Das Erzgebirge
Ein Deckenstapel mit hochmetamorphen Gesteinen
Das Erzgebirge ist die komplexeste und komplizierteste geologische Einheit in Sachsen. Es gehört zur allochthonen Domäne des Saxothuringikums und besteht aus einem Stapel tektonischer Decken, welche aus verschiedenen metamorphen Gesteinen wie Gneis, Glimmerschiefer, Amphibolit, Eklogit, Serpentinit und Phyllit aufgebaut sind. Diese Gesteine haben sich bei unterschiedlichen Druck- und Temperaturbedingungen gebildet. Strukturell umfasst das Erzgebirge mehrere Gneiskerne, die von einer Gneishülle und einer Schieferhülle umgeben werden.
Einen sehr anschaulichen und gut verständlichen populärwissenschaftlichen Überblick über die Geologie des Erzgebirges gibt Sebastian (2013). Fachartikel mit neueren Erkenntnissen wurden von Schönig et al. (2019), Stephan et al. (2019) und Hallas et al. (2021) veröffentlicht.
Um die Geologie des Erzgebirges zu verstehen, kombinieren Geowissenschaftler verschiedene Untersuchungsmethoden. Strukturgeologen untersuchen Deformationsstrukturen, die in den Gesteinen gefunden werden, insbesondere die Foliation und die Streckungslineare. Diese geben Hinweise auf Richtung und Charakter der tektonischen Bewegungen, die zur Deformation und Metamorphose führten. Petrologen untersuchen die unterschiedlichen metamorphen Mineralassoziationen, welche die Gesteine aufbauen. Diese bilden sich unter bestimmten Druck- und Temperaturbedingungen, die darüber Aufschluss geben, in welcher Tiefe und bei welchen Temperaturen die metamorphe Überprägung stattfand. Verwendet man zusätzlich Methoden der geochemischen Gesteinsanalyse sowie der radiometrischen Altersdatierung, kann man auch das Ausgangsgestein und die zeitliche Entwicklung von Metamorphose und Deformation charakterisieren. Aus der Synthese aller Daten lässt sich die Entwicklungsgeschichte des Erzgebirges rekonstruieren.
Der Gneiskern
Das richtungslose körnige Gefüge eines Metagranits (unten links) geht durch duktile Scherung in das geschieferte, feinkörnigere Gefüge eines Orthogneises über (obere Bildhälfte), Aufschluss an der Lochmühle im Natschungtal.
Orthogneis vom Vogeltoffelfelsen bei Ansprung. Die progressive Scherung des Granits führte zur Anlage einer anastomosierenden (wechselständigen) Foliation durch Einrgelung der Glimmer (dunkel, unterer Bildteil) sowie duktile Deformation von Quarz und Feldspat (hell, unterer Bildteil). Durch deformationsbedingte Korngrößenverkleinerung bildete sich ein Scherband mit paralleler Schieferung aus (im oberen Bildteil). Die assymetrische Form der Feldspatklasten zeigt eine einfache Scherung des Tops nach links und der Basis nach rechts an (gelbe Pfeile).
Augengneis aus dem Natschungtal, bei dem grobe Feldspäte in einer feinen, geschieferten Gesteinsmatrix liegen. Auch hier zeigt die assymetrische Form der Feldspäte eine einfache Scherung mit Top nach links und Basis nach rechts an.
Die Kerngneise bilden die unterste Struktureinheit des Erzgebirges. Sie treten in den Gneiskomplexen von Freiberg, Lauenstein und Reitzenhain-Katharinaberg auf. Sie werden von Rötzler (1995) als Gneis-Amphibolit-Einheit bezeichnet, da in den Gneis Amphibolit eingeschaltet ist. Der Metamorphose-Peak für diese Gesteine wurde bei einer Versenkungstiefe von 30-36 Kilometern und 620-650 Grad Celsius erreicht (Rötzler 1995). Diese Bedingungen entsprechen mittleren Drücken (MP) und mittleren Temperaturen (MT) und sind typisch für eine Regionalmetamorphose in einer orogenen Kollisionszone. Ein petrologisches Gleichgewichtsstadium, welches die Bildung der Hauptfoliation anzeigt, wurde in 25 Kilometern Tiefe bei ca. 630 Grad Celsius erreicht (Rötzler 1995).
Die Kerngneise entwickelten sich aus magmatischen Ausgangsgesteinen und werden deshalb als Orthogneise bezeichnet. Charakteristisch für sie ist das Auftreten von Kalifeldspat. Geochemische Signaturen und radiometrische Altersdatierungen erlauben es, sie in zwei Typen zu unterteilen.
Der Kerngneis vom Typ 1 kommt in den Gneiskomplexen von Freiberg und Lauenstein vor. Im Chemismus (z.B. K2O/Na2O, Cr- und Ni-Gehalte) sowie mit einem Kristallisationsalter von 550-530 Millionen Jahren entspricht er dem cadomischen Lausitzer Granodiorit (Kröner et al. 1995; Tichomirowa et al. 1996).
Der Kerngneis vom Typ 2 tritt im Gneiskomplex von Reitzenhain-Katharinaberg auf. Er weist höhere SiO2- und K2O-Gehalte auf als der Kerngneis vom Typ 1, was gemeinsam mit der Spurenelementsignatur belegt, dass das Ausgangsgestein ein Granit war (Mingram 1996). Radiometrische Datierungen ergaben ein Kristallisationsalter von ca. 480 Millionen Jahren (Tichomirowa 2003), es handelt sich also um einen umgewandelten ordovizischen Granit.
Die Gneishülle
Die Gneishülle befindet sich zwischen den Gneiskernen und der Schieferhülle. Sie ist großflächig im Erzgebirge östlich der Linie Geyer-Zschopau anzutreffen, u.a. in den Gneiskomplexen von Sayda und Annaberg-Buchholz. Sie beinhaltet die von Rötzler (1995) ausgehaltene Gneis-Eklogit-Einheit. Eklogit entsteht bei höheren Drücken als Amphibolit, was zeigt, dass sich die Gesteine der Gneishülle in größeren Tiefen als die Kerngneise der Gneis-Amphibolit-Einheit bildeten. Die Platznahme der Gneis-Eklogit-Einheit auf der Gneis-Amphibolit-Einheit wird durch den Transport der Gesteine aus größeren Tiefen entlang von großen duktilen Scherzonen erklärt (Willner et al. 2002, Kroner er al. 2007).
Dabei wurden die Gesteine unterschiedlich stark deformiert. In wenig deformierten Gesteinen, den Protomyloniten, die meist linsenförmig auftreten, ist das Ausgangsgestein noch zu erkennen. Mittelstark deformierte Gesteine, die Mylonite, weisen eine wechselständige (anastomosierende) Foliation auf, welche grobe Kristalle umfließt. Solche Gesteine werden als Augengneise bezeichnet, wenn die groben Kristalle Reste des Ausgangsgesteins darstellen. Sie werden als Blastomylonite bezeichnet, wenn die groben Kristalle bei oder nach der Deformation neu gewachsen sind. Flammengneise sind teilgeschmolzene Gesteine, in welchen sich helle und dunkle Lagen abwechseln. Ultramylonite wurden vollständig deformiert. Sie sind feinkörnig und engständig geschiefert.
Hinsichtlich des Ausgangsgesteins und der Peak-Metamorphosebedingungen können in der Gneishülle zwei Gesteinstypen unterschieden werden: Muskowit-(Ortho)-gneis und Paragneis.
Der Muskowitgneis
Auf einer Foliationsfläche im Gneis sind Hellglimmer (metallisch glänzende Blättchen) eingeregelt (Muskowitgneis, Talkanzel).
Schaut man schräg zur Foliationsfläche auf das Gestein, kann man stark ausgelängte Mineralkörner sehen, die auf eine starke Deformation und Mylonitisierung des Gesteins hinweisen.
Der Serpentinit von Zöblitz mit Einsprenglingen von Chlorit (grün) und Granat (rot) kommt als Einschluss im Muskowitgneis vor.
Der Muskowitgneis ist das typische Gestein der Gneis-Eklogit-Einheit. Er hat einen ähnlichen Chemismus wie der Kerngneis vom Typ 2 und wird als Orthogneis interpretiert, der sich von einem Granit oder Rhyolith ableitete. Radiometrische Datierungen ergaben Kristallisationsalter von ca. 480 Millionen Jahren (Tichomirowa 2003). Der Hellglimmer Phengit bildete sich bei der Metamorphose und war Pate für die Namensgebung durch Credner (1887), denn Muskowit ist ebenfalls ein Hellglimmer. Phengit belegt als Hochdruck-Mineral die Bildung des Gneises in einer Subduktionszone. Weitere Hochdruck-Minerale, die im Gneis bzw. im damit vergesellschafteten Eklogit gefunden wurden, sind Disthen und Coesit.
Spektakulär war die Entdeckung von Mikrodiamanteinschlüssen im Muskowitgneis an der Saidentalsperre durch Massonne (1998). Diese belegen, dass der Gneis Drücke von mindestens 3,4 Gigapascal erlebt haben muss, was eine Versenkung in 100-120 Kilometer Tiefe anzeigt. Für in den Muskowitgneis eingeschaltete Eklogite wurden Peak-Metamorphosebedingungen von ca. 90 Kilometern und 850 Grad Celsius bestimmt (Schmädicke 1994). Diese Metamorphosebedingungen entsprechen ultrahohen Drücken (UHP) und hohen Temperaturen (HT). Für die Gesteine der Gneis-Eklogit-Einheit können petrologische Daten einen so schnellen Aufstieg in ca. 45 Kilometer Tiefe belegen, dass die Gesteine dabei kaum abkühlten (Schmädicke 1994). Muskowitgneis und Eklogit werden besonders im Zentrum der Gneishülle angetroffen und sind von Scherzonen umgeben.
Der Paragneis
Bei Obermittweida tritt ein Paragneis auf, der deutlich als metamorphes Konglomerat zu erkennen ist. Im Anschnitt senkrecht zur Scherrichtung sind die Kiesgerölle nur wenig ausgelängt.
Der Paragneis von Obermittweida in einem Anschnitt parallel zur Scherrichtung. In dieser Richtung sind die Gerölle stark ausgelängt und werden im unteren Bildteil zu hellen Bändern, deren sedimentärer Ursprung kaum noch zu erkennen ist.
Flammengneis ist ein Gestein, welches bei der Deformation teilweise geschmolzen wurde. Der Altbestand (Paläosom) ist in dunklen Bereichen erhalten (oben rechts, Linse unter dem Geldstück). Die ausgeschmolzenen und neu kristallisierten Bereiche (Neosom) sind in den mittel- und hellgrauen Lagen enthalten.
Gneis vom Fritzschotenbüschel bei Ansprung. Hier wird der Flammengneis (oben) durch Scherung (unten) in einen feinkörnigen parallel foliierten Ultramylonit deformiert, der als dichter Gneis bezeichnet wird. Bei sehr genauer Betrachtung des Gesteins kann man im dichten Gneis gescherte Flammen erkennen.
Die Scherzonen, welche den Muskowitgneis umgeben, werden überwiegend aus Paragneis aufgebaut. Der Paragneis besteht vornehmlich aus Plagioklas und Quarz. Kalifeldspat spielt im Unterschied zu den Orthogneisen nur eine untergeordnete Rolle oder fehlt. Geochemische Signaturen erlauben es, die Entstehung des Gneises aus Grauwacke-Sedimenten herzuleiten (Mingram 1996 und Tichomirowa 2003). Das Alter der Ausgangsgesteine von ca. 570 Millionen Jahren stimmt mit dem der Lausitzer Grauwacke überein, sodass diese als Protolith der Paragneise angesehen wird (Tichomirowa 2003).
Für den Paragneis hat Rötzler (1995) Metamorphosebedingungen von 64 Kilometern Tiefe und 800 Grad Celsius bestimmt. Das sind Hochdruck (HP) und Hochtemperatur (HT)-Bedingungen. Jedoch sind die Drücke so viel niedriger als im Muskowitgneis, dass sich die Minerale Coesit und Diamant nicht bilden konnten. Der Unterschied zu den Druck-Temperatur-Bedingungen der Gneis-Eklogit-Einheit kann dadurch erklärt werden, dass die ständige Deformation in den Scherzonen während des Aufstiegs der Gesteine aus großen Tiefen zur Rekristallisation der Mineralien unter verschiedenen Druck- und Temperatur-Bedingungen führte. Dadurch stellten sich die Mineralgleichgewichte immer wieder neu ein und passten sich den veränderten Umgebungsbedingungen an. So blieben die Peak-Metamorphosebedingungen nicht erhalten (Hallas et al. 2021).
Für die Bildung der Hauptfoliation in der Gneishülle wurde eine Tiefe von 20-30 Kilometern und eine Temperatur von ca. 600 Grad Celsius ermittelt (Rötzler 1995). Weitere Mineralassoziationen zeigen eine Abkühlung auf 450 Grad Celsius in ca. 10 Kilometer Tiefe an (Schmädicke 1994, Rötzler 1995).
Die Schieferhülle
Glimmerschiefer vom höchsten Punkt von Neuhermannsdorf mit Granat (rot-braune Punkte). Die engständigen Foliationsflächen sind verfaltet (unterhalb des Taschenmessers). Ein Quarzgang (weiß) hat bei der Deformation spröd reagiert und bildet Boudins (Bruchkörper).
Am Stümperfelsen in Hammerunterwiesenthal sind im Glimmerschiefer Boudins (Bruchkörper) von Eklogit eingeschaltet. Eklogit ist ein Gestein, welches sich in mindestens 35 Kilometern Tiefe bei hohen Drücken bildet.
Phyllit aus Rehefeld Zaunhaus mit Plagioklasblasten, die wahrscheinlich unter grünschieferfaziellen Bedingungen gewachsen sind.
Die Schieferhülle bildet die strukturell am höchsten gelegene Einheit des Erzgebirges. Sie besteht aus vier Decken unterschiedlichen Metamorphosegrades.
Die Glimmerschiefer-Eklogit-Einheit besteht aus einer Vergesellschaftung von Glimmerschiefer, Gneis und Eklogit. Sie zieht sich von Oberwiesenthal bis nach Langenstriegis. Für die Eklogite dieser Einheit wurden Peak-Metamorphosebedingungen von 80 Kilometern und 600 Grad Celsius bestimmt (Schmädicke 1994), für die Glimmerschiefer Bedingungen von 36 Kilometern und 520-580 Grad Celsius (Rötzler et al. 1998). Diese Metamorphosebedingungen entsprechen Hochdruck (HP) und Niedrigtemperatur (LT)-Bedingungen. Beide Gesteine beinhalten retrograde metamorphe Mineralassoziationen, die Bedingungen von 24-27 Kilometern Tiefe 550-600 Grad Celsius anzeigen (Rötzler et al. 1998, Schmädicke 1994).
Die Glimmerschiefer-Eklogit-Einheit wird von der Granat-Phyllit-Einheit überlagert, die sich von Johanngeorgenstadt über Aue nach Ost-Chemnitz zieht. Diese besteht aus schlecht kartierbaren Granat-, Chlorit-, und Graphit-haltigen Phylliten mit Einschaltungen von Amphibolit und Quarzit. Im Gegensatz zu den Glimmerschiefern sind die Granat-Phyllite nicht mit Eklogit und Gneis vergesellschaftet. Von der Phylllit-Einheit unterscheidet sich die Granat-Phyllit-Einheit durch das Auftreten des metamorphen Minerals Granat, welcher im Gelände häufig schwer zu finden ist und unterm Mikroskop identifiziert werden muss. Es gibt keinen markanten Übergang zwischen beiden Einheiten. Für die Granat-Phyllit-Einheit wurden Metamorphosebedingungen von 30 Kilometern Tiefe und 480 Grad Celsius bestimmt (Rötzler et al. 1998, Schumacher et al. 1999). Das entspricht Mitteldruck (MP) und Niedrigtemperatur (LT)-Bedingungen.
Die Phyllit-Einheit besteht aus granatfreiem Phyllit und zieht von Schöneck /Vogtland in Nordost-Richtung über Schneeberg bis Chemnitz. Sie weist Peak-Metamorphosebedingungen von 6 Kilometern Tiefe und 300 Grad Celsius auf. Das sind Niedrigdruck (LP)-Niedrigtemperatur (LT)-Bedingungen.
Die Tonschiefer-Einheit wurde kaum metamorph überprägt. Aufgrund der sehr niedrigen Metamorphosebedingungen, die sie erlebt hat, wird sie als Sehr-Niedrigdruck-(VLP) und Sehr-Niedrigtemperatur (VLT)-Einheit eingestuft.
In ihrer bahnbrechenden Arbeit hat Mingram (1996) mit Hilfe geochemischer Daten den Nachweis erbracht, dass alle Deckeneinheiten der Schieferhülle aus den gleichen paläozoischen Sedimenten der thüringischen Faziesreihe abgeleitet werden können. Die variable Erscheinung der Gesteine, die man heute im Gelände findet, ist lediglich eine Folge der verschieden starken metamorphen Beanspruchung bei unterschiedlichen Versenkungstiefen. Die Metamorphite der Frauenbach-Folge treten als Feldspat-arme metamorphe Gesteine, die Metamorphite der Phycoden-Gruppe als Albit-reiche metamorphe Gesteine und die Metamorphite der Gräfenthaler Gruppe als Graphit-reiche metamorphe Gesteine in Erscheinung. Mit zunehmendem Metamorphosegrad der Gesteine wird die Mächtigkeit der ordovizischen Sedimentabfolge immer geringer, da die mit der Versenkung und Exhumierung verbundenen Scherungen zu einer Reduktion der Profile führten. Außerdem wurden die Gesteine bei zunehmender Druck- und Temperaturerhöhung stärker kompaktiert und entwässert, was ebenfalls zur Verringerung der Profilmächtigkeit beitrug.
Strukturgeologische Daten
Bei der Versenkung, Exhumierung und Relativbewegung der Gesteinseinheiten zueinander wurden die Gesteine deformiert. Sie beinhalten deshalb zahlreiche Deformationsstrukturen, aus denen sich tektonischen Prozesse während der Gebirgsbildung rekonstruieren lassen.
Die älteste Deformationsphase D1 steht mit der Versenkung der metamorphen Gesteinseinheiten im Zusammenhang. Sie ist im Erzgebirge nur in von der Scherung verschonten Bereichen zu finden, z.B. in Eklogit-, Serpentinit- sowie in Amphibolitlinsen (Schmädicke 1994, Nega 1998) und in reliktischen Falten. Im Granulit-Massiv dagegen sind Strukturen dieser Deformationsphase flächendeckend erhalten. Sie wird charakterisiert durch Nordost-gerichtete Streckungslineare, was einen Transport der Gesteine in diese Richtung anzeigt. Diese Strukturen werden als Ausdruck der kontinentalen Nordost-gerichteten Subduktion und Krustenstapelung während der variszischen Gebirgsbildung interpretiert (Kroner et al. 2007). Sie bildeten sich in zwei unterschiedlichen tektonischen Regimes, die durch verschiedene geothermische Gradienten gekennzeichnet sind: bei regionalmeatamorphen Mitteldruck (MP)- Bedingungen, wie sie für kontinentale Kollisionszonen typisch sind, sowie unter Hochdruck (HP)-Bedingungen, wie sie für Subduktionszonen typisch sind. Die Gesteine aus diesen beiden tektonischen Settings gelangten erst während ihrer Exhumierung nebeneinander.
Die Deformationsphase D2 hängt mit der der Exhumierung der Hochdruck-Einheiten sowie der Bildung der Gneiskerne zusammen.
Steckungslineare und Schersinnindikatoren aller Einheiten fallen nach Westen oder Nordwesten ein und zeigen einen Transport der Gesteine in diese Richtungen an (Willner et al. 2002). Das heißt, die tief versenkten Hochdruck-metamorphen Muskowit- und Paragneis-Einheiten wurden in Westrichtung in die Mittelkruste hinein transportiert. Dabei wurden sie in einer großen kanalähnlichen Scherzone zwischen die Kerngneise und die Schieferhülle geschoben. Es entstand ein inverses Metamorphoseprofil mit Metamorphosesprüngen an den Deckengrenzen.
Dabei bildete sich ein stark verdickter Krustenstapel, welcher eine hohe potentielle Energie und Auftriebskraft aufwies, sodass er zerglitt. Die Gneiskerne sowie die Hauptfoliation, welche das auffälligste Gefüge des Erzgebirges ist, bildeten sich in dieser Phase. Die Hauptfoliation überprägt ältere Strukturen und Gefüge. Sie ist in allen Einheiten anzutreffen und weist ein umlaufendes Streichen auf, das heißt, sie fällt im Norden nach Norden ein, im Nordwesten nach Nordwesten usw. Die Kerngneise bilden die Zentren (Kossmat 1925, Willner et al. 2002). Die Gesteine aller Einheiten des Erzgebirges lagern konform zur Hauptfoliation, was darauf hinweist, dass sie zur Bildung dieses Gefüges einem einheitlichen tektonischen Spannungsfeld ausgesetzt waren. Scherbänder, welche die Hauptfoliation schneiden, belegen den Übergang zur sprödduktilen Deformation. Sie fehlen in den Muskowitgneisen im Zentrum der Gneishülle.
Am Ende der tektonischen Entwicklung fand die Deformationsphase D3 statt, welche besonders in den Einheiten der Schieferhülle am Nordwest-Rand des Erzgebirges aber auch an der Nordflanke des Gneiskomplexes von Reitzenhain-Katharinaberg Strukturen hinterlassen hat (Sebastian 1995, Nega 1998, Hahn et al. 2005). Diese Deformationsphase manifestiert sich in einem weitspannigen Faltenbau mit Nordost-gerichteten Faltenachsen und Südost-gerichteter Einengung. Diese Deformationsphase wird als finale Einengungsphase der Gebirgsbildung interpretiert.
Wichtig für das Verständnis der variszischen Gebirgsbildung ist, dass alle drei Deformationsphasen an einem konvergenten Plattenrand stattfanden. Die Gefüge der Deformation D1 zeigen die konvergente Plattenbewegung an. Aufgrund ihrer geringen Dichte im Verhältnis zum Erdmantel, wurden einige der tief subduzierten Gesteine wieder nach oben transportiert. Es kam zur Krustenstapelung.
Im weiteren Verlauf der Gebirgsbildung überstieg als Folge der Krustenstapelung die Auftriebskraft die plattentektonische Kraft der Einengung, sodass das Gebirge »zerfloss«. Die steilen bis vertikalen Bewegungen, welche während D1 zur Versenkung und Exhumierung der Hochdruck-Einheiten geführt hatten, gingen in flache West-gerichtete Bewegungen der Deformationsphase D2 über. Ein Indiz dafür, dass bei D2 ein lokales Kräftefeld wirkte, ist die Bildung umlaufender Strukturen um die Gneiskerne des Erzgebirges, welche die Zentren des zergleitenden Deckenstapels darstellten.
Nach dem Zergleiten des Deckenstapels fanden die letzten einengenden Bewegungen der Gebirgsbildung statt, die Deformationen der Phase D3. Strukturen, welche diese Deformationsphase belegen, sind besonders in den niedrig metamorphen Einheiten erhalten, da diese nicht in D1 und zum Teil in D2 einbezogen waren, sodass die entsprechenden Strukturen fehlen.
Metamorphose- und Deformationsalter
Neben Mineralen aus dem Ausgangsgestein, kann man auch metamorphe Mineralbildungen datieren, und erhält so ein Alter des metamorphen Ereignisses oder Prozesses, bei dem ein Mineral entstanden ist. Datiert man verschiedene Minerale, kann man den Metamorphosepfad von Gesteinen rekonstruieren.
Der älteste Metamorphose-Peak wurde mit 370-340 Millionen Jahren in den Gesteinen der Schieferhülle datiert (Werner 1998). Dieses Alter belegt, dass die paläozoischen Sedimente des Schelfs von Gondwana bereits im späten Devon gestapelt und metamorphisiert wurden.
In den Gneiskernen sowie in der Gneishülle wurden einheitliche Alter von ca. 340 Millionen Jahren datiert, die als Metamorphosehöhepunkt interpretiert werden (Kröner und Willner 1998, Quadt und Günther 1999, Mingram und Rötzler 1999). Das Hochdruckmineral Phengit wurde von Werner und Lippoldt (2000) ebenfalls mit ca. 340 Millionen Jahren datiert. Das heißt, der Metamorphosehöhepunkt in der Subduktionszone sowie in der kontinentalen Kollisionszone wurde gleichzeitig erreicht.
Die West-gerichtete Scherung in den Muskowit- und Paragneisen wurde mit 336 Millionen Jahren datiert (Hallas et al. 2021). Damit zeitgleich wurden die Schieferhülle und die Kerngneise aufgeheizt. Dieses Ereignis wurde mit 340-330 Millionen Jahren von Werner (1998) datiert. Die Entstehung der Scherbandgefüge und damit der Übergang zur spröden Deformation wurde mit 334 Millionen Jahren datiert (Hallas et al. 2021). Mit der Intrusion großvolumiger Granite vor 330 Millionen Jahren endet die tektono-metamorphe Entwicklung im Erzgebirge (z.B Gerstenberger et al. 1982, Tichomirowa und Leonhard 2010).
Interpretation
Es wurden historisch bis etwa zur Jahrtausendwende zwei Ansätze verwendet, um die geologische Situation im Erzgebirge zu interpretieren: Das lithostratigraphische Konzept, welches ein fixistisches Konzept darstellt, sowie das mobilistische Konzept, welches Horizontaltektonik und Plattentektonik miteinander kombiniert.
Die meisten geologischen Karten des Erzgebirges, welche mit viel Aufwand erarbeitet wurden, wurden in lithostratigraphischer Gliederung erstellt, sodass man auf den unter „Daten und Produkte“ verfügbaren Karten die lithostratigraphischen Namen der Einheiten verzeichnet findet. Deshalb werden sie in der Tabelle aufgelistet und den Einheitsnamen des plattentektonischen Modells gegenübergestellt.
Das lithostratigraphische Konzept wurde von Neumann (1975) und Lorenz und Hoth (1990) in Analogie zum stratigraphischen Gesetz nach Steno (1669) entwickelt, welches besagt, dass sich jüngere Sedimente immer auf älteren Sedimenten ablagern. Dem lithostratigraphischen Konzept zufolge werden metamorpher Lagenbau und sedimentäre Schichtung gleichgesetzt und die Gesteinseinheiten mit Begriffen aus der Sedimentgeologie beschrieben. Die jetzt im Gelände vorgefundene Nachbarschaft von Gesteinen repräsentiert demnach auch die Verbandsverhältnisse und ursprüngliche Tiefenabfolge bei deren Bildung. Die Lithostratigraphie war in den 1960-1990iger Jahren ein fortschrittlicher Forschungsansatz, der es erlaubte durch detaillierte lithostratigraphische Kartierung Lagerstätten zu prognostizieren. Mit Hilfe der lithostratigraphischen Kartierungsergebnisse gelang es seit den 1990iger Jahren durch neue methodische Ansätze den Deckenbau des Erzgebirges zu verstehen und zu erklären. Heute ist das lithostratigraphische Konzept überholt, denn es kann weder die Metamorphosesprünge noch die inversen Metamorphoseprofile sowie die radiometrischen Altersdaten erklären, welche in den Gesteinen des Erzgebirges angetroffen werden.
Für die geologische Interpretation des Erzgebirges im Rahmen des mobilistischen Konzepts ist wesentlich, dass hier Hochdruck (HP)-Einheiten und Mitteldruck (MP)-Einheiten koexistieren. Die HP-Komplexe belegen, dass kontinentale Kruste in Subduktionszonen in große Tiefen versenkt wurde. Thermo-mechanische Modellierungen von Boutelier et al. (2004) und Negredo et al. (2007) zeigen, dass kontinentale Kruste aufgrund ihrer niedrigen Dichte nur bis zu einer Mächtigkeit von 20 Kilometern subduzierbar ist. Normale kontinentale Kruste hat eine Mächtigkeit von 35-40 Kilometern. In diesem Fall ist ihr Auftrieb zu hoch, um subduziert zu werden. Das heißt, damit kontinentale Kruste subduziert werden konnte, musste sie vorher ausgedünnt werden. Als Prozess, welcher die Ausdünnung verursachte, kommt das Rifting des Gondwanaschelfs im Ordovizium in Frage.
Charakteristisch für die HP-Komplexe im Erzgebirge ist das Auftreten des Muskowitgneises, welcher aus ordovizischen Magmatiten hervorgegangen ist (Mingram 1996). Das ist ein Indiz, dass es sich bei den subduzierten Einheiten um Bereiche des Schelfs von Gondwana handelt, welche von ordovizischem Rifting und dem damit verbundenen Magmatismus betroffen waren und deren Kruste ausgedünnt war.
In den Mitteldruck (MP)-Einheiten fehlen Indizien für eine Subduktion, hier treten metamorphe Mineralassoziationen auf, die typisch für kontinentale Kollisionszonen sind. Auch treten kaum ordovizische Magmatite auf, was als Indiz interpretiert wird, dass hier kein ordovizisches Rifting stattgefunden hat. Stattdessen findet man cadomische Granodiorite. Durch die cadomischen magmatischen Intrusionen war die Erdkruste so stark verfestigt worden, dass sie den Riftprozessen im Ordovizium widerstand. Somit blieb die Kruste zu dick für eine Subduktion.
Da in ganz Westeuropa diese Zweiteilung der kontinentalen Kruste auftritt, kann man davon ausgehen, dass sich auf dem cadomisch gebildeten Schelf von Gondwana im Ordovizium eine große Extensionsprovinz ausgebildet hatte. In deren Becken lagerten sich mächtige sedimentäre Abfolgen ab. Während der variszischen Gebirgsbildung wurden ausgedünnte Bereiche subduziert, während die Krustenbereiche normaler Dicke nur akkretioniert, also angelagert wurden, so z.B. der Block des Tepla-Barrandiums (Böhmische Masse).
Kroner et al. (2007, 2010) interpretieren die MP-Komplexe des Erzgebirges als randlichen Bereich des Lausitzer Blocks, weil hier metamorphe Äquivalente aller lithologischer Einheiten der Lausitz wiedergefunden werden. Der Lausitzer Block selbst kollidierte zwar, wurde aber nicht variszisch deformiert, sondern verhielt sich fest.
Die HP-Gesteine dagegen haben einen weiteren Weg hinter sich. Daten aus dem sächsischen Granulit-Massiv und Südböhmen zeigen, dass die Granulite in beiden Gebieten gleiches Ausgangsgestein, Metamorphosealter und die gleiche Isotopenzusammensetzung haben. Deshalb denken Kroner et al. (2007), dass die HP-Einheiten des Granulit-Massivs an einer kontinentalen Subduktionszone unter das Tepla-Barrandium (Böhmische Masse) subduziert wurden. Rötzler et al. (2004) interpretieren aus der Übereinstimmung von Metamorphosepfaden und Altern der HP-Einheiten des Erzgebirges und des Granulit-Massivs, dass beide gemeinsam und mit dem gleichen Mechanismus subduziert wurden. Ein thermodynamisches Modell von Kroner und Görz (2010) zeigt, dass diese Annahme physikalisch plausibel ist. Also kann man davon ausgehen, dass auch die HP-Gesteine des Erzgebirges unter das Tepla-Barrandium subduziert und aufgrund ihres großen Auftriebs im Subduktionskanal wieder in die Mittelkruste exhumiert wurden, bis sie die Unterseite des spröden Tepla-Barrandiums erreichten.
Dem Weg des geringsten Widerstandes folgend, extrudierten sie dann westwärts in den Deckenstapel der MP-Gesteine, welcher bereits von Scherzonen durchsetzt war. Diese stellten Schwächezonen dar und konnten als Bewegungsbahnen benutzt werden. Auf diese Art wurde der Deckenstapel weiter verdickt, gefaltet und gehoben, bis er instabil wurde. Beim gravitativen Zergleiten des Deckenstapels kühlten die metamorphen Gesteine so weit ab, dass sich spröde Abschiebungen bildeten. Die letzten einengenden Bewegungen zwischen Gondwana und Laurussia manifestierten sich in Falten und Überschiebungen. Mit der Intrusion großvolumiger Granite endet die tektono-metamorphe Entwicklung im Erzgebirge.
Gesteine des Erzgebirges erleben
Quellenangaben
Boutelier, D., Chemenda, A., Jorand, C. (2004): Continental subduction and exhumation of high-pressure rocks: insights from thermo-mechanical laboratory modelling. EPSL 222, 209-216.
Credner, H. (1887): Erläuterungen zur geologischen Specialkarte des Königreichs Sachsen, Maßstab 1 : 25.000.
Franke, W. (2000): The mid-European segment of the Variscides: tectonostratigraphic units, terrane boundaries and plate tectonic evolution. In: Franke, W., Haak, V., Oncken, O. Tanner, D. (Hrsg.) Orogenic processes: Quantification and Modelling in the Variscan Belt. Geol. Soc. London spec. Publ. 179, 35-61.
Gerstenberger, H., Kaemmel, T., Haase, G., Geisler, M. (1982): Zur Charakterisierung der Granite im Westerzgebirge: Rb/Sr-radiogeochronologische Untersuchungen und Spurenelementkonzentrationen. Freib. Forsch. C 389, 220–246.
Hahn, T., Wucher, K., Heuse, T., Melzer, P. (2005): Neudefinition lithostratigraphischer Einheiten im Unterkarbon (Kulm) des Thüringisch-Fränkisch-Vogtländischen Schiefergebirges. Geowiss. Mitt. Thür. 12, 19-49.
Hallas, P., Pfänder, J.A., Kroner, U., Sperner, B. (2021): Microtectonic control of 40Ar/39Ar white mica age distributions in metamorphic rocks (Erzgebirge, N-Bohemian Massif): Constraints from combined step heating and multiple single grain total fusion experiments. Geochimica et Cosmochimica Acta, 314, 178-208.
Kossmat, F. (1925): Übersicht der Geologie von Sachsen.
Kröner, A., Willner, A.P., Hegner, E., Frischbutter, A., Hofmann, J., Bergner, R. (1995): Latest Precambrian (Cadomian) zircon ages, Nd isotopic systematics and P-T evolution of granitoid orthogneisses of the Erzgebirge, Saxony and Czech Republic. Geol. Rundsch. 84, 437-456.
Kröner, A., Willner, A.P. (1998): Time of formation and peak of Variscan HP-HAT metamorphism of quartz-feldspathic rocks in the Central Erzgebirge, Saxony. Contrib. Mineral. Petrol. 132, 1-20.
Kroner, U., Hahn, T., Romer, R.L., Linnemann U. (2007): The Variscan Orogenyin the Saxo-Thuringian zone – Heterogenous overprint of Cadomian/Paleozoic Peri-Gondwana crust. In Linnemann, U., Nance, R.D., Kraft, P., Zulauf, G. (Eds.) The Evolution of the Rheic Ocean: From Avalonian-Cadomian Active Margin to Alleghenian-Variscan Collision. Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 423, 153-172.
Kroner, U., Romer, R.L., Linnemann, U. (2010): The Saxo-Thuringian Zone of the Variscan Orogen as Part of Pangea. In Linnemann, U., Romer, R. (Eds.) Pre-Mesozoic Geology of Saxo-Thuringia – From the Cadomian Active Margin to the Variscan Orogen, Schweizerbart Stuttgart, 3-16.
Kroner, U., Görz, I. (2010): Variscan assembling of the allochthonous Domain of the Saxo-Thuringian Zone – a tectonic model. In Linnemann, U., Romer, R. (Eds.) Pre-Mesozoic Geology of Saxo-Thuringia – From the Cadomian Active Margin to the Variscan Orogen, Schweizerbart Stuttgart, 271-286.
Lobst, R., Matthies, J., Hoth, K. (1994): Zur Petrologie der Muskovitgneise (Gm-Gneise) in der Erzgebirgs-Nordrandzone. Z. Geol. Wiss. 22, 513-525.
Lorenz, W., Hoth, K. (1990): Lithostratigraphie im Erzgebirge – Konzeption, entwicklung, Probleme und Perspektiven. Abh. Staatl. Museum Mineral. Geol. Dreseden 37, 7-35.
Massonne, H.-J., Grosch, U. (1994): P-T evolution of Paleozoic garnet peridodites from the Saxonian Erzgebirge, Germany, and their metamorphic evolution. Proc. Sixth Int Kimberlite Conf Novosibirsk, Schweizerbart Stuttgart, 353-355.
Massonne, H.-J. (1998): A new occurence of micro-diamonds in quartzofeldspathic rocks of the Saxonian Erzgebirge, Germany, and their metamorphic evolution. Proc. Seventh Int Kimberlite Conf Cape Town, 533-539.
Mingram, B. (1996): Geochemische Signaturen der Metasedimente des erzgebirgischen Krustenstapels. Sci. Tech. Rep. GFZ Potsdam STR96/04, 1-104.
Mingram, B. Rötzler, K. (1999): Geochemische, petrologische und geochemische Untersuchungen im Erzgebirgskristallin – Rekonstruktion eines Krustenstapels. Schr. Geowiss. 9, 1-72.
Mingram, B., Kröner, A., Hegner, E., Krentz, O. (2004): Zircon ages, geochemistry, and Nd isotopic systematics of Pre-Variscan orthogneisses from the Erzgebirge, Saxony (Germany), and geodynamic interpretation. Int. J. Earth sci. 93, 706-727.
Mlcoch, B., Schulmann, K. (1992): Superposition of Variscan shear deformation on pre-Variscan mantled gneiss structure (Catherine dome, Erzgebirge, Bohemian Massif). Geol. Runsch. 81/2, 501-513.
Nega, M. (1998): Von der Subduktion bis zur Exhumierung: Entwicklung eines Kollisionsorogens und Exhumierungsmechanismen am Beispiel des westlichen erzgebirges, mitteleuropäische Varisziden, Dissertation, München.
Negredo, A.M., Replumaz, A., Villasenor, A., Stephane, G. (2007): Modelling the evolution of continental subduction processes in the Pamir-Hindu Kush region. EPSL 259, 212-225.
Neumann, W. (1975): Granulitmassiv: Lithostratigraphie un dTektonik. Ges. Geol. Wiss. DDR Exk.-führer und Kurzref.
Rötzler, K. (1995): Die Entwicklung der Metamorphite des Mittel- und Westerzgebirges. Sci. Tech. Rep. GFZ Potsdam STR95/14, 1-222.
Rötzler, K., Schumacher, R., Maresch, W.V., Willner, A.P. (1998): Characterization and geodynamic implications of contrasting metamorphic evolutionin juxtaposed high-pressure units of the Western Erzgebirge (Saxony, Germany). Eur. J. Mineral. 10, 261-280.
Rötzler, J., Romer, R.L., Budzinski, H., Oberhänsli, R. (2004): Ultra-high temperature high-pressure granulites from Tirschheim, Saxon Granulite Massif, Germany: P-T-t path and geotectonic implications. Eur. J. Mineral. 16, 917-937.
Rötzler, K., Plessen, B. (2010): The Erzgebirge: a pile of ultrahigh- to low-pressure nappes of Early Palaeozoic rocks and their Cadomian basement. In Linnemann, U., Romer, R. (Eds.) Pre-Mesozoic Geology of Saxo-Thuringia – From the Cadomian Active Margin to the Variscan Orogen, Schweizerbart Stuttgart, 253-270.
Schmädicke, E. (1994): Die Eklogite des Erzgebirges. Freib. F. H. C456, 1-338.
Schmädicke, E., Mezger, K., Cosca, M.A., Okrusch, M. (1995): Variscan sm-Nd and Ar-Ar ages of eclogite-facies rocks from the Erzgebirge, Bohemian Massif. J. metamorphic Geol. 13, 537-552.
Schönig, J., Eynatten, H., Meinhold, G., Lünsdorf, N.K. (2019): Diamond and coesit inclusions in detrital garnet of the Saxonian Erzgebirge, Germany. Geologiy 47, 715-718.
Schumacher, R., Rötzler, K., Maresch, V.W. (1999): Subtile oscillatory zoning in garnet from regional metamorphic phyllites and micaschists, Western Erzgebirge, Germany, Can. Mineral. 37, 381-401.
Sebastian, U. (1995): Die strukturentwicklung des spätorogenen Erzgebirgsaufstiegs in der Flöhazone – Ein weiterer Beitrag zur postkollisionalen Extension am Nordrand der Böhmischen Masse. Freib. F. H. C461, 1-114.
Sebastian, U. (2013): Die Geologie des Erzgebirges, Springer Spektrum Berlin Heidelberg.
Steno, N. (1669): De solido intra solidum naturaliter contento dissertationis.
Stephan, T., Kroner, U., Romer, R.L., Rösel, D. (2019): From a bipartite Gondwanashelf ta an arcuate Variscan belt: the early Paleocoic evolution of northern Peri-Gondwana. Earth Sience Reviews 192, 491-512.
Tichomirova, M., Belyatski, B.V., Berger, H.-J., Koch, E.A., Bombach, K. (1996): New Cadomian ages of magmatic zircons (U/Pb), Pb/Pb) of grey gneisses from the Eastern Erzgebirge. Terra Nostra 96/2, 183-186.
Tichomirowa, M. (2003): Die Gneise des Erzgebirges – hochmetamorphe Äquivalente von neoproterozoischen-frühpaläozoischen Grauwacken und Granitoiden der Cadomiden. Freib. F. H.C495, 1-222.
Tichomirowa, M., Leonhardt, D. (2010): New age determinations (Pb/Pb zircon evaporation, Rb/Sr) on the granites from Aue-Schwarzenberg and Eibenstock, Western Erzgebirge, Germany. Z. Geol. Wiss. 38, 99–123.
Tichomirowa, M., Whitehouse, M.J., Nasdala, L., 2005.
von Quadt, A., Gebauer, D. (1998): Evolution of eclogitic rocks in the Erzgebirge: A conventional and SHRIMP U-Pb zircon and Sm-Nd Study. Acta Univ. Carol. Geol. 42/2, 324-325.
von Quadt, A., Günther, D. (1999): Evolution of Cambrian eclogite rocks in the Erzgebirge: A conventional and LA-ICP-MS U-Pb Zircon and Sm-Nd study. Terra Nostra 99/1, 164.
Werner, O. (1998): K-Ar- und Rb-Sr-Chronologie spätvariscischer Krustenkonvergenz: Bilanzierung des Wärme- und Stofftransportes im erzgebirge. Dissertation, Universität Heidelberg.
Werner, O. Lippoldt, H.J. (2000): White mica 40Ar/39Ar ages of Erzgebirge metamorphic rocks: simulating the chronological results by a model of Variscan crustal imbrication. Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 179, 323-336.
Willner, A.P., Sebazungu, E., Gerya, T.V., Maresch, W.V. (2002): Numerical modelling of PT-paths related to rapid exhumation of high-pressure rocks from the crustal root in the Variscan Erzgebirge Dome (Saxony/Germany). J. Geodyn. 33, 281-314.
