pdf - Geowissenschaftliches Museum - Georg

Transcrição

Redaktion:
A. M. van den Kerkhof
NrD PALÄONTOLOGIE SbS 2003
Göttinger Arbeiten zur Geologie und Paläontologie
Sb 5
Festschrift zum 70. Geburtstag von
Professor Dr. Hans-Jürgen Sehr
Redaktion: A.M. van den Kerkhof
Göttingen 2003
im Selbstverlag des Geowissenschaftlichen
Göttinger Arb. Geol. Paläont.
Zentrums der
Georg-August-Universität
Göttingen
Sb 5
123 S.
Göttingen, 2003
Dr. ALFONSM. VAN DENKERKHOF
Geowissenschaftliches Zentrum
der Universität Göttingen
Abtl. Angewandte Geologie
Goldschmidtstr. 3
37077 Göttingen
Allgemeine Redaktion (GAGP):
Prof. Dr. JOACHIMREITNER
Geowissenschaftliches Zentrum
der Universität Göttingen
Abtl. Geobiologie
Goldschmidtstr. 3
37077 Göttingen
ISSN 0534-0403
Geowissenschaftliches Zentrum der Universität Göttingen 2003
Offsetdruck KINZEL, Göttingen
@
Vorwort
Am 9. April 2002 wurde Prof. Dr. Hansjürgen Behr 70 Jahre alt. Die geplante wissenschaftliche
Festveranstaltung im Rahmen geowissenschaftlicher Kolloquien konnte wegen einer schweren Erkrankung von
Herrn Behr leider nicht stattfinden. Eine Sammlung von Beiträgen einiger seiner Schüler, Kollegen und Freunde,
die als Festschrift überreicht werden sollte, wurde in der Hoffnung, dass Herr Behr bald wieder gesund würde,
etwas zurück gestellt. Die Festschrift spiegelt mit ihrem breiten fachlichen Spektrum auch ein wenig die
wissenschaftliche Vielseitigkeit des Jubilars wider.
Hansjürgen Behr hat mit seinen wissenschaftlichen Arbeiten über vier Jahrzehnte hinweg die deutsche und
internationale Erdwissenschaft sehr bereichert. Die unterschiedliche Thematik seiner Beiträge beruht dabei
nicht zuletzt auch auf immer wieder neuen regionalen Herausforderungen, denen er sich gern stellte.
Seit 1974 hat Hansjürgen Behr entscheidend zum Ausbau moderner Geowissenschaften an der Universität
Göttingen beigetragen. Einer großen Anzahl von Schülern und Fachkollegen war er ein anregender Lehrer,
kritischer Ratgeber und immer wohlwollender Begleiter. Wir hoffen, dass das in Zukunft auch wieder so sein
möge; wir wünschen es ihm -und uns- von ganzem Herzen.
Hansjürgen Behr ist bis sein Innerstes begeisterter Geowissenschaftler. Sein umfassendes Bild der Erde,
ihrer Dynamik und Geschichte vereinigt zwanglos die spezielleren Aspekte der Geologie, Geochemie,
Mineraloge und auch Geophysik. So bestand in ihm schon früh ein Gesamtbild der Geowissenschaften, das
heute unsere Studiengänge prägt. Die Begegnung mit dieser ganzheitlichen Sichtweise ist seinen Kollegen,
Schülern und Freunden stets ein eindrucksvolles Erlebnis, zumal er in Diskussionen seine Argumente immer
sehr lebendig, humorvoll und gesten reich zu vertreten weiß.
Mit seiner Begeisterung für die Geowissenschaften, der steten Suche nach dem übergeordneten Prinzip und
dem scharfen Blick für das Abweichende und Ungewöhnliche war er ein sehr anregender Gesprächspartner auf
den Frontgebieten der Geowissenschaften. In diese Frontbereiche stößt er selbst immer mit sehr viel Phantasie
vor. Neue Beobachtungen werden ständig in das weitgespannte Netz seiner Kenntnisse und Erfahrungen
eingefügt. Er ist ein assoziativ denkender Mensch, kann Beobachtungen und Befunde, die scheinbar nicht im
Zusammenhang stehen, verknüpfen
-und scheinbar Bekanntes aus einem anderen Blickwinkel betrachten.
Diese Art Dinge zu sehen hat Bewunderung, vielleicht aber auch gelegentlich einmal Befremden ausgelöst.
Jedoch hat kaum jemand wie er es verstanden mit seinen "anderen Sichtweisen" Impulse zu geben.
Verwaltungs- und Funktionsapparate waren nicht seine Sache, im Gegenteil empfand er sie als hinderlich bei
seiner wissenschaftlichen Arbeit, war er doch selbst in keiner Weise Funktionär. Und in dem Maße wie er nicht
auf Lehrmeinungen vertraute, war er auch nicht Institutsleiter im alten Stil.
Für unser Institut hat Hansjürgen Behr sehr viel getan. Er hat es grundlegend modernisiert, hat wichtige
experimentelle Methoden in der Göttinger Geologie etabliert und das Denken und die Sichtweisen der
Mitarbeiter und Studierenden verändert. So hat er z.B. auf dem Gebiet der Fluidforschung ein weltweit
anerkanntes Labor aufgebaut, die Kathodolumineszenz - Entwicklung vorangetrieben, neue Lehrstühle für
Chemische Geologie/Umweltgeologie
und Fernerkundung angesiedelt und im Zusammenhang mit dem KTBProjekt eine Erweiterung des Instituts erreicht. Als Perspektive für seine Nachfolge hat er das Gebiet der
Angewandten Geologie gesehen. So ist unser Institut heute als Abteilung für Angewandte Geologie, mit
Schwerpunkten
in der Hydrogeologie
und Fernerkundung,
einer der tragenden
Bestandteile
des
Geowissenschaftlichen Zentrums Göttingen.
Nach seiner Emeritierung im September 2000 konnte sich Hansjürgen Behr endlich ganz der geliebten
waren immer wieder schon Gegenstand seiner Untersuchungen
Forschung widmen. Si02-Modifikationen
gewesen. Und so wählte er als besonderes Spezialgebiet die Entstehung der australischen Opale. Aus dieser
Arbeit ist er durch eine plötzliche schwere Krankheit herausgerissen worden.
Wir hoffen sehr, dass er schnell genesen kann. Schließlich und endlich wollen wir wissen, wie es sich mit
den Opalen verhält.
Göttingen, im Januar 2003
ELFRUN-E.
HUBERTUS
HORN
PORADA
Inhaltsverzeichnis
Dristas, J., Frisicale, MG. & Martinez, J.:
High REE APS minerals associated with advanced argillic alteration in the Cerrito de la Cruz
c1ay deposit, Barker, Buenos Aires Province, Argentina
1
Gharieb, S.:
Eocene rocks and associated karst features in the East Beni Suef area, North Eastern Desert,
Egyypt
..............7
Heggemann, H., Tietze, K.-W. & Helmcke, D.:
The river system of the Phra Wihan Formation, Thailand
23
Heinrichs, T.:
Das neoHtische "Jade"beil von Salzderhelden - zerstörungsfreie
Helmcke, D., Welcomme, J.-L., Antoine,
P.-o.
Analyse und mögliche Herkunft
33
& Marivaux, L.:
LANDSAT-Interpretation der frontalen Faltenstrukturen
Belt, Pakistan) zur Erfassung der paläogeographischen
(Eozän bis Miozän)
des Sulaiman Gebirges (Western Fold
Entwicklung während des Tertiärs
39
Jordan, H.:
Mineral- und Thermalwässer
Sachsens
.45
KiW, S.:
Stratigraphyand
hydrochemistry of the Guarani aquifer system, South America
.49
Kurze, M & Möhnicke, M:
Die Granite und Gneise des Elbtals bei Goswig
55
Röhring, M & Kol/mann, M:
Tektonische Entwicklung einer frontalen Antiklinalstruktur:
Belt, Pakistan
Zinda-Pir Antiklinale, Western-Fold67
Rössner, T.M, Dol/e, A & Tichy, H.:
Fischfossilien aus zwei Riftseen mit extremen Lebens-bedingungen,
Natron- und Magadisee
77
Schmidt Mumm, A & Wolfgramm, M:
Thermal evolution of the eastern North German Basin: a fluid inclusion study
85
Tröger, K.A:
Fazielle Differenzierungen des marinen Ober-Cenoman
Freiberg/Sa. und Dresden sowie ihre Ursachen
im Tharandter Wald zwischen
95
Trzebski, R.:
Establishing correlations between magma emplacement and faulting using statistical map
analysis: examples from the northwestern Bohemian Massif (Germany/Czech Republic) and
the northern Lachlan Fold Belt (Australia)
103
Van den Kerkhof, AM:
Avancements of cathodoluminescence
the study of fluid-rock interaction
microscopy and related techniques with applications to
111
Wilczewski, N. & Steinmetz, S.:
Rutschungen and der Grenze Buntsandstein/Muschelkalk
121
High-REE APS minerals associated with advanced argillic alteration in the Cerrito de
la Cruz clay deposit, Barker, Buenos Aires Province, Argentina
Jorge A. Oristas
(1)
(1)
& Maria
C. Frisicale
(2)
& Juan
C. Martinez
(3)
Departamento de Geologfa, Universidad Nacional dei Sur, Bahfa Blanca, Argentina. CIC de la Provincia de
Buenos Aires. Email: [email protected]
(2) Departamento de Geologfa, Universidad Nacional dei Sur, Bahfa Blanca, Argentina and CONICET.
(3) Departamento
de Geologfa, Universidad Nacional dei Sur, Bahfa Blanca, Argentina.
Abstract
Hydrothermally altered migmatitic granodiorite with pyrophyllite, kaolinite and sericite reveals anomalous high REE
contents attributed to APS (aluminium phosphate sulphate)
minerals. Petrography, whole-rock, EDAX, and EMP analysis, supplemented by mass balance calculations (isocon
method), testify the enrichment of REE and the leaching of
immobile elements like Ti02 during intense metasomatic alteration. The secondary geochemical changes do not allow to
distinguish between hypogene and supergene APS-bearing
kaolin deposits by means of commonly applied discriminative
diagrams.
1 Introduction
& DRISTAS
Previous studies (FRISICALE1991, FRISICALE
1993) demonstrated hydrothermal palaeo-activity in the
Cerrito de la Cruz area, at the contact between the basement
rocks (deformed granodioritic migmatites) and the sedimentary cover (wackes, ortho-quartzites). Unequal alteration developed as a result of different compositions of the host wall
rocks. Different assemblages of alteration minerals define
different alteration zones in two profiles studied here, including both basement and sedimentary cover rocks. The basement rocks (Buenos Aires Complex) show ages in the 20512228 Ma range, whilst the sedimentary cover (La Tinta Fm.)
comprises ages from Neoproterozoic to Lower Paleozoic
(CINGOLANI
et al. 2002). Hydrothermal activity has been recognised as the final process affecting the basement and
sedimentary cover rocks. The hydrothermal activity in the
region is assumed to be related to the emplacement of diabase bodies, which also affected the sedimentary cover and
gave K-Ar ages of 495-498 :t25 Ma for less altered rocks
(RAPELAet al. 1974) and 505-537 :t10 Ma for sericite from
& FRISICALE
hydrothermally altered pyroclastic rocks (DRISTAS
1992).
Evidence of saprolitisation or palaeosols has not been
found in the basement rocks. Advanced argillic alteration
(MA) may have developed in accordance with the schema of
MEYER& HEMLEY(1967). In this model an ascending hydrothermal H2S-bearing fluid migrated along cracks up to the
impermeable cover of less reactive rock (Iike ortho-quartzites)
at relative shallow depth in the order of several hundreds of
metres to some thousands . The mixing of this fluid with the
oxidising ground water resulted in a strongly acidic hydrothermal solution. The solution reacted with the host rock,
mainly granodioritic migmatite, and caused depletion of most
metallic ions, leaving intensively corroded quartz grains. The
acidity of the solutions was weakened during fluid-rock reactions, which resulted in the crystallisation of pyrophyllite, kao-
linite, sericite and hematite, as weil as minor rutile and
tourmaline.
Chemical bulk rock analysis by DRISTAS& FRISICALE
(1996) show a positive correlation between the intensity
of miamatite alteration and the concentration of REE
S7
71
( L a- Lu). In the basement rocks close to the contact,
where the AM stage is reached, the total REE is 28
times higher than in the unaltered migmatite with a total
REE of 82 ppm. The lower sediments (quartz wacke),
which are strongly affected by hydrothermal alteration,
also show a marked REE enrichment (L REE= 805 ppm).
The bulk rock analysis shows a correlation between the
concentrations of Sr and LREE vs. P20S as a result of
APS (aluminium phosphate sulphate) minerals in the
& FRISICALE
1996).
altered migmatite (DRISTAS
This paper reports APS minerals in hydrothermally altered rocks with anomalous high concentrations of REE.
Previous studies on APS minerals with high REE contents are discussed and a model of mineral formation
presented.
2 Analytical techniques
The mineralogical analyses presented in this paper
were obtained using a JEOL JXAS 900R eleetron mieroprobe analyser at the Geoehemieal Institute, Göttingen
University, with operating eonditions of 20 kV and 80 nA.
Bulk rock analyses were provided by Aetivation Laboratories Ud. (Canada) employing fusion ICP for the main
elements and total digestion ICP/MS for trace elements.
XRD analysis was performed by using Rigaku Geigerflex
D max 111 C equipment, with 35 kV and 15 mA as operating conditions.
3 Petrography
Hydrothermal alteration gradually inereases from the
deformed fresh basement rocks (granodioritie migmatite)
towards the contaet with the basal rocks of the sedimentary cover (quartz wacke). The total thickness of the altered basement reaehes about 13 m down from the contact. In the northern profile, alteration is pervasive close
to the contaet (sampie 0218, Tab. 1). Here, minerals of
the original migmatite are not preserved, exeept zircon
and minor quartz. Pyrophyllite is the dominant secondary
mineral with minor kaolinite and sericite. Rutile crystals
derived from biotite breakdown have been identified in
parts of most intensive replacement. In the southern
profile of the Cerrito de la Cruz area, iron oxides occur as
an alteration product of biotite, suggesting a low Iixiviation (Ieaching) effect of the hydrothermal solutions. In
1
APS minerals in the Gerrito de la Gruz clay deposit
Si02
AI203
Fe203
Ti02
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
P20s
LOI
Total
0418
61.20
16.50
5.30
0.71
0.01
2.16
3.91
3.95
0.94
0.32
2.56
97.56
0318
63.85
15.74
4.42
0.65
0.03
1.77
3.44
0.97
2.16
0.28
5.93
99.24
0218
67.11
20.99
0.86
0.31
0.01
0.16
0.44
0.95
2.19
0.89
4.45
98.36
2117
70.13
14.02
5.21
0.78
0.01
0.66
0.41
0.19
3.12
0.08
4.11
98.71
1917
56.42
22.66
9.42
0.96
0.01
0.27
0.34
0.57
2.40
0.08
6.13
99.26
1817
64.89
26.18
1.62
0.86
0.01
0.07
0.19
0.31
0.45
0.20
5.74
100.51
1717
63.28
26.44
2.33
0.87
0.01
0.09
0.18
0.35
0.56
0.28
6.00
100.37
Tab. 1: Chemical analysis of fresh and altered migmatites Irom the Cerrito de la Cruz clay deposit.
the northern profile, iron oxides and/or hydroxides have not
been recognised in the equivalent alteration zone of the altered basement.
The texture of the original rock can be noticed in a zone of
intermediate alteration in the altered basement (sampie 0318,
Tab. 1), at about 8 m from the contact with the sedimentary
cover. Here, the feldspars underwent strong sericitisation and
biotite is replaced by chlorite. Quartz, zircon and apatite crystals are non-altered.
In the external zone of basement (sampie 0418, Tab. 1),
at about 13 m down from the contact, the migmatite wall rock
is almost fresh and shows the original deformational microstructure. Quartz developed subgrains and shows undulatory
extinction with crossed nicols; biotite crystals are strongly
deformed. Plagioclase crystals exhibit curved twin planes.
Alteration is characterised by a weak sericitisation of the feldspar and partial alteration of the biotite to chlorite. Crosscutting veinlets bearing calcite and chlorite are abundant.
In the northern profile the basal rock of the sedimentary cover is a quartz wacke. The immature quartz elasts
are strongly replaced by pyrophyllite, leaving quartz with
curved embayments along the edges ('caries texture'). At
about 4 m above the contact, an ortho-quartzite
bed
exhibits dissolution voids filled with goethite. Secondary
biotite with a spherulitic texture has been observed in this
rock, indicating that the sedimentary cover also developed zoning during hydrothermal alteration. Secondary
quartz aggregates have not been identified in either profile.
In the southern profile, the sedimentary pile beg ins
with a quartz sabulite thin bed, replaced by hematite and
goethite, wh ich is covered by an ortho-quartzite
bed
showing evidence of pyrophyllite replacement.
In both profiles the migmatite was altered to form c1ay
minerals; close to the contact with the sedimentary cover
the rock contains small aggregates of APS minerals
Fig. 1: Scanning electron microscopy image of APS minerals (whitish) in a ground mass of pyrophyllite (dark gray), Irom a profile
south 01 the Cerrito de la Cruz clay deposit. Note the inhomogeneity 01 APS crystals, showing REE-enriched bright rims and REEdepleted darker cores.
2
Dristas, J.A., Frisicale, M.G. & Martfnez, J.G.
(Fig. 1). They form minute rounded crystals characterised
by high index of refraction and low birefringence. In large
crystals (10 11m)a thin rim (1-1.5 11m)of higher relief than the
core can be can be elearly distinguished optically.
(sam pie 2117) show high Si02 and low A1203. Comparing
the major elements of the intensively alte red migmatite
rocks and their unaltered counterparts, it is evident that
most metallic ions (as represented by Fe203, MgO, CaO
and Na20 contents) are reduced, whereas the LOI is
increased.
4 Whole-rock analysis
Major element data of sam pies from the northern and
southern profiles ac ross the Cerrito de la Cruz clay deposit
are listed in Tab. 1. The more pristine migmatite in the two
profiles is sampie 0418, showing relatively high Na20 and
CaO and low K20, reflecting granodioritic composition. Biotitic
bands in the unaltered migmatite (sampie 1917) biased the
chemistry of altered rocks and give rise to high K20 (sericite),
high Fe203 (hematite) and low Si02. On the other hand migmatite sam pies which are dominated by leucocratic bands
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0418 unaltered mlgmatite
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Losses
Gresens' method (1967) of balancing volume (or
mass) and element concentrations during metasomatism
have been applied in many studies on hydrothermal alteration and also applied here. Grant (1986) provides a
simple method of solving the Gresens' equations by rearranging the equations into linear relationships between
the concentration of one component of the altered and
unaltered rocks. The simultaneous solution of the equations as established for all components defines the 50called 'isocon', indicating no relative gain or 1055. Based
on textural evidence of the metasomatised rocks as weil
as the equivalent density of products and reactants, it is
assumed that replacement takes place under near isovolumetric conditions. In a graphical presentation, the
element concentrations
in the altered rocks plotted
against the original concentration, define the isocon, Le. a
straight line through the origin. As. shown in Fig. 2, this
method can be applied to different stages of alteration.
In Fig. 2a we compare the fresh migmatite (sampie
0418) with the zone of intermediate alteration (sampie
0318). The coupled elements Zr-Hf, and Ti02 and AI203,
normally considered to be less mobile, reasonably weil
plot on the isocon, which defines constant mass du ring
alteration. The increase of K20 and the LOI can be easily
attributed to intense sericitisation of the feldspars and the
1055 of Na20, CaO and Sr due to plagioclase alteration.
Other oxides such as MgO and Fe203 are slightly depleted in the alte red rock due to the partial alteration of
biotite. The REE do not show significant changes at this
stage and are always elustered elose to the isocon origin.
Fig. 2b shows the stage of AAA with pervasive alteration. Based on Grant's criteria (1986) of using elements of
low mobility derived from geochemically dissimilar minerals, we took Hf and AI203 for constructing the isocon in
this diagram. Note that zircon is the unique original mineral preserved in pervasively altered rock. Ti02, CaO,
Na20 and MgO are strongly depleted. Contrary to the
diagram of Fig. 2a, Hf and Zr are slightly decoupled here.
Although quartz is strongly corroded, Si02 is retained by
pyrophyllite crystallisation, the most conspicuous mineral
at this alteration stage. Consequently, a constant mass
isocon better reflects the enrichment of Sr, AI203 and
Si02 in the most altered sampie (0218) .
The increment of P20S and Sr relative to intermediately altered rocks, as weil as the strong increase in REE
points to the presence of REE-bearing minerals.
3
..•.
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llJ
5 EDAX and EMP analysis of APS minerals
GI
0418 unaltered mlgmatite
Fig. 2: Isocon diagrams of a) weakly-altered and b) stronglyaltered migmatite VS. unaltered migmatite. Sampies trom the
northern profile. Major oxides given in wt.%; trace and REE in
ppm. Shown are the constant-mass and AI203-Hf isocons. Plotting technique after GRANT (1986). Concentrations are normalized to avoid congestion on the graph.
Preliminary studies with EDAX allow the identification
of clusters of small crystals «5 microns in diameter) in a
mass of pyrophyllite, (Fig. 1). As previously recognised
optically in larger crystals, the common small crystals are
inhomogeneous
and display high brightness along the
rims relative to core, also describing a 'septa like' structure in some crystals (Fig. 1). A semi-quantitative survey
revealed AI, P, Sand Sr as major elements, with considerable amounts of La, Nd, Ce, accompanied by Ba, K and
Ca.
3
APS minerals in the Cerrito de la Cruz clay deposit
The mean of 4 analyses is shown in Tab. 2. A diffuse
beam of 5-10 11m in diameter was used to analyse the APS
minerals and the standards in order to minimise problems with
vaporisation of potassium. STOFFREGEN& ALPERS(1987) in a
detailed study of hydrothermal ore deposits with AAA showed
that APS minerals are isostructural with alunite, with the general formula RAb(P04)1+x(S04)1.x(OH)6-x.(H20), where R is a
3
monovalent, divalent or trivalent cation, and x < 0.5. A1 +may
be substituted by Fe3+ to a certain elCtent. An increase in
phosphate above one formula unit at the expense of sulphate
requires charge compensation, which can be achieved by the
3
addition of trivalent cations, such as La3+, Ce +, Pr3+, Nd3+,
3
3
3
Sm +, Gd +, Tb + and Dy3+, which are represented with high
contents in Cerrito de la Cruz sampies (~REE = 14.70 wt.%).
3
(Ca,Sr)2+ + P04 ', as deCoupled substitution of K++sol+
scribed by STOFFREGEN& ALPERS(1987), is most Iikely in our
sampies.
=
Oxides
Average of 4
sampies
wt.%
Molar ratios to 14
(O,OH)
La203
2.67
La
0.08
Ce203
6.49
Ce
0.19
Pr203
1.02
Pr
0.03
Nd203
3.69
Nd
0.11
Sm203
0.58
Sm
0.02
Gd203
0.25
Gd
0.01
CaO
0.77
Ca
0.07
SrO
7.32
Sr
0.34
BaO
1.84
Ba
0.06
0.27
K
0.03
33.02
AI
3.12
Fe203*
0.50
Fe
0.03
S03
8.32
S
0.50
P20S
23.11
P
1.57
Total
89.85
OH
5.44
K20
AI203
H20**
Total
~ REE
10.15
100.00
14.70
Table 2: Electron microprobe analyses of APS minerals from the
hydrothermal clay deposits of Cerrito de la Cruz, Argentina.
* Fe203 is assumed total iron; ** H20 is calculated to make up the
rest. The structural formula is expressed as (REEo.44,SrO.34,
Cao.07,
Bao06,Ko03)094AI(Fe3+hlS(P04)lS7(S04)05O(OH)S44.
Molar phosphate to sulphate ratios of about 1.5: 0.5, low
Ca proportions and high REE and Sr contents suggest asolid
solution senes (5.5.5.) of florencite-bearing
svanbergitegoyazite, or REE-bearing svanbergite-goyazite (5.5.5); the low
Sr and high Ca and REE contents may suggest also a REEbearing woodhouseite-crandallite
(5.5.5). However, analytical
difficulties due to the small size and the heterogeneity of the
APS crystals, do not allow decisive conclusions from the EMP
analyses. The combination of TEM-EDX techniques using
ultramicrotome sections of APS phases (KASSBOHMet al.
1998, 2001) permit the analysis of micro-domains within the
APS crystals. Detailed EDX mapping of APS minerals from
the Cerrito de la Cruz clay deposit reveal a Ca-rich core
4
(woodhouseite-crandallite
5.5.5.) and REE enrichment at
the edges. The petrographic
evidence confirmed by
chemical mapping invalidates
the possibility that high
brightness along the rims are due to an artefact.
6 Discussion
In arecent review, DILL (2001) describes APS minerals in different environments, involving volcanic, subvolcanic and volcaniclastic rocks. Although the Cerrito de la
Cruz clay deposit does not exactly correspond with any of
the occurrences described by DILL (2001), we find best
agreement with the 'volcanic-hosted APS-bearing argillite
deposits'. The Cerrito de la Cruz deposit is typified by
AAA, developed in migmatitic rocks at the contact with
the sedimentary cover, (FRISICALE& DRlsTAs 1993). The
main differences with the volcanic-hosted argillite deposits are: (1) The altered rocks are granodioritic migmatites
and the sedimentary cover is located e10se to the contact
(wacke, ortho-quartzite). (2) The e1ay mineral paragenesis in the pervasively altered zones is dominated by pyrophyllite with subordinate kaolinite, sericite and hematite.
Other minerals are rutile and tourmaline. (3) Association
with any metallic ore type could not be demonstrated. (4)
A late development of a palaeosol or saprolite formation
can be excluded, since the hydrothermal alteration affected both the basement and the sedimentary cover.
The lalter have been maintained up to the present, reaching between 10 to 50 m approximately in Cerrito de la
Cruz area.
The APS crystallisation in the Cerrito de la Cruz may
be assigned to the stages land 11of the APS mineral
assemblages in volcanic and subvolcanic rocks as defined by DILL (2001). Stage I comprises mainly the decomposition of apatite and feldspars by the action of
acidic hydrothermal solutions, while stage 11is characterised by the forming of alunite as the main sulphatebearing alteration mineral, ineluding the further alteration
into woodhouseite-svanbergite
5.5.5. The minimum formation temperature of pyrophyllite can be estimated
around 260°C, independent
of the vapour pressure,
based on HEMMI & MATSUDA (1975). MEYER & HEMLEY
(1967) experimentally determined the tripie point of coexisting pyrophyllite, muscovite (sericite) and kaolinite at
380°C and 1000 bars of vapour pressure. The presence
of secondary Fe-rich biotite in the external alteration
zones (quartzite) points at temperatures
and vapour
pressures of more than 350°C and 500 bars (HEWITT &
WONES 1984). In accordance with the stability fields in the
system CaO-K20-AI203-Si02-P20s-H20,
the paragenesis
pyrophyllite-kaolinite-sericite
implies acidic pH conditions,
resulting in apatite dissolution at the geological pressures
and temperatures (STOFFREGEN& ALPERS 1987). According to DILL (2001) peraluminous rocks enriched in S
and/or P are aprerequisite for the formation of APS minerals that are stable up to a temperature of 400°C at
moderately high pressures of up to 1 kbar.
As indicated in Fig. 2b and Tab. 1, the pervasively alte red migmatite of the Cerrito de la Cruz deposit (sampie
0218) is enriched in P20S and AI203 and the alteration
mineral assemblage indicates formation temperatures of
350-400°C at vapour pressures under 1kbar.
The 'alunitic' and 'woodhouseite-svanbergite'
cores in
the APS crystals are indicative of early sulphate-bearing
solutions. The crystallisation of APS minerals enriched in
P was induced by the late depletion of sulphate and the
enrichment of phosphate in the solutions, derived from
Dristas, J.A., Frisicale, M.G. & Martfnez, J.G.
the decomposition of the original apatite. Feldspar alteration
can be also taken into account as an additional source of P
(LONDON
1992).
The crystal structure of APS minerals are suitable for REE
substitution, since the metal cations are positioned in large
cavities formed by hexagonal rings with six OH" groups
(RADOlOVICH
& SLADE1980). The released Ca, Sr, Ba and
REE from the altered apatite, biotite, feldspars, and allanite
are consequently retained by the crystallisation of APS minerals. A temperature decrease of the hydrothermal system may
explain also the higher REE concentration at the crystal rims
of APS minerals.
The interpretation of the pyrophyllite-kaolinite-sericite
analysis of the clay deposit give contradictory results in discriminating between hypogene and supergene APS-bearing
kaolin deposits (Ce+Y+La vs. Ba+Sr and Zr vs. Ti02-, Dill et
al. 1997). As pyrophyllite is the main mineral, the Cerrito de la
Cruz clay deposit can not be classified strictly as a kaolin
deposit. Elevated REE contents in APS minerals are assumed
indicative of supergene processes in bauxite and kaolin de& PANTO1995, Dill et al. 1995, 1997).
posits (MAKSIMOVIC
However, our data show that the relatively high formation
temperatures during AAA with pyrophyllite may have induced
the formation of REE-enriched APS minerals and consequently the Cerrito de la Cruz deposit plots erroneously in the
& AlPERS (1987)
supergene field. Analogously STOFFREGEN
report APS minerals associated to pyrophyllite for sampies
from the Summitville deposit. They also found Nd and Pr
concentrations of 25 times higher than the background levels
in the La Escondida deposit.
300
N
..•
:c
'C
!
•
,.
-
200
100
0.1
I
0.2
I",
0.4
I
0.5
0.6
I,
I
0.7
0.9
1.0
TI02 (weigth %)
Fig. 3: Plotted Zr (ppm) vs. Ti02 (wt.%) of altered migmatite from
profiles north (~) and south (e) of the Cerrito de la Cruz clay deposit,
Barker, Buenos Aires province, Argentina.
Relic zircon in the pervasively altered migmatites may explain the relative immobility of Zr and results in the gain field
as shown in Fig. 2b. Although apart of the Ti02 released
during biotite alteration is retained by secondary rutile, apart
must have been removed along with other metals. Consequently, a negative correlation between Zr and Ti02 is found
for altered migmatile (Fig. 3). This trend is most striking for Ihe
northern zoned profile, where melasomatism was most intense. The increment in Zr and Ihe simultaneous depletion in
Ti02 reflect progressive alteration. Therefore, the ratio ZrfTi02
can be taken as a measure for the degree of hydrothermal
alteration. Discriminant diagrams (Ce+Y+La vs. Ba+Sr and Zr
vs. Ti02, Dill et al. 1997) cannot be applied to c1aymineral deposits with substantial amounts of REE enriched
APS minerals, like Cerrito de la Cruz. These deposits
have pyrophyllite as the dominant mineral in the AAA and
formed as a result of high-temperature metasomatism.
Acknowledgements
The authors wish to thank the CIC of Buenos Aires
province, Argentina, for providing funds for studies on
clay deposits in Tandilia. They also thank the Alexander
von Humboldt Stiftung for the provision of equipment, and
funds for the stay of JAD. in Germany,where apart of
the analyses was performed. One of the authors (JAD.)
is profoundly indebted to Prof. H.J. Behr for his continuous support over the past twenty years.
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Eocene rocks and associated karst features in the East Beni Suef area,
North Eastern Desert, Egypt
Sayed E. Gharieb
Geology Department, Faculty of Seien ce, Cairo University - Beni Suef Branch, Beni Suef, Egypt
Email: [email protected]
Abstract
The present work deals with the geological and
sedimentological characteristics of the East Beni Suef area,
Eastern Desert, Egypt, and throws light on the stratigraphy,
sedimentology and diagenesis of carbonate-siliciclastic rock
successions of Middle, Upper and Post Eocene (OligoMiocene?) age. The paleo-depositional environment and the
paleosedimentologic history could be reconstructed. The
area attracts attention due to high economic potentialities of
'Egyptian Alabaster' and 'Travertine' as ornamental stones.
1 Introduction
The East Beni Suef area, Eastern Desert, Egypt, is 10cated between latitudes 28'OO'-29'05'N and longitud es
30'OO'-32'OO'E,
i.e. east of the River Nile opposit e the Beni
Suef and Minia Governorates (Fig. 1). The area is dissected
by a number of prominent drainage basins, e.g. Wadi Sannur in the north and Wadi EI Sheikh and Wadi EI Faqira in
the central and the southern parts, respectively (Fig. 2). The
area represents apart of the carbonate plateau of the Eastern and Western Deserts, which extends eastwards until the
Red Sea Hills and westwards until the main oases of the
Western Desert (Baharyia, Farafra, Dakhla and Kharga).
The area is covered mainly by Middle and Upper Eocene
carbonate and less abundant clastic rocks, which gently
slope northwards. Quaternary rocks are rarely exposed.
Pliocene rocks representing the inlet of the Pliocene Gulf
occupied by the River Nile, occur in the low lands at G. Um
Raqaba. Pleistocene and subrecent sand and gravel commonly form alluvial fans along the outlets of the main
wadies, dissecting the carbonate plateau. The study area
represents the major target for geologists due to its economic potentialities, mostiy 'Egyptian alabaster' and 'travertine'. Establishing the stratigraphy of the area has given
rise to controversies between different authors concerning
the rock age and nomenclature.
The present work aims to establish the stratigraphie setting and the sedimentological history of .the Middle and Upper Eocene rocks based on a chronostratigraphic eustatic
framework (HAQet al. 1988). This appeared useful in the
exploration of 'Egyptian Alabaster' and other important natural resources. Based on the cycle chart of sea-Ievel variation
(version 3.1A,HAQet al. 1988) the Eocene successions have
been analysed from the cyclic point of view as a basic background of sequence stratigraphy.
The delineation of stratigraphie boundaries on regional
and local scales define episodes of subaerial exposure. The
depositional environment has been interpreted on the hand
of sedimentological studies, including field studies and
mapping. A number of 9 stratigraphie sections as weil as
29
00
Western
Desert
32 00
Fig. 1: Location map 01 East Beni Suef area
--
o
100km
7
1
Eocene rocks and karst features in the East Beni Suef area , Egypt
N
L\
'-'
29
00
5km
45'
Intermediate lands
230-170m,a.s.I
I;~ß,:;:.:;~I
Cultivated
lands
_" -;' :-'
L= Lutetian
B = Bartonian
V = Dry Valleys ~
= Searp
P = Priabonian Q = Quaternary
r'
PE Post-Eoeene (Oligo-Mioeene)
~
= Asphaltie road
= Quarries
•• 120
EI
'
&.
I'
,
_
= evatlon
tnangu atlOn pomts
= Measured Stratigraphie seetions
*
0
Fig. 2: Photogeological
and geomorphological
fossilised paleokarst profiles which developed on the stratigraphie boundaries were studied in detail. More than 200
representative thin sections were examined using the polarising microscope and c1assified on the base of the carbonate textures.
Laboratory procedures have been aecomplished at the
laboratories of the Institute of Geology and Dynamics of the
Lithosphere (IGDL) and the Institute of Geochemistry, Göt-
8
map 01 the East Beni Suel area,
tingen University, Germany. Laboratory studies implied conventionai petrography, cathodoluminescence
microscopy
(CL), electron microprobe and stable carbon and oxygen
isotope analysis. Inductively coupled plasma emission mass
spectrometry (ICP-MS), X-Ray diffractometry (XRD) and Xray fluorescence (XRF) were applied for major and trace
element analysis of the calcite cement.
Gharieb, SE
Southcrn
purt
or the
study
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Middh.'
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study
uren
Northcrn
part ofthc stutl~.. urea
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Planktonic
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H.lIUGOlLISIS
Tab. 1 : Informal stratigraphie units in correlation with the previously proposed Eocene units (see text for explanation).
I) "TA3" Super cycle
1) Lutetian (Lower Mokatlamian) sequence (LLMS)
Laminated mudstone unit
A) Unit 1
Local unconformity
••••••
B) Unit 2
C) Unit 3
• • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • •
Nummulitic bank unit
3a: Shallowing upward carbonate tempestite unit
3b: Shallowing upward siliciclastic tempestite unit
3c: Thick bedded limestone-marl unit
D) Unit 4
lntra-Lutetian
Unconformity
4a: Thin bedded bioturbated sandy limestone unit
4b: Thin bedded carbonate mari unit
4c: Thick bedded limestone unit with nummulitic bars
4d: Nummulitic bank unit
(PKI) ••••••••••••
• • • • • • • • • • • • • • • • ••
E) Unit 5
F) Unit 6
• • • • • • • •
Chalk with chert bands unit
Lensoidal, bioturbated, limestone-marl unit
Top Lutetian-Pre Bartonian Unconformity (PK2) • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • •
2) Bartonian (Middle Mokatlamian) sequence(BMMS)
A) Unit 7
Limestone shale unit
8a: Shallowing upward sandy tempestite
8b: Ribbon limestone-marl
8c: Shallowing upward carbonate tempestites
Bioturbated sandy limestone and mari
Nodular limestone with mari
B) Unit 8
C) Unit9
D) Unit 10
Top Bartonian-Pre
Priabonian
Unconformity
(PK3) ••••
• • • • • • • • • • • • • • • • ••
unit
unit
unit
unit
unit
• • • • • •
11)TA4 Supercycle
Unit 11
Top Priabonian-Pre
3) Priabonian Upper Mokatlam ian sequence (PUMS)
Shallowing upward glauconitic sandy limestone unit
Post Eocene (Oligo-Miocene)
Unit 12
Top Post Eocene (Oligo- Miocene)-Quaternary
2 Stratigraphy
Aeeording to the global eyeles of relative sea level fluetuations during the Cainozoie four 3rd-order ehronostrati-
(PK4) • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • •
4) Post Eocene(Oligocene-Miocene?) sequence PES)
Palustrine carbonate unit
(PK5) • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • ••
• •
graphie sequenees, ranging in age from 2 to 5 Ma, eould be
reeognised (HAQ et al. 1988). These are based on biostratigraphie zonation by AREF (1982), AZAB (1984), STROUGOet
al. (1984), HAGGAG(1986) and STROUGO(1986, 1988).
9
Dating of the marine strata is based on standard
schemes of planktonic organisms Iike those compiled by
Van Eysinga (1975) and Bolli et al. (1989). Four sequences
have been recognised and are equivalent to the TEJAS (TA)
supercycle set chronozones, whereas the lower two sequences are equivalent to the TA3 supercycle and the upper
sequence equivalent to the TA4 supercycles of Haq et al.
(1988).
Field observations reveal five unconformities: (a) the IntraLutetian (Pk1), (b) the top Lutetian-Pre Bartonian (PK2), (c)
the top Bartonian-Pre-Priabonian
(PK3), (d) the top Priabonian-Pre Oligo-Miocene (PK4) and (e) the Post EoceneOligo-Miocene (PK5) unconformities. These unconformities
and the related paleokarst profiles show regional correlation
and are considered as type-1 sequence boundaries, according to Einseie (1991). The karst profiles are further differentiated in topsoil (A), subsoil (B) and parental (C) horizons.
The horizons of the PK1 paleokarst profile could be traced
in the G. Qarara area, the PK2 in the G. Sannur area. The
PK2 paleokarst profile in the G. Sannur area is a composite
surface that amalgamates remnants of the PK1 and PK2
profiles (Gharieb 1998).
Unofficial stratigraphic units (1 to 12) are defined here in
order to avoid incompatibility with former nomenclature.
Each unit shows characteristic litho and biofacies associations which are laterally correlated. Units 1, 2, 3, 4 to 12
reflect vertical facies changes, whereas e.g. units 3a, 3b
and 3c represent changes of the lateral facies. Tab. 1 shows
the equivalents formations (Qarara, Sannur, EI Fashn, EI
Merier, Beni Suef and Schaibun, Maadi or Fayium) of the
presently defined units. The depositional sequences and
supercycles are listed in Tab. 2.
2.1 The T A3 Supercycle
The TA3 Supercycle
covers the main part of the exam-
ined succession throughout the study area. It covers the
range from the Lower Lutetian to the Middle/Upper Eocene
boundary (Fig. 3). Two sequences are separated by 3
boundaries: the lower and upper sequence boundaries are
of type 1 and coincide with episodes of global sea level fall
(HAQ et al. 1988). The boundary which separates these two
sequences is of 'type 2' in the west and reflects facies
changes within the marine environment; in the east the
boundary is of 'type 1' and accompanied by karstification and
subaerial diagenesis. The TA3 Supercycle includes the
maximum eustatic sea level rise during the Eocene, as
proved by the evidence of a transgressive facies with marine fossils. This supercycle is subdivided into two sequences, namely the Lutetian (Lower Mokattamian) (LLMS)
and the Bartonian (Middle Mokattamian)
(BMMS) sequences.
The Lutetian (Lower Mokattamian) sequence (LLMS)
The Lutetian (Lower Mokattamin) chronostratigraphic
sequence (LLMS) represents sets of the 3rd-order cycle of
HAQ et al. (1988) with a time duration of 3.5 Ma. The sequence is equivalent to the Hantkenina aragonensis, Globogerinatheka subconglobata and Globorotalia lehneri
zones of AZAB (1984) and STROUGO(1986). The boundary at
the base of the LLMS is of type 1 (SB1), according to
EINSELE (1991). This unconformity was reported by SAID
(1990) and STROUGO & AZAB (1982) and separates the
Maghagha Formation from the overlying Qarara Formation
(Tab. 1). The top boundary is also of type 1 (SB1) in the
western part of the area (G. Abyiad) and separates units 6
and 8a (Tab. 2), but in the east (G. Sannur areal it consists
of an amalgamated surface. The Lutetian (Lower Mokattamian) sequence points at restricted subtidal-Iagoon (inner
ramp) shallow-marine to deep-marine outer ramp facies. In
the areas of G. Qarara, G. EI Merier and G. Abyiad the
LLMS sequence is subdivided by a paleokarst profile of sil-
G. HomretScbaibun
G.Abyiad
Q)
G.Qarara
1= G.Qarara; 2= W. Awlad EI Sheikh
3= G. Abyiad; 4= G. EI Hadid; 5=
W. Um Arqub; 6= G. Sannur;
7= G.Homret Schaibun;8=
G.EI Mashash;9= G.EI Nour
-Eocene ( Oligo -Miocene 'n ~ence
lIIII Post
unit 12)
.
D Priabonian
unit 11)
(Upper Mokattamian) Sl1qlI\lJJce
EI Bartonian
o
Loteralscole
( Middle Mokattamian )<SleltuBllce
units 7 - 10)
Lutetian ( Lower Mokattamian ) ~~NifItS
1-6)
PKI - PK5 = Paleokarst surfaccs
SB = Sequence boundary
Fig. 3: Isometrie panel diagram. 1-7 = Seleeted measured surfaee stratigraphie
10
seetions.
Gharieb, SE
crete (PK1), separating units 4a-d and unit 5 (Tab. 2).
The LLMS consists of 6 units, which are in part represented by sets of 'shallowing' or fining upward cycles with
lateral facies changes. These units can be correlated with
the cycles of HAQ et al. (1988), where unit 1 is equivalent to
cycle 3.2, units 2, 3, 4 are equivalent to cycle 3.3 and units 5
and 6 are equivalent to cycle 3.4. Details are shown in Figs.
3 and 4.
The Bartonian (Middle Mokattamian)
sequence (BMMS)
The Middle Mokattamian stage (Bartonian-Biarritzian)
of
STROUGO (1985a,b, 1986) is equivalent to the uppermost
Middle Eocene in Egypt and corresponds to a time period of
2 Ma. Biostratigraphic studies show that the Middle Mokattamian stage is equivalent to the Truncorotalioides
rohri
zone, which in turn coincides with the biostratigraphic zonation of VAN EYSINGA(1975). This is in agreement with the
general chart of global cycles of relative sea level changes
during the Cainozoic (HAQ et al. 1988).
The BMMS is represented by units 7-10, bounded by
!wo type-1 boundaries (SB1 of EINSELE1991). At the base of
the BMMS an unconformity, demarcated by the development of a PK2 profile, could be traced in the G. Abyiad area
and separates unit 8a from the underlying unit 6 of the
LLMS. At G. Sannur in the east, this surface is am al gamated and represents PK2 and remnants of PK1. It separates unit 8c from the underlying unit 4c. The top boundary
of the BMMS is of type 1, represented by PK3, and separates units 10 and 12. Therefore, at G. Sannur it is represented by an amalgamated surface (PK3+PK4) with a weildeveloped paleokarst profile including top-soil and subsoil
horizons (Fig. 4 and PI. 1 and 2).
2.2 The T A4 Supercycle
According to HAQ et al. (1988) the TA4 Supercycle covers the time interval from Late Eocene to post Eocene and
could be subdivided into !wo sequences (Figs. 3 and 4). The
fower and upper boundaries of the supercycle coincide with
erosion as a result of rapid sea level falls with a maximum of
100 m. The lower Prianonian (Upper Mokattamian) sequence
(PUMS) is weil developed in the area of G. Homret
Schaibun and correlates with cycle 4.1 of HAQ et al. (1988).
The PUMS can be traced to the north till the greater Cairo
area. The second sequence is represented by the postEocene Sequence (PES) wh ich is possibly of Oligocene age
(STROUGOet al. 1984, BASSIUONIet al. 1980). Local tectonics
characterised by intensive doming and submarine uplift of
the Eocene rocks resulted in shallowing and northward regression of the Eocene sea, in spite of the global sea level
rise at that time (HAQ et al. 1988).
The Priabonian (Upper Mokattamian)
sequence (PUMS)
Upper Eocene rocks are represented by unit 11 of shallowing-upward glauconitic sandy limestone, which is equivafent to the Upper Mokattamian stage introduced by STROUGO
(1985 a,b, 1986), to the Priabonian stage. The sequence
corresponds to a sedimentation period of 1.0 Ma. Unit 11 is
exposed at the top part of G. Homret Schaibun, indicating
that the maximum transgression of the Upper Eocene sea
did not exceed the latitude 29'00'N, east of Beni S uef city.
This sequence is bounded by !wo unconformities: the lower
is represented by PK3 of duricrust rubble resulting from the
karstification of the bioturbated limestones of unit 10 and
overlain by unit 11. The upper boundary is of type 1, represented by post-Eocene f1uvial channel deposits composed
of limestone and chert gravel (Fig. 4 and PI. 1 and 2). The
upper Mokattamian stage starts with the first appearance of
Carolia placunoides (STROUGOop cit.)
The Post-Eocene
(Oligo.-Miocene?)
sequence (PES)
This sequence belongs to TM of Haq et al. (1988). It is
made up of one stratigraphic unit of palustrine carbonate,
which truncates the Priabonian (Upper Mokattamian) sequence. The lower and upper boundaries (PK4 and PK5)
are of type 1. PK4 is represented by intraformational conglomerates reflecting a channelling event after regression of
the Upper Eocene Sea. PK5 represents a deep karst profile
overlying the palustrine carbonates.
Stratigraphy and age assignments reflect the direct control of global sea level changes on the sedimentary facies
development in the study area as weil as the local tectonics
and related paleo-topography (especially for the G. Sannur
block). The 5 major sequence boundaries, which coincide
with the unconformities, delineate four sequences, which
correspond to the 2 major supercycles of Haq et al. (1988),
TA3 at the base and T A4 at the top. The upper and lower
boundaries of the supercycle coincide with periodic sea
level fall. The sequences can be further subdivided into cycles that match with the 3rd-order cycles of Haq et al.
(1988). The boundaries of these cycles coincide with the
intraformational unconformities, where the system tracts of
each cycle could be traced. The detailed correlation of the
cycles with the global sea level changes are presented below (see Fig. 5 for illustration):
Cycle 3.2 is represented by transgressive deposits (TD)
of laminated mudstones (unit 1) and exposed in the G.
Qarara area in the south. The upper boundary of the cycle is
a local unconformity demarcated by the development of
ferruginated crusts which separate units 1 and 2. The lower
boundary is represented by the unconformity separating the
Qarara and Maghagha formations.
Cycle 3.3 (units 2,3a,b,c and 4a,b,c,d) are weil developed in the southern and south-eastern parts of the area,
where units 2 and 3a,b,c represent transgressive deposits
(TD) and units 4a,b,c,d high stand deposits (HSD) which
correlate with the high stand system tracts of the cycle. Cycle 3.4 is represented by units 5 and 6, where unit 5 is the
transgressive deposit (TS) and unit 6 the high stand deposits (HSD). In cycle 3.5 (units 7 and 8a,b,c) unit 7 represents
the transgressive deposits (TD), whereas unit 8 represents
the high stand deposits (HSD). Cycle 3.6 is recorded in the
northern part of the study area, and is represented by units
9 and 10, where unit 9 is the transgressive deposit and unit
10 the high stand deposit. Cycle 4.1 is represented by unit
1, which is correlated with the high stand system tract of the
cycle. Cycle 4.4 are lake sediments represented by the low
stand deposits of the cycle.
3 Sedimentation environments
The litho- and microfacies associations of the carbonate
rocks indicate that they were deposited in the following environments:
11
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Fig. 4: Selected stratigraphie sections in study area.
A subtidal environment is represented by (a) laminated
mudstones of unit 1 (subtidal embayment lagoon), (b) shallowing-upward
siliciclastics (distal facies) and carbonate
(proximal facies) tempestite units 3a,3b,8a,8c (shallow to
deep high energetic subtidal environments). The deposition
of units 3a and 3b during Lutetian times in G. Qarara in the
12
south, and units 8a,c during Bartonian times in the north,
reflects a gradual northward shift of the facies in time, (c)
shallowing upward glauconitic sandy limestone of unit 11
which was deposited during the Priabonian reflects regression of the Eocene northwards. (d) Ribbon carbonate-mari
of unit 8b (deep subtidal with open circulation) represents
the deeper facies of the Bartonian tempestite units 8a,c.
Gharieb, SE
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Fig. 5: Schematic diagram showing unconlormities, sequence boundaries and sedimentary cycles in relation
to the oscillation 01 the global see level changes in the East Beni Suel area.
Back-bank subtidal environment
is represented by (a)
Lutetian thin-bedded bioturbated sandy limestone of unit 4a,
and (b) Bartonian bioturbated sandy limestone and mari of
unit 9.
The subtidal shelf lagoon environment
is differentiated in (a) restricted circu/ation, represented by the lensoidal bioturbated Iimestone-marl of unit 6 and (b) open circulation, represented by thick-bedded limestone with mari (unit
3c) and thin bedded carbonate with marls (unit 4c).
Shoal environment
is represented by (a) nummulitic
bank and (b) nummu/itic bar facies.
Open marine (outer ramp environments)
is represented
by Lutetian chalk with chert bands and Bartonian limestoneshaie (unit 7).
Lacustrine (inland-lake) environment is represented by
palustrine carbonates.
Microscopic studies show conspicuous effects of meteoric and pedogenic processes which led to marked changes
of the original mudstone, wackestone, packstone and grainstone associations. The pedogenically or meteorically modi-
13
fied as weil as neo-formed or derived fabrics were classified
according to Dunham (1962).
4 Diagenesis
The marine carbonate rocks exposed in the eastern Beni
Suef area show (1) alteration of grains and matrix by (a)
brecciation and dissolution, (b) re-crystallisation, including
aggrading and degrading neo-morphism resulting in higher
or lower porosity, respectively, (c) chertification, (d) compaction, and (2) crystallisation of new calcite generations (cementation).
4.1 Cement types
The diagenetic environment of cementation of the palustrine and marine carbonates ranged from subaerial fresh
water to marine phreatic regimes (Tab. 2). The marine
phreatic regime gave rise to the formation of syntaxial micrite, crinoid syntaxial cements, isopachous calcite rims of
radial, needle and bladed textures. Furthermore we find
vadose to mixed marine poikilotopic calcite, meteoric vadose to mixed marine cement (microstalactitic, cave fillings,
vadose crystal silt), and meteoric-phreatic inclusion-rich
neomorphosed granular cement and drusy calcite.
4.2 Cementation cycles
The cement types represent cementation cycles which
can be correlated with the unconformities. The differentiated
cement cycles are defined by (a) Cementation associated
with the Lutetian (Lower Mokattamian) sequence (LLMS),
weil developed in the rocks from the G. Sannur area, notably unit 4c, where the karstified carbonates show dissolution
and mouldic cavities, and fractures. (b) A cementation cycle
associated with the Bartonian (Middle Mokattamian) sequence (BMMS) affected the upper parts of Sannur and
Schaibun formations. Furthermore we distinguished (c) a
cementation cycle associated with the Priabonian (Upper
Mokattamian) sequence (PUMS) and (d) a cementation
cycle associated with the Post Eocene-Oligo-Miocene sequence of unit 12, Le. palustrine limestone in the G. Homret
Schaibun, G. EI Hadid and G. Abyiad areas. Based on different overgrowths these cycles could be laterally correlated
The first cementation cycle (C1) correlates with the chertification horizon and could be traced to the west, in the area
of G. Qarara and the Wadi EI Sheikh land stretch. The second cement cycle (C2) represents is represented by various
calcite cements in the G. Sannur and G. Abyiad areas. The
third cement cycle (C3) is weil developed in the G. Homret
Schaibun area in the northem part of the study area and
responsible for the modification and masking of products of
the first and second cycles in G. Sannur. It may be sometimes included in the older cement as late hairline-zoned
calcite with bright cathodoluminescence. The same cement
cycle (C3) is repeated in the cave fills (speleothems) and
shows orange to pale blue or very deep blue CL colours
denoting a subcycle which is responsible for the formation of
'Egyptian Alabaster'. The third cement cycle is equivalent to
the time-gap equivalent of the lower part of the Maadi Formation of STROUGO
(1985a,b). The latest cementation cycle
(C4) is represented by palustrine limestone as a result of the
karstification and pedogenetic effect on the post-Eocene
palustrine sediments. This cycle could be traced laterally in
the G. Homret Schaibun, G. EI Hadid and the northern part
of the G. Abyiad areas.
The zonation patterns in the cement reflect the diagenesis evolution from the eogenetic to the telo-genetic stage.
14
Cement cycles are marked by well-defined sharp breaks,
which represent the forming of new crystal faces on a simple substrate. The breaks are sometimes marked by dissolution, or the accumulation of allochtonous argillaceous and .
arenaceous or red earthy material, in addition to organic
material, some pellets and oncoids. Accordingly a sequential pattern of four cement zones with different luminescence
intensities have been recognised (PI. 3/ 1-2): (I) yelloworange luminescence followed by (11) non-Iuminescent calcite, (111) banded hair-like bright-yellow CL, sometimes alternating with dull CL, and (IV) calcite with dark blue CL.
In 80% of the studied sampies we found no variation in
the CL colour across the luminescent zones. In other sampies the luminescence gradually or stepwise grades from
yellow to orange from the cores outwards. Sometimes a
change trom orange to banded hairline CL and subsequently to pale or deep blue was noticed. A fifth zone is
characterised by a new generation of zoned calcite (PI. 3 /34). The zoning pattern is similar in all sampies, but the nonluminescent cement shows variable thickness.
Complete cement zoning has been observed only in the
latest (C4) cementation cycle. The last cementation cycle
slightly modified the previously deposited cement generations. This is indicated by a new generation of zoned luminescent calcite (PI. 3/5-6) which formed on the micritic and
crystal silt with weak orange to dull luminescence.
The Fe and Mn incorporation in carbonate is mainly controlled by the Eh during precipitation. Largest variation must
have taken place for meteorically-derived cement precipitation in the Eocene carbonates. GROVER& READ(1983),
& RIMSTIDT
(1989) concluded
DOROBEK
(1987) and BARNABY
that the redox conditions are the dominant factor controlling
Fe and Mn contents in calcite cement in carbonate-bearing
aquifers.
CL studies show that the latest cycle started with syntaxial micritic cements (zone I) with relatively high Mn of 150
to 600 ppm. lron precipitated as Fe-oxides and hydroxides
indicating precipitation from oxidising fluids. Bioclasts were
calcitised in an oxidising environment and show orange to
deep red CL. FRANKet al. (1982), HARRISet al. (1985) and
DOROBEK
(1987) showed that Mn2+ can be incorRorated in
calcite synchronous with iron oxidation, since Mn2+ is soluble over a wider Eh-range than Fe3+. In a reducing environment Fe may have been removed from the fluid by H2Sscavenging to form Fe-sulphide. It is likely that on changing
conditions towards higher Eh iron sulphides oxidised to form
Fe-oxides and hydroxides.
The third cement zone (Zone 111) (PI. 3/1-4) shows alternating Mn and Fe contents. This could be achieved by the
infiltration of Mn-Ca-enriched and Fe-enriched fluids resulting in banded hairline CL, as recorded in the Eocene and
post-Eocene carbonates. These structures are comparable
with the Zechstein carbonates in Yorkshire (LEE& HARWOOD
1989). In contrast, the Zone IV cement of granular, drusy or
blocky calcite, which is poor in Mn and Fe shows pale blue
CL. This is also demonstrated by the pink colour obtained
after staining with alizarine red and potassium ferricyanide.
The second and fourth cementation zones are poor in Mn
and Fe and show dark blue CL. The CL-intensity decreases
during electron beam irradiation and turns dull or nonluminescent.
It is suggested that higher Eh may have prevented the
incorporation of Mn2+/Mn4+and Fe3+ into the calcite crystal
lattice. The pattern of orange to banded-hairline CL and pale
blue to deep blue or dull CL is termed a 'positive sequence'
by AMIEUX(1982). Also Zone 111 showing bright hairline luminescence reflects fluctuations in Eh that can be related to
Gharieb, SE
temporary fresh water aquifer stagnation (DoRoBEcK1987),
or is sufficiently close to an air/water system to produce a
Eh-decrease. Increasing Eh may have resulted in Jower Fe
and Mn; Mg is enriched as confirmed by microprobe and
ICP-MS analysis.
4.3 Cement sequence stratigraphy
Microscopic and CL investigations revealed destruction
of the primary porosity by progressive cementation. The
fabric records the sequence of events leading to the lithification of the carbonate sediments together with 'Travertines',
'Egyptian Alabaster' and 'Bucchino'. A summary of the
diagenetic stages as revealed for the Eocene and post Eocene carbonates is given below (Tab. 2).
Stage 1 represents diagenesis below the water interface
where the sediments are in contact with submarine water. It
is characterised by the micritisation (degrading recrystallisation) of the allochems and precipitation of syntaxial micritic matrix of high-Mg calcite in the intergranular
pores.
Stage 2 represents the early diagenesis with complete
reduction of the primary porosity. This could have been
achieved by the deposition of different marine phrea~ic cements represented by echinoid-syntaxial cement, Isopachous rims with bladed textures, isopachous rims with needie textures, and isopachous fibrous cements. There could
be a time gap between the deposition of the different cements, represented by micritic materials in addition to iron
oxides. Continuous burial led to the deposition of poikilotopic calcite cements that predominated during the mixed
to vadose marine regime.
Cementation was continuous during Stage 3, starting at
the end of vadose and mixed marine regimes, throughout
the fresh water phreatic regime, which followed exposure to
the subaerial karstification. Inclusion-rich equigranular and
drusy cement are most common. Both aggrading recrystallisation of the micritic matrix into microspars and
pseudospars, and calcitisation of the bioelasts took place.
Depending on the paleoclimate, solution cavities formed.as
a result of continuous action of phreatic fresh water dunng
humid regimes, while arid regimes led to the deposition of
the first generation of 'Egyptian Alabaster' within these cavities in the form of colloform and crustified calcite. These are
recorded by three generations starting with fibrous calcite,
rich in inclusions, followed by bladed calcite and ending with
very large palisade calcite crystals. These generations are
separated by thin layers of soil rich in Fe-oxides representing cementation gaps.
. .
Stage 4 diagenesis resulted in the recrystalhsatlon and
lithification of the original marine rock. This hard rock is
quarried as an ornamental stone and commercially known
as 'bucchino'. The development of dissolution cavities along
beddingplanes, sinkholes and dolines are common. Different calcite cements were precipitated in a fresh water regime.
.
...
Stage 5 is represented by dissolution and preclpltatlon
of cement predominately during the subaerial vad~se r~gime.Pedogenesis and bioerosion are common In thls
subaerial environment leading to the complete obliteration
and masking of the original marine affinity of the rock.
The above five diagenetic stages are repeated within the
carbonate sequences, where the oldest cement generation
is modified by deposition of the younger calcite generation.
This could be recognised in the G. Sannur area where deformation and erosion of the older generations of 'alabaster'
have been observed within the newly deposited calcite generation.
5 Geological evolution of the area
The results of sequence stratigraphy, cyclicity, and interregional correlation elucidate the configuration of the sedimentary basin in the aim of highlighting the time of formation
of the 'Egyptian alabaster' as weil as the depositional history
of the area, taking into consideration the local paleogeography and tectonic controls.
The interplay of sea level changes, tectonic movements,
recapturing of the paleorelief, climatic changes and synsedimentary folding and tor faulting controlled the regional
distribution and depositional patterns of the shallow marine
carbonate and clastic rocks. Murris (1980), Bhattacharyya &
Friedman (1983) and Tucker, et aJ. (1990) discussed the
vaJidity of terms such as carbonate ramps quoted by Ahr
(1973) and recorded the carbonate shelf as conform with
the carbonate platform of Wilson (1975).
Strougo (1979) assumed two sedimentary basins during the
Middle Eocene. The first was located in the Fayium depression west of the study area, and the second was located at
Beni Suef, within the study area. The deposition of Middle
Eocene (Lower Lutetian) rocks started at the latitude of
Minia 27'00'N with rocks of the Samalut and Maghagh a
formations.
5.1 The Lutetian
(LLMS)
(Lower Mokattamian)
sequence
The Lutetian (Lower Mokattamian) sequence, exposed
at the base of G. Qarara started with the deposition of laminated mudstones (unit 1) in a subtidal embayment lagoon.
The claystones, alternating with laminated siltstone facies,
were deposited within the shallow subtidal zone with an
influx of terrigenous material transported by tidal channels
(Fig. 6a). Laminated silt was formed by tidal f1ows,whereas
clay was deposited in slack water. The deposited clays were
seasonally affected by subaerial exposure leading to oxidation causing red coloration. This is indicated by the Tympanotonos aegyptiacus bed forming the top of the clay unit.
The overlying nummulitic bank (unit 2) formed in the G.
Qarara area as a result of marine transgression (Fig. 6b).
Continuing transgression led to the deposition of shallowing
upwards carbonate tempestite (unit 3a) representing the
proximal facies. Each unit of the carbonate tempestite sequence starts with mudstone facies and ends with a shelly
or bioclastic nummuJiticpackstone bed. The tempestite indicates turbulence within the subtidal zone. In the W. Awlad EI
Sheikh area, the tempestite laterally grades into siliciclastic
tempestite which represents distal facies, reflecting the
deepening of the sea towards the east. The siliciclastic tempestite starts with mudstones and ends with siltstone facies.
The predominance of terrigenous sediments can be related
to the continuous influx of clastics by intertidal- subtidal
streams.
Northwards and eastwards, the studied area was occupied by a deep subtidal shelf lagoon with open marine circulation that led to deposition of thick bedded limestone-marl
(unit 3c); deeper facies rocks are recorded in the north of
the studied area (Fig. 6b)
As a result of a southwards progression of the Lutetian
shoreJine, subtidal back-bank facies represented by thin
bedded bioturbated sandy limestone with thin mari laminae
(unit 4a) were deposited in the G. Qarara area (Fig. 6c).
Nummulitic bryozoan wackestones were deposited as a
result of continuous terrigenous influx by submarine
streams. The back-bank facies grades eastwards towards
open marine outer-ramp facies represented by thick bedded
15
limestones with nummulitic bars (unit 4c). The carbonate
bars are made up of shelly beds of nummulites and molluscas, algae and oncoidal packstones as weil as grainstones
which grade to deep-ramp facies.
The subtidal basin with open circulation was located in
the north where repeated fining upwards cycles of thinly
bedded carbonate-mari (unit 4b) could be traced in the W.
Awlad EI Sheikh and G. Abyiad areas. At G. EI Nour in the
'dal ZOne
.Shallow subt I
north, unit 4b laterally grades to very thick nummulite accumulations. After deposition of the deep marine facies, the
eastern part of the study area was uplifted as a result of
doming and folding at the end of the Lutetian. The G. Sannur area underwent subaerial weathering, which led to the
development of surface and subsurface dissolution cavities
during the humid regime, followed by the first cementation
cycle. As a result of this subaerial diagenetic event the first
G.Qarara
( a)
( b)
N
Units 1,2,3a,b&c
( c)
C3.3
Pkl
Units 4a,b,c&d
( d)
Units 5&6
C3.4
Fig. 6: Schematic
16
diagram showing the depositional
evolution of the Lutetian Lower Mokattamian
sequence.
Gharieb, S. E.
generation of 'Egyptian alabaster' developed during the Upper Lutetian. At the same time, the G. Oarara, W. Awlad EI
Sheikh G. EI Merier and G. Abyiad areas were affected by
silicification that led to development of silcrete crusts with a
deep paleokarst profile of PK1.
In the western part of the study area transgression resulted in open marine conditions and the deposition of chalk
with chert bands. The Lutetian (Lower Mokattamian) sequence ended in restricted shelf lagoon facies, represented
by lensoidal, bioturbated limestone mari (unit 6) in the G.
Abyiad and EI Fashn areas (Fig. 6d). The limestone is a
highly bioturbated packstone with abundant foraminifera.
Unit 6 could be traced farther north till EI Saff (Iatitude
29'D0'N; Fig. 2).
After deposition of the LLMS sequence the southern part
of the study area was exposed to subaerial weathering till
the invasion of the Bartonian sea. As a result, deep paleokarst profile (PK2) was developed in the G. Abyiad-W. EI
Sheikh area. This surface was amalgamated in the G. Sannur area, where it represents PK2 including remnants of
PK1. Since the G. Sannur area was exposed after deposition of unit 4c, subaerial weathering led to a well-developed
karst profile with recognisable topsoil, subsoil and parent
rocks reaching about 150 m in thickness. Within this profile
a new generation of calcite was deposited with modification
of the previously deposited 'Egyptian alabaster' (Upper Lutetian). This paleokarst profile could be considered as a
sequence boundary of type 1 (SB1) after Einseie (1991)
separating the Lutetian (Lower Mokattamian) (LLMS) from
the Bartonian (Middle Mokattamian) sequence (BMMS). In
the G. Sannur, G. EI Merier and G. Oarara areas karstification led to chertification and the development of a deep
weathering profile.
5.2 The Bartonian (Middle Mokattamian) sequence
(BMMS)
Siliciclastic tempestite with distal facies (unit 8a) were
deposited after invasion of the Bartonian Sea and truncated
unit 6 at G Abyiad. In the G. Sannur area the Bartonian
rocks, represented by unit 8c of shallowing upwards carbonate tempestite, truncated unit 4c of the LLMS. In the
north, notably in the G. EI Hadid and G. Homret Schaibun
areas, the BMMS starts with open marine facies represented by the carbonate shale facies of unit 7. This was
followed by a deep subtidal facies with open circulation represented by unit 8b (ribbon limestone -mari unit). This unit is
the deeper facies counterpart of the proximal and distal
tempestite facies (storm beds) represented by unit 8a in the
G. EI Hadid and G. Abyiad areas, and by unit 8c at G. Sannur. The deposition of the storm beds reflects the southward
shallowing of the Eocene sea (Fig. 7a).
The deep marine ribbon limestone-marl (unit 8b) is composed of cyclic Iimestone-marl alternations, formed by varying oscillations of carbonate production and dissolution, in
addition to periodical increase of terrigenous influx, resulting
in arhythmie pattern of limestone-marl interbeds. With the
increase of terrigenous influx, the limestone mari sequence
was replaced by claystone-marl towards the north.
The BMMS ended in bioturbated sandy limestones-marls
and nodular limestone in restricted lagoon facies (unit 9 and
unit 10) (Fig. 7b). After the deposition of unit 10, the area
was affected by subaerial diagenesis that led to duricrust
rubble capping the BMMS. The duricrust rubble represents
the paleokarst surface (PK3) which is still preserved in the
G. Homret Schaibun and G. Sannur areas. The PK3 surface
is considered as a sequence boundary (SB1) of Einseie
(1991).
Fig. 7: Schematic diagram showing the deposition and basin
evolution of the 8artonian (Middle Mokattamia) sequence.
In the G. Sannur area, deep weathering (PK3) modified
the previously developed karst profiles PK1 and PK2. During this time gap, the second cementation cycle developed
as a result of a second cycle of fresh water diagenesis. This
cycle also modified and masked the earlier cycles. Synsedimentary tectonism led to the deformation of previously
deposited cave fills represented by 'Egyptian alabaster'
This was followed by 4 new generations of calcite cement including 'Egyptian alabaster'. After that the G. Sannur
area was exposed to subaerial weathering till the present
time.
5.3 The Priabonian (Upper Mokattamian) sequences
A shallow subtidal marine environment predominated after the northward regression of the Eocene sea. This is reflected by the shallowing upwards glauconitic sandy limestone (unit 11) at the top of G. Homret Schaibun, (Maadi
formation). This facies begins with marls, silty marls and
thickly bedded bioturbated argillaceous limestones with
abundant miliolids and small nummulites. This facies association characterises quiet marine conditions. The bioturbated limestones are topped with a nummulitic oyster bank,
which reflects very shallow subtidal marine facies. From the
stratigraphie point of view, latitude 29'DO'Nlimit s the maximum transgression of the shoreline of the Upper Eocene
sea (Fig. 8).
5.4 The Post Eocene (Oligo-Miocene)
sequence
After the deposition of the Eocene rocks, the area was
affected by intensive rainy periods, most probably within the
Oligocene time, and led to the formation of inland lakes (Fig.
8). This is concluded from a complete section of lacustrine
sediments overlying the Upper and Middle Eocene rock
sequences. The lacustrine sediments were affected by subsequent karstification and pedogenesis that led to the development of different organo-sedimentary fabrics recorded
within the G. Homret Schaibun section.
17
Units 11& 12
C 4.1 & C 4.4
"-
N
Fig. 8: Schematic diagram showing the deposition of the
Priabonian (Upper Mokattamian ) Sequence (PUMS)
and Post Eocene Olioo- Miocene Seauence (PESt
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Acknowledgements
The author expresses his deep thanks to the Emission
and High Educational Authority in Cairo and Berlin, for support and funding of the research during the two years channel system between Cairo University and the University of
Göttingen.
I wish to express my deep gratitude and appreciation to
Prof Dr. H.J. Behr, former head of the Institute of Geology
and Dynamics of the Lithosphere (IGDL), University of Göttingen, for his supervision, guidance and fruitful discussions
during the study. I sincerely thank Dr. Van den Kerkhof
(Geoscience Centre Göttingen, GZG) for his continuous
encouragement, fruitful discussions, guidance and continuous eftorts during CL and microprobe analyses as weil as
preparation of sampies for geochemical analyses. Also deep
thanks for Dr. Ulrich Hein; Dr. Philipp Oesterlen, Dr. Robert
Trzebski, and all staft members of the IGDL for their continuous help and encouragement during my stay in Germany.
Thanks to Prof. Dr. Hoefs, Geochemical Institute, University of Göttingen, for providing the facilities for stable
isotope analysis. Also a lot of thanks to Prof Dr. Ruppert
(GZG) for making possible the ICP-MS analysis.
The author would like to express his deep gratitude to
Prof. Dr. George Philip, Prof. Dr. A M. Abdallah, Prof. Dr.
M. Darwish and Prof. Dr. M. M. EI Aref of the Geology Dept.
Facu. Sci. Cairo Univ. for their kind supervision and unforgettable help to achieve the goals of research and reviewing
the manuscript.
I would Iike to express my gratitude and thanks to my
parents, my wife Fatma and my daughter Israa, for their
eftort during preparation, corrections and writing of the thesis. They have greatly encouraged me and were behind the
progress of this work since the early beginning.
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WllsON, J.L. (1975): Carbonate facies in geologic history. Springer Verlag, New York, 471 pp
Gharieb, SE
19
Eocene rocks and karst features in the East Beni Suef area, Egypt
Plate 1 (former page): Principle outcrops
Fig. 1: Unit 1 showing thin lamination of alternating siltstones and c1aystones intersected by gypsum veinlets. The rocks are interbedded by
brick-red lerruginous lossililerous laminae (arrow).
Fig. 2: Nummulitic bank unit 2 scour-and-lill structure 01 the bank bed in lhe area 01 G.EI Nour.
Fig. 3: Carbonate tempesitite sequence starting at the base by mudstones lollowed by silty marls to marly limestone with nummulites.
Fig. 4: Eastern part 01 G.Qarara area showing the change 01 lacies Irom carbonate tempestite in the west to partly siliciclastic sequence in
the east looking north.
Fig. 5: Unit 3c showing a thick limestone mari unit at the base which is topped by unit 4b 01 lining upwards carbonate marls at G.Abyiad,
looking north.
Fig. 6: Chalk with chert bands 01 unit 5 in the Wadi Awlad EI Sheikh - G.Qarara area.
Plate 2 (above):
Principle outcrops (cont.)
Fig. 1: Lensoidal bioturbated limestone-marl 01 unit 6 at G. Abyiad area Qooking north).
Fig. 2: Ribbon carbonate mari (unit 8b) in the G.Homret Schaibun area (Iooking NE).
Fig. 3: Shallowing upward carbonate tempesite in the G. Sannur area, section 6. Also showing the entrance ollarge
subsurface 'solution
caves that are li lied with "Egyptian Alabaster" (arrow), looking east.
Fig. 4: Nodular limestone with marls 01 unit 9, looking NE.
Plate 3 (next page): Cathodoluminescence
(CL) photographs.
Fig. 1-2: Transmitted
light (crossed polarizers) and cathodoluminescence
photomicrograph showing zoning 01 the cement: (I) orange to
yellow CL colour; (11)duilluminescence
zone, (111)banded hairline luniinescent zone, (IV) dark blue luminescent zone.
Fig. 3-4: Plane light and cathodoluminescence
photomicrograph showing concentric sectoral zoning in calcite cement as a new lifth
generation
zone (V).
Fig. 5-6: Plane light and CL photomicrograph
within the lourth cement cycle.
20
shows orange to yellow luminescent
zoned calcite repeated as a lifth generation 01 calcite
Gharieb, SE
21
Eocene rocks and karst features in the East Beni Suef area, Egypt
22
The river system of the Phra Wihan Formation, Thailand
Heiner Heggemand1),
(1)
Klaus-Werner
Tietze(2), Dietrich Helmcke(3)
Hessisches Landesamt für Umwelt und Geologie, Rheingaustraße 186, 65203 Wiesbaden
(2) Institut für Geologie und Paläontologie, Hans Meerweinstr., 35043 Marburg
(3) GZG - Universität Göttingen, Goldschmidtstr.
3, 37077 Göttingen
Abstract
The predominant sandstone of the Phra Wihan Formation was probably deposited during the Early Cretaceous in
the Khorat Basin, Thailand. The Formation is included in a
more than 4.500m thick sequence of nonmarine red-beds,
the Khorat Group, which was accumulated during approximately 170 Ma (Jurassic to Early Tertiary) and covers large
parts of southeast Asia. Sedimentological studies including
lateral and vertical profiling of the non marine quartzitic
sandstone of the Phra Wihan Formation are utilised to display the lateral variations and the systematic evolution of the
style of f1uvial deposition. It underwent a systematic metamorphosis that represents the young, mature, and old stage
of the river system. In general, the evolution from bed-Ioad
streams (braided) in north-eastern Thailand, over mixedload (meandering),
to suspended-Ioad
(meandering
to
anatomising) rivers in northern Thailand could be recognised.
mately 4.500m (HEGGEMANNet al. 1994a, 1994b). They
belong to the Khorat Group (WARD & BUNNAG 1964) or
Khorat Super-Group (MauRET 1994). The true configuration
of the Khorat Basin is still uncertain due to (a) the few studies that have been done on the sedimentology and geodynamic evolution of the basin and (b) the scarcity of outcrops
in central and western Thailand.
A regional unconformity forms the base of the KhoratGroup in the Khorat Basin (COOPERet al. 1989, SATTAYARAK
et al. 1989). In most localities Late Triassic/Early Jurassic
f1uvial sandstone and conglomerate succeeded the continental (northeastern Thailand) or deltaic to marine (central
to northern Thailand) Triassic sediments. According to
seismic cross sections only a minor unconformity was devel-
1 Introduction
This paper provides data on the variation in sedimentology and fluvial styles of deposition of the Phra Wihan sandstone, Khorat Basin, Thailand. The f1uvial styles of deposition show the evolution of the river system from a proximal
to a distal deposition al setting. Lateral and vertical profiling
along extensive outcrops is the essential technique for a
detailed analysis ancient river systems where significant
facies changes occur within short lateral distances (MiALL
1985, 2000).
With the exception of the work by BAISTOW (1991),
DAuMM et al. (1993), HEGGEMANN(1991, 1994), HEGGEMANN
et al. (1994a, 1994b), RACEYet al. (1996), previous studies
on the Phra Wihan Formation or on the Khorat Group have
been concentrated primarily on regional stratigraphy and not
on detailed sedimentological
modelling. Although PIYAS in
(1985) assumed a deltaic origin of the Phra Wihan sandstone, the f1uvial deposition by braiding and meandering
rivers in an inter-continental setting (BAISTOW 1991, DRuMM
et al. 1993, HAHN 1982, HEGGEMANN1994, HEGGEMANNet al.
1994a, 1994b, MOURET1994, MauRET et al. 1993, RACEYet
al. 1996, SATTAYARAK1983) is fairly weil established.
2 Geological Setting
The sediments of the Mesozoic Khorat Group covering
large parts of Thailand, Cambodia, Vietnam, Laos and SWChina (Yunnan) during the. Late Triassic to the Tertiary
(DRUMM et al. 1993, FROMAGET1943, HEGGEMANNet al.
1994, HUTCHISON1989, MOURETet al. 1993) (Fig. 1). During
170 Ma the basin was filled with predominantly continental
sediments. These non marine sediments can be subdivided
in nine formations with a maximum thickness of approxi-
Fig. 1: Distribution of the nonmarine sediments (equivalents of the
Khorat Group) in SE Asia (NT = north Thailand, NP = Nakhon Thai
Plateau, KP = Khorat Plateau, PP = Phu Phan Range).
23
River system of the Phra Wihan Formation, Thailand
oped between these sedimentary
sequences
(MOURET
1994 MOURET et al. 1993, SATIAYARAK et al. 1989). More
locally the red beds succeed deformed Palaeozoic sediments (CHAIRANGSEEet al. 1990, HAHN 1976, WARD &
BUNNAG 1964,). The initial event for the extensive thermal
subsidence of the basin was the formation of PermofTriassic
half-grabens in northeastern- (COOPERet al. 1989, MOURET
1994 SATIAYARAK et al. 1989) and northern Thailand
(DRU~M et al. 1993, GABEL et al. 1993). The crustal thinning
and heating of the upper crustal parts was followed by a
wide extensive thermal subsidence (DRUMM et al. 1993,
HEGGEMANN1994). This created space for the accumulation
of thick red bed deposits in central southeast Asia.
The Phra Wihan Formation comprises massive, resistant, white to yellowish quartzitic sandstones with. lateral
variations in the clay + silVsand + conglomerate ratio. The
thickness of the Phra Wihan Formation is about 56m to
136m along the western margin of the Khorat Plateau, however in northern Thailand the formation is up to 700m thick
(DR~MM et al. 1993, HEGGEMANN1994, HEGGEMANNet al.
1994a). As a result of eustatic - "tectonic" movements in the
source rock area north to northeast of the Khorat Basin
and/or in the Basin centre, the sandstones of the Phra Wihan Formation prograde to the west and southwest. Except
along locally faults, where an overturn~d posi!ion of the
Phra Wihan Formation could be recogmzed (Highway 12,
km 97,3; Highway 2098, km 42), the Phra Wihan Formation
is tectonically undisturbed in the eastern outcrop belt on ~he
Khorat-Plateau and the Nakhon Thai area. The deformation
of the Phra Wihan sandstone increases to the west and
north. In the Phrae/Nan provinces of northern Thailand the
sandstone is folded into steeply dipping synclines and anticlines (HEGGEMANN1991, 1994). The Formation which is
widely distributed in western, northern, northeastern and
southeastern Thailand is intercalated in thick (up to 1.800m)
IWAI etal.
(1966,1968)
WAPD & BlN'IAG
(1964)
SATIAYARAK
(1983)
3 Stratigraphy
The term "Khorat Group" was proposed by WARD & BUNNAG
(1964) when they subdivided the Khorat. Group i~t? seven
lithostratigraphic formations. Further studles subdlvlded the
youngest formations, the "unnamed rocks" of WARD. &
BUNNAG (1964), into the Maha Sarakham
Formation
(GARDNERet al. 1967), the Phu Tok Formation (SATIAYARAK
& SUTHEETORN, 1979) and the locally found Upper
Conglomerate Formation (HEGGEMANN1994, HEGGEMANNet
al. 1994a, 1994b) (Tab. 1).
Age determinations in the non marine red beds of ~he
Khorat Group are very difficult. BUFFETAUTet al. (1993) tned
to establish a biostratigraphy of the sediments by determinations of several vertebrate fossils. In fact the only evidence for vertebrates in the Phra Wihan Formation is a
group of dinosaur traces (Phu Wiang syncline, northeastern
Thailand). According to several dinosaur fossils in the overIying Sao Khua Formation BUFFETAUTet al. (1993) proposed
aMiddie to Late Jurassie age for the sandstone of the Phra
Wihan Formation. Recent palynological investigations on
the sandstone in northern Thailand (Phrae - Nan Highway
101) (DRUMM et al. 1993) give a range of Late Jurassie to
Early Cretaceous age for the upper sandstone ~ember of
the Phra Wihan Formation in this area. Accordmg to the
results on fission track analysis CARTER et al. (1993) reported an Early Cretaceous age of the Phra Wi~an :orm~tion. RACEYet al. (1996) found Corollina spp., D/che/ropoll/s
etruscus and C. augustus and concluded that the age must
be Berriasian to Barremian (Early Cretaceous) (Tab. 1).
RACEYetal.
11996\
DRLMMetal.
M'JlffT et aI.
(1993,1994) 1/1993)IN-Thailand)
LPPerClayI
PhuTokFm
U1named
fine clastic red bed deposits of fluvial origin.
H
PhuToI<Fm.
Mma Sarakham K MahaSarakham
H
Fm
Fm
0
R KhokKruatFm
BanNaYo Fm
KhokKruatFm
A
K
T
H
K
PhuPhanFm
PhuPhanFm 0 PhuPhanFm
H
S
R
0
U
A
R
P
SaoKhuaFm T SaoKhuaFm E SaoKhuaFm A
T
R
.
PhraWihan G
PhraWihan G
PhraWihan
R
Fm
Fm
G
R
Fm.
0
R
0
U
U.
PhuKradung
PhuKradung
0
U
Fm
P L PhuKradung P
U
PhuKradung P
U. NamPhong
Fm
NamPhongFm
L NamPhong
LomSakFm
K
KhokKruatFm H
0
K
R
H
0 PhuPhanFm A
T
R
A
T SaoKhuaFm. .
-
G
PhraWihanFm R
0
G
R
U
PhuKradung
P
0
Fm
U
P
NamPhongFm.
HuaiHn laI Fm.
HuaiHn laI Fm.
PhuPhraMerrtler
Phu f\bi Merrtler
Tab. 1: Lithostratigraphic correlations 01 the Khorat Group.
24
I-EGGEMANN
(1994)
LPPer
Conglomerat
Fm.
K
0-
::J
e
Cl
~0
J::
~
UJ
IUJ
I-
Mma
SarakhamFm
0
KhokKruat
R
A
Khol<Kruat
Fm
PhuPhan
Ü
SaoKhua
PhraWihan
T
PhuKradung
G
R
PhuPhan
Fm
SaoKhua
Fm
PhraWihan
Fm
0
U
NamPhong
Fm.
Ms2Fm.
HuaiHn Lat
/1/51Fm.
Fm.
l...arrpang-Q'oup
P
«
IUJ
a:
ü
ü
Ci)
rJ)
«
a:
? Hatus
PhuKradung
(Ms3.6Mem.)
Ms3.5-Ms3.1
Merrtler
«
t=
a:
«
Mma
....I rJ)
Sarakham _::J
0
Fm
UJ
SaoKhua
(MsSFm)
PhraWihan
(Ms4Fm)
PhuToI<
Fm
>a:
PhuKradung
Fm.
::J
...,
u
NamPhong
Fm.
HuaiHn Lat
Fm.
Ci)
rJ)
«
Ci:
IUJ
I-
«
....I
Heggemann, H., Tietze, K-W. & Helmcke, D.
4 Lateral and vertical profile analysis of the Phra
Wihan Formation from northeastern to northern
Thailand
4.1 Phu Phan Ranges I Khorat Plateau (Iocation A)
The resistant multi-storey quartzitic sandstones of the
Phra Wihan Formation build a prominent marker horizon in
the geomorphology of the Phu Phan Ranges. As the exposures along the road cuts are partly covered by dense
vegetation, the sedimentological investigations have to be
restricted to short lateral outcrops and vertical profiles.
Profil PWPP1 (Fig. 2): Located around the temple site of
Wat Tham Ooi Nang Hong, Ban Kham Kho, province Sakhon Nakhon, where approximately 27m of the lower Phra
Wihan Formation are exposed. The profile can be subdi.
vided into four stratigraphic units (A, B, C, 0, from the base
to the top), which consist of several thin fining-upward
stratigraphic units. Their bounding surfaces have been recognized as a distinct facies transition from fine- to medium
grained (facies S) to coarse grained and conglomeratic
sandstone (facies SG). No significant fine grained sediment
was deposited within the units which give evidence to the
deposition during high flow regime. Internally the sets consist of tangential (St), trough (Str) and planar (Sp) cross
beds.
In general the units represent two coarsening-upward
sequences (A.B and C-O), which internally are composed of
several fining-upward sandstone beds. The paleocurrents in
all individual units are unimodal towards the northwest to
wes!. The bedding planes are nearly horizontal, indicating
LEGEND
Lithology:
Sedimentary
elay- 10 siltstone
--«'\
structures:
rippellamination
~
fein sandslone
...ar climbing ripples
[]
middle- 10 coarse sandstone
~
trough cross-bcdding
that the deposition was directed primarily by down flow aggradation, instead of lateral accretion.
Unit A and C build the top of each sequence. They consist of fine- to medium grained sandstone to siltstone with
trough cross beds.
The base of these sequences (unit Band 0) consist of
pebbly sandstone. Some conglomeratic layers are build up
by only one layer of pebbles. They represent deflation horizons and developed when a strong current eroded the gravelly sandbars and took the sand grains and unstable
pebbles into saltation (aeolian) or suspension (fluvial).
Larger pebbles remained behind forming a thin layer on the
surface. These layers were succeeded by gravel stratified
pebbly sandstone with large tangential cross beds.
Tangential cross beds are typical for transverse and linguoid
bars. According to the measured parallel transport currents
in each of the individual channels the accumulation was
downstream oriented. The 20 foresets are up to 1,Sm thick
which indicate a water depth of 2 to 3m during the time of
deposition.
Profil PWPP1
(Ban Kham Kho)
~
Jj
Formation
= ehen
5st = sandSlone
Ch
Q = quartzil
Ca
= calcrete-nodules
Cgl
= conglomerale
Ma
= marcasil
5
= sulfat
crusts
Fossils:
-9--
.-:,:::-;_':.
rip-up clasrs
':.~.
'1>- monomikl
D
V
-...r-
!jwood
conglomerale
fming-upward-sequence
coarsening-upward-sequence
~erosive
base
load-casts
-v-v- desiccalion cracks
~
planls
polymicl conglomerale
slumping
= high mica conlenl
M
++s = weil sorted
-::> bioturbation
++r = weil rounded
Str
St
wh
'ö
0
Str
0
~
~
-,-
h Q;Ch;
w - yl ~3em
68
Shu
Str
Sr
c
..
B
a>
.~~
'"
'lij
.c:;
~
.0'
65
"- 63
.••.••
-
Gta
St
St
ylprp
UJ
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Sr
++.
Sp
Sr
wh
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Gta
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wh
• r::
V 0
~~
~ c'l A
~
yl
Str
St
SGt
gy
! C
.;
..
++.
I"...,
01
-U'"
elasts (clay)
C
2'
z
'"
-LO langenlial eross-bedding
= rip-up
LI.
Z
a
.ß::/
T
i~~i!5
.B
J0
~
Öl
M1 calcrele-horizon
= = horizontal laminalion
~
111
E ~ i ..!
:I:
ml conglomerate
Conglomerateocomponenu:
~ ~
~
~
a;c
planar eross-bedding
..
58 ........
-
56' ....
...
Str
yl
'--'
St
'.c:;
~()
:I: 0_
~2
rd
Pe
~ E
:I:~
Fl
n.:.::
vl
0
Sr
Colour:
wh
= white
prp
= purple
yl = yellow
vI = violell
= red
br = brown
gy
rd
gn
= green
= grey
Sm
prp
~
Fig. 2: Lilhological profile (PWPP1) al Kham Kho village in Sakhon
Nakhon Province al lhe Phu Phan Range in NE Thailand.
25
Interpretation
Uthofacies and sedimentary structures
Gong/omera/ie Fades G (SG = sand/sift > 40 vo/%)
G(SG)m
massive
horizontally
stratified.
unsorted.
lenticular-beddng. erosive base. local sand lenses
G(SG)t
massive. stratified with large scale low.angle
cross-bedding
massive, stratified with large scale trough
cross.bedding
massive, stratifi&,J, tangential and planar cross.
bedding with pebbles parallel to the cross beds
G(SG)tr
G(SG)tp
imbrication
high dynamic
transport
current.
debris flow or longitudinal bar.
channel.lag to sieve deposits
channel-Iag depos~s, 01 braided
streams
transversal. Iinguoid bars.
3-0 gravel bars
Sandy fithofacies S
Sr
Str
St
Sp
Sh
Shu
Shl
Sm
Se
lower plane.bed. 2-D, 3-0
current ripples
silt/sand. fine to coarse, small «1-<5cm) trough
cross-beding, unimodal ripple-sets,ctimbing ripples,
plant debris and micas
sand. fine to coarse. trough cross.bedding (1Ocm1m high). channei structures
sand. fine to coarse. trough cross.bads, lip 01 the
foresets 20-25°. foresets are 2oan-4m high.
oversteeped cross-bedding
sand, fine to coarse, planar (tabular) cross.bads,
tabular sets ~h horizontal bedding planes, dip of
the foresets 25-30°
sand, fine to coarse. horizontal massive lamination,
parting-Iineation
sand. fine to coarse. massive. homogeneous,
horizontal stratified
sand. fine to coarse, massive, horizontal stratified.
with plant debris an<! micas
sand, fine to coarse, massive, ~hout intemal
sedimentary structures. erosive base. load-casts
sand, fine to coarse. ~h ctay rip-up clasts
and some quartz pebbles at the erosive base
3-0 megaripples sand bars
2-0 megaripples, transversal
Iinguoid sand bars ~h curved
ripple crests
2-0 megaripples, transversal
sand bars downflow accretion
planar bed f1ow, lower/upper
flow regimes. sheet.floods
upper plane.bed, sheet-floods
lower plane-bed. sheet.flood
deposits
upper plane.bed. flash-floods
scour fills, channel-Iag dep~s
SE: aeolian /itholacies
Gb
sep
SEt
deflation horizons
2-D transversal sand dunes
solnary gravelly horizons
sand, fine to coarse, planar cross-bedding, weil.
sorted, rounded quartz grains, foresets 1-3 m high,
inverse graded sand lenses
sand. fine to coarse. tangential foresets max. 3 m
hirh, with invers graded sand lenses
2-3-0 sand dunes.
FIne grained fithofacies F
FI
sitt to mud, fine lamination
Fr
sin to mud, unimodal ripple cross-Iamination
climbing ripple-Iamination
sill to mud. homogeneous
without
internal
sedimentary
structures
with dessication
cracks
Fm
overbank or wanning-flood
deposits
lower plane.bed, overbank
deposijs
overbank,
channel.fill
lake deposits
or ox.bow
Tab. 2: Lithofacies scheme after MIAll (1985)
Profile PWPP2 (Fig. 3): Phu Nang PhiaiPhu Pha Noi,
Amphoe Nikhom Nam Un, province Sakhon Nakhon, Highway 2253. Approximately 29m of the lower Phra Wihan
Formation are exposed. The vertical profile can be subdivided into three stratigraphie units (A,B,e from the base to
the top) which are separated by two greenish grey clay
horizons. The facies associations at this location represent a
different fluvial style of deposition in comparison with the
profile PWPP1. Pebbly sandstone is not exposed here,
therefore a dominance of medium- to coarse grained, laminated, massive sandstone (Shu, Shl), planar (Sp) and
trough cross bedding (Str) occurs.
Units A and B include two thin laminated layers of fine
grained sand- and siltstone with a high abundance of plant
debris that was accumulated parallel to the bedding planes.
The laminated plant debris indicate deposition of fine elastics under lower flow regime conditions (Shl). The mediumto coarse grained laminated sandstone originate from high
flow regime conditions. They occur mainly near the top of
the sandstone beds. Planar cross bedding was developed at
the base of the sandstone sets and indicates downstream
aggradation of transverse bars migrating parallel to the flow
direction. The water depth in this units did not exceed more
than 1m, and represents an shallowing-upward trend. Units
A and B do not show any erosive contacts, the basal sur26
faces are subhorizontal and channel structures were rarely
observed in the laterally short outcrops. However, basal
parts of unit B inelude an unusual limestone conglomerate,
deposited in small lenses, which was interpreted as reworked caliche.
The upper unit e, represents channelised mediumgrained sandstone beds with predominantly trough cross
beds. The lower part of this unit is composed of planar foresets at the base, followed by thick large scale tangential
cross beds (app. 1,5m) and lateral accretion surfaces.
The paleocurrent varies at this location from northnorthwest to northnortheast, which is unusual for the Phra Wihan
Formation. Paleocurrents, abundance of plant debris and
the reworked caliche bed may indicate the erosion of a local
high.
Profile PWPP3 (Fig. 4): Along the street near Phu Ma
Ngaeo, south of Amphoe Kut Bak, Ban Ton, province Sakhon Nakhon. The vertical profile comprises approximately
90m of the Phra Wihan Formation which includes the full
section of the location A. Nearly 45m of the section are
covered by dense vegetation and can not be investigated.
The profile can be subdivided into four stratigraphie units (A,
B,e, D).
Heggemann, H., Tietze, K.-w. & Helmcke, D.
The coarse grained to conglomeratic unit (C) is probably
the same member as B- and D-member in Profile PWPP1.
Unfortunately 90% of this unit are not exposed and could
only be investigated by loose blocks.
The four units are separated by erosion contacts, which
show scoured, undulating surfaces. These are marked by
conglomeratic channel lag deposits between the units A-B
(Gms) and B-C (SGta). Abundant rip-up elasts of eroded,
fine elastic rocks were deposited at the base of several
individual sandstone beds which demonstrate the erosive
character of the sandstone (Se). Except in unit C, trough
cross bedding is the primary sedimentary structure in this
section and caused the variance of the paleocurrent
directions. Minor structures are laminated sandstone (upper
plane bed, Shu), and tangular cross beds (St).
Profil PWPP2
(phu Nang Phia)
Formation
::z
j
~
!~'~~!l1
~~i ~l5. u
~
~
c'"
~m~l
g;
i
~
~
.~
"-
a
c
The siltstone of the lower Phra Wihan Formation (unit A)
contains abundant mica. Several laminated, greenish-grey
thin, clay horizons have a high amount of mica (M). The
sandstone beds represent fining- and shallowing-upward
stratigraphie units with a basal erosional contact and high
abundance of rip-up elasts. These are followed by tangential
cross beds (30-50cm high) or trough cross beds. The size of
the sedimentary structures, the grain size and the bed thickness decrease to the top where ripple marks, bioturbation,
or laminated bedding occur. The fining-upward units are
topped by thin clay layers. The paleocurrent direction
changed from southwest to northwest.
Unit B is formed by fining- and shallowing-upward sets
as weil. The conglomeratic channel lag at the erosive contact to unit A contains weil rounded pebbles (approx. 1 to
5cm in size) of milky quartz, chert, sandstone, shale fragments and organic matter (Gms). Steep erosion surfaces
indicate the deposition in a mid-channel position.
Unit C represents coarse grained to conglomeratic
sandstone with sand supported pebbles composed of
quartz, chert, sandstone and minor reworked clay elasts.
The exposed layers show gravel stratified horizons of alternating bar deposits. Petrified wood fragments 5 to 30cm in
size of fossilised trees [Dadoxylon (Araucarioxylon)] are
very abundant and could be found in the conglomeratic
channel-Iag deposits.
The top of the Phra Wihan Formation at this profile (unit
0) again was formed by massive sandstone with abundant
trough cross bedding, laminated beds and ripple marks at
the top.
Profil PWPP3
(Phu Ma Ngaeo)
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Fig. 3: Lithological profile (PWPP2) at Phu Nang Phia in Sakhon
Nakhon Province on the Highway #2253 at the Phu Phan Range in
NE Thailand.
Fig. 4: Lithological profile (PWPP3) south of Kut Bak town, Ton
village in Sakhon Nakhon Province at the Phu Phan Range in NE
Thailand.
27
Fluvial interpretation of the sediments loeated in the
Phu Phan Ranges I Khorat Plateau (Ioeation A)
The internal geometries of the sandstone in the Phra
Wihan Formation located in the Phu Phan Ranges (northeastern Thailand) indicate that channels are primarily multistorey and multilateral sand accumulations. The coarse
grained, pebbly sandstone in connection with the paucity of
fine e1asticmaterial suggest a bed-Ioad dominated system
of f1uvialdeposition. The orientation of primary sedimentary
structures and macroforms demonstrates that the deposition
took place primarily by downstream accretion. Lateral accretion was only very rarely observed. The paleocurrent
data for cross beds and ripple marks scatter from northwest
to south, with one exception to the northeast. The variation
of the paleocurrent direction is higher between individual
channels than the variations within channels.
The clay-siltstone/sandstone-conglomerate ratios in
each section are very low, which indicate that the position in
the paleoenvironmental model is much more proximal to the
source rock area.
The sedimentary structures show foresets (macroforms)
of 3D trough cross beds and 2D-planar to tangential cross
beds, minor small ripples on the top of some beds. Sheets
of laminated sand are common which were interpreted as
the result of flash f100dsunder upper f10wregime plane bed
conditions. The laminated sand sheets indicate an
extremely f1ashydischarge, channels are poorly defined, so
that tabular sand body geometries are typical.
The Phra Wihan Formation represents a sand-dominated bed-Ioad river system, with broad shallow low-sinuosity streams carrying an abundant sandy bed-Ioad. The wide
channels are filled with fields of large transverse and linguoid bars which were covered by megaripples. Massively
or poorly bedded gravel and horizontal bedding are rare, as
the typical architecture consists of tabular sheets of sandbed forms.
The gravel and sand deposits of the Phra Wihan Formation indicate small gravel-bed bearing streams, like lowsinuosity rivers of distal braid plains which are interbedded
in the sand sheets of the formation. Variations in the
tectonic activity of the source rock area or the sedimentary
basin might be the reason for their occurrence. The
distribution of channels in the Phra Wihan Formation
demonstrates broad channel fill complexes formed in lateral
channel migration or alternating with Iittle contemporaneous
subsidence.
4.2 Western margin of the Khorat Plateau
(Ioeation B)
Profil P'NCNS
(Chaiyaphum - Nakhon Sawan)
The profiles and sections along the western margin of
the Khorat Plateau are located (approx. 200 - 500 km) to the
northwest, west and southwest of the Phu Phan Ranges
/Khorat Plateau.
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Fig. 5: Lithological section (PWPCNS) on the Highway # 225
between km 109,7-112,5 in Chaiyaphum Province at the western
margin of the Khorat Plateau.
28
Profile PWCNS (Fig. 5): Highway 225, km 107,9-112,5,
province Chaiyaphum. Along the road cut a measured section of 110m thickness in the Phra Wihan sandstone can be
studied. Vertical and lateral profiling demonstrate that the
section is composed of three main lithofacies associations
(F1, F2, F3).
F1 contains weil sorted, medium to coarse grained,
white to yellowish-brown sandstone. The laterally, extensive
sandstone is up to 12m thick and consist of several finingupward sets, each with an erosion base. The basal channel
lag deposits contain a high abundance of mud elasts (rip-up
elasts), partly large scale (10 to 20cm) organic plant debris,
and rarely pebbles of quartz, chert and marcasite nodules «
1cm). Above the channel lag deposits predominantly
tangential and trough cross beds are developed. Due to the
shallow channels, and shallow water depth «Sm, BRISTOW
1991) alternating bar deposits have been developed on the
point bars. The internal sandstone sets are separated by
flatly dipping lateral accretion bounding surfaces. The
longitudinal cross bedding dips very f1atly,according to the
high width/depth ratios of the channels which are partly
more than 50m wide and approximately up to 3m deep.
Some of the intercalated sandstone sets of facies
association F1, with inverse grading of coarse grained
lenses wedging out to the base of each set, give evidence
for aeolian deposition.
Facies association F2 is very weil exposed in the middle
part of the investigated seetion. This facies consists of purpie-red and grey-green, predominantly ripple-Iaminated fine
grained sandstone and siltstone interbedded in thick red
mudstone.
Facies F2 demonstrates the deposition of mud rich, high
sinuosity channels. The channel-Iag which lies above the
basal erosion surface consists of locally derived caliche
nodules and mud elasts. Completing the upward fining
cycle, fine grained sand was deposited on lower- and midbar surfaces. This part is characterised by tangential and
trough cross bedding. The size of bed sets and sedimentary
structures decreases upward and ripple lamination and
climbing ripples occur in the fine sand to siltstone beds
where water depth was shallow orfand f10w velocities
decreased (shoal-upward). These are overlain by floodplain
deposits of dark red mudstone. The bar surface is modified
by caliche crusts, and burrowing during subaerial exposure.
F3 is the third facies association observed in this profile
consisting of primarily dark grey to greygreen shale with
interbedded thin silt- and sandstone. The silt- and sandstone is ripple laminated and rarely show climbing ripples
and trough cross beds. The shale is laminated, but ripple
lamination does occur to a variable amount. This facies is
interpreted as floodplain setting with occasional crevasse
splay and probably floodplain lake deposits.
Similar facies associations (F1-3) could be investigated
in several outcrops along the western margin of the Khorat
Plateau, in the areas of the Nakhon Thai Plateau, and in the
southeastern parts of Thailand, province Trat.
Fluvial interpretation of the sediments loeated along the
western margin of the Khorat Plateau (Ioeation B)
The clay- siltstone f sandstone - conglomerate ratios are
much higher, in comparison to the environment of the Phra
Wihan Formation on the Khorat Plateau, this proves the
more distal position within the Khorat Basin. Individual
channels developed point bars and internal sets are sepaProfilPINPN
(Phrae - Nan)
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Fig. 6 a: The lilhological seclion (PWPN) along Ihe Highway #101
belween km 193,5-195,5 in Phrae Province, N Thailand.
rated by flatly dipping lateral accretion surfaces. The sandstone beds are multilateral and multistorey with moderate to
high widthfdepth ratios. The fining-upwards cycles comprise
an erosive coarse grained sand or gravel zone which refines
upward into a sequence of fine grained sandstone with
siltstone intercalations. The coarser zones contain large
scale cross stratified sets and upper plane bed lamination
zones. The intercalated siltstone is build up small scale
cross stratified sets and fine sedimentary structures. The top
of a fully developed fining-upward cycle is formed by vertical
accretion of fine sediment, primarily fine silt and mud on the
f1oodplain,after the channel migration. The facies associations demonstrate the fluvial style of a coarse grained point
bar model. Broad, medium-sinuosity, mixed-load, meandering rivers deposited the Phra Wihan sandstone to this locations.
4.3 PhraefNan provinees, northern Thailand
(Ioeation C)
The third investigated area is located in the eastern parts
of northern Thailand along the Highway 101, km 193,5195,5, provinces Phrae and Nan. The Lateral extensive
outcrops of the deformed Phra Wihan sandstone excellently
show the different facies associations at this location.
Profile PWPN (Fig. 6) embodies nearly 1km of outcrop
and the vertical profile is up to 497m thick. In general, the
profile can be separated into three units (A, B, C) with individual facies associations like channel, crevasse splay,
levee, lacustrine and floodplain environments. The transitions between these three main units are gradual.
Unit A (bed 1-106, Fig. 6): Internally the A section consists predominantly of laminated sand sheets (Sh), trough
cross beds (Str), rarely tangential (St) to planar (Sp) cross
beds and several erosional contacts (Se). Bed 44 to 53
represent a fully developed fining upward pointbar sequence, which graditionally shifts into lacustrine facies environments of an ox-bow lake (channel plug). Additionally,
point bar sequences of meandering rivers can be studied in
bed 71-72; 67-70; 42-43; 22-29; 18-21. These point-bar
accumulations are interbedded with sandstone that was
probably deposited during the high f100ding stage of the
river system. They are dominated by sets of laminated sand
sheet associations and lenses and wedges of tangential
cross bed associations, with rare overbank deposits. This
part of the section typifies the distal braidplain deposition
that occurs particularly in arid regions where ephemeral
runoff forms a network of shallow, poorly defined channels.
Unit B (bed 107-109, Fig. 6): The section is approximately 50m in thickness. Predominantly it consists of ripple
cross-Iamination (unidirectional lenticular bedding) and
minor climbing ripples in mud and fine siltstone, rarely fine
sandstone. These rocks are interbedded partly with thin (few
cm), highly disturbed layers of reworked sediments. The
basal part of the sequence contains laminated fine grained
silt- and sandstone that include a high mica content and
abundant plant debris deposited on the bedding planes. The
sedimentary structures indicate the deposition under lower
flow regime conditions of a highly suspended-Ioad river. The
occurrence of thin reworked horizons prove periodic f100ding
events or the occurrence of storm events (tempestite) that
has disturbed the uppermost cm of the sediment surface.
The vertical aggradation of 50m of primarily mud and
siltstone was probably deposited on an extensive
(flood)plain under lower f10wregime contitions.
Unit C (bed 110-179, Fig. 6): The upper part of the vertical section represents similar facies associations as the
29
lower part of the profile (A). But in contrast to this part the
dominance of point bar sequences is rather c1ear.The lateral extensive outcrops show both, the channel point bar
with longitudinal cross bedding and the channel cut side.
Channel-Iag deposits are rarely developed, they consist
primarily of rip-up clasts, quartz and chert pebbles. On the
cut side of the river channel clay fragments, marcasite nodules, and synsedimentary sulphates are abundant, with a
decreasing abundance toward the point bar. This is due to
the erosive activity of the river which cuts into the mud deposits of the floodplain as a result of the lateral migration.
Scroll bars were developed on the point bar side where the
sandstone interfinger with the floodplain. The swales were
filled with fine grained, suspended muddy sediments. Each
scroll bar is the result of channel migration during a f100ding
stage. The point bar sequence predominantly consists of
large scale cross bedding (megaripples) in the lower part
and small scale ripple marks in the uppermost part. All
sedimentary units are lenticular in nature. The size of the
paleovalley is about 15-20m wide and 10-15m deep which
indicates very low width/depth ratios. Steep longitudinal
cross beds indicate the high sinuosity of the river system in
this part of the vertical profile. The paleovalleys were relatively straight. This resulted in a very high sedimentation
rate which was due to the high subsidence of the basin in
connection with the high sediment supply of the river (suspended-Ioad). HEGGEMANN et al. (1991) could found a very
weil preserved fauna that includes plant fragments, cf Coniopteris sp., Athropoden, cf. Cyzicus sp., amphipodes,
Incerta sedis and insects, Procercopina thailandica within a
4m thick c1ay horizon. According to the fauna they interpreted the facies environment as a freshwater lake or an oxbow lake without any water currents. The fauna indicates a
warm, humid c1imateduring the time of sedimentation.
Profil PWPN
(Prae - Nan)
IV
Fluvial interpretation of the sediments located in the
provinces an, northern Thailand
The Phra Wihan Formation at this location is up to 700
m thick which is ten times more than in northeastern Thailand. The variation of thickness is probably due to different
subsidence patterns within the Khorat basin. The f1uvial
depositional style and the accumulation of thick sandstone
sequences are formed by high subsidence rates and sediment supply in northern Thailand during the Early Cretaceous. Minor occurrences of erosion surfaces indicate that
the subsidence rate and the accumulation of sediment was
in equilibrium. After peneplanation of the PermolTriassic
half-graben morphology, the Phra Wihan Formation cut into
extensive floodplain deposits of the underlying Jurassic
Formations. The lower part of the profil (unit A) demonstrates that the fluvial system of the Phra Wihan started with
the .development of distal braidplains and thus dominantly
vertrcal aggradation of primarily sandstones rarely with
overbank deposits. Probably a base level rise was the reason for the development of suspended-Ioad rivers and low
paleogradients of the river bed and low-sinuosity meandering rivers cuts into the sand flats of the distal braided environment.
The decrease in transport energy changed the paleoen~ironment from a high- to a 10w-f1owregime dominated by
fine sandstone and siltstone with current- and wavy ripple
marks, and laminated beds with high abundance of micas
and plant debris (unit B).
During the deposition of the upper part of the profile (unit
C) the. fluvial depositional style changed again, probably
accordrng to a base level fall. Now narrow, high-sinuosity
rivers, with low width/depth ratios were formed that typifies
Profil PWPN
(Phrae - Nan)
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Fig. 6 b
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Fig. 6 c
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an anastomosing river system whieh formed ox-bow lakes
and large f1oodplains.
5 Facies in the bounding beds
The Phra Wihan Formation is interbedded between thiek
and extensive, predominantly
fine elastie red bed sequenees. The underlying Phu Kradung was formed by a
wide lateral meandering river system with thiek, red floodplain mudstones (several 100m) with partly intense ealerete
soil development. The size of the ehannels seems to inerease from east to west and the paleoflow is mainly oriented to the southwest (HEGGEMANNet al. 1994a, 1994b,
HEGGEMANN1994). The finding of freshwater bivalves in
northeast Thailand underlines the fluvial eharaeter of the
Phu Kradung Formation. However, in western Thailand
marine limestones and shelf sediments were deposited in
the Jurassie (MEESOOK & GRANT-MACKIE 1994). The eonneetion between the marine faeies and the eontinental environment is expeeted to be in eentral Thailand, eovered by
thiek quaternary deposits.
BROMLEY(1993, oral presentation) reported marine peleeipods of the Phu Kradung Formation in Central Thailand
(Phitsanulok Basin, MOURET 1994). Furthermore, MEESOOK
& GRANT-MACKIE(1994) reported the interbedding of marine
and eontinental Jurassie strata in southern Thailand. These
are several evidenees for a eonneetion of the Khorat Basin
with the Tethys sea during the Jurassie. The paueity of Late
Jurassie/Early Cretaeeous marine sequenees in western
and southern Thailand and the oeeurrenee of red Jurassie
eonglomerates in northwestern Thailand prove the thesis of
a tectonic event and uplift along the western margin of the
Asian eontinent, probably, during the Late Jurassie/Early
Cretaeeous period an eustatie base level fall eould also
have been the reason. This event broke the eonneetion of
the Khorat basin with the Tethys in western Thailand during
the deposition of the Phra Wihan Formation.
The Phra Wihan Formation was overlain by the extensive f100dplain of the Sao Khua Formation. Again several
100m of red beds were deposited. The Sao Khua Formation
is eharaeterized predominantly by low energy, low-sinuosity
meandering to straight streams, with very few erosion
surfaees (HEGGEMANN1994). Marine bivalves were reported
from this formation in northeast Thailand (HAHN 1982).
However, our own sampies eontain no marine bivalves. We
found Trigonoides wh ich is typieal for freshwater and Eomiodon whieh indieates braekish environments. The predominantly fine elastie deposits and the oeeurrenee of marine/braekish bivalves eould represent the estuarine parts of
a delta-plain, but also a co asta I lagoon. In fact there is no
doubt for the fluvial origin of the Sao Khua Formation in
northern and northeastern Thailand due to sedimentologieal
investigations (outerops in eentral- and west- of southern
Thailand are not exposed, so it remains questionable
whether the Sao Khua System was eonneeted with the
Tethys). Paleoeurrent measurements prove the origin of the
red beds in the north to northeast of the Khorat Plateau
(HEGGEMANN et al. 1994A, 1994b, HEGGEMANN 1994,
MOURETet al. 1993, DRUMMet al. 1993, MOURET1994).
different f1uvial deposition al styles of the river system of the
Phra Wihan.
The three loeations (A, B, C, Fig. 7) show the proximal
and distal evolution of the river system of the Phra Wihan.
The faeies assoeiations of ehannel-, erevasse splay-, levee-,
floodplain- and laeustrine environments indieate very c1early
the f1uvial environment of deposition of the Phra Wihan
Formation. Paleoeurrent measurments and elay/sand ratios
indieate the direetion to the souree rock areas north and
northeast of the Khorat Basin.
In the northeastern part of the Khorat Plateau (Phu Phan
Range, loeation A) the internal arehiteeture of the sandstone
ehannels with high width/depth ratios eonsists primarily of
multi-storey and multilateral sand-rieh bodies originating
from
braided
rivers.
Sheetflood
deposits,
lateral-,
transverse- and linguoid bars include a relatively high
pereentage of eonglomerates. The elay/sand ratios are very
low. The greater part of the sandstone was deposited in lowsinuosity, bed-Ioad dominated f1uvial ehannels.
Along the western margin of the Khorat Plateau (Ioeation
B), approximately 200km further to the west, the more mature river system of the Phra Wihan ehanged to predominantly mixed-load rivers, typieally interbedded with thiek
f100dplain deposits. The vertieal profiles demonstrate that
the ehannel fills with a high width/depth ratio are interbedded with erevasse splay and levee deposits. Low angle
longitudinal cross bedding and marked fining upward eyeles
indieate point bar systems. The elay/sand ratio is mueh
higher than in the proximal part of the river system to the
northeast.
In northern Thailand (Ioeation C) an anastomosing to
meandering river system deposited high- to moderate sinu-
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PhraWlhan-sandstone
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paJeOClJlTentdirection
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Iongifudnal
6 Conclusions
Lateral and vertieal profiling of the Phra Wihan Formation is a very good tool to demonstrate and to interpretate
\
Fig. 7: The
Cretaeeous),
(Ioeation A),
Nakhon Thai
p8I8oftow(?)
palaeogeography
of the Phra Wihan Formation (Early
With the areas of investigation, the Phu Phan Ranges
the western margin of the Khorat Plateau and the
area (Ioeation B) and N Thailand (Ioeation Cl.
31
osity, narrow, deep channels, with minor overbank deposits.
Some of the sandstone packages include steep dipping longitudinal cross bedding surfaces. The floodplain contain
several interbedded
lacustrine shales including organic
debris and syngenetic sulphides.
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Das neolithische "Jade"beil von Salzderhelden - zerstörungsfreie
Analyse und mögliche Herkunft
Till Heinrichs
Geowissenschaftliches
Zentrum der Universität Göttingen, Abteilung Angewandte Geologie, Goldschmidtstr.
D-37077 Göttingen. Email: [email protected]
3,
Abstract
1 Das Problem
A neolithic polished stone axe of "jade" from SalzderheIden (collections of the Geoscience Center, University of
Göttingen) was studied with a view to demonstrate the usefulness of the scanning electron microscope and combined
EDX spectrometry for the non-destructive
chemical and
petrographic analysis of stone age implements. Quantitative
electron probe microanalysis was not possible; the semiquantitative identification of Na-pyroxenes relies on the
comparison of EDX spectra with synthetic reference spectra
calculated for a range of pyroxene solid solutions. The jade
axe consists chiefly of low-Mg Ca-Fe-jadeite and lesser
amounts of low-Mg Fe-omphacite, possibly ranging to aegiri ne-augite.
Minor constituents
and accessories
are
sphene, questionable phengite, zircon and rare clinozoisite
/allanite. The possible sources of the surprisingly large proportion of subhedral to euhedral zircon are discussed. Liberation of Zr by the breakdown of garnet during metasomatic jadeitisation is deemed a viable hypothesis provided that ill-defined pseudomorphs represent former garnets.
Die Sammlung der geowissenschaftlichen
Institute der
Universität Göttingen enthält unter der Nr. 300-25 ein Steinbeil von 32 cm Länge (Abb. 1) und fast einem Kilogramm
Gewicht, das auf Grund seiner dunkelgrünen Farbe schon
von Beginn als "Jade"beil bezeichnet wurde (vgl. auch GROTE 1981). Es wurde bei Salzderhelden gefunden und gehört
zu den nicht häufigen, aber regelmäßig in Zentral- und
West-Europa vorkommenden "Prunkbeilen", meist großformatigen, aus exotischem Material gefertigten Implementen
jungsteinzeitlicher Werkzeugkultur von vermutlich kultischer
bzw. hierarchischer Bedeutung (z.B. VIRCHOW 1881, WooLEY 1983, RICQ-DEBOUARD& COMPAGNONI1991, D'AMlco et
al. 1995a).
Der Begriff "Jade" wird umgangssprachlich und im kommerziellen und archäologischen Sprachgebrauch benutzt für
alle grünen, schweren, auf Grund der feinkörnigen dichten
Verwachsung und Zähigkeit zu Gebrauchsgegenständen
und Schmuck verarbeiteten
Gesteine. Diese umgangssprachliche "Jade" umfasst jedoch wenigstens drei petroge-
Jadebei/
transverse
frontale
Aufsicht
Sa/zderhe/den
GO 300-20
Aufsicht.
dunkelgrüne
verheilte
Klüfte
sagittale
0
0
5 cm
Schnitte
0
%1';..Flecken,
o
,-,;,.
-<.
grün
helle
Einsprenglinge
Mikrorisse
THs-OezOl
Abb. 1: Form und Maße des "Jade"beils von Salzderhelden.
33
Das "Jade"beil von SalzerheIden
netisch von einander zu trennende Gesteinstypen, die mineralogisch als Nephrit, Jadeitit und Eklogit zu bezeichnen
wären. Diese und weiter verfeinerte petrographische Unterscheidungen benötigt die Archäologie zur Aufdeckung der
Quelle des Materials. Kombiniert mit der statistischen Typologie der Artefakte kann die petrographische oder auch
geochemische Herkunftsanalyse es zumindest prinzipiell
ermöglichen, logistische Vernetzungen zwischen Materiallieferanten, Werkstätten ("Ateliers") und Nutzern zu erkennen.
Mit Ausnahme der Dichtebestimmung sind die traditionellen archäometrischen Methoden der chemischen und
petrografischen Untersuchung von "Jade"-Steinbeilen destruktiv: chemische Bulk-Analyse (z.B. HÜGI1948); röntgendiffraktometrische Phasenanalyse an Mineralpulvern (XRD;
z.B. OVERWEEL1983); petrographisch-mikroskopische Untersuchung an Gesteinsdünnschliffen kombiniert mit XRD
(z.B. D'AMICOet al. 1995b). Im Gegensatz dazu soll hier ein
Versuch vorgestellt werden, die konstituierenden Minerale
zur Unterscheidung Jadeit-Nephrit, sowie die Nebengemengteile, die Mineralchemie und die Mikrostruktur in einer
"petroarchäometrischen" Analyse halbquantitativ zu analysieren, und zwar völlig zerstörungsfrei ohne jeglichen Eingriff in die Integrität des Artefaktes.
2 Methodik
Die übliche Entnahme eines Bohrkernes oder die Herstellung von Dünnschliffen an Splittern verbot sich nach
oben Gesagtem. Es wurde daher versucht, das 32 cm lange
Beil (Abb. 1) als ganzes in der Probenkammer eines Rasterelektronenmikroskop (REM) zu montieren, um so abbildend und mikrochemisch analysierend die von den neolithischen Handwerkern makroskopisch "polierte", obgleich
mikrorauhe Oberfläche in Augenschein nehmen zu können.
Dafür war bei der Größe dieses Beiles ein REM mit besonders geräumiger Probenkammer und stabilem Probentisch
nötig. Bei dem verwendeten Gerät handelte es sich um ein
langbrennweitiges Mikroskop mit konventioneller (thermionischer) Kathode (Cambridge Stereoscan 250Mk3) ausgerüstet mit einem energiedispersiven Röntgenspektrometer (SiLi-EDX mit 8 IJmstarkem Beryllium-Fenster; Link AN10000)
zur Elektronenstrahl-Mikroanalyse.
Da ein derart großes, elektrisch nichtleitendes Objekt mit
den verfügbaren Geräten nicht leitfähig bedampft werden
konnte, waren zur Untersuchung im Hochvakuum des REM
besondere Vorkehrungen nötig. Durch Minimierung des
Sondenstroms «1 bis max. 2 nA) kombiniert mit geeigneten
elektrischen Ableitungen in Form großflächiger Metallfolien
wurde die Aufladung der unbeschichteten Probe unter dem
Elektronenstrahl soweit reduziert, dass eine ungestörte
Abbildung mit Rückstreuelektronen (RE) und eine punktgenaue, qualitative mikrochemische Analyse der einzelnen
Minerale möglich wurde. Eine hinreichende Primärelektronenenergie von ca. 20 keV erlaubte eine Elementanalyse
bis zur üblichen Ortsauflösung von einigen Mikrometern.
Um die mit dem genannten System gewonnenen qualitativen Röntgenspektren besser auswerten zu können, wurden zum Vergleich Matrix-korrigierte synthetische ReferenzSpektren für einzelne Mischkristalle definierter Zusammensetzung berechnet (Programm eines Oxford INCADetektorsystems). Der Vergleich der Spektren erlaubt halbquantitative Aussagen zur Mineralchemie, obwohl aus technischen Gründen für die Berechnung ein anderer Detektor
mit ultradünnem Fenster zu Grunde gelegt werden musste.
Jedoch ist die Detektorgeometrie, insbesondere der Abnahmewinkel (cosec psi), und sind die Anregungsbedingungen, insbesondere die Energie der Primärelektronen, für die
34
synthetischen Spektren identisch. Der Einfluss des ultradünnen Fensters bewirkt eine zunehmend höhere Intensität
der Röntgenpeaks der leichteren Elemente AI, Na (und 0).
Ein 8-lJm-Be-Fenster absorbiert etwa 50% der Na-KuStrahlung und praktisch die gesamte O-K-Serie. Dies ist
beim Vergleich der beobachteten (Abb. 2, oben) mit den
berechneten Spektren (Abb. 2, unten) zu berücksichtigen.
Für die Untersuchung z.B. von kleineren Stein-Artefakten
würde dieses Problem nicht entstehen, wenn Analyse und
Simulation am gleichen System möglich sind. Zudem würden sich bei entsprechender rechentechnischer Ausstattung
des Systems auch bei rauhen Probenoberflächen hinreichend genaue quantitative Analysen der Mineralchemie
gewinnen lassen.
3 Ergebnisse
3.1 Mineralische Komponenten,
und Verwachsung
Habitus
Zur Bestimmung der Präsenz der Hauptelemente wurden EDX-Spektren von mehreren, etwa 14 mm2 großen
Arealen gewonnen, woraus sich folgende qualitative Reihung der beteiligten Elemente ergab, beginnend mit den
häufigsten: Si, AI, Na, Fe, Ca, Ti, K. Die nachfolgende kombinierte Untersuchung durch höher auflösende REAbbildung und punktuelle Analyse sowie qualitati-
J"'DE101J:__
JADElOb2
---
.Y<Cl\:.'.'"
.
live 1eO 5
renl 114 5
dend
12%
20 eV/chnn
-0.38 - 9.8 keV
FS 4 -<cts
PE: 20 keV
Si(Li)- Be-window
elevn tion 35
----t<-{s-dec99
..Jndeite
Dr-phncite
synthetic
Spectro
live 100 5
20 eV/cho.n
-C.3 - 9.8 keV
FS 4.58 krtc;
PE 20 keV
SI(Lj) - SAi\-/lnciow
elevn tion 35
--------ths-ciecOl
Fe
;~\
Fe
~_ß\ .. ~ ...
Abb. 2: Beobachtete EDX-Spektren einiger Na.Pyroxene (oben) im
Vergleich mit berechneten Spektren (unten); weitere Erläuterung im
Text. Berechnete Spektren entsprechen den folgenden Mischkristallen (vgl. Abb.3, Ringe):
Jadeite (Nao.SCaO.2Alo.sFeo.2)Si20S;
Omphacite (Nao.SSCaO.43)(Alo.40
Tio.07Fe3+0.47MgO.06 Fe2+0.33)
(AI.osSi1.9s0s).
Heinrichs, T.
ve/halbquantitative Auswertung der EDX-Spektren ergab als
Hauptkomponenten jadeitische Pyroxene von wechselnder
Zusammensetzung. Nebengemengteile sind ein recht reiner
Titanit (häufig), ein Klinozoisit / Allanit (selten), sowie eine
Pseudomorpose
eines unbekannten Minerals. Auffallend
häufiger akzessorischer
Gemengteil ist Zirkon. Eine Khaiti ge Phase konnte nicht identifiziert werden, vermutet
werden kleinkörnige Phengite oder evtl. ein seltener Khaitiger Amphibol (s.u.).
Die jadeitischen Pyroxene sind in der Regel Ti-frei; der
AI-Gehalt ist deutlich, weswegen Aegirin nicht die dominierende Komponente sein kann. Aus den relativen Peakhöhen
von Fe- und Ca- Ku ergibt sich jedoch unter Berücksichtigung des Überspannungsverhältnisses
ein Eisengehalt, der
immer größer als Ca sein muss. Dies zeigt eine generelle
Aegirin-Komponente
an. Der fehlende oder kaum nachweisbare Mg-Gehalt erfordert zur Erklärung des Ca eine
Hedenbergit-Komponente,
während eine diopsidische fast
fehlt. Die vorliegenden Mischkristalle könnten daher als
Omphazite bezeichnet werden, wo die qualitativen Ca- etwa
gleich Na- und Fe-Gehalten sind sowie die AI-Gehalte relativ niedrig. Generell fehlen jedoch die Omphazit-typischen
Mg-Gehalte (Abb. 2, oben).
Insgesamt bilden die unterschiedlichen Ca-, Fe-, Ti- und
AI- und Na-Gehalte ein quasi-Kontinuum,
das sich durch
gekoppelten Ersatz beschreiben lässt: AI + Na a Ca + Fe (+
Ti) (Abb. 2; Spektren JADE1 Ob1 bis -b4). Dieses Schema ist
in den synthetischen Spektren der Abb.2 (unten) zwischen
einem
Jadeit
der
Zusammensetzung
(Nao.sCao.2Alo.sFeo.2)Si206und einem Mg- armem Omphazit
aus CURTIS et al. (1975 in DEER et al. 1978: 435) mit
(Nao.55Ca0.43)
(Alo.4oTio.o7Fe3+o.47Mgo.o6Fe2+o.33)
(Alo.o5Si1.9506)
nachgebildet. In den beobachteten Spektren ist der CaGehalt qualitativ jedoch kleiner als der von Fe, so das für
diese Individuen eine größere Aegirin- Komponente als in
den dargestellten synthetischen Spektren anzunehmen ist.
Aus diesen und weiteren nicht dargestellten Simulationen
lässt sich abschätzen, das die jadeitischen Pyroxene des
Steinbeils wechselnde Mischungen der Endglieder Jadeit
Di
(Jd), Aegirin (Aeg) und fast Mg- freier quadrilateraler Pyroxen, d.h. vor allem Hedenbergit (Hed), darstellen, die in
einem Feld von etwa Jd75-Aeg10-Hed15
bis etwa Jd30Aeg35-Hed35 liegen (Abb. 3).
Nach traditioneller Nomenklatur handelt es sich also um
Chloromelanite, nach moderner Definition ist die hier beobachtete Serie zwischen Calcian ferrian Jadeite und ferrian
Omphacite bis aluminous Aegirine- Augite anzusiedeln
(MORIMOTOet al. 1988, ROCK 1990, vgl. auch CLARK& PAPIKE 1968), wobei das besondere Merkmal der jadeitischen
Pyroxene des Steinbeils jedoch die Mg-Armut bei gleichzeitig deutlichem Hedenbergit- Anteil im Molekül ist.
Einzelne Individuen mit K und Ti in der Analyse könnten
auf einen untergeordneten dritten Pyroxen- evtl. Ägirin- oder
einen Amphibol hinweisen. Jedoch scheint es wahrscheinlicher, dass diese Analysen eine Verwachsung mit einem
sehr feinkörnigen, möglicherweise auch auspolierten und
daher nicht direkt sichtbaren Phengit repräsentieren, der
auch das K in einer KlinozoisitiAllanitAnalyse erklären
würde.
Der Habitus der Fe- reicheren Omphazite mit Ca größer
Na ist kurzprismatisch anhedral, die Individuen 50-200 IJm
groß, die Verwachsung dicht ohne erkennbare Regelung.
Die Berührungsparagenesen
umfassen Titanit, Klinozoisit,
Zirkon sowie die unidentifizierte Pseudomorphose (vgl. Abb.
4). Kleine Areale dieser Assoziation durchdringen
oder
werden umschlossen von größeren Domänen aus überwiegend Na- AI- reicheren, im Rückstreuelektronenbild
dunkleren Jadeiten. Randlich wachsen beide jadeitischen Pyroxene ineinander ein, ohne das eine Altersfolge klar ersichtlich
wäre. Im Kontakt mit Omphazit sind die Jadeit- reicheren
Pyroxene oft euhedral rechteckig ca. 50 x 50 IJm bis prismatisch 50 x 150 IJm, oft Cluster bildend. An wenigen Stellen
scheinen Na-Al-reiche Kerne umwachsen von Ca-Fe- reicheren Omphaziten, eine Abfolge der Kristallisation andeutend (Abb. 4). Innerhalb der in etwa homogenen Domänen
sind die Na-Al-reicheren Pyroxene anhedral und richtungslos verwachsen.
Titanit bildet sparrige Aggregate aus 20 bis 150 IJm gro-
Aug
o
Hed
Ca- Tsch
composifions
fo
synfhefic specfra
Jd41 Aeg 14 Quad45
Jd80 Aegl0 Hedl0
(CURTlS)
esfimafed composifion
fo observed specfra
from Salzderhelden
axe
_._._._._._._._._._._.
Ca-AI-Aeg
AI-Aegirine
Aeg
Jd
t:Hs JQn02
Abb. 3: Zusammensetzung
der Na-Pyroxen-Mischkristalle
des Jadebeils von Salzderhelden.
35
3.2 Dichtebestimmung und Modalbestand
Die Trockenwägung (n = 6) gefolgt von einer Auftriebswägung (n = 3) in Wasser mit derselben Waage, bei Aufhängung des Beils unter dem Waagenschwerpunkt, führte
zu folgendem Ergebnis:
Masse: 931,3:t 0,6 g
Volumen: 273,7:t 0,5 cm3
Dichte: 3,40 :t 0,01 g/cm3.
Abb. 4: Mikrogefüge des Jadeitits: Fe-Omphazit-reiche
Domäne
mit Titanit (Ti) und Zirkonen; Ps = vermutete Granatpseudomorphose in Vertiefung; RE-Bild der originalen, unbeschichteten
Oberfläche des Steinbeils.
Eine halbquantitative Bestimmung der modalen Volumenanteile nach dem Punktzählverfahren (300 Punkte) an 2
2
zufälligen Stichproben (RE-Abbildungen der Fläche 2 mm )
ergab 54% jadeitische (dunkelgraue) Pyroxene, 38%
omphazitische (hellgraue) Pyroxene, 9% Titanit (Sphen),
über 1% Zirkon, 11% vermutliche Pseudomorphosen und
unbestimmbare Anteile. An Mineraldichten werden für Jadeit
3.33, Omphazit 3.31 und für die Fe-reicheren Phasen Aegirin 3.53, Hedenbergit 3.51 angegeben (TRäGER1959). Modalbestand, Mineraldichten und Dichte der Gesamtprobe
sind daher überschlägig miteinander vereinbar.
4 Diskussion
4.1 Das Gestein und seine mögliche Herkunft
Abb. 5: Poikiloblastischer
Zirkon in Fe-Omphazit-Domäne
ßen Individuen mit deutlicher Spaltbarkeit eingebettet in die
Ca-Fe-reicheren omphazitischen Pyroxendomänen. Dort ist
er ein häufiger Nebengemengteil, der selten etwas Eisen
enthält.
Klinozoisit / Allanit mit einem Kern mit hohen Cer - Gehalten wurde selten beobachtet.
Zirkon ist zwischen 20 und 200 IJm groß. Er zeigt fast
immer einen gedrungenen Umriss mit Anteilen eindeutiger
Kristallfacetten. Die Formen sind kurzprismatisch. Er umwächst häufig poikiloblastisch sowohl unregelmäßig amöboid geformte Einschlüsse von jadeitischem Pyroxen als
auch grobe Titanitkristalle (Abb. 4 und 5). Dieses poikiloblastische Wachstum belegt hohe Mobilität der Zirkonkomponenten. In den Zirkonen sind wechselnde Gehalte an
Ca, Fe und Hafnium nachweisbar.
Eine unbekannte Pseudomorphose, nicht selten, bildet
ausgebrochene Grübchen mit einer Füllung aus submikrometer-Körnchen von Quarz, ? Fe- Sulfid, ? Rutil. Die Form
ist häufig gedrungen, rundlich (Ps. in Abb. 4). Im metamorphen Zusammenhang lässt sich an eine Granatpseudomorphose denken. Ein Nachweis ist jedoch unmöglich und
die zerstörungsfreie Analytik des alten Steinbeiles stößt hier
an ihre Grenze, da das Mineral ausgebrochen ist und die
Vertiefungen mit nicht entfernbaren Verunreinigungen versiegelt zu sein scheinen.
36
Für die Dichtevariation der zu Artefakten verarbeiteten
"Jade"- Gesteine gibt WOOLEY(1983) folgende Schranken:
Nephrit 3,15-2,9; Jadeitische Gesteine inklusive Eklogit und
Chloromelanit 3,54-3,0 g/cm3. Die Dichtebestimmung von
3.40 g/cm3 legt also eine Zugehörigkeit zur Eklogit-JadeitGruppe nahe. Die Identifizierung der kleinkörnigen NaPyroxene als Hauptbestandteil bei praktischer Abwesenheit
von Granat eliminiert die eklogitische Variante und belegt,
dass das Gestein eine "jadeitische Jade" und nach den
mineralischen Mengenverhältnissen und der Bulk-Dichte ein
Fe- reicher, Mg- armer Jadeitit bis Omphazitit ist.
Denkbare Herkunftsorte sind europäische Eklogitvorkommen mit potentieller Jadeitit-Assoziation. Sie reichen
von West-Norwegen über Münchberg (Bayern), Erzgebirge,
südliche Bretagne (lie de Croix), neben Ost- und Westalpen,
französischem Zentralmassiv bis zu den Pyrenäen. Vorstellbar ist auch die Nutzung von glazialen Geschieben
insbesondere aus den genannten skandinavischen Vorkommen. Bisher sind aber West-norwegische Eklogit- Geschiebe in Norddeutschland unbekannt und auch unwahrscheinlich, da die westlichsten Theoretischen Geschiebezentren (TGZ) südlich des Oslograbens liegen (HESEMANN
1975, MEYER1983, LünlG 1991). Die dem Fundort Salzderhelden nähergelegene Region um den Zobten in Schlesien ist als Quelle nur von Nephrit oder Serpentin in der
1995) und auf Grund der hier
Diskussion (WOJCIECHOWSKI
vorgelegten Resultate also auszuschließen.
Bisher sind jedoch nur aus den Eklogit-Arealen der
Westalpen auch Vorkommen "jadeitischer Jade" bekannt
geworden (z.B. 0' AMlco et al. 1995) und so weist die beobachtete mineralische Zusammensetzung wahrscheinlich
auf Jadeitite der westalpinen Provenienz. Dafür spricht nach
D'AMICOet al. auch die Funddichte der jadeitischen Steinbeile, die mit einem starken Gradienten von den Westalpen
ausgehend nach Zentral- und Westeuropa abnimmt. Es ist
aber nicht auszuschließen, das detailliertere regionalgeologische Aufnahmen weitere Jadeitite in den genannten
hochdruckmetamorphen Arealen erschließen, wodurch
petrographische Analysen wie die vorgestellte für die Herkunftsdiskussion erneut Bedeutung bekommen können.
Heinrichs, T.
4.2 Petrologische
Anmerkung
Für die nahezu völlige Jadeitisierung eines Hochdruckmetamorphits ursprünglich etwa basaltischer Zusammensetzung wird allgemein ein nicht genauer bekannter metasomatischer Prozess verantwortlich gemacht (z.B. D'AMICO
et al. 1995b, COMPAGNONI& RICQ DE BOUARD1993). Unklar
ist, ob die notwendige metasomatische Alteration nicht vielleicht schon während der ozeanischen Metamorphose der
Basalte ablief. Vielleicht deutet die Mg- Armut bei gleichzeitig deutlichem Hedenbergit-Anteil der jadeitischen Pyroxene
darauf hin, der sonst nur für Omphazite aus der Metamorphose alkaliner und felsischer Magmatite beschrieben ist
(CURTIS & GITIINS 1979, BLACK 1970). Letzter~s k.önnt~
vielleicht sogar auf ein drittes denkbares Szenano hInweIsen, bei dem die Ausgangsgesteine
nicht basaltischer sondern felsischer Natur waren.
In diesem Zusammenhang ist die immer wieder berichtete Häufigkeit von Zirkon in den Omphazititen und Jadeiti~e~
bemerkenswert. Das an unserem Stück beobachtete pOiklloblastische Zirkonwachstum belegt die hohe Verfügbarkeit
der Zirkon- Komponenten und rasches Wachstum (Abb. 5).
Woher stammt nun das Zr?
Die reichen Titanit-Anteile könnten auf den Zerfall von
granulit- /eklogitfaziellem oder sogar primär~~gmatisc~em
Ilmenit zurückzuführen sein. Verteilungs koeffizienten MIneral/Schmelze für mafische Magmatite zeigen, das Ilmenit mit
o 0 1-1 deutlich mehr Zr aufnimmt als Pyroxene mit 0 0,05 0,5' (ToMKINs & HAGGERTY1985, EWART & GRIFFIN 19?4).
Beim Ilmenitzerfall könnte Zr für die Zirkonbildung freIgesetzt worden sein (SCOATES& CHAMBERLAIN1997; BINGENet
al. 2001). Andere, hier nicht nachgewiesene, aber für z.B.
Gabbros nicht ungewöhnliche, primärmagmatische
Zirkonträger (Baddeleyit, DAvlDsoN & VAN BREEMEN1988; Z!rconolit, STUCKIet al. 2001) sind womöglich schon zu Beginn der
Hochdruckmetamorphose
zerfallen und dabei könnten sich
ältere Kerne der großen idiomorphen Zirkone gebildet haben.
Im Vergleich zu Ilmenit sind für magmatische Pyroxene,
unabhängig ob aus felsischen oder mafischen Schmelzen,
kleinere Verteilungskoeffizienten
für Zr beobachtet (0 = 0,05
bis 0,5; EWART& GRIFFIN1994). Es scheint, das dies analog
auch für hochgradig metamorphe Pyroxene gilt, jedenfalls
sind die beobachteten Zr-Gehalte gering, sei es in metapelitischen oder meta-mafischen Granuliten, oder in assoziiertem hochgradigem Metatekt. Jedoch zeigen Granat od?r
Hornblende im granulitfaziellen
Reaktionsverband
um ein
bis zwei Größenordnungen
höhere Zr-Konzentrationen
als
die Pyroxene (FRASERet al. 1997).
.
_
Dramatische Konzentrationen
von Zr Sind aus spatmagmatischem
Ägirin peralkaliner Plutone und Vulkanite
bekannt; die Kontrolle für den Zr-Einbau in diesen NaPyroxenen besteht in niedrigem f02 und niedriger CaAktivität (z.B. DUGGAN1988: 495). Insbesondere die letztere
Bedingung ist wohl in unserem Jadeitit nicht erfüllt. Gegebenenfalls wäre sonst an den metasomatischen
Zerfall
eines Zr- reichen Na- Pyroxens als Vorläufer der Omphazite
zu denken, bei dem Zr freigesetzt worden sein könnte.
Während die Umbildung von .normalen" Pyroxenen also
bei der Jadeitisierung
wahrscheinlich
kein Zr verfügbar
macht, könnte der Zerfall von eklogitfaziellem Granat eine
Zr-Quelle bilden. Anhaltspunkt für eine eklogitische Vorgeschichte des Jadeitits könnten die fast isometrischen Pseudomorphosen sein, die vielleicht Reste von Granat sind. Wie
oben dargestellt, ist dessen analytischer Nachweis in unserem Steinbeil bisher jedoch nicht gelungen.
Zusammenfassend
bleibt festzuhalten, das eine Aufklärung des Jadeitisierungprozesses
der Jadeitite im potentiel-
len Herkunftsgebiet Westalpen wünschenswert ist, da sich
dadurch sicherlich schärfere Kriterien ergäben, die Quellen
des Rohmaterials für die exotischen Steinbeile einzugrenzen.
Danksagung
Dr. Klaus Grote, Kreisarchäologe
Göttingen, gab den
Anstoß zu dieser Untersuchung und wichtige Literaturhinweise. Dr. Hans Jahnke, Kustos im GZG, knüpfte freundlicherweise die Kontakte und stellte das Objekt der Untersuchung bereit.
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38
LANDSAT-Interpretation der frontalen Faltenstrukturen des Sulaiman Gebirges
(Western Fold Belt, Pakistan) zur Erfassung der paläogeographischen Entwicklung
während des Tertiärs (Eozän bis Miozän)
Dietrich Helmcke
(1),
Jean-Loup Welcomme
& Laurent Marivaux
(2),
Pierre-OIMer Antoine
(2)
(2)
Geowissensehaftliehes Zentrum der Universität Göttingen, Abteilung Angewandte Geologie,
Goldsehmidtstr. 3, D-37077 Göttingen. Email: [email protected]
Equipe Phylogenie, Paleobiologie & Paleontologie, I.S.E.M., CNRS- Universite Montpellier 11, UMR 5554, Ce
064 Plaee Eugene Bataillon, F-34095 Montpellier Cedex 5
(1)
(2)
Zusammenfassung
Beschrieben werden Änderungen in den eozänen - miozänen Schichtfolgen der frontalen Faltenstrukturen des
Sulaiman Gebirges (Western Fold Belt, Pakistan). Die
Aussagen beruhen für große Abschnitte allein auf der
Interpretation von LANDSAT-Szenen. Nur im Bereich' der
Zinda Pir Antiklinale und im Bereich der Zin Antiklinale sind
diese durch Geländebefunde abgesichert.
Für diesen Bereich wird in der Literatur La. eine stratigraphische Lücke zwischen den flachmarinen Sedimenten
des Eozän und den deltaischen bis fluviatilen Schichten, die
La. in das Miozän gestellt werden, angenommen. Die
Geländebefunde und die Satellitenbildauswertung ergeben
ein komplexeres Bild: eine größere Schichtlücke ist nur im
westlichen Abschnitt der Zin Antiklinale zu erkennen.
Die Bildauswertung ergab weiterhin, daß keine bedeutenden Rücküberschiebungen in diesen Faltenstrukturen
ausgebildet sind; allein in der Ostflanke der Zinda Pir
Antiklinale sind weit durchstreichende Rücküberschiebungen auszuhalten - sie weisen aber keine großen Überschiebungsbeträge auf.
schriebener und analysierter stratigraphischer Profile
abhängig ist, d.h. die Kombination von detaillierter Bildauswertung mit ausgedehnter Geländearbeit ist zwingend
notwendig.
Die hier vorgestellten Ergebnisse der LANDSAT-Bildanalyse stützen sich vorwiegend auf die Daten, die
WELeoMMEet al. (2001) aus dem Bereich der Bugti Hills
kürzlich publizierten und auf die Befunde aus dem Bereich
der Zinda Pir Antiklinale, die in den letzten Jahren von einer
Göttinger Arbeitsgruppe (KOLLMANN
et al. 1998, KOLLMANN
1999) gewonnen wurden.
2 Regionale Stellung des Sulaiman
Gebirgsbogens
Nördlich des 31. Breitengrades kann der Western Fold
1 Einleitung
Der Lobus des Sulaiman Gebirges (Western Fold Belt,
Pakistan) erstreckt sich auf der kontinentalen Kruste des
Indo-Pakistanischen Intenders entlang der transpressiven
westlichen Plattengrenze der Indo-Australischen Platte
(Abb. 1). Deshalb sind in den Schichtfolgen des Sulaiman
Gebirges und des gegen Osten anschließenden Indus
Vorlandbeckens Hinweise gespeichert, die Schlüssel zur
Rekonstruktion des Ablaufes der Kollision zwischen dem
Intender und Asien enthalten. Obwohl der Ablauf dieser
Kollision - verglichen mit vielen anderen Orogenen - recht
gut bekannt ist, ergaben detaillierte Geländeuntersuchungen in einigen ausgewählten Bereichen (Zinda Pir Antiklinale, Zin Antiklinale) der frontalen Faltenstrukturen des
Sulaiman Lobus neue stratigraphische und fazielle Aspekte
und Fakten, die in die derzeit verbreiteten Auffassungen
eingearbeitet werden müssen und diese modifizieren
werden (CUFTet al. 2000, p. 281, CUFTet al. 2001).
Mit diesem Beispiel aus dem Bereich der frontalen Faltenstrukturen des Sulaiman Gebirges wollen wir einmal
mehr die Bedeutung detaillierter LANDSAT-Interpretationen
zur Entschlüsselung der räumlichen Verteilung paläogeographischer Wechsel in großen, weiten Regionen aufzeigen.
Es versteht sich von selbst, daß der Wert dieser Auswertungen in höchstem Maße von der Qualität intensiv be-
INestern-Fold-Belt
Flysch-Be~
~ Ophiolites
Eill Indus-Foredeep
r;::) Deccan
Traps
c:zl IndianCraton
1 Zin-Anticline
2 ZindaPir-Anticline
[z]
D
Indian Ocean
100
200
300
Abb. 1: Geologische Situation der Sulaiman Range in Pakistan. Die
Lage der im Text diskutierten
Ziffern gekennzeichnet.
frontalen Antiklinalstrukturen
ist durch
39
LANDSA T-Interpretation des Sulaiman Gebirges, Pakistan
Belt Pakistans von E gegen W in die folgenden Einheiten
(BANNERT
et al. 1992) untergliedert werden:
- lndus Vorland Becken
- Sulaiman Antiklinorium
- Waziristan Ophiolith Zone
- Pishin Flysch Trog ( = Katawaz Becken)
- Afghanistan Block.
Das Basement des lndus Vorland Beckens und des Sulaiman Antiklinoriums besteht aus kontinentaler Kruste des
lndo-Pakistanischen lntenders. Die auflagernde sedimentäre Schichtfolge beginnt wohl bereits mit Schichten des
"Infra-Kambriums", in den Falten des Sulaiman Gebirges
treten oberflächlich jedoch nur Schichten des Jura - Quartär
auf. Die Waziristan Ophiolith Zone markiert einen früheren
ozeanischen Bereich, der den lntender von der Eurasischen
Platte trennte. Gegen Westen schließt der Pishin Flysch
Trog an, der weitgehend mit klastischen Folgen des Zeitraumes Eozän bis Unter/Mittel Miozän gefüllt ist. QAVYUM
et
al. (1997) interpretierten diese Ablagerungen als Delta-Fan
Komplex des Paläo-Indus. Gegen Westen ist diese Zone
durch eine bedeutende Blattverschiebung, die Chaman
Störung, begrenzt. Die Bereiche westlich der Chaman
Störung werden als Teil des Afghanistan Blockes aufgefaßt.
Für die Bereiche des Sulaiman Gebirgsbogens, in denen
die frontalen Faltenstrukturen (Abb. 2) entwickelt sind, kann
festgestellt werden, daß hier oberflächlich nur Schichten des
Paläogens und des Neogens ausstreichen. In Tabelle 1 sind
die einzelnen Formationen ("mapping units"), wie sie von
unterschiedlichen Autoren eingeführt wurden, aufgeführt
und ihre annähernde stratigraphische Position ist angegeben. Diese sedimentäre Abfolge kann in zwei Hauptabschnitte untergliedert werden: während die paläogenen
Sedimente auf einem marinen Schelf abgelagert wurden,
handelt es sich bei den jüngeren Sedimenten hauptsächlich
um kontinentale Klastika, die vorwiegend fluviatilen Faziesbereichen entstammen. Der größte Teil dieser Sedimente ist
unter dem Namen "Siwaliks" bekannt. Damit werden die
Molasse Sedimente, die während der späteren Phasen der
Gebirgsbildung des Himalaya entstanden, bezeichnet. Nach
Auffassung der meisten Autoren existiert zwischen den
beiden erwähnten Haupteinheiten eine stratigraphische
Lücke, die im Allgemeinen in das Oligozän gestellt wird. Sie
ist aber zeitlich schlecht definiert.
Der Sulaiman Gebirgsbogen ist durch stark variierende
Streichrichtungen gekennzeichnet. Dies wird in den frontalen Faltenstrukturen besonders deutlich: Während die
nördlichen Abschnitte im Bereich der Zinda Pir Antiklinale
durch N-S Streichrichtungen ausgezeichnet sind, biegen
diese Streichrichtungen gegen Süden über NE-SW Richtungen zuletzt in einen durch E-W verlaufende Faltenachsen geprägten Abschnitt, wie er für die Zin Antiklinale der
Bugti Hills charakteristisch ist.
Während die mehr internen Abschnitte des Sulaiman
Gebirgslobus klar von Strukuren beherrscht sind, die auf
einen "thin skinned" Deformationsprozess zurückzuführen
sind, ist dies in den Regionen der frontalen Antiklinalen nicht
so eindeutig. In der Literatur zumindest wird für diese
Strukturen sowohl eine "thin skinned deformation" (BANKs&
WARBURTON
1986, JADOON& KHURSHID
1996) als auch eine
"thick skinned deformation" (BANNERT
et al. 1992) diskutiert.
COWARD
(1994, Fig. 14.26, 14.27), der sich auf die Zinda Pir
Antiklinale bezieht, zeigte auf, daß diese Frage erst dann
mit ausreichender Sicherheit entschieden werden kann,
wenn gute seismische Daten berücksichtigt werden können.
Auch eine Kombination beider Deformationsprozesse ist
denkbar.
40
Autoren, die eine "thin skinned" Natur der frontalen Antiklinalstrukturen vertreten, erklären die Entwicklung dieser
Faltenstrukturen durch die Annahme, daß große Rücküberschiebungen am Bau beteiligt sind, d.h. das räumliche
Problem, welches Antiklinalen an Gebirgsfronten aufwerfen
(VANNet al. 1986), wird durch die Annahme gelöst, daß
große, weitreichende Rücküberschiebungen, die im Gebirgsvorland generiert werden, Duplex-Strukturen unter den
Gebirgsfront Antiklinalen verdecken (passive-roof duplex,
BANKS & WARBURTON1986). Bei der Auswertung der
LANDSAT-Bilder muß diese mögliche strukturelle Komplikation berücksichtigt werden: Überschiebungen (back
thrusts) oder andere tektonische Kontakte dürfen nicht mit
Schichtausfällen, die durch stratigraphischen Lücken
verursacht sind, verwechselt werden.
Abb. 2: Ausschnitt aus einem LANDSAT-Mosaik der Sulaiman
Range. Z.-A. = Zin Antiklinale, G.-A. = Gendari Antiklinale, Z.P.-A. =
Zinda Pir Antiklinale. Die Bereiche A7 - Ag zeigen die Lage von
Profilen, die in dieser Arbeit als Beispiele verwendet wurden. Die
Angabe P10 bezieht sich auf das vermessene Profil in der Zinda Pir
Antiklinale.
3 Die stratigraphischen
Abfolgen in den
Strukturen der Gebirgsfront
Die älteste Folge, die im Kern der Zinda Pir Antiklinale in
Aufschlüssen ansteht, ist der Dunghan Limestone, d.h. der
hangende Abschnitt der Ranikot Group, die in das höhere
Paläozän eingestuft ist. In der Zin Antiklinale der Bugti Hills
ist dagegen nur die Schichtfolge ab dem Mittel Eozän (Platy
Limestone = Habib Rahi Limestone Member der Kirthar
Formation) aufgeschlossen. Deshalb kann der hier vorgelegte Vergleich nur die Entwicklung der paläogeographi-
Helmcke, 0., Welcomme, J.- L., Antoine, P.- 0. & Marivaux, L.
schen Situation ab dem Mittel Eozän (von Platy Limestone
Habib Rahi Limestone) umfassen.
=
4 Die Schichtfolge der Zinda Pir Antiklinale
Die hier aufgeführten
Daten zur Ausbildung
und Mächtigkeit der einzelnen Schichtglieder
im Bereich der Zinda Pir
Antiklinale
stützen sich vorwiegend
auf detaillierte
Aufnahmen von Studenten
der Universität
Göttingen (u.a. KAISER
1999, LANG 1998). Die Daten entstammen
dem zentralen
Abschnitt der östlichen Flanke der Antiklinale
(Gebiet des
Belab Nala und des Karo Nala). Begehungen
in anderen
Abschnitten
der Antiklinale
zeigten, daß sie auf den gesamten Bereich der Struktur übertragen werden können.
Die marinen Sedimente
der eozänen Kirthar Formation
können in mehrere "mapping units" unterteilt werden (Tab.
1). Als Gesamtmächtigkeit
wurde auf der Ost-Flanke
der
Antiklinale von der Obergrenze
des Platy Limestone bis zur
Untergrenze der Nari Formation eine Mächtigkeit von 464 m
gemessen.
In Bezug auf die Satellitenbild-Auswertungen
Stratigraphie
a:
~
~
::l
0
~
F. E. EAMES
1952
(RhakiNala)
"'01_
"
=E
{i::!;
...
kann festgestellt werden, daß diese eozäne Schichtfolge
für
Interpretationszwecke
nahezu ideal geeignet ist, da sie sich
in den Farbkompositen
eindeutig und schnell identifizieren
läßt. Dies bezieht sich insbesondere
auf das Schichtglied
des White Mari Members (Pir Koh Limestone Member). Es
ist zwischen
den
liegenden
Lower
Ghocolate
Glay
(Domanda
Shale Member)
und dem hangenden
Upper
Ghocolate
Glay (Drazinda
Shale Member)
eingeschaltet.
Auch im Falle, daß es durch weniger bedeutende
Rücküberschiebungen
zu Schichtverdoppelungen
- wie es für
weite Abschnitte
der Ost Flanke der Zinda Pir Antiklinale
typisch ist (HELMCKE & IQBAL 1995, KOLLMANN 1999) kommt, treten bei der Interpretation
keine Schwierigkeiten
auf. Südlich der Zinda Pir Antiklinale
können dagegen
Probleme entstehen, da hier die einzelnen Kartiereinheiten
geringmächtiger
werden.
Zur stratigraphischen
Einstufung
der jüngsten marinen
Sedimente sei hier auf die Angaben von WEISS (1993) und
Nach WEISS (1993,
WARRICH & NATORI (1997) verwiesen.
Fig. 10 und p. 242) belegen die jüngsten Großforaminiferen,
die im Profil des Rakhi Nala (einige Kilometer südwestlich
I""
PORTH &
''''
,"',0>_
"
H.ARAZA
l~oS
1990
'
(SulaimanFeldbett) ,::!;
...
GOTTINGER
ARBEITEN
SI-W-i
1977
(SUlaimanProvince)
: "ä_
1998
1 ti oS
(ZlndaPlr Antiklinale):, ~
Recentsediments I
SubrecenlSediments 0-15
GraveIs
Holozan
Lei Conglomerate
Pleistozän
7
7
Soan Foonation
••c
:E
N
.2
1
7---7---7
d
Siwalik
ii:
,>1907
3900
SiwalikGroup
,
,
,,
UpperSiwaliks
•••••••••••••••••••••••••••••
OhokPalhanFormation
TransitionZone
•••••••••••••••••••••••••••••
1
::)
1
MiddleSiwaliks
Nagli Formation
I
I
d
••~
:>1060
,
1••••••••
265
1
t ••••••••
1
1
1
1
: 1550
,,
1
I
I
C
1l"ij
LowerSiwaliks
:E
:350
,
I
,
1
C
NariFoonation
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1
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,
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I
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UpperChocolateCl.
W
279
Ic
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Gi
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::!;
N
0
lMlite Mall Band
12
LowerChocoIaleCl.
283
P1atyUmestone
21
DrazindaShale : 300
c
~
E
0
MenU<
UpperChocoIaleCl.
243
PriDIlut&
lMlite Mall Member
10
1
Pir1<oh
Umestone: 15
u.
SirkiShale
!
"t:
S2
I
I
1
MoIIMombet
,
&Id t.4embe<
1400
,
HabibRahl Lst. : 100
w
KirtharFormation
Habit> Rahi LA
MetrO.
low'er ChocoIateCl.
I
211
P1atyLimestone
20,5
ShaleswithAlabaster
186
UpperRubblyLst.
LowerRubblyLst.
20,5
300,5
Gazlj Formation
805
1
I
Shaleswilh Alabaster I
,
~ RubblyUmestones 1
~
::l Greenand NodularSh.:
UpperRakhlGa]Sh. :
,
1
Gi
0
.0
..•c Gi
... :E
iii
N
0
Druftda
%:
D..
229
125
259
494 600m
LowerRakhiGa)Sh. : 236
GorgeBeds
143
VenelicardiaShales : 29
Gi
C
::l
:3300
I
BaskaShateand
AlabasterMember
I
I
1
1
1
GhazijFormation
1
1
I
1
I
I
I
I
I
I
I
1
,
I
Q.
:>
e
Cl
~
'e
Lakhra
Fm.
Dungan: >300
Fm.
OunghanFormation
Bara
Formation
Nicht Kartiert
8l.
KhadroFormation
I
Tab. 1: Stratigraphische
Folgen der Sulaiman
Flächenton hervorgehoben.
Range nach verschiedenen
Autoren.
Vermutete
Schichtlücken
sind durch einen grauen
41
LANDSA T-Interpretation
des Sulaiman Gebirges, Pakistan
der Zinda Pir Antiklinale) gefunden wurden, ein spät eozänes Alter. WARRICH& NATORI(1997) untersuchten die
planktonischen Foraminiferen des Paleozän - Eozän des
Profiles entlang des Sori Nadi (= Sori Nala) und datierten
den Upper Chocolate Clay (Drazinda Shale Member) als
spätes Mittel bis frühes Ober Eozän.
In Hinblick auf die bedeutendste paläogeographische
Änderung ist die Grenze zwischen Upper Chocolate Clay
(Drazinda Shale Member) und der hangenden Nari Formation von speziellem Interesse. RADIES et al. (1998:71)
stellten für den näher untesuchten Abschnitt auf der Ost
Flanke der Zinda Pir Antiklinale fest: "Beginning with the
Upper Eocene the shallow marine carbonates and marls of
the Kirthar Formation become increasingly influenced by
terrestrial clastics. The Nari Formation (?Oligocene to Lower
Miocene) with a minor erosional contact overlies the shallow
marine strata and assembles tidal flat to estuarine and
deltaic deposits which gradually develop into the fluviatil
Siwalik sedimentation". Der Fund eines Unterkiefers von
Antracotherium cf. bugtiense im mittleren Abschnitt der Nari
Formation (Fundpunkt: E Flanke der Zinda Pir Antiklinale,
Safed Nala) ergab für diese Schichten ein Minimum Alter
von Ober Oligozän. Dies erlaübt die Aussage, daß keine
bedeutende tektonisch verursachte Krustendeformation in
diesem Gebiet postuliert werden kann. Der markante
Wechsel von den marinen Sedimenten des Eozän zu den
klastischen Sequenzen der Nari Formation' belegt jedoch,
daß im weiteren Umfeld ein neues Hebungsgebiet auftauchte, welches nun der Erosion unterlag. Somit muß für
das Oligozän doch mit orogenen Bewegungen im weiteren
Umfeld gerechnet werden (WELCOMME
et al. 2001), die mit
der fortschreitenden Kollision in Verbindung stehen.
5 Die Schichtfolgen
6 Stratigraphische Folge der Bereiche zwischen
der Zinda Pir Antiklinale und der Zin Antiklinale
Gegen E taucht die Zin Antiklinale südöstlich von Dera
Bugti in eine circa 10 km weite Depressionszone ein bevor
die eozäne Schichtfolge in der Antiklinalstruktur, die den Mt.
Gendari aufbaut, wieder aufgeschlossen ist. Aus diesem
Bereich (Abb. 3) und den gegen N anschließenden Regionen liegen uns keine im Gelände aufgenommenen Profile
vor, so daß die folgenden Ausführungen sich allein auf die
Auswertung des Satellitenbildmaterials stützen. In Verbindung mit den erwähnten Geländebefunden aus den Regionen der Zinda Pir Antiklinale und der Zin Antiklinale kann
aber u.E. die vorliegende LANDSAT-Szene so eindeutig
interpretiert werden, daß die sich daraus ergebenden
paläogeographischen Aussagen als hinreichend sicher
betrachtet werden können.
Die wichtigsten Beobachtungen können wie folgt kurz
zusammengefaßt werden: auf der östlichen Flanke dieser
Antiklinale, welche sich gegen N bis westlich der Zinda Pir
Antiklinale erstreckt und von dort noch gegen N weiterstreicht, zeigt sich immer die für die Zinda Pir Antiklinale
typische Schichtfolge, d.h. über der Kartiereinheit des Platy
Limestone (Habib Rahi Limestone Member) folgen Lower
Chocolate Clay (Domanda Shale Member), White Mari
Member (Pir Koh Limestone Member) und Upper Chocolate
der Zin Antiklinale
Die von WELCOMME
et al. (2001) bearbeiteten Profile im
Bereich der Zin Antiklinale (Abb. 3, 4) in den Bugti Hills
weisen bedeutende laterale Variationen der Schichtfolgen
während des Zeitraumes Oberes Eozän - Unteres Miozän
auf. Diese lateralen Änderungen lassen sich auf der vorliegenden LANDSAT-Szene eindeutig erkennen und kartieren.
Im Allgemeinen gilt für diesen Bereich, daß die Schichtfolge
von E nach W fortschreitend weniger komplett ist, d.h. es
läßt sich von E gegen Weine Schichtlücke erfassen, die
eine zunehmende Zeitspanne umfaßt. Das oligozäne Alter
der hangenden Klastika ist auch hier durch Wirbeltierfunde
(WELCOMME
et al. 2001) nachgewiesen.
Diese Schichtlücke umfaßt im W der Zin Antiklinale den
Zeitraum, in welchem im Bereich der Zinda Pir Antiklinale
die Sedimente des Lower Chocolate Clay (Domanda Shale
Member), des White Mari Members (Pir Koh Limestone
Member) und des Upper Chocolate Clay (Drazinda Shale
Member) abgelagert wurden. Somit liegen hier Äquivalente
der Nari Formation direkt den Karbonaten des Platy
Limestone (Habib Rahi Limestone Member) auf.
Gegen E schalten sich dann - etwa von dem Querschnitt durch die Zin Antiklinale südlich von Dera Bugti an fortschreitend auch die durch Tone und Mergel dominierten
Serien des höheren Eozän ein - sie nehmen recht schnell
an Mächtigkeit zu. Südöstlich von Dera Bugti kann dann
auch das auffällige Band, welches das White Mari Member
bildet, wieder auskartiert werden. Im Gegensatz zu den
Profilen im Bereich der Zinda Pir Antiklinale tritt aber im
östlichen Abschnitt der Zin Antiklinale eine weitere im
Satellitenbild auffällige helle Schichtfolge im Hangenden des
Upper Chocolate Clay und unter der Nari Formation auf.
42
Diese Folge wird von WELCOMME
et al. (2001) bereits in das
Oligozän eingestuft.
Abb. 3: Ausschnitt aus der bearbeiteten LANDSAT-Szene mit
Angabe der von WELCOMME
et al. (2001) bearbeiteten
Profilschnitte (P1 - P6).
Helmcke, 0., Welcomme, J.- L., Antoine, P.- O. & Marivaux, L.
Clay (Drazinda Shale Member). Diese Serien des höheren
Eozän werden dann von Klastika der Nari Formation und
den Siwaliks überlagert.
Auf der westlichen bzw. nordwestlichen Flanke dieser
Antiklinale ist dagegen bereits im südwestlichen Abschnitt
zusätzlich die von WELCOMME
et al. (2001) neu beschriebene karbonatische Folge im Hangenden des Upper
Chocolate Clay zu erkennen - wenn der Bildeindruck auch
den Anschein erweckt, daß diese Folge hier noch recht
geringmächtig ist. Weiter gegen NW - auf der nordwestlichen Flanke der anschließenden Mulde mit Nari Formation
im Kern - fehlt diese Serie dann wieder.
Nimmt man an, daß die erwähnte Karbonatfolge stratigraphisch etwas jünger ist als der Upper Chocolate Clay
(und es sich bei ihm nicht um eine fazielle Vertretung des
höheren Abschnitts des Upper Chocolate Clay handelt),
dann ergibt die Bildanalyse, daß in dem Bereich zwischen
dem östlichen Teil der Zin Antiklinale und dem beschriebenen Abschnitt der Antiklinale des Mt. Gendari die vollständigsten Schichtfolgen des Zeitraums höheres Eozän bis
Oligozän aufgefunden werden können, d.h. hier würde die
stratigraphische Lücke an der Basis der Nari Formation den
kürzesten Zeitraum umfassen. In Abb. 4 sind als Beleg für
diese Aussagen Ausschnitte des bearbeiteten Satellitenbildes eingefügt, die für drei Teilbereiche dieser Region den
diskutierten Abschnitt der Schichtfolge zeigen.
w
P2
P3
P4
P5
P6
A7
7 Über Auftreten und Verbreitung von
Rücküberschiebungen
BANKS& WARBURTON
(1986) und VANN et al. (1986)
führten die Strukturen an der Gebirgsfront der Sulaiman
Range als besonders eindrucksvolles Beispiel für das
Auftreten von großen Rücküberschiebungen an (passiveroof duplex, BANKS& WARBURTON
1986).
Die Untersuchungen im Bereich der Zinda Pir Antiklinale
konnten in der Tat das Vorkommen von Rücküberschiebungen bestätigen (KOLLMANN
et al. 1998). Gestützt auf Satellitenbildauswertungen und Geländeaufnahmen konnten sie
ein über 100 km weit durchstreichendes Bündel von Rücküberschiebungen in der östlichen Flanke der Zinda Pir
Antiklinale nachweisen. Diese Rücküberschiebungen sind in
der eozänen Schichtfolge (Lower Chocolate Clay, White
Mari Member, Upper Chocolate Clay) ausgebildet und
zeichnen sich nur durch recht geringe Überschiebungsbeträge aus. Weitere Rücküberschiebungen fanden sich auch
in den älteren Kartiereinheiten des Eozän in den tonreichen
Schichtgliedern zwischen Dunghan Limestone und Platy
Limestone - sie besitzen aber nach den Kartenaufnahmen
(z.B. KAISER1999) noch geringere Bedeutung.
Dagegen ließen sich nach unserer Bildauswertung für die
weiter südlich gelegenen Gebiete keine Hinweise auf die
Ausbildung von Rücküberschiebungen gewinnen. Diese
Aussage bezieht sich sowohl auf die Antiklinalstruktur des
Mt. Gendari als auch auf die Zin Antiklinale - hier können
also die beschriebenen Schichtausfälle nicht auf später
E
SSW
NNE
A8
A9
P10
Miocene
Nari Formation
~-_.~-".~._.~.~._.~.~._.".".",.,,:,,::".:::"::".::.::::".::.::::"
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Upper Chocolate Clay
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Lower Chocolate Clay
Clastics
Limestone
Marls
Eocene
Platy Limestone
50 m
Shales with Alabaster
Rubbly Limestone
A7
A8
f
"
A9
Abb. 4: Entwicklung der stratigraphischen
Profile (Eozän - Miozän) zwischen Zin Antiklinale und Zinda Pir Antiklinale. Für die Profile P1 P6 vergleiche die Angaben bei WELCOMME et al. (2001), d~s Profil P10 beruht a~f den ~elände~ess~ngen
der ~ötting~r ~rup~e i~
Bereich der Zinda Pir Antiklinale. Die beigefügten BildausschnItte Al - Ag belegen die Entwicklung Im Zeitraum Eozan - Mlozan, wie sie
sich in der LANDSAT-Szene darstellt.
43
LANDSA T-Interpretation
des Sulaiman Gebirges, Pakistan
angelegte tektonische Flächen zurückgeführt werden. Diese
Aussage bestätigen auch die Geländedaten von WELCOMME
et al. (2001).
Daraus ergibt sich, daß Rücküberschiebungen
im untersuchten Gebiet wohl eine weit weniger dominierende
Bedeutung haben, als von BANKS & WARBURTON (1986)
angenommen. Das räumliche Problem, das Antiklinalen an
einer Gebirgsfront aufwerfen (Vann et al. 1986), kann wohl
durch den Nachweis von onlaps und overlaps in jüngeren
Abschnitten der Schichtfolge zutreffender gelöst werden.
Danksagung
Die Satellitenbildauswertungen
und die Geländearbeiten
in der Zinda Pir Antiklinale
wurden von Hydrocarbon
Development
Institute of Pakistan, Islamabad, und der
Bundesanstalt
für Geowissenschaften
und Rohstoffe,
Hannover, initiiert und unterstützt. Wir danken hier insbesondere Herrn Prof. Dr. D. Bannert (Hannover) und Senior
Geologist M. Iqbal (Islamabad). Für die Finanzierung der
Untersuchungen danken wir der Deutschen Forschungsgemeinschaft.
Die Arbeiten in den Bugti Hills wurden durch Nawab Mohammad Akbar Khan Bugti, Lord of the Bugti Tribes ermöglicht. Hierfür bedanken wir uns wie auch für die Unterstützung durch Prof. J.J. Jaeger (Montpellier). Finanziell wurden
sie von den
Leakey,
Fyssen
und Singer-Polignac
Foundations unterstützt.
Literaturverzeichnis
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Sachsens
H. Jordan
Meinem Fr.eunde, Herrn Prof. Dr.rer.nat.habil. Hans-Jürgen Sehr, Göttingen anläßlich seiner Emeritierung und
seines 70. Geburtstages in alter Verbundenheit und mit einem herzlichen Glückauf gewidmet.
Prof. i.R. Dr.rer.nat.habil. Hanspeter Jordan, Weg nach Herders Ruhe 36,09599
1 Einleitung
sind spezifische Arten
unterirdischer
Fluide von herausragendem
gesellschaftlichen Rang, der sich darin begründet, dass diese Fluide
besonders gern in der Balneologie und der Getränkeindustrie, aber auch energetisch genutzt werden, sofern sie in
zugänglichen Teufen und wirtschaftlich effektiv erschlossen
werden können.
Von besonderem wissenschaftlichen
Interesse sind die
Fluide aus Tiefenzirkulationssystemen,
weil sie höhere
Temperaturen und Mineralisationen erwarten lassen.
Natürliche Mineralwässer sind Wässer, die ihren Ursprung in unterirdischen, vor Verunreinigungen geschützten
Wasservorkommen
haben, die damit von ursprünglicher
Reinheit sind, die ernährungsphysiologische
Wirkungen auf
Grund des Gehaltes an Mineralstoffen, Spurenelementen
oder sonstigen Bestandteilen aufweisen (diese Bedingung
ist nach EG-Richtlinie [1996] nicht mehr gegeben), deren
Zusammensetzung,
Temperatur und weitere Merkmale im
Rahmen natürlicher Schwankungen konstant bleiben und
vorgegebene Höchstwerte nicht überschreiten (9 2 MTVO,
Anlage 1). Gewisse Veränderungen (z.B. eine Enteisenung)
sind zulässig (9 6 MTVO).
Natürliche Thermalwässer sind Wässer, deren Temperatur am Austrittsort mindestens 20 'C aufweist.
Natürliches Heilwasser kann Mineral- und/oder Thermalwasser sein, wenn es heiltherapeutisch
wirksame Bestandteile (z.B. mindestens 666 Bq/I bzw. 18 nCurie/1 Radon, mindestens 1 mg/I Sulfid-Schwefel, mindestens 1 mg/I
Jodid, mindestens 1 mg/I Fluorid, mindestens 1000 mg/I
freies gelöstes Kohlenstoffdioxid) bzw. physikalische Eigenschaften (erhöhte Temperatur> 20 'C) aufweist.
Eine "Allgemeine Verwaltungsvorschrift
über die Anerken.
nung und Nutzungsgenehmigung
von natürlichem Mineral.
wasser" [1998] regelt die Anerkennung und Prädikatisierung
ein~~ Mineralwassers für die kommerzielle Nutzung.
Ahnliches gilt für die Thermalwässer, während die Heil.
wässer dem Arzneimittelgesetz (AMG) unterliegen.
Der Vollständigkeit halber seien noch Tafelwässer und abgefüllte Trinkwässer erwähnt. Erstere sind Trinkwässer oder
natürliche Mineralwässer, denen bestimmte in der MTVO
genannte Stoffe zugesetzt werden dürfen. Abgefüllte Trinkwässer sind nach MTVO weder natürliche Mineralwässer,
noch Tafelwässer, noch eigentliche Trinkwässer.
Von 241 mineralwasserproduzierenden
Brunnenbetrieben in Deutschland befinden sich nur etwa 30 in den neuen
Bundesländern. Sachsen nimmt mit 5 produzierenden Mineralwasserstandorten
(Oppach, Burkhardswalde, Niederlich.
tenau, Bad Brambach, Eilenburg) mit insgesamt 12 Marken
Freiberg in Sachsen
und 24 Sorten (Tab. 1) eine Spitzenposition in den neuen
Bundesländern ein.
Daneben haben 4 weitere Standorte die amtliche Anerkennung, werden aber derzeit nicht genutzt: Es sind dies der
Sohler Mineralbrunnen, der Mineralbrunnen Roda, der Krostitzer Mineralbrunnen und die Riesaer Ursteinquelle.
Zusätzlich sind in Sachsen über 60 natürliche Mineralund Thermalwasservorkommen
bekannt. Die bekanntesten
sind wohl die Wässer von Bad Elster (erste Erwähnung
1538), Bad Brambach (1812 von LAMPADIUS erforscht),
Wiesenbad (seit 1496 bekannt) und Warmbad Wolkenstein
(seit 1284 bekannt) sowie historisch und wieder aktuell
Oberschlema. Die Besonderheiten der Wässer dieser Bäder
und Kurorte sind erhöhte Radonkonzentrationen,
C02Säuerlinge und die erhöhte Temperatur.
2 Zur Entstehung von natürlichen Mineral- und
Thermalwässern
Grundvoraussetzung
für das Zirkulieren von unterirdischen Wässern sind wasserwegsame Hohlräume im geologischen Untergrund. Dieses sind im einfachen Falle Porenräume der Lockergesteine; wesentlich komplizierter sind die
Wasserwege im Festgestein zu definieren. Hier sind es im
wesentlichen Störungen, Klüfte, Schichtfugen oder Karst(Lösungs-) hohlräume neben Restporenräumen.
Grundsätzlich ist weiterhin davon auszugehen, dass die
zirkulierenden Wässer mit dem umgebenden Gestein hinsichtlich chemisch-physikalischer
Eigenschaften ein thermodynamisches Gleichgewicht anstreben. Das ist ein Grund
dafür, dass die Wässer geochemisch das durchflossene
Gestein in Abhängigkeit von der Kontaktzeit anhand ihrer
Inhaltsstoffe mehr oder weniger deutlich widerspiegeln sowie geothermisch Auskunft über Temperaturgradienten
und
Tiefenzirkulationssysteme
geben. Zusätzlich gibt es Wechselwirkungen
zwischen Temperatur
und Lösungs- bzw.
Fällungsreaktionen
während der Fluidzirkulation, so dass
ein kompliziertes Wechselspiel
zwischen Fluid, Gesteinschemismus,
hydrogeochemischem
Milieu,
Hohlraum,
Temperatur, Druck und Zeit besteht. Mineral. und Thermalwässer sind deshalb auch in aller Regel "alte" Wässer, d.h.
Wässer mit einer hohen unterirdischen Verweilzeit.
Der mittlere geothermische Gradient ist in Sachsen wie
in Mitteleuropa allgemein ca. 3 'C pro 100 m. Aller dings gibt
es positive geothermische Anomalien über Hochlagen von
Plutoniten (wahrscheinlich im ehemaligen Freiberg-Brander
Bergbaurevier) und in der Umgebung tertiärer Vulkanite
(Basalte der Lausitz und des Erzgebirges). Entscheidend
sind aber tief reichende Störungssysteme,
über die Wässer
absteigen können (Deszendenz), sich erwärmen und temperaturgesteuert wieder aufsteigen (Aszendenz), wie z.B. in
der vogtländischen "Schönbrunner Spalte".
45
Sachsens
lIeburger Schloßbrunnen
Quellort
Bad Brambach
Oberbrambach
Voatfand
Eilenburg
Sachsen-Quelle
Sachsen-Quelle
Eilenburg
Sinus-Quelle
Sinus-Quelle
Eilenburg
Urstein- Quelle
Oppacher Mineralquelle
Sohlander Blaubom-Quelle
Q3 Mineralauelle
Urstein-Quelle
Oooacher MineraTauelie
Sohlander Blaubom-Quelle
Q3 Mineralquelle
Krostitzer Mineralbrunnen
Margonwasser
Riesa
Oooach
Sohland
Oppach
Krostitz
Gesundbrunnen! Burkhardswalde/ Maxen! Crottal
Nenntmannsdorf
Oberlichtenau b. Chemnitz
Oberlichtenau b. Chemnitz
Orlelsdorf b. Hainichen
Sohl
Quellname
Anitabrunnen
Henri-Klinkerl-Brunnen
Handelsmarke
-
Oberbrambacher
Mineralbrunnen
lIeburger Schloßbrunnen
Margonwasser
Lichtenauer
Lichtenauer
Orlelsdorfer
Lichtenauer Mineralauelle
Lichtenauer Luisenbrunnen
Azur-Quelle
Sohler Mineralbrunnen
Mineralauelle
Luisenbrunnen
Azur-Quelle
-
Brunnen 1/91 Mineralbrunnen
Roda
Tab.1: Übersicht sächsischer
Mineralbrunnen
Schüttung
Quelle
Oberschlema
Hindenburaauelle
Bismarkauelle
Bohrloch I
Bohrloch 11
Radiumaesenk
B-Flüael
Bohrloch 111
Heinrichgesenk
Friedrichaesenk
Johannesflüael
Wolfaanaflüael
Gleesberaflüael
m-/
Mache- Einheiten
Tab.2: Schüttungsmengen
Niederlichtenau GmbH
GmbH & Co KG, Sohl
MEII
Ra- Element mglkg
1
mWi x 10
Heil- und Mineralquellen
und Veterinärswese,
bzw.
0,577
Radiumflügel
Heinrichflüael
Friedrichflüael
der Quellen in Radiumbad
Bismarckquelle
CFRESE-NIUS, 1933)
2,79
Hindenburgquelle
(FRESE.NIUS, 1933)
3,13
Na+
8,1
7,57
Li+
0,13
n.b.
n.b.
n.b.
Ca<+
18,4
17,4
23,43
22,01
Oberschlema
(GENSER 1932).
Starkbad
(1939)
Normalbad
1,94
1,91
9,87
9,68
0,5
n.b.
n.b.
n.b.
Mg
Fe<+
11,5
11,95
11,51
13,03
0,9
1,14
1,4
1,2
Mn<+
0,46
n.b.
0,48
0,21
Sr<+
d
Dresden.
Bemerkungen
und Strahlungsintensitäten
K+
cr
15,4
15,9
19,0
18,1
38,5
39,5
49,37
n.b.
(1939)
SO/'
34,7
HP04'
0,05
n.b
n.b.
HAsO'
0,05
n.b.
n.b.
n.b.
73,64
64,1
74,6
65,9
3.530 MEI1' (47.542 Bq/I)
18.300 ME/I (246.500
Bq/I)
1.134 ME/I (15.275 Bq/I)
(1930 Schüttung 6.780
I/h)
387 ME/I (5.213 Bq/I)
HC03'
Radioaktivität
'ME Mache- Einheit; 1ME= 13,47 Bq
Tab.3: Beschaffenheit
46
Landesamt für Gesundheit
13500
3000
620
305
330
300
750
280
800
100
140
140
1,440
('aerina")
17,280
47,520
50,400
14,400
21,600
40,320
11,520
79,200
21,600
69,120
MineralauelIen
MineralauelIen
MineralauelIen
Sohler Quellen
Bad Windsberger
GmbH
Roda bei Geithain
(Stand: 3.96) Quelle: Sächsisches
(mittel)
24 h
b. Oelsnitzl
Produktverantwortl
icher
Brambacher Sorudel GmbH & Co KG
Bad Brambacher Mineral-quellen GmbH &
CoKG
Frankenbrunnen Hufnagel GmbH & Co
KG, Zweianiederlassuna
Eilenbura
Eilenbura
Eilenbura
Ursteinauelle GmbH
Oooacher Mineralo-uellen GmbH
Oooacher Mineralquellen GmbH
Oooacher Mineralquellen GmbH
Ur- Krostitzer Brauerei GmbH
Margom Brunnen GmbH & Co
radioaktiver
Wässer in Oberschlema
(in mg/I).
Jordan, H.
Zusammenfassen kann man diese vielfältigen Wechselwirkungsprozesse unter dem gängigen Begriff "Water-RockInteraction".
Es wird ersichtlich, dass die Strukturgeologie in diesem
Zusammenhang
eine hervorragende Rolle spielt. Sie gibt
Auskunft über die Wasserwegsamkeiten
im Festgestein, die
Teufenreichweite
und Richtung von Zirkulationssystemen
und damit über die zu erwartenden Temperaturen
und
Chemismen, die eventuell verfügbaren Volumina usw.
Dem eigentlichen Entstehungsraum
der Mineral- und
auch Thermalwässer ist - sofern es sich um meteorische
Wässer handelt - ein Infiltrations- und ausreichend langes
Migrationsgeschehen
vorgelagert, das dem der Entstehung
"normaler" Grundwässer gleicht. Die eigentliche Entstehung
des jeweiligen Mineral- oder Thermalwassers erfolgt dann
unter raumzeitlichen
und stofflichen
Bedingungen,
die
schließlich zum spezifischen Charakter des Wassers führen,
so dass jedes Mineral- und auch Thermalwasser
seine
eigene Entstehungsgeschichte
hat.
3 Beispiele sächsischer natürlicher Mineral- und
Thermalwässer
Bad Brambach
Bad Brambach, im äußersten Südwesten Sachsens gelegen, ist in mindestens zweierlei Hinsicht zu erwähnen,
nämlich einmal als balneologisches Zentrum (das eigentliche Bad Brambach) und zum anderen als produzierender
Mineralwasserstandort
(Oberbrambach).
Balneologisch
werden Wässer genutzt (Trink- und Badekuren), die aus
insgesamt 6 Quellen gewonnen werden: Wettinquelle, Schi Ilerquelle, Eisenquelle, Wiesenquelle,
obere Grenzquelle
und untere Grenzquelle. Die chemische Zusammensetzung
repräsentiert in allen Fällen einen radonhaitigen, fluoridhaitigen Na-Ca-HC03 -S04 -Säuerling.
Der Brunnenstandort
Oberbrambach
(Henri-KlinkertBrunnen) der Bad Brambacher Sprudel GmbH bietet auf
dem Markt den "Oberbrambacher Mineralbrunnen" an, der
ein niedrigmineralisiertes
Ca-Mg-HC03 -Wasser darstellt; er
ist also nicht nur räumlich, sondern auch genetisch von den
o.a. Bad Brambacher Quellen deutlich zu unterscheiden.
Bad Elster
1538 wurde der Elsteraner Säuerling und seine gesundheitliche Nutzung als "...zur Leibesnotdurft gar wohl dienlich ..." beschrieben. Reichlich 100 Jahre später weist der
Plauener Landarzt G. Leißner in seinem Buch "Acidularum
elistranarum Lympha" auf die medizinische Bedeutung des
Säuerlings hin. Wie ein roter Faden zieht sich seither die
medizinische Nutzung der heutigen Moritzquelle durch die
Geschichte des Bades Elster. Inzwischen sind 10 Quellen
bekannt: Moritzquelle, Salzquelle, Marienquelle I, Badequelle, Marienquelle 3, Sprudel 1, Sprudel 2, Sprudel 3, Sprudel
4 und Moorstichquelle.
Der Hydrochemismus
schwankt
zwischen eisenhaltigem
Na-S04-CI-HC03
-Säuerling und
Na-Fe-Mg-HC03
-S04 -Säuerling.
Verwendet wird das
Wasser für Trink- und Badekuren.
Oberschlema
Von besonderem, auch historischem Interesse dürfte
das Mineralwasservorkommen
von Oberschlema sein. Einst
das Vorkommen
mit der höchsten Radonkonzentration
weltweit (vgl. Tab.2.), kam es durch die Aktivitäten des Uranerzbergbaus der WISMUT völlig zum Versiegen. Nach
1990 und der Stillegung des Bergbaus erlebte dieses einmalige Bad seine Renaissance.
SCHIFFNER& WEIDIG (FRIEDRICH) haben bereits 1912 die
erzgebirgischen Wässer auf ihre Radioaktivität hin untersucht und damit den Grundstein für die wissenschaftliche
und medizinische Forschung und Nutzung gelegt. Dabei
wurde u.a. deutlich, dass die radioaktiven Wässer des Erzgebirges in aller Regel an Randstrukturen
von Graniten
gebunden waren.
Grubenrevier
Freiberg-Brand
Erbisdorf
Während des aktiven Bergbaus dieses Reviers wurden
immer wieder Thermalwässer angetroffen bzw. erbohrt. Die
Temperaturen bewegten sich zwischen 20 und 40'C.
Besonders interessant war die sog. Plutonbohrung (T 3/56)
aus den Jahren 1956/57 die den "erzbringenden"
Pluton
erbohren sollte und in über 1000 m Teufe ein Thermalwasser von 39,5'C erbohrte, das seiner großen Schüttun g wegen zur Aufgabe der Bohrung zwang. Mit dem Wasser, das
selbst nur schwach mineralisiert
und an einen stark
geklüfteten Porphyrgang gebunden war, traten Gase aus,
die vorwiegend aus Stickstoff (ca. 80%), Methan (ca. 20 %),
Argon und Helium sowie Kohlendioxid üeweils ca. 1%) bestanden.
Nach der Schließung der Gruben wurden alle Grubenbaue unterhalb des Niveaus des "Rothschönberger
Stollens" geflutet. Der Überlauf erfolgt über diesen Wasserlösungsstollen bei Rothschönberg in die Triebisch und damit
in die Eibe. Dieser Tatbestand führte in der Vergangenheit
immer wieder zu Diskussionen über den Schwermetalleintrag in die Eibe.
Wassertemperaturmessungen
im Schachtprofil
der "Reichen Zeche" ergaben in über 500 m Teufe Thermalwasserzutritte von knapp 40 'C in die geflutete Grube. Te chnisch
genutzt werden diese thermalen Wässer nicht, obwohl Nutzungskonzepte vorliegen.
Lediglich eine Wärmepumpe nutzt Wasser aus ca. 100 m
Teufe mit einer Temperatur von 12 'C.
Wiesen bad
Seit 1496 bekannt und seit 1501 genutzt war die Hiobsquelle in Wiesenbad. 1919 wurde in 79 m Teufe die Georgsquelle mit 26 'C erschlossen, die bis heute gen utzt
wird. Vom hydrogeochemischen
Typ her handelt es sich im
ein Na-HC03 -Wasser. Es besteht aus einer Tiefenzirkulation entstammenden, sowie jungen oberflächennahen Anteilen.
Warm bad Wolkenstein
1284 erstmals urkundlich belegt, seit 1485 als Heilbad
erwähnt
präsentiert
sich
heute
das
WarmbadThermalwasservorkommen
(mit durchschnittlich 26 'C) als
Kernstück einer modern eingerichteten Kureinrichtung. Das
Wasser wird als radonhaltiges, fluoridhaltiges Na-HC03 Wasser beschrieben.
Schönbrunn
i. V.
In der ehemaligen Flußspatgrube Schönbrunn im Vogtland wurde in den 70erJahren des vorigen Jahrhunderts auf
der 453 m-Sohle ein Thermalwasser mit 37,5 'C anget roffen. Dieses Wasser ist wegen seiner Temperatur und seiner
47
Mineral- und Thermalwässer Sachsens
hydrochemischen Zusammensetzung als fluoridhaltiges NaCa-CI -Wasser (ca. 1.500 mg/I Gesamtmineralisation)
sehr
interessant und in Sachsen einmalig. Inzwischen ist die
Grube auflässig und seit 1999 auch geflutet, so dass dieser
untertägige Zufluss nicht mehr zugängig ist, obwohl durchaus Interesse für eine balneologische Nutzung vorhanden
ist.
Historisch bekannte Mineralwässer
In diesem Zusammenhang seien auch einige Mineralwasservorkommen
genannt, die historisch genutzt wurden
und deren Nutzung meist zu Beginn des vorigen Jahrhunderts aus in aller Regel wirtschaftlichen Gründen zum Erliegen kam.
Dazu gehören Tharandt, das einst mit der Sidonien- und
der Heinrichsquelle einem "prominenten Publikum", vorwiegend aus Dresden, Heilung versprach. Es handelte sich um
ein eisenreiches Wasser, das im Kreuzungsbereich dreier
großer tektonischer Störungen austrat, die sich durch sich
kreuzende Tallagen in der Ortslage Tharandt auch morphologisch darstellen.
Zu den historischen Vorkommen gehören seit 1989 auch
die Dresden-Briesnitzer
Mineralbrunnen "Briesnitzer Stahlquelle" und "König Friedrich-August-Heilquelle".
Es handelt
sich um radonhaltige Ca-Na-Mg-HC03-S04-Wässer,
deren
Genese an den tektonisch angelegten Elbtalgraben gebunden ist. Die Radioaktivität könnte in diesem Fall durch den
Kontakt mit den unterpermischen radioaktiven Kohlen des
Döhlener Beckens bedingt sein, die ja auch wegen der
erhöhten Urankonzentration Gegenstand des Abbaus durch
die WISMUT waren. Die Gesamtmineralisation
der Briesnitzer Mineralbrunnen betrug um 1.000 mg/I.
1730 wurde im Kirnitzschtal bei Bad Schandau eine
Heilquelle entdeckt, die nach einem ärztlichen Gutachten
"für allerlei Gebrechen als Trink- und Badequell" verwendet
werden könnte. Diese eisenreiche Quelle diente bis in die
Mitte des vorigen Jahrhunderts dem Kurbetrieb, wurde dann
als "Bad Schandauer Tafelwasserbrunnen"
abgefüllt und
kam schließlich zum Erliegen.
48
Weitere historisch genutzte Mineralwässer gab es in Scharfenberg bei Meißen, in Löbau, in Bad Muskau, in Zittau und
anderswo.
In Bad Muskau gibt es ganz aktuell (Information der Firmen HGC Hydro-Geo-Consult GmbH Freiberg, E&M Bohrund Brunnen GmbH Hof sowie FPTG Fürst PücklerThermen- und Gesundheitszentrum
GmbH Bad Muskau) eine in
1.307 bis 1.420 m im Mittleren Buntsandstein
erbohrte
Thermalsole mit 44 'C und einer Förderleistung von 15 bis
18 m% bei einer Gesamtmineralisation
von> 85 g/1.
Diese Sole ist hinsichtlich Teufenlage, Temperatur und
Mineralisation einmalig in Sachsen. Geplant ist nach der
Anerkennung als Heilwasser eine balneologische Nutzung.
4 Zusammenfassung
Sachsen besitzt eine Vielzahl von Mineral- und Thermalwässern, von denen eine relativ geringe Zahl derzeit
genutzt wird: 5 Mineralwasserstandorte
produzieren Getränke (Bad Brambach/Oberbrambach,
Niederlichtenau,
Eilenburg, Oppach, Margon/Burkhartswalde),
2 Kurorte
nutzen natürliches Thermalwasser als Heilwasser (Wiesenbad, Warmbad) und weitere 3 Kurorte nutzen natürliches
Mineralwasser bzw. Heilwasser für Trink- und Badekuren
(Bad Brambach, Bad Elster, Oberschlema).
In einem Überblick werden einige sächsische Mineral. und
Thermalwässer exemplarisch hinsichtlich Vorkommen, Genese und Zusammensetzung skizziert.
Literatur
GLÄßER,W. & H. JORDAN(Herausg.): Mineral. und Thermalwässer in Sachsen.- Zeitschrift Geoprofil 9/2000, Freistaat Sachsen, Landesamt für Umwelt und Geologie.1I +
263 Seiten, 184 Abbildungen, 82 Tabellen, 263 Literaturangaben, 1 Übersichtskarte sowie 42 Analysenübersichten + Anhang. Darin umfangreiche weitere Literatur
Stratigraphy and hydrochemistry of the Guarani aquifer system, South America
Soeren Tage Kitt!
Master of Science in Tropical Hydrogeology (M.Sc.), Diplom-Geologe,
Abstract
The giant Guaranf aquifer system (GAS) comprises
eolian-fluvio-Iacustrine deposits of Triassic-Jurassic age and
underlies an area of about 1,212,000 km2 in the South
American 'countries Argentina, Brazil, Paraguay and Uruguay (Fig. 1). The aquifer system encompasses all of the
Parana Basin and part of the Chaco~Parana Basin (Fig. 1),
and is one of the biggest and most important groundwater
reservoirs of the world. Little is known about the hydrochemical composition and evolution of the GAS groundwater. Especially the origin of fluoride, locally contaminating
wells tapping the GAS, is a matter of discussion. During this
study, chemical analysis of water sampies, taken on Argentinean and Uruguayan territory, revealed a similar hydrochemical composition compared to the GAS groundwater
from the Brazilian state of Sao Paulo, where most groundwater sampies were collected. Fresh Na-HC03-dominated
water with TOS (total dissolved solids) contents of not more
10'
30'
100'
Fig. 1: Location 01 the Guarani aquiler system in the Parana Basin
(dark grey and Chaco- Parana Basin (light grey). (Abbreviations
indicate provinces: MG - Minas Gerais, Go - Goias, MS - Mato
Grosso do Sul, Sp - Sao Paulo, PR - Parana, SC - Santa
Catarina, RS - Rio' Grande do Sul, MI - Missiones, CO Corrientes), 0 = Sampling location.
Luitpoldstr. 2, 63801 Kleinostheim
than 550 mg/I and fluoride concentrations of 0.4 mg/I are
characteristic of the investigated part of the GAS. Elevated
fluoride concentrations, locally contaminating the GAS water, are suggested to have their origin in the overlying, GASconfining Serra Geral basalts and intercalated sandy deposits of the Solarf Formation. Fluoride concentrations of 154
GAS water sampies do not relate with the main tectonic
structures within the Parana Basin. Different definition of the
GAS have hampered the development of an aquifer-wide
hydrogeological model so far. The present study proposes a
correlation of the main stratigraphic units of the aquifer
system in the four countries.
1 Introduction
The Guaranf aquifer system lies between 14'S - 34'S
latitude and 4TW - 58'W longitude within the Paran a Basin
and part of the Chaco-Parana Basin in South America (Fig.
1). The GAS has become a matter of increased interest
during the last decade, because of the high amounts of
water pumped from that aquifer for human consumption in
Argentina, Brazil, Paraguay and Uruguay. As surface waters
are highly prone to contamination, the groundwater reserves
of the GAS represent a favourable, safe, largely uncontaminated and economic alternative for the supply of drinking
water in several regions. FILI et al. (1998) estimated the
fresh water reserves of the GAS to be able to satisfy the
daily water demand of 100 liters/head of the whole world
population (6 billion people) for more than 150 years. More
than 15,000 wells presently tap the GAS. The water is used
in various ways such as drinking water, raw material for the
industry, cooling water in the energy producing sector,
thermal water for spas and thermal baths, and irrigation
water. 'Mercosul aquifer system' is used as a synonym for
the GAS.
In order to guarantee a sustainable management of the
GAS and to prevent international conflicts between the
exploiting countries, a research project was initiated by the
UNESCO, Montevideo, within the Programa Hidrol6gico
Internacional (PHI). The main objective of this project is to
know the main controlling factors of the GAS, so that a
conceptual model can be established. Thereafter, a numerical flow model of the aquifer can be carried out to gain a
better understanding of the hydrogeological behaviour and
consequences of high extraction rates and contaminating
impacts. The present study is part of this project and contributes in (1) new chemical analyses of groundwater from
the Argentinean and Uruguayan part of the aquifer, (2) the
correlation of hydrochemical parameters with the main tectonic structures in the Parana Basin and Chaco-Parana
Basin, and (3)a general revision and compilation of the
geological units forming the aquifer.
49
Hydrogeology of the Guarani aquifer system
2 Aquifer parameters
2.1 Climate
The GAS extends over an area that includes 3 c1imatie
zones. In the northern part in the Brazilian states of Mato
Grosso, Goias, Minas Gerais and Sao Paulo (Fig. 1) a tropieal c1imate prevails with an average annual preeipitation
between 1,200 mm and 1,600 mm (UNESCO 1996). The
average seasonal temperatures vary between 20'C in winter and 32'C in summer. The eentral part, including the
Brazilian states of Parana, Santa Catarina and Rio Grande
do Sul, in the Paraguayan part, the northern provinees of
Argentina (Misiones and Corientes) and in the western part
of Uruguay (Fig. 1) have a subtropieal c1imate with average
annual precipitation between 1,200 mm and 1,800 mm. The
average seasonal temperatures vary between 16'C in winter and 32'C in summer (UNESCO 1996). In the southe rn
part, ineluding western Uruguay and the most northern parts
of Argentina (Fig. 1); a pampean c1imate prevails with an
average annual preeipitation between 800 mm and 1,200
mm (UNESCO 1996). Here, the evapotranspiration equals
to 60 to 70 % of the preeipitation.
eorrespond to the Serra Geral Formation in Brazil. The fine
to medium-grained sandy deposits of the Solarf Formation
(Fig. 2) are interealated within the fraetured basaltie flows.
The Solarf Formation is of eolian origin and was deposited
under arid eonditions. The basaltie flows are overlain by
sedimentary deposits (Fig. 2) of Upper Cretaeeous to Quaternary age.
Several reaetivation phases along faults related to a
Proterozoie Graben system (PADULA 1972) affeeted the
Mesozoie GAS sediments and lead to a block fault system.
Three main tectonic direetions are observed, trending NWSE, NE-SW and E-W.
w
Fig. 2: Sehematie geologieal W-E profile along a distanee of ca.
500 km, showing the Guarani Aquifer System within the
stratigraphieal eolumn.
2.2 Geological setting
The GAS eonsists of the Triassie Piramb6ia Formation
(equivalent: Taeuaremb6) and the Jurassie Botueatu Formation (equivalent:
Rivera). The Piramb6ia Formation
mainly is eomposed of rounded, fine to eoarse-grained
quartzitie sand with interealation of eonglomerates and was
deposited in a fluvial environment (MONTANOet al. 1998).
The BotueatU (Rivera) Formation eonsists of well-sorted,
rounded, fine to medium-grained
quartzitie sand of eolian
origin (SPRECHMANNet al. 1981).
The GAS (Fig. 2) is underlain by sediments of mainly
siliciclastie nature, whieh were deposited in 3 major sequenees. These Ordovieian to Permian rocks lie on top of
the Preeambrian basement. Overlying the GAS are Lower
Cretaeeous basalts (Fig. 2) of the Arapey Formation (Uruguay) and Curuzu Cuatia Formation (Argentina), whieh
2.3 Stratigraphical definitions
Due to the eross-border extension of the aquifer, several
names were given to same or similar lithologieal units.
These nominative differenees as weil as the variations in the
lithology lead to rather heterogeneous definitions of the
Guaranf aquifer system. Tab. 1 shows an overview of the
stratigraphie framework and eompares stratigraphie formations, wh ich define the GAS in the different countries. There
are various names or synonyms used for the deseription of
equivalent formations.
The stratigraphie definition of the Triassie Buena Vista
Formation, whieh oeeurs in Argentina and Uruguay, reveals
so me heterogeneity in this eontext. While ARAUJO et al.
(1999) inelude the Buena Vista Formation of Uruguay into
-----~----!
_______
Argen!in.
• of FOrmlltlon
Herbst & Zabert
1990
MontafiOeta!,1998
Araujo et 111.(1999)' Montano
1998
Brazil
._Urugu"y
FemandeZ Garrasino
1989t1995
etal. 1981
MontaI\oetal.1998
I
-I
AraU" et 81. 1999
Botucal1l
Jurassie
FemandeZ Gamlsino
1995
1---
,-::~~}~~1
,_
Upper Jurassie
Middle
Ara!.'''etat 1999
-
Upper
(echan)
Botucatu
1
lower Jurassie
Upper TrIassie
Middle Triassie
Rosario
Lower Triasslc
~pper Permlan_
Buena Vista
Buena Vista fluv
U
Da Sul
rYa uarl
_yaguarl ~aclfluv)
Tab. 1: Stratigraphie divisions eoneerning the Guarani aquifer system. Grey background indieates formations whieh are included in the
Guarani aquifer system (GAS), aeeording to the respeetive authors. Abbrevations: eol - eolian origin, f1uv - fluvial origin, lae - lacustrine
origin.
50
Kittl,
the GAS, MONTANOet al. (1998) exelude this formation from
the aquifer. Conversely, MONTANOet al. (1998) include the
Buena Vista Formation in Argentina within the GAS (Tab. 1).
In this eontext a elear stratigraphie definition of the aquifer
system is essential for a better understanding and to prevent misunderstanding when referring to Guarani or Mereosul.
2.4 Structure of the GAS
Aeeording to ARAUJO et al. (1999), the strueture of the
top of the aquifer is strongly influeneed by the depoeenters
of the Serra Geral Formation, by regional faulting, aetivation
of the Rio Grande and Ponta Grossa Arehs and by uplifting
of the outerop areas (Fig. 3). Three SW-NE trending struetural lows of the top of the aquifer in the states of Paranci
and Sao Paulo oeeur in the Paranci Basin. They are eaused
by the aetivation of NW trending fault zones (ARAUJOet al.
1999).
The Rio Grande Areh was probably reaetivated during
the Andean orogenie event in the middle Tertiary. During
this event the BotueatU sandstone may have been brought
to the surfaee in Rio Grande do Sul (Brazil). The Areh divides the aquifer system into two parts: a larger and more
deeply buried part belonging to the Parana Basin, north-east
of the Areh, and a smaller and less deeply-buried part, belonging to the Chaeo-Parana Basin, south-west of the Areh
S. T.
(ARAUJOet al. 1999). Both, the Ponta Grossa and the Rio
Grande Areh are prefered sites for diabase dyke swarms
and alkaline igneous intrusions (ZALÄNet al. 1991).
Aeeording to ARAUJO et al. (1999), the thiekness of the
GAS varies between total absenee in the south-eastern part
of the Parana Basin in Brazil and about 800 m in the southwestern part in Argentina and Uruguay. The depth from the
surfaee to the top of the GAS ranges from 0 m at outerop
areas to less than 150 m around the Ponta Grossa Areh and
to more than 2,200 m near the eentre of the Parana Basin
(ARAUJOet al. 1999).
3 Hydrochemistry
3.1 Hydrogeological
framework
The Jurassie eolianites of the BotueatU Formation form
the most produetive part of the aquifer system, whereas the
more argillaeeous fluvial-Iaeustrine Triassie Piramb6ia Formation represents an inferior souree of groundwater. Uneonfined parts of the aquifer display storativities (S) between
0.2 and 0.05 (UNESCO 1996). At outeropping sites the GAS
ean be exploited with 100 to 200 m deep wells in quantities
between 10 and 150 m3/h. The eonfined parts are eharae2
terized by a transmissivi~ of 1.5 x 10'3 to 7 x 10'3 m /s and a
3
storativity of 10. to 10' . From eonfined parts of the GAS
quantities of 300 to 1,000 m3/h are pumped. The hydraulie
eonduetivity of the GAS varies between 0.2 m/d in the uneonfined parts in Brazil (CAMPOS 1998) and a maximum
value of 14 m/d in Argentina (SILVA Busso 1999). In general,
a range of 0.5 to 5 m/d is eneountered more frequently.
Effeetive porosity values range from 10 to 20 % (AUGE
1999). Groundwater reeharge amounts to 160 km3/year, of
whieh only 10 % are due to direet infiltration of rainwater in
the outerop areas (ROCHA 1996). The deepest produetive
weil from the aquifer reaehes 2,557 m (DA ROSA FILHO
1996).
3.2 Groundwater
Fig. 3: Elevation of the top of the Guarani Aquifer System. Also
shown are the Rio Grande Arch in the lower part of the ligure and
the Ponta Grossa Arch in the central part 01 the ligure.
composition
Due to the size of the GAS and the relatively sm all number and unequally distributed hydroehemieal data (Fig. 5), a
general deseription of the hydroehemieal eomposition of the
GAS water ean hardly be given. Nevertheless, some trends
have been recognised. For the Argentinean part of the GAS,
fresh water of ealeie-biearbonate and biearbonate-sodic type
with elevated temperatures in the eentral and northern parts
of the basin are distinguished from saline water of sodiumchloride type with relatively low temperatures in the southern part of the basin (MONTANOet al. 1998). For the Uruguayan part of the aquifer, MONTANOet al. (1998) distinguished Ca-Cl-type and Ca-HC03-type water of outcropping
areas with a dry residue of 120 mg/I from Na-HC03-type
- water with a dry residue of 65 mg/I of eonfined areas. In the
Brazilian part of the GAS, ARAUJOet al. (1999) distinguished
a Ca-HC03-type and a Ca-Mg-HC03-type
with TDS eon,tents of less than 290 mg/I from water of Na-HC03-type with
TDS values between 61 - 650 mg/I. High fluoride concentrations of up to 13.3 mg/I (PERRONIet al. 1985) were found
in the GAS water in Brazil. An increase in salinity and temperature was observed with inereasing distance from the
reeharge areas in the eastern part of the Parana Basin. The
waters change from a Ca-HC03-type to a Na-HC03- type
and then further to a Na-S04-CI-type with flow direetion from
east to west.
Due to the great depth of the aquifer, water temperatures reach more than 70'C. Water from the Botueatu aqui-
51
Hydrogeology of the Guarani aquifer system
fer is generally of good quality with a relatively low salt content.
3.3 New data from Argentina and Uruguay
In this study, 10 water sampies were taken on Argentinean and Uruguayan territory (Fig. 1) that represent mixed
groundwater from several geological horizons. Two of these
sampies represent exclusively water from the GAS and are
briefly described here. The water sampies, taken from the
wells of two thermal baths, were analysed for carbonate in
the field and for the main solutes in the laboratory of the
Instituto de Hidrologfa de L1anuras in Azul, Argentina.
Atomic absorption spectrophotometry
and element-sensitive-electrode measurements were used to analyse cations
and anions, respectively. The determination of carbonate
species was carried out using titration with hydrochloric
acid. Each sampie was analysed at least twice for each ion.
Total balance errors are less than 4 %. The results are
plotted in a piper diagram (Fig. 4). The sampies contain
dominantly Na-HC03 and they are slightly alkaline. TDS
contents are 500 mg/I and 550 mg/I with magnesium and
calcium in both sampies summing up to less than 10 mg/I.
The value of fluoride is with 0.4 mg/I below the upper limit
for drinking water purposes. The HCOyCI ratio of 4 and 7.5
within the two waters indicate a relatively short residence
time and suggest the outcrops of the aquifer in a distance of
approximately 190 km to the east to serve as the recharge
area (Fig. 3). In the same area the water sampie of a weil,
tapping the Serra Geral basalts and their sand intercalations
of the Solarf Formation, revealed a fluoride content of 1.5
mg/I. This high value confirms earlier values measured in
this weil and suggests that the sand deposits of the Solarf
Formation cause this anomaly, while water sampies from
wells tapping exclusively the Serra Geral basalts, Le. without the sand intercalations, do not contain more than 0.4
mg/I fluoride.
3.4 Correlation with structural data
PERRONI et al. (1985), KIMMELMANNet al. (1992) and
FRAGA& LiSBOA (1992) refer the elevated fluoride contents
in the water of the GAS with the remobilisation from fluoridecontaining
deposits. This process of remobilisation
is
thought to be strongly related to pathways used by the water, the remobilising agent, to move through overlying rocks.
To verify such a relationship between the main structures
found in the Parami Basin and Chaco-Parana Basin and the
hydrochemical composition of the Botucatu waters, hydrochemical data of more than 150 water sampies were collected and plotted with the main tectonic structures within
the two basins, as can be seen in Figs. 5 and 6. Data obtained for close locations are plotted as single points. Due to
the small scale of the presented map not all tectonic features can be taken into consideration. The map presented
•
0.05m~
•
0.5.1 m~
Legend
100
...• :1
1
...••
.l 1.2m~
•
9.10~
•
10-14~
CI
V
0
•
Mo
-IOlXXJOO -8lXXJOO -8lXXJOO -4lXXJOO .2lXXJOO
2lXXJOO
4lXXJOO
6lXXJOO
4
.:s
6
7
8
10
8lXXJOO 10lXXJOO
Fig. 5: Fluoride eoneentrations of Botueatu waters (GAS) plotted
together with mainteetonie struetures. Values are taken from the
presented study, Silva (1983), Kimmelmann et al. (1989), Campos
(1993), Bitteneourt (1996), Da Rosa Filho (1996), Montano et al.
(1998) and Perez et al. (2000). Thin dark lines represent structures
(mainly fractures and fraeture systems) based on Zalan et al.
(1991), Araujo et al. (1999) and Silva Busso (1999). Hatehed areas
indicate outerops of Guarani aquifer system aeeording to Araujo et
al. (1999). The eross hatehed area indieates a zone of intensive
diabase
dyke intrusions.
Open eircles
indicate
eities:
Mo
(Montevideo), CSP (Sao Paulo), As (Asunei6n); Provinces: GO
(Goias), MG (Minas Gerais), MS (Mato Grosso do Sul), SP (Sao
Paulo),
PR (Parana), SC (Santa Catarina), RS (Rio Grande do
Sul).
52
3
o
100
Ca
o
o
CI
Fig. 4: Piper diagram showing new analysis from Argentinan and
Uruguayan wellsFor symbols, see legend. Sam pies 3 and 7
originate exelusively from the Guarani aquifer system.
Kittl, S. T.
here is the first attempt to correlate structural and hydrochemical data on ascale, which includes the whole area
underlain by the GAS.
According to ZALÄN et al. (1991) the E-W- and NW-SEtrending fault zones were highly active during the Triassic/Jurassic and Late Jurassic/Early Cretaceous, respectively, and affected the deposits of the GAS. Consequently,
these fault zones are of considerable importance concerning
the migration of water and the hydraulic connection between
the different hydrogeologie units.
Fluoride
Close to the main tectonic structures of the Parana Basin and the studied part of the Chaco-Parana Basin, wells
tapping Botucatu water with both high fluoride contents (1-2
mg/I) and low fluoride contents (0-1 mg/I) occur. Fluoride
concentrations of 1-2 mg/I are found in a weil as close as
appraximately 25 km to the closest outcrapping area. Under
'normal' conditions, water-rock interaction does not lead to
high fluoride values on short f10w distances. Therefore,
other processes, such as leaching of local deposits, are
assumed responsible. Water from the few wells in the zone
of intensive diabase dyke intrusions (Fig. 5) is not enriched
in fluoride. Consequently, the dykes are thought to be of no
negative influence on the water quality with respect to fluoride. Occasionally, diabase dykes containing minerals like
apatite, act as carriers of fluorine. Most of the wells tapping
groundwater with fluoride concentrations less than 0.5 mg/I
are located in or near the recharge areas. The 4 wells,
wh ich exploit water with fluoride concentrations of higher
than 9 mg/I, are situated outside a 10 km radius araund the
main tectonic structures shown in Fig. 5. Thus, a direct
relationship between the high fluoride values and the main
tectonic structures cannot be confirmed.
have caused these high values. Some wells tap water with
either elevated or depleted TOS contents compared to the
surrounding wells and are assumed to reflect local differences in the hydrogeologie characteristics or in the precipitation patterns.
4 Conclusions
In this study, we collected hydrochemical analyses of
water fram the Argentinean and Uruguayan parts of the
Guarani aquifer system. The analyses revealed Na-HC03dominated and slightly alkaline water with TOS contents
between 500 and 550 mg/I being characteristic for this part
of the aquifer. These new analyses suggest that the Solari
Formation, consisting of sand deposits intercalated with the
Cretaceous Serra Geral basalts, is the source of fluoride,
which locally contaminates the graundwater of the GAS.
Concerning the discussion on the origin of fluoride in the
Guarani waters, up to now the Solari Formation was not
considered an apprapriate supplier.
Oifferent definitions and divisions of the stratigraphie
framework in the Parana and Chaco-Parana Basins, as a
consequence of their crossing of political borders, prevent a
clear definition of the 'Guarani aquifer system'.
Ouring the collection of hydrachemical
data, so me
problems concerning the identification of weil locations were
encountered.
The weil co-ordinates
are obtained from
different systems, i.e. the Gauß-Krüger or the Universal
Transversal Mercator System (UTM), and therefore are not
Total dissolved solids (TOS)
In Fig. 6 the TOS contents in waters exclusively tapped
fram the BotucatU Formation are plotted together with the
main tectonic structures within the two basins. Wells tapping
water with a very low TOS content of up to 200 mg/I are
located in or very close to regions of outcropping Botucatu
sandstone, i.e. in the provinces Sao Paulo and Mato Grosso
do Sul. It is assumed that these outcrop areas serve as
recharge areas for the tapped water. The maximal distance
between the wells, which pump water of low TOS-concentration and the outcropping Botucatu rocks (wh ich are assumed to be the recharge area of the respective pumped
water) was found to be approximately 220 km. One weil,
tapping this respective water, is located in the vicinity of a
fault zone. In this case, the structure might act as a pathway
for the admixture of fresh water. Also, waters with a TOS
content between 200 and 400 mg/I are exploited from wells
located close to the outcrop areas or even within them. A
few wells tapping relatively low concentrated waters were
encountered in the northern central part of the Parana Basin
(Fig. 6). Assuming the hydraulic permeability with a Kf-value
of 5 m/d, the migration time for this tapped water fram the
recharge area to the weil sites was calculated to be about
25,000 years. The wells tapping BotucatU water with high
TOS contents in general are located more distant from the
supposed recharge areas, such as in the Brazilian province
Sao Paulo, in Argentina and Uruguay (Fig. 6). Nevertheless,
less than 50 km away fram the recharge area in northern
Parana, 2 wells were found to tap water with relatively high
TOS contents (>400 mg/I and >800 mg/I). According to the
potentiometrie surface constructed by ARAUJOet al. (1999)
the outcrops in northern Parana are the recharge areas for
the wells. Higher dissolution rates or slower migration may
ARGENTINA
TDS coolent in
BotucatU waters
•
TOS upto 100 mg/I
•
TOS 100 - 200 mg/l
•
lDS200.300mg/l
.•.
lOS 300 • 400 mgll
•
TOS 400 - 800 mg/I
•
lDS>800mgll
-1000000
-600000
-600000
meters
200000
-400000
-200000
200000
400000
400000
600000
600000
800000
1000000
Fig. 6: TDS eontents of Botueatu waters (GAS) plotted together
with main teetonie struetures. Values are taken from the presented
study, Silva (1983), Kimmelmann et al. (1989), Campos (1993),
Bitteneourt (1996), Da Rosa Filho (1996), Montano et al. (1998) and
Perez et al. (2000). Thin dark lines represent struetures (mainly
fraetures and fraeture systems) based on Zalan et al. (1991),
Araujo et al. (1999) and Silva Busso (1999). Hatehed areas indieate
outerops of Guarani Aquifer System aeeording to Araujo et al.
(1999). The eross hatehed area indieates a zone of intensive
diabase
dyke intrusions.
Open eireles
indieate
eities:
Mo
(Montevideo), CSP (Sao Paulo), As (Asunei6n); Provinees: GO
(Goias), MG (Minas Gerais), MS (Mato Grosso do Sul), SP (Sao
Paulo ), PR (parana), SC (Santa Catarina), RS (Rio Grande do
Sul).
53
Hydrogeology
of the Guaran( aquifer system
always consistent.
Furthermore
the reference meridian
within the respective system was not always mentioned by
the authors.
In order to test for a relationship between tectonic
structures and water chemistry within the two basins,
fluoride concentrations
as weil as TOS contents of more
than 150 water sampies was carried out for the whole
system. However, a direct relationship between high fluoride
values and tectonic structures, above all the faults and fault
zones, has not been found. The contaminated wells are
situated at least 10 km from the main tectonic structures. In
some regions the TOS contents indicate differences of the
hydrogeologic parameters, such as local variations of the
hydraulic permeability.
Acknowledgements
The author thanks Dr. Carlos Fernandez-Jauregui
from
the UNESCO, Montevideo (Regional Office for Science and
Technology for Latin America and the Caribbean) who
initiated this study. Financial support was given by the
Deutscher Akademischer
Austauschdienst
(DAAD). The
author is especially grateful to Dr. Luis Vives and Prof. Dr.
Eduardo Usunoff from the Instituto de Hidrologfa de
L1anuras in Azul, Argentina, and to Dr. Adrian Silva Busso
from the Instituo Nacional dei Agua y dei Ambiente (INA) in
Buenos Aires. Finally, special thanks are given to the entire
Argentinean research group of the Instituto de Hidrologfa de
L1anuras.
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Die Granite und Gneise des Elbtals bei Coswig
Manfred Kurze & Mandy Mohnicke
TU Bergakademie
Freiberg, Institut für Geologie, B. v. Cotta Str. 2, D-09596 Freiberg
Zusammenfassung
1 Einleitung
Bei Coswig treten inmitten des Meißener Massivs ältere,
meist zu Augengneisen deformierte Granite und verschiedene Paragneise auf. Bei den granitoiden Gesteinen (Coswiger Granit) handelt es sich um tiefordovizische Magmatite.
Die Paragesteine (Coswiger Gneise) sind unterschiedlich
stark metamorphe Glieder proterozoischer GrauwackenFolgen. Der geologische Werdegang dieser Gesteine wird
skizziert. Es handelt sich bei ihnen um aus dem Untergrund
des Meißener Massivs blockartig aufragende bzw. von diesem als kleinere Schollen mitgebrachte Grundgebirgsteile.
In einer Arbeit "über die Altersstellung sächsischer
Gneisgranite und Granitgneise" beschreibt SCHEUMANN
(1932) unter der Bezeichnung "Elbtalgneise" :t mylonitische
Orthogneise am Elbtalhang östlich Coswig. Es handelt sich
dabei um Vorkommen inmitten des Meißener Massivs. Kleinere Schollen ähnlicher Gesteine findet man zwischen
Weinböhla und Moritzburg. Das nördlichste Vorkommen ist
rechtselbig im Eisenbahneinschnitt am ehemaligen Oberauer Tunnel aufgeschlossen. Linkselbig stehen entsprechende
Orthogesteine bei Cossebaude an. Von da aus lassen sie
sich mit Unterbrechung nach Nordwesten bis zum Timshübel in Meißen-Cölln verfolgen (Abb. 1).
Meist sind die Gesteine protomylonitisch und mylonitisch, gelegentlich auch ultramylonitisch deformiert. Dabei
entstanden verschiedene Augengneise, wobei grobflasrige
Typen besonders charakteristisch sind. Die Edukte der
"Elbtalgneise" waren grobkörnige Biotitgranite (SCHEUMANN
1932, PIETZSCH
1962). Diese lassen sich jedoch nur noch in
wenigen Reliktpartien finden. Diese Biotitgranite und ihre
Deformationsprodukte werden von uns zur Gesteinsgruppe
des "Coswiger Granits" zusammengefasst. Mit dieser Gesteinsgruppe ist auch eine eigene Ganggefolgschaft - besonders von Apliten - verbunden.
Summary
Near the city of Coswig, surrounded by the Meißen massif, older granites - mostly deformed to augengneiss - outcrop together with various para-gneisses. These granitoid
rocks (Coswig granite) are of early Ordovician age. The
metasediments (Coswig gneisses) represent parts of a
Proterozoic series of graywacke. The geological development of these rocks is discussed. The rocks are interpreted
as block-Iike fragments or rafts of the basement brought up
by the intrusion of the Meißen massif.
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Abb. 1: Schematische geologische Karte der sächsischen EIbezone. 1- Kreide und jüngere Bedeckung; 2 - sedimentäres und vulkanogenes
Rotliegend; 3- oberkarbonische
Vulkanite; 4- Hauptgranit des Meißener Massivs; 5- Hornblendemonzonite
des Meißener Massivs; 6- varistisch deforrniertes unteres Paläozoikurn (Ordovizium bis Unterkarbon); 7- cadomische bis spätcadomische
Granitoide, Coswiger Granit
(rechts), Laaser Granodiorit (links); 8- Kambrium? von Wackerbarths Ruhe; 9- Biotit- und Muskovitschiefer, Metagrauwacken lokal geröllführend; 10- feinkörnige plattige bis schiefrige Biotitgneise, lokal Quarzite und Metaarkosen; 11- ebenplattige Biotitgneise, mittelkörnige bis feinflasril:je Zweil:jlimmerl:jneise; 12- mil:jmatitisch; 13- Störunl:j (links), Störunl:j vermutet (rechts); CG- Clanzschwitzer Grauwacken.
55
Granite und Gneise des Elbtals bei Coswig
2 Der "Weistropper Block"
Gemeinsam mit den "Coswiger Graniten" treten verschiedene Biotit-, Chlorit- und Zweiglimmergneise (mit Biotit
und Muskovit) auf. Dabei handelt es sich zum überwiegenden Teil mit Sicherheit um alte Paramaterialien. Bereits
PIETZSCH
(1962) nimmt für einige dieser Gesteine eine Paranatur an. Bei Zweiglimmergneisen, die nördlich Weistropp
im "Weistropper Block" anstehen, war jedoch die Frage zu
klären, ob es sich um extrem deformierte Coswiger Granite
oder um Paragesteine handelt. Die vorliegenden Untersuchungsergebnisse geben der zuletzt genannten Variante
den Vorzug (MOHNICKEet al. 2001). Die verschiedenen
Paramaterialien werden von uns unter dem Terminus "Coswiger Gneise" zusammengefasst. Dieser Terminus war
zunächst nur als Arbeitsbezeichnung vorgesehen, hat sich
aber bewährt, da bei diesen isolierten Vorkommen eine
Zuordnung zu anderen bekannten Gesteinsgruppen der
EIbezone - wie: Großenhainer Gruppe, Ebersbacher Gruppe, Röderner Gruppe - sehr unsicher ist.
Coswiger Granit und Coswiger Gneise bilden den "Coswiger Komplex". Bei diesem Fremdkörper inmitten des Meißener Massivs ist die Frage zu beantworten, ob es sich um
Materialien handelt, die aus dem Untergrund aufragen bzw.
mitgebracht wurden, oder ob es eingesunkene DachscholIen sind. Dabei bildet der Coswiger Komplex mit Sicherheit
keinen einheitlichen Block, sondern besteht aus mehreren
voneinander getrennten Teilen (MOHNICKEet al. 2001).
Geochemie wurde durchgeführt um das Bildungsmilieu
aufzuhellen. Die besten Aufschlüsse liegen dabei im "Weistropper Block" und an den EIbehängen östlich Coswig
(Coswiger Komplex i. e. S). Zum Coswiger Komplex i. w. S.
rechnen wir aber auch kleinere Vorkommen besonders im
Gebiet zwischen Weinböhla und Moritzburg.
Der "Weistropper Block" umfasst linkselbig den südlichen Teil des Coswiger Komplexes. In den Erläuterungen
zur ersten Auflage von Blatt 65 der geologischen Karte von
Sachsen wird dieses Gebiet von DALMER
& BEcK (1894) als
"Niederwarthaer Gneiszone" bezeichnet. Im Rahmen der
Kartierung von Blatt Wilsdruff der geologischen Karte
1:25000 des Freistaates Sachsen erfolgte eine intensive
Neubearbeitung. Das Ergebnis zeigt in einer etwas vereinfachten Darstellung die Abb. 2.
Der Weistropper Block stellt eine allseitig von Störungen
begrenzte Grundgebirgseinheit dar. Im Norden hebt sich
das Grundgebirge an der Niederwarthaer Störung aus der
Kreidefüllung und jüngeren Sedimenten des Elbtalgrabens
heraus. Die Kreideablagerungen sind dabei nachweislich
aufgerichtet. Im Süden bildet die z. T. mit einem permokarbonen Rhyolithgang besetzte Weistropp-Störung die Grenze
gegen die Monzonite des Meißener Massivs. Der östliche
Teil des Vorkommens ist stark durch N-S verlaufende Störungselemente beeinflusst. Hinsichtlich der Gesteinsverteilung findet man im südlichen Teil des Weistropper Blocks
die Gesteinsgruppe der "Coswiger Granite" mit einigen
reliktgranitischen Partien, vor allem aber mit Deformationstypen in Form verschiedener Augengneise. Reliktgranitische
Partien wurden am Südhang des Gohlberges, im Kleditschgrund nördlich Weistropp und an einigen Stellen westlich und südlich Cossebaude angetroffen. In Norden stehen
dagegen "Coswiger Gneise" an. Vor allem sind es feinflasrige und schiefrige Zweiglimmergneise, untergeordnet aber
auch Biotit- und Chloritgneise. Die z. T. sehr glimmerreichen, fast glimmerschieferartigen Zweiglimmergneise am
N
Cosseba.u.de
o,
350
,
100m
J
Abb. 2: Neue Karte des Weistropper Blocks (südlicher Teil des Coswiger Komplexes). 1- Holozän; 2- Pleistozän meist Lößlehm' 3- Gestei~e des. ~eißener M.assivs; 4~ permokarb.one Rhyolithe; 5. permok~rbone Ouarzgänge; 6- permokarbone Andesite ("Porphyrite"); 7- rehkt~ranlt!sche C~swiger. Granite; 8- ~ranltP.roto~ylonlteund MylOnite; 9. Wechsellagerung
aus groben und feinen Granitmyloniten;
10klelnaugl~e ~ranltmylonlte;
11- .Granl~mylonl.te biS Ultra~ylonite .a~ Scherzonen gebunden; 12- Aplite des Coswiger Plutons; 13- migmatitische ZW~I~hmmergnelse; 14- nicht mlgmatltische Chlorlt- und Blotltgneise; 15. Leukosome; 16- Ouarzlinsen parallel zur Hauptfoliation; 17Hauptf.oliatlon; ..18- Faltenachsen; 19- Kataklase, 20- Probennahmepunkt
(CosGn = Coswiger Gneis, CosGra = Coswiger Granit); 21- Störung (links), Storung vermutet (rechts); Abkürzungen: Weistr. St.- Weistropp Störung; Niederw. St.- Niederwartha Störung.
56
Kurze, M. & Mohnicke, M.
Gohlberg werden von PIETZSCH
(1922) in den Erläuterungen
zur zweiten Auflage von Blatt 65 (Wilsdruff) zwar als Besonderheit erwähnt, in der Karte selbst aber mit gleicher Farbe
und Signatur wie die mehr oder weniger deformierten "Coswiger Granite" dargestellt. Offenbar wurden sie von
PIETZSCHals extreme Deformationsprodukte derselben
aufgefasst. Gegen eine solche Annahme entstanden aber
bei der Neukartierung Zweifel, die sich im Laufe der weiteren Untersuchungen erhärteten. Das Ergebnis ist die Aufnahme der Gneise vom Nord- und Westhang des Gohlberges als Parametamorphite in die vorliegende Karte. In den
Zweiglimmergneisen findet man mit stromatitischen Strukturen Hinweise auf eine anatektische Beeinflussung.
Die Grenze zwischen den Gesteinsgruppen der Coswiger Granite und Coswiger Gneise ist tektonisch stark überprägt. Der bei Annahme einer Paranatur vom Coswiger
Gneis vermutlich ursprünglich vorhandene Intrusionskontakt
des Coswiger Granites lässt sich nicht mehr sicher nachweisen. Im Cossebauder Talgrund treten in den Coswiger
Graniten jedoch vereinzelt bis 0,5 m große Einschlüsse von
feinflasrigen Zweiglimmergneisen auf, die den Coswiger
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Gneisen im Nordteil des Weistropper Blocks ähneln.
Die Innenstrukturen verlaufen in beiden Gesteinsgruppen im wesentlichen E-W mit einem leichten Abbiegen in
die NW-SE-Richtung im östlichen Teil des Weistropper
Blocks. Das gilt sowohl für die Hauptfoliation, als auch für
die meisten Faltenachsen und Lineationen und für die
Ganggefolgschaft (hauptsächlich Aplite) des Coswiger Granits. Die Hauptfoliation fällt überwiegend mittelsteil (30-50~
in nördliche Richtung ein, an einigen Stellen treten aber
auch in südliche Richtung einfallende Hauptschieferungsflächen auf. Alle Gesteinstypen, auch die reliktgranitischen,
sind mit unterschiedlicher Intensität von Kataklase betroffen.
Einige extrem kataklastische Zonen streichen als eng begrenzte Bereiche E-W sowie gelegentlich auch annähernd
N-S und wurden in die Karte eingetragen.
Aus dem Weistropper Block stammen die Proben
CosGn (Coswiger Gneis) und CosGra (Coswiger Granit) an
denen neben petrographischen und geochemischen Untersuchungen auch Altersdatierungen durchgeführt wurden.
Die Probe CosGn, ein anatektischer Zweiglimmerparagneis,
wurde von einer Klippe am Westhang des Gohlberges
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x
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0
500
1000m
18
Abb. 3: Neue Karte des Elbtalhangs bei Coswig (nördlicher Teil des Coswiger Komplexes), 1- Holozän; 2- Pleistozän, meist Sande; 3Ges.teine des Meißener Massivs, ungegliedert; 4- Mikrogranite des Meißener Massivs; 5- permokarbone Andesite ("Porphyrite"); 6- reliktgranitische Coswiger Granite; 7- Granitprotomyloniteund Mylonite; 8- Wechsellagerung
aus groben und feinen Granitmyloniten;
9feinflasrige bis planare Granitmylonite, z. T. verbacken; 10- Granitmylonite bis Ultramylonite; 11-biotitführende Mikrogranite des Coswiger
Granits?, in isolierten Linsen; 12- nicht migmatitische Chlorit- und Biotitgneise mit wechselnden Feldspatgehalten (links), foliationsparallele
Ouarzlinsen (rechts); 13- nicht migmatitische Muskovitgneise;
14- Ouarzitschiefer,
Hornblendeschiefer
und Metakarbonate von Wackerbarths Ruhe; 15- Hauptfoliation; 16- Faltenachsen; 17- Kataklase, 18- Störunq (links), Störunq vermutet (rechts).
57
(R5399670, H5663350) entnommen. Einzelzirkondatierungen
Teil sind die Schieferungsflächen dagegen mehr NE-SW
mittels der Pb/Pb-Evaporisationsmethode, durchgeführt im
orientiert und fallen überwiegend in südöstliche Richtung
Isotopengeochemischen labor am Institut für Mineralogie
ein. Sämtliche Gesteine sind :l: intensiv von Kataklase beder TU Bergakademie Freiberg (TICHOMIROWA,
2000, MOH- troffen. In einigen, meist eng begrenzten Zonen ist die KaNICKEet al., 2001), brachten für dieses Material folgendes
taklase extrem stark. Diese Zonen streichen bevorzugt E-W
Ergebnis: Die gemessenen 207PbI206Pb_Alter
weisen eine
und N-S.
äußert große Streubreite auf. Neben der Morphologie
Die Grenze gegen die Gesteine des Meißener Massivs
spricht dieses für einen im wesentlichen detritischen Chawird von Störungen gebildet. Zum Teil sind diese mit permokarbonen Mikrogranit-Gängen besetzt.
rakter der Zirkone. Dabei sind sowohl archaische als auch
proterozoische Komponenten enthalten. Die jüngsten zuverIm Nordteil von Abb. 3 wurden noch einige der kleineren
lässig datierten Zirkone belegen neoproterozoische Alter um
Vorkommen von Gesteinen des Coswiger Komplexes auskartiert, die zwischen Weinböhla und Moritzburg inmitten
570 Ma.
Die Probe CosGra (Coswiger Granit), ein schwach provon Magmatiten des Meißener Massivs liegen. Im Vorkommen bei Auer sind den feinkörnigen, dunkelgrauen, biotitreitomylonitischer, kataklastischer Biotitgranit, stammt vom
chen Coswiger Gneisen hellrötliche plattige Muskovitgneise
Westhang des Burgberges bei Niederwartha (R5401925,
in Form eines ca. 50 m breiten, NW-SE verlaufenden BanH5662570). Für diese Probe ergibt sich nach den Einzelzirdes eingelagert. Der nördlichste Teil des Vorkommens wird
kon-Datierungen ein tiefordovizisches Intrusionsalter von ca.
von meist grobkörnigen und nur schwach mylonitisch de480 Ma (TICHOMIROWA
2000, MOHNICKE
et al. 2001). Es ist
formierten Coswiger Graniten eingenommen. Diese schlieaber auch ein relativ hoher Anteil an Zirkon-Altbestand in
ßen sich mit tektonischem Kontakt an die Coswiger Gneise
dieser Probe enthalten. An einem Biotitkonzentrat der gean.
nannten Probe wurde in den GEOCHRON laboratories
(Cambridge, Massachusetts, USA) außerdem eine K-ArAltersbestimmung durchgeführt. Diese brachte einen Wert
4 Petrographie und Geochemie der
von 331.%7Ma, der als Zeitpunkt der Schließung des SysCoswiger Granite
tems nach der Aufheizung durch Gesteine des Meißener
Massivs gedeutet wird. Der Wert markiert dabei einen ZeitDie Tafel 1 zeigt Coswiger Granite in verschiedenen Depunkt, der nach der Intrusion der weit verbreiteten basischformationsstufen.
intermediären Gesteinssuite, jedoch vor dem Ende der
Das nur an wenigen Stellen anzutreffende reliktgranitiMassivbildung mit saueren Gesteinen liegt.
sche Material (Tafel 1/1) weist ein noch weitgehend richtungslos grobkörniges Gefüge auf. Allerdings ist auch die3 Der Elbtalhang bei Coswig
ses Gestein kataklastisch beansprucht.
Auffällig sind in den Reliktgraniten Feldspäte, die bis 4
Das Grundgebirge am Elbtalhang östlich Coswig (Abb.
cm groß werden können. Kalifeldspäte und saure Plagiokla3) besteht im nördlichen Teil bis zum Rietzschke Grund aus
se treten in etwa gleichen Anteilen auf. Die Kalifeldspäte
der Gesteinsgruppe des .Coswiger Granites". In dieser
zeigen oft Verzwillingungen nach dem Karlsbader Gesetz.
steigt die mylonitische Deformation in südlicher Richtung.
Ein Teil der Feldspäte ist pertitisch ausgebildet. Es können
Während nördlich des Spitzgrundes neben nur schwach
Verdrängungen von Plagioklas durch Kalifeldspat und von
texturierten Granit-Protomyloniten und grobaugigen GranitKalifeldspat durch Albit beobachtet werden. Quarz ist oft
Myloniten auch reliktgranitische Bereiche auftreten, wird
sehr reichlich vorhanden. Er löscht meist deutlich undulös
südlich des Spitzgrundes das Gefüge der Gesteine zunehaus. An Glimmern dominieren die Biotite. Es tritt aber auch
mend mylonitisch, gelegentlich auch ultramylonitisch. Südetwas Muskovit auf. Bei diesem könnte es sich zumindest
lich des Rietzschke Grundes stehen Coswiger Gneise an.
teilweise um eine primäre Bildung handeln. Muskovit kann
Es handelt sich dabei um relativ feinkörnige, dunkle, biotitsich auch bei der Deformation neu bilden und größere,
und chloritreiche Gneise die keine Anzeichen von Anatexis
eigenartig dendritisch verästelte Muskovite, die in den stärerkennen lassen. Die im Rietzschke Grund verlaufende
ker deformierten Typen den zerriebenen Glimmerbelag
Grenze zwischen Coswiger Granit und Coswiger Gneisen
älterer Scherbahnen auffressen sind wahrscheinlich ein
ist wahrscheinlich tektonischer Natur. Am Südhang des
Produkt der Aufheizung durch den Meißener Pluton (s, auch
Rietzschke Grundes dringt jedoch stark deformierter Coswi1962, S. 680). An Akzessorien
SCHEUMANN
1932 & PIETZSCH
ger Granit im Form eines ca. 10m mächtigen, annähernd Nfindet man in den Coswiger Graniten relativ häufig Apatit.
S verlaufenden Ganges in die Coswiger Gneise ein.
Zirkone treten dagegen seltener auf und sind auffällig klein
Am Südende des dargestellten Geländestreifens, bei
(meist zwischen 0,05 und 0,1 mm; nur selten etwas größer
Wackerbarths Ruhe, treten die Coswiger Gneise mit einem
als 0,1 mm).
kleinen Vorkommen fraglichen Kambriums - bestehend aus
Die Deformation erzeugt verschiedene
GranitQuarzitschiefern, Hornblendeschiefern und kristallinem
Protomylonite und -Mylonite, die als Augengneise weit verKalkstein - in offenbar tektonischen Kontakt. Die Schiefebreitet sind. Mit zunehmender Deformation verringert sich
rung streicht im Grundgebirge am Elbtalhang östlich Coswig
dabei die Korngröße und die linsig-flasrigen Gefüge gehen
schräg bis quer zur Kontur des Vorkommens. Im südlichen
zunehmend in :l: planar entwickelte Gefüge über (Tafel 1/2 Teil herrscht (wie im Weistropper Block) E-W Streichen und
4). In den Granitmyloniten ist der Biotit oft vergrünt und geht
nördliches Einfallen der Hauptschieferung vor. Im nördlichen
in Chlorit über, relativ häufig tritt Muskovit auf. Im StreckeiTafel 1: Der Coswiger Granit und seine Deformationsprodukte.
Abb. 1: Richtungslos grobkörniger Coswiger Granit von der Herrenkuppe bei Cossebaude.
Abb. 2: Grobkörniger Granit-Mylonit von der Rohrbahn bei Niederwartha mit steilstehender Kataklase, welche die dominierende Hauptfoliation durchschlägt.
Abb. 3: Grobkörniger, stark in x-Richtung gestreckter Granit-Mylonit vom Westhang des Cossebauder Talgrunds; 4. kleinaugiger GranitMylonit vom Gohlberg westlich Weistropp.
58
59
Coswiger Granite und ihre Ganggefolgschaft
Coswiger Gneise und Leukosome
Bezeich.
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mGra
muGra
Apl
mgGra
mGn
mGn
btGn
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Nr.
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Pr.
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nb
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4,48
16,9
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0,65
0,9
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1,1
3,5
0,51
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0,4
3,1
0,6
A180
A174
A11
A186a
A154
A185
A186
A160
70,03
13,40
4,21
0,03
1,31
0,38
5,57
3,39
0,63
0,15
11,26
62,8
42,2
8,3
13,3
37,2
130
17,5
155
99,9
22
8,7
762
17,5
12,2
4,1
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22
32,2
5
19,2
4
0,89
0,66
4,29
0,8
2,46
0,34
2,15
0,32
1,3
0,8
72,92
14,65
2,41
0,02
0,68
0,37
2,07
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0,34
0,11
5,7
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5,6
11,0
11,8
82,0
16,0
183
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6,7
836
23,9
12,4
2,8
nb
33,8
64,1
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26,8
5,26
0,97
0,68
3,06
0,52
1,43
0,21
1,35
0,24
2,6
0,9
80,56
13,65
0,55
0,01
0,12
0,40
2,31
5,32
0,05
0,19
1,4
2,0
12,3
0,4
5,9
6,2
29,0
18,1
284
30,2
7,8
4,3
128
21,8
4,6
1,9
nb
3,05
5,73
0,77
2,66
0,91
0,22
0,24
1,46
0,3
0,87
0,17
1,02
0,17
2,1
1,3
81,63
15,40
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0,01
0,44
0,92
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1,92
0,14
0,15
1,4
4,4
4,1
1,8
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170
5,9
1,5
793
17,8
24,7
3,4
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22,3
35,5
3,58
11,3
1,94
0,75
0,22
1,18
0,22
0,63
0,08
0,52
0,08
1,0
0,3
Pr.
CosGn*
75,87
11,99
3,38
0,03
1,36
0,48
2,51
2,55
0,47
0,13
nb
44
49
5
18
nb
nb
13
73
152
19
9
792
11
8,8
1,9
126
34,6
64,3
6,81
25,1
4,4
0,98
0,6
3,2
0,6
1,9
0,3
1,9
0,28
4,8
0,7
71,91
13,58
3,71
0,06
1,20
1,61
3,30
1,91
0,45
0,18
7,3
50,1
62,4
8,2
19,2
16,8
68,4
13,8
75,2
193
14,3
7,8
431
23,6
15,5
4,2
nb
47,5
90,3
10,3
35,8
6,54
1,47
0,68
3,19
0,53
1,49
1,12
0,16
0,19
2,1
0,9
60,37
15,94
4,98
0,08
2,87
2,71
3,07
2,24
0,94
0,21
19,6
93,8
102
14,5
25,1
32,8
101
20,4
90,1
182
30,7
11,4
563
19,0
13,0
2,9
nb
36,5
65
8,6
32,8
6,35
1,34
0,92
5,25
1,05
3,1
0,41
2,78
0,4
0,8
1,0
67,87
15,46
4,59
O,Og
2,42
1,03
3,18
3,48
0,81
0,15
14,1
76,1
78,4
11,2
18,8
11,7
79,8
18,4
119
178
18,3
10,1
755
14,6
15,5
2,3
Nb
18,9
60,8
4,68
16,6
3,55
0,76
0,57
3,32
0,68
2,05
0,29
1,83
nb
1,2
0,9
76,05
13,80
0,28
0,01
0,12
0,56
3,66
3,21
0,04
0,06
2,0
2,2
9,6
0,4
-0,1
3,9
58,4
16,7
90,9
109
6,5
5,4
366
41
7,7
1,2
nb
7,62
13,6
1,53
5,32
1,34
0,5
0,21
1,23
0,25
0,71
0,11
0,68
0,1
1,28
0,7
Si02
AI203
Fe203
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
Ti02
P20S
Sc
V
Cr
Co
Ni
Cu
Zn
Ga
Rb
Sr
Y
Nb
Ba
Pb
Th
U
Zr
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
70,15
13,87
2,12
0,03
0,59
0,48
2,82
4,88
0,30
0,18
4,5
18,3
15,4
3,6
6,9
17,0
81,3
17,9
181
90,3
17,6
7,0
611
21,3
12,7
1,2
nb
18,2
50,3
4,41
15,6
3,4
0,73
0,62
3,51
0,71
2,11
0,29
1,85
0,28
1,3
0,7
Tab. 1: Haupt- und Spurenelement- Zusammensetzung der Gesteine des Coswiger Komplexes (Hauptelement- Gehalte in Gew.- %, Spurenelement- Gehalte in mg/kg). rGra- reliktgranitischer Coswiger Granit vom Westhang des Kleditschgrundes; pmGra- Protomylonite bis
Mylonite des Coswiger Granits vom Osthang des Tännichtgrundes; mGra- Mylonit des Coswiger Granits vom Gohlberg bei Weistropp;
muGra- Mylonit bis Ultramylonit des Coswiger Granits vom Osthang der Cossebauder Talgrunds; Apl- Aplit des Coswiger Granits vom Osthang des Cossebauder Talgrunds; mGn- migmatitischer Zweiglimmergneis vom Gohlberg bei Weistropp; btGn- Biotitgneis, chGn- Chloritgneis, Leuk- Leukosom vom Gohlberg bei Weistropp; nb- nicht bestimmt. Labors: Geochemisches Labor der TU Bergakademie Freiberg; *
ACME Analytical Laboratories LTD, 852 E, Hastings St. Vancouver BC
sen-Diagramm (zitiert in LE MAITRE 1989, Fig. B4 und B5)
fallen die Projektionspunkte
der Coswiger Granite in das
Feld 3b (Monzogranite).
Die Coswiger Granite besitzen eine eigene Ganggefolgschaft aus Apliten. Diese feinkörnigen, blass rosa gefärbten
Quarz
Gesteine bestehen aus undulös auslöschendem
sowie Kalifeldspat und Plagioklas zu etwa gleichen Anteilen.
Tafel 2: Die Coswiger Gneise des Weistropper
Gelegentlich ist etwas Muskovit vorhanden. Gegenüber
den Apliten des Meißener Massivs weisen diese Gesteine
niedrigere Kalifeldspatgehalte
auf. Charakteristisch ist weiterhin, dass die in den Coswiger Graniten in der Regel vorhandene Foliation auch diese Aplite erfasst.
Tabelle 1 gibt eine Auswahl geochemischer Analysen
von unterschiedlich stark deformierten Coswiger Graniten
Blocks und des Elbtalhangs bei Coswig.
Abb. 1: Migmatitischer Coswiger Gneis mit konkordanten, :f: isoklinal verfaiteten, stromatitischen Leukosomen vom Gohlberg westlich Weistropp.
Abb. 2: Dominante Faltung in den migmatitischen Coswiger Gneisen des Weistropper Blocks vom Nordhang des Gohlbergs.
Abb. 3: Nicht migmatitischer, chlorit- und biotitreicher Coswiger Gneis vom Stbr. Kynast in Coswig.
60
1
2
3
61
dass dieses zum Zeitpunkt der migmatitischen (anatektischen) Überprägung war.
Jünger als die Anatexis und die Anlage der Hauptschieferung ist eine Verfaltung, die auf Tafel 2 in Abb. 2 gezeigt
wird. Die Achsen streichen annähernd E-W. Zur Zeit der
Anlage dieser Falten war der Höhepunkt der Metamorphose
bereits deutlich überschritten.
Im Gegensatz zu den Zweiglimmergneisen lassen die
biotit- und chloritreichen Coswiger Gneise (Tafel 2/3) keine
Anzeichen von Anatexis erkennen. Die Coswiger Gneise
erweisen sich damit als Gesteinsgruppe mit relativ wechselhafter Ausbildung und unterschiedlich starker metamorpher
Beanspruchung. Tabelle 1 bringt einige geochemische Analysen von Coswiger Gneisen. Hinsichtlich des Hauptelementchemismus ist dabei die relativ starke Streuung der
Si02- und Al203-Gehalte auffällig, welche die wechselhafte
petrographische Zusammensetzung widerspiegelt. Die Ti02Gehalte sind in ihnen deutlich höher als in den Coswiger
Graniten. Neben anderen Merkmalen (vor allem Zirkoncharakteristik und Zirkonalter) bietet die Geochemie Möglichkeiten zur Unterscheidung von stärker deformierten Coswiger
Graniten (=Orthometamorphite) und Coswiger Gneisen (=
Parametamorphite). Diese Kriterien sind besonders für die
Beurteilung der genetischen Stellung der Zweiglimmergneise wichtig.
Die Paranatur der Coswiger Gneise spiegelt sich gut in
Diskriminationsdiagrammen nach BEUGE(1989) wider (Abb.
5a und 5b). Lediglich einige stark deformierte Coswiger
Granite stören die Eindeutigkeit der Aussage, indem sie ins
Parafeld abgleiten. Nach Diskriminationen auf der Grundlage des Diagramms von WIMMENAUER(1984) kommen
hauptsächlich Grauwacken und tonige Grauwacken als
Ausgangsmaterialien für die Coswiger Gneise in Betracht
(Abb.5c).
Im Diagramm nach BATHIA(1983) fallen die Projektions-
und einem Aplit. Die Si02-Gehalte der aufgeführten Proben
liegen über 70 Gew.-%. Es handelt sich um Gesteine mit
kalk-alkalinem bzw. subalkalinem Charakter (Abb. 4b, 4c).
Mit einem K20/Na20-Verhältnis >1 und unter Berücksichtigung des petrographischen Befundes gehört der "Coswiger
Granit" zur Gruppe der S-Typen bzw. Hs-Typen (CASTROet
al. 1991).
5 Petrographie und Geochemie der
Coswiger Gneise
Die unter dem Begriff "Coswiger Gneis" zusammengefassten Parametamorphite des Coswiger Komplexes umfassen verschiedene Gesteinstypen. Neben Zweiglimmergneisen, die im nördlichen Teil des Weistropper Blockes
auftreten, sind es vor allem verschiedene Biotit- und/oder
Chlorit-Gneise von meist schiefrigem, manchmal aber auch
relativ massigem Habitus. Tafel 2 zeigt einige charakteristische Bilder von Coswiger Gneisen.
Am interessantesten sind die Zweiglimmergneise vom
Gohlberg im Weistropper Block, die sich bei genauerer
Betrachtung als stromatitische Migmatite erweisen (Tafel
2/1). Sie führen neben undulös auslöschendem Quarz,
Plagioklas und Kalifeldspat, wechselnde Mengen Biotit,
Chlorit und Muskovit. An Akzessorien müssen Apatit, Epidot, Rutil und Sillimanit genannt werden. Fibrolithischer
Sillimanit wurde sowohl in Schwermineralpräparaten als
auch vereinzelt im Dünnschliff nachgewiesen. Im Dünnschliff findet man ihn in Bereichen, die von der Hauptschieferung geschont sind. Das Auftreten von Sillimanit in den
Zweiglimmergneisen weist darauf hin, dass entsprechend
Fig. 4.3 in BUCH
ER& FREY(1994) in diesen Temperaturen
von mindestens 5400 C, wahrscheinlich jedoch wesentlich
darüber geherrscht haben müssen. Es wird angenommen,
a
Calc-Alkaline
p
A
Legende:
migmatitische Zweiglimmergneise
o
nicht migmatitische chlor~nd biotitbetonte Gneise
•
grobe Granitprotomylonite
o
L::::.
Granitmylonite
-i
~
0
•
bis Mylonite des Coswiger
bis Ultramylonite des Coswiger
Aplite des Coswiger
MgO
Na20 + K20
0
':l
12
10
8
6
+
4
N
2
0
ca
Z
SubAlkaline
0
35
40
45
50
55
60
65
70
75
80
85
Abb. 4: a. links oben): Die Coswiger Granite im oberen Dreieck des Streckeisen-Diagramms
in der bei LE MAITRE (1989; Fig. B4) zitierten
Form. bund c, rechts ): Sippenzugehörigkeit
der Coswiger Granite in den Diagrammen von IRVINE& BARAGAR(1971; Fig. 2 und Fig. 3).
62
punkte der Coswiger Gneise in die Felder Bund C. Dies
weist auf eine Herkunft des Materials von kontinentalem
Inselbogen bzw. aktivem Kontinentalrand (Abb. 5d) hin. Mit
dem Diagramm von BATHIA& CROOK (1986) lässt sich vor
allem die Herkunft von einem kontinentalen
Inselbogen
begründen.
6 Versuch einer Zusammenschau
Allgemein wird angenommen, dass sich Perigondwana
im tiefen Ordovizium in einer Riftungsphase befindet. Für
das Saxothuringische Terrane führen lINNEMANN& SCHAUER
(1999) als Argument dafür z. B. abnorm hohe Sedimentationsraten in einigen Bereichen an. HAMMER et al. (1999)
verbinden die Vorstellung von einer großräumig aufgeheizten Kruste mit einem riftbezogenen Magmatismus zwischen
480 und 500 Ma, zu dem entsprechend den vorliegenden
Altersdatierungen auch die Coswiger Granite gehören würden. Benutzt man die Diagramme von PEARCEet. al. (1984)
zur Überprüfung der plattentektonischen
Stellung der behandelten Gesteine, so plotten diese jedoch überwiegend in
das Feld der" Volcanic arc granites" mit einem Übergreifen
in das Feld der "Collision granites" (Abb. 6a) bzw. in das
gemeinsame Feld der" Volcanic arc- und Syn-Collision granites" (Abb. 6b). Die Geochemie der behandelten Gesteine
(kalk-alkaliner Charakter und Diagramme nach PEARCE et
al.) spricht also mehr für konvergente Plattentektonik bei der
Magmenbereitstellung.
Mit der Gegenüberstellung
dieser beiden Aussagen zeigen sich offene Fragen hinsichtlich der geotektonischen
Stellung der behandelten Magmatite, die im Rahmen dieser
Arbeit nicht geklärt werden können. Nach einem freundlichen Hinweis von Herrn 1. Heinrichs besteht auch die Möglichkeit, dass die Spurenelementverhältnisse
bei Graniten
vom S- bzw. H-Typ vom Edukt "geerbt" sind.
Nach den Einzelzirkon-Datierungen
ergibt sich für den
Coswiger Granit mit ca. 480 Ma ein jüngeres Intrusionsalter
als für die mit 530:t4 bzw. 535:t5 Ma (GEHMLICH et al.
1997a) noch cadomischen Laaser- und Dohnaer Granodiorite, die ebenfalls in der EIbezone angesiedelt sind. Ein entsprechender frühpaläozoischer Magmatismus zwischen 480
und 500 Ma ist aber im östlichen Saxothuringikum
weit
verbreitet. In der EIbezone gehören dazu der Turmalingranit
(477:t5 Ma) im Elbtalschiefergebirge
und der Sericitgneis
(489:1:2 Ma) im Nossen-Wilsdruffer
Schiefergebirge (GEHML1CHet al. 1997b). In der Lausitz und den Westsudeten ist
es der Rumburker Granit (490 bzw. 494 Ma; HAMMERet al.
1999 / 488:t7 Ma; TICHOMIROWAet al. 2001). Tiefordovizisches Intrusionsalter haben auch die granitoiden Orthogneise des
Zwischengebirgskristallins
von
FrankenbergHainichen im NE-Teil des Zentralsächsischen
Lineamentes
(484 Ma; GEHMLICHet al. 1998) und Rotgneis-Granitoide
des Erzgebirges (484:t5 Ma, 500:t12 Ma; TICHOMIROWAet al.
2001). Möglicherweise besteht zwischen den Zwischengebirgsgneisen und dem Coswiger Komplex eine Beziehung,
denn letzterer liegt in der östlichen Fortsetzung des Zentralsächsischen Lineaments.
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6
8
1)
14
Fe203+ MgO
Abb. 5: a und b, oben): Unterscheidung zwischen metasedimentären-, magmatischen- und metamagmatischen Edukten der Gesteine des
Coswiger Komplexes nach Diskriminationen von BEUGE(1989): Abb. 5b wird von BEUGEbesonders für Gesteine mit einer vermuteten AlkaIimetasomatose empfohlen. c, links unten): K201 Na20 gegen Si021 Ab03 der untersuchten Coswiger Gneise; Unterscheidung in psamitische
und pelitische Gneise nach Diskriminationen von WIMMENAUER
(1984). 1-sandige Grauwacke; 2- sandige Arkose; 3- Grauwacke; 4- Arkosen;
5- tonige Grauwacke; 6- Tonstein. d, rechts unten): Geochemie und Provenance der Coswiger Gneise nach Diskriminationen von Bhatia
(1983). A- oceanic island arc; B- continental island arc; C. active continental margin; D- passive continental margin. Legende wie Abb. 4a.
63
HAMMERet al. (1999) sehen in den Coswiger Graniten
eine inselartige Fortsetzung des frühpaläozoischen Magmatismus aus der Lausitz und den Westsudeten (Rumburker
Granit) nach NW in die EIbezone. Sie heben die Grobkörnigkeit dieser Si02-reichen Magmatite hervor und schlussfolgern daraus auf eine Intrusion in eine großräumig aufgeheizte Kruste und damit verbundene langsame Erstarrung
der Granitoide. SCHUST (2000) rechnet zu den Rumburker
Graniten auch grob- bis riesenkörnige Gesteine, die bei
Dohna innerhalb des Dohnaer Granodiorits auftreten, und
spricht von einem für das Lausitzer Granodioritmassiv typischen Gestein. Damit ergibt sich das Bild eines Kranzes
entsprechender Vorkommen, der im SW und S das Lausitzer Massiv umschließt. Die Rahmengesteine
sind für die
einzelnen Vorkommen aber unterschiedlich. Für die Coswiger Granite sind es jungproterozoische
Parametamorphite,
die sich deutlich vom Jungproterozoikum
der Lausitz abheben und welche, wenn nicht als spezifische Bildungen der
EIbezone gedeutet, eher Beziehungen
zum Erzgebirge
aufweisen, worauf bereits SCHEUMANN(1932) und PIETZSCH
(1962, S. 680) aufmerksam machen. Es sei nochmals darauf hingewiesen,
dass in den Gesteinen des Coswiger
Komplexes die Innenstrukturen meist E-W verlaufen und nur
an wenigen Stellen deutlich in die NW-SE Richtung der
EIbezone einbiegen. Wenn man dieses berücksichtigt und
eine Verbindung zwischen den Vorkommen von Coswig und
dem Rumburker Granit unter Zwischenschaltung
der sehr
grobkörnigen Granitoide bei Dohna annimmt, ergibt sich ein
rechtsdrehender Versatz von 30-35 km, der im wesentlichen
1000
syn-COLG
E
c.
c.
.0
a:
•
10
VAG
10
Y + Nb
100
1000
1000
-
100
E
c.
c.
.0
Z
10
10
Y
100
1000
Abb. 6: a und b) Geochemie und paläotektonische
Stellung der
Coswiger Granite nach Diskriminationen von PEARCEe1. al. (1984).
VAG- Volcanic arc granites; WPG- Within plate granites; ORGOcean ridge granites; syn-COLG- Collision granites. Legende wie
Abb.4a.
64
das Ergebnis der varistischen Tektonik im Bereich der Elbezone ist. Dieser Betrag liegt deutlich niedriger als der Mindestversatz von 80 km, den lINNEMANN& SCHAUER(1999)
angeben. Er entspricht aber dem Wert, der sich auch aus
den Ergebnissen der Gravimetriemessungen
im Raum Elbtalzone-Lausitzer
Massiv-Westsachsen
(LINDLER 1970,
1972) ableiten lässt, wenn man das mit einem entsprechenden Versatz aus dem Erzgebirge in die Westsudeten übergreifende gravimetrische Minimum als Produkt einer insgesamt relativ sauren Kruste deutet. Die strike slip Bewegungen, die zu diesem Versatz geführt haben, klingen mit der
Intrusion des Meißener Massivs aus.
Die Entwicklung der Gesteine des Coswiger Komplexes
kann folgendermaßen skizziert werden:
1) Im Proterozoikum wurden Gesteinsfolgen abgelagert,
die hauptsächlich aus Grauwacken und Grauwackenpeliten
bestanden, denen gelegentlich aber auch vulkanische Produkte (Tuffe von intermediären Chemismus) beigemischt
waren. Der Detritus enthält nach Einzelzirkon-Datierungen
neben proterozoischen sogar archaische Komponenten; es
wurden also unterschiedlich alte Materialien in die Sedimente eingearbeitet.
Die jüngsten, als detritisch gedeuteten
Zirkone besitzen Alter um 570 Ma. Als Abtragungsgebiet
fungierte wahrscheinlich ein kontinentaler Inselbogen. Die
Ablagerung erfolgte in einem Bereich, der plattentektonisch
back arc Charakter trug (s. auch lINNEMANNet al. 2000).
2) Es ist anzunehmen, dass diese Gesteinsfolgen bereits vor der Intrusion der Coswiger Granite gefaltet und
metamorph überprägt wurden. Den Weg zu den vorliegenden Coswiger Gneisen beschritten sie aber gemeinsam mit
der Deformation der Coswiger Granite. Unklar ist vor allem
die genaue zeitliche Einordnung der Anatexis in den Zweiglimmergneisen des Weistropper Blocks. Sie könnte mit der
Intrusion der Coswiger Granite zusammenfallen.
3) Die Coswiger Granite intrudierten nach den Einzelzirkon-Datierungen im tiefen Ordovizium. Es sind Granite vom
S- bzw. Hs-Typ, die sich durch partielles Aufschmelzen
metasedimentärer
Gesteine bildeten. In Diagrammen nach
PEARCE et al. (1984) fallen sie geochemisch in die Felder
von "volcanic arc" und "collision granites", wobei der volcanic arc-Charakter stärker ausgeprägt ist. Anders als bei
FRISCHBUTIER(1982, S. 362) angegeben, konnten wir keine
oder nur unsichere Reste (z.B. stellenweise auftretende
Verquarzungen) eines von den Coswiger Graniten ausgehenden Kontakthofes
in den Coswiger Gneisen finden.
Höchstwahrscheinlich
liegt das an der starken tektonischen
Überformung
des Grenzbereiches
zwischen diesen Gesteinseinheiten. Möglicherweise waren aber auch die Rahmengesteine
des Coswiger Granits bereits metamorph
(siehe These 2).
4) Nach der Intrusion der Coswiger Granite erfolgte eine
blastomylonitische
Durchbewegung. Diese erfasst die Granite und die angrenzenden Paraserien gleichermaßen. Sie
erzeugt die Hauptfoliation und formt die Granite größtenteils
in Protomylonite und Mylonite mit verschiedenen
Augengneistexturen um. Mit der weiteren Entwicklung der Foliation
sind bereits Anzeichen einer retrograden Metamorphose mit
der Tendenz zur Einstellung grünschieferfazieller
Bedingungen verbunden und die mehr duktile Deformation geht zunehmend in spröd-kataklastische
Beanspruchung über. Im
Kristallin des Frankenberger Zwischengebirges,
wo keine
nochmalige Aufheizung durch varistische Plutonite stattfand,
ist nach K-Ar-Datierungen
am Gesamtgestein,
die Werte
von 419 bis 390 Ma ergaben, der Höhepunkt der Metamorphose im Grenzbereich Silur! Devon bereits überschritten
(KURZEet al. 1982).
5) Mit der Intrusion der Gesteine des Meißener Massivs
kam es zu einer Aufheizung der Gesteine des Coswiger
Komplexes. Das wird durch eine K-Ar-Altersbestimmung
an
Biotiten des Coswiger Granits dokumentiert. Diese gibt mit
einem Wert von 331:t:7 Ma die Zeit der Schließung des
Systems nach der Aufheizung an. Die Aufheizung war mit
einer teilweisen Verheilung kataklastischer Strukturen verbunden. SCHEUMANN(1932) und PIETZSCH(1962, S. 680)
bringen mit ihr auch die Neubildung von Muskovit in Verbindung, wobei dieser in den Granitgneisen den zerriebenen
Glimmerbelag älterer Scherbänder auffrisst.
6) Starke Bruchtektonik und Kataklase ist mit den spätvaristischen Bewegungen im Zeitraum Oberkarbon-Perm
verbunden. Störungen begrenzen nachweisbar im Bereich
des Weistropper Blocks und am Elbtalhang bei Coswig die
Gesteine des Coswiger Komplexes gegen jene des Meißener Massivs. Einige der Störungen sind mit permokarbonen
Gängen (Rhyolith, Andesit, Mikrogranit) besetzt.
7) Verstärkte Bruchtektonik fand nochmals im Zusammenhang mit der Absenkung des sogenannten Dresdner
Elbtalgrabens statt. Diese Bewegungen begannen an der
Oberkreiderrertiär-Wende
und reichten nach PIETZSCH
(1962) bis ins Pleistozän. Sicher beeinflussten auch diese
Bewegungen im Bereich der Bruchzonen das Grundgebirge
noch kataklastisch.
Die Zweiglimmergneise
des Weistropper Blocks ähneln
Gneisen von Merschwitz (westlich Großenhain), in denen
sich ebenfalls Anzeichen partieller Mobilisationen finden.
Das legt den Gedanken einer Zuordnung zur Großenhainer
Gruppe der EIbezone im Sinne von FRISCHBUTIER(1997, S.
294) nahe. Andere Typen der Coswiger Gneise können
Glieder der Ebersbacher- und Röderner Gruppe im Sinne
von FRISCHBUTIER darstellen. Eine solche Zuordnung ist
jedoch sehr unsicher, da sie lediglich auf lithologischen
Vergleichen beruht und es sich bei den Coswiger Gneisen
um isolierte Vorkommen inmitten des Meißener Massivs
handelt, die keine direkte Verbindung zu den genannten
Gesteinsgruppen
mit den zugehörigen, am Ostrand des
Meißener Massivs gelegenen Typusgebieten aufweisen.
Auf Grund der Begrenzung durch steilstehende, z. T. mit
Gängen besetzte Störungen wird angenommen, dass die
Gesteine des Coswiger Komplexes im wesentlichen blockartig aus dem Untergrund des Meißener Massivs aufragen.
Kleinere Vorkommen im Gebiet zwischen Weinböhla und
Moritzburg können auch von den Magmatiten des Meißener
Massivs mitgebrachte Schollen sein.
Danksagung
Unser besonderer Dank gilt dem Sächsischen
Landesamt für Umwelt und Geologie für die Bereitstellung der
finanziellen Mittel zur Durchführung der Geländearbeiten
und Analysen. PD. Dr. Stanek danken wir für die Vermittlung von geochemischen
Analysenmöglichkeiten
und die
Überlassung der Software NEWPET zur Auswertung der
geochemischen Daten.
Die Grundlagen für die Karte des Weistropper Blocks
wurden im Rahmen eines Kartierungspraktikums
im Frühjahr 1998 gelegt, an dem die Stud. Mirko Lorenz, Silvio
Czesak, Diana Klöden, Andrea Hasche, Klaus Kaminski,
Stefan Gerisch, Mandy Mohnicke und Maik Hamann beteiligt waren. Die Werte der Einzelzirkon-Datierungen
am
Coswiger Granit und am Coswiger Gneis stammen von Frau
Dr. Tichomirowa. Eine Arbeit die ausführlichere Informationen zu diesen Altersdaten enthält, ist unter MOHNICKE,KURZE & TICHOMIROWA:"Petrogenese
und Altersstellung
der
Gesteine des Coswiger Komplexes (EIbezone)" in Z. geol.
Wiss. 29 (2001) 5/6 erschienen.
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Tektonische Entwicklung einer frontalen Antiklinalstruktur:
Zinda-Pir-Antiklinale, Western-Fold-Belt, Pakistan
Mathias Röhring & Michael KaI/mann
Zentrum der Universität Göttingen, Goldschmidtstr.
Zusammenfassung
Die Zinda-Pir ist eine junge Antiklinalstruktur,
die sich ungewöhnlich schnell gehoben hat. Bei dieser Antiklinale kann
es sich nach Oberflächenbefunden
um eine thin-skinned
(Duplexe) oder thick-skinned (flower structure) handeln. Die
Auswer-tung von Fernerkundungsdaten
deutet bereits eine
polyphase thin-skinned Entwicklung an, Seismikdaten zeigen eine basementinvolvierende
Duplexstruktur. Die schnelle Hebung verhindert die Ausbildung eines Kohlenwasserstoffreservoirs im Kernbereich der Antiklinale.
1 Einleitung
Die Zinda-Pir-Antiklinale
ist eine Struktur, die sich im
Vorland der orogenen Sulaiman-Range in Pakistan rezent
entwickelt. Die anhaltende Bewegung der Indischen Platte
gegen die Eurasische Platte ist der Antrieb der Hebung
dieser Antiklinalstruktur.
Eine umfassende Diskussion der tektonischen Entwicklung des foreland-basins der Sulaiman Range im Bereich
des Zinda-Pir-Antiklinoriums
ist bei KOLLMANN(1999) dargestellt. Insbesondere die jüngste Hebungsgeschichte
wurde
untersucht. Die Deformation wird in Zusammenhang
gebracht mit der Sedimentation an einem zunächst passiven
Kontinentalrand einer Kontinent-Kontinent-Kollision,
welcher
sich zu einem Molassebecken weiterentwickelt hat. Im folgenden versuchen wir diese und neuere Ergebnisse zu
interpretieren und zu einem differenzierten Bild der Deformation der Zinda-Pir zu gelangen.
Durch Fernerkundungsdaten
(LANDSAT-MSS,
LAND-
71"E
3, 37077 Göttingen.
SAT-TM-5, Luftbilder) und Geländeaufnahmen
kann belegt
werden, dass die jüngsten Einheiten in die Deformation und
Hebung des Zinda-Pir-Antiklinoriums
einbezogen sind. Dieses impliziert hohe Hebungsbeträge für das Gebiet, die seit
dem oberen Neogen bis in das rezente Quartär stattfinden.
Ziel der Arbeiten war es den tektonischen Mechanismus
dieser Faltungszone sowie den Beginn der Deformation
festzustellen. Grundsätzlich kann im Detail eine großräumige Korrelation zwischen der Sedimentation der jüngsten
Siwalik-Schichten und der Deformation während des Tertiärs und des Quartärs in den externen Faltenstrukturen des
Western-Fold-Belt in Pakistan nachgewiesen werden.
Das Gebiet des Zinda-Pir-Antiklinoriums
(Abb. 1) westlich der Sulaiman Range ist schon seit langer Zeit das Ziel
von geologischen Erforschungen (u.a. BANKS& WARBURTON
1986, WAHEED & WELLS 1990, HUMAYONet al. 1991, BANNERT et al. 1992, JADOONet al. 1992a, b, c, JADOONet al.
1994a, b). Insbesondere die Suche nach Erdöl und Erdgas
führte dazu, dass seismische Untersuchungen und geologische Kartierungen (WAHEDDUDDIN1986 a, b) durchgeführt
und Bohrungen an mehreren Stellen abgeteuft wurden (u.a.
Rhodo-2, Afi-Band-1, Zinda-Pir-1, Sakhi-Sarwar-1, Quelle:
BGR/HDIP-Datenpool).
Es konnten jedoch keine Kohlenwasserstoffe innerhalb der eigentlichen Zinda-Pir-Antiklinale
gefunden werden, was weitergehende Schlüsse zuläßt.
Ziel der Untersuchungen ist vor allem die Frage, welche
Art von Mechanismus zur Entstehung des Antiklinoriums
geführt hat. In der Diskussion stand der Mechanismus, ob
es sich um thin- oder thick-skinned Tektonik handelt. JADOON& KHURSHID(1996) deuten die Struktur als eine passive roof-Duplexstruktur.
Dabei stützten sie sich v.a. auf
seismische Auswertungen. BANNERTet al. (1992) interpretieren die Struktur als eine juvenile f10wer structure.
72'E
34"N
32"N
Zinda-PirAnticlinorium
DhodakAnticline
Afi-BandAnticline
31"N
Quetta
Zinda-PirAnticline
30"N -
29"N
Saki-SarwarAnticline
2B"N~SS"E
_
S7"E
SB"E
Abb. 1: Übersichtskarte
71"E
und LANDSAT-Satellitenbild
2B"N
72'E
des Zinda-Pir-Antiklinoriums
mit Lage der Antiklinalen.
67
Zinda-Pir Antiklinale, Pakistan
2 Stratigraphie
bis rezent) (HELMCKE
& IOBAL1995). In dieser Abfolge ist
das Entfernen Indiens von Gondwana, über die Kollision mit
dem Eurasischen Kontinent bis zur heutigen Situation doSedimentgesteine der Sulaiman-Range und des östlikumentiert.
chen Waziristans haben permisches bis quartäres Alter und
Diese Gesteine sollen nach HEMPHILLet al. (1973)
besitzen eine Gesamtmächtigkeit von mehr als 12700 m
flachmarine Ablagerungen sein. Der Pab Sandstone be(HEMPHILL
et al. 1973).
zeichnet dabei eine litorale oder fluviatile Periode, in der das
Bei den permischen Gesteinen handelt es sich um
Kreide-Flachmeer zurückwich. SHAH(1977) hingegen gibt
schwarze, fossilreiche Kalksteine. Sie sind nur wenige Meein pelagisches Ablagerungsmilieu für den Pab Sandstone
ter mächtig und werden Productus-Beds genannt (PORTH&
an.
RAZA1990).
Zwischen den Prä-Siwaliks und den Siwaliks diskutieren
Triassische Sedimente, welche die permischen Schichet al. 1973, BENten überlagern, zählen zu der Wulgai Formation (WILLIAMS viele Autoren (EAMEs1951 a, b, HEMPHILL
9.ER& RAZA1995) eine längere Sedimentationspause. Der
1959). Es wurde nachgewiesen, dass der Kontakt tektoUbergang zur fluviatilen Sedimentation lag im Oligozän
nisch gestört ist. Die Sulaiman Limestone Gruppe deutet auf
(Nari Formation). Der Abtragungsschutt des Himalaya und
marine Verhältnisse hin und ist in den Jura zu stellen.
der Sulaiman-Range wurde vorwiegend seit dem Miozän in
Auf den Gesteinen der Sulaiman Limestone Gruppe laden Siwaliks abgelagert. Jünger als die Siwaliks sind mehgern die Formationen der Kreide diskordant auf. Die kretazirere Geröllserien (Terrassen).
schen Gesteine gliedern sich auf in folgende Formationen:
Im Bereich des Zinda-Pir-Antiklioriums lagen einige ArSembar-Formation, Parh-Limestone, Mughal-Kot-Formation
beiten zur Stratigraphie vor (EAMEs1951 a, b, HEMPHILL
et
und Pab Sandstone.
al. 1973, PORTH& RAZA 1990, Tab. 1). Im Hinblick auf die
Die gesamte weitere Schichtfolge, sowie der bereits erKorrelation mit den tektonischen Ereignissen war die Sediwähnte Pab Sandstone, des Arbeitsgebietes setzt sich aus
mentologie der Ablagerungen genauer zu untersuchen als
zwei Gruppen zusammen (Tab. 1): Den marinen Schelfsees bisher geschehen war. Die im Zinda-Pir-Antiklinorium
dimenten (Prä-Siwaliks, Obere Kreide bis Eozän) und den
aufgeschlossene Schichtfolge dokumentiert nahezu den
fluviatil geprägten klastischen Sedimenten (Siwaliks, Eozän
gesamten Zeitraum vom Paläozän bis Subrezent. Durch
Deformation ist die Schichtfolge an den Flanken des Antiklinoriums
steilgestellt und durch Erosion unter semiariden
1< ~'l! •
Terraces and River Beds
ililj
Klimabedingungen gut aufgeschlossen.
Uo
o~
~ ~£
Older Gravel Beds
IL
UpUft oIlhe
2 Upper SiwBliks
Z1nda Ptr
3 Regionale Geologie des Western-Fold-Belt
Transitionzone
••::
w
z
w
~
Middle Siwaliks
-
First uphft tendoncies
in
the linda Pir area
~
itl
5
w
~
Lower Siwaliks
"
Upll1t (end e~an)
cl Himalaya
end surtoonding mountain betts
2
-23
i~e"
Nari Formation
deltaic
0
35/////////////,1
'///
Upper Chooolate Clay
lMlite Mari Member
Lower Chooolate Clay
Platy LImestone ana ASSlhna Bell
~
$haies with Alabaster
.Il
-
54
CoUi$ion fllily developed
~
Rubbly Limestone
"01;
Green and Nodular Shale
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:!£
lJUnanan
umestone
CI)
öl
J
First corlision Incje-Asie
CI)
t
'l!
g
l.
Ranikot Formation
-85
TS i
Pab sandstone
/5-_
Tab 1: Alter und Mächtigkeit der Gesteinseinheiten
Range und der angrenzenden
lung).
68
der SulaimanGebiete (mächtigkeitstreue Darstel-
Nach BANNERT
et al. (1992) kann der Western-Fold-Belt
Pakistans von West nach Ost in den Makran-Khojak-PishinFlysch-Komplex, die Störungszonen von Chaman-, Ghazaband- und Ornach-Nal, die Bela-Waziristan-Ophiolith-Zone
sowie die Khuzdar-Kirthar- und die Marri-Bugti-SulaimanStrukturen gegliedert werden (Abb. 2).
Wie der Himalaya entstehen auch die westlichen Gebirgsketten Pakistans (Western-Fold-Belt) durch die Nordwärtsdrift des Indo-Pakistanischen Kontinents und der anschließenden Kollision mit der Eurasischen Platte. Die Gebirgsketten des westlichen Pakistans (Sulaiman-Range,
Marri-Bugti-Hills und Kirthar-Range) befinden sich im Bereich der Kollisionszone, in der die kontinentale Kruste der
Indoaustralischen Platte gegen Westen begrenzt ist. Dieses
Gebirge und sein Vorland (Indus-Tiefe) sind möglicherweise
durch eine relativ geringe Krustenmächtigkeit gekennzeichnet (passiver mesozoischer Kontinentalrand; JADOONet al.
1992a).
Durch die schräge Kollision der Indo-PakistanischenPlatte mit der Eurasischen Platte (Afghan-Block) im heutigen Gebiet der Sulaiman- und Kirthar-Ranges während des
Paläozäns, wurden große Nord-Süd verlaufende, linkslaterale strike-slip Störungen, wie z.B. die Chaman-Störung
angelegt. Die zu beobachtenden Antiklinalformen in der
Sulaiman-Range und im Vorland sind en echelon angeordnet (BANNERT
et al. 1992).
Die folgende Hebung der Sulaiman Gebirgsketten bewirkte eine anschließende Erosion und die Entwicklung
eines Molassetroges (Sulaiman-Vorbecken) in Richtung
Osten, der den Abtragungsschutt des jungen Gebirges
aufnahm.
Röhring, M. & KaI/mann, M.
1-._.--
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PLATE
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Abb. <I
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205
405
Abb. 3: Die Nordwärtsdrift des Indo-Pakistanischen Kontinents
(aus COWARD1994 a, nach PATRIAT& ACHACHE1984, TAPPONIER
et al. 1986 und TRELOAR& COWARD1991).
5 Die Dynamik der Inda-Pakistanischen
Kantinentalplatte
~--~
ARAS/AN
.••..
SlA
Abb. 2: Tektonische Übersicht über den Western-Fold-Selt von
Pakistan (nach SANNERT et al. 1992).
4 Entwicklung der Struktur
Die wichtigsten Phasen der Hebung und Erosion des
Himalaya und der angrenzenden Gebirge ereigneten sich im
Unteren Miozän (17-21 Ma), im Oberen Miozän (7-11 Ma)
und im Quartär. Rezente Bewegungen äußern sich in der
hohen Seismizität entlang der Überschiebungsbahnen
des
Himalaya sowie in den Bereichen der östlichen und westlichen Syntaxis des Himalaya (u.a. Western-Fold-Belt,
Pakistan; Arakan-Yoma, Myanmar) und der angrenzenden Gebirge, im Bereich um die Indische Platte.
Die Gesteine der Gebirgsfront sind generell im Zuge der
Orogenese in höhere Stockwerke gehoben worden. Diese
Bewegungen geschehen entlang von Aufschiebungshorizonten, die als Decken- oder Duplex-Komplexe gedeutet
werden und sich in Pakistan bis in das Vorland der Deformationsfront erstrecken. Der Abtragungsschutt
(Molasse)
des sich hebenden Himalayas im Norden und der SulaimanRange im Westen wird als Siwalik-Gruppe zusammengefaßt
und wurde auch im Vorlandbecken
der Sulaiman-Range
abgelagert. In diesem Vorlandbecken entwickelt sich das
Zinda-Pi r-Antikl inori um.
POWELLet al. (1988) zeigen, dass Indien sich etwa zur
Zeit der Unteren Kreide (132,5 Ma) durch eine sinistrale
Rotation von Gondwanaland
löste (PATRIAT & ACHACHE
1984, BESSE& COURTILLOT1988, DEWEYet al. 1989). Ab der
Oberen Kreide (96 Ma) begann die eigentliche Plattenbewegung in Richtung Norden.
Der Zeitpunkt der Kollision nach PATRIAT & ACHACHE
(1984) lag an der Wende Eozän / Paläozän (ca. 54 Ma)
oder nach DEWEY et al. (1989) im Eozän (ca. 45 Ma). Die
Indo-Pakistanische Platte rotierte gegen den Uhrzeigersinn
im Bezug zum Asiatischen Kontinent (POWELL et al. 1985,
Abb. 3). Dieses führte dazu, dass im östlichen Bereich des
Himalaya die Verkürzung der Indo-Pakistanischen-Platte
durch die Deformation einige 100 km stärker ist als im westlichen Teil (DEWEYet al. 1989).
6 Der westliche Kantinentalrand
Pakistanischen-Platte
der Inda-
In Pakistan können drei Arten von Plattengrenzen beobachtet werden. Nach FARAH et al. (1984) sind diese eine
konvergente Plattengrenze (Kontinent-Kontinent
Kollision)
im Gebiet des nördlichen Himalaya, eine konservierende
Plattengrenze (Transform bzw. strike-slip Störung) im Bereich der Chaman-Störungszone
sowie eine weitere konvergente Plattengrenze (Subduktion) im Bereich der Küste
von Makran (HARMSet al. 1984).
Nach SARWAR & DE JONG (1979) hat die Kurvatur, die
man im gesamten Western-Fold-Belt
beobachten kann,
seine Ursache in den strike-slip Störungen. Diese entwickeln sich zwischen der nordwestlichen Kante des IndoPakistanischen Kontinents und den Eurasischen Blöcken
von Afghanistan, Turan, Tarim-Tienshan und Tibet (Abb. 4).
69
Schematische
Darstellung
Indo-Pakistan
Abb. 4: Tektonische Entwicklung des Indo-Pakistanischen Blockes zu den umgebenden Blöcken und die Auswirkung der Kontinent-Kontinent-Kollision auf den Western-Fold-Belt in Pakistan (nach SARWAR& OE JONG1979).
4km offset to N
W-15-BD
W-15BP
Abb. 5: Seismisches Profil durch die südlichste Antiklinale (Sakhi-Sarwar) des Zinda-Pir-Antiklinoriums (nach HUMAYON
et al. 1991).
Das Untersuchungsgebiet
liegt nahe des Kontinentalrandes. Dieses hat Konsequenzen für die Tiefenstruktur. Es
kann
davon
ausgegangen
werden,
dass
:tkontinentalrandparallele
Störungen des Basements vorhanden sind. Diese werden in Form von Sockelstörungen
nachgewiesen, die Halbgrabengeometrie aufweisen (Abb. 6,
Abb.8).
7 Profil
Die Struktur der Zinda-Pir stellt sich zunächst als einfache Antiklinale dar. Begleitet wird sie von Störungen, die wie
die Antiklinale in NS-Richtung streichen, also :tparallel zur
Faltenachse. Daneben existieren vereinzelt, zumeist von E
nach W gerichtete, Aufschiebungen. Dasselbe gilt für Spezialfalten, deren Faltenachsenflächen
in der Regel ebenfalls
auf eine Faltung nach W hinweisen.
Ziel der Untersuchungen ist vor allem die Frage, welche
Art von Mechanismus zur Entstehung des Antiklinoriums
70
geführt hat. In der Literatur sind verschiedene Theorien
entwickelt worden: Thin- oder thick-skinned Tektonik.
Die Diskussion, ob thick- oder thin-skinned-Deformation
vorliegt, hat für die Kohlenwasserstofffrage
vor allem
Bedeutung für die Katagenese sowie die primäre und
sekundäre Migration. Das Reservoirmodell selber wird sich
in beiden Modellen ähneln.
In der vorliegenden Arbeit stützen wir uns auf Geländeaufnahmen, Fernerkundung und die Neuauswertung eines
seismischen Profils, das HUMAYONet al. (1991) veröffentlicht
haben. Die Neu-Auswertung der Seismik deckt sich unerwartet gut mit Profil konstruktionen, die rein auf Geländedaten und Fernerkundung beruhen und bis in vergleichbare
Teufen reichen (vgl. KOLLMANN1999).
Das Profil (Abb. 5, Neuauswertung Abb. 6) durch die
südlichste Antiklinale (Sakhi-Sarwar)
der Gesamtstruktur
läßt sich grundsätzlich auf die nördlichen Antiklinalen übertragen. Dabei kommt es im Detail zu faziellen onlaps, die
sich in NS-Richtung entwickeln, aber am zugrundeliegenden
Mechanismus praktisch nichts ändern. Das schematische
Röhring, M. & Kol/mann, M.
E
W
Sakhi-Sarwa r-Antikli nale
kmNN
Quartär
o
Neogen
-2
Paleogen
-4
Kreide
.Jura
-6
Basement
------km
5
10
Abb 6: Schematisches Profil durch die Sakhi-Sarwar-Antiklinale.
Profil in Abbildung 6 zeigt den derzeitigen
ten.
Stand der Arbei-
8 Deformationsmodelle
Die Mechanik der Orogenese der Sulaiman-Range und
der angrenzenden Gebiete kann nur im Zusammenhang mit
der Dynamik der gesamten pakistanischen Lithosphäre, die
durch eine tiefen- und temperaturabhängige
Rheologie
geprägt und von Topographie-Effekten
beeinflußt ist, verstanden werden. Die Modelle sollen zum Verständnis des
aus geologischen Beobachtungen abgeleiteten Deformationsfeldes der orogenen Entwicklung beitragen.
Bei einer Betrachtung der Deformationsmodelle
unterscheidet man zwei wesentliche Mechanismen, die - wie
bereits dargestellt - in der Diskussion stehen: Ist das kristalline Basement in die Deformation mit einbezogen, spricht
man von einer thick-skinned Deformation (CHAPPLE 1978,
DAVIS & ENGELDER1987, STEIDTMANN& SCHMITI 1988, PHI.
LIPPE et al. 1998). BANNERTet al. (1992) und BANNERT&
RAZA (1992) geben einer thick-skinned Tektonik den Vorzug. Sie interpretieren die Strukturen als eine basementinvolvierte juveniele f10wer structure.
Wenn das kristalline Basement nicht in die Deformation
einbezogen und sämtliche Strukturen an einer bestimmten
Überschiebungsbahn
(detachment) enden, spricht man von
einer thin-skinned Deformation. Beide Fälle werden für das
Arbeitsgebiet diskutiert. BANKS & WARBURTON (1986), JA.
DOON et al. (1992a, b, c) und JADOON & KURSHID (1996)
postulieren das Modell einer weitläufigen thin-skinned Tektonik, mit passiven roofs von annähernd 200 km Ausdehnung in Unterschiebungsrichtung.
Dabei stützten sie sich
v.a. auf seismische Auswertungen.
COWARD(1994 b) stellt heraus, dass es sehr wichtig ist,
Beckeninversionen
zu beachten. Sonst würden Fehler bei
der Interpretation der Tiefenstruktur des fold-und-thrust-belt
und des gesamten Gebirgsgürtels entstehen. Die Profile von
JADOONet al. (1992a, b, 1994a) für die Sulaiman- und Kohat-Ranges zeigen, dass die Sedimente in diesen Bereichen leicht gefaltet, überschoben und angehoben sind und
somit einen monoklinen Gebirgsrand gegen das Vorlandbecken bilden. Störungen im Vorlandbecken selbst sind nicht
entwickelt. Die gesamte Verkürzung innerhalb des Faltengürtels ist auf eine Rücküberschiebung
einen back-thrust
unter der frontalen Falte reduziert. Dieses thin-skinnedModell postuliert die Hebung des Faltengürtels durch einen
Deckenstapel (thrust imbrication) im Untergrund.
Es ist aufgrund der vorliegenden Daten davon auszugehen, dass die Struktur sehr jung und rezent aktiv ist und sich
das überregionale Stressfeld im Laufe ihrer Entwicklung
nicht grundsätzlich geändert haben dürfte. Dieses ist die
Vorrausetzung für die Annahme, dass das rezente Stressfeld dasjenige ist, welches die Entwicklung jüngster Str.ukturen letztlich impliziert. Grundsätzlich ist jedoch eine Anderung des Stressfeldes mit einer einhergehenden
StrainModifikation
nicht auszuschließen,
wie es nordwestlich
(Pishin-Flysch-Zone,
Abb. 7) von HELMCKE et al. (1998)
an hand von Interferenzmustern
in Antiklinalen nachgewiesen wurde. Aufgrund der Betrachtung des Umfeldes mit den
gleichen Methoden der Fernerkundung wie bei HELMCKEet
al. (1998) liegt jedoch im Fall der Zinda-Pir-Antiklinale
nicht
ohne weiteres der Schluß nahe, dass eine solche Variation
stattgefunden hat. Der Grund hier für ~ann sein, dass die
Struktur jünger ist oder erst durch eine Anderung der Stresstrajektoren induziert wurde, die möglicherweise mit der bei
HELMCKE et al. (1998) beschriebenen
zusammenhängt.
Dazu kommt erschwerend, dass eine weitere Spannungs-
700E
W
66°E
34°N
67"E
33'N ~~~
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Arabischer
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71°E
72'
Abb. 7: Stress-Karte der Umgebung des Zinda-PirAntiklinoriums (WORLD STRESS MAP 2001 (verändert),
weitere Daten VERMA et al. 1980).
71
w
E
Basement
1
~~--5
2
3
4
Abb. 8: Schema der Entwicklung der Zinda-Pir-Struktur
(Entwickelt mit 2DMove, Midland Valley): 1: Ausgangssituation
(Kreide); 2: Dilatation am Indischen Kontinentalrand;
3, 4: Absinken des Indischen Kontinentalrandes
und Ausbildung eines onlap Richtung E, auf den
Kontinent zu; 5: Erste Auswirkung der Kollision Asien-Indien: Rotation der Basementblöcke (book-shelf-structure)
und Aufschiebung im
jurassischen
Stockwerk, induziert durch reaktivierte Sockelstörung
(Miozän); 6: Weitere Einengung, schräge Aufschiebung
höherer
Stockwerke nach W (Miozän); 7: Reaktivierung von Basementstörungen,
Rotation von Basementblöcken,
Verkippung darüberliegender
Schichten (Pliozän?, Quartär); 8: Schema der wichtigsten Deformationen.
nungsrichtungsänderung
stattgefunden hat, die sich auf das
Zinda-Pir-Antiklinorium
auswirkt.
Das rezente Stressfeld kann der World Stress Map des
Geophysikalischen
Institutes
der Universität
Karlsruhe
(WORLD STRESS MAP, 2001) entnommen werden die mit
Herdflächen-Daten
von VERMA et al. (1980) angereichert
wurde (Abb. 7).
Es wird, unter Berücksichtigung der Platznahme Indiens,
offensichtlich, dass im Bereich des Zinda-Pir-Antiklinoriums
eine rezente Einengung aus ESE stattfindet. Diese Einengung ist aber nur regionaler Natur. Weiter westlich im Bereich des Sulaiman-Lobe
zeigt sich eine :tNS gerichtete
Einengung. Weiter nördlich, im Bereich Pottwar Plateau,
findet eine NW gerichtete Einengung statt.
Nach den Geländebefunden, der Auswertung von Satellitenbildern, der Konstruktion und Bilanzierung von Profilen
und der Einbeziehung weiterer Daten ergibt sich folgendes
Bild der Entwicklung der Zinda-Pir-Antiklinalstruktur
(Abb.
8).
9 Kohlenwasserstoffe
In Pakistan wird in einigen Antiklinalen Erdöl und Erdgas, bzw. Kondensat gefunden. So war das grundsätzlich
auch für die Zinda-Pir-Struktur zu erwarten. In der nördlich
gelegenen Dhodak-Antiklinale wird aufbauend auf Explorationstätigkeiten der 1980er Jahre seit 1994 Kondensat gefördert. Explorationsziel ist der Pab Sandstone im Kern der
Antiklinale. Dieses Kondensat wird im Schweretrennverfah-
72
ren in einer nahegelegenen
Kleinraffinerie, der DhodakGas-Plant, zu Liquid-Petroleum-Gas
(LPG) weiterverarbeitet
(frdl. mündl. Mitt. Sheikh Zulfigar Ali, Plant Manager). Weitere Bohrungen im Untersuchungsbiet des Antiklinoriums sind
nicht fündig. In der Sulaiman-Range und ihrem Umfeld sind
unterkretazische
Bohrungen im wesentlichen erdölfündig,
während oberkretazische
bis eozäne Bohrungen Erdgas
fördern.
Im Bereich der Zinda-Pir-Antiklinale,
die auf den ersten
Blick eine ebenso vielversprechende
Struktur zu sein
scheint, ist die Auffindung allerdings bisher nicht gelungen.
Die Zinda-Pir-Antiklinale
weist eine ungewöhnlich
hohe
Hebungsrate auf (KOLLMANN1999). Das beeinflußt die Zeit,
die für Genese und Migration zur Verfügung steht. Für die
Zinda-Pir
ist
eine
geothermische
Tiefenstufe
von
2,95'1100m aus Bohrungen bekannt (A LI 1990). Damit herrschen für die Erdölbildung notwendige Mindesttem'peraturen
von 60'C ab einer Teufe von etwa 1500m. Der Ubergan g
von Erdöl zu Erdgas, bzw. Kondensatbildung liegt entsprechend bei einer Teufe von etwa 3500m. Ein Gesteinskörper,
der eine Teufenlage von 3500m hat, wird bei einer angenommenen Hebungsrate von 11mm/a (KOLLMANN1999) in
nur 181000 Jahren auf 1500m Teufe angehoben, wo die
Erdölbildung ausklingt. Die mitgenommene Gesteinswärme
wird den Prozeß zwar auch in dieser Teufe und darüber
eine Zeit lang weiterführen, aber die Zeit ist dennoch relativ
kurz. Zudem nimmt oberhalb von 1500m Teufe auch die
Primärmigration stark ab.
Röhring, M. & Kol/mann, M.
Damit wird deutlich, dass im Zentrum der Zinda-PirAntiklinale keine nennenswerten Mengen an autochthonen
Kohlenwasserstoffen zu erwarten sind. Die Kohlenwasserstoffe müßten also in die Zinda-Pir hinein migrieren und
haben es im Fall der Dhodak-Antiklinale offensichtlich getan, wie die Kondensatproduktion belegt. Unabhängig davon, aus welcher Richtung die Kohlenwasserstoffe migrieren (Sulaiman-Range oder Indus-Becken), ist die Hebungsgeschwindigkeit der Zinda-Pir möglicherweise für eine subrezente Platznahme zu hoch gewesen. Für die Zinda-Pir
steht ein vergleichsweise mindestens 4mal größeres Einzugsgebiet zur Verfügung. Das Ausbleiben von Kohlenwasserstoffen in der Zinda-Pir läßt sich nun als Indikator für
Zeit- und Teufenbedingungen verwenden.
Eine mögliche Schlußfolgerung ist, dass die Zinda-Pir
noch jünger ist und sich noch schneller gehoben hat als die
nördlichen Antiklinalen. Das bedeutet, dass sich die Gesamt-Struktur nach Süden fortentwickelt. Ein weiteres Argument für eine asynchrone Entwicklung unter Berücksichtigung der Varianz des Stressfeldes (vgl. HELMCKEet al.
1998) ergibt sich aus der Fernerkundung: Die .älteren",
nördlichen Antiklinalformen des Zinda-Pir-Antiklinoriums
streichen mit etwa 66° (NW-SE), während die Zinda-P ir
selber auf 95° (N-S) umschwenkt und mit der südlich gelegenen Sakhi-Sarwar-Antiklinale weiter auf 117°(NNE -SSW)
umschwenkt (vgl. Abb. 1). Vor diesem Hintergrund ergibt
sich ein differenzierteres Bild von der Entwicklung des Zinda-Pir-Antiklinoriums, die nun in mehrere .Phasen" einteilt
werden muß, welche von einer Änderung des tektonischen
Spannungsfeldes hervorgerufen werden.
Wegen der schnellen Hebung der Zinda-Pir in ihrem
Kernbereich sind in den Randbereichen im Miozän fazielle
Fallen zu erwarten. Das Miozän liegt in einer Teufe zwischen einigen hundert Metern und etwa 3500m. Die möglichen Fallen liegen östlich der Zinda-Pir-Struktur als fazielle
onlaps vor, die nach Wauskeilen und auf der E-Flanke der
Antiklinalstruktur liegen. Dieses deuten Geländebefunde an
und die Seismik belegt diese Geländebeobachtung (Abb. 5).
Zwar steigen die Schichten grundsätzlich Richtung E an,
also entgegen der Zinda-Pir-Antiklinale, aber durch Basementstörungen findet eine Hebung und leichte Verkippung
statt, die 10-20km in das Vorland reicht und damit ein größeres Migrationsfeld erschließt (Abb. 9). Die Quelle der
hierfür in Frage kommenden Kohlenwasserstoffe wäre im
faziellen Umfeld des Indus-Beckens zu erwarten.
10 Zusammenfassung
Die vorliegenden Ergebnisse beruhen im wesentlichen
auf einem Projekt, das über 4 Jahre mit vergleichsweise
bescheidenen Mitteln zu eindeutigeren Ergebnissen kommt,
als zu Begin erwartet.
Dem Projekt standen weder eigene, teure Seismik oder
Bohrungen zur Verfügung. Hauptvorgehensweise war die
Übertragung von lokal gewonnenen stratigraphischen und
strukturellen Geländedaten (Kartierungen) auf die Gesamtstruktur anhand von Satellitenbildern. Dazu kamen weitere
Daten aus Altersdatierungen, Geomagnetik, Hydrogeologie
u.a. welche die Feld- und Fernerkundungsdaten gezielt
ergänzt haben. Die Kenntnis über die Entwicklung und den
Aufbau der Zinda-Pir-Antiklinale stammt auch ganz wesentlich aus Interpretationen der regionalen Geologie der weiteren Umgebung ebenfalls anhand von Satellitendaten. Mit
eingeflossen in die Strukturinterpretation sind auch vorhandenen Daten, wie z.B. Seismik, das heißt, dass der Pool an
vorhandenen Daten effektiv genutzt wurde, was letztlich die
Fernerkundung mit einschließt.
Es hat sich gezeigt, dass die Feldarbeit, die in einem politisch sensiblem Gebiet nur eingeschränkt möglich ist, nicht
alleine eine Struktur dieser Größenordung aufklären kann.
Die Fernerkundung hat sich als ein probates Mittel erwiesen, die Geländedaten, die zwar nur aus einem Ausschnitt,
dafür aber um so detaillierter aufgenommen wurden, auf
das weitere Umfeld zu übertragen. Um die Strukturentwicklung zu verstehen wurden Fernerkundungsdaten aus einem
weiten Umfeld mit einbezogen. Die Konstruktion von Profilen, basierend auf Geländedaten waren bereits eine gute
Annäherung. Durch seismische Daten konnten Grundannahmen bestätigt und einige Details verbessert werden. Die
geringere Auflösung der vorliegenden Seismik für die Strukturinterpretation besteht nach wie vor bei der Teufe ab etwa
7 km. Dieses kann mit Ergebnissen aus der Fernerkundung
ergänzt werden. Die Struktur ist durch Faltung und Erosion
so angeschnitten, dass sie bis in die Prä-Siwaliks an der
Oberfläche quasi als Profil betrachtet werden kann. Zusammen mit Geländebefunden stellt sich zuverlässiges Bild
dar, das mit der Seismik in die Tiefe fortgesetzt wird.
Das wichtigste Ergebnis ist die junge und ungewöhnlich
schnelle Hebung der Struktur, wobei innerhalb des Antiklinoriums ähnliche Prozesse stattfinden, die zeitversetzt sind.
Dieses wird induziert, durch junge Änderungen der Deformationsrichtung. Die Interpretation der Kohlenwasserstoffverhältnisse stützt diese Annahme.
Die Diskussion, ob es sich um thin- oder thick-skinned
potentielle KW-Falle
~
basale
Überschiebung
r
!J
Abb. 9: Schema der potentiellen
Klppung durch
Basementstärungen
generelles
Einfallen
nach W
/ /
Kohlenwasserstoff-Fallen
an der E-Flanke des Zinda-Pir-Antiklinoriums
73
Strukturen handelt, kann für die Struktur nicht eindeutig
beantwortet werden. Die Zinda-Pir ist eine Rampenfalte, die
sich möglicherweise zu einer Rückschenkelüberschiebung
weiterentwickeln wird. Aufgrund der ungewöhnlich großen
Hebungsbeträge ist eher anzunehmen, dass die Auf- oder
Überschiebung an der Basis (Jura) nicht über weite Strecken aus der Sulaiman-Range erfolgt, da hier entsprechend
große Beträge zunächst horizontal versetzt werden müßten.
Das spricht für eine relativ steile Aufschiebung. Ob diese
Iistrisch ausgebildet ist oder eine steiie Basementstörung
darstellt kann nicht sicher beantwortet werden. Aufgrund
des Umfeldes des Antiklinoriums ist eine basementinvolvierende Störung vorzuziehen. Als Beispiel mag das auffällig
lange, NW-SE streichende Lineament dienen, welches den
nördlichen Teil des Antiklinoriums nach E begrenzt. (Abb.
1).
Dass das Basement in jedem Fall involviert ist, zeigen
im Vorland des Antiklinoriums basale Störungen, welche die
Struktur mit beeinflussen. Möglicherweise ist die auslösende
Sockelstörung nur stärker ausgeprägt. Eine f1ower-structure
ist aber unwahrscheinlich, da es hierfür weder im Gelände,
noch in der Seismik Anhaltspunkte gibt.
11 Ausblick
Die Erkenntnis, dass die Struktur unmittelbar von Änderungen des Spannungsfeldes
beeinflußt wird, läßt im Umkehrschluß eine Interpretation von älteren Strukturen und
deren Spannungsfeldern
zu. Das kann für unmittelbar benachbarte Gebiete, wie die Sulaiman-Range gelten, kann
aber grundsätzlich auch auf völlig andere Gebiete übertragen werden. Die Mehrphasigkeit
wurde erst relativ spät
erkannt. Diese Erkenntnis konnte ad hoc nicht erlangt werden, da es bis auf Vermutungen keinen begründeten Anlaß
für diese Annahme gab. Erst im Laufe der Untersuchungen
verdichteten sich die Hinweise, wobei die Integration dieser
Teilinformationen mittels der Fernerkundung erfolgte.
Danksagung
Das Projekt "Kompressive Deformation und syntektonische Sedimentation am Beispiel der externen Zone des
Western-Fold-Belt von Pakistan" (HE 874/11-1,2) ist von der
Deutschen Forschungsgemeinschaft
(DFG) gefördert worden. Das Forschungsvorhaben
wurde von Prof. Dr. D.
Helmcke (Institut für Geologie und Dynamik der lithosphäre, IGDL) auf Anregung der Herren Prof. Dr. D. Bannert und
Dr. H. Jurgan (beide Bundesanstalt für Geowissenschaften
und Rohstoffe, Hannover) beantragt und in Zusammenarbeit
mit dem Hydrocarbon Development Institute of Pakistan
(HDIP, Islamabad) durchgeführt. Am Geoforschungszentrum Potsdam
(GfZ 3.1, T. Vietor) konnte die Software
2DMove zur Rekonstruktion der Strukturentwicklung genutzt
werden.
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Verwendetes Satelliten bild:
LANDSAT 3-MSS, Path/Row 163/38,163/39;
3.12.1978
75
76
Fischfossilien aus zwei Riftseen mit extremen Lebensbedingungen,
Natron- und Magadisee
Thomas M. Rösner
(2)
(1),
Andrea Dolle
(1),
Herbert Tichy
(2)
(1) Wörthstr. 17, D-37085 Göttingen. E-Mail: [email protected]
Max-Planck-Institut tür Biologie, Spemannstr. 34, Haselweg 28, D-72076 Tübingen
Zusammenfassung
Die Fischfauna der Seen Ost-Afrikas zeichnen sich
durch eine große Diversität aus. Die einzige Ausnahme
bilden Natron- und Magadisee. Ihr alkalisches Wasser mit
hohem Salzgehalt und hoher Temperatur stellen ein extremes Biotop dar, in dem nur sehr adaptierte Fischarten leben
können. Neuerdings sind zwei neue Arten beschrieben
worden. Deren beschränktes Verbreitungsgebiet im Natronsee wirft die Frage auf wie schnell neue Arten entstehen.
Mit paläontologischen Befunden und geologischen Daten
wird diese Frage diskutiert.
Abstract
schen und paläontologischen Funden kann die Entwicklung
der Fischfauna der damaligen Seestadien aber derzeit nur
bedingt rekonstruiert werden. Dennoch lassen die gefundenen Daten die wechselnden ökologischen Bedingungen
dieses Seesystems diskutieren. Es soll hier den Fragen
nachgegangen werden ob, wie oft und wann lang anhaltende Trockenzeiten die gesamte limnische Fischfauna dezimierten, vielleicht sogar auslöschten und nicht zuletzt wie
die heutige Artenarmut erklärt werden kann.
The fish fauna of the East-African lakes shows a high
diversity. The only exception are Lake Natron and Lake
Magadi. Their high alkalinity, salinity and temperature form
an extreme environment, in which only well-adopted fish
species can survive. Recently, 2 new species have been
described. Their restricted radiation within Lake Natron did
rise the question about the evolution time-span. This is
discussed on the hand of palaeontological findings and
geological data.
1 Einleitung
Die Fischfauna der Seen Ost-Afrikas sind bekannt als
Orte größter biologischer Diversität. Das relativ junge Entstehungsalter der derzeitigen Seestadien lässt recht genaue
Rückschlüsse auf evolutive Zusammenhänge und Vorgänge
zu. Ein Seenpaar stellt dabei eine wichtige Ausnahme dar,
dies sind der Natronsee und der benachbarte Magadisee
(Abb. 1). Von beiden Seen war bis vor kurzem nur eine
Fischart beschrieben worden. Seit den Untersuchungen von
& TICHY(1999) hat sich die Zahl auf vier erhöht,
SEEGERS
doch sind die neu beschriebenen Arten als junge Aufspaltungen der einen, im Natronsee lebenden Art, zu begreifen
& TICHY1999). Die Artenarmut dieser Seen wurde
(SEEGERS
als Beispiel für die Selektion in einem extremen Umfeld
angesehen und diskutiert, sind doch beide Seen durch einen hohen Salzgehalt, hohe Alkalinität und hohe Wassertemperaturen gekennzeichnet (TREWAVAS,
1983). Neueste
geologische Untersuchungen von Paläoseestadien der
Arbeitsgruppe Behr, durch RÖHRICHT
(1999), DOLLE(1999)
und RÖSNER(1999) haben eine genaue Stratigraphie der
Paläoseesedimente und deren Datierung erbracht. Die
einzelnen stratigraphischen Einheiten weisen hinsichtlich
ihres Fossilgehalts deutliche Unterschiede auf. Das Spektrum reicht dabei von Schichten mit vollkörperlich erhaltenen
Fischfossilien über einzelne Horizonte, die zu mehr als 50%
ausschließlich aus Fossilienbruchstücken bestehen bis hin
zu optisch fast fossilfreien Bänken. Aus diesen geologi-
.•.•.......
D
!
10km
,
Abb. 1: Karte des Gebietes Natron- Magadisee an der Grenze
Kenia -Tansania. Die gepunktete Linie gibt den Höchststand
des Lake High Magadi zum Zeitpunkt seiner größten Ausdehnung gegen 10.200 SP wieder (HILLAIR-MARCEL 1987). F, F1,
F2: FundsteIlen von untersuchten Fischfossilien. Die Zahlen 1
- 3 in den Seeflächen geben die Zahl der an diesen Orten
gefundenen Arten der Gattung Oreochromis an.
77
Fischfossilien Natron- und Magadisee
2 Stratigraphie und zeitliche Entwicklung
der Seeflächen
Eine ausführliche Beschreibung der topografischen, klimatologischen und geologischen Bedingungen des zu be~prechenden Raumes findet sich bei RÖSNER (1999). Eine
Ubersicht der für die Diskussion wichtigen stratigraphischen
Daten und deren Bezeichnung ist in Abb. 2 wieder gegeben.
LITHOLOGIE
WASSERSTAND
TUFF
SERIE
8000
BP
MAXIMUM
10200
BP
REGRESSION
10700
BP
BRAUNE
SERIE
33 000 BP
SILT
SERIE
40000
:::::x::=c: Cha6ce
• -= -
Horizonte
ifT"T
Trockennsse
~
Ffschfosslhen
@)
Otolithen
F
BP
Funds1ellen
Abb. 2: Korrelation der Stratigraphie mit den relativen Wasserständen im Magadi-Natron-Becken für den Zeitraum von 40.000 bis
8.000 BP. Die Great Aridity liegt zwischen dem ausgehenden Gamblian-Pluviatil [hier repräsentiert durch die Braune-Serie für die
TAIEBet al. (1991) den Zeitpunkt gegen 24.000 BP für das Ende der
Sedimentation angibt und dem holzänen Pluviatil gegen 12.500 BP,
hier widergespiegelt durch den Tuff-I der Tuff-Serie. Die UNESCOStudie (1989) gibt für die Great Aridity des Post-Gamblians 18.00012.000/13.000 BP als Kernzeitraum an. Im Bearbeitungsgebiet sind
dafür keine Sedimente belegt. F = Fischfossilien aus diesen Schichten der Fundorte F bzw. F bis F2 wurden untersucht.
Die Entwicklung des Seesystems Natron-Magadi zeigt
wiederholte
Schwankungen
des Seespiegels
die eine
mehrmalige zusammenhängende
Seefläche ergaben aber
auch mit Sicherheit zu mehreren Trennungen in zwei Seen
führten. Die ältesten Fischreste sind aus dem mittleren
Pleistozän, ca. 700.000 BP, nachgewiesen (ISAAK 1965,
1967). DOLLE& KITIL (1998) und DOLLE(1999) beschreiben
Fischreste aus Schichten in den Oloronga-Schichten, deren
Alter auf mindestens 300.000 bestimmt wurde. Leider sind
für diese Zeiträume keine genauen Bestimmungen
der
Fischarten publiziert. CASANOVA(1987) konnte zwei Höchststände der Wasserlinie auf den Zeitraum um 240.000 BP
und um 135.000 BP datieren, die einer zusammenhängenden Seefläche entspräche. Beide Seen waren, ob zusammenhängend oder als einzelne Seen, bis 40.000 BP mit
Sicherheit kontinuierlich existent. Danach finden sich mehrfach Regressionen,
u.a. gegen 33.000 BP (UNESCOStudie, 1989). Das Ende der Sedimentation der sog. älteren
High Magadi Beds sind von TAIEB et al. (1991) auf 24.000
BP datiert. Ab 24.000 BP wurde das Klima deutlich trockener. Diese als Great Aridity bezeichnete Periode endete mit
dem Einsetzen des holozänen Pluvials gegen 12.500 BP
(UNESCO, 1989). Während der Great Aridity konnten bisher
78
keine Sedimente eines permanent existierenden Seestadiums im Magadi-Becken
nachgewiesen
werden.
Dies
schliesst nicht die Annahme aus, dass im zentralen Beckenbereich periodisch oder auch permanent kleine Wasserkörper bestanden haben. Die heißen Quellen des Natron-Magadi-Beckens
dürften, wenn auch möglicherweise
vermindert, aktiv gewesen sein. RÖSNER (1999) beschreibt
innerhalb der Schichten der Braunen-Serie des Lake High
Magadi, die direkt vor dem Beginn der Great Aridity sedimentiert wurden, ausgeprägte, durch Auswaschung während der Great Aridity entstandene, Errosionsformen. Diese
Strukturen konntim beckenweit beobachtet werden und
entwässerten in Richtung des Zentralbereichs des heutigen
Lake Magadi. Aufgrund dieses deutlichen Einschnitts der
Schichtenfolge der High Magadi Beds und der klimatologischen Rahmenbedingungen
trennt RÖSNER(1999) das PräGreat Aridity Seestadium des Lake High Magadi (GamblianStadium) von den jüngeren, eigentlichen Lake High Magadi
ab.
Die Ausbildung des jüngeren Lake High Magadi begann
gegen 12.500 BP mit dem Einsetzen des holozänen Pluvials. Er erreichte um 12.000/11.000 BP ein erstes Maximum.
Während ein ausgeprägtes regressives Zwischenstadium
für 10.700 BP beschrieben wird, erfolgte die maximale Ausdehnung des Lake High Magadi gegen 10.200 - 9.120 BP
(ROBERTSet al., 1993). Die UNESCO-Studie (1989) gibt für
den Beginn des Endes des holozänen Pluvials 8.000 BP an.
Der Wandel der klimatischen Bedingungen spiegelt sich
auch beckenweit in den High Magadi Beds wider. Die während der Great Aridity entstandenen Errosionsformen wurden mit vulkanischen
Aschen der Tuff-Serie diskordant
aufgefüllt. Die Sedimente der Tuff-Serie sind deutlich zweigegliedert, wobei der ältere Tuff-I im Hangenden Belege für
ein zwischenzeitliches
Trockenfallen
aufweist (RÖHRICHT,
1995, RÖSNER,1999). RÖSNER(1999) vermutet eine Korrelation zwischen dem Tuff-I, dem Trockenfall-Event
und dem
Tuff-li mit beiden von ROBERTSet al. (1993) beschriebenen
holozänen Lake High Magadi Maxima (12.000/11.000 und
10.200 - 9.120 BP) so wie dem Trockenfallen nach dem
Tuff-I mit der Regression von 10.700 BP. Gesicherte Aussagen über High Magadi Beds für den Zeitraum nach 8.000
BP können nicht getroffen werden. Wenn man annimmt,
dass während des holozänen Pluvials der Lake Magadi mit
dem Lake Natron, zumindest zeitweise, einen gemeinsamen
Wasserkörper gebildet haben kann, muss für eine endgültige, bis heute andauernde Separation der beiden Seen der
Zeitpunkt 9.000/8.000 BP angesetzt werden.
Der Lake High Magadi entwickelte sich über verschiedene, durch klimatische Schwankungen bedingte, Zwischenstufen zum heutigen Magadisee. Nach BUTZERet al. (1972)
nahm ab 7.000 BP die Salinität des Magadisees aufgrund
des sinkenden Wasserspiegels nachweisbar zu.
3 Fossilfunde
Bei den gefundenen Fossilien herrschen, neben untergeordnet terrestrischen,
generell limnische Formen vor,
wobei es sich fast ausschliesslich um Ichthyolithen handelt.
Für diese Arbeit herangezogene
FundsteIlen sind in der
Abb. 2 mit F gekennzeichnet. Die hier interessierenden und
untersuchten Fischfossilien stammen entweder aus der Zeit
der Sill-Serie oder der Tuff-Serie. Überraschend ist die
Tatsache, dass bereits in den frühen Sedimenten der Pluvialzeit nach der Great Aridity zahlreiche Fischfossilien zu
finden waren.
Rösner, T.M., Dolle, A. & Tichy, H.
Fischfossilien aus den Schichten der SiIt- und der TuffSerie konnten aufgrund der Eigenschaften des Sediments
nur unmittelbar vor Ort in situ untersucht werden (Abb. 3).
Das Material der Tuff-Serie erlaubte wegen ihrer
Feinschichtung und ihrer Zerbrechlichkeit keine Bergung
vollständiger Exemplare. Fossilien innerhalb der SiIt-Serie
wurden nur in einer Seitenlagune östlich von Birds Rock am
SE-Ufer des Lake Magadi gefunden (Kristallpool, F1). Das
Sediment hat dort eine weiche Konsistenz und weist unter
der schützenden Effluenzkruste aus Trona eine große Eigenfeuchtigkeit auf, so dass das Material unter den klimatischen Bedingungen nach der Bergung in kürzester Zeit
zerfällt. Direkt am Fundort gemachte Fotos (Abb. 3) und
Maßabnahmen ergaben Längen von maximal 20 cm.
Alle aufgefunden Fischfossilien der Tuff- und der SiltSerie lassen auf lateral abgeplattete Fische schließen. Die
aufschlussreichsten gefundenen Stücke zeigten deutlich
Flossen vom Typ Dorsale, Anale und Caudale. Die Dorsale
war in allen komplett erhaltenen Fällen deutlich in einen
hartstrahligen und einen kürzeren, weichstrahligen Teil
gegliedert. Die Zahl der harten Strahlen betrug 12-14. Dieser Befund beweist die Herkunft der Fossilien von percomorphen Fischen. Cichliden des Tilapiinen Typs die noch
jetzt die Seen bewohnen, stimmen mit diesen Körpermerkmalen völlig überein. Es wurde kein dorsoventral
abgeplatteter Fischkörper gefunden. Welse oder ähnliche,
am Grunde der Gewässer lebende Fischarten, würden
derartige Fossilien am ehesten liefern.
Die gefundenen Knochenfossilien sind alle eindeutig
Fischreste. Da alle Knochenfische denselben Wirbeltyp
zeigen, lassen sich daraus keinerlei Rückschlüsse auf unterschiedliche Fischgruppen ableiten (Abb. 4). Die untersuchten Wirbelkörper (7) lassen lediglich Größenangaben
für die jeweiligen Exemplare zu. Nimmt man die gefundenen
Wirbelkörper als Teil des caudalen Bereiches der Wirbel-
säule an, so dürfte die Länge der Fische nicht über 20 cm
betragen haben, eher 12-15 cm. Diese Größenannahme
würde sich nicht wesentlich verändern wenn man den Ort
am Rückrat weiter nach frontal oder caudal verlegt.
Abb. 4: REM-Aufnahme eines amphicoelen Fischwirbels. Fundort
F2, Tuff-li Sedimente. Maßstab = 1mm.
Fossile Knochen des Schädels wurden nur in Bruchstücken gefunden. Am wahrscheinlichsten handelte es sich um
Teile von Flossenstrahlen, Operculae und Maxillen. Sie
liefern weitere Hinweise auf Cichlidenartige. Daraus kann
aber nicht mit letzter Sicherheit geschlossen werden, dass
sie nur von dieser Fischgruppe stammen, da zu wenig Material zur Verfügung stand und das vorliegende nicht sehr
spezifisch ist.
Abb. 3: Aufnahmen vor Ort von Fischfossilien aus der Silt Serie, a und b, Fundort Kristallpool (F1); und den Tuff-li Schichten, c und d,
Fundort: Weg zum Little Magadi (F2).
79
Die im Rasterelektronenmikroskop (REM) untersuchten
Schuppenfossilien, insgesamt 18, erbrachten ein recht einheitliches Bild der Fischfauna (Abb. 5). Lediglich eine Artengruppe war als Bewohner des Magadisees in der untersuchten Zeitspanne von 8.000 BP bis ca. 40.000 BP nachzuweisen. Alle Schuppen waren vom Percomorphen Typ und der
Gattungen Oreochromis zuzurechnen. Schuppen dieser
Fischgruppe sind durch ihre besondere Form klar zu erkennen. Eine weitergehende Spezifizierung war mit dem vorliegenden Material nicht möglich. Es würde dazu eine größere
Anzahl an intakten Schuppen von klar definierten KörpersteIlen voraus setzen. Dies konnte bei keiner der untersuch-
Abb. 5: REM Aufnahmen
Oreochromis
Abb. 6: REM Aufnahmen
Außenseite.
80
einer fossilen Schuppe
alcalicus. Maßstab
ten Schuppen erreicht werden, handelte es sich doch bei
allen Schuppenpräparaten um einzeln liegende, im Sediment eingestreute Fossilien.
Wie die Schuppen ergaben die untersuchten Otolithen
(20) ein gleichfalls einheitliches Artenbild (Abb. 6). Kein
Otolith dürfte von einen Fisch stammen der länger als 20 cm
war. Die größten zeigen typische Merkmale adulter Exemplare, die kleinsten dürften danach von jüngeren Tieren
stammen. Die Form und Größe ist in völliger Übereinstimmung mit denen der heute die Seen bewohnenden Art
Orochromis alcalicus.
(a), aus den Tuff-li Schichten
und b) einer Schuppe eines rezenten Vertreters
der Art
= O,5mm.
von vier fossilen Sagitta-Otolithen
aus den Tuffe-li Schichten,
Fundort F. Maßstab
=
1 mm, a - c Innenseite,
d
Rösner, T.M., Dolle,
A. & Tichy, H.
re, umfangreichere Untersuchungen vor Ort und bessere
Bergungsmethoden für die Fossilien Voraussetzung.
Der Magadisee hat keine zuführenden Flüsse, sein
Die geologischen Daten belegen eindeutig ein oftmaliWasserzustrom erfolgt aus warmen Quellen am Uferrand
ges Heben und Senken der Wasserstände im Natronund im Seeboden, die wenigen saisonalen Bäche beherberMagadiseegebiet seit dem Pleistozän. Fossilfunde beweisen
gen keine Fische. Der Natronsee hat mit dem Uaso Nyiro
das Vorkommen von Fischen im Magadi-Natron-Becken
bereits im älteren pleistozänen Lake Oloranga (DOLLE seinen wichtigsten, permanenten Zufluß. Nachgewiesen
sind in ihm Barben und Welse. Doch trotz intensivem befi1999). Zwischen dem Oloronga- und den High Magadi
schen mit Netz und Angel, Befragung der fischfangenden
(Gamblian)-Stadium wird von RÖHRICHT
(1999) eine längere,
Bevölkerung und eigenen Netzfängen, konnte kein Tilapiiner
relative Trockenperiode belegt.
Fischtyp darin nachgewiesen werden. Einer der Autoren
(HT) fing 1993 im stehenden Wasser eines vom Rift herabFür die Evolution der Fischfauna sind Trockenzeiten, wie
kommenden Baches am südlichen Ende des Natronsees
sie im Gebiet vorkamen, von ausschlaggebender Bedeueine Barbe und einen Wels. In beiden Seen wurden von
tung. Sie verkleinern den Lebensraum drastisch und veränallen Untersuchern nur Arten der Gattung Oreochromis
dern das Biotop bis hin zur lebensfeindlichen Wüste. Für die
gefunden (NEUMANN189, HILGENDORF
1905, COE 1966,
Evolution der heutigen Fischfauna ist damit der Zeitpunkt
ALSRECHT1967, ALSRECHT
et al. 1968, SEEGERS& TICHY
als Beginn einer neuen Radiation wichtig, der als am ein1999). Die untersuchten Fossilienfundorte lassen aber soschneidensten und zeitlich am kürzesten zurück liegt.
gar Rückschlüsse auf ein Massensterben zu. Die Biotope,
Fischfossilien treten in vielen Sedimenten auf, doch ist hier
so klein sie sein mögen, die heutzutage von den Oreochrodie Betrachtung der Schichten unmittelbar vor der Great
mis in Natron- wie Magadisee bewohnt werden, sind überAridity in diesem Zusammenhang von besonderer Bedeuraschend dicht besiedelt. Austrocknung oder nur eine Vertung, insbesondere die der Silt- und der Braunen-Serie.
schlechterung der Biofaktoren, was bei den extremen Bedingungen leicht denkbar ist, können ein Massensterben
Als ungefähres Ende der Sedimentation der fischfossilüberzeugend erklären. Dass es auch nach einer kurzzeitiführenden Sill-Serie kann ca. 35.000 / 30.000 BP angegen Überschwemmung, nach starken Regenfällen, zu einommen werden. Die UNESCO-Studie (1989) gibt für ca.
nem Massensterben kommen kann, ist für den Magadisee
33.000 BP eine partial regression, einen ostafrikaweit zu
berichtet worden (WHITE1953). Dabei sind natürlich Fische
beobachtenden Wasserspiegelrückgang der Inlandsseen
der Flachwasserzonen wie Oreochromis deren Überreste
an. RÖSNER
(1999) diskutiert eine Korrelation dieses regresam ehesten ufernah angeschwemmt werden, eintrocknen
siven Zwischenstadiums mit dem terrestrisch gebildeten
und nach der Überlagerung mit Sand fossilisiert werden
Caliche-Horiziont, der die Sedimente der Silt-Serie in vielen
können, zahlenmäßig überwiegend zu finden. Dies sollte
Bereichen des Magadi-Natron-Beckes abschließt. Calicheaber auch für Barben gelten, so sie vorhanden waren. FiHorizonte sind üblicherweise Indikatoren für aktive Bodensche der Tiefenzonen wären auf eine größere Fläche verteilt
bildungsprozesse. Die sie überlagernden pyroklastischen
und so einer Fossilisierung wohl entzogen. Dass sich unter
Sedimente der Braunen-Serie erreichen Mächtigkeiten von
den Schuppen, die einzeln im Tuff gefunden wurden, nur
örtlich mehr als 1 m und sind bis auf sehr wenige, feinst
Percomorphe fanden, könnte durch die geringe Zahl unterverteilte, mikroskopisch kleine, organische Überreste undesuchter
Schuppen bedingt sein. Auch mögen Schuppen von
finierbarer Herkunft, fossilfrei. TAlS et al. (1991) geben
Barben sich weniger gut zur Fossilisierung eignen. Das
24.000 BP für das Ende der Sedimentation der Braunenvöllige Fehlen von Belegen für die letztgenannten FischSerie.
gruppen wirft einige interessante Fragen auf. Waren die
Die nächste großräumige, das Seebiotop bevölkernde
Parameter für das Biotop Natron-Magadi im UntersuFischpopulation kann erst nach dem Ende der Great Aridity
chungszeitraum
stets die gleichen? Warum hat Oreochromit dem Einsetzten des holozänen Pluvials gegen 12.500
mis das Biotop stets neu besiedelt?
BP, durch massenhaften Auftreten von Ichthyolithen im TuffI, belegt werden. Diese sedimentologischen und klimatoloGeht man von der gesicherten Annahme aus, dass das
gischen Beobachtungen lassen den Schluss zu, dass zwiSeesystem mehrfach durch Trockenfallen geschädigt wurde
schen der Silt- und der Tuff-Serie ein Zeitraum von etwa
und es öfters zu einer Einschränkung der Lebens20.000 Jahren angenommen werden muss in denen für das
bedingungen kam, so ergibt sich doch eine permanente
Ausbilden einer grossen Fischpopulation ungünstige, bis hin
Besiedelung durch Oreochromis. Wann immer das System
zu lebensfeindlichen Umweltbedingungen vorherrschten.
Natron-Magadi durch Katastrophen wie Austrocknung oder
Kleine Tümpel, periodische Wasserläufe oder Quellen sind
Vulkanausbrüchen beeinflusst worden sein sollte, Oreochaber sehr wahrscheinlich permanent vorhanden gewesen.
romis Populationen dürften stets überlebt haben. Dies lässt
Sie waren die einzigen Rückzugs- und Überlebensmöglichsich auch aus molekularbiologischen Daten ersehen die
keiten für Fische. Diese kann möglicherweise mit den Calieine deutliche und daher als früh anzunehmende Abspalche-Horizionten, die die Sedimente der Sill-Serie in vielen
tung und eigene Evolution von allen anderen Arten der
Bereichen des Magadi-Beckes abschließt, zusammen hänet al. 1999, 2001,
Gattung Oreochromis belegen (SEEGERS
gen.
NAGLpersönl. MitteiL). Bei der bekannt hohen Adaptionsfähigkeit der Oreochromisarten an wechselnde SalzkonzentDie gefundenen und untersuchten Fossilien belegen klar
rationen, dürfte die Erhöhung der Salinität im untersuchten
das Vorkommen von Fischen im Lake High Magadi über
Seesystem das Überleben von Oreochromis nur langsam
den untersuchten Zeitraum. Zumindest bei den jungen Fosund unwesentlich beeinflusst haben. Andere, weniger adapsilfunden aus der Tuff-Serie (ab 12.000 BP) ist eine Zuordtionsfähigere Arten muss eine Änderung der Salinität die
nung zur Gattung Oreochromis nicht abwegig. Weitere AusLebensgrundlagen erschwert und sie rasch aus dem Biotop
sagen darüber ob die Fischfauna über diesen Zeitraum so
verdrängt haben. Aber warum findet man keine Anzeichen
einheitlich und artenarm war, lassen sich aber nicht eindeufür diese Arten? Waren die Lebensbedingungen von Anfang
tig machen. Die Frage ob andere Artengruppen den See
an so dass nur Oreochromisarten leben konnten? Fast alle
besiedelten ist nicht klar zu beantworten. Dazu wären weite4 Diskussion
81
Oreochromis Arten besitzen eine hohe Toleranz gegen
Sauerstoffarmut im bewohnten Gewässer. Obwohl sie nur
Kiemenatmung haben, sind sie in verschmutztestem Wasser zu finden. Auch Sauerstoffarmut durch höhere Temperaturen können ertragen werden, schnell schwimmende Fisch
wie Barben hätten da rasch ihre physiologische Grenze
erreicht. Es ist eher unwahrscheinlich,
dass die Salzkonzentrationen von Anfang der Seebildung an hoch waren.
Höhere Wassertemperaturen
bedingt durch die Quellen die
über 39'C warmes Wasser ausschütten und stagnierend es
Wasser des Sees sind eher als Hemmnis für eine Besiedlung durch Flussfische anzunehmen.
Wie stark ist der Konkurrenzdruck zu anderen Fischarten durch Oreochromis einzuschätzen?
Sie sind keine
Fischfresser wie etwa der Nilbarsch dessen Einsetzen in
den Victoriasee drastische Folgen für die gesamte Fischfauna hatte (GOLDSCHMIDT& WITIE 1992, WITIE et al. 1992).
Sie konnten andere Fischarten durch Fraß der Brut vielleicht
schädigen, Freilaicher wie die meisten Barben, aber wohl
kaum als Konkurrenz ausschalten. Für bodenbewohnende
Fischarten, insbesondere in tieferen Wasserzonen, können
sie gleichfalls keine ernsthaften Konkurrenten sein.
Einzelne Sterbe-Events im Tuff-li sind auf äolischem
Eintrag pyroklastischen
Materials zurückzuführen.
Aber
selbst bei einer möglicherweise höheren Eintragsrate salinarer Wässer dürfte auf Grund des viel größeren Wasservolumen des Sees die Salinität nicht rasch zu höheren, überlebenskritischen Konzentrationen geführt haben
Das besondere Konzept zur Überlebensstrategie dieser
ursprünglichen Oreochromisart, wir wollen sie hier .Oreochromis pataeoalcalicus" nennen, liegt wohl in der Adaptation
an das Nahrungsangebot und die spezielle Reproduktionsart.
Die
Oreochromisarten
des
jetzigen
NatronMagadiseesystems
ernähren sich alle vorwiegend
von
Blaualgen. Diese Nahrungsquelle
ist recht nährstoffreich
doch nur schwer zu erschließen. Blaualgen haben zuweist
eine dicke Gallerthülle die nur mit speziellen Enzymen aufzubrechen ist. Oreochromis weidet davon große Mengen,
so dass selbst bei einer geringen Ausbeute im Verdauungstrakt daraus genügend Nährstoffe aufgenommen werden.
Blaualgen sind selbst unter extremen Biotopbedingungen
lebensfähig und zudem mit die ersten die durch Katastrophen ausgeräumte Biotope beleben können. Sie sind somit
erste Nahrungsquellen für Fische die derartige Biotope neu
besiedeln.
Die Natron-Magadi Oreochromisarten
sind mit Längen
von bis zu 12 cm die kleinsten Vertreter der Gattung. Sie
haben damit selbst in flachen Gewässern eine Überlebenschance. Die aber nichts bedeutet wenn nicht bei diesen
Maulbrütern frühzeitig die Reproduktion beginnen kann. Die
aber ist bei den Natron-Magadi Oreochromisarten gewährleistet, schon 4 cm lange Weibchen wurden mit Eiern im
Maul gefunden.
Wie hat man sich die Evolution dieser Fische nun vorzustellen? Die Bedingungen vor der Great Aridity mögen eine
Vielzahl von Fischarten nicht mehr die Lebensbedingungen
geboten haben die für die meisten Arten notwendig wären.
Allgemeine Verschlechterung der Lebensbedingungen
zeigen sich in den Sedimente der Braunen Serie ab. Nur Fische mit geringsten Ansprüchen an Nahrungsquellen und
Wasserqualitäten konnten, vielleicht nur in kleinsten Populationen, überleben. Während der Great Aridity kamen dann
nur noch wenige Wasserstellen, am ehesten sind Quellen
anzunehmen, als Überlebensbiotope
für Fische in Frage.
Auch heute noch leben die Oreochromisarten des Magadi
82
und Natronsees in solchen Biotopen. Die geringe Größe
gepaart mit einer guten Reproduktionsrate und die Fähigkeit
mit geringsten
Nahrungsquellen
auszukommen
gaben.
.Oreochromis pataeoalcalicus" damals die besten Chancen
zu überleben. Auch über eine lange Zeit wie die der Great
Aridity. Für den Zeitraum als die Seen sich wieder bildeten
bleibt die Frage allerdings nach wie vor offen, warum andere Fischarten bisher nicht nachgewiesen wurden. Die Lebensbedingungen
müssen zumindest über einige Jahrtausende gut genug für andere Fischarten gewesen sein. Die
jetzt sichtbare Artenarmut ist sicherlich durch die sich danach wieder verschlechternden
Lebensbedingungen
zu
erklären. Seit etwa 5000 BP sind die warmen, alkalischen
Quellen dann wieder die Rückzugsgebiete von Oreochromis
alcalicus geworden. Was heute im südlichen Teil des Natronsees an verschiedenen Arten gefunden wird, kann nur
danach dort entstanden sein (TICHY & SEEGERS 1999). Die
geringe Ausbreitung der neuen Arten, O. latilabris und O.
ndalalani, deutet auf eine sehr kurze Evolutionszeit hin.
Danksagung
Unser Dank gilt zuerst Professor Behr, dessen Interesse
am Untersuchungsgebiet
die Autoren zusammen brachte.
Seine stetige Unterstützung und sein Interesse haben diese
Arbeit erst möglich gemacht. Die Autoren möchten sich bei
Dipl.Geol Frank Arnold für seine stets freundliche Unterstützung bedanken. Ferner gilt unser Dank Herrn Jürgen Berger
vom Max-Planck-Institut
für Entwicklungsbiologie
ohne
dessen Hilfe die rasterelektronen-mikroskopischen
Bilder
nicht zustande gekommen wären. Dank gebührt aber auch
unserem Freund Haroon Sheik aus Nairobi, ohne dessen
unermüdlichem Einsatz die Reisen ins Untersuchungsgebiet
nicht möglich gewesen wären.
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UNESCO Paris (Ki-Zerbo, J. Hsg.), 349 pp
83
84
Thermal evolution of the eastern North German Basin: a fluid inclusion study
Andreas Schmidt Mummt) & Markus Wolfgramrrf)
1)
Oepartment of Geology and Geophysics, Adelaide University, Adelaide, South Australia 5005, Australia
2) GFZ-Potsdam, Telegrafenberg,
0-14473 Potsdam, Germany
Abstract
Fluid inclusions in diagenetic and hydrothermal minerals
formed during subsidence and inversion of the Eastern
North German Basin, were investigated by microthermometric, cryo-SEM-EDX and Raman spectroscopic methods. The
sequence of diagenetic events was identified through microscopic, cathodoluminescence
and SEM methods and correlated with the tectonothermal evolution of the basin. The
events were dated by radiometric KlAr from illite. High and
complex salinities of the fluid inclusions reflect thevariable
style of fluid-rock interaction on a local scale, but also point
to different sources on a regional scale. A strong compositional control through the evaporitic units of the Zechstein is
evident. Fluid trapping temperatures inferred from homogenisation temperatures document contrasting thermal evolutions of the basin centre and the margins. The reconstruction of the thermal history with combined fluid inclusion and
illite data is more precise than from vitrinite reflectance studies alone.
1 Introduction
With the processing
of the seismic data by the
DEKORP-Basin-Research-Group
(1999), acquired in the
DEKORP Basin 96 seismic project, new insights into the
geology of the North-East German Basin (NEGB) lead to
improved interpretation of its geological structure and evolution (BACHMANN& HOFFMANN1997, HOFFMANNet al. 1997,
1998). The DEKORP project involved a deep seismic traverse ac ross the North-Eastern section of the North German
Legend
•
~
Location cf wells
Fauhs
Zechstein
evaJX>ri1es
~
Palaeozoic
~~t~:==k:s
50km
I
12"
14"
Fig. 1: Location map of the DEKORP 9601 Traverse (dashed line)
across the North-East German basin. Also shown are the locations
of the wells described in more detail in the text.
basin (Fig. 1). Accompanying projects investigated the timing of fluid alteration and early magmatism (BRECHT &
WOLFGRAMM 1998, BRECHT 1999, BRECHT et al. 1999,
BREITKREUZ& KENNEDY1999). By using stable isotope and
trace element geochemical methods WOLFGRAMM& SCHMIDT
MUMM (2002) demonstrated the close relationship of fluid
alteration and mineralisation in the basin to mineralising
processes in the Harz mountains. This revealed a better
understanding of fluid processes and their relation to hydrocarbon genesis and migration as weil as for the formation of
mineral deposits. The thermal and fluid-compositional evolution of fluid systems in the NEGB was reconstructed from
the late Carboniferous/early
Permian time of widespread
Rotliegend magmatism until the Upper Cretaceous phase of
basin inversion and final crustal stabilisation in the Tertiary.
The tectonic evolution of the NEGB is broadly subdivided into four distinct phases (after WOLFGRAMM2002,
BACHMANN& HOFFMANN1997, HOFFMANN1997, 1998 and
references therein):
1)
A Permo-Carboniferous
phase of crustal thinning
and early rifting associated with Rotliegend magmatism was
followed by widespread fluviatile and aeolian sedimentation.
Up to 2.5 km of volcanics were deposited in the deepest
parts of the basin and covered with locally up to 800 m of
sediments.
2)
The main subsidence phase took place from the
Permian to the Triassic (Keuper) (NÖLDEKE& SCHWAS1977,
SCHECK1997) and was marked by widespread block faulting
and concurrent regional subsidence of NW-SE elongated
basins and late formation of deep subbasins in an extensional tectonic regime. The NEGB was temporarily barred
from open ocean circulation and under evaporative conditions. The thick Zechstein evaporites were deposited during
this period. The following Triassic period is documented by
initial red-bed sedimentation of the Buntsandstein and subsequent deposition of Muschelkalk carbonates, typical of
progressive warming in a shallow oceanic environment.
3)
During the upper Triassic (Keuper) to Lower Cretaceous the basin showed tectonic differentiation with the
development of sm all sub-basins, related to the initial halokinetic movements during the Zechstein.
4)
The final phase of the basin evolution is characterised by intense inversion along the northern margin and less
intense inversion along the southern margin of the basin
(SCHECK 1997, SCHULZE 1964, SCHRETZENMAYER1993,
STACKESRAND1997). During this phase the Prignitz-Lausitz,
Flechtingen and Calvörde blocks as weil as the Harz mountains were uplifted.
Fig. 2 shows the subsidence curves for the central part
of the basin as determined from the Parchim 1/68 drill core,
and outlining the progressive sedimentation in the basin.
The subsidence of the basin can be clearly recognised in
the diagram. The subsequent uplift or inversion phase is
less intense in the central part of the basin.
The Zechstein evaporite sequence played an important
role in the evolution of the NEGB due to its physical, chemical, thermal and rheological properties. Special attention
has been paid to these rocks because of their influence on
85
Thermal evolution of sedimentary basins
O'
.r:
'5.
Q)
o
5000
6000
7000
8000
Bohrung Parchim 1/68
Fig. 2: Subsidence diagram for the central part of the NEGB modified after WOLFGRAMM
(2002) and FRIBERG
(2001).
the thermal and fluid evolution. The Zechstein evaporites
are largely composed of rock salt and have low permeability, thus prohibiting fluid migration and acting as an aquitard.
Their thermal conductivity is high and therefore they form a
thermal conductor between the underlying and overlying
units, seen as a decrease of the thermal gradient and consequent higher heat flow (SCHECK& BAYER1999) in thermal
3
profiles. The density of salt-rich layers (2.2 g/cm ) shows
little variation with increasing overburden due to its restricted compaction, low porosity and high degree of crystallinity. In contrast, the density of clastic sediments increases
3
3
with progressive burial from ca. 1.9 g/cm to 2.5 g/cm due
to the continuous reduction of pore space through compaction and de-watering. During this process the salt units underlying the clastic sediments may become kinetically disequilibrated. This is the main cause for the intrusive behaviour of rock salt layers. The distinct physical properties of
rock salt also have consequences for the fluid flow and
thermal evolution. The low permeability inhibits fluid migration and exchange, whereas the high thermal conductivity
allows enhanced heat f10w ac ross the unit. Halokinetic
movements are the result of faulting below the salt layer,
and induce or enhance the impact of faulting in the units
above (MEINHOLD & REINHARD 1967, BENOX et al. 1997,
SCHECK& BAYER 1999). Ultimately, tectonic decoupling of
the stress fields above and below the salt layer strongly
controls the regional and local structures, which play an
important role in the trapping of natural oil and gas (ROTH et
al. 1999, LEMPP& RÖCKEL1999).
Fluid inclusion investigations of regional or local extent in
the NEGB are sparse. LÜDERSet al. (1999) and REUTEL&
LÜDERS (1998) described early NaCI-H20 inclusions in fissure mineralisations and late, high-salinity CaCI2-NaCI-H20
fluids. CH4-N2-bearing inclusions are associated with aqueous inclusions in Carboniferous and Rotliegend sampies
with higher C02 contents in the late diagenetic cements and
hydrothermal vein mineralisation. The pressure and temperature conditions of inclusion trapping, as inferred from
fluid inclusion data by LÜDERSet al. (1999), indicate 220 to
250'C at 3.8 to 4.5 depth and 250 to 320'C at 4.5 t 0 5.5 km
depth and 220 to 250'C at 6 to 7km for the central basin.
Additional fluid inclusion studies have been carried out
on mineralising systems in the Harz mountains to the south
of the NEGB (LÜDERSet al. 1993) and in the western part of
the North German Basin (RIEKEN 1988, RIEKEN & GAUPP
1991) and on a more regional scale by BEHR & GERLER
(1987) and BEHR et al. (1987). Their general consensus is
86
that fluids in the North German Basin evolved from early
NaCI-dominated, moderately saline solutions with variable
contents of gas components (CH4, C02) to highly saline
complex brines, indicating chemical interaction with Zechstein evaporites with gaseous phases enriched in H2S in the
western and N2 in the eastern part of the basin.
In the present study fluid inclusions were analysed in
sampies from 29 drill cores along the DEKORP basin 96
traverse to improve our understanding of the thermal evolution of the basin and also to distinguish hydrothermal fluid
systems from intraformational fluid migration. Sampies were
taken from cross-cutting veins and joints filled with secondary minerals, and from coarse-grained sedimentary units,
as these provide preferable conditions for the precipitation
of secondary minerals in pore space. Sam pies were mainly
taken from the Rotliegend units below the Zechstein to a
maximum depth of 8008 m (Mirow 174) and substantially
cover the NNE-SSW transect across the basin as shown in
Fig.1.
The key problem in regional fluid inclusion studies is the
chronological
correlation of mineral-forming
events over
large lateral and vertical distances. Radiometric dating of
diagenetic and hydrothermal minerals indicate 3 distinct
thermal events with associated fluid mobilisation, migration
and alteration patterns. The earliest indications for hydrothermal processes point to ages of 260 to 238 Ma based on
~..
100
200
..........•......•.•.
.•...••...
0.5
o
...
1
2
3
4 5
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300 T ['Cl
Ro[%]
'\f!.f!•.•-_ ..
1000
2000
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3000
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\\
\
4000
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Vitrinite refle~:i~:68 \~\
6000 ~
7000
+
C)
.:~
~~~~~~¥f.~
;~~\
Mirow 1/74
normal burial
increased geothermal
hydrothermal activity
'J
\
8000
Fig. 3: Palaeo-lemperatures derived from vitrinite reflectance.
Shaded fields are: light grey - normal burial trend, medium grey increased thermal maturity trend, spotted grey - contactmetamorphie zones after LÜDERSet al. (1999). Other vitrinite
temperalures from FRIBERG(2001). The boreholes Rügen 1/63 and
Roxförde 2/64 are located in the northern and southern margin
zones which are strongly affecled by uplift during the Cretaceous
inversion.
Schmidt Mumm, A. & Wolf gramm, M.
Rb/Sr dating of calcite and epidote and KlAr dating of adularia and illite in alteration assemblages associated with e.g.
the Bad Grund deposit (HAACK & LAUTERJUNG 1993,
HAGEDORN& lIPPOLDT 1993). It was concluded that this
event is closely related to the Permian Rotliegend magmatic
activity. KlAr and Ar/Ar dating of iIlite revealed a marked
hydrothermal event in between 206 to 180 Ma wh ich largely
coincides with the subsidence of the basin and the initial
uplift of the Harz mountains (HAGEDORN& lIPPOLDT 1993,
WOLFGRAMM2002, BRECHT& WOLFGRAMM1998). This episode is consistent with the widespread hydrothermal activity
in Europe as recognised by CLAUER et al. (1996). The
younger hydrothermal activity is only sparsely documented
in radiometric dating. Ar/Ar dating of adularia associated
with the Harz vein deposits suggests a thermal event from
140 to 90 Ma (HAGEDORN& LIPPOLDT1993).
2 Thermal maturation as indicated by vitrinite
reflectivity
degree of coalification to regionally increased geothermal
activity. A third type of vitrinite reflectance patterns, identified by HOTH (1993) and LÜDERS et al. (1999), exposes a
rather erratic distribution with sometimes excessively high
values at shallow depth (Fig. 3). This is suggested by these
authors as a result of hydrothermal activity.
Fluid inclusions record the maximum temperature a
given sam pie has experienced. The thermal history can be
deduced from the textural and genetic relationships of fluid
inclusion assemblages and host minerals, as outlined in
ROEDDER (1984). A major difficulty in regional-scale fluid
inclusion studies is the correlation of sam pies from different
locations and various depths. In the NEGB further complications are due to the f1uctuations of the inversion movements
with rates of more than 4000 m along the southern margin
of the basin. These resulted in surface exposures of Devonian and Carboniferous units like the Harz mountains and
the Flechtinger block (SCHECK1997).
3 Fluid inclusions
Determination of vitrinite reflectance is the most commonly used approach for the reconstruction of palaeotemperatures in sedimentary basins (TEICHMÜLLERet al.
1979, 1984). In the frame of hydrocarbon exploration extensive vitrinite reflectance measurements have been carried
out in the NEGB. A detailed summary of these data can be
found in HOTH (1993) and KOCH et al. (1997). Supplementing studies have been carried out by FRIBERGet al. (1999)
and FRIBERG(2001) (Fig. 3).
Based on the data summarised by HOTH (1993), LÜDERS
et al (1999) identified 3 types of vitrinite maturation related
to different geological settings. The northern part of the
basin is characterised by gradual burial with a 'normal' geothermal gradient (Fig. 3). This gradient is consistent with the
results from FRIBERG(2001) for the lower sections of the
Mirow and Parchim drill holes in the centre of the basin and
with data for the Rügen drill hole in the northern part of the
basin. Increased vitrinite reflectivity of up to 5.5% was
measured in sam pies from the southern section of the basin. LÜDERSet al (1999) and HOTH (1993) related this higher
All sampies were investigated by cathodoluminescence,
transmitted light microscopy and microprobe analyses in
order to identify and correlate minerals and mineral assemblages indicative of mineral-forming events.
Fluid inclusions were analysed by conventional
microthermometry on a L1NKAM THMS 600 heating-cooling
stage. Gaseous components were subsequently identified
and quantified by using NIR-FT Laser Raman (Nd:YAG
laser excitation, 1064 nm, 100-200 mW laser power at the
sam pie) as weil as conventional Laser Raman spectrometers (Ar laser excitation, 514 nm, 400-800 mW Laser power
at the sampie) according to the procedures described by
VAN DENKERKHOF(1988), BURKE (1994) and SCHMIDTMUMM
et al (2000). Aqueous fluids were analysed by cryo-SEMEDX as described in SHEPHERD(1998) and WOLFGRAMM&
SCHMIDTMUMM(2000).
Four carbonate generations (I, 11and 111)have been distinguished as iIIustrated in the cathodoluminescence
image
Plate 1/1-3. Quartz is cogenetic with calcite 111,whereas
barite and fluorite are formed during a late stage in the
EVOLUTION
B A S IN
riftin
9
Qua rtz
blue lum inescence
zoned
non lum inescent
Chalcedony
Anhydrite
Barite
Fluorite
IIllte
Chlorite
K ao lin ite
Epidote
o rthite
Albite
A d u la rla
Feld s par alte ra tlo n
Fig. 4: Sequence of diagenetic
nescence petrography.
5
_- -.
_---_.-- _.
ia n
Inversion
n
~ .. _
_
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_
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.
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-
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-
......
..........................
. . .. .. .
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.
•••
Cretac's.
........•.......................
...............................
..
stabilisation
_
--..-_-_ _- --_ _
Jurassie
Triassie
...
..
....
..
e
I
(Rotliegend)
..
.. _
....
.........
.. .
....
- _
b
Perm
Ca rb 0 n if.
ale ite
non lum inescent
blue lum inescence
orange
lumineseence
Dolomite
Anke rite
Siderite
Pyrite
H em atite
Ga len a
Titanite
u
5
as geothermal indicators
--
-_
-
.
-
---
.
.
.........•................
. - .. -
--
- __
---
........•.. _
-_
-
.
.
.
mineral phases during the different stages of basin evolution as determined
- - - - .-
-
-
-
-
----
!1!iU!!.
_
_
-
.
-
-
-
.
.
.
.
.
fram optical and cathodolumi-
87
diagenetic evolution. An overview of the diagenetic and
associated hydrathermal mineral-forming events, as modified after HOTH (1993) and complemented by WOLFGRAMM
(2002) is given in Fig. 4.
Fluid inclusions suitable for micrathermometric investigations were analysed in carbonate (calcite, dolomite, siderite), sulphate (anhydrite, barite), fluorite and quartz. Fluid
inclusion classification and evaluation of the microthermometric data were done in accordance with the recommendations of ROEDDER(1984) and GOLDSTEIN& REYNOLDS(1994).
Fluid inclusions assemblages were petragraphically correlated according to the relative time of trapping based on a)
the genetic setting in the host mineral (primary, pseudosecondary, secondary), b) the relative age of the host mineral,
and c) the relative age of the mineral paragenesis.
Fig. 5 shows a sampie with the outlined fluid inclusion
generations. Primary and secondary fluid inclusion generations are distinguished by their textural relationships of primary setting or cross-cutting inclusion plane relationships.
Compositional variation in some cases indicates fluid mixing
before and during inclusion entrapment. The variation of
homogenisation
temperatures
within individual inclusion
assemblages
demonstrates
that fluid inclusions
were
trapped at variable conditions during diagenesis. The detailed fluid chemistry is outlined in previous publications by
WOLFGRAMM (2001) and WOLFGRAMM & SCHMIDT MUMM
(2000, 2001) and is used here for the fluid inclusion interpretation.
The most important measurements for the reconstruction
of the thermal evolution of the NEGB is the temperature of
final homogenisation. This is observed either as homogenisation of the liquid and vapour phases (L+V~L or L+V-N),
or as the final dissolution of daughter phases. Due to the
intense movement of many vapour bubbles within the inclu-
sions, homogenisation
temperatures could be measured
with great accuracy even for very small inclusions (4-5 ~m).
Derivation of trapping temperatures from the homogenisation temperatures requires knowledge of the
pressure conditions prevailing during trapping, which is not
always readily available. Therefore, the depiction of the
temperatures to depth as shown in Fig. 6 is based purelyon
homogenisation temperatures. Pressure-corrected temperatures are presented only for the drill cores shown in Fig. 7.
Fig. 6 shows the homogenisation
temperatures from
primary and secondary fluid inclusions in cement minerals
(carbonate and rarely anhydrite) and hydrothermal joint infill
for 6 drill cores acrass the NEGB fram the isle of Rügen
(borehole Rn 1/63) along the northern margin of the Harz
foreland deep (borehole Rx 2/62) which formed during the
Cretaceous uplift of the Harz range. Borehole Pkn 1171 is
considerably off-set to the east fram the DEKORP 96 traverse, but was included in order to compensate the lack deep
bore hole sam pies fram the central basin in the vicinity of
the traverse. Only few sampies could be obtained fram the
Rn 1/63 borehole on Rügen. Fig. 6 shows a 30'C/km 9 eothermal gradient for reference purposes. Analyses were
predominantly
carried out on sampies from Rotliegend
sediments and volcanics, and on sampies fram the Zech-
..
-166~
• '
calcite
~~~:
••...
.-
•..........•.......•...•
0.5
.
1
2
3 4 5
:.
Ra [%]
.......•....•....
•••
2000
lh: 154.B'C
Tm:
300 T['C]
200
100
•
••••
•••
3000
L::jj
4000
E
.....•
-
.l:
Q.
Q)
•
C
•••
•
700
800
I
100 IJm
Fig. 5: Fluid inclusions assemblages in hydrothermal calcite. Their
primary or secondary setting serves to determine their genetic
sequence, homogenisation temperatures (Th) and linal melting
temperatures 01 ice (Tm) are lor lurlher characterisation. Drawn
after multiple images at various depth levels.
88
Fluid Inclusions
.•. Roxförde 2/64
• Rügen 1/63
• Parchim 1/68
• Mirow 1174
•
•
Figh. 7: Homogenisation temperatures 01 fluid inclusions in sampies Irom the Roxförde, Rügen, Parchim and Miraw drillcores
shown together with temperatures inlerred Irom vitrinite rellectivity.
Temperatures have been pressure corrected as outlined in
WOLFGRAMM
(2002). The Ro [%] and temperatures ['C] derived
lram vitrinites lram FRIBERG(2001) and LÜDERSet al. (1999) as
shown in Fig. 3. Note that fluid inclusions data cover the range 01
vitrinite derived temperatures, but in all cases also extend to higher
values.
Schmidt Mumm, A. & Wolfgramm, M.
N
Th ['C]
100
200
300
100
200
100
200
s
o
1000
2000
3000
E
•....•
J:
ä.
CU
c
6000
7000
8000
- Pa 1/68
- Rx 2/62
Fig. 6: Homogenisation temperatures of fluid inelusions versus depth profiles of six seleeted drill eores fram the NEGB (for loeation of drill
eores see Fig. 1). Note the partially very Iimited thermal variation in the Rotliegend voleanies. Total number of homogenisation temperature
measurements: 570. A geothermal gradient of 30'C/km is shown for referenee.
stein units. In so me cases the drill hole reached the Upper
Carboniferous
(Stephanian, e.g. Pa 1/68, Rx 2/62) and
some of these deep sampies have been included here.
Homogenisation
temperatures
measured in sampies
from the Zechstein (carbonate and anhydrite) were often
strongly erratic with no apparent or consistent temperature
trend, for example in the Rn 1/63 and the Rx 2/62 boreholes
(Fig. 6). Below the Zechstein, in the sediments of the Upper
Rotliegend, temperatures gradually increase along a general gradient of 30'C/km. This is best documented i n the
thick Rotliegend sediments in the central basin, represented
by the boreholes Mir 1174 and Pa 1/68. In locations, where
the Rotliegend sediments are relatively thin (e.g. Salzwedel
SW 2/64 and Roxfoerde Rx 2/62), homogenisation temperatures within the sedimentary units may show a more distinct
increase. Along the northern margin of the basin (borehole
Rn 1/63) homogenisation temperatures are rather variable.
Homogenisation temperatures show only limited variation within the Rotliegend volcanics, especially in the
deeper, central sections of the basin as seen in Pkn 1171,
Mir 1174, Pa 1/68 and Sw 2/64. In the case of the deep
borehole Mir 1174, homogenisation temperatures decrease
to depth between 8000 m and 6400 m. Few data from the
underlying Carboniferous sedimentary units indicate that
temperatures again rise with depth in those units (e.g. Pa
1/68, Rx 2/62).
For drill hole sampies the fluid inclusion homogenisation
temperatures can be combined with the respective sampling
depths. The variation of homogenisation temperatures with
depth can be used to infer a palaeo-geothermal
gradient.
Comparing the measured values with a 30'C/km gradie nt as
a reference, the fluid inclusion homogenisation temperatures of two boreholes in the central basin (Pa 1/68 and Mir
1174) plot close to this trend. In contrast, temperature trends
of the Sw 2/64 and Rx 2/62 bore holes, located in or c10se to
the fault zone along the southern margin of the basin, run
parallel but at the same time shifted to higher temperatures
than this average trend. The palaeo-temperature
gradient
inferred from the Pkn 1171 drill hole is slightly steeper than
the 30'C/km trend. The Rn 1/63 trend has not been i nterpreted, as the number of data points is insufficient. However
the data do not disagree with the reference trend.
4 Interpretation
and conclusions
The two trends of palaeo-temperatures can be explained
in the structural and geological framework of the basin. The
high homogenisation temperatures as in SW 2/64 and Rx
2/62 are attributed to the inversion movement which postdates fluid inclusion entrapment and brought inclusions
formed at deeper levels and higher temperatures closer to
the surface.
As shown in Fig. 6, fluid inclusion temperatures generally increase throughout the Rotliegend sediment units, but
below this, in the Rotliegend volcanics, temperatures no
further increase and in some cases even slightly decrease
(e.g. Mir 1174). Inclusions that produce this trend are hosted
by carbonate and quartz and as demonstrated with the
example shown in Fig. 5 these minerals reliably recorded
the complex history of varying fluid compositions and thermal properties.
One explanation for this trend would be that inclusions
formed within a given depth or PIT interval in the cementing
pore space and hydrothermal veins during progressive subsidence and burial. Thus an individual generation of fluid
inclusions would mark a certain depth level rather than a
particular hydrothermal event. This view contradicts with the
thermal variation of fluid inclusion patterns within individual
89
indusion assemblages. It also does not answer the question
why this pattern is restricted to the Rotliegend volcanic units
while temperature variation within other units, follows a
distinct gradient.
Another explanation of the fluid indusion temperatures
suggests temperature fluctuation during a hydrothermal
event, possibly representing individual fluid pulses. This
would imply the presence of large-scale convective or advective fluid migration within the Rotliegend volcanics during
progressive burial, similar to systems proposed for the
Kupferschiefer mineralisations by JOWETT(1986). Suitable
pathways for these convecting fluids are the extensive systems of joints and fractures in the rigid rhyolitic volcanics
which are now expressed as the ubiquitous hydrothermal
veins in the drill cores. As this convective fluid flow must
have been active during the Triassic-Jurassic subsidence,
fractures were opened during the continuing extensional
movements. However, the ductile evaporites overlying the
Rotliegend units sealed this convection off from the influx of
descending meteoric components.
This 'intra-formational' system of convective fluids in
open fractures may explain the strong discrepancy between
palaeo-temperatures derived from fluid indusion and vitrinite
data. Fig. 7 summarises the results of fluid inclusion analyses of the Roxförde, Rügen, Parchim and Mirow drill holes
with respect to the palaeo-temperatures. In this case the
homogenisation temperatures have been pressurecorrected, assuming combined Iithobaric-hydrobaric conditions below the Zechstein aquitard (Fig. 8). This approach
implies that the thick evaporitic salt layers hydraulically
sealed the underlying units and thus exposed pore fluids in
these units to the Iithostatic load of the overburden. Within
the Rotliegend volcanics, fluid pressure is assumed to have
increased along the hydrostatic gradient.
post-Zechstein
Zechstein
aquitard
,,
,,
,,
,,
,,
,
,
fluid pre?sure
Fig. 8: Schematic illustration of the fluid pressure variation to depth
in the NEGB, depicting especially the roje of the Zechstein unit as a
seal horizon or aquitard wh ich decouples fluid flow of the units
above and below. Fluid pressures at the base of the Zechstein are
therefore assumed to have been at or close to lithobaric conditions.
In the Rotliegend voJca~ics below, fluid pressure again rises
accordina to hvdrobaric conditions.
90
Applying a corresponding pressure correction to the fluid
indusion homogenisation temperatures produces a slightly
different picture of the temperature profile with depth, as
& GOLDSTEIN
obvious when comparing Fig. 6 and 7. BARKER
(1990) and GOLDSTEIN
& REYNOLDS
(1994) suggested that
the maximum homogenisation temperatures in fluid indusion assemblages containing aqueous and gaseous phases
most likely represent PT trapping conditions dose to the
solvus and thus equilibrium conditions.
In all cases, the fluid inclusion record indicates higher
maximum temperatures than the vitrinite reflectivity (Fig. 7).
This has lead to the view that fluid inclusions are a rather
unreliable source of temperature information as vitrinites are
considered to represent maximum temperatures conditions
the respective organic material has experienced
(TEICHMUELLER
1987). However, discrepancies can be explained by the different sampling strategies for the two
methods.
Sampies for vitrinite investigations are taken from fine to
medium-grained sediments, which are rich in organic material formed in reducing environments, which are conducive
for the stability of vitrinite. The temperatures inferred from
the vitrinite reflectance represent the ambient temperature,
whereas the correlation with fluid indusion temperatures is
often less than satisfying (BARKER& GOLDSTEIN1990,
LEISCHNER
et al. 1993). However, careful selection of sampies and fluid inclusions produce acceptable results (BARKER
& GOLDSTEIN
1990).
In this study, fluid indusion sampies were mainly taken
from the ubiquitous hydrothermal veins and from coarsegrained layers with high initial porosity in the Rotliegend
volcanics and sediments. These units constitute conducts of
fluids with circulating fluids and high fluid f1ow.The evidence
for the fluid flow is the coarse cement in the pore space of
the sediments and the hydrothermal vein minerals. The
veins formed during the extensional phase, which opened
joints and fractures for fluid passage.
The thick Zechstein salt layer on top of the Rotliegend
units hydraulically isolated the convective fluid system in the
Rotliegend volcanics from the overlaying Mesozoic units.
The Rotliegend sediments were dewatered during progressve mesodiagenesis and the resulting fluids tended to
chemically equilibrate with the Zechstein salt resulting in
higher salinities of the hydrothermal fluids.
It was not until the late Jurassic or early Cretaceous that
the development of large-scale transcrustal faults along the
northern and southern margins of the basin created passages allowing exchange of fluids trapped below the Zechstein and descending meteoric fluids.
In conclusion, the different temperature records derived
from vitrinite and fluid indusion data can be explained by the
sampie selection criteria. Vitrinites represent the ambient
rock temperatures, whereas fluid indusions document hot,
but short-lived fluid pulses. The total advective heat flow
was lower than the conductive heat f10wthrough the Zechstein.
Vitrinite maturity provided useful information about the
ambient heat flow and thermal maturity of the sequence. On
the other hand, fluid inclusions identify the influx of external
fluids, which may represent distinctly different temperatures
than the country rock. Under the view of the different processes of formation, vltrinite and fluid inclusions provide
complementing and not contadicting information about different thermal processes in sedimentary basins.
Schmidt Mumm,
A. & Wolfgramm, M.
von Methan und molekularem Stickstoff im Nordostdeutschen Becken. - Berichte des Forschungszentrums
Jülich, 3914, 248 pp
This work was supported by grants SCHM 1121/3-1,
SCHM 1121/3-2, SCHM 1121/3-3 and BA 487/13-3 from the . FRIBERG,L., POELCHAU,H.S., KROOß,B. & LInKE, R. (1999):
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an ausgewählten Bohrungen entlang
the Adelaide University Small Grant Scheme 2001. The
des DEKORP-Profils 9601 in NE-Deutschland. - Terra
authors would like to thank especially Prof. G. Bachmann
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and Prof. G. Borg from the Department of Geological SciGOLDSTEIN,R. H. & REYNOLDS,T. J. (1994): Systematics of
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by cathodoluminescence
and transmitted
light petrography.
Fig. 1: The oldest, non-Iuminescent calcite I phase is intergrown with a younger, orange-Iuminescent
calcite 11 phase. Calcite 1I in turn is
cemented by weakly luminescent calcite 111 which is cogenetic with idiomorphic quartz. Calcite IV (not shown) occurs as small siderite crystals growing on the crystal laces 01 calcite IV and quartz. The sampie is taken from a composite mineral vein in the Rotliegend volcanics.
Fig. 2: Bluish-red zoned quartz is altered and partly replaced along fractures by secondary quartz, calcite and chlorite. The sampie is from a
hydrothermal joint infill in the Rotliegend volcanics.
Fig. 3: Blue luminescent late fluorite intergrown with barite and anhydrite, and relics of earlier calcite. Sampie from a joint inlill in the Rotliegend sandstone.
92
Schmidt Mumm, A. & Wolf gramm, M.
93
94
Fazielle Differenzierungen des marinen Ober-Cenoman im Tharandter Wald zwischen
Freiberg und Dresden sowie ihre Ursachen
Karl-Armin Träger
Bergakademie Freiberg (TU), Geologisches Institut, Zeuner Str. 12 - Meißer Bau
Zusammenfassu ng
Besprochen wird die biostratigraphische, lithostratigraphische und fazielle Entwicklung des marinen Ober-Cenomans
im Tharandter Wald, einem Erosionsrelikt der Oberkreide
südlich der geschlossenen Elbtalkreide zwischen MeißenDresden und Bad Schandau. Zwei Transgressionen kennzeichen das Ober-Cenoman des Untersuchungsgebietes. Die
Transgression im tieferen Ober-Cenoman führte zur Verbindung der Oberkreide der Tethys über die Böhmische Kreide
mit der Oberkreide des Nordwestdeutsch-Polnischen Beckens
mit faunistischen Einflüssen von der Tethys vor allem mit
Rhynchostreon suborbiculatum (LAMARCK). Das tiefere OberCenoman wird durch die schluffig-tonige mehr beckenwärts
gelegene Entwicklung der Mobschatzer Schichten und die
mehr oder minder randnah gelegene sandige Entwicklung der
Oberhäslicher Schichten mit zwei Profiltypen vertreten. An
Hebungsgebieten innerhalb des marinen Sedimentationsraumes lassen sich geringfügige Regressionen erkennen, die
von einer zweiten Transgression in der geslinianum Zone
(Basis der Pennricher Sandsteine) gefolgt werden. Geringfügige tektonische Bewegungen an einer E-W Störungszone
schon im höheren Cenoman lassen sich nicht ausschließen.
In der geslinianum-Zone (Dölzschener Schichten und höhere
Teile der Monschatzer Schichten) lassen sich 3 Profiltypen
unterscheiden, die in Beziehung zu einer E-Wverlaufenden Hebungszone aber auch zur tonigschluffigen Entwicklung des Beckeninneren stehen. Die
fazielle Entwicklung der Oberhäslicher Schichten und der
Dölzschener Schichten besitzt für die Entwicklung der
oberkretazischen Grundwasserleiter und Grundwasserstauer im Tharandter Wald eine wesentliche Bedeutung.
Summary
The paper deals with the biostratigraphic, lithostratigraphic and facial development of the marine Upper
Cenomanian strata in the area of the Tharandt Forest.
situated between Freiberg and Dresden. The Upper
Cenomanian of the Tharandt Forest (Cenomanian
through basal Turonian) belongs to an erosional outlier
south of the Cretaceous of the Eibe Valley (ElbtalkreideCenomanian through Middle Coniacian) in the Eibe
lineamental zone bordered in the north by the Lusatian
Block (West European Island) and in the south by the
block of the Erzgebirge (Mid European Island). Two
transgressions forming two marine sequences took place
in this region. The main transgression (basal Upper
Cenomanian) connected the Tethyan Realm and the
North Temperate Realm by using the furrow of the Eibe
'-. ",
,.
\""..
Westsudetische Insel
'",
OBa
"'"
-..
en
v
..•--.
I .' ;!..' ,;
I_I
CR
.
MilteleUrOPäisch~~
Insel
Abb. 1: Übersichtsskizze
""
.
Südliche Verbreitungsgrenze
der Mobschatzer Schichten
der sächsischen
NORDBÖHMISCHE
..-\
KREIDE
10 20
-'-'km
Oberkreide
EEj
Größere Insel im Cenoman
Kreide. KS= Karsdorfer Störunq; NW= Niederwarthaer
Störunq; LS= Lausitzer Störunq.
95
Fazielle Differenzierung des Ober-Cenoman im Tharander Wald, Sachsen
Tharandt
00
01
02
95
96
tN
52
I
51
51
50
49
49
48
48
47
47
,
46
,I
46
1 km
~ Rudisten
(
45
00
~
Präkretazisches
L-.J
Rhynchostreon
01
02
Grundgebirge
~
Abb. 2: Vereinfachte
suborbieulatum
03
Niederschönaer
04
Seht.
o=J
rr=J]
Karte der Oberkreide
Marines Ob,-Cenoman
Oberhäslicher- u. Dölzschener
Mobschatzer Seht.
im Tharandter
lineamental zone including the Bohemian Cretaceous Basin.
The Tethyan influence is testified by the common presence of
Rhynchostreon suborbiculatum (LAMARCK).
The basal Upper
Cenomanian consists of two formations. The Mobschatz Formation with siltstones and claystones was formed in an offshore region. The Oberhäslich Formation with 2 profile types
(Iithotypes) represents near-shore sedimentation, partly surrounding small islands (region of Grillenburg). The sedimentation is influenced by a block structure of the pre-Cretaceous
basement. A second small transgression started at the beginning of the Upper Cenomanian geslinianum zone. The type
profile of the Dölzschen Formation consists of basal siltstones
(plenus 'clay'), which are overlain by the Pennrich sandstones
and sandy siltstones - the so called Plänersandsteine. The
basal parts of this profile are interfingered with the higher
parts of the Mobschatz Formation. A third profile type is
bound to an E-W striking uplift. A correlation with E-W striking
faults, which were active later, in the uppermost Cretaceous,
can be recognised. The plenus 'clay' is absent in this rock
sequence. The sandstones of the Oberhäslich Formation are
immediately overlain by the Pennrich sandstones with conglomerates at the base of the Oberhäslich Formation as weil
as at the base of the Pennrich sandstone. The sandstones of
the Oberhäslich Formation and the Pennrich sandstone (Dölzschen Formation) are aquifers outside the Upper Cenomanian E-W striking uplift separated by the plenus 'clay'.
1 Einleitung (Abb. 1)
Die ursprünglich zusammenhängende Sächsische Kreide
besteht aus zwei Teilen. Die sogenannte Elbtalkreide (Cenoman bis Mittel-Coniac) erstreckt sich südlich der Lausitzer
Störung zwischen Meißen - Dresden - Pirna - Bad Schandau
96
45
(LAMARCK)
97
Seht. ~
98
~9
00
Uthofaziesgrenze im tieferen marinen Ober-Cenoman
Grenze Oberhäslieher- u, Mobschatzer Schichten
Wald (Tertiär und Pleistozän abgedeckt).
und besitzt bei Schmilka eine Verbindung mit der Nordböhmischen Kreide. Sie ist in ihrer heutigen Verbreitung
an das Eibe-lineament gebunden. Südlich der Elbtalkreide liegen eine Reihe von Erosionsrelikten wie die kleinen
Oberkreide - Vorkommen bei Freiberg und Siebenlehn
(Cenoman), die Oberkreide-Vorkommen des Tharandter
Waldes (Cenoman bis Unter-Turon), der Höckendorfer
Heide (Cenoman), der Paulsdorfer Heide (Cenoman),
südlich der Karsdorfer Störung (Cenoman), der Dippoldiswaldaer Heide (Cenoman) sowie der Reinhardtsgrimmaer Heide (Cenoman). Ihre Erhaltung ist störungsbedingt wie z.B. südlich der NW-SE verlaufenden Karsdorfer Störung oder auch im Falle der Höckendorfer und
Paulsdorfer Heide. Bei der Oberkreide des Tharandter
Waldes dürfte eine Bedeckung mit miozänen Olivinbasaniten neben der Bruchtektonik die wesentliche Rolle für
die Erhaltung vor einer weitreichenden tertiären und
pleistozänen Abtragung gespielt haben. Alle diese Erosionsrelikte belegen eine nach Süden weiter reichende
oberkretazische Bedeckung bis auf die südlichen Teile
des Erzgebirgs-Blockes. Auf die noch in Sachsen liegende Anteile der Oberkreide im Zittauer Gebirge und nördlich von Görlitz (Nordsudetische Kreide) -siehe Abb. 1soll hier nicht eingegangen werden.
Die zwischen dem Lausitzer Block (Westsudetische
Insel, SCUPIN1936) und dem Erzgebirgs-Block (Mitteleuropäische Insel) innerhalb des Eibe-lineamentes gelegene Sächsische Kreide stellt eine Verbindung zwischen
der Nordwestdeutschen Kreide (North Temperate Realm)
und der Tethys (Tethyan Realm) über die Nordböhmische
Kreide dar. Das äußert sich besonders durch FaunenMigrationen von NW nach SE und umgekehrt. Die Oberkreide des Tharandter Wald hat innerhalb der erwähnten
Erosionsrelikte daneben noch eine besondere Bedeutung. Einerseits vermitteln die litho- und biofaziellen Aus-
Tröger, K-A.
bildungen des Ober-Cenomans zu den küsten nahen Ausbildungen am Rande der Mitteleuropäischen Insel, die vollständig erodiert sind. Andererseits zeigen die im nördlichen Teil
des Tharandter Waldes gelegenen Profile im Gebiete von
Mohorn und Hutha im tieferen Ober-Cenoman eine kalkigschluffig-tonige Ausbildung, die zu der mergeligen Ausbildung
bei Meißen überleitet. Auf diese Besonderheiten, die auch für
die Eignung der Schichten als Grundwasserleiter eine Rolle
spielen, und auf synsedimentäre Bewegungen soll nur kurz
eingegangen werden.
In der Vergangenheit haben sich neben den Geologen der
Erstkartierung
der Geologischen
Meßtischblätter
(Blätter
Freiberg: SAUER& ROTHPLETZ1887; Tharandt: SAUER& BECK
1891; PIETZSCH 1914) noch PIETZSCH (1916); HÄNTZSCHEL
(1933), PRESCHER(1950), TRÖGER (1969; 2000 zum Druck
eingegeben)
und UHLIG (1941) mit dem marinen Ober-
Fazielle Verzahnungen
im
höheren Ober - Cenoman
(geslinianum
- Zone)
-siehe Abb. 4
Cenoman des Tharandter Waldes beschäftigt. Diplomkartierungen (LÖSCH 1999, MARTICK1999) wurden in ausgewählten Gebieten des Tharandter Waldes durchgeführt.
2 Bemerkungen zur Stratigraphie
(Abb.2 u. 3)
Das marine Ober-Cenoman der genannten zwei Meßtischblätter wurde bei den ersten Kartierungen zweigeteilt
dargestellt. Es zerfällt danach in die liegende Sandsteine
- c1 s - und die hangende Plänersandsteine.
Es handelt
sich bei den c1 s - Sandsteinen allerdings um zwei Sandsteine unterschiedlichen Alters. Der liegende Teil der c1 s
- Sandsteine ist nach dem Fauneninhalt den Oberhäslicher Schichten zuzuordnen. Der hangende Teil mit der
NOrtsmitte
Niederschöna
Hartha
Forsthaus Niederschöna
Profiltyp 3
a5
Profiltyp 2
.•....•
..c
()
Glaukonit - Gehalte
I
..c
PennricherFauna
0
Cf)
()
"-Q)
C
Q)
..c
N Hutha
()
cn
Profiltyp 1
N
:0
o
............. - C
..............
Q)
-------JE
.2
Oberhäslicher Schichten
..c
()
Cf)
Fazielle Verzahnungen
-siehe Abb. 4
im tieferen
Ober - Cenoman
Niederschöna
Hutha
-
1- - - 1 Tonstein
I<t:
Schluffstein
1.-- _..--1
Quarzsandstein, feinkörnig
1
1
Quarzsandstein,mittelkörnig
I
1
Quarzsandstein,grobkörnig
I
1
polymiktes Konglomerat
LithofaziesGrenze
Abb. 3: (siehe Text)
97
sogenannten Pennricher Fauna gehört dagegen zu den Dölzschener Schichten des höheren Ober-Cenomans. Außerdem
verzahnen sich die Oberhäslicher Schichten nach N im Gebiet
von Hutha mit mehr oder minder kalkhaltigen
tonigen
. Schluffsteinen der Mobschatzer Schichten. Letztere sind vor
allem im nordwestlichen Teil der Elbtalkreide zwischen Meißen und Niederwartha weiter horizontal verbreitet (siehe auch
Abb.1). Am Rande des Tharandter Waldes sind dagegen nur
geringfügige
Reste der Mobschatzer
Schichten erhalten
geblieben, so daß auch auf Mitteilung der Gesamtmächtigkeiten verzichtet werden muß. In den meisten Fällen werden sie
durch pleistozäne
Sedimente verdeckt. Die Mobschatzer
Schichten vertreten nach ihrem paläontologischen
Inhalt auf
dem nach Norden anschließenden Blatt Wilsdruff das tiefere
Ober-Cenoman
und den liegenden Abschnitt des höheren
Ober-Cenomans (sog. plenus-Tone oder plenus Basaltone).
Die Sandsteine der Oberhäslicher und der Dölzschener
Schichten gehören zwei Sequenzen an. Die basale Sequenz
(Oberhäslicher
Schichten)
wird
durch
eine
größere
Transgression eingeleitet, die zu einer Verbindung der Nordwestdeutschen
Oberkreide
über die Nordböhmische
und
Mährische Oberkreide mit der Oberkreide der Tethys geführt
hat. Diese erste marine Sequenz .Iagert den überwiegend
fluviatil gebildeten kretazischen Niederschönaer
Schichten
oder auch unmittelbar dem präoberkretischen Untergrund mit
präoberkretazischen
Böden, mit oberkarbonen
Rhyolithen,
dem Paläozoikum des Nossen-Wilsdruffer-Schiefergebirges
sowie proterozoischen Gneisen des Erzgebirges auf. In
ihren hangenden Teilen sind die Niederschönaer Schichten entsprechend
einer nachgewiesenen
Ichnofauna
bereits marin beeinflußt (lokale Glaukonitgehalte
bei
Hutha und Niederschöna, Ichnofauna). Auch die Mobschatzer Schichten lagern entweder den Niederschönaer
Schichten oder dem Grundgebirge auf. Die zweite Sequenz beginnt nach einer lokalen Regression mit einer
kleineren Transgression, die deutlich nur im unmittelbaren Küstenbereich (heute weitgehend abgetragen) und
an kleineren Inseln, so z.B. sehr typisch im Gebiet des
Plauenschen Grundes bei Dresden, zu erkennen ist. Im
Untersuchungsgebiet
äußert sie sich in einer transgressiven Überlagerung der Oberhäslicher Formation durch die
Pennricher Sandsteine mit einem basalen Konglomerat
(Profiltyp 3 auf Abb. 3).
3 Biostratigraphie
und Biofazies
a.- Die marine Fauna der Oberhäslicher Schichten
des Tharandter Waldes besteht überwiegend aus Bivalven und einer Ichnofauna. Kieselschwämme, Brachiopoden, Gastropoden treten untergeordnet, wenn auch lokal
recht häufig auf. Ammoniten sind ausgesprochen selten.
Im einzelnen wurden im Tharandter Wald (siehe auch:
HÄNTZSCHEL1934, UHLIG 1941, PRESCHER1954, Martick
Thalassinoides saxonicus (GEINITZ)
Ophiomorpha nodosa (GEINITZ)
- Ichnofauna
Inoceramus pictus pictus (SOWERBV)
Inoceramus pictus bannewitzensis (TRÖGER)
Mytilus (Modiola) neptuni (GOLDFUSS)
"Rhvnchonel/a"
- Brachiopoden
Rhvnchostreon suborbiculatum (LAMARCK)
Rastel/um carinatum (LAMARCK)
Pvcnodonte vesiculare (LAMARCK)
Agriopleura saxoniae (RÖMER)
compressa (LAMARCK)
Cucul/aea glabra (PARKINSON)
Protocardia hillana (SOWERBY)
- Bivalven
Neitheaaequicostata
(LAMARCK)
Pecten decemcostatus (MüNSTER)
Chlamys elongata (LAMARCK)
Lima canalifera (GOLDFUSS)
Cidaris vesiculosa (GOLDFUSS)
- Echiniden
Calycoceras naviculare (MANTELL)
(Steinbruch am Forsthaus von Niederschöna)
- Ammonit
Pteria raricosta (REUSS)
Inoceramus pictus bohemicus (LEONHARD)
Lima (Limea) granulata (NILSSON)
Entolium membranaceum (NILSSON)
Neithea (Neithel/a) notabilis (MÜNSTER)
Camptonectes virgatus (NILSSON)
Pycnodonte vesicularis (LAMARCK)
Amohidonte haliotoideum (SOWERBV)
Amphidonte sigmoideum (REUSS)
- Bivalven
Holaster suborbicularis (AGA.sslz)
Cidaris vesiculosa (GOLDFUSS)
-Echiniden
Lima tecta (GOLDFUSS)
Pinna decussata (GOLDFUSS)
Tab. 1: Die marine Fauna der Oberhäslicher
Thalassionoides saxonicus (GEINITZ)
Ophiomorpha nodosa (GEINITZ)
Schichten.
- Ichnofauna
Spongien (mehrere Arten)
Micrabacia coronula (GOLDFUSS)
- Koralle
Glomerula gordialis (SCHLOTHEIM)
Hepteris septemsulcata (RÖMER)
- Serpeln
"Terebratula"phaseolina
- Brachiopode
(LAMARCK)
Metoicoceras
geslinianum
(D'ORBIGNv) - Ammonit
(Steinbruch a. Forsthaus v. Niederschöna)
Tab. 2: Fossilien des Tharndter Waldes.
98
Träger, K-A.
2000, LÖSCH 2000 und Erläuterungen zum Geologischen
Meßtischblatt von Tharandt und Freiberg) an verschiedenen
Fundorten nachgewiesen (1).
Die biostratigraphische
Einstufung in das tiefere OberCenoman wird durch Inoceramus pictus pictus SOWERBYund
Calycoceras naviculare (MANTELL) belegt. Das trifft gleichermaßen für Neithea aequicostata (LAMARCK)zu. Diese Art ist
allerdings im wesentlichen in ihrer horizontalen Verbreitung im
sächsischen,
böhmischen
und sudetischen
Cenoman zu
finden. Die ebenfalls im tieferen Ober-Cenoman auftretende
Unterart Inoceramus pictus bannewitzensis TRÖGERist dagegen in ihrer vertikalen Verbreitung augenscheinlich
an das
sächsische tiefere Ober-Cenoman gebunden und eine endemische Form. Rhynchostreon
suborbiculatum
(LAMARCK)
kommt im Cenoman und Turon vor, ist allerdings nur in der
Tethys und deren unmittelbarer Umgebung anzutreffen. Die
Form fehlt im Cenoman und Turon der Nordwestdeutschen
Oberkreide, ist aber in der Böhmischen und Mährischen 0berkreide ebenso häufig wie in Sachsen. Hier zeigen sich
tethyale Faunen-Einflüsse, die bis in den nordwestlichen Teil
der Sächsischen Kreide reichen. In mehr oder minder ausgedehnten, bis zu 0,5 m mächtigen Linsen innerhalb der Sandsteine ist in Tempestiten die Flachwasser-Form Rhynchostreon suborbiculatum (LAMARCK)- sog. Exogyren-Lagen - angereichert. Linke und rechte Klappen sind voneinander getrennt
eingebettet; die stark gewölbten linken Klappen weisen meist
mit der Wölbung nach unten (HÄNTZSCHEL1924, 1927). Bemerkenswert ist das allerdings verhältnismäßig seltene Auftreten von Rudisten - Agriopleura saxoniae (ROMER) bei
Hartha (siehe Abb. 2). Sie weisen auf einen ausgesprochenen
Flachwasserbereiches
oder Nähe zu einer kleineren Insel hin.
b.- Die in einem Leitungsgraben bei Hutha zeitweilig aufgeschlossenen
Mobschatzer Schichten enthalten nur eine
Freiberg
00
01
02
03
Abb. 4: Lilhofazies
04
05
schlecht erhaltene Mega- und Mikrofauna mit:
Pernerina depressa (PERNER)
Neithea aequicostata (LAMARCK)
Pycnodonte vesiculare (LAMARCK)
Sie belegt eine Altersgleichheit mit den Oberhäslicher
Schichten. Dazu treten noch eine Reihe von agglutinierenden Foraminiferen, die biostratigraphisch bedeutungslos sind. Rhynchostreon suborbiculatum (LAMARCK)fehlt
in dieser Fazies.
c.- Das lithologische Normalprofil (Profiltyp 1, siehe
Abb. 3) der Dölzschener Schichten lautet vom Hangenden nach dem Liegenden:
Plänersandsteine
(mehr oder minder feinsandige
Schluffsteine mit kieseligem Bindemittel)
Sandsteine z.T. wenig verfestigt = Pennricher Sandsteine
leicht tonige Schluffsteine (sog. plenus-Ton oder plenus-Basiston).
Die plenus-Basistone
sind fossilarm (nachgewiesen:
agglutinierende
Foraminiferen und Austern-Bruchstücke
sowie Bioturbationen - u.a. Chondrites). Die Pennricher
Sandsteine enthalten dagegen eine reiche Fauna (sog.
Pennricher Fauna - HÄNTZSCHEL 1934, UHLIG 1941),
deren Schalen sehr häufig eingekieselt sind. Die Fauna
ist an die Serpelhöhlen und ihre unmittelbare Umgebung
gebunden (siehe Abb.3). Die Pennricher Fauna besteht
aus Einzelkorallen,
Serpeln, Brachiopoden,
Bivalven,
Gastropoden (selten) und Cephalopoden (sehr selten).
Dazu kommen lokal z.B. bei Grillenburg und Hartha noch
Spongien (meist Silicispongiae). Im einzelnen wurden im
Tharandt
95
96
des höheren Ober-Cenoman
97
(geslinianum
98
99
00
Zone).
99
Tharandter Wald nachgewiesen (Tab. 2).
Die Plänersandsteine sind im allgemeinen fossilarm. Ihre
hangenden Teile sind stark bioturbat. Im liegenden Abschnitt
liegt das lokal entwickelte Inoceramus pictus bohemicus Event. Die Einstufung in das höhere Ober-Cenoman ergibt
sich aus dem allerdings sehr seltenen Vorkommen von Metoicoceras geslinianum (D'ORBIGNV). Die Pennricher Fauna ist
allgemein in den sandigen Flachwasserbereichen
des sächischen, böhmischen, sudetischen Ober-Cenomans
und des
9ber-Cenomans
der Regensburger Oberkreide zu finden.
Ahnliche Faunen sind auch in der geslinianum - Zone Südenglands (JEFFERIES1963) nachweisbar, was Verbindungen
zum North Temperate Realm belegt.
4 Lithostratigraphie, Lithofazies und Ursachen
der faziellen Differenzierung
Mobschatzer Schichten (TRäGER - Erläuterung zur Geologischen Karte des Freistaates Sachsen. Blatt Wilsdruff-zum
Druck eingegeben: Tieferes Ob.-Cenoman und basaler Teil
des höheren Ober-Cenomans - geslinianum Zone).
Die Mobschatzer Schichten lagern den Niederschönaer
Schichten bzw. dem präkretazischen Untergrund mit einem
gering mächtigen Basalkonglomerat
horizontal auf (Abb. 3).
Die Gerölle des Basalkonglomerates
bestehen aus dem
präkretazischen Gesteinen vor allem aus den oberkarbonen
Rhyolithen und schwer verwitternden
Gesteinen paläozoischen Gesteinen wie silurischen Kieselschiefern, oberdevonischen Hornsteinen und Quarziten unterschiedlichen
Alters
innerhalb des Paläozoikums. Das Basalkonglomerat greift in
2.3 cm tiefen Taschen in den Untergrund ein. Es wird von
gering mächtigen schluffhaitigen,
mittel - bis feinkörnigen
glaukonitischen
Quarzsandsteinen
(Grünsandsteine)
überlagert. Nach dem Hangenden folgen tonige Glaukonit-haltige
Schluffsteine
bis Tonsteine.
Nach Norden (Meßtischblatt
Wilsdruff) treten in den Mobschatzer Schichten Kalkgehalte
auf. Es handelt sich bei den Mobschatzer Schichten um eine
schluffig - tonig - kalkige Entwicklung, die den nördlichen Teil
der Elbtalkreide und der Kreide des Tharandter Waldes einnimmt. Sie vermittelt zu der kalkigen Entwicklung des Cenomans im Süden des Nordwestdeutsch - Polnischen Beckens
und der sandigen Entwicklung in der Umrandung der Westsudetischen Insel und der Mitteleuropäischen Insel.
Die horizontale Verbreitung der Mobschatzer Schichten
zeigen die Abbildungen 1-2. Das auffallende Vorspringen der
horizontalen Verbreitung der Mobschatzer Schichten nach
Süden bei Hutha liegt westlich einer N-S Störungszone zwischen Grillenburg und Grund (Abb. 2). Diese N-S verlaufenden Verwerfungen mit geringen Sprunghöhen (teilweise unter
10 Metern) sind Bestandteile eines Schollenmosaikes,
an
dem Bewegungen in der Zeitspanne Unter-Turon (nach regionalen Gesichtspunkten Santon/Campan-Wende)
bis Miozän
stattfanden. Der Schlot der miozänen Olivinbasanite vom
Ascherhübel
liegt innerhalb der genannten Störungzone.
Augenscheinlich
fanden im Cenoman ebenfalls schwache
Hebungen östlich dieser Störungszone
statt, die zu dem
nachgewiesenen Fazies-Verteilungsbild
führten.
Oberhäslicher
Schichten (PRESCHER 1981, syn.: UnterQuader = Unterquader - GEINITZ 1871-1875; unterer Quadersandstein - BECK & SAUER 1892, Carinatenquader - PIETZSCH
1916).
Die
Oberhäslicher
Schichten
(Mächtigkeiten
stark
schwankend, 0,5-15 m) lagern dem präkretazischen Untergrund bzw. den überwiegend fluviatil gebildeten Niederschönaer Schichten (PRESCHER1957; VOIGT 1998) konkordant mit
einem gering mächtigen Basalkonglomerat
auf. Sie greifen
mit gering mächtigen Taschen z.B. bei Grillenburg in die Nie-
100
derschönaer Schichten ein. Eine geringfügige zeitliche
lücke zwischen beiden kann nicht ausgeschlossen werden. Die Zusammensetzung
des Basalkonglomerates
wechselt stark und ist unmittelbar vom Aufbau des Untergrundes abhängig. Im südlichen Teil des Tharandter
Waldes überwiegen karbone Rhyolithe, im nördlichen Teil
tritt paläozoisches Grundgebirge dazu. Die Basalkonglomerate werden von überwiegend feinkörnigen
Quarzsandsteinen mit kieseligem Bindemittel überlagert, die in
Quadern bis 2 Meter Mächtigkeit abgelagert sind. Linsen
mittel- bis grobkörniger Quarzsandsteine
von 5-10 cm
Mächtigkeit sind vor allem in den basalen Teilen eingelagert. Bei Mächtigkeiten über 5 Meter treten die Quadersandsteine als Härtlinge morphologisch deutlich in Erscheinung.
Faziell lassen sich, wie Abb.3 veranschaulicht, 2 Profiltypen unterscheiden. In der Umgebung von Härtlingen
(meist Rhyolithe) z.B. bei Grillenburg treten nur 30-40 cm
mächtige Konglomerate auf (Profiltyp 2). Außerhalb dieser Bereich ist der oben beschriebene Profiltyp entwickelt. In der Nähe des Faziesüberganges
zur tonig schluffigen Entwicklung (Mobschatzer Schichten) schalten sich in die Quarzsandsteine
gehäuft Ton- und
Schlufflagen ein. Außerdem stellt sich besonders basal
ein Glaukonit-Gehalt ein.
Der Profiltyp 2 ist an den Rand kleinerer Inseln (Rhyolith-Härtlinge) gebunden. Die Normalausbildung (Profiltyp
1) verzahnt sich zwischen Niederschöna,
Hutha und
Grund mit den Mobschatzer Schichten. Auf die möglichen
Ursachen wurde bereits hingewiesen.
Zusammen mit den Quarzandsteinen
der Niederschönaer Schichten bilden die Oberhäslicher Schichten
den liegenden Grundwasserleiter
der Oberkreide
mit
mehreren Quellen im Tharandter Wald (Warnsdorfer
Quelle, Quelle am Mauerhammer-Weg,
Quelle unterhalb
des Sternflügeis).
Dölzsche!:ler Schichten (PRESCHER1981; syn. cenoman-turone Ubergangszone UHLIG 1941; PIETZSCH1962;
pars: plenus-Basiston, Pennricher Sandstein HÄNTZSCHEL
1934).
Innerhalb der Dölzschener Schichten ist im Tharandter Wald die Unterscheidung von 3 unterschiedlich aufgebauten Profiltypen möglich (Abb. 3 und 4):
Der in seinem vertikalen Aufbau bereits im biostratigraphischen Teil beschriebene Profiltyp 1 besteht basal
aus leicht tonigen Schluffsteinen mit Einlagerung von
Linsen und lagen feinkörniger Quarzsandsteine
(= pienus-Basiston, Mächtigkeiten bis 5 m). Dieser Schluffstein
wird von feinkörnigen bis mittelkörnigen Quarzsandsteinen mit löcher - Horizonten (sog. Serpel-Höhlen) überlagert, die in feinkörnige
Quarzsandsteine
mit tonigschluffigen lagen und Linsen übergehen. Der Abschnitt
entspricht den Pennricher Sandsteinen des Typusprofiles
auf Blatt Wilsdruff. Die Pennricher Sandsteine (Mächtigkeiten bis 6 m) werden von feinsandigen Siltsteinen mit
kieseligem
Bindemittel
(sog. Plänersandsteine
nach
PIETZSCH1962) überlagert. Diese Plänersandsteine treten
als Härtlinge sehr deutlich in Erscheinung. Fazielle Differenzierungen sind nur im basalen Abschnitt erkennbar.
In der Nähe zum Verbreitunsgebiet der Mobschatzer
Schichten enthalten die plenus-Basistone höhere Tongehalte. Sie können als Ausstülpungen der tonig-schluffigen
Entwicklung der Mobschatzer Schichten in die sandige
Entwicklung betrachtet werden. Glaukonit-Gehalte treten
auf.
In einem W-E verlaufenden Streifen zwischen Niederschöna und Kurort Hartha (Abb. 3) fehlen die plenus-
Träger,
Basistone (Abb. 4). Die Pennricher Sandsteine lagern mit
einem gering mächtigen Konglomerat (Mächtigkeit 3-5 cm)
unmittelbar den Oberhäslicher
Schichten auf. Eingetiefte
Taschen von mehreren cm Tiefe belegen eine Abtragung von
Teilen der Oberhäslicher Schichten und u.U. eine zeitliche
Lücke, deren Größe nicht ermittelt werden kann. Die Regression, die sich an der Basis der Dölzschener Schichten besonders klar in den Klippen- und Schwellenbereichen
zwischen
Meißen - Dresden -Plauen und Dohna bemerkbar macht, ist
folglich auch hier nachweisbar. Es erscheint möglich, daß
schwache intracenomane Bewegungen zur Entwicklung dieser Hebungszone führten.
Eine Häufung von nachcenoman bewegten E-W Störungen ist im Bereich der Hebungszone nachweisbar. Die E-W
streichenden Störungen werden von dem jüngeren bereits
beschriebenen
nahezu N-S streichenden
Störungssystem
geschnitten und versetzt.
Bezüglich der übrigen Ausbildung gleichen die Pennricher
Sandsteine den Pennricher Sandsteinen außerhalb der Hebungszone.
Die Überdeckung mit Plänersandsteinen
(eingekieselte
schluffhaltige feinkörnige Quarzsandsteine) ist im Tharandter
Wald allgemein verbreitet. Die Plänersandsteine
sind stark
bioturbat und werden stellenweise von tonigen Schluffsteinen
überlagert, die bereits zum Lohmgrundmergel
des UnterTurons gerechnet werden müssen. An der Basis der Plänersandsteine finden sich glaukonitische Lagen und lokal z.B. bei
Grillenburg Anreicherungen von abgerollten d.h. umgelagerten Spongien.
Die Pennricher Sandsteine sind Grundwasserleiter.
Die
basalen plenus-Tone trennen sie als Grundwasserstauer von
dem liegenden Grundwasserleiter
der Niederschönaer
und
Oberhäslicher Schichten. Im Bereich der O-W Hebungszone
bilden sie zusammen mit den Quarzsandsteinen der Niederschönaer - und Oberhäslicher Schichten einen geschlossenen
Grundwasserleiter. Hier befinden sich innerhalb des Tharandter Waldes die Quellen mit den größten Schüttungen.
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101
FazielJe Differenzierung des Ober-Cenoman im Tharander Wald, Sachsen
102
Establishing correlations between magma emplacement and faulting using statistical
map analysis: examples from the northwestern Bohemian Massif (Germany/Czech Republic) and the northern Lachlan Fold Belt (Australia)
Robert Trzebski
School of Geology, The University of New South Wales, Sydney NSW 2052, Australia.
Abstract
The statistical map analysis of the distribution of Paleozoic granites and faults in the northwestern Bohemian Massif and in the northern Lachlan Fold Belt revealed a e10se
geometrical and spatial relationship between plutons and
faults. In the northwestern Bohemian Massif, the majority of
the plutons occur proximally to adjacent faults, regardless of
their shape, composition and age. In the northern Lachlan
Fold Belt, only the S-type granites show a close relationship
with adjacent faults, whereas the I-type granites occur at a
significant distance from adjacent faults. Although the e10se
geometrical and spatial relationship in distribution of plutons
and faults suggests a genetic linkage between magma emplacement and faulting, there is no further evidence for
simultaneous magmatism and deformation. This study suggests a spatial correlation between magma emplacement
and faulting without a mutual control between the two processes.
1 Introduction
In the recent literature, the most popular and repeatedly
cited concept of magma emplacement in the crust is that
magma ascent, accumulation and even generation are controlled by tectonic faulting and/or by the structural architecture of host rocks, such as faults, thrust ramps and fractures
(GUINEBERTEAUet al. 1987, HunoN 1988, TIKOFF& TEYSSIER
1992, TRZEBSKIet al. 1997, OEHLSet al. 1998). Structurallycontrolled magma emplacement models have been proposed for both contractional
and extensional
settings
(SCHMIDT et al. 1990, LACROlx et al. 1998, HOGAN et al.
1998, LENNOXet al. 1998). These models have been progressively supported by numerical simulations, which suggest that faulting and faults can potentially provide both the
voids for magma ascent and the space for pluton formation
at the emplacement level (lISTER & KERR 1991, ROMANBERIDIEL et al. 1997, YOSHINOBUet al. 1999, BONS et al.
2001). PATERSON& FOWLER(1993), however, revealed misconceptions between these simple magma emplacement
models and the rock record in natural plutons. They suggested that multiple mechanisms operate during magma
emplacement in the crust and that diking, diapirism, ascent
along faults and ascent during heterogeneous deformation
form .end-members in a continuum during final magma accumulation. PATERSON& TOBISCH(1992) pointed at the discrepancies between rates of regional deformation and
magma transport at various levels in the crust. They argued
that fault displacement rates in the order of some centimeters per year cannot accommodate the relatively rapid influx
of magma (meters per year). PATERSON& SCHMIDT(1999)
even questioned any geometrical and spatial relationshjp
between plutons and faults and therewith ruled out genetTc
coupling between magma emplacement and faulting. Their
statistical analysis of fault and pluton populations in the
Armorican Massif, southern Appalachians, British and Maine
Caledonians and Borborema (Brazil) primarily examined (a)
the area and number of plutons relative to the distance from
the nearest fault, (b) the ratio of pluton long-to-short axes
relative to the distance from the nearest fault and (c) the
angle of pluton long axis vs. orientation of the nearest fault.
PATERSON & SCHMIDT (1999) and SCHMIDT & PATERSON
(2000) concluded that magma intrusion is a relatively unfocussed process in orogenic belts and that faults do not preferentially channel the magma during ascent or emplacement.
The aim of the study is to (a) examine the spatial and
geometrical relationship between plutons and faults at a
scale of 1:250,000 in two tectonically comparable Palaeozoic orogens, (b) evaluate potential implications for the
genetic and temporal interplay between magma emplacement and faulting, and (c) critically review the methods and
their applicability. The paper presents a statistical map
analysis of the northwestern Bohemian Massif (Germany /
Czech Republic) and the northern Lachlan Fold Belt (Australia) by following the methodical approach as proposed by
PATERSON& SCHMIDT(1999).
2 Methods
Tectonic and structural elements generally tend to certain regularity at all scales, often forming linear or polygonal
patterns, evenly spaced clusters and preferentially oriented
arrays. A tendency to regularity appears from the microscopic metamorphic segregations, through joints and folds
to the distribution of oceanic ridges and volcanoes (RICKARD
1992). The significance of geometrical regularity in geological systems has been widely neglected and thus causative
processes are far from properly understood. Quantitative
studies of spatial and geometrical (morphological) relationships between geological bodies and tectonic structures are
done to determine whether particular objects are randomly
distributed, occur in spatial randomness, in regular patterns,
or in e1ustered patterns (RICKARD 1984, W ADGE & CROSS
1988, OE BREMONDet al. 1995, LUTZ & GUTMANN 1995,
PELLETIER 1999). BOOTS & GETIS (1988) and FRY (1979)
described a variety of techniques such as nearest-neighbor,
cumulative frequency-size and linear-pattern analysis, which
statistically quantify populations of geological features.
The analysis of geometrical and spatial relationships between dissimilar geometrical objects, such as curviplanar
faults and irregular plutons, is not trivial. Faults are considered as two-dimensional objects, which may vary at different
scales from continuous singular discontinuities,
through
multiple, en echelon discontinuities to broad zones of distributed deformation. Plutons are often tabular to wedge-like
bodies and range in shape from sheets to voluminous
mushroom-like batholiths. By analysing the lateral distribution of plutons relative to their nearest faults, the position of .
103
Magma emplacement and taulting - statistical map analysis
Fault
Fault
Fig. 1: (a) Determining (i) pluton length (rL) to width (rw) ratios, (ii) distance (d) between pluton center and nearest fault, (iii) pluton and fault
orientation. (b) Measuring (I) number of plutons and (ii) cumulative area of plutons vs. distance to nearest fault, using a rectangular matrix of
constant grid-cell size.
the pluton has been defined by the center point at the intersection of the long and short axes of a best-fit ellipsoid
around the pluton (Fig. 1a). The long axis indicates the
pluton orientation against the geographical north. The faults
are defined by evenly spaced polylines, where each line
segment is represented by a tangent with adefinite orientation. This statistical analysis aims at establishing (1) the
proportion of the total pluton area vs. their proximity to the
nearest fault, (2) the relationship between the geometry of
plutons vs. their distance to the nearest fault and (3) the
correlation between the orientation of plutons and faults in
relation to distance between plutons and faults. Even if
spatial and geometrical relationships between plutons and
faults can be established, causative relationships between
processes are not always clear. Invariably some objects will
occur adjacent to other objects, even if the processes, which
produce them are completely independent. It is therefore
necessary to determinewhether or not a spatial and/or a
geometrical relationship has a high probability of resulting
from two independently operating processes, or if a certain
degree of coupling is involved.
PATERSON & SCHMIDT (1999) found that the interpretation
of the spatial relationship may change with the scale of their
evaluation. Their study of faults and plutons in the southern
Appalachians demonstrated that the evaluation of spatial
relationships between individual objects becomes accurate
with increasing map resolution, but results are less representative of the relationships between the overall populations. In this study, geological maps at a scale of 1:250,000
have been used for both study areas to ensure uniformity of
the analysis and proportionality of the size of plutons and
faults. The latter is important as one needs to distinguish
between regional faults with the potential to provide sufficient space for large plutons, and local faults with little displacement. Only faults with lengths equal or greater than the
long axis of the nearest pluton have been included in the
analysis.
104
51'
\
1>1
Late Van.can S-type granite
Early Vanocan S-type granite
Late Varlscan l-type granl:e
13'.':3'
60 km
Fig. 2: Simplified geological map showing the distribution of Paleozoic granites and faults in the northwestern Bohemian Massif.
Trzebski, R.
Geological maps only show a two-dimensional picture of
often complex faults and plutons, whose geometries may
change dramatically with depth. Three-dimensional
models
of faults and plutons are generally rare and thus the analysis
is greatly limited to the geological features at outcrop level.
Geological maps are interpretative repraductions of geological features and contain some degree of uncertainty regarding the exact location of pluton contacts and faults, their
relative age and reactivation history, the influence of both
geographical and more recent geological events. The resolution of geological maps decreases with enlarging scale
and geological features typically tend to be displayed in a
simplified fashion on a regional scale. PATERSON& SCHMIDT
(1999) pointed out that plutons represent the final stage of
magma emplacement after a long and complex ascent history. Plutons and faults may have changed shape and position through time; faults may have terminated in their vertical
extension and/or may still exist at greater or lesser spatial
proximity to plutons at depth.
In this study, 6 analytical methods were applied to estabIish the spatial and geometrical relationships between plutons and faults in northwestern Bohemian Massif and northern Lachlan Fold Belt. The methods 1-4 described below
were adopted fram PATERSON & SCHMIDT (1999) and
SCHMIDT& PATERSON(2000). (1) Integrated pluton area vs.
distance to nearest fault: A rectangular, evenly spaced grid
matrix is constructed with the average orientation of nearby
faults approximately parallel to grid axes (Fig. 1b). The pluton area in each grid cell is calculated and the distance
between each grid cell center and its distance to the nearest
fault is recorded. The cell size of the grid was constant for
both study areas. Using digitized geological maps, the data
collection is computerized for each segment of the faultand
the results are plotted in a histogram. (2) Number of plutons
vs. distance to nearest fault: The number of plutons is calculated; the distance between their centers and nearest fault is
recorded and plotted on a histogram. (3) Pluton ratio vs.
distance to nearest fault: The pluton ratio is defined by the
ratio of the long axis vs. short axis of a best-fit ellipsoid
around the pluton (Fig. 1a). (4) Percentage of plutons with
margins immediately bounded by adjacent faults. (5) Percentage of pluton margins bounded by adjacent fault. (6)
Angle between pluton and nearest fault vs. distance to
nearest fault: The orientation of the long pluton axis is determined by the long axis of the best-fit ellipsoid araund the
pluton. The orientation of faults is averaged fram the mean
orientation of the tangents of the individual fault segments
(Fig. 1a). The distance of the pluton is calculated from its
center perpendicular to the nearest fault.
3 Example 1: Northwestern Bohemian Massif
The NW Bohemian
Massif is part of the Variscan
oro-
. ....
~. ,.~.t~.
-
~
~
~ 60
•
•
•••••••
i ~.;.~~.~:
. .• .
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o
10
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~
40
30
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•
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0
Distance between pluton and nearest fault (km)
•
10
20
30
40
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A
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12
Peak
=-
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3 km or -1/3 fault spaclng
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CIl
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Average fault spacing -18 km
= 18 km
.s::::s
::::s
Q.
Ö
Average fault spacing
~ 2000
c10
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6
o
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.c
~
'" 1000
~ 4
Z
.~
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2
500
E
::::s
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o
o
3
15
30
45
60
Distance from pluton center to nearest fault (km); bin width 3 km
C
3
15
30
45
60
Distance from nearest fault (km); bin width
75
90
= 3 km
D
Fig. 3: Diagrams characterizing the geometrical and spatial relationships between plutons and faults in the northwestern Bohemian Massi!. (a) Pluton length to width ratios VS. distance between pluton and nearest fault; (b) Angle between pluton and nearest fault VS. distance
between pluton and nearest fault; (c) Number of plutons VS. distance fram pluton center to nearest fault; (d) Cumulative area of plutons vs.
distance between pluton and nearest fault.
105
genic belt characterized by a large number of late Paleozoic
granites (SIEBELet al. 1997). The mineralized granites of the
Saxothuringian and Moldanubian granites have been intensively studied because of their economical interest. In recent
literature, magma ascent, emplacement and deformation of
the Variscan granites were assumed associated with regional shear (e.g. West Bohemian shear zone), major thrust
faults (e.g. the Franconian Une) and fractures (BEHR1992,
ZULAUF 1994, DÖRRet al. 1996, TRZEBSKI
et al. 1997). Fiftysix major faults were selected for the analysis with the assumption that these faults are either coeval with the pluton
emplacement ages or were reactivated during magma emplacement (DÖRRet al. 1996, SIEBELet al. 1997). In the
northwestern Bohemian Massif, Carboniferous granites form
2
88 plutons with a total area of approximately 120,000 km ,
i.e. nearly 30% of the exposed rocks (Fig. 2). Areas of individual plutons ran~e from 5 to 11,900 km2with an arithmetic
mean of -350 km . Pluton length to width ratios range from
1.3 to 31.3 with a mean of -7.4 (Fig. 3a). The orientation of
the plutons with larger axial ratios (>2.5) show low angles
with adjacent faults. The orientation of faults fall in three
systems striking: (1) northwest-southeast (Eastern Bavaria),
(2) northeast-southwest (Erzgebirge) and (3) north-south
(western Bohemia) (Fig. 2). Fault spacing ranges from 0 to
33 km with a mean of 18 km (Fig. 3c). The spatial distribution of plutons and faults shows that 37% of faults do not
intersect plutons and 44% of plutons do not intersect a fault.
Faults discordantly intersecting plutons postdate magma
emplacement and are excluded from the analysis. Fortyeight percent of plutons are immediately bounded by faults
with a mean of 35% of pluton margins being fault-bounded.
The plutons tend to have lower length to width ratios with
increasing distance from the nearest fault (Fig. 3a). Figure
3a shows that 67% of the plutons occur between 0 and 12
km from the nearest fault and have length to width ratios
ranging from -11 to 31. Twenty-three percent of the plutons
occur between 14 and 20 km from the nearest fault and
have length to width ratios ranging from -11 to 20; 6% of the
plutons occur between 21 and 33 km from the nearest fault
and have length to width ratios ranging from 0.8 to 9.7. The
orientation of the pluton long axis and faults shows best
correlation for plutons, which are situated at <12 km distance from the nearest fault. The deviation angle between
pluton long axis and faults ranges from 7 to 52 degrees with
a mean of 28 degrees (Fig. 3b). Figures 3a and 3b show an
inverse linear correlation between the angle between plutons and faults, and the pluton length to width ratios.
The above results show a c1eargeometrical relationship
between plutons and faults in the northwestern Bohemian
Massif. However, these data alone do not indicate a causative Iinkage between magma emplacement and faulting. In
the next step, we examined the spatial relationships between pluton populations and faults. Fifty-three out of 88
plutons oecur between 0 and 18 km from the nearest fault
with a frequency peak at 6 km (Fig. 3e). Distances between
faults range from -0 to 51 km with a mean of 9 km and an
average fault spaeing of 18 km. The integrated pluton area
vs. distance to nearest fault relationship shows the maximum distribution of plutons within 0 to 12 km from the nearest fault with a peak at 6 km whieh is approximately 1/3 of
the average fault spacing (Fig. 3d). The average pluton
diameter (11.7 km) is signifieantly smaller than the average
fault spacing (18 km) and the width of the statistical maximum (-28 km). There are no differenees found between the
S- and I-type nor between the early and late Variscan granites with regard to the geometrieal and spatial relationships
between plutons and faults in the northwestern Bohemian
Massif.
4 Example 2: Northern Lachlan Fold Belt
Paleozoie granitoids compose nearly one third of the
crystalline basement of the Lachlan Fold Belt in southeastern Australia (POWELL1984). The traditional differentiation
into peraluminous S-type and metaluminous I-type granites
is mainly based on their mineralogy and geoehemistry, but
also on their distinctive deformation style and response to
& WHITE 1974, VERNON& FLOOD
deformation (CHAPPELL
1988). Generally, S-type granites are more deformed and
tend to show elongated shapes, whereas the I-type granites
are more resistant to deformation and often form rectangular
to weakly rounded bodies. This is an important issue as the
statistical analysis will also distinguish between the two
granite types. Rocks of the northern Lachlan Fold Belt are
cut by numerous, mainly north-south striking faults where a
significant number has been derived from geophysical,
mainly aeromagnetic data (Fig. 4). The age and kinematics
of most of the faults are not properly eonstrained owing to
their complex deformation history and poor outcrop eonditions. Magma emplacement associated with strike-slip faulting has been suggested for only a few plutons in the northem Lachlan Fold Belt (e.g. MORAND1992, PATERSON
et al.
1992, LENNOX
et al. 1998, TRZEBSKI
et al. 1999).
150'
30'
33'
36'
No data
mi-typ e gran h
1Illli"'''''''"e gran ite
1<1,1<1"S-lyp
!'!'!'';'
100 km
140'
Fig. 4: (a) Locality map. (b) Simplified geological map showing the
distribution of S- and I-type granites and faults in the northern
Lachlan Fold Belt in New South Wales.
106
Trzebski, R.
In the case of the northern Lachlan Fold Belt, 102 plutons (58 S-type granites and 44 I-type granites) fall in the
selected age range of 450 to 320 Ma and make up -15% of
the exposed area (Fig. 4). The area of individual plutons
2
range from 13 to 8,600 km2 with a total area of 54,000 km
2
and a mean of 737 km • Pluton length to width ratios range
from 0.3 to 11.3 with a mean at 7.1 (Fig. 5a). However, Stype plutons generally have significantly higher length to
width ratios (>4.1) than the I-type plutons (max. 3.7). Plutons and faults both strike primarily north-south to north-
west-southeast and secondarily northeast-southwest.
The
orientation of the pluton long axes with an axial ratios
greater than 3.4 show on average angles between plutons
and faults that are smaller than 40 degrees. Again, there is
a c1ear distinction between the S- and I-type granites in their
orientation where the S-type granites generally show significantly lower angles with adjacent faults than the I-type granites. The average fault spacing is 11.3 km that is significantly lower than the average pluton diameter of S-type
granites (16.8 km) and clearly higher than the pluton diame-
15
S-t
l/l
e
l-type
•
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E
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I-type
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5
15
10
15
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A
12
12
S-type
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0
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0
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'S
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Average fault spacing
= 21.8
km
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.c
E
I-type
E
4
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Z
4
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o
o
3
15
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o
90
15
30
45
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D
C
~
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~
2000
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~
~ 1500
~
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1500
1000
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ra
:;
500
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U
Cl>
i;j
E
E
:l
U
2000
I-type
Average pluton diameter
= 7.1
km
Cl>
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'S
C.
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C.
2500
E
S-type
90
Distance from pluton center to nearest fault (km)
Distance from pluton center to nearest fault (km); bin width = 3 km
1000
500
o
0
3
15
30
45
60
75
= 3 km
90
3
15
30
45
60
E
75
= 3 km
90
F
Fig. 5: Diagrams characterizing the geometrical and spatial relationships between plutons and faults in the northern Lachlan Fold Belt. (a)
Pluton length to width ratios VS. distance between pluton and nearest fault; (b) Angle between pluton and nearest fault VS. distance between
pluton and nearest fault; (c) Number of S-type plutons VS. distance from pluton center to nearest fault; (d) Number of I-type plutons VS.
distance from pluton center to nearest fault; (e) Cumulative area of S-type plutons vs. distance between pluton and nearest fault; (f) Cumulative area of I-type plutons vs. distance between pluton and nearest fault.
107
between plutons and faults. The S-type granites appear to
be spatially related to adjacent faults; whereas the I-type
granites clearly occur at a significant distance trom adjacent
faults.
III
~
III
C
o
;:,
Q.
5 Discussion
"C
CI.l
~
Cl
1
CI.l
.5
Distance from nearest fault
Fig. 6: Diagram of five hypothetical cases of spatial relationships
between plutons and faults after PATERSON& SCHMIDT(1999).
Curve #1: random plutons and one fault in analyzed domain. Curve
#2: random plutons and 2 or more faults. Curve #3: non-random
plutons which statisticaliy occur along faults. Curve #4: non-random
plutons which statisticaliy occur as far fram faults as possible.
ter of I-type granites (7.1 km) (Fig. 5c-f). The spatial distribution of plutons and faults show that 57% of plutons are
bounded by adjacent faults and on average 41 % of pluton
margins are bounded by faults. Twenty-eight percent of
plutons intersect faults and 34% of faults intersect plutons.
The pluton length to width ratios decrease with increasing
distance from nearest fault (Fig. 5a). Approximately 53% of
plutons occurring between 0 and 6 km distance from the
nearest fault have length to width ratios between 3.7 and
-10.0, whereas 41 % of plutons occurring between 7 and 10
km from the nearest fault show length to width ratios ranging
from 1.0 to 4.7 (Fig. 5a). The relative orientation of plutons
and faults show a linear correlation where the angles increase with increasing distance from the nearest fault.
Again, the S-type granites show lower pluton to fault angles
between 5 and 30 degrees and occur between 0 and 5 km
from the nearest fault, whereas the I-type granites have
pluton to fault angles between 33 and 60 degrees and occur
between 6 and 10 km distance from the nearest fault (Fig.
5b).
Evaluating the spatial relationships between plutons and
faults in the northern Lachlan Fold Belt, it is necessary to
distinguish between S- and I-type granites, since a geometrical correlation indicates differences in their spatial distribution. Calculating the number of plutons and their distance to
the nearest fault, approximately 32 of the S-type plutons
(55%) occur between 0 and 18 km distance from the nearest fault (Fig. 5e). Similarly, 49% of the total area of S-type
plutons occur within 18 km of the nearest fault. These distances approximately
correspond to the average pluton
diameter (16.8 km) and are slightly larger than the average
fault spacing (11.3 km) (Fig. 5e). These observations support the fact that a majority of the S-type granites are intersected by faults (Fig. 4). The peak of the cumulative area of
the S-type plutons at 3 km from the nearest fault equals 1/4
of the fault spacing (Fig. 5e). The spatial distribution of the 1type granites relative to adjacent faults shows significant
differences compared to the spatial distribution of the S-type
granites and adjacent faults. The peak number of plutons
occur at -9 km trom the nearest fault, with a mean distance
between pluton centers and the nearest fault of about 17 km
(Fig. 5d). The cumulative pluton area has a peak at 12 km
distance from the nearest fault that is approximately half the
average fault spacing of -21.8 km and significantly larger
than the average pluton diameter of 7.1 km (Fig. 5f).
In summarizing the observations, it is to distinguish between the S- and I-type granites in the northern Lachlan
Fold Belt regarding the geometrical and spatial relationships
108
In this paper we will not use geometrical and spatial relationships between plutons and faults to emphasize genetic
relationships between magma emplacement and faulting. A
statistical analysis alone cannot constrain the complex factors which control the interplay between magmatic and tectonic processes. We primarily focus on examining the geometrical and spatial relationships between plutons and faults
in the northwestern Bohemian Massif and the northern
Lachlan Fold Belt and secondarily on comparing our results
with the data published by PATERSON& SCHMIDT(1999) and
SCHMIDT& PATERSON(2000) from other orogens. The methodology in all 3 studies is comparable, except that in this
study, (1) the analysis uses constant parameters for both
areas and (2) the geological maps are at a scale of
1:250,000. This rules out potential discrepancies regarding
the compatibility of the data sets and the resolution of the
geological maps.
The present statistical map analysis indicates a close
geometrical and spatial relationship of plutons and faults in
both orogens, except for the I-type granites in the northern
Lachlan Fold Belt. These observations stand in contrast to
the conclusions previously reached by PATERSON& SCHMIDT
(1999) and SCHMIDT& PATERSON(2000) for other orogenie
belts. Before arguing the geological parameters, which may
have led to these discrepancies, it is necessary to briefly
explore the different approach in evaluating the data. (1) For
the evaluation of the spatial relationships between plutons
and faults, a grid matrix with a constant cell size has been
used for both study areas. Varying the grid cell size caused
the relationship to appear either more strongly or weakly,
than appropriate. For instance, by increasing the grid cell
size, the proportion of the pluton area included in the cell will
appear to be closer to the nearest fault than when using a
smaller cell size. (2) Using geological maps at a scale of
1:250,000 results in a higher number of faults than from
regional maps, which particularly influence the spatial relationships between plutons and faults. However, a significant
number of faults, particularly found in the geological maps of
the Lachlan Fold Belt were interpreted from geophysical
data and are not always reliable. (3) Only the portion of a
fault, wh ich approximately corresponds to the length of the
long pluton axis, has been taken into account. This limiting
parameter rules out averaging the orientation of the parts of
faults wh ich may not be directly related to the pluton.
It is emphasized that the above statistical analysis only
characterizes the geometrical and spatial relationships between plutons and fault without inferring the causative significance of these relationships. PATERSON& SCHMIDT(1999)
pointed out that it is necessary to examine whether two
independently operating processes can develop features
such as derived from the analyses, or the relationships
potentially require dependency between the processes.
PATERSON& SCHMIDT(1999) used hypothetical relationships
between plutons and faults to establish 4 curves in a diagram in which the pluton area is plotted against the distance
trom nearest fault diagram which iIIustrate idealized distributions of plutons and faults within a limited area (Fig. 6).
Referring to this diagram, the spatial relationships between
plutons and faults in the northwestern Bohemian Massif and
northern Lachlan Fold Belt correspond to a combination
between the curves #2 and #3, except for the I-type granites
Trzebski, R.
in the northern Lachlan Fold Belt (Fig. 6). These two asymmetrical curves imply the existence of two or more faults,
and optionally either uniformly or non-uniformly distributed
pluton populations with a flat maximum centered on the
nearest fault. The distribution of the I-type granites relative
to adjacent faults shows affinity with curve #4, where plutons occur away from faults (Fig. 6).
Most plutons and a large portion of their areas occur
along or near faults. Almost 50% of the plutons are immediately bounded by adjacent faults and nearly 30% of the
pluton margins coalesce with adjacent faults. Pluton and
fault orientations show a strong correlation. This is accentuated by the fact that elongated plutons occur adjacent to
faults. This correlation becomes weaker with increasing
distance between plutons and faults. With the number and
cumulative area of plutons gradually diminishing away from
faults, the shape and orientation of plutons appear unfocused relative to the orientation of major faults. The I-type
granites in the northern Lachlan Fold Belt, in contrast, are
statistically located at a significant distance from faults, and
their shape and orientation show poor correlation with faults.
However, these data are the result of a statistical analysis
based on geological maps and thus the significance of these
observations requires further evaluation considering the
magmatic and tectonic histories of both orogens. Such a
detailed evaluation would by far exceed the scope of this
paper and therefore in the following only a few aspects will
be discussed to explore the significance of these relationships. Magma emplacement and faulting are considered as
two genetically and temporally coupled processes. This
repeatedly cited concept implies an intimate interplay between ascending magma and fault kinematics from magma
mobilization, formation of voids and magma channeling to
the necessary displacement of host rocks to accommodate
intruding magma at various crustal levels. The apparent
close geometrical and spatial relationships between plutons
and faults at outcrop level have been used to additionally
support the genetic correlation between magmatism and
deformation. However, an intimate interplay between the
two processes conflicts with the displacement rates of regional faults vs. the influx rates of migrating magma (PATERSON& TOBISH1992). Testing the compatibility of the different
processes to operate interactively within a restricted areal
extent is difficult mainly due to polyphase histories of faults
andlor due to lack of timing constraints on their activities.
Far less popular are models, which link magma emplacement and faulting in terms of (1) faults providing anisotropic
control andlor favorable stress gradients in the crust for
simultaneously intruding magma; (2) faults controlling
magma emplacement along crustal anisotropies; or (3)
plutons controlling propagation of faults along contacts with
host rocks. The two latter models require less constraining
parameters, such as the timing of magma emplacement and
faulting and suggest that both processes can operate independently.
Magma emplacement and faulting, regardless of
whether interacting or operating independently, are both
controlled in their location in the stress field at various crustal levels, proximity and orientation to each other within a
limited area of an orogen. Several examples document
magma residing in low stress sites (HunoN & REAVY1992,
& SAWYER1996). In attempting
BROWNet al. 1995, COLLINS
to evaluate whether or not magma preferentially intrudes or
is channeled along low stress sites, we demonstrated that
less magma resides between these sites. Fault spacing is
strongly dependent on the layering of the upper brittle part
of the crust, and pluton spacing appears to equal the depth
of the magma source layer (RICKARD1984). Similarly to the
spacing features between plutons and faults, the marked
correlation to their orientation reflects the common parallelism of geological elements at various scales such as host
rock anisotropies, subduction zones, principal planes in
regional stress fields, continental margins and ocean ridges.
This shows that the Iithosphere and continental crust govern
the primary distribution of magma intrusion, and the upper
brittle crust has significant control on the development of
faults and on pluton emplacement.
In conclusion, the study demonstrates that despite the
close geometrical and spatial relationships between plutons
and faults in the northwestern Bohemian Massif and northern Lachlan Fold Belt, the attempt to evaluate a genetic
relationship between magma emplacement and faulting is
difficult and requires additional parameters to further constrain a potential interplay or control between the two processes. However, this appears to be achallenging proposition since the statistical analysis focuses on a large number
of plutons and faults with a wide regional coverage, for
which there are insufficient data to establish temporal relationships between magma emplacement and faulting. It is
therefore highly speculative to use the spatial relationships
as described earlier to support or to rule out a genetic interplay between magmatism and deformation. The results
suggest that, at best, there is a co-genetic or tempo rally
independent control of the shape, orientation and distribution of plutons and faults, without inferring causative processes which would potentially trigger or at least to some
degree influence their formation.
Acknowledgments
I thank S.R. Paterson, K.L. Schmidt, P.H. Wetmore and
A. Camacho for many discussions about pluton and fault
relationships. The paper considerably benefited from reviews by P.G. Lennox, D. Palmer and A. Camacho. A
Müller and S. Meakin are thanked for supplying the geological maps. This paper is dedicated to H.J. Behr.
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Advancements of cathodoluminescence
microscopy and related techniques with
applications to the study of fluid-rock interaction
Alfons M. van den Kerkhof
Zentrum der Universität Göttingen (GZG), Goldschmidtstr.
Abstract
Cathodoluminescence (CL) studies have significantly contributed to our knowledge of physico-chemical effects on
minerals during fluid-rock interaction. Notably quartz is a
highly sensitive tracer of rock alteration and shows a wide
variety of fluid-induced micro-textures. The present paper
gives an overview of the development of CL studies since the
1980ies at the university of Göttingen with special application
to the study of quartz. The main micro-textures in different
rock types can be explained by the variation of trace element
concentrations. These results are essential in explaining the
causes of CL emissions for quartz.
1 Introduction
During the last decades cathodoluminescence (CL) techniques have been increasingly applied to the study of geological materials. As the main advantage, micro-structures can be
visualised, which cannot or not easily be observed by other
imaging techniques. Particularly minerals with strong CL intensities, Iike carbonate, fluorite, apatite, zircon and feldspar
have been extensively studied since the early days of luminescence experiments in the late 19th and the first half of the
20th century (see e.g. PAGELet al. 2000 for a historical overview). These early works were essentially phenomenological
and comprised basic investigations on physical aspects of
luminescence. The most important activator elements in various minerals could be identified, but systematic analyses
were done more recently (e.g. MARIANO
1989). The application
of CL-techniques in geology notably in the field of carbonate
petrography, became important since the 1960s with the development of cathode electron sources, and the introduction
of the scanning electron microscope (e.g. PAGELet al. 2000,
NEUSER2001). The state of the art of the advances of CL
techniques applied to geological materials was outlined by
MARSHALL
(1988). As a matter of fact CL found only limited
application in earth sciences until the 1980s. The physicochemical complexity and the lack of finding satisfactory explanations for the CL phenomena in the main rock-forming minerals may have been a reason for some hesitation in applying
CL techniques. In spite of extensive studies with the aim of
identifying the luminescence centres in quartz (e.g. STEVENSet al. 2000 for
KALCEFF& PHILLIPS1995, STEVENS-KALCEFF
overviews) the CL of quartz is not yet completely understood.
Recent developments in micro-analytical methods (EPMA,
LA-ICPMS, PIXE etc.) however revealed higher accuracy and
lower detection limits in trace element analysis and brought
new impulses for the explanation of the extrinsic CL. Furthermore, the development of electron paramagnetic resonance
(EPR) analysis allowed a better characterisation of defect
structures (e.g. AGEL1992) and therewith has become a help
in identifying luminescence centres e.g. in quartz and feldspar
3, 0-37077 Göttingen
(FINCH& KLEIN1999).
The study of the very weak CL of quartz is intelligible
only by using a so-calied 'hot' cathode (high-energy)
device. The CL colour of quartz is highly variable between orange-red, brown, violet and blue, sometimes with
shades of green. The intensity of the CL emissions is
changeable during electron beam irradiation with a general tendency of lower intensities during the measurement. The relative change of luminescence intensities
can be observed as a change of colour: Intensities in the
blue part of the emission spectrum are generally reduced,
whereas red emissions are increased. This behaviour can
be explained by the variable stability of the defect structures in quartz under high-energy electron bombardment.
At the same time new defect structures may be induced.
The high sensitivity of the luminescence centres make
quartz a suitable tracer mineral for monitoring structural
and chemical changes during rock evolution. CL studies
on quartz appeared to be helpful for identifying palaeostructures in almost all geological environments (magmatic crystal growth, regional or contact-metamorphism,
diagenesis, rock deformation and re-crystallisation). Local
changes in the chemical composition of the quartz during
the rock evolution are largely controlled by the interaction
with circulating fluids. Quartz is a sensitive indicator for
temperature changes and variations in fluid activity, notably in contact-metamorphic regimes. Fluid alteration results in changes of the quartz crystal lattice and trace
element contents along the outer rims of the quartz
grains. Spectacular is the fluid alteration caused by rock
fluids in U-bearing conglomerates of various gold fields of
the Witwatersrand Sasin, South Africa (e.g. VOLLBRECHT
et al. 2002). Here, quartz grains show reddish-brown
luminescent rims caused by radiation damage.
The impact of cathodoluminescence in geosciences
on a time-scale can be illustrated by the number of publications with cathodoluminescence as key-word (Fig. 1).
The publications on cathodoluminescence exponentially
increase between the early 1970s and about 1990, and
steadily increase from about 80 to 120 publications per
year towards the end of the millennium. The booming of
cathodoluminescence in geosciences was accompanied
and certainly also stimulated by significant technical improvements in different micro-analytical techniques and
by the availability of commercial CL equipment, e.g. the
popular 'cold' cathode Luminoscope@ (HERZOGet al.
1970). Remarkable is the steep rise of the role of cathodoluminescence in geology during the 1980s. In the
present paper the main activities of CL studies at the
Institute of Geology and Dynamics of the Lithosphere
(IGDL), later merged in the Geoscience Centre Göttingen
(GZG) are summarised. These studies were initiated by
Prof. H.J. Sehr in the late 1980's and have been continued by his co-workers and students since then. Applications have been various, from the study of hydrothermal
111
Cathodoluminescence
microscopy of quartz
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1990
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Year
Fig. 1: The importance 01 cathodoluminescence techniques in geoseiences as relerred lrom the number 01 hits in the GEOREF database with 'cathodoluminescence' as a search term.
quartz, growth structures in quartz from granite, alterati~n
textures in metamorphie rocks, the provenance of quartz In
sandstone etc. Since about 5 years the investigations were
extended with systematic trace element analyses by EPMA
and LA-ICPMS (labs: A. Kronz. and K. Simon).
2 Technical developments of the CL-microscope
and SEM-CL
Studies of the relatively subdued luminescence of quartz
became possible after the development of filament-supported
('hot') CL-microscopes
(ZINKERNAGEL 1978, RAMSEYER &
MULUS 1990, NEUSERet al. 1995). This optical CL (O-CL) was
developed besides SEM-mounted
CL detectors. Each of
these techniques have specific advantages: whereas O-CL is
a relatively simple set-up, which allows routine CL as a support of regular petrological studies, SEM-CL is particularly
suitable for the study of micro-textures (e.g. BOIRON et al.
1992). Contrary to the more simple and inexpensive cold
cathode systems, both O-CL and SEM set-ups require carbon
or gold coating of the sampie. The 'hot' cathode type microscope (Fig. 2a) built 1987 in Göttingen (NEUSER 1988) is a
further development of the CL-equipment
built at the
Institute of Geology at the University of Bochum and
based on the design of ZINKERNAGEL(1978). The electron
gun operates under high vacuum (10.5 mbar) at a voltage
of 15 kV and a beam current of up to 1 mA (normally -0.5
mA). The illumination spot on the sampie has a diameter
of 3 mm and therewith covers the complete view field of
the microscope with mounted 5, 10, or 20x objectives .
The corresponding beam power on toe sam pie surface is
2
in the order of 100 W/cm • Colour photographs are taken
with a conventional camera and by using 200, 400 or
1600 ASA slide films. A cooling device for the study of
mineral chips at low temperatures was attached to the
Zinkernagel model in the early 1990s (design: G. Tondock).
A revised model of the CL microscope (HC3-LMSimon-Neuser, NEUSERet al. 1996) has been in use since
1997 (Fig. 2b). Spectral analysis of the luminescence
emissions can be achieved with a 'tripie grating' TRIAX320, ISA imaging spectrograph (back-iIIuminated 30 mm
CCO with 200x800 pixel), connected to the microscope
with a quartz fibre bundle. This spectrograph allows a
high spectral resolution (0.95, 0.08, and 0.053 nm for
100, 1200, and 1800 I/mm gratings, respectively) and a
time-dependent recording of the CL spectra in a seconds
to minutes time span.
The higher spatial resolution of SEM-CL allows the
differentiation of textures on a micron-scale (-2 IJm beam
spot). A Cambridge Instruments S 250 MK 3 scanning
electron microprobe provided with a S 20 extended CL
detector with spectral sensitivity of 350-850 nm was
available (lab: T. Heinrichs). CL was documented by
using Agfapan APX25 black and white films during 250
seconds scans. The quantum efficiency of the detector is
about 2 times higher for blue than for red CL-emissions.
Since 1997 an electron microprobe (model: JEOL JXA
8900RL) equipped with a CL-detector (200-900 nm) is in
use. This equipment has the advantage of combining CLimaging and wavelength-resolved
trace element analysis
(EPMA). The main trace elements in quartz (AI, Ti, Fe, K
and Na) can be quantitatively measured with an acceleration potential of 20 kV and a beam current of 80 nA. Optimal instrumental settings allow detection limits in the
Fig. 2: Models 01 cathodoluminescence microseopes at the
GZG Göttingen. (a) CLequipment buHt1987 (NEUSER
1988) based on the design 01
ZINKERNAGEL
(1978).(b) CL
microscope (HC3-LM-SimonNeuser, NEUSERet al. 1996) in
use since 1997.
112
L
-I
Van den Kerkhof, A.M.
tens of ppm range (see MÜLLERet al. 2000 for details).
CL imaging and spectroscopy are most efficient when
combined with micro-analytical techniques. Around 1990 a
unique combination of analytical equipment for the study of
quartz and other rock-forming minerals was available at the
IGDL in Göttingen: the CL-microscope,
SEM-CL, Fouriertransform infrared spectroscopy (FT-IR) provided with a lowtemperature device (LiEBETRAU 1991), basic equipment for
fluid inclusion studies (microthermometry,
Raman analysis),
and decrepitometry equipment (SCHMIDT MUMM 1989). The
results achieved by these methods have been combined with
stable isotope analysis and Laser-induced coupled-plasma
mass spectrometry (LA-ICPMS) at the Geochemical Department, GZG, Göttingen. This potential of integrative mineralfluid studies were the base of the selected projects outlined in
this paper.
3 Cathodoluminescence
of quartz and trace element analysis
Systematic studies of CL combined with trace element
analysis (EPMA, LA-ICPMS, PIXE etc.) were carried out in the
frame of the SFB project "Geological interfaces" funded by the
Deutsche Forschungsgemeinschaft
(1996-1999) and have
been continued since then. These studies comprised (1) basic
research on the causes and influencing parameters of cathodoluminescence
with special attention to quartz (2) the
characterisation of alteration textures, and (3) applications to
the study of magmatic and metamorphie rocks.
The CL of quartz is basically caused by point defect structures, which in part are related with trace elements in the
crystal lattice and in part are 'intrinsic' (HABERMANNet al.
1999). VAN DEN KERKHOFet al. (1996), VAN DEN KERKHOF&
MÜLLER (1999) and MÜLLER (2000) paid special attention to
3
the role of AI, Ti and Fe + as activator elements in quartz.
These elements produce CL emissions at 2.68-2.79 eV (blue),
2.92-2.99 eV (blue), and 1.70-1.73 eV, (red), respectively (see
also PERNYet al. 1992, STEVENS-KALCEFF& PHILLIPS1995). A
number of intrinsic CL emission lines interfere with these
lines. OH-related defect centres can be correlated with CLemissions at 1.94-1.97 eV (orange/red).
MÜLLER (2000),
MÜLLERet al. (2000) and MÜLLERet al. (in press) in their studies on granitic systems in the Czech Republic and Austalia
made use of the advantages 01 trace element micro-analysis
(EPMA, LA-ICPMS and SIMS) and therewith could establish
correlation between the CL properties and trace element
contents in quartz (mainly AI, Ti and Li). They also discovered
that Fe concentration
increases with the quartz formation
temperature and therewith could distinguish between mag3
matic and hydrothermal quartz. Substitutional
Fe + in the
quartz lattice is characterised by red CL (1.73 eV) in the luminescence spectrum. Other lines in the red part of the CL
emission spectrum (1.85 and 1.96 eV) could be attributed to
hydroxyl-incorporated
defects. Upon electron radiation H+
diffuses away and forms non-bridging oxygen hole cent res
(NBOHC) and results in higher intensities of these emission
Iines. This phenomenon has been particularly lound for 'wet'
quartz e.g. in granite and metapelite.
Quartz and feldspar are highly sensitive in changing composition during fluid-rock interaction. These processes result
in a wide variety of CL-textures which are indicative of the
alteration mode and rate, generally during retrograde conditions. These textures have been described since the late
1980's (BEHR 1989, FRENTZEL-BEYME1989). Quartz in highgrade metamorphie rocks generally shows bright bluish lumi-
nescence which weil contrasts with the weak luminescence of secondary quartz. Therefore these rocks are
weil suitable for the study of alteration textures. Practical
results for the interpretation of fluid inclusions have been
obtained from granulite-Iacies rocks by studying polished
and coated thin sections and pendant doubly polished
fluid plates obtained from the same hand specimen (e.g.
VAN DENKERKHOF& GRANTHAM1999, VAN DENKERKHOFet
al. in prep). Less contrasting but very similar textures are
found in quartz from other lithologies. VAN DENKERKHOF&
HEIN (2001) grouped the micro-textures in 2 categories
(Plate 1):
(1) micro-textures indicative for locallower crystal order, i.e. with increased densities 01 defect structures
and/or trace element concentrations. Fluid activity du ring
a high-temperature
event (e.g. contact metamorphism)
may cause the local enrichment in trace elements like Ti
or Fe along grain boundaries and fluid pathways (e.g.
VAN DENKERKHOFet al. in prep.). Diffusion by the induction of dislocations (hydrolytic weakening) is the main
controlling process.
(2) micro-textures indicative for quartz healing Le. the
reduction of defect structures. During cooling apart of the
trace elements in quartz may 'diffuse out' and go in solution or form hydrous minerals. As a result grain boundaries show reduced CL intensities (PI. 1/1-2). Very common are dark patchy textures of secondary quartz which
formed by annealing (precipitation-dissolution)
01 microfractures (PI. 1/2-6). This quartz typically contains Iluid
inclusions and is indicative 01 retrograde fluid (re)trapping
during uplift. Remarkable are idiomorphic growth nuclei of
pure, inclusion-Iree quartz (PI. 1/5-6) which have been
observed in host quartz with very high trace element
concentrations and probable lormed by the instability of
quartz during cooling. These textures are the expression
of the purification of quartz by reducing trace elements at
lower temperatures. The different features from groups
(1) and (2) often occur together in the same sampie and
reflect rock alteration at different temperatures.
4 The German continental deep drilling exploration program (1987-1994)
During pilot studies in the frame of the continental
deep drilling program (KTB), BEHR & FRENTZEL-BEYME
(1987) and FRENTZEL-BEYME(1989) made a systematic
phenomenological studies 01 micro-textures with the CLmicroscope on the hand of various lower-crustal rocks
from the Central European Besement and therewith laid a
basis for the interpretation 01 these fluid-related microtextures. These studies were carried out with the aim of
estimating permeability 01 the crystalline crust, with special emphasis to the permeation of water. Palaeoporositi es could be estimated from CL contrasts (see also BEHR
1989). Migration pathways of fluid systems could be
made visible and comprised migration through the rock
along grain boundaries, microcracks and channelways,
and essentially represented previously interconnected
porosity. REUTEL (1992) successfully combined fluid inclusion studies (microthermometry,
Raman analysis) and
13
SEM-EDX, ö C-analysis of gaseous Iluids and CL on
rock sampies from the western margin 01 the Bohemian
Massive. CL techniques were applied here for the interpretation of fluid inclusion data, notably the chronological
differentiation 01 Iluid inclusion generations and postentrapment modifications. Topp (1993) applied the same
methods to a pilot study during the first stage 01 the con-
113
Cathodoluminescence
tinental deep drilling project and recognised the intensification
of alteration textures in quartz from the surface towards
deeper levels of the drill core (> 4000 m). PIELOW(1997) in his
studies on f1uid-induced micro-textures in material from the
KTB applied CL studies to estimate albitisation rates.
A variety of micro-textures could be identified as indicators
of fluid activity in rocks from the KTB. These textures show
different importance along the >9000 meter rock sequence of
the main drill hole: grain boundary and micro-crack alteration
textures, interpreted as formed by fluid infiltration were found
mainly below 4000 meters, whereas healed micro-fractures
and patchy secondary quartz, related with re-trapped inelusion fluids, mainly occur in the upper parts of the rock sequence. The quartz in discordant veins shows stable red or
brown-red CL and contrasts with the concordant quartz layers, which show variable CL from dark blue to violet and red
during electron beam irradiation. Quartz with blue CL dominance was found for the deeper parts of the drill hole and
reflects higher temperatures at depth.
As a result of fluid inelusion studies, fluid chemistry, and
cathodoluminescence,
BEHR et al. (1993) distinguished two
superimposed fluid systems in the mid-European Variszides:
(1) tectonic brines (Iow salinity, Na(-K)-dominated solutions)
which formed as a result of synkinematic defluidisation du ring
compaction, diagenesis and subsequent metamorphism, and
(2) deep-seated
basement brines (highly saline Ca-Nadominated solutions). Micro-textures in cathodoluminescence
demonstrated the infiltration of saline fluids into the basement
rocks.
5 CL studies on sandstone
The early development of CL equipment became importa nt impulses by the interest of characterising rocks, not?bly
sandstone, in sedimentary basins (e.g. ZINKERNAGEL1978).
CL may give information about (1) the provenance of the
quartz fragments (e.g. OWEN 1991) and (2) the cementation
rate in diagenetic sandstone from the authigenic quartz cement. The origin of the quartz can be tentatively inferred from
the luminescence colours, combined with the evidence obtained from micro-textures (Iike growth zoning in magmatic
quartz or crack healing in hydrothermal quartz). Sedimentary,
magmatic, metamorphic and pegmatitic quartz can be roughly
differentiated in dull, bluish, brown and greenish luminescence, respectively, eventually supported by emission spectra. ZHAO (1994) in studies of sandstone from the Ordos Basin, China, distinguished quartz cement with dark brown CL
and another non-Iuminescent (PI. 2/1). Based on his observations the silica must have been a diagenetic product wh ich
formed as a result of smectite to iIIite reaction; the role of
pressure solution-precipitation
could be excluded in this study
case.
6 Contact-metamorphic
metasomatism
rocks and
KRYNAUW et aL (1994) used the CL characteristics of
quartz grains to get indication of heat flow and a quantitative
thermal profile in contact-metamorphic
water-saturated sediments on the hand of an example from Dronning Maud Land,
Antarctica. Here, diffusional red margins of the original quartz
grains could be demonstrated at closer distance to the heat
source. Furthermore,
higher-temperature
red luminescing
quartz overgrowths could be distinguished from late, lowtemperature
non-Iuminescing
quartz fillings. The luminescence properties of the quartz, which formed by contactmetamorphic or metasomatic changes depend on the original
114
mineral and fluid compositions: in Archean quartzite with
initially high Ti-concentrations VAN DENKERKHOFet al. (in
prep.) found evidence for the local re-mobilisation
of .
titanium in solution as weil as for extensive fluidcontrolled Ti-diffusion in quartz during contact metamorphism (PI. 2/2). As quartz with high trace element concentrations may become unstable on cooling, apart of
the these elements, and Ti in particular, may go in solution. A complex zoning is the result of the subsequent
alteration phases at different temperatures.
7 The study of magmatic rocks
Cathodoluminescence
is an adequate method for establishing the evolution of felsic intrusive bodies. In his
study on Permian granite and rhyolite from different locations in Central Europe SCHNEIDER(1993) distinguished a
wide variety of magmatic and post-magmatic
microtextures. Quartz phenocrysts are essentially characterised by idiomorphic crystal growth and cyclic zoning,
usually overprinted by resorption and new crystallisation
stages. The zoning pattern can be subdivided in (1) fine
oscillatory zoning and (2) coarser stepped or compositional zoning (PI. 2/3). In accordance with studies on
feldspar (ALLEGREet al. 1981) oscillatory zoning in quartz
is assumed the result of concentration changes by diffusional processes in a magma with minimaloversaturation
e10se to the surface of crystallising phases and at slow
growth rates. Stepped zoning is assumed the result of
changes of the bulk magma composition during cooling.
Amoebic growth textures in CL (PI. 2/3) are interpreted as
a result of crystal growth disturbance in a partly crystallised matrix.
.
Quartz sampies from granite and related porphyric
rocks (Variscian igneous rocks of the Black Forest,
Erzgebirge and Bohemian Massive) show a remarkable
pattern of darkly contrasting spots in aggregates or in
intragranular domains. This texture was first described by
H.-J. Behr in 'wet' granite sampies (pers. comm.). The
spot dimensions are 1-5 11m,their relative distance -5-10
6
11m.The density is typically _2.10 cm,2 in granitic quartz.
Assuming that the electron beam interacts with quartz to
a depth of about 4 ~m below the surface, this would correspond with -3.10 cm,3. These objects are interpreted
as corresponding to larger defect clusters which are observable by transmission
electron microscopy
(e.g.
MCLARENet al. 1983).
Trace element profiling has been used to find evidence for different crystallisation stages, as documented
for the rare-metal granites from the Krusne hory Mountains, Czech Republic (MÜLLER et al. 2002): (1) early
crystallisation represented by zoned quartz phenocrysts
(2) subvolcanic solidification by stockscheider quartz and
groundmass quartz, and (3) crystallisation of the residual
melt (dyke granite) by zoned snowball quartz and comb
quartz. The evolving magma is reflected by a general
temporal trend in trace element concentrations
in the
quartz, namely a decrease of Ti and an increase of AI. On
the other hand the lithophile elements (Li, Na, AI, P, K)
and the water conte nt of the magma are increased.
8 CL studies on hydrothermal quartz
Hydrothermal quartz generally shows highly unstable dark
green, turquoise and bluish CL and has higher Li and higher
AI «5000
ppm), compared to magmatic quartz (MÜLLER
2000). As quartz is the most important mineral in hydrothermal systems, CL studies in this field are various and find important application in ore deposits. HEIN et al. (1994) with
details in BRINCKMANNet al. (2001) in their studies on SnoW
and Au-mineralised veins from Burundi used CL microscopy
to group fluid inclusion populations in different quartz generations. In this combined methodological study the fluid phase
and the PT-conditions during different episodes of hydrothermal activity including the ore-forming stage could be speeified.
In a combined fluid inclusion and CL study on material from
the Eersteling gold mine (Transvaal, South Africa) 6 stages of
quartz formation from the ductile to the brittle deformation
regime could be revealed Le. several stages of fluid infiltration
(PI. 2/4), carbonitisation
and brecciation followed by late
quartz precipitation (COETZEE& VAN DENKERKHOF1995).
9 Conclusion and future work
The study cases demonstrate the wide applicability of
quartz CL in different geological environments, from sedimentary to metamorphic and magmatic rocks. The variety of textures formed by secondary quartz indicate diffusion, dissolution-preeipitation
and
(re)crystallisation
during
hightemperature conditions and subsequent retrogression. The
similarity of the secondary micro-textures in different rock
types is remarkable and indicates common forming conditions
in the upper parts of the Earth's crust. The investigations on
deep drill holes show the importance of microfracturing in the
upper-crustal regions.
Secondary textures essentially represent mechanical and
chemical response of fluid-rock interaction during uplift. By the
recognition of fluid pathways, normally along grain boundaries
and microfractures, estimates on the extent of fluid migration
can be made. So me textures point at the local retrapping of
the fluid phase. The complex micro-textures bring up basic
questions about the formation mechanisms. The enrichment
or depletion of Na, K, AI, Fe and Ti in quartz do not give information about the time spans of trace element diffusion.
Mineral equilibria can be calculated for bulk rocks but the
processes on a micron-scale are less studied so far and leave .
questions about local disequilibrium. A rock which apparently
shows overall equilibrium may contain plentiful disequilibrium
textures in CL. These textures are the only direct evidence for
fluid-induced changes. However, the microanalysis of trace
elements explain a number but not all features of CL of
quartz. Particularly the role of sensitisors, Le. elements which
do not produce but indirectly influence CL emissions, is likely
significant but not systematically studied. Detailed basic research on the causes of cathodoluminescence
is one of the
future tasks.
Acknowledgements
The author is indebted to Prof. H.-J. Behr who took the initiative of beginning a cathodoluminescence
lab in Göttingen
about 15 years ago. His enthusiasm has been an inspiration
for his co-workers, doctoral and masters students since that
time.
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117
Cathodoluminescence
Plate1: CL images by scanning electron microscope showing secondary textures. Left: BSE image, right: image in
CL mode.
Fig. 1: Strongly metasomatised quartz in tonalitic gneiss, Limpopo belt, South Africa. Alteration took place along grain boundaries
and microfractures.
Fig. 2: Charnickised granite showing grain boundary alteration and darkly contrasting micropores (Nicholson's Point Granite, Port
Edward, Natal, South Africa). See also VAN DENKERKHOF& GRANTHAM(1999) for details.
Fig. 3: Non-Iuminescent
secondary quartz associated with fluid inclusions. Also shown is a pattern of dark spots interpreted as
pores and larger defect structures in the quartz crystal structure. West Uusimaa Complex, Finland.
Fig. 4: Patches of secondary quartz associated with small fluid inclusions arranged along a central healed crack. Metapelitic granulite, Wilson terrane, Antarctica.
Fig. 5 and 6: Mixed secondary quartz fillings and idiomorphic growth nucieL Sam pies from metapelitic granulite, Wilson terrane,
Antarctica (5) and quartz segregations in enderbitic (tonalitic) granulite. Bamble sector, Southern Norway (6).
Plate 2: CL photographs
of quartz.
Fig. 1: Sandstone from the Ordos Basin, China, with dark brown luminescent cement (ZHAO 1994).
Fig. 2: Archean quartzite showing predominantly blue cathodoluminescence
effected by high Ti-concentrations.
Zoning is interpreted as a result of fluid activity during contact metamorphism. Ti was enriched in the quartz at high temperatures and subsequently lowered during cooling (VAN DENKERKHOFet al. in prep.).
Fig. 3: Quart phenocryst in Permian rhyolite showing discontinuous stepped zoning and amoebic growth textures caused by disturbance of the crystal growth (SCHNEIDER1993).
Fig. 4: Pattern of healed fractures in gold-bearing quartz veins from the Eersteling Mine (Transvaal, South Africa).
118
119
Cathodoluminescence
120
Rutschungen an der Grenze Buntsandstein/Muschelkalk
Narbert Wilczewski
(1)
& Stefan Steinmetz
(2)
Zentrum der Universität Göttingen (GZG), Abt. Angew. Geologie, Univ. Göttingen,
Goldschmidtstr. 3, 0-37077 Göttingen
Hydrogeologische Beratung Or. Steinmetz, Stettiner Str. 19a, 0-37120
Bovenden-Lenglern
Im germanischen Faziesraum der Trias streichen an der
Grenze vom Buntsandstein zum Muschelkalk gut geklüftete
Kalksteine über Tonsteinen zutage aus. Die rund 100 Meter
mächtigen Kalksteine des Unteren Muschelkalks lassen
dort, wo keine nennenswerte wasserhemmende
Überdeckung vorhanden ist, das Niederschlagswasser
ungehindert
bis auf die Tonsteine des Oberen Buntsandsteins (Röt 4)
hindurchsickern.
Über den Tonsteinen stauen sich diese
Wässer abhängig vom Gebirgsbau in mehr oder weniger
stark verzweigten Karstgerinnen, treten in Quellen zutage
oder werden mit etwas Glück in Bohrungen oder Stollen als
Grundwasser erschlossen. In jedem Fall aber bedingt der
Wasserstau
ein ständiges oder auch vorübergehendes
Aufweichen der Tonsteine, sodass die Scherfestigkeit auf
der Röt 4-Schichtfläche
erheblich herabgesetzt ist. Der
aufliegende
Kalkstein-Block
wird beim Einfallen
der
Schichtung aus dem Hang heraus nicht mehr getragen und
rutscht zu Tal. Dieser Vorgang ist mit Hinweis auf das geeignete Klima (insbesondere hohe Niederschlagstätigkeit)
progressiv und endet weitgehend erst dann, wenn sich ein
vergleichsweise niedriger Böschungswinkel und eine stabilisierende Schicht von Hangschutt am Fuß der Böschung
gebildet hat. Diese Hänge sind heute stabil, jedenfalls solange nicht durch Baumaßnahmen das Gleichgewicht nachhaltig gestört wird. Diese Art der Rutschung ist nur durch die
Klimaverhältnisse im Pleistozän zu erklären. In diesen Zeiten, in denen Dauerfrostböden in den gletscherfreien Regionen im Sommer bis in Teufen um 100 Meter auftauten,
wurden nicht nur die Tonsteine des Röt aufgeweicht, sondern es baute sich talwärts gerichtet zusätzlich ein auf die
Kluftkörper gerichteter Kluftwasserschub
auf, der dann
hausgroße Blöcke im Verbund ins Vorland rutschen ließ.
Diese ortsfremden Muschelkalkschollen sind von BERNHARD
(1968) aus Nordhessen beschrieben und kommen nicht
selten in der Gegend von Meiningen in Thüringen vor
(FRANTZEN1889).
Zu den Gebirgsauflockerungen
infolge pleistozänen
Kluftwasserschubs
zählen auch die weit offenen, meist
unverfüllten Kluftfugen im Mittleren Buntsandstein, die beim
Bau der Sinntalbrücke (Rhönautobahn A7) am Südhang in
den Baugruben für die Brückenpfeiler angetroffen wurden.
In der Baugrube, die dem Talboden am nächsten kam,
waren die größten Öffnungsweiten zu erkennen (Abb. 1).
Hangwärts wurden die Öffnungsbeträge immer kleiner. - Für
den Bau der Brücke war es bedeutsam, dass es sich hierbei
um einen erdgeschichtlich abgeklungenen Vorgang handelt,
sodass die Gründung der Brücke nach Verfüllen der Hohlräume mit Zementinjektionen
bzw. mit Betonplomben konventionell erfolgen konnte.
Die
häufigste
Ursache
für
die
weitverbreiteten
Rutschungen
an der Grenze vom Buntsandstein
zum
Muschelkalk ist die Gipsauslaugung an der Basis des Röts.
Mehrere Meter Gips kommen im Röt 1 in Südniedersachsen
und in Thüringen vor. Am Ostrand des Göttinger Waldes
sind
die
von
ACKERMANN (1959)
beschriebenen
Typlokalitäten.
Bei mehreren
Kartierkursen
wurde dort
immer wieder gezeigt, dass die Schichten an der Grenze
vom Buntsandstein zum Muschelkalk mit geringer Neigung
zum Berg hin einfallen. Also können die Kalksteinblöcke des
Unteren Muschelkalks nicht auf der Schichtung abgleiten
oder durch "Tiefkriechen", wie es TRZCINSKIJ(1974) aus
Sibirien beschreibt, verstellt werden oder im Tonstein des
1
88
2
3a
3b
Weiterfließen
des Schutts
Abtranspart
der Schollen
---
Abb. 1: Weit geöffnete Kluftfugen in der Baugrube eines Brückenpfeilers der Sinntalbrücke (Rhönautobahn).
E.."!~,~te Obersteilung
der Trauf
Abb. 1: Profilfolge von Massenverlagerungen an der Grenze vom
Buntsandstein zum Muschelkalk nach ACKERMANN(1959) aus
Archivunterlagen von ACKERMANN.
121
Rutschungen an der Grenze Buntsandstein/Muschelkalk
Röts rotieren, wie es die Ackermann'schen
Profile immer
wieder zeigen (ACKERMANN1959). Abb. 1 zeigt eine solche
Profilfolge aus Archivunterlagen von ACKERMANN.
Das Schichteinfallen am Ostrand des Göttinger Waldes
bedingt aber, dass das Grundwasser vom Tal her zum Berg
hin das Gipslager laugt. Viele Dolinen im Vorland bestätigen
diesen auch heute noch nicht abgeschlossenen Effekt. Der
so entstandene Hohlraum kollabiert und eine Scholle von
Röttonsteinen mit darüber liegenden Kalksteinen des Unteren Muschelkalks rotiert zum Tal hin, wie es ein Profil am
Steilhang des Krummen Altars 600 Meter östlich der Burg
Plesse zeigt (Abb. 2). Dies ist der Anfang der Rutschungen,
die sich über aufgeweichten Tonsteinen des Röthanges
dann so weiter abwärts bewegen, wie es ACKERMANNin
seiner klassischen Arbeit beschrieben hat und wie es an der
Rutschung auch heute noch (ACKERMANN 1953) an der
Mackenröder Spitze beobachtet werden kann. Natürlich
kann es nach der Gipsauslaugung auch zum Sacken der
Scholle zum Berg hin kommen, sodass antithetische Lagerungsformen entstehen. Solche Bewegungsmechanismen
werden auch von der RötlWellenkalk-Schichtstufe
in Thüringen beschrieben (JOHNSEN1981). Die im Verbund transABRISSSCHLUCHT
NW
II
HOHE300m
SE
ABRISSKANTE
NN
I
STRASSE ZUR
BURGRUINE PLESSE
I
HOHENWEG
I
GELBE KALKSTEINE (muO)
.380 m NN
mu 0
mur.360
.340
.320
KALKSTEINE
mu 1
s-.;TONSTEINE
.300
TONSTEINE
.280
.260
KOLLABIERTER HOHLRAUM
SANDSTEINE
Gips
So
(Sm)
SOm
Abb. 2: Profil durch die Abrissschlucht
Gipslager.
am Krummen Altar 500 m nordöstlich der Burg Plesse mit abgesackter
Scholle über ausgelaugtem
GROSSERTURM(PLESSESTRASSE MIT
BURGGRABEN
SW
NE
muO
-365m NN
muW1
PLESSEWEG
WEINBERGWEG
~
OBERER
BUNTSANDSTEIN
-265m NN
(SO)
So
Sm
MITIL. BUNTSANDSTEIN
(Sm)
HORIZONTDERSCHAUMKALKBÄNKE
,,
muT
HORIZONTDERTEREBRATELBÄNKE
muO
HORIZONTDEROOLITHBÄNKE
muW1 WELLENKALKFOLGE
1
Abb. 3: Profil durch die Abschiebung
122
So
OBERERBUNTSANDSTEIN
Sm
MITIL. BUNTSANDSTEIN
an der Burg Plesse.
Wilczewski, N. & Steinmetz, S.
portierten Muschelkalkschollen sind entlang des Ostrandes
des Göttinger Waldes überall verstellt, so dass es nicht
verwundert, dass die stark verstellten Muschelkalkschichten
unterhalb der Burg Plesse lange als Rutschscholle angesehen wurden. Auch auf der Geologischen Karte von STillE
(1929) ist die zugehörige Verwerfung (Abb. 3), die sich an
der Burgbergnase eindeutig nachweisen lässt, nicht erkannt
worden. Erst MEYER(1985) erkannte die Verwerfung bei
Ausgrabungen zwischen den beiden Türmen, da dort anstehender Gelbkalkstein angetroffen wurde. MEYERverwechselte aber diese Gelbkalke mit denen der Schaumkaikbänke. Dieser Verwerfung verdankt die Burgbergnase
ihr Plateau, auf dem die Burg errichtet wurde. Der Versatz
geht auf eine Schichtverbiegung, die parallel zur Hauptrandverwerfung des Leinetalgrabens streicht, zurück. Der
Versatzbetrag von rund 50 Metern ist bereits am Hangfuß
des Burgberges wieder im Vergleich zur Höhenlage der
Schichten im Göttinger Wald egalisiert. Das Gipsvorkommen am Friedhof Eddigehausen verdankt dieser Lagerungsform seine Existenz. Diese Verwerfung erklärt auch,
weswegen im Burgbereich alle Versuche, einen Brunnen zu
graben zum Scheitern verurteilt waren. Sollte der Versuch je
unternommen worden sein, so ist mit Sicherheit anzunehmen, dass der Brunnen wieder verfüllt wurde, da er kein
Wasser förderte.
Die Vorstellung des Initialen Abbruchs infolge
Versteilung des Hanges mit einem grundbruchartigen
Versagen der Tragfähigkeit der Rötschichten unter einer
Scholle von Kalksteinen des Unteren Muschelkalks, wie es
ACKERMANN
(1953) den Typus von den Fuchslöchern nennt,
kommt so gut wie gar nicht in Betracht. Zumindest ist dem
Verfasser diese Form des Böschungsbruchs an der Grenze
vom Buntsandstein zum Muschelkalk nicht bekannt. Dort,
wo im Untergrund kein Gips ausgelaugt wird und kein
Aufweichen der Rötschichten an der Grenzregion stattfindet,
gibt es prächtige, seit langer Zeit stabile Hänge entlang des
Maintals bei Karlstadt, wo die harten Leitbänke aus
sparitischem Kalkstein an den Prallhängen des Mains seit
dem Altpleistozän herauspräpariert sind und gegenüber von
Karlstadt die Ruine Karlburg sicher tragen. Aber auch dort
kommt es zu Rutschungen, die dann ihren Ursprung in
Abschiebungsflächen haben. Diese Abschiebungen sind die
Schwachstellen im Gebirge. Am Kalbenstein verläuft eine
solche Abschiebung mit sehr geringem Versatzbetrag
(WllCZEWSKI 1983). Im Zusammenhang mit dem
Jahrtausendhochwasser von 1784, das am Torbogen des
Maintors in Karlstadt vermerkt ist, kam der Schutt am Fuße
des Hanges unter Auftrieb, sodass die Rutschung ausgelöst
wurde. Später (1965) ist diese Rutschung wieder aufgelebt,
und da die Bahntrasse gefährdet war, hat das Ereignis
große Aufmerksamkeit erregt. Gips an der Basis des Röts
scheidet als Initialursache hier aus, da die Fazies des Röts
in Unterfranken nahezu gipsfrei ist. Die Abschiebungen im
Unteren Muschelkalk haben aber auch bei der Anlage von
Steinbrüchen eine u. U. entscheidende Bedeutung. Man
baut in Richtung des Streichens der Verwerfungen ab, um
Rutschungen zu vermeiden. Eine solche Rutschung
ereignete sich im großen Steinbruch des Zementwerkes in
Karlburg und war Grund dafür, die Abschlaghöhe auf das
geforderte Maximalmaß von 30 Metern gegenüber weit über
100 Metern zuvor, herabzusetzen.
Resümee
Es zeigt sich also, dass die Rutschungen an der Grenze
vom Buntsandstein zum Muschelkalk sehr unterschiedliche
Ursachen haben und dass es enge Bezüge zum Wasserhaushalt und zur Bodenmechanik gibt. Voraussetzung für
die rechnerische Erfassung ist aber das richtige geologische
Modell unter Einbezug der Geschichte also auch des Faktors Zeit, was selbst heute dem geländeentwöhnten Geologen mehr und mehr schwer fällt. Jede Rutschung ist ein
Individuum; Kein Ort gleicht dem Anderen; immer sind mehr
unbekannte Größen als Gleichungen vorhanden und dennoch gelten geologische Grundmuster. Diese Muster vorzustellen, war hier das Ziel. Die Stabilität eines Hanges zu
beurteilen, erfordert aber immer wieder sorgfältigste Kartierung durch Geländebegehung und wenn notwendig auch
weitere indirekte und direkte Aufschlüsse, um das Modell
weiter zu verfeinern und die gemachten Angaben zu bestätigen. Freilich wird es immer auch eine Frage der Bedeutung einer Rutschung sein, ob und wie viel in eine Untersuchung investiert werden kann oder muss. STINY(1922) hat
einmal gesagt: "Der Geologe darf nie mehr versprechen als
er halten kann". Wir meinen, dass wir uns dies gerade in
unserer Zeit wieder in Erinnerung rufen sollten, wo die Zusammenarbeit zwischen Geologen und Ingenieuren erneut
auf dem Prüfstand steht. So ist die Beschreibung einer
Rutschung eine geologische Aufgabe, die Stabilisierung
eines Rutschhanges ein Ingenieurproblem. Das Gesamtprojekt setzt aber immer die freimütige Zusammenarbeit
aller Beteiligten voraus. Aber gerade daran hapert es heute
häufig.
Aus der Vergangenheit lernen, in die Zukunft vorausschauen und in der Gegenwart die Gefahren der Natur in
Zusammenarbeit mit den Ingenieuren und Bauherren zu
beherrschen, macht den Reiz der Ingenieurgeologie aus.
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