Das Elbtalschiefergebirge
Stark verschuppte paläozoische Gesteine in der Elbe-Zone
Das Elbtalschiefergebirge ist eine NW-streichende regionale Einheit, welche aus anchimetamorphen bis amphibolitfaziell metamorphen Gesteinen besteht. Typisch für diese Gesteine ist ihre Foliation (Schieferung), welche der regionalen Einheit ihren Namen gab.
Ausgangsgestein der Metamorphite sind paläozoische sedimentäre, vulkanische und vulkanoklastische Gesteine des Silurs bis Unterkarbons. Sie bestehen aus den für Sachsen typischen Abfolgen des Schelfs von Gondwana, die in den Kapiteln »Der Schelf Gondwanas: Sachsen im Altpaläozoikum« und »Magmatite und Sedimente des Oberdevons bis Unterkarbons« beschrieben werden.
Bei der variszischen Gebirgsbildung wurden diese Gesteine mehrfach tektonisch beansprucht und metamorph überprägt. In der Gliederung des variszischen Gebirges nach Kroner et al. (2007) gehört das Elbtalschiefergeirge zur südlichen Wrench-and-Thrust-Zone des Saxothuringikums. Das sind genau jene Bereiche der Erdkruste, welche hochgradig metamorphe Gesteinseinheiten der Allochthonen Domäne von denen der kaum tektonisch und metamorph beanspruchten Autochthonen Domäne trennen. Sie sind durch große tiefgreifende Scher- und Störungszonen charakterisiert. In diesen Bereichen kam es nicht nur zu seitlichem Versatz der Gesteinseinheiten entlang von Transformstörungen (Wrench-Tektonik) sondern auch zu Überschiebungs- (Thrust)-Tektonik. Typisch für die südliche Wrench-and-Thrust-Zone sind wechselnde flach- und tiefmarine Sedimentationsräume im Oberdevon, bimodaler Vulkanismus (gemeinsames Auftreten von basischem und saurem Vulkanismus) und unterkarbone synorogene Sedimente wie Grauwacke und Konglomerat.
Das Elbtalschiefergebirge bildet einen Teil der geologischen Grenze zwischen der Lausitz (Autochthone Domäne) und dem Erzgebirge (Allochthone Domäne). Damit die Einheiten des Erzgebirges in die varizische Kollisionszone versenkt und wieder exhumiert werden konnten, während die Lausitz an diesen Prozessen unbeteiligt blieb, war eine tiefe Störungszone nötig, an der beide regionale Einheiten entkoppelten und welche die Relativbewegungen zwischen ihnen aufnahm. Zu dieser Störungszone, der Elbe-Zone, gehört das Elbtalschiefergebirge.
Heute liegen linsenförmige, störungsbegrenzte Gesteinseinheiten mit gleichem sedimentären Bildungsalter, aber unterschiedlich starker metamorpher Überprägung nebeneinander. Das bedeutet, dass die sedimentären Lagerungsverhältnisse der Gesteine durch tektonische Prozesse gestört wurden. Durch Stapelung der Gesteine in tektonischen Decken waren diese unterschiedlichen Druck-Temperatur-Bedingungen ausgesetzt und haben deshalb unterschiedliche metamorphe Mineralassoziationen ausgebildet. Die unterkarbonen synorogenen Sedimente wurden auf den metamorphen Deckenstapel geschüttet, der zu dieser Zeit schon exhumiert gewesen sein muss. Die gesamte Gesteinsabfolge wurde dann noch ein weiteres Mal tektonisch beansprucht, wobei auch die jüngsten unterkarbonen Sedimentgesteine erfasst wurden. Bei dieser Deformation handelte es sich um eine dextrale Transformtektonik, welche die bestehenden Gesteinseinheiten diskordant überprägte.
Die Gesteine des Elbtalschiefergebirge wurden von Rauche (1992), Kurze et al. (1992), Kurze (1995) und Alexowsky et al. (1997) untersucht und beschrieben.
Eine moderne lithotektonische Gliederung wurde von Schulze und Kroner (2025) und Schulze und Kroner (2026) vorgenommen. Lithotektonische Einheiten sind Bereiche der Erdkruste mit einer gemeinsamen Genese, tektonischen Prägung und Struktur.
Zur Bestimmung der lithotektonischen Einheiten wurden die bereits bekannten Gesteinsbeschreibungen und -verteilungen des Elbtalschiefergebirges verwendet, mit strukturgeologischen Untersuchungen kombiniert und neu evaluiert. Die Gruppierung erfolgte anhand von Charakteristika wie der Zugehörigkeit zu einer Protolithsequenz, einem Metamorphosegrad und gemeinsamen architektonischen Eigenschaften. Aufgrund der mehrphasigen Entstehungsgeschichte, wurden die lithotektonischen Einheiten um drei tektonische Domänen ergänzt, welche die lithotektonischen Einheiten schneiden. Die Ergebnisse dieser Arbeit werden hier vorgestellt.
Die lithotektonischen Einheiten des Elbtalschiefergebirges
Im Südosten der Elbtalschiefergebirge-Erzgebirge-Grenze treten drei große, Nordwest-Südost-gerichtete Linsen aus grob- und kleinkörnigem Turmalingranit mit kambro-ordovizischem Alter auf (Gehmlich et al. 1997; Linnemann et al. 2000).
Trotz seines traditionellen Namens enthält der Granit nur sehr wenig Turmalin. Die relativ unfoliierten großen Linsen sind von hellen Quarz-Feldspat-(Ultra)Myloniten umgeben und werden lokal von kataklastischen Zonen durchsetzt (Rauche 1992). Einige Brekzien aus kataklastischen Bereichen sind durch Verkieselung (Silifizierung) wieder verheilt (Schulze und Kroner 2026). Die hellen Mylonite erstrecken sich zusätzlich als kleinere Linsen nach Nordwesten, wo sie mit Phylliten und Quarziten des Elbtalschiefergebirges verwoben sind (Alexowsky et al. 1997, 1999; LfULG 2018). Das Gefüge der Ultramylonite ist durch eine Ost-streichende subvertikale Foliation und eine subhorizontale Streckungslineation gekennzeichnet (Schulze und Kroner 2026).
Die Phyllit-Einheit im Südwesten des Elbtalschiefergebirges besteht aus sedimentären und vulkanoklastischen Phyllitsequenzen, die den mylonitischen Chloritgneis einschließen.
Nach Alexowsky et al. (1999) ist der Chloritgneis aus Daziten und Dazittuffiten hervorgegangen, die sich im Oberdevon gebildet hatten (Gehmlich et al. 2000). Er wurde im Bereich der unteren Grünschieferfazies metamorphosiert. Im Chloritgneis wechseln sich Lagen aus einem feinkörnigen Quarz-Feldspat-Gemisch mit Chloritlagen ab. Zerbrochene Klasten aus Feldspat unterbrechen das liniierte Gefüge. Der durchgehend foliierte Chloritgneis wurde unter spröd-duktilen Bedingungen mylonitisiert, Feldspatklasten sind spröd zerbrochen, während Quarz dynamisch rekristallisiert wurde. Das Fehlen von großen Quarzklasten und die Präsenz spröd deformierter Feldspatklasten lassen auf einen Temperaturbereich zwischen 300 °C und 450 °C während der Mylonitisierung schließen (Quarz ab 300 °C duktil verformt, Feldspat erst bei 450 °C).
Die mylonitische Foliation neigt sich im Allgemeinen nach Nordnordwest, Nord bis Nordnordost, die Neigungswinkel nehmen nach Südosten hin ab. Die in Ost-West-Richtung verlaufenden Mineralstreckungslineationen liegen subhorizontal.
Der Chloritgneis wird von Phylliten umflossen.Die Protolithe des Phyllits stammen vermutlich ebenfalls aus dem Oberdevon (Kupetz und Ullrich 1986; Kupetz 1987), wie die Funde von Conodonten belegen (Zeidler et al. 2004).
Die Phyllit-Suite nordöstlich des Chloritgneises besteht aus Metasedimenten sowie Metatuffiten, Metabasiten und Metakarbonaten, während die Phyllit-Suite im Südwesten Feldspat-haltigen Quarzite und Phyllite mit einem hohen Anteil an Quarzmobilisaten enthält (z.B. LfULG 2018). Quarzmobilisate in den SC‘-Gefügen der südwestlichen Phyllite sind durch Subkornrotation dynamisch rekristallisiert. Solche kinematischen Merkmale wurden in den nordöstlichen Phylliten nicht beobachtet, was auf eine geringere Scherbeanspruchung hindeutet.
Beide Phyllit-Suiten enthalten subhorizontale Streckungslineationen. Die Schieferungen der südwestlichen Phyllite weisen steilere Neigungen nach Norden auf, während die Phyllite nordöstlich des Chloritgneises überwiegend nach Nordnordost bis Ostnordost einfallen (Schulze und Kroner 2026).
Die Phyllitische-Schiefer-Einheit ging aus einer Abfolge aus Vulkanoklastiten, Vulkaniten und karbonathaltigen Sedimenten mit überwiegend oberdevonischem Alter hervor (Schützenmeister 1963; Kurze et al. 1992).
Sie bestehen hauptsächlich aus grün gefärbten Metatuffiten mit kleinen Linsen aus plattigen Karbonaten, grünem Metabasalt, schwarzen Tonschiefern, die teils in Wechsellagerung mit Grauwacken vorkommen, sowie Hornstein (LfULG 2018).
Die Gesteine wurden unter Bedingungen der beginnenden Grünschieferfazies geprägt und nur unvollständig zu Phylliten metamorphosiert. Die schwarzen karbonatischen Tonschiefer zeigen einen seidigen Glanz, ihnen fehlen jedoch synmetamorphe Quarzsegregationen, die typische grüne Farbe und der ausgeprägte Glanz von Phylliten. Daher wird diese Einheit als etwas weniger grünschieferfaziell überprägt angesehen als die Phyllit-Einheit und ist klar von ideser zu trennen (Schulze und Kroner 2026). Die Matrix der Metatuffite weist eine für die Bedingungen der unteren Grünschieferfazies typische Mineralzusammensetzung aus Epidot, Chlorit und Albit auf.
Die Schieferungen fallen mittelsteil nach Nord bis Nordost ein. Subhorizontale, NW-SE-gerichtete Streckungslineationen deuten auf eine Strike-Slip-Bewegung parallel zur Elbe-Zone hin (Schulze und Kroner 2026).
Silurische Sedimente trennen die Einheit an der Maxen-Störung von der Phyllit-Einheit ab. Die schmalen Linsen und Horizonte aus silurischem schwarzem Kiesel- und Alaunschiefer fungierten als wichtiger Abscherhorizont zwischen den beiden Einheiten.
Die SHuKE lässt sich in zwei Teile untergliedern :
- eine silizitreiche Abfolge aus dem Silur bis Oberdevon (Schiefer-Hornstein-Untereinheit)
- eine siliziklastische Serie aus dem Unterkarbon (Kieselschiefer-Hornstein-Konglomerat-Untereinheit).
Die Schiefer-Hornstein-Untereinheit beinhaltet Hornsteine, d.h. fast vollständig aus SiO2 bestehende Silizite,und Tonschiefer. Im Seidewitztal kommen diese in einer Wechsellagerung von wenigen Zentimetern Mächtigkeit vor. An der Winterleithe-Störung treten auch silurischen schwarzen Kieselschiefer und Alaunschiefer auf, die als wichtiger Abscherhorizont zwischen der Phyllitische-Schiefer-Einheit und der SHuKE fungieren.
Die Sedimente der unterkarbonischen Kieselschiefer-Hornstein-Konglomerat-Untereinheit bestehen aus wechsellagernden Tonschiefern und Grauwacken, die lokal von Kieselschiefer-Hornstein-Konglomeraten unterbrochen werden.
Die Gerölle der Konglomerate weisen Ähnlichkeiten zu den silurischen Kieselschiefern und devonischen Hornsteinen auf und stammen vermutlich aus diesen Abfolgen. Somit entstanden die unterkarbonischen Sedimente wahrscheinlich durch Erosion der Schiefer-Hornstein-Untereinheit und sedimentierten auf anderen Teilen von dieser. Die nicht sichtbare, aber zwingend erforderliche Winkeldiskordanz wurde durch spätere tektonische Prozesse überprägt (Schulze und Kroner 2026).
Die gesamte SHuKE ist von einer heterogenen duktilen Deformation unter schwach metamorphen Bedingungen betroffen. Ein gemeinsames strukturelles Merkmal sind isoklinale Falten. Die Achsen der Falten liegen subhorizontal oder tauchen flach nach Nordwest ab. Die Falten und die Schieferung fallen im Allgemeinen steil nach Nordosten ein. Nordwest-gelängte Gerölle in den Konglomeraten definieren eine ausgeprägte subhorizontale Streckungslineation (Schulze und Kroner 2026).
Die Amphibolschiefer-Glimmerschiefer-Einheit im Nordosten des Elbtalschiefergebirges umfasst foliierte von Hochtemperatur-Metamorphose überprägte Lithologien.
Die Einheit lässt sich in zwei Gesteinssequenzen unterteilen:
- eine metasedimentäre und karbonatfreie Gesteinsabfolge im Südwesten. Sie umfasst Metapelite, Hornfelse, Glimmerschiefer, Metagrauwacken und Quarzite (z.B. LfULG 2018). Diese können Andalusit, Cordierit und almandinreichen Granat führen. Die Schieferungen sind subvertikal und streichen in Westnordwest-Richtung (Schulze und Kroner 2026).
- eine karbonathaltige vulkanosedimentäre Gesteinsabfolge. Die Suite besteht aus Metapeliten, Gabbros, metatuffitischen Schiefern, Hornfelsen und Kalksilikatgesteinen (Alexowsky et al. 1997, 1999; LfULG 2018). Sie wurde von einer hochtemperierten Metamorphose überprägt. So wurden Tonschiefer in Knoten- und Glimmerschiefer, Karbonate in Marmore und kalkhaltige Schiefer in gebänderte Kalksilikate umgewandelt. Als typische metamorphe Minerale kommen Epidot und Aktinolith vor. Die Foliation fällt überwiegend steil in Nordost-Richtung. Streckungslineationen tauchen in verschiedenen Winkeln in Richtung Nordwest ab (Schulze und Kroner 2026).
Die Mikrostrukturen weisen auf eine synmetamorphe Verformung der Gesteine der Amphibolschiefer-Glimmerschiefer-Einheit hin. Die Metamorphose fand entsprechend des Mineralbestands im Niedrigdruck-Bereich der oberen Grünschiefer- bis Amphibolit-Fazies statt (Schulze und Kroner 2026). Die Präsenz von Glimmern begrenzt die Temperaturen nach unten, Andalusit markiert den Beginn der Niedrigdruck-Amphibolit-Fazies, während Granat und Cordierit die Temperaturen im höheren Bereich definieren (Philpotts und Ague 2022).
Da es zwischen den schwach metamorphen unterkarbonischen Sedimentgesteinen der SHuKE zu den temperaturbetont-regionalmetamorphen Gesteinen der Amphibolschiefer-Glimmerschiefer-Einheit einen Metamorphosesprung gibt, muss die Amphibolschiefer-Glimmerschiefer-Einheit eine Decke bilden, die an der Donnerberg-Störung auf das SHuKE geschoben wurde.
Überprägt von der variszischen Tektonik der Elbe-Zone, bilden die Weesensteiner Metasedimente und der Dohnaer Granodiorit (Intrusionsalter ~538 Ma, Gehmlich et al. 1997; Linnemann et al. 2000, 2018) einen Nordwest-Südost-verlaufenden Streifen entlang des südwestlichen Randes des Lausitz-Blocks. Im Südwesten ist das Gebiet durch die Weesenstein-Störung (südlicher Abzweig der Westlausitzer Störung) vom Elbtalschiefergebirge getrennt.
Die nordöstliche Grenze markiert der nördliche Abzweig der Westlausitzer Störung (Pietzsch 1963; Linnemann et al. 2018). Datierungen der Weesensteiner Metasedimente weisen auf Ablagerungsalter im Ediacarium (Linnemann et al. 2018) und, nach neueren Studien, im späten Kambrium bis Unterordovizium hin (Kühnemann et al. 2025; Meinhold et al. 2025).
Die Metasedimente bestehen überwiegend aus deformierten Grauwacken und Quarziten (z.B. LfULG 2018). Sie besitzen oft einen phyllitischen Glanz und werden als grünschieferfaziell überprägt eingestuft. Am Rand zur Amphibolschiefer-Glimmerschiefer-Einheit sowie in der Umgebung der Meißner Granitoide wurden die Metasedimente durch Hochtemperatur-Metamorphose beeinflusst. Andalusit-Glimmer-Schiefer, Cordierit-Schiefer und Hornfels gehen mit zunehmender Entfernung zum Elbtalschiefergebirge in Knotenschiefer über (z. B. Pietzsch 1916; Alexowsky et al. 1997, 1999).
Die Foliationen fallen nach Nordwest bis Nord (Schulze und Kroner 2026).
Domänen der Transformtektonik
Die Mittelsächsische Scherzone ist ein mehrere hundert Meter breites duktiles bis sprödes Störungsnetzwerk (Rauche 1992), welches im Zuge neuerer Untersuchungen (Schulze und Kroner 2026) bis zu 2 Kilometer in das Erzgebirge hinein erweitert wurde. Von Südwesten nach Nordosten umfasst das Volumen der Scherzone den nordöstlichen Rand des Erzgebirges, die Turmalingranit-Linsen und den südwestlichen Teil der Phyllit-Einheit des Elbtalschiefergebirges.
Ein charakteristisches Merkmal der Mittelsächsischen Scherzone ist das Vorkommen zahlreicher Ultra-/Mylonite, die ein anastomosierendes Netzwerk bilden. Die boudinierten Linsen aus Turmalin-Granit und die damit verbundenen Mylonite (Rauche 1992, Schulue und Kroner 2026) sind die prominentesten Beispiele.
Der Kontrast zwischen dem starren Granit und den weniger kompetenten umgebenden Gesteinen führte zu Verformungsaufteilung (Strain Partitioning). Daher ist trotz der weit verbreiteten Bewegung in der Mittelsächsischen Scherzone das Zentrum des Granits weitgehend unverformt, während die Ränder der tektonischen Linsen von Mylonitisierung betroffen sind. Scherbänder, Sigma-Klasten und SC'-Strukturen innerhalb der Gesteine der Mittelsächsischen Scherzone weisen auf dextralen Strike-Slip hin (Schulze und Kroner 2026).
Der Übergang zu Lithologien, die nicht von der Mittelsächsischen Scherzone betroffen sind, verläuft allmählich (Schulze und Kroner 2026). Die südwestliche Grenze innerhalb des Erzgebirges wird durch die Biegung von Rhyolithgängen in Ost-West bis Nordwest-Südost-Richtung, durch Ost-West- bis Nordwest-Südost-gestreckte Gneiskörper und durch eine Veränderung der Schieferungen angezeigt.
Mittelsteil bis steil nach Norden bis Nordosten einfallende Gneise der Scherzone gehen an der Grenze in flacher geneigte und variabel streichende Gneise über. Die Mittelsächsische Scherzone innerhalb des Elbtalschiefergebirges ist durch ein vermehrtes Vorkommen von Ost-gerichteten Streckungslineationen und durch stark variierende Neigungswinkel der Schieferungen gekennzeichnet (südwestliche Phyllite und Chloritgneis).
Es ist eine offene Frage, ob die Mylonitisierung des Chloritgneises mit der Mylonitisierung der Erzgebirgsgneise und der Turmalingranit-Einheit korreliert werden kann. Im Südosten macht der Chloritgneis eine ungewöhnliche Biegung, während der Turmalingranit weiterhin dem Streichen der Scherzone folgt. Daher wird dieses Gebiet als ungewisser Teil der Mittelsächsischen Scherzone eingestuft.
Dieses Areal im Zentrum des Elbtalschiefergebirges ist durch eine Scherverformung gekennzeichnet, welche weder den erhöhten Strain der Mittelsächsischen Scherzone (Ausbleiben von Myloniten) noch die HT-Mineralisationen der tektonothermalen Überprägungszone aufweist. Die Zone wird deshalb als separater Strike-Slip-Deformationsbereich betrachtet (Schulze und Kroner 2026).
Auch die Scherlinsenarchitektur zeigt Unterschiede. Der Neigungswinkel der Schieferung ist homogener, subvertikale und subhorizontale Einfallswinkel fehlen und Nordwest-gerichtete Streckungsliniationen dominieren.
Der nordöstliche Rand des Elbtalschiefergebirges sowie Teile der Weesensteiner Metasedimente wurden von einer tektonothermalen, d.h. von einer synkinematischen hochtemperierten (HT) Überprägung beeinflusst. Die diskordante Verbreitung gegenüber den lithotektonischen Einheiten zeigt, dass die tektonothermale Überprägung jünger ist und dass zum Zeitpunkt ihrer Ausbildung die Nebeneinanderstellung der lithotektonischen Einheiten bereits größtenteils abgeschlossen war.
Das Vorkommen von Hochtemperaturmineralen, welche von einer Foliation umflossen werden, lässt auf regionalmetamorphe Bildungsbedingungen schließen.
Das betroffene Gebiet kann in eine innere und eine äußere Niedrigdruck (low pressure, LP)-Hochtemperatur (high temperature, HT)-metamorphe Zone unterteilt werden.
Die Ausdehnung der inneren Zone wird aus der räumlichen Verteilung von Gesteinen mit HT-Mineralisierung abgeleitet, die in geologischen Karten be-chrieben sind (Pietzsch 1916, 1917; LfULG 2018). Zu diesen Gesteinen gehören beispielsweise Hornfelse, Andalusitschiefer und granathaltige Cordieritschiefer.
Im Gegensatz dazu ist die HT-Mineralisierung in der äußeren LP-HT-metamorphen Zone weniger stark ausgebildet. Sie beinhaltet Knotenschiefer, die thermale Überprägung ist jedoch nicht durchgreifend und Ausgangsgesteine sind noch erkennbar. Die Ausdehnung der südwestlichen äußeren Zone stimmt mit der verzeichneten äußeren Kontaktzone auf der vektorisierten GK50 von Pirna (LfULG 2018) überein.
Die nordöstliche äußere LP-HT-metamorphe Zone ist nicht eindeutig begrenzt, es ist lediglich eine Abnahme der HT-Mineralisierung hin zum Zentrum der Weesensteiner Metasedimente zu beobachten.
Die Ausrichtung der Schieferung steht nicht in Zusammenhang mit der Stärke der tektonothermalen Überprägung, sondern ändert sich entsprechend der jeweiligen lithotektonischen Einheiten. Scherbewegungen dürften daher entlang bereits vorhandener Foliationsflächen stattgefunden haben, während die thermale Überprägung die Gesteine erfasst hat.
Im nordwestlichen Teil der inneren LP-HT-Zone erstrecken sich unterkarbonische Plutonite in Nordwest-Südost-Richtung in die Weesenstein- und Elbtalschiefergebirge-Lithologien hinein. Die Granitoide umfassen den Hornblende-Biotit-Granodiorit von Weesenstein, den Monzonit von Burgstädtel nahe Dohna (333,4 ± 7 Ma, Kurze et al. 1998) sowie weitere Monzonite bis Diorite (LfULG 2018). Sie gelten als Äquivalente des Meißner Massivs (z. B. Alexowsky et al. 1999). Dieses intrusdierte vor ~334-329 Millionen Jahren (Wenzel et al. 1997; Nasdala et al. 1999; Hofmann et al. 2009) in einen transtensionalen Bereich einer Nordwest-Südost-gerichteten dextralen Strike-Slip-Zone (Mattern 1996; Hofmann et al. 2009), was durch seine sigmoidale Form belegt wird.
Das Vorkommen von HT-Lithologien um und in der Verlängerung der synkinematischen Granitoide sowie der beobachtete regionalmetamorphe Charakter der HT-Gesteine legt nahe, dass die LP-HT-Metamorphose in einer gemeinsamen erhitzten Deformationszone stattgefunden haben muss.
Bruchtektonik
Nach der spröd-duktilen Scherung beeinflussten bruchtektonische Prozesse das gesamte Elbtalschiefergebirge und führten zur Ausbildung eines Systems aus Nordost-, Nord-, und Nordwest-streichenden Störungen.
Die Mittelsächsische Scherzone enthält zahlreiche intensiv zerklüftete Zonen, die durch (Ultra-)Kataklasite gekennzeichnet sind. Darunter befinden sich z.B. nach Nordosten einfallende dextrale und nach Westen abtauchende sinistrale Schrägabschiebungen (Schulze und Kroner 2026).
Im Elbtalschiefergebirge traten die meisten spröden Verwerfungen vor der Kreidezeit auf. Während das permokarbonische Döhlen-Becken noch viele Störungen aufweist, sind Scherbrüche in den Kreidesedimenten weniger häufig.
Post-kinematische Lithologien
Im Südosten wird das duktil verformte Elbtalschiefergebirge vom undeformierten permokarbonischen Markersbach-Granit durchbrochen. Der Granit hat seinen Intrusionsrahmen kontaktmetamorph überprägt. Da der Granit flach unter die paläzoischen Schiefer einfällt, erreicht die von einer Hochtemperatur (HT)-Metamorphose erfasste Zone eine Breite von ca. 2 Kilometern. Die innere HT-Kontaktzone ist aus Andalusitglimmerfels aufgebaut, welcher in der äußeren HT-Kontaktzone in Fleckenschiefer übergeht.
Vom Erzgebirge aus ragen zudem zahlreiche Rhyolithgänge in das Schiefergebirge hinein und kreuzen die deformierten Lithologien oder verlaufen parallel zu diesen. Sie werden mit dem Sayda-Berggießhübeler Gangschwarm (313.8 Millionen Jahre & 310.8 Millionen Jahre, Tichomirowa et al. 2022) in Verbindung gebracht.
Diskordant darauf abgelagert sind oberkarbonische und permische Sedimente des Döhlen-Beckens (z.B. Käßner et al. 2024) sowie Kreidesedimente, die insbesondere im Südosten von der Lausitz aus das Elbtalschiefergebirge bedecken.
Entwicklungsgeschichte des Elbtalschiefergebirges
Die Entwicklung des Elbtalschiefergebirges erfolgte in mehreren Phasen während der geasamten variszischen Gebirgsbildung.
Die konvergente Plattenbewegung von Gondwana und Laurussia führte zur Schließung des Rheischen Ozeans an einer nordgerichteten Subduktionszone. Der Lausitzer Block als Teil des Schelfs von Gondwana bewegte sich Nordost-wärts. Dieser Prozess führte im späten Devon vor ca. 390 - 370 Millionen Jahren zu einer sinistralen Transformtektonik an seinem Rand. Die mit der Tektonik verbundene Bildung von Becken und Hochlagen verursachte eine fazielle Differenzierung des Sedimentationsraumes in flachmarine und tiefmarine Bereiche. Zusätzlich kam es zu bimodalem Vulkanismus.
Im Zusammenhang mit der variszischen Kollision kam es im Elbtalschiefergebirge zu einer Südwest-gerichteten Deckenstapelung mit niedriggradiger Regionalmetamorphose. Der Deckenstapel wurde im spätesten Devon bis frühen Unterkarbon exhumiert. Auf ihm wurden unterkarbone synorgogene Sedimente abgelagert.
In der spät-variszischen Phase endete die Subduktion, es fanden Ausgleichsbewegungen zwischen verschiedenen Bereichen der Erdkruste statt und das Spannungsfeld drehte sich in Nord-Nordwest-Richtung. In dieser Phase gelangten die Gesteine des Erzgebirges und Granulit-Massivs zwischen Tepla-Barrandium und Autochthone Domäne.
Die Nordwest-gerichtete Kompression wurde von der Elbe-Zone kompensiert. Da das Elbtalschiefergebirge nicht parallel zur Einengungsrichtung lag, agierte es als dextrale Transformstörungszone. Der Deckenstapel wurde erneut versenkt und teilweise metamorph überprägt:
- Am Nordostrand des Elbtalschiefergebirges fand eine Hochtemperatur-Regionalmetamorphose statt, die mit der Platznahme der Granitoide des Meißener Massivs assoziiert wird.
- Im Südwesten wurden an der Mittelsächsischen Scherzone das Erzgebirge und das Elbtalschiefergebirge nebeneinander gestellt.
Die post-kinematische Intrusion des Markersbacher Granits und die Bildung undeformierter Rhyolitgänge im späten Karbon markieren das Ende der durchgreifenden Scherung im Elbtalschiefergebirge.
Gesteine der Schiefergebirge erleben
Quellenangaben ansehen
Alexowsky, W., Berger, H.-J., Horna, F., Jaschke, I., Kurze, M., Renno, A., Stanek, K., Schneider, J. W., Tröger, K.-A. (2012): Geologische Karte des Freistaats Sachsen 1 : 25 000. Erläuterungen zu Blatt 5047 Freital. Sächisches Landesamt für Umwelt und Geologie, Bereich Boden und Geologie, Freiberg.
Gehmlich, M., Tichomirowa, M., Linnemann, U. (1996): Datierung und Korrelation neoproterozoisch-frühpaläozoischer Profile des Schwarzburger Antiklinoriums und der Elbe-Zone auf der Basis der Geochronologie von Einzelzirkonen. Freiberger Isotopenkolloquium 1996 vom 30. September bis 2. Oktober 1996, Proceedings, Freiberg , 79-89.
Gehmlich, M., Linnemann, U., Tichomirova, M., Lützner, H., Bombach, K. (1997): Datierung und Korrelation neoproterozoisch-frühpaläozoischer Profile des Schwarzburger Antiklinoriums und der Elbe-Zone auf der Basis von geochronologischen Einzelzirkonen. Zeitschrift für Geologische Wissenschaften 25, 191-202.
Gehmlich, M., Linnemann, U., Tichomirowa, M., Todt, W., & Bombach, K. (2000): U-Pb- und Pb-Pb-Zirkondatierungen an Orthogesteinen der Elbe-Zone: Konsequenzen für variszische Deckenüberschiebungen im Saxothuringikum. Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft 151, 209-230.
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., Hahn, T. (2004): Sedimentation, Deformation und Metamorphose im Saxothuringikum während der variszischen Metamorphose – Die komplexe Entwicklung Nord Gondwanas während kontinentaler Subduction und schiefer Kollision. Geologica Saxonia 48-49, 133-146.
Kroner, U., Mansy, J.-L., Mazur, L., Aleksandrowski, P., Hann, H.P., Huckriede, H., Lacquement, F., Lamarche, J., Ledru, P., Pharao, T.C., Zedler, H., Zeh, A., Zulauf, G. (2008): Variscan Tectonics. In: McCann, T. (Ed.). The Geology of Central Europe, volume 1: Precambrian and Palaeozoic, The Geological Society, 1-66 .
Kupetz, M. (2000): Stratigraphie und Deckentektonik im variszischen Paläozoikum des Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirges. Z. Geol. Wiss. 28/1-2, 247-272.
Kurze, M., Linnemann, U., Tröger, K.-A. (1989): Gliederung und einige Aspekte der sedimentologischen Entwicklung der Schiefergebirge der Elbtalzone unter besonderer Berücksichtigung der sogen. «phyllitischen Gesteinsgruppe«. Vortrags- und Exkursionstagung vom 8. – 10. November 1989 in Binz/Rügen, Gesellschaft für geologische Wissenschaften, Berlin.
Kurze, M., Tröger, K.-A. (1990): Die Entwicklung des Paläozoikums in der Elbe-Zone (Saxothuringikum). Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Monatshefte 1, 43-53.
Kurze, M., Linnemann, U., Tröger, K.-A. (1992): Weesensteiner Gruppe und Altpaläozoikum in der Elbtalzone (Sachsen). Geotektonische Forschungen 77, 101-167.
Kurze, M. (1995): Sedimentologie des mittelsächsischen Altpaläozoikums am Beispiel der Elbe-Zone. Exkursionsführer zum 10. Sedimentologentreffen vom 24.05 – 28.05.1995, Freiberg.
Kurze, M. (1997): Die Winterleithe-Aufschiebung im Elbtalschiefergebirge. Exkurs.f. u. Veröfftl. GGW 200, 67.
Linnemann, U., Kurze, M., Sehnert, M. (1988): Nachweis von altpaläozoischen Acritarchen und einige neue Ergebnisse lithostratigraphischer Untersuchungen im Elbtalschiefergebirge. Veröff. Museum Westlausitz 12, 44-51.
Linnemann, U. (1994): Geologischer Bau und Strukturentwicklung der südlichen Elbe-Zone. Abhandlungen des Staatlichen Museums für Mineralogie und Geologie Dresden 40, 7–36.
Linnemann, U. (1995): The Late Proterozoic Terranes of Saxony (Germany). Precambrian Reasearch 73, 235-250.
Pietzsch, K. (1962): Geologie von Sachsen. Akademie Verlag Berlin.
Rauche, H. (1991): Spätvariszische Kompressionstektonik am Südwestrand der Elbe-Zone. Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft 19/4, 463-475.
Voigt, U. (1992): Stratigraphie und regionale Stellung des metamorphen Altpaläozoikums am Nordrand des Sächsichen Erzgebirges. Zentralblatt für Geologie und Paläontologie, Teil I, 1-2, 147-156.
Wiedemann, F. (1958): Geologische und petrographische Situation der Serizit- und Chloritgneise der Elbe-Zone. Freiberger Forschungshefte C5.
