Die Tharandt-Caldera
Der erloschene Vulkan am Mittelpunkt von Sachsen
Die Tharandt-Caldera liegt ca. 10 Kilometer nördlich der Teplice-Caldera und bildete sich zeitgleich mit dieser vor ca. 314-313 Millionen Jahren. Ihre Entstehung als vulkanischer Einsturzkrater wurde von Benek (1980) erkannt. Ihre geologische Entwicklung wurde in Breitkreuz et al. (2021) mit modernen geowissenschaftlichen Methoden untersucht.
Assoziierte ältere Granite
Die Vulkanite der Tharandt-Caldera sind mit den plutonischen Gesteinen des Niederbobritzsch-Granits assoziiert, die älter sind als die Vulkanite und mit ca. 318 Millionen Jahren datiert wurden (Bild 1 Entwicklungsgeschichte, Breitkreuz et al. 2021). Vor der vulkanischen Eruption wurde das Umgebungsgestein des Granits stark erodiert, sodass diese nahe an die Erdoberfläche gelangten.
Die eruptive Hauptphase
Der quarzarme Rhyolith ist das häufigste Gestein in der Tharandt-Caldera. Er wurde als bimsreicher Ignimbrit gefördert, dessen Partikel miteinander verschmolzen sind. Bei der Ablagerung des Gesteins kam es zu einer Kompaktion, sodass eine lagige Textur mit geplätteten Bimspartikeln entstand.
Der gneisreiche Rhyolith mit Bruchstücken von Gneis (rechts mitte und links unten) entstand während des Einbruchs der Caldera durch Abtrutschen des Caldera-Randes.
Ein besonderes Gestein ist der Kugelpechstein von Spechtshausen. Er besteht aus schwarzem Glas und roten Kugeln von kristallinem Gestein. Die Kugeln repräsentieren Kristallisationszentren in der Schmelze, allerdings wurde der Kristallisationsprozess unterbrochen, sodass die glasige Matrix übrig blieb.
Vor ca. 314-313 Millionen Jahren wurden während einer großen vulkanischen Eruption im Tharandter Wald mehrere 100 Meter mächtige Gesteine abgelagert, die aus Ignimbrit (Glutwolkenbildungen) bestehen (Bild 2 Entwicklungsgeschichte). Geochemisch handelt sich um Rhyolithe, also saure vulkanische Gesteine. Petrographisch handelt es sich um kristallarme (<10 Volumenprozent Kristallgehalt), bimsreiche, stark verschmolzene pyroklastische Gesteine. Die tiefste Bohrung mit 371 Metern erreichte nicht die Basis dieser Gesteine. Es wurden ein quarzarmer und ein quarzreicher Rhyolith abgesetzt (in älterer Literatur als Porphyr bezeichnet). Breitkreuz et al. (2021) konnten zeigen, dass sich beide Rhyolithe ohne Lücke überlagern, und schließen daraus, dass sie derselben Magmenkammer entstammen. In dieser Magmenkammer waren die Magmen bereits differenziert.
Nachdem die Magmenkammer entleert war, brach ihr Dach teleskopartig an ringförmig ineinander gelagerten Störungssystemen ein (Bild 3 Entwicklungsgeschichte). Dabei brachen auch Teile der Böschung nach, sodass eine Lage aus gneisreichen Gesteinsbruchstücken in eine Matrix von Rhyolith eingeschlossen wurde, es bildete sich ein an Gneisxenolithen reicher Rhyolith.
Durch die Auflast der einbrechenden Caldera wurden krsitallisatreiche Randbereiche der Magmenkammer in die Caldera-Ring-Störungen ausgequetscht, die Störungen wurden mit magmatischen Ganggesteinen ausgefüllt. Da das Magma bereits Kristallisate enthielt, sind diese Ganggesteine durch große Einsprenglinge in einer feinkörnigen Matrix gekennzeichnet. Sie kristallisierten als granitähnliche Gesteine mit richtungslosem Gefüge aus und werden als Granitporphyr bezeichnet. Das Alter der Ganggesteine in den Ring-Störungen wurde mit 314 Millionen Jahren datiert (Breitkreuz et al. 2021), entspricht also dem Alter der vulkanischen Eruption.
Im Steinbruch von Mohorn-Grund sind die Säulen des Vulkanits fächerförmig angeordnet. Da die Säulen sich immer senkrecht zu den Abkühlungsflächen des Gesteins bilden, deutet dies entweder auf eine unregelmäßige Form des Untergrunds oder auf Transportwege für heiße Gase durch das abkühlende Gestein hin.
Im Bahneinschnitt durch den Tharandter Wald kann man die Säulenstruktur der vulkanischen Gesteine gut erkennen.
Intrusion subvulkanischer Gesteine
Im letzten Stadium der Entwicklung des Vulkanit-Komplexes nahm der aphinitische Rhyolith, ein sehr dichtes subvulkanisches Gestein mit geringer Korngröße, in den Vulkaniten Platz (Bild 4 Entwicklungsgeschichte). Dieses wurde in zwei Bohrungen durch Kalmykow (1971) beschrieben.
Erosion des Vulkans
Seit dem Oberkarbon waren die Tharandt-Caldera sowie die zugehörigen vulkanischen Auswurfprodukte der Erosion ausgesetzt (Bild 5 Entwicklungsgeschichte). Breitkreuz et al. (2021) haben geschätzt, dass mindestens 200 Meter Gestein abgetragen wurden, sodass Vulkanite heute nur noch innerhalb der Caldera anzutreffen sind.
Die Entwicklungsgeschichte der Tharandt-Caldera in Profilschnitten
Gesteine des Tharandter Waldes erleben
Quellenangaben ansehen
Benek, R (1980) Geologische-strukturelle Untersuchungen im Tharandter Vulkanitkomplex (Südteil DDR). Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft 8:627–643
Breitkreuz, C., Käßner, A., Tichomirowa, M., Lapp, M.,Huang, S., Stanek, K. (2021): The Late Carboniferous deeply eroded Tharandt Forest caldera–Niederbobritzsch granite complex: a post‑Variscan long‑lived magmatic system in central Europe. International Journal of Earth Sciences 110, 1265–1292.
Kalmykow, V.D., Haberland, P, Gehrke, R., Korotkov, S.I., Kocetkov, V.I. (1971) Geologischer Bau und Uranhöffigkeit des Tharandter Waldes. Bericht, SDAG Wismut.
