrmüller, J. (2005): Geochronology and geochemistry of a dyke- host rock association and implications for the formation of the Bavarian Pfahl shear zone, Bo- hemian Massif. - Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundsch.), 94: 8 - 23; Stuttgart. Smith, G. A. (1986): Coarse-grained nonmarine volcaniclastic sediment: terminology and depositional process. - Geol. Soc. Amer. Bull., 97: 1 - 10; Boulder/Co. Smoot, J. P. & Castens-Seidell, B. (1994): Sedimentary features produced by efflorescent salt crusts, Saline Valley and Death Valley, California. - In: Renaut, R. W. & Last, W. M. (edts.): Sedimen- tology and Geochemistry of Modern and Ancient Saline Lakes. - SEPM, Spec. Publ., No. 50: 73 - 90; Tulsa/Okl.

172 Sommer, M. & Katzung, G. (2006): Deformation phases in the central Schwarzburg anticline - Rela- tions to Variscan geodynamics (Saxo-Thuringia, Central European Variscides). - N. Jb. Geol. Paläont., Abh., 239(3); Stuttgart. Sommer, M. & Katzung, G. (2008): Saxothuringia in the Variscan belt from a geodynamic point of view. - Terra Nova, 18(1): 63 - 71. Stackebrandt, W. & Franzke, H. J. (1989): Alpidic Reactivation of the Variscan Consolidated Litho- sphere - The Activity of some Fracture Zones in Central Europe. - Z. geol. Wiss., 17(7): 699 - 712; Berlin. Stamm & Goerlich (1987): Das Grundgebirge der Süddeutschen Großscholle. - Zbl. Geol. Paläont., Teil 1, 11/12: 1403 - 1439; Stuttgart. Stampfli, G. M.; Raumer, J. F. v. & Borel, G. D. (2002): Paleozoic evolution of pre-Variscan terranes: From Gondwana to the Variscan collision. - Geological Society of America, Special Paper 364: 263 - 280; Boulder/Co. STD (2002, Deutsche Stratigraphische Tabelle Kommission, Hrsg.): Stratigraphische Tabelle von Deutschland 2000. - Tafel 96 x 130 cm oder Falttafel A4; Potsdam (GeoForschungsZentrum) u. Fankfurt/M. (Forschungsinstitut Senckenberg). Stein, E. (1988): Die strukturgeologische Entwicklung im Übergangsbereich Saxothuringikum/Molda- nubikum in NE-Bayern. - Geol. Bavarica, 92: 5 - 131; München. Steinbach, V. (1990): Struktur und Entwicklung der karbonen Molassen im Raum Delitzsch-Bitterfeld. - Freiberger Forschungsh., C 439: 69 - 108; Leipzig. Steiner, W. & Brosin, P. G. (1974): Siles und Rotliegendes nördlich des Thüringer Waldes. - In: Hop- pe, W. & Seidel, G. (Hrsg.): Geologie von Thüringen: 449 - 515; Gotha-Leipzig (H. Haack). Stephan, W. (1956): Zur Geologie des Stockheimer Rotliegendbeckens. - Geologica Bavarica, 27: 273 - 282; München. Stettner, G. (1989): Geologische Kartierungen im engeren und weiteren Umfeld der Tiefbohrung, Bei- spiele von deren Auswertung in Beziehung zum Profil der Vorbohrung und das Vorhaben ei- ner geolog. KTB-Umfeld-Karte 1 : 10 000. - KTB-Report 89-3: 10 - 23; Hannover. Stille, H. (1920): Über Alter und Art der Phasen variscischer Gebirgsbildung. - Nachr. Ges. Wiss. Göt- tingen, math.-phys. Kl., Jg. 1920: 218 - 224; Göttingen. Stille, H. (1924): Grundfragen der vergleichenden Tektonik. - VII + 443 S.; Berlin (Borntraeger). Stille, H. (1928): Die oberkarbonisch-altdyadischen Sedimentationsräume Mitteleuropas in ihrer Ab- hängigkeit von der variscischen Tektonik. - C. R. Congr. Strat. Carbonifère Heerlen 1927: 697 - 730; Liège. Stille, H. (1949): Uralte Anlagen in der Tektonik Europas. - Z. dt. geol. Ges., 99(f. 1947): 150 - 174; Berlin. Stöckhert, B. (1989): Zur Konstruktion geotektonischer Modelle um die Bohrlokation Oberpfalz. - KTB- Report 89-3: 353; Hannover. Tait, J. A., Bachtadse, V., Franke, W. & Soffel, H. (1997): Geodynamic evolution of the European Variscan fold belt: paleomagnetic and geological constraints. - Geol. Rdsch., 86: 585 - 598; Stuttgart. Tait, J. A., Schätz, M., Bachtadse, V. & Soffel, H. (1998): Paleogeography of Paleozoic terranes in the Variscan and Alpine fold belts. - Schr. Staatl. Mus. Min. Geol. Dresden, 9: 192 - 193; Dresden. Tichomirowa, M. (1997): 207Pb/206Pb-Einzelzirkondatierungen zur Bestimmung des Intrusionsalters des Niederbobritzscher Granites. - Terra Nostra, 97/5: 183 - 184; Köln. Tröger, K.-A. (1959): Kaledonische und frühvariscische Phasen im Vogtland und den angrenzenden Gebieten. - Freiberger Forschungsh., C 73, 142 S.; Berlin. Trusheim, F. (1964): Über den Untergrund Frankens. Ergebnisse von Tiefbohrungen in Franken und Nachbargebieten 1953 - 1960. - Geologica Bavarica, 54, 92 S.; München.

173 Unger, H. J. & Schwarzmeier, J. (1987): Bemerkungen zum tektonischen Werdegang Südostbayerns. - Geol. Jb., A 105: 3 - 15; Hannover. Voigt, H. (1972): Zur petrographischen Gliederung der intermediären Vulkanite des Thüringer Waldes. - Ber. Deutsch. Ges. Geol. Wiss., A, 17: 865 - 879; Berlin. Voigt, J. C. W. (1789): Tagebuch einer mineralogischen Reise in die nordwestlichen Gegenden des Thüringer Waldgebirgs im Sommer 1788. - Mineralog. u. Bergmännische Abh., 2; Leipzig. Voigt, S.( 2002) Erstnachweis von fossilen Hydromedusen aus dem Tambacher Sandstein (Rotlie- gend, Unteres Perm, Thüringen). - Freiberger Forsch.-H., C 497: 45 - 57; Freiberg. Voigt, S. (2005): Die Tetrapodenichnofauna des kontinentalen Oberkarbon und Perm im Thüringer Wald - Ichnotaxonomie, Paläoökologie und Biostratigraphie. - 179 S.; Göttingen (Cuvillier). Voigt, S. (2007): Auf den Spuren der Saurier. Die Tetrapodenfährten aus dem Oberkarbon und Unter- perm des Saar-Nahe-Beckens. - In: Schindler, T. & Heidtke, U. H. C. (Hrsg.): Kohlensümpfe, Seen und Halbwüsten - Dokumente einer rund 300 Millionen Jahre alten Lebewelt zwischen Saarbrücken und Mainz. - Pollichia Sonderveröffentlichung, 10: 288 - 202; Bad Dürkheim. Voigt, S. & Rößler, R. (2004): Taeniopterid-type leaf fragments - the first record of macrophytic re- mains from the Eisenach Formation (Rotliegend, Permian, Thuringian Forest). - Hallesches Jb. Geowiss., Beiheft 18: 27 - 37; Halle/S.. Voland, B. (1963): Differentiationserscheinungen an einem olivinführenden Dolerit der Bohrung Schnellbach 1/62 (sog. „Mesodiabas“ vom Hühnberg). - unveröff. Dipl.-Arb., Bergakademie Freiberg (Inst. f. Mineralogie und Lagerstättenlehre); Freiberg. Voland, B. (1965): Differentiationserscheinungen am olivinführenden Dolerit der Höhenberge im Thü- ringer Wald (Bohrung Schnellbach 1/62), Teil 1: die petrographische Gliederung des Dolerits. - Geol., 14(9): 1077 - 1101; Berlin. Vollbrecht, A. et al. (1989): Structural model for the Saxothuringian-Moldanubian suture in the variscan basement of the Oberpfalz (northeastern Bavaria F.R.G.) interpreted from geophysical data. - Tectonophysics, 157: 123 - 133; Amsterdam. Wall, H. de, Duyster, J., Hirschmann, G., Kontny, A., Lich, S. & Spangenberg, E. (1994): Die Stö- rungszone in 7 km Tiefe - Ursachen eines seismischen Reflektors. - KTB-Report 94-3: 83 - 96; Hannover. Walter, H. (1983): Zur Taxonomie, Ökologie und Biostratigraphie der Ichnia limnisch-terrestrischer Arthropoden des mitteleuropäischen Jungpaläozoikums. - Freiberger Forsch.-H., C 382: 146 - 192; Leipzig. Walter, H. & Werneburg, R. (1988): Über Liegespuren (Cubichnia) aquatischer Tetrapoden (?Diplo- cauliden, Nectridea) aus den Rotteröder Schichten (Rotliegendes, Thüringer Wald/DDR). - Freiberger Forsch.-H., C 419: 96 - 106; Leipzig. Walther, J. (1921a): Geologie von Deutschland. Eine Einführung in die heimische Landschaftskunde für Lehrer und Lernende. - 3. Aufl., 489 S., Leipzig (Quelle & Meyer). Walther, J. (1921b): Geologische Heimatkunde von Thüringen. - 5. erg. Aufl., 262 S., Jena (Fischer). Warkus, F. (1997): U-Pb-Altersdatierungen an Graniten des Erzgebirges und deren geochemische Einordnung. - unveröff. Dipl.-Arb., Universität Göttingen, 63 S.; Göttingen. Watznauer, A. (1966): Zwei bemerkenswerte radiometrische Altersdatierungen aus dem Gebiet des Schwarzburger Sattels (Thüringen). - Geol., 15: 419 - 420; Berlin. Watznauer, A. (1968): Geologische Karte der Deutschen Demokratischen Republik 1 : 50 000 - Tek- tonische Karte - Südteil. - Berlin (Zentr. Geol. Inst.). Weber, H. (1938): Die Strukturelemente des nordwestlichen Thüringerwaldes und ihre Entwicklungs- geschichte. - Z. dt. geol. Ges., 90: 75 - 87; Berlin. Weber, H. (1954): Der Suhler Sattel im Thüringerwalde. - Geol., 3(4): 454 - 461; Berlin. Weber, H. (1955): Einführung in die Geologie Thüringens. - 1. Aufl., S. 70, Berlin (VEB Deutscher Verlag der Wissenschaften).

174 Weber, H. (1962): Übersicht der Rotliegend Stufen im Thüringer Wald. - N. Jb. Geol. Paläont., Mh.: 150 - 155; Stuttgart. Weber, K. (1995): Structural Relationship Between Saar-Nahe Basin, Odenwald and Spessart Moun- tains. - In: Dallmeyer, R. D., Franke, W. & Weber, K. (edts.): Pre-Permian Geology of Central and Eastern Europe: 186 - 189; Berlin, Heidelberg, New York (Springer). Weber, K. & Vollbrecht, A. (1986): Ergebnissse der Vorerkundungsarbeiten Lokation Oberpfalz. - 2. KTB-Kolloquium 1986 in Seeheim/Odenwald, 19. - 21. 09. 1986, 168 S.; Göttingen. Weise, G. (1972): Frühvariszische Geosynklinalentwicklung im Devon der Vogtländischen Mulde. - Ber. dt. Ges. geol. Wiss., A, Geol., Paläont, 17(1): 69 - 79; Berlin. Wendt, I. (1986): Radiometrische Methoden in der Geochronologie. - Clausthaler Tektonische Hefte, 23: 170 S.; Clausthal-Zellerfeld. Wendt, I., Höhndorf, A., Wendt, I. J., Müller, P. & Wetzel, K. (1995): Radiometric dating of volcanic rocks in NW-Saxony by combined use of U-Pb and Sm-Nd zircon dating as well as Sm-Nd and Rb-Sr whole-rock and mineral systematics. - Terra Nostra, 95/7: 147 - 148; Potsdam, Bonn. Wenzel, T., Hengst, M. & Pilot, J. (1993): The plutonic rocks of the Elbe-valley zone (Germany): evi- dence for the magmatic development from single-zircon evaporation and K-Ar age determina- tions. - Chem. Geol., 104: 75 - 92; Amsterdam. Wenzel, T., Mertz, D. F., Oberhänsli, R., Becker, T. & Renne, P. R. (1997): Age, geodynamic setting and mantle enrichment processes of a K-rich intrusion from the Meissen massif (northern Bo- hemian massif) and implications for related occurrences from the Mid-European Hercynian. - Geol. Rdsch., 86: 556 - 570; Berlin, Heidelberg (Springer). Werneburg, R. (1989a): Labyrinthodontier (Amphibia) aus dem Oberkarbon und Unterperm Mitteleu- ropas - Systematik, Phylogenie und Biostratigraphie. - Freiberger Forsch.-H., C 436: 7 - 57; Leipzig. Werneburg, R. (1989b): Die Amphibienfauna der Manebacher Schichten (Unterrotliegendes, Unter- perm) des Thüringer Waldes. - Veröff. Naturhist. Museum Schleusingen, 4: 55 - 68; Schleu- singen. Werneburg, R. (1995): Permosiles-Fossilien und Biostratigraphie. - In: Seidel, G. (Hrsg:.) Geologie von Thüringen, 1. Aufl., 556 S.; Stuttgart (Schweitzerbart). Werneburg, R. (1996a): Temnospondyle Amphibien aus dem Karbon Mitteldeutschlands. - Veröff. Naturhist. Mus. Schleusingen, 11: 23 - 64; Schleusingen. Werneburg, R. (1996b): Erster Fossilnachweis vom Wartburg-Aufschluß bei Eisenach (Rotliegend). - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 3: 115 - 119; Jena. Werneburg, R. (2007): Der “Manebacher Saurier” - ein neuer großer Eryopide (Onchiodon) aus dem Rotliegend (Unter-Perm) des Thüringer Waldes. - Veröffentlichungen Naturhistorisches Muse- um Schleusingen, 22: 30 - 40, Schleusingen. Werneburg, R. (2008): Temnospondyle Amphibien aus dem Rotliegend (Perm, Cisuralian) des Sprendlinger Horstes südlich von Frankfurt/Main und ihre Bedeutung für die Biostratigraphie und Paläobiogeographie. - Freiberger Forschungshefte, C 528 (Paläontologie, Stratigraphie, Fazies 16): 57 - 74; Freiberg. Werneburg, R. & Schneider, J. W. (2006): Amphibian biostratigraphy of the European Permo- Carboniferous. - In: Lucas, S. G., Cassinis, G. & Schneider J. W. (edts.): Non-marine Permian Biostratigraphy and Biochronology. - Geol. Soc. of London, Spec. Publ., No. 265: 201 - 215; London. Werner, C. D. (1974): Metamorphose und Migmatisation im Ruhlaer Kristallin (Thüringer Wald). - Frei- berger Forschungsh., C 284: 1 - 134; Leipzig. Wetzel, H.-U. (1985): Interpretation von Bruchzonen im Osterzgebirge und ihre Fortsetzung in Deck- gebirgseinheiten der Lausitz. - Z. geol. Wiss., 13(1): 111 - 121; Berlin. Wetzel, H.-U., Lobin, M., Pälchen, W. & Schilka, W. (1985): Eastern Erzgebirge (Upper Palaeozoic). - In: Benek, R., Lützner, H. & Schwab, G. (edts.): Late Palaeozoic and Caenozoic Continental

175 Sedimentation and Magmatism in the southern part of the G.D.R. - Guidebook of Excursions, 56 - 85, Centr. Inst. Phys. Earth; Potsdam. Wetzel, K., Gerstenberger, H., Wand, G. & Wendt, I. (1995): Zur Geochemie der nordwestsächsischen Vulkanite. - Z. geol. Wiss., 23(4): 371 - 400; Berlin. Wiefel, H. (1976): Die geologische Entwicklung der Lahn-Dill-Erzlagerstätte Görkwitz bei Schleiz. - Jb. Geol. für 1969/70, 5/6: 451 - 588; Berlin. Williams, H. (1941): Calderas and their origin. - Univ. Calif. Publ.; Dept. Geol. Sci. Bull., 25(6): 239 - 346; Berkeley/Ca. Wirth, E. (1970): Die Schichtenfolge der Erdölaufschlussbohrungen Eichstätt 1 und Daiting 1, Fränki- sche Alb. - Geologica Bavarica, 63: 39 - 85; München. Wittig, R. (1968): Stratigraphie und Tektonik des gefalteten Paläozoikums im Unterwerra-Sattel. - No- tizbl. hess. L.-Amt Bodenforsch., 96: 31 - 67; Wiesbaden. Wolff, H. J. (1953): Beitrag zur Hydrogeologie der Oberrotliegendmulde von Tambach in Thüringen. - Abh. meteorol. u. hydrol. Dienst der DDR, 22: 1 - 23; Berlin. Wucher, K. (1997): Zur tektonischen Entwicklung des Südostteiles der Frankenwälder Querzone (Thü- ringisch-Fränkisches Schiefergebirge). - Geowiss. Mitt. von Thüringen, 5: 35 - 81; Weimar. Wucher, K. (1998): Basischer Vulkanismus im tieferen Oberdevon sowie Art und Ausmaß reußischer Bewegungen (Ostthüringisches Schiefergebirge). - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 5: 23 - 38; Jena. Wucher, K. (1999): Probleme der Stratigraphie und Lagerungsverhältnisse im Bereich der vertikaltek- tonischen Zone des Ostthüringischen Schiefergebirges. - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 9: 91 - 117; Jena. Wunderlich, H. G. (1974): Die Bedeutung der Süddeutschen Großscholle in der Geodynamik Westeu- ropas. - Geol. Rdsch., 63: 755 - 272; Stuttgart. Wunderlich, J. (1989): Neue Ergebnisse zur Geologie des südöstlichen Ruhlaer Kristallins. - Freiber- ger Forschungsh., C 429: 7 - 32; Leipzig. Wunderlich, J. (1995a): Mitteldeutsche Kristallinzone (MKZ). - In: Seidel, G. (Hrsg.): Geologie von Thüringen: 22 - 46; Stuttgart (Schweizerbart). Wunderlich, J. (1995b): Die terrestrischen Basissedimente des Zechsteins und der terrestrisch-marine Faziesübergang am SE-Rand der Ruhla-Schmalkaldener Insel (Raum Seligenthal-Hohleborn, Nordwestlicher Thüringer Wald).- Geowiss. Mitt. v. Thüringen, 3: 83 - 122; Weimar. Wunderlich, J. (1997): Tektonische Verhältnisse am Westthüringer Quersprung (nordwestlicher Thü- ringer Wald). III. Permosilesische und saxonische Bruchtektonik an der Gehege-Störung. - Freiberger Forschungsh., C 470: 149 - 177; Freiberg. Wunderlich, J. (2001): Ordovizium der Nördlichen Phyllitzone im Abschnitt Eschwege - Breitungen. - in: Steininger, F. F. (Hrsg.): Stratigraphie von Deutschland II. Ordovizium, Kambrium, Vendi- um, Riphäikum. Teil III. - Courier Forschungsinst. Senkenberg, 235: 62 - 67; Frankfurt. Wunderlich, J. (2003): The Mid-European Crystalline Zone beneath the Thuringian Basin. - Exkursi- onsf. u. Veröff. GGW, 217: 57 - 68; Berlin. Wunderlich, J., Andreas, D. & Hähnel, Ch. (1997): Tektonische Verhältnisse am Westthüringer Quer- sprung (nordwestlicher Thüringer Wald). I. Flache Überschiebungstektonik im Zuge spätsaxo- nischer Transpression am Nordabschnitt der Floh-Asbach-Störung. - Beitr. Geol. Thüringen., N. F., 4: 101 - 131; Weimar. Wunderlich, J. & Zeh, A. (2001a): 4.23 Ruhla-Kristallin (23) - Teil der MKZ. - In: Stratigraphische Kommission Deutschlands (Hrsg.): Stratigraphie von Deutschland II. Ordovizium, Kambrium, Vendium, Riphäikum. Teil 2: Baden-Württemberg, Bayern, Hessen, Rheinland-Pfalz, Nordthü- ringen, Sachsen-Anhalt, Brandenburg. - Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg, 234: 135 - 162; Frankfurt/M. Wunderlich, J. & Zeh, A. (2001b): 4.24 Mitteldeutsche Kristallinzone (MKZ) im Abschnitt Thüringer Becken und Kyffhäuser (24). - In: Stratigraphische Kommission Deutschlands (Hrsg.): Stra-

176 tigraphie von Deutschland II. Ordovizium, Kambrium, Vendium, Riphäikum. Teil 2: Baden- Württemberg, Bayern, Hessen, Rheinland-Pfalz, Nordthüringen, Sachsen-Anhalt, Branden- burg. - Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg, 234: 163 - 185; Frankfurt/M. Zeh, A. (1995): Die Druck-Temperatur-Deformations-Entwicklung des Ruhlaer Kristallins (Mitteldeut- sche Kristallinzone). - unveröff. Dissert., Julius-Maximilians-Universität Würzburg, 254 S., Anh.; Würzburg. Zeh, A. (1996): Die Druck-Temperatur-Deformations-Entwicklung des Ruhlaer Kristallins (Mitteldeut- sche Kristallinzone). - Geotekt. Forsch., 86, 1 - 212; Stuttgart. Zeh, A. (1997): Die Entwicklung des Ruhlaer Kristallins im Oberkarbon und Perm. - Schriftenr. Dt. Geol. Ges., 2: 124; Hannover. Zeh, A. (1999): Zur Metamorphose-Entwicklung der Mitteldeutschen Kristallinzone im Bereich Thürin- gens: Kenntnisstand aus dem Ruhlaer und Kyffhäuser Kristallin. - Beitr. Geol. Thüringen, N. F., 6: 249 - 268; Jena. Zeh, A. (2008): The Mid-German Crystalline Zone. - In: Linnemann, U., Romer, R. L. & Pin, C. (co- ord.): Precambrian, (67). - The Geology of Central Europe, Vol. 1: Precambrian and Palaeo- zoic (edited by T. McCann). Published by The Geological Society; London. Zeh, A., Brätz, H., Cosca, M., Tichomirowa, M. & Okrusch, M. (1997): 39Ar/40Ar und 207Pb/206Pb Datie- rungen im Ruhlaer Kristallin, Mitteldeutsche Kristallinzone. - Terra Nostra; Köln. Zeh, A., Brätz, H., Bankwitz, E. & Bankwitz, P. (1998): Maximale Intrusionstiefe und Exhumierungsrate des Thüringer Hauptgranites, Mitteldeutsche Kristallinzone, sowie Hinweise zum regionalen Spannungsfeld während der Intrusion. - Terra Nostra, 98(2): 169 - 172; Köln. Zeh, A. & Brätz, H. (2000): Radiometrische und morphologische Untersuchungen an Zirkonen aus Granitporphyren, Rhyolithen und Granitgeröllen des nordwestlichen Thüringer Waldes. - Z. dt. geol. Ges., 151/1-2: 187 - 206; Stuttgart. Zeh, A. & Brätz, H. (2002): Timing of Late Carboniferous/Permian granite and granite porphyry intrusi- ons in the Ruhla Crystalline Complex (Central Germany), new constraints from SHRIMP and 207Pb/206Pb single zircon dating. - Cemie der Erde/Geochemistry, 62: 303 - 316; Jena. Zeh, A. & Brätz, H. (2004): Timing of Upper Carboniferous-Permian horst-basin formation and magma- tism in the NW Thuringian Forest, central Germany: a review. - In: Wilson, M. et al. (edts.): Permo-Carboniferous Magmatism and Rifting in Europe. - Geol. Society London, Special Pub- lications; London. Zeh, A., Cosca, M. A., Brätz, H., Okrusch, M. & Tichomirowa, M. (2000): Simultaneous horst-basin formation and magmatism during Late Variscan transtension: Evidence from 40Ar/39Ar and 207Pb/206Pb geochronology in the Ruhla Crystalline Complex. - Intern. J. Earth Sci., 89: 52 - 71; Stuttgart. Zeh, A., Cosca, M., Brätz, H., Okrusch, M. & Tichomirova, M. (1997a): Differential exhumation history of the Ruhla Crystalline Complex, Thuringia, Germany, constrained by P-T- paths, radiometric dating and sedimentary record. - Terra Nostra, 9: 107; Köln. Zeh, A., Okrusch, M., Schubert, W., Cosca, M., & Brätz, H. (1996): Das Ruhlaer Kristallin (Mitteldeut- sche Kristallinzone) - Interferenz von variszischen Deckenbau und spätvariszischer lateraler Tektonik. - SPP-Kolloqu. "Orogene Prozesse", Abstracts, 206 - 208; Gießen. Zeh, A. & Will, T. M. (2010): The Mid-German Crystalline Zone. - In: Linnemann, U. & Romer, R. L. (edts.): Pre-Mesozoic Geology of Saxo-Thuringia. From the Cadomian active margin to the Variscan orogen: 195 - 220; Stuttgart (Schweitzerbart). Zeh, A. & Wunderlich, J. (2003): Mitteldeutsche Kristallinzone (MKZ). - in: Seidel, G. (Hrsg.): Geologie von Thüringen, 2. Aufl., 24 - 52; Stuttgart (Schweizerbart). Zelazniewicz, A. (1999): Structural relationships within the Münchberg gneiss complex. - Terra Nostra, 99(1): 213 - 214; Köln. Ziegenhardt, W. (1966): Zum Nachweis tektonischer Bewegungen an der Wende Rotliegen- des/Zechstein am N-Rand des Thüringer Waldes. - Geol., 15: 1088 - 1092; Berlin.

177 Ziegenhardt, W. & Jungwirth, J. (1972, mit Beiträgen von H. Schramm & A. Söllig): Erläuterungen zur Geologischen Spezialkarte der DDR 1 : 25 000, Bl. Plaue 5231. - 269 S.; Berlin (Zentrales Geologisches Institut). Ziegler, P. A. (1987): Late Cretaceous and Cenozoic intra-plate compressional deformation in the Alpine foreland - a geodynamic model. - Tectonophysics, 137: 1 - 420; Amsterdam. Ziegler, P. A. (1990): Geological Atlas of Western and Central Europe 1990. - 2. Aufl., 239 S., 100 Abb., 56 Kt.-Beil. in sep. Einband; Oxford (Blackwell). Ziegler, P. A. , Cloethingh, S. & Wees, J. D. v. (1995): Dynamics of intra-plate compresional deforma- tion: The Alpine foreland and other examples. - Tectonophysics, 252: 7 - 59; Amsterdam. Zimmermann, E. (1908): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Preußen und den benachbarten Bundesstaaten, Lfg. 64, Blatt Crawinkel-Oberhof. - 128 S.; Berlin (Königl. Preuß. Geol. Lan- desanst.). Zimmermann, E. (1924): Erläuterungen zur geologischen Karte von Preußen und benachbarten Bun- desstaaten, Lfg. 183, Blatt Walthershausen-Friedrichroda. - 79 S.; Berlin (Preuß. Geol. Lan- desanst.). Zimmermann, E. (1927): Robert Scheibe und die Geologie des Thüringer Waldes. - Jb.preuß. geol. Landesanst., 47, LXIII-XCIII; Berlin. Zimmermann, E. (1930): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Preußen und benachbarten deut- schen Ländern, Lfg. 183, Blatt Ruhla. - 136 S.; Berlin (Preuß. Geol. Landesanst.). Zimmermann, E. & Scheibe, R. (1908): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Preußen und den Thüringischen Staaten, Lfg. 64, Blatt Suhl. - 158 S., Berlin (Königl. Geol. Landesanst.). Zulauf, G. (1990): Spät- bis postvariszische Deformationen und Spannungsfelder in der nördlichen Oberpfalz (Bayern) unter besonderer Berücksichtigung der KTB-Vorbohrung. - Frankfurter geowiss. Arb., A8: 285 S.; Frankfurt/M. Zulauf, G. (1991): Zur spät- und postvariszischen Krustenentwicklung in der nördlichen Oberpfalz. - KTB-Report 91-1: 41 - 62; Hannover. Zulauf, G. (1993a): Brittle deformation events in the western border of the Bohemian Massif (Ger- many). - Geol. Rdsch., 82: 489 - 504; Stuttgart. Zulauf, G. (1993b): The Moldanubian-Saxothuringian boundary at the western border of the Bohemian Massif - a polyphase strike-slip zone. - Z. Dt. Geol. Ges., 144: 68 - 87; Stuttgart. Zulauf, G. (1997): Von der Anchizone bis zur Eklogitfazies: Angekippte Krustenprofile als Folge der cadomischen und variszischen Orogenese im Tepla Barrandium (Böhmische Masse). - Geo- tekton. Forschungen, 89: 302 S.; Stuttgart. Zulauf, G. & Duyster, J. (1997a): Supracrustal thickening of variscan basement due to Alpine foreland compression: Results from the superdeep well KTB (Bohemian Massif, Germany). - Tectonics, Vol. 16(5): 730 - 743; Washington. Zulauf, G. & Duyster, J. (1997b): Faults and veins in the superdeep well KTB: constraints on the amount of Alpine intra-plate thrusting and stacking of Variscan basement (Bohemian Masssif, Germany). - Geol. Rundsch., 87: 28 - 33; Stuttgart.

Ergänzungen Bankwitz, E. & Bankwitz, P. (1979): Wechselbeziehungen zwischen tektonischen Vorgängen der oze- anischen und kontinentalen Kruste. - Z. geol. Wiss., 7(2): 39 - 54; Berlin. Okrusch, M. & Weber, K. (1996): Der Kristallinkomplex des Vorspessart. - Z. geol. Wiss., 24(1/2): 141 - 174; Berlin.

178 Danksagung In Rückerinnerung gilt der an meine Frau und die Kinder gerichtete Dank für das geduldige Ausharren an der Seite eines Auslands- und „Thüringer Wald“-Geologen nicht nur dem Zeitraum des letzten Jahrzehnts, sondern der langen Periode des von Höhen und Tiefen gekennzeichneten gemeinsamen Lebensweges. Den zahlreichen Begegnungen und Diskussionen der langen Zusammenarbeit mit Fachkollegen im Rahmen gemeinsamer Untersuchungen und Exkursionen kann in diesem Rahmen nur marginale Aufmerksamkeit zugemessen werden. Vordergründig möchte ich die direkte und indirekte Unterstützung bei der Anfertigung der vorliegenden Arbeit würdigen. Hier ist in erster Linie den ehemaligen Kolleginnen vom Erkundungsbetrieb Jena zu danken. Frau Barbara Blumenstengel (Jena) danke ich für die präzise Recherche und Bereitstellung auch von unter nur komplizierten Bedingungen zur Verfügung stehender Literatur in Form von Originalen und Kopien sowie vor allem für die geduldige Wartezeit bis zur Rückgabe des Ausgeliehenen. Frau Kartographie-Ing. Judith Lenk (Jena) habe ich vor allem die endgültige Bearbeitung eines großen Teils der bereits in einem frühen Stadium angefertigten Beilagen zu danken, die in vielfältiger Weise dem neuen Kenntnisstand angepasst werden mussten. Für die langjährige und geduldige Bearbeitung der vor allem in den vergangenen Jahren erarbeiteten Manuskripte für Tagungen, Poster und Publikationen bin ich Frau Waltraud Hädrich (Jena), die wesentlich zur Fertigstellung dieser Arbeit beigetragen hat, zu großem Dank verpflichtet. Die Anfertigung der Schichtenverzeichnisse von noch nicht abschließend bearbeiteten Kartierungs- bohrungen des Thüringer Waldes sowie die Überarbeitung und Revision bereits publizierter bzw. im Manuskript vorliegender Profile (vgl. Beil. 20) war nicht ohne die selbstlose Unterstützung durch mei- nen Freund und Kollegen Herrn Dr. J. Jungwirth, Jena, möglich. Die präzise kartographisch- zeichnerische Umsetzung der zahlreichen Profilentwürfe von Bohrungen in lesbare Dokumente und deren graphische Darstellung in vergleichenden Schnitten danke ich Frau Ruth Rolf, von der Thürin- ger Landesanstalt für Umwelt und Geologie Jena, Arbeitsstelle Weimar. Zu petrologischen Problemen waren die ehemaligen Arbeitskollegen Dipl.-Mineraloge H. Voigt (Gieß- übel) und Dipl.-Mineraloge J. Mädler (Jena) jederzeit zu fachkompetenten Aussagen bereit. Zur Dis- kussion von Problemen des engeren und weiteren Umfeldes des variszischen Kollisionsgeschehens und damit einhergehender unterschiedlicher Aussagen sowie zu Fragen der Rotliegendentwicklung, war mir Herr Dr. J. Wunderlich (Weimar) ein ständig ansprechbarer Partner. Ein im Zusammenhang mit einem gemeinsamen Vortrag erarbeiteter Publikationsentwurf ist in Teilen im vorliegenden Manu- skript eingearbeitet. Ein wegen Einstellung der Fachzeitschrift nicht publiziertes Manuskript von AND- REAS, HAUBOLD & LANGBEIN (1990) zur Problematik der Manebach-Formation wurde dem Kolle- genkreis zur Kenntnis gegeben und ist bereits mehrfach in der Fachliteratur zitiert. Mein Dank gilt den ehemaligen Co-Autoren für die Möglichkeit der Verwertung in vorliegender Arbeit. Die Problematik einer Einpassung von Bohrergebnissen der ehemaligen SDAG Wismut und von Bohrprofilen der auf den Nachweis von Steinkohle und Uran gerichteten Sucharbeiten im bayerischen Anteil des Stock- heim-Grabens konnte mit Unterstützung durch Herrn Dr. F. Leitz (Redwitz a. d. Rodach) und durch freundliches Entgegenkommen der mit der Nachlassverwaltung Beauftragten gelöst werden. Diese Arbeit wurde durch technische Hilfe und die Bereitstellung umfangreicher Fundusunterlagen der Thüringer Landesanstalt für Umwelt und Geologie Jena, Abt. 6: Geologischer Landesdienst (Arbeits- stelle Weimar) sowie die Möglichkeit der Nutzung des Bohrkernarchivs von den Herren Dr. H. Gesang, Dr. G. Judersleben, Dr. L. Katzschmann, Prof. Dr. G. Seidel und G. Schubert gefördert. Technische Unterstützung habe ich auch durch die Herren Dr. R. Ruske (ehem. GFE GmbH Halle) und vor allem von meinem Freund, Dipl.-Geologen F. Wenig (Wenig & Partner GmbH Bad Liebenstein) erfahren, der zahlreiche Beilagen reproduktionsfähig gestaltete. Die graphische Anfertigung der Beilage 17-2 danke ich Herrn Roman Möbius (Jena). Für die großzügige Bereitstellung von Computertechnik und Arbeits- möglichkeiten habe ich mich bei Herrn Dipl.-Ing. H. Rub (Jena) zu bedanken. Für die, den Abschluss der Dissertation anmahnend begleitenden Diskussionen bedanke ich mich vor allem bei den Herren Prof. Dr. P. Bankwitz (Potsdam), Prof. Dr. E. Herrig (Greifswald), Prof. Dr. H. Lützner (Jena), Prof. Dr. J. W. Schneider (Freiberg) und Prof. Dr. B. Schröder (Bochum). Diskussionen und Hinweise, die mich bei meinen Untersuchungen weitergeführt haben, danke ich den Herren Dr. P. Brosin (Erfurt), Dipl.-Geol. K. Ehrhardt (Stadtilm) und Dr. H. Schramm (Georgenthal).

179 Tabellarischer Lebenslauf

Dieter Joachim Andreas Geb. 07. 11. 1933 in Leipzig

- 1948 Abschluss Grundschule, Oberschule und Übergangsschule in Taucha/Leipzig

- 1952 Abitur Max-Klinger-Oberschule Leipzig

- 1957 Studium Ernst-Moritz-Arndt-Universität Greifswald und Abschluss Staatsexamen für Diplom Geologen

- 1963 Geologischer Dienst Jena und Nachfolgebetriebe: Fachgebietsleiter Kartierung Rotlie- gend Thüringer Wald - Objektgeologe Sucharbeiten Buntmetall

- 1964 Sondierungsexpedition Mongolische Volksrepublik und Bearbeitung weiterer Rotlie- gendthemen

- 1965 Befahrung und Projektierung der Expeditionsarbeiten im Zentralteil der südlichen Mongolischen Volksrepublik - Raum Bajanchongor

- 1968 Chefgeologe der Kartierungs-, Such- und Vorerkundungsarbeiten im Raum Bajan- chongor - Berichterstattung mit einem umfangreichen Kartenwerk i. M. 1 : 100 000 (± 11 000 km²)

- 1973 Fachgebietsleiter Rotliegend im VEB Geologische Forschung und Erkundung (GFE) Halle, Betriebsteil (BT) Jena - Arbeiten am Erdöl-Erdgas-Programm des Zentralen Geologischen Instituts Berlin - mehrfach Sondierungs- und Projektierungsarbeiten in der Mongolischen Volksrepublik

- 1979 Projektierung, Vorbereitung, Expeditionsleiter und Chefgeologe der Geologenexpedi- tion in der damaligen VDR Yemen (Süd-Yemen) - Berichterstattung und umfangrei- ches Kartenwerk

- 1980 Leiter Erkundung Spatlagerstätten im VEB GFE Freiberg, BT Jena

- 1990 Leiter des Betriebsteils Jena im VEB GFE Freiberg

- 1997 Tätigkeit in privatwirtschaftlichen Unternehmen (Jena-GEOS GmbH und Leiter der Niederlassung Thüringen der Geologische Forschung und Erkundung GmbH Halle)

- 2011 Forschungsarbeiten im Rotliegend des Thüringer Waldes nach Abschluss der berufli- chen Tätigkeit

180 Versicherung

Hiermit versichere ich, dass ich die vorliegende Arbeit ohne unzulässige Hilfe Dritter und ohne Benut- zung anderer als der angegebenen Hilfsmittel angefertigt habe; die aus fremden Quellen direkt oder indirekt übernommenen Gedanken sind als solche kenntlich gemacht. Bei der Auswahl und Auswertung des Materials sowie bei der Herstellung des Manuskripts habe ich Unterstützungsleistungen von folgenden Personen erhalten:

Dr. Johannes Jungwirth Jena Prof. Dr. Bernd Voland Jena Dr. Jürgen Wunderlich Jena/Weimar

Weitere Personen waren an der Abfassung der vorliegenden Arbeit nicht beteiligt. Die Hilfe eines Promotionsberaters habe ich nicht in Anspruch genommen. Weitere Personen haben von mir keine geldwerten Leistungen für Arbeiten erhalten, die nicht als solche kenntlich gemacht worden sind. Die Arbeit wurde bisher weder im Inland noch im Ausland in gleicher oder ähnlicher Form einer ande- ren Prüfungsbehörde vorgelegt.

181