GAGP Nr 49 · 2016. 6. 15. · WELZEL, B. (1991): Die Bedeutung von K/Ar- Datierungen an...

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GÖTTINGER

ARBEITEN ZUR

GEOLOGIE UND

PALÄONTOLOGIE

Nr.49

Barbara Welzel

Die Bedeutung von K/Ar-Datierungen an detritischenMuskoviten für die Rekonstruktion tektonometamorpher

Einheiten im orogenen Liefergebiet- ein Beitrag zur Frage der varistischen

Krustenentwicklung in der Böhmischen Masse

1991

Im Selbstverlag der Geologischen Instituteder Georg-August-Universität Göttingen

Göttinger Arb. GeoI. Paläont. 61 S., 20 Abb., 7 Tab. Göttingen, 23. 9. 1991

••• 49

Barbara Welzel

Die Bedeutung von K/ Ar-Datierungen an detritischenMuskoviten für die Rekonstruktion tektono-metamorpher Einheiten im orogenen Liefergebiet- ein Beitrag zur Frage der varistischenKrustenentwicklung in der Böhmischen Masse

Als Dissertation eingereicht am 23.5.1991bei den Mathematisch-Naturwissenschaftlichen Fachbereichender Georg-August- Universität

erscheinen in unregelmäßiger Folgeim Selbstverlag der Geologischen Instituteder Georg-August- Universität Göttingen:Institut und Museum für Geologie und PaläontologieInstitut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre

are issued irregularilyby the Geological Institutes(until 1985: Geol.-Paläont. Inst.)of Göttingen University:Institute and Museum of Geology and PalaeontologyInstitute of Geology and Dynamics of the Lithosphere

RedaktionDr. Helga UffenordeInstitut und Museum für Geologie und PaläontologieGoldschmidt-Straße 3D-3400 Göttingen

ISS N 0534-0403@) Geologische Institute, Universität GöttingenOffsetdruck KINZEL, Göttingen

WELZEL, B. (1991): Die Bedeutung von K/Ar- Datierungen an detritischen Muskoviten fUr dieRekonstruktion tektonometamorpher Einheiten im orogenen Liefergebiet - ein Beitrag zur Frageder varistischen Krustenentwicklung in der Böhmischen Masse. IK-Ar age determinations ondetrital muscovites and their significance for the reconstruction of tedonometamorphic units inthe orogen source area - a contribution to the problem of the crustal evolution cf the BohemianMusif.] - Göttinger Arb. Geol. Paläont., 12: 61 S., 20 Abb., 7 Tab.; Göttingen.

K-Ar age determinations on detrital muscovites in the sediments of the Süddeutsche Scholle(FR-Gennany r NE-Bavaria) give informations about the last cooling hiatory cf their saurteareas, i.e. mainly about the crusta! evolution of the Bohemian Massif.Most data obtained from the Permo-Carboniferous to Upper Cretaceous sediments could bedivided into two groups weil known from the now exposed units of the Bohemian Massif:1. 390-360 my - representing the HP /MP nappe units2. 330-300 my - representing the HT/LP units but also the late Variscan intrusionsTherefore it can be concluded that after the rapid uplift and the associated strong erosion in thePermo-Carboniferous the Variscan Orogen was largely eroded. The later eroded units correspondto those still expose<! today. Upper series with higher (Cadomian or Caledonian) cooling agesmust be represenled in earlier sedimenh, Le. Flysch sediments.

KlAr dating. mUBCovite, detritus, erosion, geochronology, Bohemian Maaair, Hercynian Orogeny

B. Wel.el, Inst. für Geologie und Dynamik der Lithosphäre, Goldschmidtstr. 3, 0-3400 Göttingen

SUMMARY

According to the present knowledge it can be assumed that since the Variscan Orogeny differently printed crustalunits have been eroded by a thickness between 10 and more than 20 km in the area of the western BohemianMassif. Their erosional products most1y occur in the Permo-Carboniferous troughs and in the Mesozoiesedimentary cover of the Süddeutsche Scholle.Up to now the investigations on the crustal evolution of the Bohemian Massif were restricted to the crystallinebasement within the recent erosional level. However this project predominant1y aimed at reconstructing theal ready eroded units oe the Variscan crust by means oe a geochronological analysis oe the erosional products,especially by K-Ar dating oe detrital muscovites.Due to their high resistance to weathering, even when transported to the foreland, the muscovites have conservedtheir cooling ages reached in their source area. It is therefore possible to gain an impression of the post Variscanevolution in the already eroded parts of the Bohemian Massif.

A strong post-sedimentary thermal influence, which could have led to a re-equilibration of the isotopic system ofthe detrital muscovites can be excluded by determinations of both K-Ar age and illite-crystallinity of the finefractions « 2 J.lm).On the other hand the same investigations also indicate a weak post-sedimentary thermal event in the sedimentarycover at about 215-190 my. Younger events, that have been dated in other Mid-European basins, have not beenregistered in the eastern part of the Süddeutsche Scholle.

In addition to methodical investigations on the influence of grain size and weathering on the K-Ar age of detritalmuscovites, a systematic comparative study on the usability of biotite and muscovite for palaeogeographicalreconstructions has been carried out.

The K-Ar age determinations on the detrital muscovites mainly show cooling ages well known from the nowexposed metamorphie and magmatic series of the NE-Bavarian basement:

first, ages from 390 to 360 my, dating the cooling of the nappe units after the HP/MP metamorphie event inthe Bohemian Massif,second, ages from 330 to 300 my, dating the cooling of both the HT /LP metamorphie event and the lateVariscan intrusions.

II

Based on the fact that the data obtained on the foreland sediments correlate to such a high degree with those ofthe basement, it can be inferred that the eroded Variscan crustal units correspond to those which still occur onthe recent erosional level at the western margin of the Bohemian Massif. An analysis of both the stratigraphicaland regional patterns of these data makes it seem likely that

all crustal units exposed today, incIuding the late and post- Variscan granites, were exposed at the erosionallevel by the Permo-Carboniferous,after the strong erosion during the Permo-Carboniferous the MP/HP nappe units of the Bohemian Massifwere largely reduced and the HT /LP units passed onto the erosional level in the Triassic.

Furthermore K-Ar cooling ages on detrital muscovites of about 415 my in Lower Keuper sediments and of about580 my in Middle Jurassic cIastica prove the assumption of sedimentologists that at that time quite a differentsource area, possibly situated in the north, played an important part.

The main conclusions referring to the crustal evolution of the Bohemian Massif deduced by dating of detritralwhite micas in foreland sedimentary rocks can be summarized as folIows:I. The late Variscan evolution of the Bohemian Massif is associated with an extremely rapid uplift and a high

erosional rate in the Late Carboniferous. White mica from late to post- Variscan granites cooled down belowthe blocking temperature of 350 :t 50°C at about 300 my and were deposited as detrital components in thePermo-Carboniferous troughs only 5- 10 my later.

2. The main part of the Variscan Orogen was already leveled down at the last stage of the collision (LateCarboniferous). The later eroded crustal units correspond to those which still occur on the erosional level.Detrital components of upper metamorphic crustal units with cooling ages not known from the exposed unitstoday, have not been found in the foreland sediments of the Süddeutsche Scholle.Therefore probably existing Cadomian or Caledonian printed crustal parts, that have not been overprintedby the Variscan metamorphic event, must be represented by their erosional products in syn- Variscansediments, i.e. Flysch sediments.

ZUSAMMENFASSUNG

Nach dem derzeitigen Kenntnisstand ist davon auszugehen, daß im Bereich der westlichen Böhmischen Massewährend und nach der varistischen Orogenese unterschiedlich geprägte Krusteneinheiten in einer Gesamtmächtig-keit zwischen 10 und mehr als 20 km abgetragen worden sind.Bisherige Arbeiten zur Klärung der Krustenentwicklung der Böhmischen Masse beschränkten sich auf Unter-suchungen im heute aufgeschlossenen Kristallingebiet selbst. Ziel des Projektes war es, auf indirektem Wege übereine geochronologische Analyse der Abtragungsprodukte mit Hilfe von K/ Ar-Datierungen an detritischenMuskoviten ein Beitrag zur Rekonstruktion der bereits erodierten Einheiten im näheren und weiteren KTB-Umfeld zu liefern.

Durch ihre extreme Verwitterungsresistenz konservieren Muskovite ihre im bereits abgetragenen Liefergebieterworbenen Abkühlalter auch während der Umlagerung ins Vorland. Damit war es möglich, durch systematischeBeprobung der permo-karbonisch bis kretazischen Sedimente des NW'vorgelagerten Deckgebirges, einen besserenEinblick in den zeitlichen VerlaUf der postvaristischen Krustenentwicklung im Orogen der Böhmischen Masse zuerhalten.

Eine stärkere thermische Überprägung der Muskovite, die zu einer Störung des K/ Ar-Isotopensytems führt,konnte durch begleitende Bestimmungen sowohl der K/ Ar-Alter als auch der I1IitkristalIinitäten an Feinfraktio-nen der Vorlandsedimente ausgeschlossen werden.

III

Ein schwächeres postsedimentäres Ereignis im Deckgebirge konnte mit 215-190 Ma datiert werden, spätere ther-mische Überprägungen wie sie im Norddeutschen und Pariser Becken nachgewiesen wurden, konnten für die öst-liche Süddeutsche Scholle ebenfalls ausgeschlossen werden.

Zur weiteren Absicherung der Muskovit-Alter wurden darüberhinaus methodische Untersuchungen zur Korn-größenabhängigkeit und zum Verwitterungseinfluß durchgeführt, neben einem systematischen Vergleich zur Eig-nung von detritischen Biotiten und Muskoviten für paläogeographische Rekonstruktionen.

Die Datierungen detritischer Muskovite ergaben hauptsächlich Alter, die auch aus dem heute aufgeschlossenenGrundgebirgsstockwerk bekannt sind:

zum einen um 390-350 Ma, womit die Abkühlung der druckbetonten Metamorphose datiert ist,zum anderen den Zeitraum von 330-300 Ma, der die Abkühlung der temperaturbetonten Metamorphose, aberauch die der spätvaristischen Granitintrusionen erfaßt.

Aufgrund dieser guten Korrelation konnte anhand einer Analyse der stratigraphischen wie auch regionalenVerteilungsmuster der "Detritus-Daten" geschlossen werden, daß

bereits im Permo-Karbon alle in Bezug auf ihre Abkühlalter aus dem heutigen Aufschlußniveau bekanntenEinheiten der W'Böhmischen Masse im Erosionsniveau lagen, inclusive der spät- bis postvaristischen Granite.bereits in der Trias die druckbetont geprägten Deckeneinheiten der Böhmischen Masse weitgehend abgetragenwaren.

Darüberhinaus konnte die aus bisherigen sedimentologischen Untersuchungen abgeleitete Vermutung, daß imtieferen Keuper und Dogger gänzlich andere Liefergebiets-Einheiten eine Rolle spielten, durch die K/ Ar-Datie-rungen an detritischen Muskoviten bewiesen werden.

Für die Krustenentwicklung der Böhmischen Masse können demnach aus den hier vorgelegten geochronologischenDaten folgende Aussagen gemacht werden:

Die spätvaristische Entwicklung der Böhmischen Masse ist mit einer extrem schnellen Heraushebung undAbtragung des jungen Orogens im Ober karbon verbunden. Muskovite aus spät- bis postvaristischen Graniten,die um 300 Ma unter ihre Schließungstemperatur von 300 :!: 50 oe abgekühlt wurden, liegen bereits 5-10 Maspäter als detritische Komponenten in permo-karbonischen Sedimenten vor.Bereits im Permo-Karbon, also der Spätphase der Kollision, waren wesentliche Teile des varistischenOrogens abgetragen. Die seitdem erodierten Krusteneinheiten entsprechen im großen und ganzen jenen, diesich auch heute noch im Abtragungsniveau befinden.Detritus höherer metamorpher Krustenstockwerke mit einem vom heutigen Aufschlußniveau abweichendenAbkühl-Altersspektrum konnte in den Vorlandsedimenten der Süddeutschen Scholle nicht nachgewiesenwerden. Eventuelle cadomisch bzw. kaledonisch metamorph geprägte Krustenanteile, die varistisch nicht bzw.nur schwach überprägt wurden, müßten demnach durch ihre Abtragungsprodukte in synorogenen Flysch-Ablagerungen repräsentiert werden.

IV

ABKÜRZUNGEN

STRATIGRAPHIE: WEITERE ABKüRZUNGEN:

kr - Kreidekro - Oberkreidekru - lJnterkreide

i-Jurajo - Malmjm- Doggerju - Lias

t - Triask - Keuper

ko - Oberer Keuper (Rhät)km - Mittlerer Keuper

kmF - Feuerlettenkms - Sandsteinkeuper

kmB - BurgsandsteinkmC - Coburger SandsteinkmBI - Blasensandstein

kmg - GipskeuperkmL - LehrbergschichtenkmS - SchilfsandsteinkmE - EstherienschichtenkmBe - Benkersandstein

ku - lJnterer Keuper

rn-Muschelkalk = Mittlere Triasmo - Oberer Muschelkalkmm - Mittlerer Muschelkalkmu - lJnterer Muschelkalk

s - Buntsandsteinso - Oberer Buntsandsteinsm - Mittlerer Buntsandsteinsu - lJnterer Buntsandstein

D - Permr - Rotliegend

ro - Oberrotliegendru - lJnterrotliegend

c - Karbonco - Ober karboncu - lJnterkarbon

d - Devondo - Oberdevon

RHSTMO

MMZEVZTTZTM

RhenoherzynikumSaxothuringikumMoldanubikum

Münchberger GneismasseZone von Erbendorf - VohenstraußZone von Tepla- TausZone von Tirschenreuth-Mähring

I23

II

I1.11.222.12.2

III

I23

IV

I1.11.222.12.22.2.12.2.22.333.13.24

V

I1.11.21.3

INHAL TSVERZEICHNIS

Seite

EINFÜHRUNG 2

Vorwort 3Einleitung und Zielsetzung 3Ar bei tsgebiet 5

GEOLOGISCHER RAHMEN 5

Grundgebirge der Böhmischen Masse 5Allgemeine Geologie 5Geochronologie 8Deckgebirge der östlichen Süddeutschen Scholle 10Stratigraphie und Lithologie 10Paläogeographie des ostbayerischen Raumes 12

DIE RELEVANZ VON KjAR-ALTERSBESTIMMUNGEN FÜR PALÄOGEOGRAPHISCHEREKONSTRUK TIONEN 14

Ansätze zur Interpretation von Isotopen-Daten an Glimmer-Mineralen 14

Datierung detritischer Minerale 15Datierung von Feinfraktionen 16

METHODIK 16

Pro benaufberei tung I7Anreicherung detri tischer Hellglimmer 17Herstellung von Feinfraktionen 19Kj Ar- Altersbestimmung 19Allgemeine Grundlagen 20Anal yseverfahren 22Bestimmung der Ar- Isotopie 22Bestimm ung des 4oK 23Berechnung des Kj Ar-Alters und Fehlerbetrachtung 24Bestimm ung der Illi tkristallini tät 25Grundlagen 25Anal yseverfahren 26Beglei tende Untersuchungen 26

ERGEBNISSE UND DEUTUNG 27

Methodische Untersuchungen zur Datierung detritischer Glimmer-Minerale 27Vergleich von Kj Ar-Altersdaten an Muskoviten und Biotiten 27Abschätzung des Einflusses der Verwitterung auf das KlAr-Alter detritischer Muskovite 29Untersuchungen zur Korngrößenabhängigkeit 29

VI

22.12.22.32.42.52.62.7

34

5

2

K/ Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten des Ostteils der Süddeutschen Scholle 30

Daten aus dem Permo- Karbon 33Daten aus dem Buntsandstein 35

Daten aus dem Muschelkalk , 35Daten aus dem Keuper 36

Daten aus dem Lias 36Daten aus dem Dogger 37

Daten aus der Ober- Kreide 37Ergänzende K/ Ar-Datierungen aus dem Naabgebirgs-Kristallin 38

Bestimmung von Zeitpunkt und Intensität der postsedimentären Überprägungim Ostteil der Süddeutschen Scholle 38

Bestimmung des Hellglimmer-Chemism us 43

SCHL USSFOLGER UNGEN UND AUSBLICK .44

L ITE RA TUR VERZEICHNIS .47

ANH ANG (A bb. 20; Tab. 2- 7) 56

EINFÜHRUNG

1.1 Vorwort

Die vorliegende Arbeit entstand auf Anregung von Dr. H. Ahrendt, Dr. A. Vollbrecht und Prof. Dr. K. Weber,Göttingen, im Rahmen des Kontinentalen Tiefbohrprogramms der Bundesrepublik Deutschland (KTB).Prof. Dr. K. Weber danke ich weiterhin für das Referat, das Korreferat übernahm freundlicherweise Prof. Dr.

H.-J. Behr.

Mein besonderer Dank gilt in erster Linie Dr. H. Ahrendt, der diese Arbeit intensiv betreute und mir jederzeit

mit Diskussionen und Anregungen zur Seite stand.

Außerdem möchte ich ganz herzlich Prof. Dr. B. Schröder (Bochum) für die wertvolle Betreuung im Gelände undstete Hilfsbereitschaft danken, dessen Lokalkenntnisse diese Arbeit entscheidend gefördert haben. In diesem Sinne

sei auch Dr. F. Leitz (Red witz) gedankt.

Herrn Dr. K. Wemmer (Göttingen) danke ich für die ergiebige, sowohl technische wie wissenschaftliche Zusam-

menarbeit, die sehr zum Gelingen dieser Arbeit beigetragen hat.

Bei Dipl.-Geol. P. Erlinghagen bedanke ich mich für die Messungen an der Mikrosonde.

Darüberhinaus danke ich allen Mitarbeitern beider geologischer Institute (Göttingen) und allen Kommilitonen, diemir im Laufe meiner Arbeit behilflich waren, darunter insbesondere Dipl.-Geol. C. C. Brahms, D. Marheine,

M. Nathusius und Dipl.-Geol. H. Zwingmann.

Der Deutschen Forschungsgemeinschaft sei für die finanzielle Unterstützung im Rahmen der Forschungsprojekte

We 488/25 und Be 756/28 gedankt.

3

1.2 Einleitung und Zielsetzung

Anhand von K/ Ar-Datierungen am Detritus der postvaristischen Sedimente des Ostteils der Süddeutschen Schollesollte über die Klärung der Material-Herkunft hinaus der Versuch unternommen werden, weiterführende Aus-sagen über die postvaristische Hebungs- und Abtragungsgeschichte der potentiellen Liefergebiete zu machen, imspeziellen über die abgetragenen Einheiten der Böhmischen Masse.Dabei lag die Idee zugrunde, daß v.a. detritische Muskovite ihre ursprünglich im Liefergebiet erworbenen K/ Ar-Abkühlalter auch während des Transportes ins Vorland unverfälscht konservieren; durch Korrelation dieser"Detritus-Alter" mit bereits bekannten radiometrischen Daten aus dem heutigen Grundgebirgsstockwerk und auchsedimentologischen Hinweisen aus dem Deckgebirge sollten Rückschlüsse auf die abgetragenen Einheiten gezogenwerden.

Als Gesamtrahmen für die vorliegenden Untersuchungen war das Kontinentale Tiefbohrprogramm der Bundes-republik Deutschland (KTB) gegeben, ein "Projekt der Grundlagenforschung über die physikalischen und chemi-schen Bedingungen und Prozesse der tieferen kontinentalen Kruste", um "den strukturellen Aufbau, die Dynamikund Evolution intrakontinentaler Krustenbereiche zu verstehen" (WEBER& VOLLBRECHT1986: 1).Spezielles Zielgebiet dieser Forschungen ist der oberpfälzische Teil der Böhmischen Masse, wobei in die For-schungsarbeiten ein weites Umfeldareal miteinbezogen wurde, u.a. auch die Abtragungsprodukte dieses varisti-schen Orogens im westlichen Vorland, d.h. die Sedimente der Süddeutschen Scholle, deren Untersuchung Auf-schluß über den orogenen Krustenaufbau geben.Im Rahmen dieser "Umfeld-Untersuchungen" entstand auch vorliegende Arbeit unter dem Schlagwort"Verlängerung der Bohrung nach oben", die jedoch auch wesentlich weitergefaßte paläogeographische Rekon-struktionen verfolgte.

Aufgrund petrologischer Daten (WAGENER-LoHSE& BLüMEL 1984) ist davon auszugehen, daß im Bereich derBöhmischen Masse, und damit im erweiterten KTB-Umfeld seit der varistischen Krustenkonsolidierung unter-schiedlich geprägte tektonometamorphe Einheiten in einer Gesamtmächtigkeit von 10 und mehr als 20 km abge-tragen worden sind. Durch Untersuchung des abgetragenen Materials, das heute durch die Molasse- bzw.Flyschsedimente repräsentiert wird, können diese ehemals auflagernden Gesteine näher charakterisiert werden.Für die Umlagerung dieser Abtragungsprodukte vom Liefergebiet in einen westlich vorgelagerten Sedimenta-tionsraum gibt es verschiedene Möglichkeiten, die in Abb. I schematisch dargestellt sind.

Abgesehen von weiträumigeren paläogeographischen Rekonstruktionen standen im Hinblick auf die Krustenent-wicklung der westlichen Böhmischen Masse folgende Themen im Mittelpunkt:1. Überprüfung des Deckenkonzeptes (u.a. BEHR et al. 1982, FRANKE 1984) für die mittel- bzw. hoch-druckmetamorphen Einheiten (z.B. MM, ZEV), d.h.

ergeben sich aus den permo-karbonischen bis kretazischen Klastika westlich der Fränkischen LinieHinweise auf eine normale metamorphe Abfolge mit schwächer metamorphen Klastika in älteren undhöher metamorphen Klastika in jüngeren Sedimenten?oder mehren sich die Hinweise auf eine inversmetamorphe Deckenstapelung im Liefergebiet, wie sie auchim heutigen Grundgebirgsanschnitt des ostbayerischen Kristallins zu beobachten ist? (vgl. hierzu Abb. I).wann setzte die Erosion der druckbetonten Einheiten ein?ergeben sich Hinweise auf tektonometamorphe Einheiten und Lithologien (z.B. höhere Decken), die imheutigen Erosionsniveau nicht mehr vorhanden sind?hatten diese Einheiten eine ehemals weitere Verbreitung, d.h. bildeten sie eine einheitliche Decke?

2. Stammen die in permo-karbonischen Sedimenten auftretenden Granitgerölle (u.a. TILLMANN1958), die z.T. ausdem heutigen Aufschlußniveau nicht bekannt sind (HELMKAMPF& WAEBER1983) von einer älteren Granit-generation (z.B. Erzgebirge), oder sind sie von den jüngeren, spät- bis postvaristischen Graniten herzuleiten?Daran knüpft sich die Frage nach der Hebungs- bzw. Abtragungsgeschwindigkeit des Orogens.Außerdem stellt sich in diesem Zusammenhang auch die Frage nach der Altersstellung des Naab-Granits!

3. Oder kommen gänzlich andere Liefergebiete in Frage?

>-

4

Legende:

CD Grundprinzip "Umstapelung":Die obersten varistisch geprägtenKrusteneinheiten (Decken) werden durch dieältesten Sedimente im Vorland repräsentiert.Zunehmend tiefere Erosionsniveaus lieferndas Material für zunehmend jüngereSedimente

Cl) Abtragung und Sedimentation auf direktem

Wege

@ Abtragung und Sedimentation auf indirektemWege über synorogene Ablagerungen (z.S.Flysch)

8) Resedimentation innerhalb des permo-karbonischen bis kretazischen Deckgebirges

Abb. I: Abtragung varistisch geprägter Krusteneinheiten und ihre Umlagerungsmäglichkeiten ins Vorland; sche-matische Darstellung unter Verwendung eines Blockbildes von VOLL(J 960)

5

1.3 Arbeitsgebiet

Zur Verfolgung O.g. Ziele wurden detritische Musko-vite aus den postvaristischen Sedimenten des westlichenVorlandes der Böhmischen Masse radiometrisch datiert.Da ein eventueller Einfluß weiter westlich gelegenerLiefergebiete (Schwarzwald, Odenwald etc.) auf die zuuntersuchenden Sedimente Interpretationen bezüglichder Böhmischen Masse erschwert hätten, beschränktesich das Arbeitsgebiet auf den östlichen Teil der Süd-deutschen Scholle, genauer auf einen parallel zurFränkischen Linie gelegenen ca. 70 km breiten Streifenzwischen Bad Königshofen und Weiden/Opf.(s. Abb. 2).

Abb. 2: Lage des Arbeitsgebietes (Punktraster)

11 GEOLOGISCHER RAHMEN

11.1 Grundgebirge der Böhmischen Masse

Da die varistische Kruste des ehemaligen Böhmischen Festlandes und seiner westlichen Ausläufer Hauptziel vor-liegender Untersuchungen war, wird im folgenden das heute eingerumpfte Grundgebirge der Böhmischen Masseals Relikt des ehemaligen Abtragungsgebietes näher beschrieben, da eine Interpretation der im Deckgebirgegewonnenen K/ Ar-Altersdaten nur unter Berücksichtigung der Kenntnisse über das heutige Basement möglich ist.

lI.I.1 Allgemeine Geologie

Die großräumige Gliederung des mitteleuropäischen Varistikums in die von SE nach NW aufeinanderfolgendenEinheiten Moldanubikum, Saxothuringikum und Rhenoherzynikum geht auf KOSSMAT(1927) zurück, wobei dieeinzelnen Zonen durch den Metamorphosegrad sowie den Anteil postkinematischer Granitplutone gekennzeichnetsind. Während die Metamorphose der devonischen und karbonischen Sedimente in der rhenoherzynischen Zoneder "very-low-grade Fazies" nach WINKLER(1979) zuzuordnen ist (WEBER 1976), nimmt der Metamorphosegradnach SE hin bis in den Bereich der hohen Amphibolitfazies im Moldanubikum zu. Im Sinne der modernenPlattentektonik werden diese Zonengrenzen als ehemals aktive Plattengrenzen bzw. Suturen gedeutet (u.a. WEBER1986 a,b).

Der heutige Grundgebirgsaufbruch der Böhmischen Masse liegt im Übergangsbereich von Saxothuringikum undMoldanubikum im Sinne KOSSMAT'S(1927; vgl. Abb. 3) und umfaßt Gebiete der BRD, der CSFR, Polens und

6

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Bayreuth.

KTB-Lokation

Permo-MesozoischesDeckgebirge

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Abb. 3: Geologische ÜbersichtskarteA Gliederung der varistischen Grundgebirgsaufbrüche in Mitteleuropa nach KOSSMAT (1927)B Tektonometamorphe Großeinheiten am \V'Rand der Böhmischen Masse; spät- bis postvaristische

Granite nicht dargestelltI. MP/HP-metamorphe Decken MM Münchberger Gneismasse2. tiefere Decken ZEV Zone von Erbendorf - Vohenstrauß3. Saxothuringikum ZTT Zone von Tepla- Taus4. Moldanubikum ZTM Zone von Tirschenreuth-Mähring

7

Österreichs. Obwohl dieser Krustenkomplex seit etwa Mitte des vorigen Jahrhunderts im regen Interesse geologi-scher Forschungen steht (u.a. VONGüMBEL 1868, 1879, KOSSMAT1927, VONGAERTNER1951, WURM1925 a,b,SUESS1903, KÖLBL 1927), ist seine Entwicklungsgeschichte bis heute nur teilweise geklärt, die Forschungsprojektedes KTB-Programmes sollen jedoch dazu beitragen.

Die Krustenstruktur im engeren und weiteren Lokationsgebiet Oberpfalz (vgl. Abb. 3) ist im wesentlichen durcheine intensive varistische Überschiebungstektonik gekennzeichnet, bei der verschiedene Krustenstockwerke über-einander gestapelt wurden. Hiervon lassen sich im heutigen Oberflächenanschnitt der Böhmischen Masse 3Krustenabschnitte aufgrund ihrer unterschiedlichen tektonometamorphen Entwicklung klar gegeneinander ab-grenzen:- eine saxothuringische Einheit im Norden (ST)- eine moldanubische Einheit im Süden (MO)- ein Deckenkomplex, der nur noch in Resten erhalten ist.

Die saxothuringische Einheit der Böhmischen Masse setzt sich vorwiegend aus proterozoisch bis paläozoischenMetasedimenten und Metavulkaniten zusammen, wobei die prägende NP/HT-Metamorphose von N nach Sansteigt und im Übergang zum Moldanubikum die Sillimanit-Muskovit-Zone erreicht (p = ca. 2 kbar;T = ca. 550°C; WAGENER-LOHSE& BLüMEL1984). Trotz dieser einphasigen metamorphen -und einer polyp hasentektonischen Prägung sind in dieser Einheit sedimentäre Strukturen noch deutlich erhalten.

Der Grenzbereich zwischen saxothuringischer und südlich anschließender moldanubischer Einheit ist im Westendurch eine diaphthoritisch geprägte schmale WSW-ENE streichende Scherzo ne gekennzeichnet, die Zone vonTirschenreuth-Mähring (ZTM), die die Überschiebungszone moldanubischer auf saxothuringische Gesteinerepräsentiert.

Südlich daran schließt sich die moldanubische Einheit an, die im Gegensatz zum Saxothuringikum polymetamorphgeprägt ist. Neben der jüngsten, nach S progressiven NP/HT -Metamorphose (max. 3-4.5 kbar, 600-700°C),finden sich noch Relikte zweier älterer, mehr druckbetonter Phasen (BLüMELin WEBER& VOLLBRECHT1986: 18).Sedimentäre Strukturen fehlen hier weitgehend.

Beide oben beschriebenen Großeinheiten wurden im Verlauf der NP/HT-Metamorphose miteinander verschweißt(u.a. WAGENER-LoHSE & BLOMEL 1986), und durch eine gemeinsame Deformationsgeschichte miteinanderverknüpft (STEIN 1988).

Von dem diese Einheiten überlagernden Deckenstapel sind nur noch kleinere Reste in erosionsgeschützten tekto-nischen Positionen (Mulden, abgesenkte Blöcke) erhalten. Zu diesen Relikten zählen- die Münchberger Gneismasse (MM)- die Zone von Erbendorf -Vohenstrauß (ZEV)- die Zone von Tepla- Taus (ZTT),aber auch weitere, z.T. kleinere Zonen, Z.B. im Bereich des zentralsächsischen Lineaments (Massive von Franken-berg und Wildenfels) und Polens (Sowie G6ry = Eulengebirge); mit Vorsicht können auch Einheiten des Wald-viertels (z.B. Gföhler Deckenkomplex) dazugerechnet werden (BLüMEL1990).All diesen z.T. lithofaziell ähnlich ausgebildeten Zonen ist eine mitteldruckmetamorphe Prägung gemein (8 kbar,ca. 610 oe), stellenweise finden sich auch Relikte eines älteren Hochdruckstadiums (BLüMEL in WEBER& VOLL-BRECHT1986: 25).Für die geotektonische Interpretation dieser Zonen nimmt v.a. die Münchberger Gneismasse eine Schlüsselstellungein, da für sie bezüglich Metamorphose und Alter eine inverse Abfolge nachgewiesen wurde, was hier nur durchDeckenbau zu erklären ist (vgl. BEHRet al. 1980, 1982, FRANKE1984).Während Saxothuringikum und Moldanubikum von der NP/HT -Metamorphose, die mit ca. 330-320 Ma datiert ist(HANSENet al. 1989), miteinander verschweißt sind, sind die Deckenkomplexe (z.B. MM) von dieser Phase nurwenig betroffen.

8

Zwar weisen z.B. die Gesteine der östlichen ZEV bzw. der südlichen ZTT eine thermische Überprägung auf( --+ Verjüngung der K/ Ar-Abkühlalter), deren Ursache ist jedoch noch nicht eindeutig geklärt, liegt vermutlichaber in den nahen Granitintrusionen begründet. KLEEMANNet al. (1989) diskutieren weiterhin auch eine Zuord-nung der südöstlichen ZEV zu moldanubischen Serien.

Nach diesem Kenntnisstand müßte die Deckenüberschiebung nach bzw. mit der NP/HT-Metamorphose statt-gefunden haben.

Einen weiteren, regional schwankenden, doch insgesamt großen Anteil am Grundgebirge der Böhmischen Massehaben Granitolutone, die spät- bis postkinematisch in alle vorab beschriebenen Einheiten intrudierten. Sie liegenheute zum großen Teil im Erosionsniveau, können jedoch auch schon vollständig abgetragen sein; so lassen sichz.B. die Sillgranite der ZTM als Aufstiegsbahnen eines bereits erodierten Intrusionskörpers deuten (WEBER&VOLLBRECHT1986: 22).Im Westen wird die Böhmische Masse durch die Fränkische Linie bzw. den Donaurandbruch begrenzt, einemNW/SE-streichenden Störungssystem mit Sprunghöhen bis zu ca. 2000 m (SCHRÖDER1965 a). Jenseits dieserStörungen setzt sich das varistische Basement in vermutlich vergleichbarer Struktur unter der Deckgebirgsauflageder Süddeutschen Scholle nach Westen fort, die Grenze Saxothuringikum/Moldanubikum wird über Nürnberg biszum N-Ende des Schwarzwaldes gezogen (KLARE& SCHRöDER1986). Aufschluß hierüber geben geophysikalischeUntersuchungen und zahlreiche Bohrungen, die hauptsächlich Gneise und Granite, aber auch paläozoische Serienerbohrten (u.a. BREYER1956).

11.1.2 Geochronologie

Um die in den Abtragungsprodukten eines orogenen Krustenkomplexes ermittelten Altersdaten interpretieren zukönnen, sind möglichst umfassende geochronologische Kenntnisse der reliktisch erhaltenen, potentiellen Liefer-gebiete, in diesem Falle also v.a. der heutigen Böhmischen Masse von entscheidender Bedeutung.Hierbei ist zu beachten, daß im Detritus eventuell auch thermische Ereignisse datiert werden, die im heutigenKrustenstockwerk nicht mehr oder nur reliktisch überliefert sind, weil die entsprechend geprägten Einheiten ent-weder später abermals überprägt wurden, oder aber bereits vollständig abgetragen sind. So ist z.B. bis heute nichtgeklärt, welche Einheiten ehemals den spät- bis posttektonischen Graniten auflagerten, ob es sich dabei evtl. umeine weitere, ältere, hochdruck metamorphe Decke handelte.

In der Böhmischen Masse gehen erste geochronologische Untersuchungen auf bundesdeutschem Gebiet auf DAVIS& SCHREYER(1962) und FISCHERet al. (1968), auf der tschechoslowakischen und polnischen Seite auf SMEJKAL&SATTRAN(1961), VEJNAR (1962) und SMEJKAL(1964, 1965) zurück. Für das Gebiet der ehemaligen DDR stammenfrühe Arbeiten von VINOGRADOVet al. (1959, 1962), während aus dem österreichischen Teil JÄGER et al. (1965)die ersten radiometrischen Altersdaten publizierten.

Für vorliegende Arbeit sind in erster Linie die K/Ar-Abkühlalter aus dem heute aufgeschlossenen Krustenstock-werk der Böhmischen Masse relevant, neben Ar/Ar-Altern bzw. Rb/Sr-Mineralaltern, mit denen z.T. eineAbkühlung auf ähnliche Temperaturen datiert wird (vgI. Kap. III.l).

In Abb. 4 sind diese Daten für die gesamte Böhmische Masse zusammengestellt, falls nötig wurden die Original-daten anhand der von STEIGER& JAGER(1977) vorgeschlagenen Zerfallskonstanten neu berechnet.Hierbei ist jedoch zu betonen, daß die Daten aus den nördlichen bzw. östlichen Teilgebieten in den Original-arbeiten kaum kritisch diskutiert werden und deshalb nur mit Vorsicht zur Interpretation herangezogen werdendürfen. So geben z.B. DEPCIUCHet al. (1980) für die Sowie Gory umgerechnet K/ Ar-Alter (an Muskoviten undBiotiten) von 470-430 Ma an, wohingegen VANBREEMENet aI. (1988) in den gleichen Serien Rb/Sr-Mineral-abkühlalter (ebenfalls an Muskoviten und Biotiten) von 375-360 Ma bestimmten. Gemäß den Schließungstempe-raturen der jeweiligen Isotopensysteme (vgl. Kap. 111.1) widersprechen sich diese Datierungen, und aufgrund

Legende:

{!KTB-Lokation

DrosendortEinheitdes

Moldanublkumss.SIr.

metamorpheGesteinederInne.

renBereIchedesRhenoherzynl'

kumsundMoravlkums.Sachs

Granul!tgeb

spät.biSposnektonische

GranIte

Gföhler

Elnhelt

des

Moldanublkumss.sIr.

cadomlsches

Basement

der

Moravc,Slleslschen

Zone

cadomlsche

&paläozoische

Ge.

steine.

varlstlsCh

metamorph

überprägt(Tepla.ZEV.zn.M

Mu,a.l

Paläozoikum

des

BarranCllums

Devon

&KarbOn,

nichtmetamorph

prä.Devon

(Inel

Präkambnum)

derSaxothunng.

Zone,

(l.T.

metamorph)

Datierungenan:

HHornblenden

MMuskoviten

BBiotiten

Abkühlungnach:

630-metamorphem

Ereignis

280-magmatischem

Ereignis

~ ITIIIIJ]o U D • ~ L...,J

50km

375-360M

,B

Rb/Sr

340-325 H

330-320M

,BAr/Ar

320-290 B

590-540 H

380-360 H

330-320 M

,B

320 H

330-320 M

320-310 B

350-320 M

,B

320-290 B

390-370 H

380-360 M

330-300 H,M

300-280 B

Abb.4:

Schematische

Zusammenstellung

derK/Ar-Mineralabkühlalter

fürdieGesamtheitderBöhmischen

Masse

(nachHARREetal.1967,DEPClUCH1971,1972,

DEPCIUCH&LIs1971,1972,HAAKE1972,HAAKEetal.1973,PILOT1973,BERNARD&KLOMINSKY1975,DUDEK&MELKOVA1975,HOFMANNetal.1979,

BOROWSKAetal.1980,SCHARBERT&BATIK1980,W

ENDTetal.1986,1988,SoKOLOVAetal.1987,HANSENetal.1989,KREUZERetal.1989,inpress,DALLMEYER

etal.1990,GOROKHOVetal.1990;Kartengrundlage

ausFRANKE1989).

10

dieser Diskrepanz blieben auch weitere kaledonische Abkühlalter aus dem NE-Teil der Böhmischen Masse bei derKompilation unberücksichtigt, sie erschienen nicht zuverlässig.

Für Muskovite, die in vorliegender Arbeit vorwiegend datiert wurden, lassen sich bzgl. der tektonometamorphenEinheiten verschiedene K/ Ar-Abkühl-Altersgruppen ausgliedern:590-540 Ma: Abkühlalter der Granodiorite der Lausitz, des E'Erzgebirges und auch des Brünner Plutons.390-350 Ma: Abkühlalter der mitteldruckmetamorphen Einheiten der Deckenreste (MM, ZEV, ZTT, Sowie

G6ry), aber auch der Hochdruck-Relikte (Eklogite) in der MM (KREUZER et al. 1989); imVergleich mit MM und Sowie G6ry, wo sowohl Muskovit- als auch Hornblende-Alter vorlie-gen, kann dieser Zeitraum auch für die Abkühlung von ZEV und ZTT angegeben werden, fürdie nur Hornblende-Alter bekannt sind. Letztere Deckenreste weisen darüberhinaus beideeinen Teilbereich auf, in dem eine Verjüngung der Hornblenden auf 330-320 Ma zu beob-achten ist (vgl. auch Kap. 11.1.1).

330-300 Ma: einheitliche Abkühlalter aus den niederdruckmetamorphen Einheiten des Saxothuringikums(ind. Lugikum) und Moldanubikums.

350-320 Ma, 320-300 Ma, 300-280 Ma: in diese 3 Altersgruppen lassen sich die syn- bis postvaristischen Graniteeinteilen; an hand der K/ Ar-Abkühlalter lassen sich diese Intrusiva nur schwer von den NP-Serien unterscheiden.

11.2 Deckgebirge der östlichen Süddeutschen Scholle

Das oben beschriebene Grundgebirge der heutigen Böhmischen Masse stößt im Südwesten vorwiegend anVerwerfungen an das Deckgebirge der Süddeutschen Scholle, deren nordöstlicher Teil für die im Rahmen dervorliegenden Arbeit durchgeführten Untersuchungen beprobt wurde.

Dieses Gebiet ist schon seit Mitte des 19. Jahrhunderts Gegenstand v.a. sedimentgeologischer und stratigraphischerUntersuchungen. Neben allgemeinen Arbeiten von VONGüMBEL (1866, 1891) entstanden Anfang dieses Jahrhun-derts auch ausführlichere Abhandlungen z.B. über das Rotliegende (LEHNER1920, DETERRA 1925, VONKOENIGS-WALD 1929), über den Buntsandstein (u.a. DORN 1931, HEIM 1933, KAUTZSCH1933), den Muschelkalk (u.a.GEVERS1926) und den Keuper (u.a. THüRACH1888, 1901, KNETSCH1929).Zu dieser Zeit wurden auch bereits die ersten Bohrungen durch das Deckgebirge abgeteuft (Übersichten z.B. beiBREYER1956, TRUSHEIM1964).

11.2.1 Stratigraphie und Lithologie

Im Gegensatz zum benachbarten Grundgebirge hat das Deckgebirge weder eine stärkere metamorphe Überprä-gung erfahren (vgl. auch Kap. VA) noch ist es gefaltet, die Schichten sind lediglich durch intensive saxonischeSchollentektonik verstellt, z.T. auch leicht verbogen.Stratigraphisch erfassen diese postvaristischen Deckgebirgssedimente - abgesehen von quartären Ablagerungen -Schichtfolgen vom Oberkarbon bis zum Jungtertiär, unterbrochen durch zwei große Schichtlücken, wovon eineden Zeitraum der Unterkreide, eine weitere das ältere Tertiär umfaßt.Die Gesamtmächtigkeit dieses Sedimentstapels beträgt im Norden bis etwa 3000 m, im Süden bis ca. 1000 m(SCHRÖDER1987).

Paläogeographisch stellte dieser Teil der Süddeutschen Scholle seit dem Permo-Karbon meist einen mehr oderminder rand nahen Sedimentationsraum dar, in dem überwiegend klastisches Material abgelagert wurde. Mitzunehmender Entfernung zum Beckenrand geht diese rand nahe Sandfazies häufig in eine tonige bzw. karbonati-sche Beckenfazies über.Die Lithologie der einzelnen Formationen ist in Abb. 5 zusammengefaßt.

11

GRUNDGEBIRGE

im N: limnisch-fluviatiles Turon, nach S zunehmender mariner Einfluß

Sandsteine, z.T. mit Eisenerz-führenden Schichten

örtliche grobklastische Schüttungen mit Konglomeraten, Oz-Fsp-Kaolin-Sandsteinen, Tonen

Abgrenzung Perm/lTrias z. T. nicht möglich - Permo- Trias

Kalksteine, Mergelsteine, z.T. dolomitisiert; faunen reich

Nebeneinander von Massenfazies (Algen-Schwamm-Riffkalke) und gut gliederbarer, fossi/reicher

karbonatischer Schichtfazies

Doggersandstein: Fsp-arme, mature Sandsteine mit eingeschalteten Tonen und Eisenoolith-Hori-

zonten

Opalinuston: graue Tonmergelschiefer mit Toneisensteingeoden

Abgrenzung von permischen gegen karbone Sedimente zumeist nicht möglich -

Zusammenfassung der Schichten zum sog. Permo-Karbon

graue Schiefertone und Mergelschiefer, mit Toneisenstein- und Phosphoritknollen; an der Basis und

im SE (Randfazies) Fein- bis Grobsandsteine

Abgrenzung RhärJILias v.a. bei sandiger Fazies im SE schwierig - Rhätolias

~: marine Ton-Sandschiefer (im N) bis zu nicht marinen Sandsteinen (im S)

kmF: Tone bis Mergel, nach S versandend bis hin zu Sandsteinen

kms: (Bau-)Sandsteine, z.T. fossilführend (kmC, kmBI); geröllführende Arkosen, z.T. auch kaolinisiert

(kmB), auch Gipslagen und Tone (kmB), dalomitische Arkosen (kmB)

~: Fein- bis Grobsandsteine (kmS, kmBe), z.T. in Rinnenfazies (kmS); Tone, Gipslagen (kmM),

Schiefertone, z.T. fossilführende Steinmergelbänke (kmE, kmL)

~: Tone mit eingeschalteten Sandsteinbänken (im N) bis hin zu z.T. geröllführenden Sandsteinen

(imS)

generell: nach SE rasch fortschreitende Versandung

marine Ausbildung im NW: fossilführende Kalk- und Dolomitbänke, z.T. Gips-führend

randnahe bis kontinentale sandige Fazies im SE (ab Bayreuth bzw. Eschenbach): Sandsteine, z.T.

mit artenarmer Fauna; Limonitbänke

Schiefertone bis konglomeratische Sandsteine; im sm auch Grobgeröll-fOhrende Konglomerate und

Qz-Fsp-Kaolin-Sandsteine; z.T. Karneol

Kornvergröberung von N nach S

mariner Zechstein fehlt, vorhandene terrestrische Äquivalente werden dem Rotliegend zugeordnet

Konglomerate, Fanglomerate, Wechsel von Arkosesandsteinen mit sandigen Schiefertonen. z.T.

Karbonat. und Gipseinschaltungen

zuweilen, v.a. in tieferen Teilen Kohle- und Brandschieferflöze mit Florenresten

unregelmäßige Einschaltungen von sauren bis intermediären Vulkaniten und Tuffen

Konglomerate: buntes Geröllspektrum I geringe Transportbeanspruchung

Sandsteine: unausgereiftes Mineralspektrum - bei kurzen Lieferdistanzen

l/lCl::J

a:wl1.::>W

"

a:wClg

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~z::>'"

zo'"a:Cl:~~a:Wl1.

ä:~wiij"'a:o "----------SChichtlücke: UNTER.KREIDE ----------------

500

o

1000

[mI

1500

245

181

95~ ,.

150

229

204

239

290

[Ma)

Sediments-

t10nsalter

nach ODtN (1982)

Abb. 5: Schematische Stratigraphie und Lithologie der Deckgebirgssedimente im E'Teil der Süddeutschen Scholle,am Beispiel eines Vertikalprofils bei Pegnitz (nach GEOLOGISCHESLANDESAMTBAYERN1981: Tafel I;Lithologie zusammengestellt nach SCHRöDER1970, 1975; Abkürzungen s, S, IV).

12

II.2.2 Paläogeographie des ostbayerischen Raumes

Permo-KarbonWährend und nach dem letzten Kollisionsstadium der varistischen Orogenese, das von ausgedehnten Granitintru-sionen begleitet war, bildete sich durch differenzierte Hebung und Absenkung im späten Ober-Karbon einvorwiegend SW-NE gerichteter Strukturplan von Schwellen und Trögen, der noch bis in den Jura Fazies- undMächtigkeitsverteilung der Deckgebirgssedimentation steuerte (SCHRÖDER 1969). Diese intramontanen Trögenehmen v.a. im Rotliegend die mächtigen Abtragungsprodukte des jungen Orogens auf, die bei der intensiven,immer wieder neu belebten Hebung und damit verbundenen Erosion dieses Orogens anfallen, aber auch dieProdukte des postorogenen sauren bis intermediären Vulkanismus kamen hier zur Ablagerung.Mit Beruhigung der Krustenkinematik und damit einhergehender Reliefeinebnung verfüllen sich diese perrno-karbonischen Tröge gegen Ende des Rotliegend, und im Zechstein konnte durch leichte Kippung der Süddeut-schen Festlandscholle nach Norden von dort das Meer südwärts bis etwa zur Linie Stuttgart - Bayreuth (EMMERT1978) vordringen (vgl. auch Abb. 6), südlich davon belegen z.T. Karneol-Krusten eine aride Festlandsperiode.

TriasDie im Zechstein begonnene Ausbildung eines einheitlichen, mitteleuropäischen Sedimentationsbeckens, desGermanischen Beckens, setzte sich in der Trias fort, indem sich während des Buntsandsteins der Sedimentations-raum weiter nach Sausdehnte.Ein varistisch geprägter, kristalliner Rücken, die vieldiskutierte sog. "Vindelizische Schwelle" (vgl. DORN 1958)trennte das nördliche epikontinentale Becken von einem südlichen, marinen Sedimentationsbecken, der Tethys.Während im Buntsandstein das Ablagerungsmilieu vorwiegend fluviatil und limnisch geprägt war, schiebt sich imMuschelkalk ein flaches Binnenmeer vor, das lediglich über die Rhöne-Depression (Burgundische Pforte) mit derTethys in Verbindung stand. Außer der sandig ausgebildeten Randfazies gingen aus dieser Zeit überwiegendKarbonate hervor.Im Keuper schritt die schon zu Ende des Muschelkalks begonnene Verlandung weiter fort (vgl. u.a. HAUNSCHILD1989), bis hin zu einem seichten Binnenmeer oszillierenden Charakters, dieser differenzierte Ablagerungsraumerweiterte sich dennoch weiterhin nach Süden. Bedingt durch den (örtlich wie zeitlich) mehrmaligen Milieuwech-sel, teils marin, teils brackisch bis fluviatil-terrestrisch, spiegelt sich in den Keuper-Sedimenten ein reger, sowohllateraler als auch vertikaler Fazieswechsel wider.Auch die Herkunft der Sedimente wechselt innerhalb dieser Zeit: So wird z.B. die Sedimentation des Gipskeupersdurch eine mächtige Sandschüttung, den Schilfsandstein unterbrochen, dessen Schüttungsrichtung für weite Teilesüdwärts gerichtet ist (WURSTER1964). Sein Bildungsmilieu wird jedoch kontrovers diskutiert, WURSTER(1964)rekonstruierte ein großes Deltasystem (revidiert durch DITTRICH1989), EMMERT(1965) hingegen Strömungskörperin einem seichten Meer.Im Sandsteinkeuper hingegen werden vorwiegend festländische und fluviatile Sande und Tone von einem Liefer-gebiet im Süden (Vindelizisches Land) dem Becken zugeführt (STAHL1971).

In Hinsicht auf vorliegende Arbeit muß betont werden, daß aus den Isopachenverläufen der Deckgebirgsauflagegeschlossen werden kann, daß auch ein mitunter großer Teil des heutigen Basements der Böhmischen Masse zurZeit der Trias unter Sedimentbedeckung lag (vgl. Abb. 6; STEINLEIN1938, 1953, SCHNITZER1961, SCHRÖDER1964,1969, 1976), die sich im darauffolgenden Jura noch weiter ausbreitete und im Malm ihren Höhepunkt erreichte(SCHRÖDER1962, 1969).

Jura:Zu Anfang des Jura schreitet die sukzessive Überflutung der Vindelizischen Schwelle mit einem erneutenMeeresvorstoß aus Nordwesten fort, die Küste war durch fingerartig vorgreifende Meeresbuchten (z.B. Regens-burger Bucht) gegliedert, bis im oberen Dogger die Regensburger Meeresstraße durchbrach und das VindelizischeLand im SW vom Böhmischen Land im NE trennte (LEMCKE1973; s. Abb. 6).Nach der anfänglichen Stillwassersedimentation im Lias setzte im Dogger die häufig Fe-Erz-führende Fazies desEisensandsteins ein, dessen Herkunft noch nicht geklärt ist (s. SCHRÖDER1962, MEYER& SCHMIDT-KALER 1981).

13

oNürrberg

~~~-=======m=-t/ . --s(' --yi______ --+ ------ N--,. ----_. -,. ~,. /~,. /(c.\<.en

~e

50 ~m

E3 heutiger Grund-

~- gebirgs aufbruch

Abb.6:Rekonstruierte Beckenränder von Zech-stein bis Dogger (nach GEOLOGISCHESLANDESAMTBAYERN 1981, ergänzt nachSCHRöDER1969;)

.............: .....

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.

Im Malm wurde die verbliebene Vindelizische Insel schließlich vollkommen überflutet und somit das flacherenördliche Schelfmeer direkt mit der tieferen Tethys verbunden. Dabei förderte deren kalkreiches Tiefenwasserbei zunehmender Erwärmung auf dem fränkischen Schelf die reichliche Kalk- und Mergelbildung. Die Kalksedi-mentation reichte bis weit auf die heutige Böhmische Masse, nur ein kleiner Teil von ihr blieb als BöhmischeInsel weiterhin als Festlandsareal erhalten (vgl. auch paläogeographische Karten nach ZIEGLER 1982).Nach dieser seit der Trias ständig zunehmenden Eindeckung dürfte die Böhmische Masse nach einer Regressionim Kimmeridge wieder als Detritus-Lieferant in Frage kommen (HESSE 1968).

Kreide:Mit der im hohen Jura einsetzenden saxonischen Bruchtektonik am Westrand der Böhmischen Masse (s. hierzuSCHRöDER1976), im Zuge derer die spätpaläozoisch angelegten Strukturelemente wie z.B. die Fränkische Linieerneut reaktiviert wurden, begann in der Unter-Kreide eine ausgedehnte Festlandsperiode mit intensiver Abtra-gung, während der die heutige Grundgebirgsscholle wieder freigelegt, und die fränkische Malmtafel tiefgründigverkarstet wurde.Auf diese Landoberfläche transgredierte im Cenoman das Meer aus südlicher Richtung und reichte in einer engenBucht bis etwa an den Nordrand der Fränkischen Alb (s. TILLMANN1964). Die hier abgelagerten Klastika stam-men fast ausschließlich aus dem östlich bzw. nordöstlich gelegenen Hochgebiet (TILLMANN1964, SCHRöDER1969)und erreichen im Süden Mächtigkeiten bis zu 1000 m (SCHRÖDER1976).

Tertiär:Gegen Ende der Kreide begann abermals eine Periode festländischer Abtragung. Im Süden bildete sich allmählichdas Molassebecken, das die Abtragungsprodukte des alpinen Orogens aufnahm.

14

Aufgrund intensiver Krustenbewegungen entwickelte sich im Jungtertiär ein ausgeprägter Basaltvulkanismus alswestlicher Ausläufer der nordböhmischen Vulkanzone und des Eger-Grabens (OTT 1981), wovon im Bereich desDeckgebirges der Oberpfalz jedoch nur mehr die herauspräparierten Förderschlote existieren.

III DIE RELEVANZ VON K/AR-ALTERSBESTIMMUNGEN FÜRPALÄOGEOGRAPHISCHE REKONSTRUKTIONEN

Die in der vorliegenden Arbeit angewandte K/ Ar- Methode zur Altersbestimmung findet ihre häufigste undgebräuchlichste Anwendung in der Datierung metamorpher und magmatischer Ereignisse bzw. deren Abkühlung.Die Datierung von sedimentären Prozessen ist hingegen mit einigen Schwierigkeiten verbunden, so kann Z.B. einSedimentationsalter lediglich an glaukonitischen Mineralen bestimmt werden (OorN 1982: 225-403).Dennoch kann die K/ Ar- Datierung von bestimmten Sedimentkomponenten ein wichtiges Hilfsmittel zurAufklärung sowohl prä- als auch postsedimentärer Vorgänge sein, umgesetzt wurde dieser methodische Ansatzbisher jedoch nur selten. Zwar beschäftigten sich schon frühe Arbeiten u.a. von KRYLOV& SILIN (1959),VISTELIUS(1959, 1964), KRYLOV(1961), VISTELIUS& KRYLOV(1961), HURLEYet aI. (1963), FITCH et aI. (1966),ABOEL-MoNEM & KULP (1968) mit der paläogeographischen Signifikanz dieser Methode, die Relevanz derDatierung detritischer Minerale in klastischen Sedimenten für die Rekonstruktion thermo metamorpher Ereignissein den Liefergebieten wurde jedoch bis heute nicht in ihrer Tragweite erkannt; die Möglichkeit, aus derDatierung von Feinfraktionen « 2 jlm) von Sedimenten Informationen über die postsedimentäre thermischeGeschichte zu erhalten, fand hingegen schon häufig Anwendung.

HORSTMANNet aI. (1990) machten den ersten Versuch, anhand von Datierungen an detritischen Muskoviten derNama Group (Namibia), Aussagen über die Entwicklung des Liefergebietes zu machen, und konntenthermo metamorphe Ereignisse nachweisen, die im heute anstehenden Grundgebirge, dem Damara Orogen, nichtmehr erkennbar sind, da sie dort durch spätere metamorphe Ereignisse überprägt, und damit ausgelöscht sind.Ähnliche Rekonstruktionen anhand radio metrischer Detritus-Untersuchungen existieren Z.B. von WAGNERet al.(1979) über die Abkühlungs- bzw. Hebungsgeschichte des Bergell-Massivs in den Alpen (Spaltspuren-, K/Ar-und Rb/Sr-Datierungen) bzw. von RENNE et al. (1990), die mit Hilfe von 4oAr;39Ar-Einzelkornuntersuchungeneinen Beitrag zur tektonischen und thermischen Entwicklung in den Liefergebieten der Montgomery CreekFormation/California leisten konnten.

II I. 1 Ansätze zur Interpretation von Isotopen-Daten an Glimmer-Mineralen

Bei der Datierung bestimmter Sedimentfraktionen muß man sich - ebenso wie bei Datierungen im Grundgebirge- fragen, welchen Zeitpunkt, d.h. welches Entwicklungsstadium eines Minerals überhaupt datiert wird. Durchunterschiedliches Verhalten der verschiedenen Isotopensysteme (z.B. K/ Ar und Rb/Sr) resultieren aus denentsprechenden Datierungsmethoden voneinander abweichende Alter.

So fanden z.B. PUROY & JÄGER (1976) an amphibolitfaziellen Gesteinen des Lepontins (Alpen) folgendeAlterssequenz für Glimmerminerale:

Rb/Sr Muskovit> K/ Ar Muskovit> K/ Ar Biotit = Rb/Sr Biotit

Durch solche Abfolgen und Vergleiche von Biotit- und Muskovitaltern in von Regionalmetamorphosenunterschiedlicher Intensität geprägten Gebieten wurde das Konzept der Schließungstemperaturen und Abkühlalterim wesentlichen von ARMSTRONGet aI. (1966), lÄGER et aI. (1967), JÄGER (1973), PUROY& JÄGER (1976),WAGNERet aI. (1977) u.a. an Glimmern der Zentralalpen entwickelt. Dieses Konzept besagt, daß jedes Mineralunterhalb einer bestimmten Temperatur, der sog. Schließungstemperatur, sein Kristallgitter für die Diffusion

15

spezieller Isotopensysteme "schließt", d.h. daß alle Mutter- und Tochterisotope im Mineral akkumuliert werden(vgl. auch DOOSON 1973, 1979). Dabei kann diese Schließungstemperatur weit unterhalb derKristallisationstemperatur liegen. Aus den schon erwähnten Untersuchungen geben PUROY& JÄGER (1976) unterder Annahme, daß sich ein Isotopensystem im Verlauf einer Aufheizung bei der gleichen Temperatur öffnet, beider es sich während einer Abkühlung schließt, für Glimmerminerale folgende Schließungstemperaturen an(s. auch JÄGER 1973, 1979):

Methode Mineral Schließ un gstemperatur

Rb/Sr Muskovit 500 :!: 50 .CK/Ar Muskovit 350 :!: 50 .CRb/Sr Biotit 300 :!: 50 .CK/Ar Biotit 300 :!: 50 .C

Für Hornblenden liegt diese Temperatur bzgl. des K/Ar-Systems etwa um 500.C (vgl. GERLING et al. 1965,HARRISON& McDOUGALL1980).Nach diesem Konzept, werden alle radiometrischen Mineraldatierungen aus einem hinreichend stark regional-metamorph überprägten Gebiet als sog. Abkühlalter interpretiert, d.h. also als Zeitpunkt der Unterschreitung derSchließungs temperatur .Im Gegensatz hierzu stehen die Auffassungen anderer Autoren (STEIGER1964, 1983; DEUTSCH& STEIGER1983),die annehmen, daß diese Mineralalter nicht abkühlungsbedingt sind, sondern direkt den Zeitpunkt der Kristalli-sation bzw. Rekristallisation datieren und somit Mineralbildungsalter repräsentieren.

Im Hinblick auf die Ergebnisse der vorliegenden Arbeit bleibt jedoch festzuhalten, daß mit der Datierung derdetritischen Hellglimmer aus den Deckgebirgssedimenten der Süddeutschen Scholle in jedem Falle ein thermischesEreignis - metamorpher oder magmatischer Art - im Liefergebiet erfaßt wird, wobei weniger entscheidend ist,ob mit der jeweiligen Altersbestimmung ein Bildungsalter, d.h. der aufsteigende Ast, oder ein Abkühlalter, d.h.der absteigende Ast, datiert wurde. Ausschlaggebend ist lediglich, daß bei einem Vergleich mit radiometrischenDaten aus dem Grundgebirge der gleiche Interpretationsansatz zugrunde gelegt wird. Hierbei ist zu betonen, daßdort alle konventionellen K/ Ar-Daten als Abkühlalter interpretiert werden, schließlich überstiegen die Meta-morphose- Temperaturen (vgl. Kap. 11.1.1) die Schließungstemperatur von Muskovit entscheidend.

III.2 Datierung detritischer Minerale

Zugrundeliegendes Prinzip bei der Datierung detritischer Minerale .ist, daß bestimmte Minerale ihr im Liefer-gebiet erworbenes radiometrisches Alter trotz z.T. weiter Transportwege, verschiedener Verwitterungseinflüsseund Diageneseprozesse bis heute unverfälscht konserviert haben, und somit das Alter eines bereits erodiertenorogenen Stockwerkes widerspiegeln.Für solche Untersuchungen eignen sich jedoch nicht alle im Grundgebirge mit der K/ Ar-Methode datierbarenMinerale (v.a. Hellglimmer, Biotit, Hornblenden, Kalifeldspat), da bei den meisten das K/ Ar-Isotopensystemwährend bzw. nach der Umlagerung gestört wird, und sie deshalb häufig verjüngte Alter liefern. So werden z.B.Kalifeldspat und Hornblenden meist schon durch den Transport weitgehend zerstört, aber auch Biotite zeigennach den Untersuchungen von u.a. CLAUER(1981), CLAUERet al. (1982) erhebliche Ar-, aber auch K-Verluste.Eine Zusammenstellung über die Diskussion um die Verwitterung von Biotiten findet sich bei MITCHELL& TAKA(1984), die nach zahlreichen Literaturdaten ein K/ Ar- Verlustdiagramm für Glimmerminerale aufstellten, mitdessen Hilfe sie auf Liefergebietsalter zurück rechnen.Die einzigen Minerale, deren K/ Ar-Isotopensystem auch durch mechanische oder chemische Vorgänge nicht bzw.kaum gestört wird, sind die Hellglimmer (s: FITCH et al. 1966, WILSON1975, CLAUER1981), bei denen sicheventuelle Verwitterungserscheinungen meist auf die Randbereiche beschränken, die sich durch sauberePräparation leicht entfernen lassen (s. Kap. IV. 1.1).

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Dem o.g. K/ Ar- Verlustdiagramm von MITCHELL& TAKA (1984) ist außerdem zu entnehmen, daß im Verlauf derVerwitterung ein K- bzw. Ar-Verlust bis zu 20 % kaum Einfluß auf das Alter detritischer Glimmer ausübt, wasauch CLAUER(1981) zumindest für Muskovite bestätigen konnte.

Grundvorraussetzung, diese im Sediment konservierten K/ Ar-Alter auch als aus dem Grundgebirge"mitgebrachte" Alter interpretieren zu können, ist dabei aber nicht nur die O.g. Resistenz, es muß vielmehr aucheine postsedimentäre thermometamorphe Überprägung auszuschließen sein, die zu einer Öffnung des K/ Ar-Isotopensystems führen könnte. Der Grad einer eventuellen, schwachmetamorphen (anchizonalen) Metamorphosekann jedoch mit Hilfe der sog. Illitkristallinität (nach KüBLER 1967; vgl. auch Kap. III.3 bzw. IV.3.1) anFeinfraktionen « 2 Jlm) bestimmt werden.

III.3 Datierung von Feinfraktionen

Um die Relevanz der an detritischen Mineralen gewonnenen K/ Ar-Daten bezüglich ihres Liefergebietes zugewährleisten, muß - wie schon oben erwähnt - der Grad postsedimentärer thermischer Ereignisse abschätzbarsein. Um eine Störung des K/Ar-Isotopensystems der detritischen Muskovite gänzlich ausschließen zu können,sollte eine postsedimentäre Überprägung das Stadium der Diagenese nicht überschritten haben.

Solche diagenetischen bzw. schwachmetamorphen Einflüsse lassen sich in Sedimentgesteinen v.a. in der Tonfrak-tion nachweisen, wo meist Mineralneubildungen (z.B. Illite) gegenüber detritischem Altbestand angereichert sind(s. hierzu u.a. DUNOYERDE SEGONZAC1970). Mit steigender Temperatur während Diagenese bzw. schwacherMetamorphose steigt auch der Ordnungsgrad, d.h. die Kristallinität dieser im Sediment neugebildeten I1lite(Polytyp IMd) bis hin zu ihrer Umwandlung in Glimmer vom Polytyp 2M (MAXWELL& HOWER 1967; vgl. hierzuauch Abb. 9).Eine Messung des Kristallinitätsgrades der illitischen bzw. glimmerartigen Komponente in der Tonfraktionklastischer Sedimente (sog. "Illitkristallinität") erlaubt folglich eine Abschätzung der thermischen Überprägung.Ist die Tonfraktion jedoch stark durch detritische Glimmer beeinflußt, die bei ihrer Genese im kristallinenLiefergebiet einen hohen Ordnungsgrad erworben haben (Poly typ 2M, 3T), so wird man dadurch zwar eine "gute"Illitkristallinität messen, die in diesem Fall aber nicht durch ein postsedimentäres Ereignis erklärt werden darf.Die Entscheidung, wie ein solcher Kristallinitätswert zu interpretieren ist, kann anhand eines Vergleiches mitK/ Ar-Altersdaten aus denselben Feinfraktionen und dem Sedimentationsalter getroffen werden (s. Kap. VA)Dadurch wird deutlich, daß die Datierung der Tonfraktion nicht unbedingt die diagenetische bzw.schwachmetamorphe Überprägung erfaßt, nach HUNZIKERet al. (1986) sind diese Daten erst ab Erreichen derGrenze Anchi-/Epizone geologisch interpretierbar. REUTER (1985) räumt jedoch ein, daß in Unterfraktionen« 0.63 Jlm oder kleiner) der Einfluß detritischen Materials meist vernachlässigt werden kann und einÜberprägungsalter zumindest annähernd bestimmt werden kann.

Die für die vorliegende Arbeit bestimmten K/ Ar-Alter an Tonfraktionen galten nicht in erster Linie derzeitlichen Erfassung einer eventuellen postsedimentären Überprägung, sondern waren vielmehr für dieBestimmung des Überprägungsgrades, also in Kombination mit Illitkristallinitäten von entscheidender Bedeutung(s. Kap. VA).

IV METHODIK

Der Schwerpunkt vorliegender Arbeit liegt im Bereich isotopengeologischer Analysen, ergänzend dazu wurdenröntgendiffraktometrische und mikroskopische Untersuchungen durchgeführt, die z.T. im Vorfeld der massen-spektrometrischen Altersbestimmungen notwendig waren oder bei deren Interpretationen helfen sollten.

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IV.! Probenaufbereitung

Da die Aufbereitung der Proben sehr zeitaufwendig war, wird sie im folgenden ausführlich beschrieben.Alle Proben wurden zunächst gereinigt (Entfernen von Verwitterungskrusten und Pflanzenresten) und vorzer-kleinert, zur Dokumentation und Dünnschliff-Präparation wurde jeweils ein Handstück zurückbehalten.Daran schlossen sich für die unterschiedlichen Untersuchungen verschiedene, z.T. sehr zeitintensive Aufberei-tungsgänge an (vgl. Abb. 7). Dabei richtete sich die Probenmenge nach dem Anteil an Hell- bzw. Dunkelglim-mern und lag etwa zwischen 4 und 10 kg, bei Bohrgut und Proben, die lediglich für eine Analyse der Feinfrak-tionen vorgesehen waren, auch darunter.

IV.I.I Anreicherung detritischer Hellglimmer

Hierbei galt es, mindestens 110 mg reinster, analysenfertiger Glimmer anzureichern, wobei der Vorzug dengröberen Korngrößen gegeben wurde, da diese vergleichsweise weniger den Verwitterungskräften ausgesetztwaren als kleinere Körner. Der Schwerpunkt lag auf der Gewinnung von Hellglimmer-Präparaten, Biotite wurdennur in wenigen Fällen untersucht (s. dazu Kap. V.l.l).

Zur Lockerung des Kornverbandes wurde der überwiegende Teil der Proben in jeweils zwei Durchgängen ineinem STURTEvANT-Backenbrecher gebrochen, wobei die meist gering verfestigten, gröberklastischen Gesteine(Sand-, Siltsteine) zum Großteil in Einzelkörner zerfielen. Lediglich kristalline Gesteine wurden anschließendnoch ca. 20-30 sec in einer SIEBTECHNIK-Scheibenschwingmühle gemahlen.Bei einigen milden Tonsteinen wurde der Kornverband nicht mechanisch, sondern durch Behandlung mit Wasser-stoffperoxid (H202 -10 %ig) gelöst.Hiernach wurde das Probenmaterial einer überwiegend trocken (Ausnahme: mit H202 behandelte Proben) durch-geführten Korngrößenfraktionierung unterzogen, die jedoch keinen Anspruch an eine quantitative Analyse hatte,sondern lediglich eine für den darauffolgenden Arbeitsgang ("Mica-Jet") unerläßliche Einengung des Korngrö-ßenbereiches verfolgte. Meistens war hierbei auch schon eine Anreicherung der Glimmer in einer der Fraktionenzu beobachten.Bei dieser Siebung richteten sich die benutzten Sieb-Maschenweiten nach der Größe der anzureichernden Glim-mer, die Erfahrungswerte liegen bei 1000 IJm (Abtrennung von Gesteinsbruchstücken), 630 IJm und 315 IJm. Alsfeinstes Sieb wurde darüberhinaus noch ein 63 IJm-Sieb hinzugezogen, sodaß gleichzeitig die Fraktion < 63 J.lmabgetrennt wurde, die dann zur Herstellung von Feinfraktionen zur Verfügung stand.

Die nach dieser Bearbeitung makroskopisch glimmerreichste Fraktion wurde anschließend einer Anreicherungs-methode unterzogen, bei der sich das Material im Wasseraufstrom nach dem Auftriebsverhalten, d.h. nach Korn-form bzw. Korngröße trennt. In diesem sog. "Mica-Jet" (nähere Beschreibung s. HORSTMANN1987) schwimmenv.a. plättchenförmige (aber auch kleinere) Partikel auf, werden abgeführt, abermals über geeignet gewählte Siebe(630 IJm, 500 IJm, 315 IJm, 250 IJm, 200 IJm) sortiert und bei 60°C getrocknet.

Je nach auf diese Weise erreichtem Konzentrationsgrad schlossen sich weitere Trennungsverfahren an, z.B. eineweitere Separation nach der Kornform auf dem Trockenrütteltisch (Eigenbau) und/oder eine Trennung nach dermagnetischen Suszeptibilität mit dem FRANTz-Magnetscheider, wobei hauptsächlich Biotit und Chlorit von Hell-glimmern getrennt werden.

Hiernach lag meist ein hochkonzentriertes Glimmerpräparat vor, letzte Verunreinigungen (v.a. organische Partikel,Fremdminerale) mußten von Hand unter dem Binokular ausgelesen werden. Das inzwischen annähernd reine Prä-parat wurde nun in einer oberflächenrauhen Porzellanschale unter Zugabe von Alkohol gerieben (ca. 5 min) undüber ein 80 IJm-Einwegsieb geführt, um Verwitterungs ränder und Fremdeinschlüsse zu entfernen; abschließenderfolgte eine letzte Kontrolle der Glimmer unter dem Binokular. Der Reinheitsgrad der so bearbeiteten Glimmer-präparate kann mit> 99 % angegeben werden.

Abb. 7: Arbeitsgang der Probenaufbereitung und -analysen

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"Mica-Jet"mit anschließenderNaßsiebung

(630~m. 500~m. 315~m. 250~m. 200~m)

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IV.1.2 Herstellung von Feinfraktionen

Für die Präparation der Feinfraktionen wurde die bei der Trockensiebung (s.o.) angefallene Fraktion < 63 j.Lm

verwendet. Proben, die lediglich für Untersuchungen an Feinfraktionen vorgesehen waren, mußten eigens aufbe-reitet werden, wobei sich der Aufbereitungsgang auf das Brechen im Backenbrecher, das Mahlen in der Schei-benschwingmühle (30 sec) und das Absieben (trocken, < 63 j.Lm) beschränkte.

Das Abtrennen der Feinfraktionen wurde nach dem Prinzip der korngrößenabhängigen Fallzeiten in einer Flüs-sigkeitssäule vorgenommen, d.h. nach dem auf dem STOKEs'schen Gesetz beruhenden sog. ATTERBERG-Verfahren,mit anschließender Druckfiltration (s. MüLLER 1964).

Da die Temperatur die Viskosität und Dichte der benutzten Flüssigkeit (hier: schwach ammoniakalisches demine-ralisiertes Wasser), und damit die Sinkgeschwindigkeit stark beeinflußt, wurde sie ständig kontrolliert.

Zur Abtrennung der Fraktion< 2 um wurden jeweils ca. 15 g Trockensubstanz « 63 j.Lm) in sog. "ATTERBERG-

Zylinder" eingewogen und mit H20 (demin., ammoniakalisch) aufgeschüttelt; nach einer nach dem STOKEs'schenGesetz berechneten Zeit t (ca. 22 Std.) wurden die noch in Schwebe befindlichen Teilchen « 2 j.Lm) abgelassen.Dieser Vorgang (Aufschütteln -+ Ablassen) wurde mehrmals wiederholt, bis genügend Material der Fraktion< 2 j.Lm abgetrennt in Suspension vorlag. Letztere wurde durch Druckfiltration konzentriert, das Material nachAnfertigung eines Texturpräparates (s. u.) bei 60°C getrocknet.

Die Abtrennung der Fraktion< 0.2 um erfolgte aus einem Teil der< 2 j.Lm-Fraktion nach dem generell gleichenPrinzip. Da jedoch bei sehr kleinen Korngrößen die Fallzeiten im Schwerefeld zu groß werden, wurde der Sink-

vorgang durch Zentrifugieren (Varifuge K, Typ 4500, Fa. Heraeus Christ) stark beschleunigt. Für diese Sedi-mentation im Zentrifugalfeld muß jedoch das STOKEs'sche Gesetz stark umgeformt werden (s. MüLLER 1964).

Zur Herstellung von Texturpräparaten der verschiedenen Korngrößen für die röntgendiffraktometrische Bestim-mung der Illitkristallinitäten wurden wenige ml der homogenisierten Suspension auf einen Objektträger pipettiertund bei Raumtemperatur getrocknet. Diese Texturpräparate entsprechen "dünnen Präparaten" nach WEBER (1972).

Vor der KI Ar- Analyse wurden die Feinfraktionen mit HCl (10 %ig) auf ihren Karbonatgehalt geprüft, bei einerReaktion wurden die Präparate mittels 10 %iger Ameisensäure (HCOOH) schonend dekarbonatisiert, da sichgrößere Mengen Karbonat bei der massenspektrometrischen Analyse als störend auswirken können.

IV.2 KI Ar-Altersbestimmung

Nach der Entdeckung der Radioaktivität zu Ende des letzten Jahrhunderts erforschten RUTHERFORD & SODDY(1902) als erste die physikalischen Gesetzmäßigkeiten dieses Phänomens, und schon wenig später wurde dieMöglichkeit erkannt, mit Hilfe des radioaktiven Zerfalls geologische Materie datieren zu können (RUTHERFORD1906).

Bei der kernphysikalischen Erforschung des Kaliums wurden zunächst nur die ß- -Aktivität (THOMSON 1905,CAMPBELL & WOOD 1906) und 1-Aktivität (VON KOHLHÖRSTER 1928) entdeckt. Auch bei Studien über die Isoto-penzusammensetzung konnten anfänglich nur die Isotope 39K und 41K gefunden werden (ASTON 1921), dasnatürlich vorkommende radioaktive 4oK-Isotop wurde erst später von NIER (1935) nachgewiesen.VON WEIZSÄCKER (1937) postulierte aus Beobachtungen der Erdatmosphäre einen weiteren Zerfall von 40K durchElektroneneinfang und machte damit den entscheidenden Schritt zur Entwicklung der KlAr-Methode zur Lösunggeochronologischer Probleme, was jedoch erst ca. 10 Jahre später von ALDRICH & NIER (1948) bewiesen werdenkonnte.Damit war die Grundlage für die Methode der KI Ar-Alters bestimmung gelegt, die seit den 50er-Jahren erfolg-reich weiterentwickelt, und zur Klärung geologischer Fragestellungen herangezogen wird.

20

IV.2.1 Allgemeine Grundlagen

Prinzipiell beruht diese Datierungsmethode darauf, daß ein Teil des in einigen Mineralen eingebauten Kaliums,das radioaktive 4oK, u.a. zu seinem Tochterisotop 40Ar zerfällt, welches unterhalb der Schließungstemperatur imKristallgitter eingeschlossen wird. Aus dem Verhältnis der Anzahl der noch vorhandenen Mutterisotope (40K) zurAnzahl der neu entstandenen Tochterisotope (40Ar) kann der Zeitpunkt bestimmt werden, zu dem sich dasKristallgitter für eine Ar-Diffusion geschlossen hat.Im folgenden kann lediglich ein zusammenfassender Überblick über diese Methode gegeben werden, eineausführliche Darstellung findet sich u.a. bei DALRYMPLE& LANPHERE(1969), HUNZIKER(1979), FAURE(1986).

Die Herleitung der K/ Ar-Altersgleichung basiert auf der Theorie von RUTHERFORD& SODDY(1902), die besagt,daß die Zahl der pro Zeiteinheit zerfallenen Radionuklide proportional zur Anzahl der noch nicht zerfallenenNuklide ist, was unter Einführung eines Proportionalitätsfaktors ). zur Ableitung des sog. Zerfallsgesetzes führte:

N = N . e-.xtt ° (1)

Dieses Zerfallsgesetz kann in dieser Form zur Berechnung eines radiometrischen Alters t noch nicht herangezogenwerden, da zwar die Anzahl der noch vorhandenen Mutteratome Nt eine meßbare, die Anzahl der ursprünglichvorhandenen Mutteratome No jedoch eine unbekannte und nicht mehr meßbare Größe ist. Da aus dem radioakti-ven Zerfall eines jeden Mutternuklids jedoch genau ein Tochternuklid (D) entsteht, gilt in einem geschlossenenSystem:

(2)

Durch Einsetzen der Gleichung (2) in (I) treten im Zerfallsgesetz nur noch meßbare Größen (Nt, Dt) auf, undnach Umformen der Gleichung kann die Zeit t, das gesuchte "Alter" also, nach folgender Formel berechnetwerden, die als allgemeine AItersgleichung bekannt ist:

(3)

Ist also der als Zerfallskonstante bezeichnete Proportionalitätsfaktor ). hinreichend genau bekannt, und die GrößenNt und Dt gemessen, kann die Zeit t, seit der das Isotopensystem geschlossen ist, berechnet werden.

Anhand der Halbwertszeit (t1/2 = In 2/).), innerhalb der die Hälfte aller Mutterisotope zerfallen sind, kann eineAussage über den geochronologischen Anwendungsbereich des Isotopensytems gemacht werden.

Für die spezielle radiometrische Datierung nach der K/ Ar-Methode kommt nun erschwerend hinzu, daß das4oK-Isotop einem dualen Zerfall unterliegt, d.h. in zwei verschiedene Tochterisotope zerfällt, zum einen durchP- -Zerfall in 40Ca und zum anderen durch Elektroneneinfang bzw. Positronenstrahlung zu 40Ar (Zerfallsschemas. Abb. 8).Die für die Berechnung von K/ Ar- Datierungen äußerst wichtige Größe der angewendeten Zerfallskonstante, diesich bei einem dualen Zerfall aus den einzelnen Zerfallskonstanten summativ zusammensetzt, ist nach einemVorschlag der "lUGS Subcommission on Geochronology" (STEIGER& JÄGER 1977);

). = 0.581 . 10-10 a-1•+ Aß = 4.962 10-10 a-1

). = 5.543 10-10 a-1ges. .\ . .()..= Zerfallskonstante rur Zerfall von K zu Ar; "13: Zerfallskonstante rur Zerfall von K zu Ca;

). : Gesamtzerfallskonstante rur beide Zerfallsäste)ges

21

88.8%

40KE;O.05 MeV

e.c.40Ar: (angeregter Zustand)

>:...~."':••.• y-'11 :w:

(Grundzustand)

, ,.~,,;/ ,,.~ \ß+o. ,, 11 \

.4J ,40Ar r ,••••• (angeregter Zustand) ',W.' ,/ ,~.- \~,.,.

•• ' 'er ,.~~ ,£

•• '~ ,'tot-~~ ,.' 'v \

.'<v" , 88.8 %/ \

• 0.16% •••• ~

11.0%: / •••• 0.001 % 4OCa*

t I ~ (Grundzustand)

4OAr*

Mit Hilfe dieser Konstanten kann nun die allgemeine Altersgleichung für die K/ Ar-Methode präzisiert werden.Um aber bei einem dualen Zerfall das Alter mit Hilfe des noch nicht zerfallenen Mutterisotops (40K), jedoch nureinem der beiden Tochterisotope (40 Ar *) bestimmen zu können, muß in die allgemeine Altersgleichung ein Faktoreingebracht werden, der den Anteil des Zerfalls zu 40Ar * am Gesamtzerfall des 40K repräsentiert, nämlich denFaktor ). /). .• ges

11.2 %

e.c. - Elektroneneinfang

W - Elektronenstrahlung - - - - - -ß+ Positronenstrahlung - * - * - * - •

y y-Strahlung' ••••••••••••••

E - freigesetzte Energie in MeV% - %-Anteil des auf diesem Weg zerfallenden 40K

Abb. 8: Zerfallsschema für den radioaktiven Zerfall des 40K (nach DALRYMPLE& LANPHERE1969, ergänzt nachFAURE1986).

Somit lautet die KIAr-Altersgleichung:

t = .! . In (40 Ar"). I).). 4oK' );ges +ges f

(4)

Um das erhaltene Datum t als geologisch relevantes "Alter" interpretieren zu können, müssen einige grundlegendeBedingungen erfüllt sein:

das Kristallsystem muß nach Unterschreitung seiner Schließungstemperatur ständig für eine Argon-Diffusiongeschlossen gewesen sein, es darf kein radiogenes 40Ar (=40 Ar *) mehr entwichen sein. Dieser später als "Alter"gemessene Zeitpunkt der Schließung ist je nach Genese des Minerals ein mehr oder weniger langer Zeitraum.alles 40 Ar im Kristallgitter muß radiogener Natur sein, oder adsorptiv gebundenes atmosphärisches 40Ar, dasmittels einer Luftkorrektur (s. Kap. IV.2.2.1) subtrahiert werden kann. Es darf darüberhinaus zur Zeit t = 0kein Initial-Argon vorgelegen haben.Diese Vorraussetzung kann als gegeben angenommen werden, da keine natürlich vorkommenden Argon-Verbindungen als Minera1bausteine bekannt sind (DALRYMPLE& LANPHERE1969: 45).das 40Ar/36 Ar- Verhältnis darf sich im Laufe der Zeit nicht geändert haben, was jedoch als gesichert angese-hen werden darf.der Zerfall von 40K muß konstant verlaufen und die Zerfallskonstante muß hinreichend genau bekannt sein.die Isotopenzusammensetzung des Kaliums muß "normal" sein, d.h. nicht durch Fraktionierungsprozesseverändert (s. hierzu auch Kap. IV.2.2.2).

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Die Vorteile dieser Methode gegenüber anderen Altersbestimmungsmethoden sind v.a. die Häufigkeit von Kaliumin gesteinsbildenden Mineralen, das inerte chemische Verhalten von Argon, das deshalb auch in geringen Mengenpräzise meßbar ist, aber auch die Halbwertszeit von Kalium (1.25 . 109 a), durch die ein relativ großer zeitlicherAnwendungsbereich erschlossen wird. Darüberhinaus lassen sich oben angeführte Vorraussetzungen durch einesorgfältige Probennahme leicht erfüllen.

IV.2.2 Analyseverfahren

IV.2.2.1 Bestimmung der Ar-Isotopie

Die Bestimmung der Ar-Isotopie in der Probe und damit die Bestimmung des 40Ar' -Gehaltes erfolgte nach demVerfahren der Isotopenverdünnungsanalyse, wobei dem aus der Probe extrahierten Argon ein sog. "Spike" zugege-ben wird, ein hoch an 38Ar angereichertes Argon genau bekannter Isotopie. Das gesamte Gas wird anschließendüber eine Kühlfalle und Ti02-Schwämme von reaktiven Gasen gereinigt und massenspektrometrisch analysiert.Im Göttinger Labor stand hierfür eine von der AG Geochronologie selbst nach der Grundkonstruktion vonFLISCH (1982) aufgebaute, jedoch modifizierte Extraktionslinie und ein Edelgas-Massenspektrometer derFa. Vacuum Generators (Typ VG 1200 C) zur Verfügung.

Extraktion des Argons:

Nach 24-stündiger thermo konstanter Equilibrierung wurden in Abhängigkeit vom vorher ermittelten K20-Gehaltund vom zu erwartenden Alter 8-30 mg Probe exakt in hochreine Aluminiumfolie eingewogen und verpackt. Aufdas Einbringen der Proben in den Probenbehälter (max. 16 Proben) folgte ein mindestens 24-stündiges Ausheizenund Evakuieren der Apparatur bei 150°C, um dort adsorptiv gebundenes atmosphärisches 40Ar so weit wiemöglich zu reduzieren. Verluste von 40Ar' sind bei diesen Temperaturen nicht zu befürchten, da nach (ODIN&BONHOMME1982) damit im Hochvakuum erst über 200°C gerechnet werden muß.Mit Hilfe eines Hochfrequenz-Induktionsofens wurde die Probe im Ultra-Hochvakuum « 10-7 mbar) durchAufschmelzen vollständig entgast und eine genau definierte Spike-Menge zugegeben. In einer Kühlfalle (-196 oe)wurden H20, CO2, S02 etc. aus dem Gas ausgefroren, das Restgas wurde an einem Aktivkohlefinger bei ebenfalls-196°C adsorbiert. Nach Beendigung der Entgasung wurde das Gas durch Auftauen des Kohlefingers in diedurch Ventile abriegelbare Hauptlinie freigesetzt und zur weiteren Reinigung über Ti02-Schwämme geleitet, diewährend ihrer Abkühlphase von 800 auf 400°C die nicht edlen Gase (H2, 02' N2, CO, CH4) adsorptiv an ihreOberfläche binden. Zwei nachfolgend geschaltete sog. SORB-ACs spalten Kohlenwasserstoffketten auf und adsor-bieren die entstandenen Bausteine. Das inzwischen von reaktiven Gasen weitgehend gereinigte Restgas wird nunzur eigentlichen Messung ins Massenspektrometer eingeleitet.Zwischen den Analysen wurde die Extraktionslinie durch Bepumpen und Ausheizen wieder gereinigt.

Massenspektrometrische Messungen der Isotopenverhältnisse:

Das Prinzip einer massenspektrometrischen Messung beruht auf der Ablenkung ionisierter Atome im Magnetfeldin Abhängigkeit von ihrer Masse. Durch genaue Einstellung des Magnetfeldes können bestimmte zu untersu-chende Massen auf eine Kollektor-/Verstärkereinheit gelenkt, und deren Intensität aufgezeichnet werden.Im o.g. Gerät der Fa. VG wird das Magnetfeld durch einen Elektromagneten erzeugt; gearbeitet wurde bei einer12 cm-60 o-Aufstellung, das Signal wurde auf einem Faraday-Kollektor nachgewiesen, anschließend digitalumgeformt und registriert. Der programmgesteuerte Meßvorgang erfaßte in 8fach wiederholten Datensätzen nebendem Untergrund die Massen 40, 38 und 36. Die über die Zeit tabfallenden Signal-Intensitäten wurden mitRegressionsgeraden auf den Zeitpunkt to zurückgerechnet und anschließend mit einem vor jeder Analysenseriegemessenen Blank-Wert korrigiert.Aus diesen Intensitätsmessungen können jedoch keine absoluten Ar-Gehalte abgeleitet werden, es lassen sichlediglich die verschiedenen Isotopenverhältnisse (40 Ar138Ar, 38Ar;36Ar) ermitteln.

23

Anhand dieser Verhältnisse kann nun die Menge an 40Ar' nach der Formel von DALRYMPLE& LANPHERE(1969:57) berechnet werden:

(Indices: m:gemesseneVerhältnissedesProben-Argons;a:VerhältnissedesatmosphärischenArgons;s:VerhältnissedesSpike-Argons)

Hierfür ist die genaue Zusammensetzung des verwendeten Spikes von entscheidender Bedeutung, der nachSCHUHMACHER(1975) folgende Zusammensetzung hat:

40Ar 0.0099980 %38Ar 99.9890000 %36Ar 0.0009998 %

Für die in obiger Formel integrierte Luftkorrektur muß außerdem die Isotopenverteilung des atmosphärischenArgons bekannt sein, die von NIER (1950) mit

40Ar 99.60 atom-%38Ar 0.063 atom-%36Ar 0.337 atom-%

bestimmt wurde, woraus sich ein 40Ar/36Ar- Verhältnis für Luft von 295.5 ergibt. Aus der Differenz diesesVerhältnisses zu dem im Göttinger Labor gemessenen Durchschnittswert von 298.7 resultiert ein gerätespezifischerKorrekturfaktor, der vor Einsetzen in obige Gleichung auf die gemessenen 4°Ar;38Ar_ bzw. 38Ar;36Ar-Verhält-nisse angewendet wird.

Entscheidend ist bei dieser Berechnung die Rolle des Spikes, der in einer exakt definierten Menge zugegebenwurde (Kalibrierung des Spikes gegen Biotit-Standard HD-BI nach FUHRMANNet al. 1987) und somit die einzigbekannte Absolut-Größe liefert, durch die die Berechnung des 40Ar' -Absolut-Gehaltes erst möglich wird.'Das so berechnete 40Ar' wird anschließend mit Molvolumen und Moirnasse umgerechnet und auf die Einwaagenormiert, die offizielle Angabe der Analysendaten erfolgt in nl/g STP (STP: Standard- Temperatur-Druck Bedin-gungen nach DIN 1343).

IV.2.2.2 Die Bestimmung des 40K

Die Bestimmung der 40K-Gehalte der Präparate erfolgte rechnerisch aus der K20-Bestimmung, die über einen

naßchemischen Vollaufschluß nach HERRMANN(1975) mit anschließender Messung an einem Atom-Absorptions-Spektrometer in Emission durchgeführt wurde (Doppel bestimmungen). Dabei wird die Tatsache ausgenützt, daßdas Kalium nach Überführung in einen angeregten Zustand Licht einer charakteristischen Wellenlänge emittiert,dessen Intensität sich proportional zu seiner Elementkonzentration verhält.

Säureaufschluß:Nach 24-stündiger Equilibrierung (bei konstanter Luftfeuchtigkeit und Temperatur) wurden für die K

20-

Doppelbestimmungen 2 x ca. 50 mg des Präparates präzise direkt in Teflon-Tiegel eingewogen, nach Zugabe vongenau 3 ml HF konz (40 %) und 3 ml HCI04 konz (70 %) im Autoklaven 8 Stunden bei 180°C aufgeschlossen undanschließend abgekühlt. Darauf folgte das Abrauchen der Säuren bei ca. 150°C auf der Heizbank, der dabeientstandene Probenrückstand wurde mit 2 ml HN03 konz (65 %) aufgenommen und mit aqua bidest. in einen100 mi-Kolben überführt und aufgefüllt (2 %ige HN03-Matrixlösung). Eine Zugabe eines Ionisationspuffers(CsCI) war dabei nicht nötig.

24

Messung:Für die 3fach wiederholt durchgeführten Messungen der Aufschlußlösungen stand ein Atom-Absorptions-Spek-trometer des Typs 400 der Fa. Perkin-Elmer mit internem Lithium-Standard zur Verfügung, gemessen wurde aufder 766.49 nm-Linie des Kaliums in Emission (Luft-Acetylen-Gemisch). Nach Aufnahme der Eichkurve wurdezur ständigen Überprüfung ihres Kurvenverlaufs nach jeder zweiten Probenmessung ein Eichpunkt nachgemessen.

Auswertung:Nach Abzug der ebenfalls mitbestimmten Blindwerte wurden aus den gemessenen Rohdaten an hand der Eich-kurve die Lösungskonzentrationen abgelesen und unter Berücksichtigung der Einwaage in K20-Gehalte umge-rechnet.Um systematische Fehler gering zu halten, wurde pro Analysenserie der Biotit-Standard HD-BI (FUHRMANNet al.1987) mitanalysiert, nach dem die Meßwerte der Proben korrigiert wurden. Für 22 Doppelbestimmungen diesesStandards ergab sich im Göttinger Labor ein mittlerer Variationskoeffizient von 0.56 % bei einem Mittelwert von9.52 Gew.-% Kp (Sollwert: 9.621 Gew.-% Kp).Für detritische Hellglimmer-Präparate (55 Doppelbestimmungen) lag der mittlere K20-Wert bei 9.504 Gew.-%mit einem mittleren Variations koeffizienten von 0.53 %, bei den Feinfraktionen (K20-Mittelwert: 4.066 Gew.-%,21 Doppelbestimmungen) lag der Variationskoeffizient bei geringfügig höheren Werten (s = 0.64 %). Zur Fehler-berechnung des KlAr-Alters wurde der jeweilige individuelle Variationskoeffizient verwendet.

Aus den gemessenen K20-Werten [K20] kann nach stöchiometrischen Gesetzen der Gesamt-Kalium-Gehalt [K ]ges

bestimmt werden:

Der dabei errechnete K-Wert repräsentiert jedoch das Gesamt-Kalium, d.h. er setzt sich aus den drei natürlichenK-Isotopen (39K, 40K, 41K) zusammen. Da diese Isotope in der Natur jedoch nicht fraktioniert werden, ist somitdie Isotopenzusammensetzung in allen natürlich vorkommenden Stoffen identisch (Untersuchungen hierzu u.a.COOK1943, KENDALL1960, BURNETTet al. 1966) und wird nach STEIGER& JAGER(1977) wie folgt angegeben:

39K 93.25810 atom-%40K 0.01167 atom-%41K 6.73020 atom-%

Der 40K-Gehalt [4oK] kann nun aus dem Gesamt-Kalium-Gehalt einfach berechnet werden:

[4oK] = 0.0001167 [K ]ge8

IV.2.3 Berechnung des KlAr-Alters und Fehlerbetrachtung

Die Verarbeitung der so ermittelten Einzeldaten wird im Göttinger Labor von einem Rechenprogramm übernom-men, das nach dem Vorbild des Straßburger Geochronologielabors von J. F. Adam, U. E. Horstmann undK. Wemmer modifiziert und benutzerfreundlicher gestaltet wurde.Die dabei ausgeführte Fehlerrechnung erfolgte in Anlehnung an die Formel von Cox & DALRYMPLE(1967):

8= Variation8koeffizientderAltersbestimmung8k= Variation8koeffizientderK-AnalY8e88= VariationskoeffizientderSpike-Kalibrierung

840/38= Variationskoeffizientdes40Ar/38Ar-Verhältnisses836/38= Variation8koeffizientde836Ar;38Ar-Verhältnisses

r = Anteilde8radiogenen40A: amgesamten40Ar (= 40A: [%]/100)

25

Durch regelmäßige Messung des Standards HD- BI kann für die 40Ar' -Bestimmung im Göttinger Labor voneinem mittleren Variationskoeffizienten von < 1 % ausgegangen werden, der alle Fehler bezüglich der 40Ar'-Messung obiger Formel beinhaltet. Dadurch vereinfacht sich die Formel nach BONHOMMEet al. (1975: 46) zu:

, woraus zu erkennen ist, daß der Gesamtfehler hauptsächlich durch den Fehler der K20-Analyse beeinflußtwird.Unter der Annahme, daß die Streuung der Fehler der Normalverteilung folgt und daß systematische Fehlerausgeschlossen werden können, entspricht das oben erreichte Fehlerintervall einer Wahrscheinlichkeit von 68.14 %(1 a-Angabe). Durch Multiplikation dieses Fehlers mit dem Faktor 2 wird die Wahrscheinlichkeit des Fehlerinter-valls auf 95.44 % (2 o-Angabe) gesteigert (s. z.B. SCHÖNWIESE1985: 62).Für alle Altersangaben in vorliegender Arbeit gilt: Alter:t 2s , d.h. der Fehler wird mit einer 2 0-Wahrschein-lichkeit angegeben.

IV.3 Bestimmung der IIlitkristallinität

IV.3.l Grundlagen

Illite sind Tonminerale mit glimmerartigem Aufbau, die häufig in Wechsellagerung mit anderen Tonmineralenauftreten (Illit/Smektit, Illit/Montmorillonit) und eine große chemische Variabilität aufweisen (DUNOYERDESEGONZAC1970). Sie gehen einerseits aus der Verwitterung von muskovitischen Glimmern, andererseits auch alsauthigene Neubildungen aus Wechsellagerungsmineralen hervor (vgl. Abb. 9). Ihr Ordnungsgrad ist in erster Linietemperaturgesteuert und steigt mit der prograden Überprägung, weshalb die Bestimmung des Kristallinitätsgradeseine Abschätzung des Diagenese- bzw. Metamorphosegrades ermöglicht. Dies ist v.a. in klastischen Sedimentenvon Interesse, wo sich keine fazieskritischen Minerale sensu WINKLER(1979) bilden.Um dabei eine mögliche Beeinflussung der Illitkristallinität (IK) durch detritischen Altbestand zu minimieren,werden die Messungen an Feinfraktionen « 2 j.lm) durchgeführt (vgl. auch Kap. III.3; REUTER 1985).

DIAGENESE

Authigene

Wl-Minerale~ Sedimentation IIlitisierung

Wl-Min. - 1Md•detr. Wl. 1Md. 2M detr. WL. 1Md. 2M delr. lUd. 2M

/ auln. 'M. auth. WL &lfh. IMd1Md-Glimmer in, feinen Fraktionen

'" Wl.MineraJe in

feinsten Fraktionen

METAMORPHOSE

Anchizone I EpizoneTransformation

1Md - 2M

delr. lMd. 2M delr.2M

aufh.1Md alJlh,2M

delr .• del'rlflsch

aulh .• aulhogen

WL • WeenselLagerungsmlnerale

Verbesserung der Kristalliniläl HBrel (nach WEBER 1972) 500 - 350.............. . .. 120 .

HB (o29)(nach FRIEDRICHS1991) 0.28 . .. 0.17 ..

Temperaturzunahme oe 130 200 350

K-Aufnahme K20 Gew.-% .....•................................. 6 - 8 8.5 - 10 .

Abb. 9: Änderung der Hellglimmer-Polytypie mit prograder Metamorphose (aus WEMMER1988, modifiziert nachFRIEDRICH1991)

Bei der Entwicklung der Meßmethoden erkannte schon WEAVER(1960), daß die "Schärfe" des röntgendiffrakto-metrischen 10 A-Beugungsmaximums von Hellglimmern als relatives Maß für deren Illitkristallinität betrachtet

26

werden kann. Eine direkte Messung der Breite des 10 A-Peaks auf halber Höhe über dem Untergrund(Halb werts breite HB) wurde erstmals von KüBLER (1967) vorgeschlagen und hat sich bis heute durchgesetzt.WEBER (1970, 1972) versuchte, durch Einführung eines externen Quarz-Standards, die apparativen Einflüsseauszuschließen, was zur Einführung von relativen Halbwertsbreiten (HBrel) führte.Gemeinsam ist all diesen Methoden die Abnahme der IK-Meßwertgrößen mit Zunahme der Kristallinität bzw.Zunahme der thermischen Überprägung. Nach ARKAI& TOTH (1983) kann jedoch ein minimaler Wert nichtunterschritten werden, der mit Beginn der epizonalen Metamorphose erreicht sein soll.Eine zusammenfassende Übersicht über Temperaturbereiche, Hellglimmer-Polytypien und Illitgenese in unter-schiedlichen Überprägungsstadien gibt Abb. 9.

Bei der Interpretation der Daten ist entscheidend, daß mit der Methode nur der relative Diagenese- /Meta-morphosegrad bestimmt werden kann, v.a. beim Vergleich sehr unterschiedlicher Sedimenttypen kommt es häufigzu Schwierigkeiten (REUTER 1985).

Eine umfassende Zusammenstellung von allen, die Illitkristallinität beeinflussenden Faktoren findet sich z.B. beiWEMMER(1988).

IV.3.2 Analyseverfahren

Die röntgendiffraktometrische Bestimmung der Illitkristallinitäten erfolgte an Texturpräparaten (s. Kap. IV.l.2),wobei die Vermessung des 10 A-Beugungsmaximums mit Hilfe eines Röntgendiffraktometers der Fa. Philips (TypPW 1800) mit folgenden Geräteeinstellungen durchgeführt wurde: CuKa -Strahlung, Heizstromstärke 40 mA,Beschleunigungsspannung 45 kV.Zur Beseitigung von Schwierigkeiten, die bisher durch analoge Aufzeichnungsmethoden auftraten (vgl. KISCH1990), wurde von FRIEDRICH(1991) ein digitales Meß- und Auswertungsverfahren entwickelt. Dieses Programm"IDEE" steuert über eine PDP II (Fa. DEC) den Meßvorgang und zerlegt den Bereich von 7 bis 10 °28 in 601Punkte, die im "step scan" Verfahren angelaufen, und deren Intensität je I sec aufgenommen werden. Durch diehohe Reproduzierbarkeit dieses Verfahrens ist ein Meßvorgang ausreichend. Über verschiedene Korrekturverfah-ren (s. FRIEDRICH1991) können aus den Rohdaten die Halbhöhenbreiten in °28 abgeleitet werden; die Schwan-kungsbreite der Kristallinitäten reicht generell von 0.060 °28 (ideal geordneter Muskovit) bis weit über 1 °28 fürmixed layered Illit/Smektit-Minerale.Nach Parallelisierung dieser Größe mit den bisher in der Literatur verwendeten Größen gibt FRIEDRICH(1991)für den Übergang von Diagenese zur Anchizone einen HB- Wert von 0.28 :t 0.01 °28 an (vgl. Abb. 9). Dieser Wertdarf jedoch nicht absolut gesehen werden, er steht vielmehr stellvertretend für einen Übergangsbereich.

Bei der Bestimmung der Illitkristallinität muß berücksichtigt werden, daß durch Anwesenheit von Wechsellage-rungsmineralen der eigentliche Illit-Peak überlagert und seine Halbhöhenbreite vergrößert wird. Um diesenEffekt zu eliminieren, wurden die Texturpräparate nach einer ersten RDA für 24 Std. einer Glycol-haltigenAtmosphäre ausgesetzt und anschließend abermals röntgendiffraktometrisch analysiert. Durch diese Glycol-Behandlung Quellen die mixed-Iayered Minerale auf, d.h. sie vergrößern ihren Gitterabstand, verändern damit dieLage ihres Röntgenpeaks und überlagern nicht weiter den Illit-Peak.Ein Vergleich der unglycolisierten und glycolisierten Daten erlaubt eine Abschätzung des Anteils an Wechsel-lagerungsmineralen.

IV.4 Begleitende Untersuchungen

Der Schwerpunkt vorliegender Arbeit liegt im Bereich isotopengeologischer Analysen, ergänzend dazu wurdenröntgendiffraktometrische und mikroskopische Untersuchungen durchgeführt, die z.T. im Vorfeld der massen-spektrometrischen Altersbestimmungen notwendig waren oder bei deren Interpretationen helfen sollten.

27

Darüberhinaus wurden exemplarisch Mikrosonde-Analysen zur Bestimmung des Hellglimmer-Chemismus durch-geführt:

Grundlagen: Bei der Genese von Hellglimmern steuern v.a. Druck und Temperatur die Besetzung der Oktaeder-und Tetraederpositionen im Aufbau dieser 3-Schichtsilikate. Nach VELDE (1967) sind anhand einer quanti-tativen Kationen-Analyse Aussagen über die Bildungsbedingungen möglich. Auf dieser Grundlage ent-wickelten MASSONNE& SCHREYER(1987) ein Geobarometer, das auf dem Silizium-Gehalt in Hellglimmernbasiert, unter der einschränkenden Bedingung einer Paragenese mit K-Feldspat, Biotit und Quarz.Ist diese Einschränkung nicht erfüllt, sind die nach diesem Geobarometer ermittelten Bildungsdrucke alsMinimaldrucke zu interpretieren, die relativen Beziehungen bleiben jedoch erhalten.

Analyseverfahren: Die quantitative Analyse der Kationen wurde mit Hilfe von Mikrosonde- Untersuchungendurchgeführt, wofür ein Raster-Elektronen-Mikroskop-Stereoscan der Fa. Cambridge (Typ 250 MK 3) mitenergiedispersivem Analysesystem (EDX) zur Verfügung stand.Dabei wird eine hochpolierte Graphit-bedampfte Glimmer-Oberfläche (hier: hochpolierter Dünnschliff) mitElektronen bestrahlt (Arbeitsbedingungen: 15 kV Beschleunigungsspannung, 2 nA Probenstrom, Zählzeit100 sec., Analysedaten mit ZAF-Korrektur). Üblicherweise werden dabei die Kationen der Elemente Si, AI,Fe, Mg, Ti, Mn, Ca, K, Na bestimmt, anschließend bei Muskoviten bezogen auf II Sauerstoff-Atome inAtom-Anteile pro Formel-Einheit (Lu.) umgerechnet.Um eine repräsentative Aussage machen zu können, wurden 12-15 Körner pro Mineraltyp analysiert, zurKontrolle wurde parallel ein Mineralstandard gemessen.Für die Hauptelemente kann für o.g. Gerät ein relativer Fehler von s ~ I % angegeben werden.

V ERGEBNISSE UND DEUTUNG

Bei der Probennahme im Deckgebirge der östlichen Süddeutschen Scholle wurde in erster Linie darauf geachtet,alle stratigraphischen Formationen von Oberkarbon bis zur Oberkreide nicht nur in ihrer vertikalen Abfolge zuerfassen, sondern möglichst auch in ihrer regionalen Verteilung. Zum Teil war dies jedoch wegen der erheblichenlateralen faziellen Unterschiede, die sich häufig durch Glimmerarmut ausdrücken, aber auch aufgrund schlechterAufschlußverhältnisse nicht möglich.Darüberhinaus mußte der Verwitterungszustand der detritischen Glimmer berücksichtigt werden, wobei diesesKriterium mit zunehmender Optimierung der Präparationsmethode (vg!. Kap. IV.l.1) in den Hintergrund trat.

Neben 55 Deckgebirgsproben aus dem Arbeitsgebiet und I externen?oberdevonischen Grauwacke wurden noch 2Proben aus einem geochronologisch noch unbearbeiteten, jedoch als potentielles Liefergebiet in Frage kommendenKristallingebiet, dem Naab-Gebirge, bearbeitet (zur Lage der Probenpunkte s. Anhang, Abb. 20, das Probenver-zeichnis befindet sich ebenfalls im Anhang, Tab. 2).Die stratigraphische Position der Proben ist durch SCHRöDER(frdl. md!. Mitt.), in den meisten Fällen jedochzusätzlich durch die jeweiligen Geologischen Kartenblätter und deren Erläuterungen bzw. durch Literaturangaben(s. Anhang, Tab. 2) gesichert.

V.I Methodische Untersuchungen zur Datierung detritischer Glimmer-Minerale

V.l.l Vergleich von K/Ar-Altersdaten an Muskoviten und Biotiten

Mineralabkühlalter an detritischen Muskoviten und Biotiten aus ein und derselben Probe lassen prinzipiell durchihre unterschiedlichen Schließungstemperaturen (s. Kap. III.l) einen Rückschluß auf die Hebungs- bzw. Abküh-lungsgeschichte des Liefergebietes zu, nach Untersuchungen von u.a. CLAUER 1981 (vg!. auch Kap. 111.2) sindjedoch Biotite stark verwitterungsanfällig und somit im Detritus nicht für Datierungen geeignet. Um diese Aus-

28

215225290

sedimentationsa"ernach ODIN 1982

Muskovit/Biotit-Paare (bei gleicher

Proben- Muskovit- Biotit-bezeichnun Alter Alter

Wz90 kme 315 245Wz 120 kmS 396 227Wz 149 col ru 357 297

sage auch für das hier bearbeitete Gebiet zu überprüfen, wurden hierzuKorngröße ) analysiert:

In allen drei Fällen ist die Differenz zwischen Biotit- und Muskovit-Alter so erheblich (169-60 Ma), daß sie nurschwerlich durch die gerin~fügigen Schließungstemperatur- Unterschiede (ca. 50 oe) erklärt werden können, zumaldie Biotit-Daten z.T. beinahe dem jeweiligen Sedimentationsalter entsprechen (s. Abb. 10), was eindeutig auf eineStörung bzw. vollständige Reequilibrierung des KI Ar-Isotopensystems in den detritischen Biotiten bei derUmlagerung hinweist. Damit sind für das hier bearbeitete Gebiet detritische Biotite für sinnvolle KI Ar-Datie-rungen unbrauchbar, generell ist ihre Eignung jedoch nicht auszuschließen, denn für sehr kurze Lieferdistanzenist es durchaus denkbar, daß auch sie ihr ursprünglich im Liefergebiet erworbenes Abkühlalter konservieren. Soist z.B. die Altersdifferenz bei der Permo-Karbon-Probe Wz 149, deren Liefergebiet im unmittelbaren Umfeldvermutet wird, um vieles geringer als bei dem von weit hertransportierten Detritus des Schilfsandsteins (Wz 120;vgl. Abb. 11).

Abb. 10:Verjüngung von Biotiten (e) imVergleich zu Muskoviten (0) durchVerwitterungseinflüsse, in Korre-lation zum jeweiligen Sedimenta-tionsalter.

400

oWz 120 (kmS)

o

-----0

300

KlAr-Abkühlalter [Mal

Wz90 (kmC)•••

200

~Nao01•..z 300Coz:oClIc..~lJlcoiiECI)E'gUl 200

. caC- i!..l!!:;: C-o CI)..•~ltl

:J::E inc cClI ClI

:D ...,= =Cl: Cl:o!. o!.

~ ~11<l

150

100

50

__ .kmC

•co/ru Wz 90Wz 149

kmSWz 120•

10-50 50-200

ungefahre L1eferdlstanz [kml

500-1000

Abb. 11:Verjüngung der Biotite (ß) inAbhängigkeit von der Lieferdistanz

29

V.1.2 Abschätzung des Einflusses der Verwitterung aufdas K/ Ar- Alter detritischer Muskovite

Trotz der in Kap. III.2 beschriebenen hohen Verwitterungsresistenz der Muskovite wurde bei der Präparationgroßer Wert darauf gelegt. daß Verwitterungsränder durch Reiben der Minerale in Alkohol entfernt wurden. dadavon ausgegangen werden muß. daß aus diesen Randzonen bei der mechanischen TransportbeanspruchungK bzw. 40Ar abgegeben wurde. was zu einer Verfälschung der im Liefergebiet erworbenen Abkühlalter führenkönnte.Um diesen Einfluß der Verwitterungsränder auf das K/ Ar-Alter abschätzen zu können. wurde eine Probe(Wz 82)1. mit Verwitterungsrändern gemessen: --+ 507.0 :t 15.2 Ma2. nach Entfernen der Verwitterungs ränder gemessen: --+ 578.9 :t 13.6 Ma.

Den Analysendaten (s. Tab. 3 a. Anhang) ist zu entnehmen, daß durch Verwitterungseinflüsse neben 40Ar auch Kaus dem Gitter entweicht. die auftretende Verjüngung von ca. 72 Ma zeigt jedoch auch. daß der 40Ar- Verlustden Verlust an K nicht nur kompensiert. sondern noch weit übertrifft. Dieses Ergebnis deckt sich mit dem vonCLAUERet al. (1982). die an Biotiten feststellten, daß die Ar- Verlustrate die des K übersteigt.Eine ähnliche Untersuchung führte WEMMER(frdl. mdl. Mitt.) durch. der an Muskoviten eines Paragneises zumeinen die hochreinen Muskovitkerne analysierte (371.3 :t 7.9 Ma). und zum anderen den Abrieb, d.h. die ent-fernten Ränder « 25 ~m; 328.7 :t 6.9 Ma). wobei bzgl. der auftretenden Verjüngung darauf hinzuweisen ist, daßsich hier nur die in situ-Verwitterung bemerkbar macht. jedoch keine zusätzliche Transportbeanspruchung.Beide Versuche machen deutlich. wie entscheidend die saubere Aufbereitung der Muskovite. insbesondere dieEntfernung alterierter Bereiche für die K/ Ar- Datierung geologisch relevanter Alter ist.

V.1.3 Untersuchungen zur Korngrößenabhängigkeit

Während die Korngrößenabhängigkeit von K/ Ar-Altersbestimmungen an Feinfraktionen « 2 ~m) von eWIgenAutoren (u.a. REUTER 1985) belegt ist, gibt es für den gröberen Korngrößenbereich detritischer Glimmer nurwenige Angaben. Da wegen der großen Faziesunterschiede im Deckgebirge aus den Proben häufig nur Glimmer-Präparate unterschiedlicher Korngröße bearbeitet werden konnten. mußte ein eventueller Korngrößeneinfluß aufdas Meßergebnis untersucht werden. um die Daten trotzdem miteinander vergleichen und interpretieren zukönnen.Hierzu boten sich zwei hellglimmerreiche Proben an (Wz 18. Wz 120). von denen 4 bzw. 2 Korngrößenfraktionenangereichert und datiert werden konnten (s. Abb. 12).

400 f~1öi'~-~Cl:

t--~I I~'S;0..•Ul:I::!;.:.Cl:i;2

350

KorngrOßenfraktion [11m)

160-315 200-315 315-500 315-630 500-630 >630

Abb. 12:Beziehung zwischenund der Korngröße,der Fehlerbereiche (I

K/ Ar-Alternmit Angabe• I)

30

Dabei ergab sich, daß die an beiden Proben bestimmten K/ Ar-Altersdaten im Rahmen der Fehlergrenzen keineentscheidende Abhängigkeit von der Korngröße zeigen.

Für Wz 120, eine Schilfsandstein-Probe, war jedoch zuvor vermutet worden, daß die kleinere Korngröße als stär-ker aufgearbeitete, weiter transportierte Fraktion ein nordisches (=kaledonisches) Liefergebiet repräsentiert, imGegensatz zu den gröberen Partikeln, für die jüngere Alter durch lokale Zuschüttungen von der BöhmischenMasse erwartet worden waren. Ein dementsprechender Trend ist zwar aus Abb. 12 zu ersehen, liegt aber nochinnerhalb der Fehlerbereiche und ist somit nicht aussagekräftig.

V.2 K/Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten desOstteils der Süddeutschen Scholle

Bei den bearbeiteten Deckgebirgssedimenten handelt es sich überwiegend um Sandsteine, seltener auch um Kon-glomerate oder auch Tone/Tonsteine (s. hierzu Anhang, Tab. 2). Die an den sauber extrahierten detritischenMuskoviten bestimmten K/ Ar-Daten sind in ihrer regionalen Verteilung in Abb. 13 dargestellt, die strati-graphische Verteilung gibt Abb. 14 wider. Nähere Angaben zu den Datierungen s. Anhang, Tab. 3 a,b.

Aus der regionalen Verteilung der K/ Ar-Alter ist in erster Linie die Konsistenz der Daten auch über größereEntfernungen ersichtlich. So ergeben sich Z.B. innerhalb gleicher Formationen beinahe idente K/ Ar-Alter wieZ.B. im Rhät (Wz 71: 325.2:t 7.6 Ma; Wz 67: 325.3:t 7.2 Ma) bzw. im Dogger (Wz 82: 578.9:t 13.6 Ma; Wz 93:579.6 :t 11.8 Ma), aber auch im Schilfsandstein, wo über mehr als 60 km nahezu iden te Alter zu beobachten sind(Wz 120: 403.7 :t 8.5 Ma; Wz 162: 402.9 :t 9.0 Ma). Diese Konsistenz kann als Bestätigung für den methodischenAnsatz, K/ Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten zur Rekonstruktion von Liefergebieten heranzuziehen,gesehen werden, da sich auch über weite Bereiche keine Altersschwankungen bemerkbar machen, die auf einenEinfluß verschiedener Liefergebiete oder einen Ar-Verlust während des Transports schließen lassen müßten.

Bei der Betrachtung der Detritus-Daten fallen im wesentlichen 5 Datengruppen auf (Abb. 14), die z.T. auch ausheutigen Kristallingebieten als Abkühlalter für Hellglimmer bekannt sind (vgl. Kap. 11.1.2):1. 330-300 Ma:

CJ2. 350-330 Ma:

o3. 390-350 Ma:

EZ:::34. 415-390 Ma:

~

5. ca. 580 Ma:

lITIIIlI

dies fällt in den Zeitraum mit dem die Abkühlung der NP/HT-Regionalmetamorphose in derBöhmischen Masse datiert ist (KREUZERet al. 1989); daneben fällt auch die Abkühlung derspäten Granitgeneration in der Böhmischen Masse in diesen Zeitraum.in diesen Zeitraum fällt in der Böhmischen Masse die Abkühlung der frühen Granitintrusio-nen (u.a. HAAKE 1972) im Erzgebirge. Im Kontext mit den anderen Ergebnissen vorliegenderArbeit erscheint jedoch eine Interpretation als Mischalter (vgl. Kap. V.2.l) wahrscheinlicher.hiermit wird die Abkühlung der MP/HP-Metamorphose der Deckenkomplexe in der Böhmi-schen Masse datiert (KREUZERet al. 1989).als Abkühlalter aus der Böhmischen Masse bis auf wenig verläßliche Daten (s. Kap. 11.1.2)weitgehend unbekannt. Solche Alter sind jedoch für ehemals auflagernde höhere Decken-stockwerke denkbar.Mit diesem Zeitraum wird aber auch die regionale Abkühlung der spätkaledonischen Meta-morphose auf dem Baltisch-Skandinavischen Schild datiert (u.a. DALLMEYERet al. 1985, Lux1985, DALLMEYER1988).als Abkühlalter aus der Böhmischen Masse nur punktuell bekannt, so z.B. aus den Plutonender Lausitz und des Ost-Erzgebirges (vgl. Kap. 11.1.2).

Anhand dieser Datengruppen und ihrer Beziehung zu Abkühlaltern aus den heute noch anstehenden Restenpotentieller Liefergebiete (s.o.) werden Aussagen über die Detritus-Herkunft möglich. Im folgenden werden dieermittelten "Detritus-Alter" schrittweise nach ihrem Sedimentationsalter vorgestellt und nach obigem Schema, aberauch sedimentologischen Kenntnissen diskutiert.

20km

~ ~~OBAYRE ~GiJ

578.9

;t13.6

~' ~l

~a

~~

~ ~~ d ~

BAMBERGO

~ r ~ ~

~09.2

;t7.2

-- 50km •Ober-Kreide

CIDogger

KlAr-Daten

an:

•Lias

0Keuper

Ddetritischen

()Muskoviten

Muschelkalk

•Buntsandstein

0...

Unter-Rolllegend

Blotilen

ausGesteinen

desNaabgeblrges

•Ober-Karbon

*Granit

Ddetrillschen

oNÜRNBERG

~Gneis

Blotilen

~ er ~ ~ oSCHWEINFURT

Abb.13:RegionaleVerteilung

derK/Ar-Altersdaten

(inMa,mitFehlerangabe)andetritischen

MuskovitenundBiotiten

imDeckgebirgederSüddeut-

schenSchoUe,inclusivezweierK/Ar-Biotit-Abkühlalter

ausdemNaabgebirgs-KristaUin

(Legende

zurRasterung

s.Anhang,

Abb.20).

32

580

um 580

400

390-415350-390

........................................:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.ii ii ii:.:.............................................................

330-350 I350

..............................................................•........•.•.....: .....................~ •••• *1 ••••••••••••••.~ .. ,'. ....•. .•.. : .::::::•.......................

. ................

.........::::.:::•...

:::::::::::: ..:::.. :: :: ~.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.

.:.:.:.:.:.:.:.,..:.~..:.:.:.:.:.:.:--- ..::::::::::::....:.....

... : .. :... ::::::.:::

.........

::::::.::::::: ..

[Mal 300

[Ma] 300-330

•

::::... :;......................:.:.:.:.:.:tii.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.

----

zo1Ila:<l:

'"Cl:::Ea:wQ.

a:wQ.::>w'"

ci:W1Ilo

GRUNDGEBIRGE

_________ 'SChlehtlüeke: UNTER-KREIDE

500

o

-+-- +

204

150

95~L.

181

290

.:.!j!~o <l:

gJ '"229 :::E

239 ziü...

245 ~z<l:Ul...Z::>1Il

[Ma]

Sedimenta-tlonsalternach OOlN(1982)

Abb. 14: Stratigraphische Verteilung der KjAr-Altersdaten an detritischen Muskoviten im Deckgebirge der Süd-deutschen Scholle, zusammengefaßt in aus potentiellen Liefergebieten bekannte Altersgruppen;• : Probenpunkte, Pfeile = Liefergebietswechsel, Rasterlegende s. Text S. 30 (Fehlerangaben

s. Anhang, Tab. 3 a,b).

33

V.2.l Daten aus dem Permo-Karbon

bunt /violett

dunkelgrau-grünschwarz

weiß-hellgrau

braun-rot

~

Ton - Siltsteinmittelk. Sandstein-Grauwackengrobk. Sandstein-Grauwackenkonglomeratischer Sandstein-Grauwacken

Legende:

100

c'$

Trias l/lC'00

~.~•...E

? c •...• ~~Saxon "I---

Probenbez. KlAr-Datierungen an300

c c: c:0 .S! c: 0.- 'S> 0 ~...., 0 ~ Cll0 '00

.x LtE tIl Cll

:3 Lt E'-- (Au sschninsvergrößerung) ~ E0 :1.LL - :1. N.;:

500 I 1000 (jj N cic I "0 V v(1)

u I(1) I

C 5: 600 I •:J IThBW 1061 262

5oe{ I Wz 149 357

700 I

~ 366I Wz 148

I Wz 147 362 214 216I

800 I.c: I~c I ThBW 1178 236~o I • ThBW 1180 271•....-e"'" 900 I 1200(1)0

"OE I ThBW 1222 3410'-- I ThBW 1226 31905LL ThBW 1233 321(f) • ThBW 1247 336

• ThBW 1275 2831100 • ThBW 1298 336

Stefan C • ThBW 1319 332

• ThBW 1364 373• ThBW 1378 3661400

• ThBW 1418 254 239• ThBW 1431 266Westfal • ThBW 1447 352

ThBW 1455 299Grundgebirge [mI

Im Gegensatz zu den mesozoisch-känozoischen Sedimenten zeigt die Verteilung des Permo-Karbons keinen konti-nuierlichen Ablagerungsraum, es untergliedert sich vielmehr in kleinere SE/NW -streichende Teilbecken mit bis zu1500 rn-mächtigen Schichtenfolgen. Aus dem größten dieser Becken, dem Weidener Becken, stand neben einigenOberflächenproben die Thermalwasserbohrung "Stadt Weiden" für eine detailliertere Studie zur Verfügung(s. Abb. 15).

Abb. 15: K/ Ar-Alters bestimmungen am Profil der Bohrung "Stadt Weiden" (.) unter Einbeziehung der Datenaus der Ziegelei Keller, Weiden (0); Bohrprofil nach DILL (1990), reduzierte Darstellung (Fehler-angaben s. Anhang, Tab. 3 a,b).

34

Prinzipiell kann anhand der Daten und sedimentologischen Kriterien davon ausgegangen werden, daß als Liefer-gebiet die unmittelbare Umgebung des Troges in Frage kommt, d.h. druckbetonte Deckeneinheiten ähnlich denender heutigen ZEV und niederdruckmetamorphe Einheiten des Saxothuringikums und v.a. des Moldanubikums.Unter Anwendung des obigen Schemas kann aus dem Pendeln der Detritus-Daten zwischen 330-300 Ma und390-350 Ma ein mindestens 2-maliger Liefergebietswechsel abgeleitet werden. Außerdem wird daraus auch deut-lich, daß die dazwischen auftretenden Alter der Gruppe 350-330 Ma nicht unbedingt mit der Erosion der frühenGranit-Generation zu korrelieren sind, sondern viel wahrscheinlicher einen fließenden Übergang zwischen zweirelativ eng räumig gelegenen Liefergebieten repräsentieren (Mischalter!).Dabei muß jedoch betont werden, daß mit diesem Liefer-"Gebiets"-Wechsel ein Wechsel der liefernden Gesteinegemeint ist, der nicht zwangsläufig mit einer Änderung der Schüttungsrichtung verbunden sein muß. Für denspeziellen Fall des Permo-Karbons ist neben einem lateralen Liefergebietswechsel auch ein vertikaler denkbar:Ausgehend von den auflagernden MP/HP-Deckeneinheiten (390-350 Ma) können durch das steile Relief liegendeSchichten, also NP-Einheiten (330-300 Ma) anerodiert werden, deren Anschnitt später, bei fortschreitender Ver-füllung des Troges wieder überdeckt wird; bei erneuter Belebung des Reliefs durch die spät- bis postorogeneHebung des jungen Gebirges kann sich dieser Vorgang wiederholen und die NP-Einheiten werden abermalsanerodiert usw .. Dabei repräsentieren die hier gewonnenen Daten sehr wahrscheinlich nur einen Ausschnitt dermehrfach wiederholten postorogenen Relief-Belebung.

Bemerkenswert ist darüberhinaus, daß schon in den tiefsten Teilen der Bohrung, die in das tiefe Stefan bzw. hoheWestfal gestellt werden (vgl. DILL 1990, aber auch mdl. Mitt. SCHRÖDER)bereits Granite im Abtragungsniveaulagen, wie hier schon makroskopisch ersichtlich ist. Diesbezügliche Hinweise auf einen so frühen Granitabtragfinden sich auch schon bei VONKOENIGSWALD(1929), der die roten Feldspäte im Weidener Becken (ZiegeleiKeller) von den Graniten von Luhe herleitet.Ähnliche Beobachtungen für höhere Rotliegend-Schichten machten auch STEINLEIN(1953) und TILLMANN(1958)für das Ober-Rotliegende von Hirschau bzw. VONKOENIGSWALD(1929), der feststellte, daß bei Hirschau Ober-Rotliegendes diskordant auf Naab-Granit übergreift, darüberhinaus sogar vermutet, daß dies auch für das Unter-Rotliegende galt, welches jedoch vor Ablagerung des Ober-Rotliegenden bereits wieder abgetragen wurde. Wei-terhin beschreiben HELMKAMPF& WAEBER(1983) im Basis-Konglomerat des Rotliegenden der SchmidgadenerSenke grobkörnige Granitgerölle, die jedoch keinem der heute anstehenden Granite zugeordnet werden können.Mit diesen Beobachtungen stellte sich immer wieder die Frage, zu welcher Generation diese so früh erodiertenGranit-Plutone gehören.Die Tatsache, daß nun im tiefen Permo-Karbon (Probe ThBW 1455) in rein granitischem Detritus K/ Ar-Abkühlalter von 299.1 :t 6.0 Ma finden lassen, aber auch die Datierung des Naab-Granits (s. Kap. V.3) mit325.3 :t 8.8 Ma (Abkühlungsalter!), machen eine Zurodnung zu den spät- bis postvaristischen Graniten möglich.Diese Daten bedeuten damit aber auch, daß

der Naab-Granit vor ca. 325 Ma noch um 350 oe warm war, aber schon im Ober-Rotliegend, vermutlichsogar schon im Unter-Rotliegend, d.h. vor ca. 280 Ma etwa im heutigen Anschnittsniveau lag.der liefernde Granitkörper für die Probe ThBW 1455 (Sedimentationalter ca. 295 Ma nach ODIN 1982) vorca. 299 Ma die 300-350 oe Isotherme durchschritt und bereits 5-10 Ma später im Erosionsniveau lag, womiteine sehr schnelle postorogene Hebungs-und Abtragungsgeschichte dokumentiert wird.

Für das Erbendorfer Becken können aufgrund geringerer Probendichte derart differenzierte Aussagen nichtgemacht werden, in nach lithostratigraphischen Gesichtspunkten ins hohe Unter-Rotliegend gestellten Schichten(nach STETTNER in Vorb.) finden sich im Detritus nur Abkühlalter um 360 Ma, die somit ZEV -äquivalentenLiefergebieten zugeordnet werden können.Ungereimt ist hierbei, daß sich in einer der mit ca. 360 Ma datierten Proben (Wz 18) mikroskopisch Granitgerölleausmachen lassen. Entweder stehen diese mengenmäßig stark im Hintergrund, oder aber es besteht eine generelleDiskrepanz zwischen Geröll- und Feindetritus-Spektrum, die sich z.B nach einem Modell von SCHNITZER(1959)durch lokale, gerölliefernde Klippen erklären läßt.Daß durch den Feindetritus v.a. mittel- bzw. hochdruckmetamorphe Decken vertreten werden, bestätigt auch derDisthen-Fund von DILL (1988), auch wenn dieser aus tieferen Schichten der Brandschieferzone stammt. Das

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Fehlen von Disthen in höheren Abschnitten muß nicht unbedingt bedeuten, daß auch primär im Liefergebietkeiner vorhanden war, sondern kann ebensogut durch intrastratal solution (nach PETTIJOHN 1941) im Sedimentausgemerzt sein, im Kohlenwasserstoff -reichen Milieu hingegen bleibt er erhalten.

Aus Ermangelung detritischer Muskovite konnten im Stockheimer Becken nur detritische Biotite datiert werden(Wz 133), die jedoch durch die verwitterungsbedingte Verjüngung (vgl. Kap. V.Ll) kein geologisch relevantesAlter liefern. Bei Rückrechnung des ermittelten Biotit-Datums von 296.5 Ma nach dem K/ Ar- Verlustdiagrammvon MITCHELL& TAKA (1984) ergibt sich ein ursprünglich im Liefergebiet erworbenes Abkühlalter von ca. 315-310 Ma, sodaß ein granitisches bzw. niederdruckmetamorphes Liefergebiet wahrscheinlich erscheint. BeiAnnahme eines ursprünglichen Abkühlalters von 380-360 Ma, würde der darstellende Punkt stark von der K/ Ar-Verlustkurve für detritische Biotite abweichen.

V.2.2 Daten aus dem Buntsandstein

Nach dem breiten Altersspektrum im permo-karbonischen Detritus ist im Buntsandstein nur die Datengruppe von330-300 Ma vertreten, ein Trend, der auch noch in der Mittleren Trias weiter anhält.Es kommen folglich als liefernde Gesteine nur die NP/HT -metamorphen Serien des Saxothuringikums undMoldanubikums bzw. die spättektonischen Granite in Frage, woraus wiederum zu schließen ist, daß bereits imBuntsandstein die hangenden MP/HP-Deckeneinheiten weitgehend erodiert waren, sofern sie tatsächlich einegrößere Verbreitung hatten. Noch vorhandene Deckenreste am Westrand der Böhmischen Masse wurden bereits imUnteren Buntsandstein von Sedimenten bedeckt, so daß sie als Liefergebiete nicht mehr zur Verfügung standen(vgl. auch Kap. II.2.2).Räumlich kann das Liefergebiet an hand der K/ Ar-Abkühlalter an detritischen Hellglimmern jedoch nicht nähereingegrenzt werden, nach sedimentologischen Hinweisen stammen die randnahen untertriadischen Sedimente(Wz 117, Wz 130) aus dem benachbarten Grundgebirge oder auch aus inneren Teilen der Böhmischen Masse (vgl.u.a. SCHNITZER1957, 1966, 1979, HEIM1966, LEGGEWIEet al. 1977, KLARE1989).

Für die randferneren Sedimente Unterfrankens (Wz 146) gibt VOSSMERBÄUMER(1979) eine Transportrichtung von60 0 an, und weist somit auf die Vindelizische Schwelle im Süden als Liefergebiet hin. Da sie als westlicher Spornder moldanubischen Serien der Böhmischen Masse angesehen wird (DORN 1958), ist diese Herleitung auchaufgrund des "Detritus-Abkühlalters" von 309.2 i: 7.2 Ma durchaus realistisch, unter der Annahme, daß auch hierevtl. auflagernde Deckeneinheiten bereits prä-Buntsandstein abgetragen sind. Altersbestimmungen an Kristallin-gesteinen des Vindelizischen Landes sind bisher nicht bekannt.

Im Oberen Buntsandstein von Hirschau (Wz 158) weisen sowohl das ermittelte Abkühlalter als auch der hoheKaolinanteil auf den nahen Naab-Granit (vgl. Kap. V.3) als Liefergebiet, evtI. auch auf das dort teilweise aufla-gernde Ober-Rotliegende hin.

V.2.3 Daten aus dem Muschelkalk

Auch im Muschelkalk konservieren die detritischen Muskovite nur K/Ar-Abkühlalter von 325-310 Ma, folglichzeichnet sich keine wesentliche Veränderung im Liefergebiet ab, es wird lediglich durch die fortschreitendeSedimentbedeckung weiter eingegrenzt.Durch die generell nach NW zunehmende Karbonatfazies konnten jedoch nur "Detritus-Alter" aus der sandigenRandfazies im Bereich der Oberpfälzer Bucht gewonnen werden. Für diesen Raum gibt SCHRöDER(1964) eineSchüttungsrichtung aus SE an und leitet die Klastika folglich aus moldanubischen Gesteinen ab, was im Einklangmit den in vorliegender Arbeit ermittelten "detritischen Altern" steht.

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V.2.4 Daten aus dem Keuper

Im Keuper wandelt sich das monotone Bild der tieferen Trias, und im Unter- sowie Gips-Keuper (speziell imSchilfsandstein) treten bisher aus dem Detritus des oberfränkisch-oberpfälzischen Bruchschollenlandes unbekannteLiefergebiets-Abkühlalter von 415-392 Ma auf. Solche Abkühlalter sind jedoch auch aus der heutigen Böhmi-schen Masse weitgehend unbekannt, können aber für bereits erodierte, höhere HP-Deckenstockwerke angenom-men werden. Somit ist eine Herleitung dieses Detritus von solchen Deckenpartien durchaus denkbar, aufgrundsedimentologischer Befunde ist jedoch eine Herkunft aus kaledonisch regionalmetamorph geprägten Gesteinen,z.B. denen des Skandinavischen Schildes (s. Kap. V.2) viel wahrscheinlicher. So ermittelten Z.B. PATZELT(1964)und RIECH (1972) für den unteren Keuper eine entsprechende Materialherkunft aus NE bis N, bzw. bestätigtauch DITTRICH(1989) in einer Revision des Delta-Modells von WURSTER(1964) die Abstammung des Schilfsand-stein-Materials vom Skandinavischen Schild (sog. Nordischer Keuper).

Im Gegensatz dazu wird für die gleichen stratigraphischen Schichten weiter südlich auch eine Herkunft von derVindelizischen Schwelle bzw. der Böhmischen Masse erwähnt, wobei der Verzahnungsbereich dieser beidengegenläufigen Schüttungen in den Bereich der Oberpfälzer Bucht, nahe dem Probenpunkt Wz 125 (kmS) gelegtwird (SCHRÖDER1972). Dieser südbürtige Einfluß, der ja eine Zumischung von 330-300 Ma-Altern bedeutenmüßte, kann anhand der vorliegenden K/ Ar- Daten jedoch nicht bestätigt werden. Allerdings wurde auch keinDetritus aus dem Raum Lichtenau untersucht, für den sich die Persistenz 'der vindelizischen Zufuhr durchpaust(SCHRÖDER1977), die auch im sonstigen, höheren Keuper besteht.

Zu dem oben Gesagten muß jedoch noch erwähnt werden, daß diese nordische Schüttung nicht unbedingtkonstant während der Zeit des unteren Keupers und Gipskeupers angehalten haben muß, denn der zwischenUnterkeuper und Schilfsandstein eingeschaltete Benkersandstein (= randnahe sandige Vertretung der Myopho-rienschichten) wird nach Schwermineralanalysen von SCHNITZER(1961) aus dem oberpfälzischen Kristallin herge-leitet; anhand von K/ Ar- Detritusdatierungen konnte dies bisher noch nicht geprüft werden.

In den höheren Teilen des Keupers pausen sich mit "detritischen Abkühlaltern" von 325-315 Ma wieder dieNP/HT-Einheiten und Granite der Böhmischen Masse bzw. des Vindelizischen Landes als Liefergesteine durch(sog. Vindelizischer Keuper), was durch zahlreiche sedimentologische Arbeiten bestätigt wird (u.a. SCHRÖDER1958, 1965 b, ABELE et al. 1962, STAHL1971).Wie auch für tiefere Sedimente muß v.a. für den Sandsteinkeuper die Möglichkeit der Sedimentumlagerungberücksichtigt werden (SCHRÖDER1958), wofür v.a. die Ablagerungen des Buntsandsteins und Muschelkalks zurVerfügung standen. Dies kann an hand der detritischen Muskovit-Alter jedoch nicht von einer direkten Schüttungaus dem Kristallin unterschieden werden.

Auch im oberen Keuper treten zunächst noch Alter von 325 Ma auf, in den höchsten Teilen, d.h. in 2 Proben ausder Schicht direkt unter der Lias-Sohlbank (Wz 115, Wz 168) deutet sich dann mit Daten von 337.6 :t 8.4 Ma und344.5 :t 9.6 Ma ein Wechsel im Liefergebiet an.

V.2.5 Daten aus dem Lias

Der sich im obersten Keuper durch "Mischalter" abzeichnende Liefergebietswechsel wird durch ein ähnliches"Mischalter" aus detritischen Muskoviten der Lias-Sohlbank (Wz 46) bestätigt und manifestiert sich dann in etwashöher einzustufenden, liassischen Ton- und Sandsteinen mit Abkühlaltern der Datengruppe 390-350 Ma.Welches Liefergebiet damit in Frage kommt ist noch ziemlich spekulativ, die durch diese Abkühlalter geprägtenGesteine der Böhmischen Masse, d.h. die MP/HP-Deckeneinheiten, waren ja vermutlich bereits zu Beginn desBuntsandsteins weitgehend erodiert, oder aber sedimentbedeckt, wie aus dem gänzlichen Fehlen der entsprechen-den Daten in der Trias geschlossen werden konnte.

37

Somit müssen andere Herkunfts-Möglichkeiten diskutiert werden:I. Es existierten noch Deckenareale in hinteren, östlichen Teilen der Böhmischen Masse, die erst im Lias oder

später restlos abgetragen wurden.2. Auf den noch nicht sedimentbedeckten Hochgebieten des Vindelizischen Landes existieren noch entspre-

chende Gesteinsserien, wobei dies nach den Altern an den detritischen Muskoviten aus triadischen Sandstei-nen eher unwahrscheinlich erscheint. Doch immerhin mißt DORN (1958) dem Vindelizischen Land eineBedeutung als Sediment-Lieferant der sandigen Lias-Ablagerungen bei.

3. Es wurden permo-karbonische Sedimente umgelagert, wobei auch in diesem Fall die westlich und südlichgelegenen Permo-Karbon- Tröge in der Trias überdeckt wurden.Mit der Aussage DE TERRA'S (1925), der auf die Zugehörigkeit des Erbendorfer Permo-Karbons (detritischeMuskovit-Alter: ca. 360 Ma) zur mittelböhmischen Senke hinweist, sind jedoch das Rotliegend-BeckenInnerböhmens bzw. eventuelle ehemalige Verbindungen zu westlichen Teiltrögen als Liefergebiete denkbar.

4. Darüberhinaus scheint eine Umlagerung später synorogener Sedimente möglich, die aus der Erosion vonMPjHP-Deckeneinheiten resultieren und somit detritische Muskovite mit "Detritus-Altern" um 390-350 Mabeinhalten.

In den dunklen, fossilreichen Tonschiefern des höheren Lias sind für Kj Ar-Datierungen geeignete detritischeMuskovite nicht zu finden.

V.2.6 Daten aus dem Dogger

Im Dogger (Dogger ß) treten nun im Detritus Muskovit-Abkühlalter um 580 Ma auf, die bezüglich der Deutungihrer Herkunft Probleme aufwerfen.Auch in der spärlichen Literatur über die Sedimentologie des Doggersandsteins Mittelfrankens macht sich eineUnsicherheit bezüglich der Herkunft bemerkbar. So stuft SCHRöDER(1962, 1969) ihn "nach Abkunft und Positionals typischen Vindelizischen Dogger" ein, vom selben Autor ermittelte Strömungsrichtungen ergeben bipolare,SWjNE-gerichtete Schüttungsbilder (SCHRÖDER1971), wobei der Schwerpunkt auf der Schüttung aus NE liegt(SCHRÖDER,frd!. md!. Mitt.). So vermuten MEYER & SCHMIDT-KALER(1981) neben der Herkunft von derBöhmischen Masse auch den Baltischen Schild als potentielles Liefergebiet.

Die hier am Detritus ermittelten Kj Ar-Abkühlalter des Liefergebietes befürworten eine Abstammung aus NE nurbedingt, da Abkühlalter in der Größenordnung um 580 Ma aus der Böhmischen Masse nur aus den Granitoidender Lausitz und des Ost-Erzgebirges bekannt sind, ob diese vergleichsweise kleinen Abtragungsareale tatsächlichfür diese weiträumig identen Alter im Detritus (vg!. Kap. V.2) ausschlaggebend sind, bleibt jedoch dahingestellt.Eine Herkunft vom Baltischen Schild ist aus sedimentologischer Sicht über einen Transport über die NE-deutsch-polnische Senke in den mittelfränkischen Raum zwar denkbar (SCHRÖDERmd!. Mitt, BEUTLERmd!. Mitt.), dage-gen spricht aber, daß vom Baltischen Schild nur weit ältere Abkühlalter bekannt sind.

V.2.7 Daten aus der Ober-Kreide

Nach der karbonatischen Fazies im Malm und der massiven Abtragung während der Unter-Kreide beginnt durchAktivierung der Fränkischen Linie in der Ober-Kreide wieder die Zufuhr klastischen Eintrages.In der extremen Randfazies des Hessenreuther Forstes tauchen nun abermals Daten um 380 Ma auf, die hierjedoch leicht mit dem Einfluß der in unmittelbarer Nachbarschaft gelegenen, und in der Unter-Kreide wiederfreigelegten ZEV erklärt werden können.Auch sedimentologisch wird der Feindetritus aus dem gleichen Areal abgeleitet, da in der Schwermineral-Frak-tion Disthen mit bis zu 40 Korn-% als Leitmineral auftritt (KLARE& SCHRöDER1990). Lediglich das Geröllspek-trum stammt, abgesehen von einem Schuttfächer bei Parkstein, nicht aus ZEV -Äquivalenten, sondern entsprichtGesteinen, wie sie heute am S-Rand des Fichtelgebirges anstehen (KLARE & SCHRÖDER1990); darüberhinaus

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kommt auch eine Umlagerung der permo-karbonischen Sedimente des Erbendorfer Beckens in Frage (mdJ. Mitt.STETTNERin KLARE& SCHRöDER1990).Schwer interpretierbar ist in diesem Zusammenhang die Aussage von KLARE et al. (1990), die Disthen als Leit-mineral in Ober-Kreide-Sedimenten der nördlichen Frankenalb bis an deren W-Rand feststellten, was wiederumauf eine damalig weitere Verbreitung der MP/HP- Deckeneinheiten hinweist. Angesichts der Daten aus der Triasist dies jedoch nur schwer vorstellbar, es kann sich dabei nur um einen relativ schmalen Streifen entlang desW-Randes der Böhmischen Masse gehandelt haben, der schon zu Beginn des Buntsandsteins sedimentär verhülltwurdeEine prinzipiell weitere Erklärung, nämlich daß die Bedeutung des Vindelizischen Landes als Liefergebiet in derTrias wesentlich größer war als die der Böhmischen Masse, ist ziemlich unwahrscheinlich, da dies im Gegensatzzu einem Großteil der sedimentologischen Untersuchungen steht.

K/Ar-Analysen am Detritus der randferneren Fazies (z.B. Auerbacher Kreide) waren mangels geeigneter Auf-schlüsse nicht möglich.

V.3 Ergänzende K/ Ar-Datierungen aus dem Naabgebirgs-Kristallin

Wie schon erwähnt, ist für die Interpretation der K/ Ar-"Detritus-Alter" der Vergleich mit den entsprechendenAbkühlaltern aus den heute anstehenden Resten ehemaliger Liefergebiete von entscheidender Bedeutung. Für dasGrundgebirge der Böhmischen Masse, insbesondere für dessen Westrand, sind solche Datierungen über weiteBereiche bekannt (vgl. Kap. II.1.2), geochronologisch wie auch petrologisch unbearbeitet ist hingegen der Grund-gebirgsvorsprung des Naab-Gebirges südwestlich von Weiden. Allgemein wurde er, auch was seine Altersstellunganbetrifft, zur moldanubischen Zone gerechnet, ohne jedoch konkret untersucht worden zu sein.Da dieser Grundgebirgsbereich v.a. im Rotliegenden eine große Rolle als Liefergebiet gespielt haben muß, unddie Datierung des Naab-Granits ein eventuell wichtiges Kriterium zur Abschätzung von Hebungs- bzw. Abtra-gungsgeschwindigkeiten sein könnte (vgJ. Kap. V.2.1), wurden neben der Bearbeitung der Vorlandsedimente2 Biotit-Präparate aus dieser Region mit der K/ Ar-Methode datiert. Dabei ergaben sich

J. für den feinkörnigen Naab-Granit (Wz 154): -+ 325.3 :!: 8.8 Ma2. für einen Biotit-Gneis (Wz 155): -+ 316.6 :!: 8.1 Ma,

Daten, die hier als Mineralabkühlalter interpretiert werden.Insofern wird die bisher angenommene Zuordnung zu den niederdruckmetamorphen, mit 330-300 Ma datiertenmoldanubischen Serien bestätigt und der Naab-Granit zur spätvaristischen Generation gestellt, entsprechend z.B.dem Leuchtenberger Granit.

VA Bestimmung von Zeitpunkt und Intensität der postsedimentärenÜberprägung im Ostteil der Süddeutschen Scholle

Entscheidend für die Interpretation der K/ Ar-Altersdaten an detritischen Glimmern ist, daß eine stärkere post-sedimentäre thermische Überprägung, die eine Störung des K/ Ar-Isotopensystems und damit eine Verfälschungder "Liefergebiets-Abkühlalter" bewirken könnte, ausgeschlossen werden kann.Für den Ostteil der Süddeutschen Scholle wird dies im allgemeinen angenommen (SCHRÖDER1975), um diesjedoch auch nachzuweisen, wurden von einigen Proben, von denen meist auch K/ Ar- Datierungen an detritischenMuskoviten vorlagen, die Feinfraktionen näher untersucht, indem1. die Illitkristallinitäten gemessen wurden und2. die K/ Ar-Alter dieser Fraktionen bestimmt wurden.

Für die gegebene Fragestellung wurden nur die Illitkristallinitäts-Daten der glycolisierten Präparate berücksichtigt(vgl. Kap. IV.3.2), eine Aufstellung auch der unglycolisierten Werte findet sich im Anhang, Tab. 4.

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Zur Abschätzung der Intensität einer solchen Überprägung kann üblicherweise die Illitkristallinität herangezogenwerden, sie alleine reicht jedoch häufig nicht aus. Bei anchizonalen Illitkristallinitätswerten (vgl. Abb. 9), die aufTemperaturen hinweisen, die schon zu einer Störung des K/ Ar-Systems führen können (s. HUNZIKERet al. 1986),muß entschieden werden, ob

tatsächlich eine dementsprechende thermische Überprägung des Sediments vorliegt oderder Einfluß von detritischem Altbestand (mit hohem Kristall-Ordnungsgrad) in der Tonfraktion diese I1lit-kristallinitätswerte verursacht.

Eine diesbezügliche Entscheidung konnte hier anhand eines Vergleiches mit den jeweiligen K/ Ar-Datierungenund Sedimentationsaltern getroffen werden (vgl. Tab. I, Abb. 16 a und b), nach einem Schema ähnlich dem vonAHRENDTet al. (im Druck).

jm Wz93 <2 170 275,1 :!:7,0 0,253jm Wz93 < 0,2 170 245,6:!:8,2 0,268

(ko)/ju Wz26 <2 200-205 285,1 :!:7,4 0,290ko/(ju) Wz67 <0,2 205-210 204,6:!:6,6 1,135kmC Wz90 <2 ca.215 187,7 :!:4,8 0,820mu Wz110 <2 235 216,9 :!:4,5 0,390mu Wz129 <2 235 208,8 :!:4,8 0,380so Wz117 <2 240 238,6:!:5,2 0,325so Wz117 < 0,2 240 211,7:!:5,3 0,420so Wz146 <2 240 224,O:!:6,3 0,320ru Wz133 <2 270 214,5:!:5,0 0,915ru Wz133 <0,2 270 189,3:!:5,0 0,920

co/(ru) Wz147 <2 290 213,9:!:5,6 0,590co/(ru) Wz147 < 0,2 290 216,O:!:11,2 0,540co ThBW1061 <2 290-295 261,9:!:6,8 0,334co ThBW1178 <2 290-295 236,1 :!:5,6 1,005co ThBW1180 <2 290-295 271,4 :!:6,5 0,463co ThBW1275 <2 290-295 283,1 :!:5,6 0,280co ThBW1418 <2 290-295 254,4:!:5,3 0,740co ThBW1418 < 0,2 290-295 238,5:!:5,7 0,783co ThBW1431 <2 290-295 266,4:!:6,8 0,713

Tab. I: Daten zur Bestimmung der postsedimentären Überprägung des Deckgebirges; Grenzwerte für die I1lit-kristallinitäten s. Abb. 9.

Beim Betrachten der Abb. 16 a, in der die Daten der Oberflächenproben (Wz) aufgetragen sind, fallen in ersterLinie 2 Bereiche ins Auge, und zwarI. der Bereich, in dem die KlAr-Alter der Feinfraktionen größer als das Sedimentationsalter sind (links ober-

halb der Linie), was nur mit einer starken Beeinflussung durch detritischen Altbestand erklärt werden kann.Diese Interpretation wird auch durch die Illitkristallinitätswerte von:;; 0.29 °26 (.), d.h. anchizonale Wertebestätigt, die in diesem Zusammenhang selbstverständlich nicht als stärkere thermische Überprägung imSediment gedeutet werden dürfen.Demnach bestehen die Tonfraktionen dieser Proben (z.B. aus dem Dogger) zu einem relativ hohen Prozentsatzaus feinstem Detritus, was in Einklang mit sedimentologischen Aussagen von SCHRöDER(1962 und frdl. mdl.Mitt.) und MEYER& SCHMIDT-KALER(1981) steht, die den Doggersandstein als ausgereiftes und vielfach imbewegten Flachwasser kleinräumig umgelagertes Sediment beschreiben.

2. der Bereich, in dem die KlAr-Alter der Feinfraktionen kleiner bzw. gleich dem Sedimentationsalter sind(rechts unterhalb der Linie).

40

300 • Illitkristallinrtät $ 0.29 "20

o lilitkristallinrtät 0.29-033 '20

a

300

Permo-Karbon

250

Wz90' ............. ', ......... ', '.' .....

............... '" ............ '." ................

Keuper

.Wz26

200

Lias

150

Wz 93 « 0.2 ~ml.

tWz93

-=1ZeitraumauthigenenlIIitwachstu~

• lliitkristallinrtät > 0.33 '26

150

<ii'~l:

'"l:.e 250~~'E~l:

'"l:'"Cll::l 200lii:;'1<::2

Sedimentationsalter nach OOIN (1982) [Mal

• tttitkristaltinität > 0.33 )28

300 t Illilkristallinrtät $ 0.29"20

o lilitkristallinrtät 0.29-033 '26

b

• ThBW 1180ThBW 1431•

• ThBW 1061

• ThBW 1418

• ThBW 1418« 02 ~m)ThBW 1178.

Permo-Karbon

" . ..:-::::-',.,. ::::::-..... -: ..•. WZ.;33(~.02~;.,;~Wz90"

Keuper

tWz26

Lias

•Wz93Wz 93 « 0.2 ~m).

-=1ZeitraumauthigenenlIIitwachstu~

150

<ii'~l:

'"l:o 250~~'E:l:

'"l:'"Cll::l 200lii:;'1<::2

150 200 250 300

Sedimentationsalter nach ODiN (1982) [Ma]

Abb. 16: Darstellung zur Abschätzung der postsedimentären Überprägung im Deckgebirge - eine Korrelation vonIllitkristallinität. Sedimentationsalter und Kj Ar-Alter an Feinfraktionen « 2 JLm; bei < 0.2 JLrn s.Angabe); Erläuterungen s. Text.a. Darstellung ohne die Daten aus dem Permo-Karbon der Bohrung "Stadt Weiden".b. Darstellung unter Einbeziehung der Daten aus dem Permo-Karbon der Bohrung "Stadt Weiden".

41

Nach den Illitkristallinitäten können hier 2 weitere Gruppen unterschieden werden, mit:a. Illitkristallinitäten > 0.33 °26 (.; eindeutig diagenetischer Bereich), d.h. hier wird tatsächlich die Neu-

bildung von Hliten aufgrund eines schwachen thermischen Events im Sediment datiert.b. Illitkristallinitäten von 0.33-0.29 °28 (0 ; Übergangs bereich), womit eine Mischung aus authigenen Illiten

und detritischem Altbestand widergespiegelt wird.

Die allgemeine, für die Detritus-Datierungen entscheidende Aussage ist nach diesen Daten, daß eine stärkerepostsedimentäre thermische Überprägung, die zu einer Reequilibrierung des KI Ar-Isotopensystems der grobendetritischen Glimmer führen könnte, gänzlich ausgeschlossen werden kann und somit die "Detritus-Alter"tatsächlich unverfälscht die Mineralabkühlalter der Liefergebiete repräsentieren.

Bezüglich der zeitlichen Erfassung des schwachen thermischen Events mit authigenem Illitwachstum kann derZeitraum von ca. 215-190 Ma angegeben werden (s. Abb. 16 a), in den auch eine KlAr-Datierung (Fraktion< 2 ).Im, Palygorskit; 207-201 Ma) aus dem Sandsteinkeuper von BONHOMME(1982) fällt, die der Autor mit demZerfall Pangaeas in Zusammenhang bringt (vgl. auch KORMANN& DIETRICH1985). SCHRöDER(1982) weist auchdarauf hin, daß die Altkimmerische Diskordanz (max. bis zu 600 m Abtrag; Grenze Karn/Nor), die die Haupt-absenkung des Germanischen Beckens beendet, aufgrund ihres flachen Einfallswinkels bislang zu wenig beachtetwurde.

Hinweise auf eine kretazische Überprägung, wie sie im Nordsee- Becken (LEE et al. 1989) nachgewiesen, imNorddeutschen Becken hingegen kaum noch zu erfassen ist (AHRENDTet al. im Druck), gibt es im Deckgebirgeder Süddeutschen Scholle jedoch keine. Auch ein jurassischer Event, der sowohl im Norddeutschen (AHRENDTet al. im Druck) als auch im Pariser Becken (CLAUER,frdl. mdl. Mitt.) nachgewiesen werden konnte, paust sichhier nicht durch.Eine Schlüsselrolle für diese Aussage spielt Wz 67 « 0.2 ).Im), schließlich müßte das empfindliche Isotopensystemeiner< 0.2 ).Im-Fraktion durch ein solches Event neu eingestellt sein. Das Alter von 205 Ma, das auch dem Sedi-mentationsalter entspricht, muß im Zusammenhang mit dem Illitkristallinitätswert von 1.135 °28 jedoch als echtesDiagenesealter interpretiert werden.Darüberhinaus zeigen die Tonfraktionen aller Proben, die nach dem Keuper/Lias-Event abgelagert wurden, einenstarken Detritus-Einfluß, aber kaum authigenes Illitwachstum. Ihre "< 2 ).Im-Alter" sind zwar gegenüber ihren"Detritus-Altern" verjüngt (vgl. Tab. 2), vermutlich aber nur durch die Diagenese und nicht durch einen späterenhöheren Wärme fluß; dieser hätte sich stärker auswirken müssen.Auch die von WEMMER(1991) in der ZEV mit 120-110 Ma datierte Kataklase paust sich im Deckgebirge nichtdurch. Dieser Prozess scheint sich tatsächlich nur im Grundgebirge abgespielt zu haben, das Deckgebirge wurdeim Zuge dieser Bewegungen lediglich in Bruchschollen zerlegt, eine thermische Überprägung blieb jedoch aus.

Eine Sonderstellung bei all diesen Überlegungen nehmen die Proben der Thermalwasserbohrung "Stadt Weiden"ein (ThBW; s. Abb. 16 b). Die an ihren Tonfraktionen bestimmten KlAr-Alter fallen nicht in das Intervall von215-190 Ma, sondern liegen sämtlich darüber, jedoch nicht höher als das Sedimentationsalter. Da sie über einenweiten Bereich streuen, muß eine Mischung aus detritischem Altbestand und authigenen Illiten angenommenwerden.So weist z.B. eine Probe (ThBW 1275) einen Illitkristallinitätswert von< 0.29 °28 auf, weshalb prinzipiell eineanchizonale postsedimentäre Überprägung nicht ausgeschlossen werden kann. Im Kontext mit den anderen Ergeb-nissen ist dies jedoch sehr wohl möglich; schließlich ist dies der einzige derartige Fall, außerdem liegt das"< 2 ).Im-Alter" nahe dem Sedimentationsalter, was ebenfalls für einen detritischen Einfluß spricht. Daß derDetritus-Einfluß hier anhand des KlAr-Alters nicht so deutlich wird wie bei den auf S. 39 unter 1. erwähntenProben, kann u.a. darauf zurückgeführt werden, daß es sich in dieser Probe vermutlich um feinsten granitischenMuskovit-Detritus handelt, dessen Abkühlalter nur geringfügig über dem Sedimentationsalter liegen dürfte (vgl.Kap. V.2.1). Ein solches Detritus-Alter liegt mangels grober Muskovite leider nicht vor.

42

• ThBW 1275

Abb. 17:Korrelation von Illitkristallinitäten undK/ Ar-Altern an Feinfraktionen amBeispiel des Vertikalprofils derBohrung "Stadt Weiden" - ein Hinweisauf die Abhängigkeit der "< 2 p,m-

Alter" an Tonsteinen vom Detritus-Einfluß eines nahe gelegenen Liefer-gebietes.

ThBW1178.'

0.90.7

• ThBW 1431

~.ThBW1418

~

ThBW 1418 « 0.2IJm).

0.5

IIlitkristaliinitäten der Feinfraktionen [°2 SI

~ThBW1180

~

0.3

•ThBW 1061

280

260

240

Gründe, weshalb die Illitkristallinitätswerte bei den restlichen ThBW-Proben so hoch liegen (» 0.33 °28), könnenhier nur zur Diskussion gestellt werden. Eventuell läßt es sich damit erklären, daß hier z.T. Tonsteine bearbeitetwurden, im Gegensatz zu den Wz-Proben (Sandsteine). Die Illitkristallinität ist nach REUTER (1985) jedoch einrelatives Maß und speziell beim Vergleich unterschiedlicher Sedimenttypen kann es zu Unstimmigkeiten kommen(vgl. auch Kap. IV.3.1).Beim Auftragen der K/ Ar-Alter an Feinfraktionen gegen die Illitkristallinitätswerte (s. Abb. 17) wird deutlich,daß mit zunehmenden Illitkristallinitätswerten, d.h. mit abnehmendem Kristallordnungsgrad sich immer jüngereAlter einstellen und sich immer mehr dem aus Abb. 16 a abgeleiteten Zeitraum eines schwachen thermischenEreignis nähern.

Bezüglich des K/ Ar-Alters der Feinfraktionen ist zu sagen, daß generell Tonsteine ein höheres "< 2 p,m-Alter"aufweisen als vergleichbare Sandsteine (AHRENDT,frdl. mdl. Mitt.). Faziesbedingt finden sich in Tonsteinen rela-tiv mehr feinstaufbereitete detritische < 2 p,m-Partikel als in gröberklastischen Sedimenten. Dies wird hier durcheinen Grobsandstein (Wz 147) bestätigt, der ebenfalls aus dem Weidener Permo-Karbon stammt, jedoch einwesentlich jüngeres Alter in der Tonfraktion von ca. 215 Ma liefert.Diese generell bekannte Tendenz scheint hier im Weidener Becken verstärkt durch die Nähe zum Liefergebiet, woder Detritus-Einfluß noch sehr dominant ist.Auch die Tatsache, daß sich über den gesamten Teufenbereich der Bohrung kein einheitlicher Trend der"< 2 p,m-Alter" oder der Illitkristallinitäten erkennen läßt, erscheint bei einer Abhängigkeit von der Nähe zumLiefergebiet nun logisch, schließlich änderte sich im Permo-Karbon die Lieferdistanz durch wiederholteReliefeinebnung und -neubelebung mehrmals.Auf diese Weise lassen sich auch die auf den ersten Blick wenig aussagekräftig erscheinenden Daten aus demPermo-Karbon der Bohrung "Stadt Weiden" schlüssig interpretieren.

Aber auch nach diesen Daten aus dem Weidener Becken werden die oben gemachten Aussagen über Zeitpunktund Intensität einer postsedimentären Überprägung nicht beeinflußt.

Außerdem paust sich auch in diesem Gebiet kein kretazisches Ereignis durch, sodaß sich die im Weidener Permo-Karbon- Trog an kohligen Lagen ermittelten hohen Vitrinit-Reflexe, die ebenso wie die Fluid-Analysen auf eineTemperatur von 100-120 oe deuten (BEHR, frdl. mdl. Mitt.), nicht auf ein solch spätes Ereignis zurückzuführenlassen, sondern vermutlich eher mit dem perm ischen Vulkanismus zusammenhängen.

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Generell zeigen die datierten< 2 IJm/< 0.2 IJm-Paare den erwarteten Trend, daß die< 0.2 IJm-Fraktionen durchden geringeren Detritus-Einfluß auch jüngere Daten liefern. Lediglich bei Wz 147 trifft dies nicht zu, was hierjedoch aufgrund des großen Fehlers von:!: 11.2 Ma nicht interpretiert werden darf.

V.5 Bestimmung des Hellglimmer-Chemismus

Aus den bereits datierten Proben wurden exemplarisch 3 ausgewählt, um daran anhand der Bestimmung des Hell-glimmer-Chemismuses (Si-Gehalt) eine relative Druckabschätzung nach MASSONNE& SCHREYER(1987) vorzuneh-

• Wz 129

D Wz18

men.3,5 C,,!.

"0'0 /]1,

(~",>.

3,4 .-tfO)sI~/Iv

~/VI

3,3

Si/f.u.

3,2

3,1

@]3

1,5 1,6 1,7 1,8 1,9 2 2,1 2,2 2,3 2,4 2,5 2,6 2,7 2,8 2,9 3

AI/f.u.

Abb. 18: Mikrosonde-Analysedaten an detritischen Muskoviten, dargestellt im Si/Al-Diagramm (in Anzahl derAtome pro Formeleinheit = f.u., bezogen auf 11 O-Atome).a. Darstellung der Analysedaten der Proben Wz 18 und Wz 129b. Überlagerung der Daten aus Abb. 18 a durch Analysen von Wz 115

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Damit sollte versucht werden, die Zuordnung von Detritusdaten der Altersgruppe 385-350 Ma zu mittel- bishochdruckmetamorphen, bzw. der Altersgruppe 325-300 Ma zu niederdruckmetamorphen Liefergebieten zu über-prüfen.Dafür wurde je eine Probe dieser beiden Datengruppen (Wz 18: 371.6 :!: 8.8 Ma; Wz 129: 318.5 :!: 7.0 Ma) ausge-wählt, die Ergebnisse der Mikrosonde-Analysen (mehrere Einzelkornmessungen pro Probe) sind im Si/ Al-Diagramm (s. Abb. 18) dargestellt, die Meßdaten finden sich im Anhang, Tab. 5-7. Es zeichnen sich zwei nichtallzu deutlich voneinander zu trennende Punktwolken ab, wobei die erwartete Tendenz, nämlich daß die Musko-vite aus Wz 18 durch eine druckbetontere Metamorphose geprägt sind als die aus Wz 129, durchaus zu erkennenist. Daß die darstellenden Punkte dabei oberhalb der idealen Muskovit-Celadonit-Linie liegen, ist darin begrün-det, daß bei der Analyse nicht zwischen Fe2+ und Fe3+ unterschieden wird. Bei getrennter Angabe beider Ionenrücken die Datenpunkte bei geeigneter Darstellung (s. GUIDOTTI1984) auf diese Linie.Die darstellenden Punkte einer 3. Probe (Wz 115) überlagern im Si/Al-Diagramm die Bereiche der beiden O.g.Proben und untermauern somit die Interpretation des K/Ar-Datums von 337.6 :!: 8.4 Ma als Mischalter aus obigenAltersgruppen. Innerhalb dieser Probe tendieren grobe, frischere Kristalle zu niedrigeren Si-Gehalten, eineGeneration von kleineren, korrodierten, gerundeten Körnern ohne erkennbaren Kristallflächen liefert höhere Si-Gehalte; ein Einzelkorn mit einem Si-Gehalt von 3.44 Si/Lu., d.h. ein reiner Phengit, vertritt eine Hochdruck-Phase.Eine konkrete Druckangabe ist anhand der durchgeführten Messungen jedoch nicht möglich, da 1. die Bildungs-temperaturen unbekannt sind und 2. außerdem nicht gesichert ist, daß im Liefergebiet dieser Muskovite die vonMASSONNE& SCHREYER(1987) geforderte Paragenese mit Kalifeldspat, Biotit und Quarz vorgelegen hat, wenndies auch aus der häufigen Anwesenheit dieser Minerale im Detritus zu vermuten ist.

Damit kann also bisher nur gesagt werden, daß sich die Zuordnung der Glimmer zu den verschiedenen tektono-metamorphen Liefergebieten durch diese Untersuchungen vermutlich überprüfen läßt, eine statistische Überprü-fung dieser Aussage ist bisher jedoch noch nicht erfolgt. Diese Untersuchungen sind somit lediglich als ein ersterSchritt zur Typisierung der datierten Glimmer anzusehen.

VI SCHLUSSFOLGERUNGEN UND AUSBLICK

Ein entscheidendes Ergebnis vorliegender Arbeit ist, daß sich die K/ Ar- Datierung detritischer Muskovite als eineder erfolgversprechendsten Methoden für paläogeographische Rekonstruktionen erwiesen hat. Zum einen konser-vieren detritische Muskovite unverfälscht ihr im Liefergebiet erworbenes Abkühlalter und lassen Rückschlüsseauf bereits abgetragene Einheiten zu, zum anderen wird durch die Konsistenz der Daten auch über größere Ent-fernungen die Relevanz der Methode für Probleme der Materialherkunft aufgezeigt. Detritus-Mischungen tretenlediglich in der vertikalen, d.h. zeitlichen Abfolge auf (z.B. Wende Trias/Jura), eine Mischung zweier regionalunterschiedlicher, gleichzeitig aktiver Liefergebiete ist jedoch nicht zu beobachten.

Anhand der vorgestellten Ergebnisse, in Korrelation mit sedimentologischen Befunden aus dem Deckgebirge undv.a. geochronologischen Kenntnissen des Grundgebirges, kann bezüglich der Böhmischen Masse zusammenfassendgesagt werden, daß die seit dem Permo-Karbon abgetragenen l'aristischen Krusteneinheiten im wesentlichenjenen entsprechen, die sich auch heute noch im Erosionsnheau befinden.

Die Tatsache, daß in der Trias - abgesehen von einer Zuschüttung aus einem externen, im Norden gelegenenLiefergebiet - nur Alter zwischen 325-300 Ma erfaßt wurden, läßt weiterhin die Annahme zu, daß nach denkräftigen Schüttungen im Permo-Karbon die mittel- bzw. hochdruckmetamorphen Deckeneinheiten bereitsweitgehend erodiert, bzw. Ihre Reste sedimentbedeckt waren, sodaß weiträumig die niederdruckmetamorphenEinheiten Ins Abtragungsnil'eau gerieten. Inwieweit die Erosion der spätvaristischen Granite die Daten beeinflußt,läßt sich hier anhand der K/ Ar-Abkühlalter nicht entscheiden.

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Weiterhin muß berücksichtigt werden, daß nach der varistischen Orogenese nicht nur die heutige Grundgebirgs-Hochscholle als Liefergebiet in Frage kam, sondern auch das heute überdeckte Vindelizische Land im Süden bzw,Südosten.

Das erneute Auftreten von Altersdaten von 385-350 Ma in jüngeren Sedimenten, kann z.B. mit einer Resedimen-tation permo-karbonischer bzw. älterer synorogener Ablagerungen interpretiert werden (Lias), bzw. als räumlicheng begrenzte Schüttung aus wiederfreigelegten Deckenresten (Ober-Kreide).Der mit 350-330 Ma datierte Detritus scheint einen Liefergebietswechsel zu dokumentieren.

Für den unteren Keuper sowie den Dogger ist aus den ermittelten Daten (415-392 Ma; ca. 580 Ma) und auch aussedimentologischen Befunden anzunehmen, daß in diesen Zeiträumen völlig andere, vermutlich im Norden bzw.Nordosten gelegene Liefergebiete eine Rolle spielten.

Einen schematischen Überblick über die Herkunft der Klastika im nordwestlichen Vorland der BöhmischenMasse, abgeleitet aus KlAr-Datierungen an detritischen Muskoviten, gibt Abb. 19.

LiefergebietSkand, Schild

Liefergebiet Böhm. Masseund Vindelizisches Land

~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~:: MP/HP- ::: Deckeneinheiten ::

~H~~~~b~35Ö:n {~~~~~~.: NP-Einheiten :.. + .:. spätvaristische . :

Granite

Liefergebiet i. NEINLausitz? E'Erzgeb,?

. . . . . . . . .................... : . : . : . : . : . : .: .:.: 330-300: . : ....................

........• ••••••••••• o ••••••••. . . . . . . . . .. . .

///////////

~415-390:;;////////////////////////////////////////

. . . . . . . . . . . . .. . .. . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . .'.' . . . . . . . . . . . . . . . . . .

Strati-mittlere K1Ar-A~er an Detritus-

graphiedetritischen Muskoviten Herkunft

im Deckgebirge ..Cl> kro 380 ~:~:~:'0'CD•...~ kru (Schichtlücke)

ja (Karbonate)

ctl 580•... jm:J""')

ju 365335 320 350

k 405In 320ctl m'e:f-

S 320c ::::::0 360 :=:=::.0•... :~~~:.~ctl

320'::::'340 - 360~I

0E 335::::370 ~:~:~:•... coCl>a.. 300_350 .- ...

Abb. 19: Potentielle Liefergebiete für die Deckgebirgssedimente der Süddeutschen Scholle, abgeleitet aus KI Ar-Datierungen (in Ma) an detritischen Muskoviten

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Neben diesen großräumigen Rekonstruktionen zeigt die detailliertere Studie der Thermalwasserbohrung "StadtWeiden", daß schon im tiefsten Permo-Karbon spät- bis postvaristische Granite (AbkühlaIter: 299.1 :t 6.0 Ma)abgetragen wurden, womit eine sehr schnelle Hebung des Grundgebirges dokumentiert wird.Somit wird an hand dieser K/ Ar-Detritus-Datierungen eine Aussage untermauert, die auch einem Vergleich vonMonazit- und Biotit-Daten aus dem Moldanubikum zu entnehmen ist. Hier liefern U/Pb-Datierungen anMonaziten Alter um 325-320 Ma, die entsprechenden Rb/Sr-Biotit-Alter liegen nur 5-10 Ma darunter (TEUFEL1988). Unabhängig davon, ob diese Monazitalter als Abkühlalter oder Metamorphosealter interpretiert werden,bedeutet diese geringe Alters-Differenz eine sehr schnelle Abkühlung in 5-10 Ma um ca. 300°C. Ein entpre-chender Vergleich für die Ivrea-Zone zeigt, daß hier die Differenz ca. 180-160 Ma beträgt und damit einevergleichsweise langsame Abkühlung dokumentiert (TEUFELet aI. 1989, CLAUSEN1990).

Aus all diesen Daten kann geschlossen werden, daß bereits im Permo-Karbon, also in der Spätphase der Kolli-sion, wesentliche Teile des varlstischen Orogens abgetragen waren, d.h. daß ein großer Teil der mit 10-20 kmveranschlagten Grundgebirgsauflage schon synorogen erodiert wurde. Dieses höhere kristalline Stockwerk läßtsich folglich nur aus einer Analyse synorogener Ablagerungen, also der Flysch-Sedimente rekonstruieren.Darüberhinaus hat sich ebenfalls gezeigt, daß bei einer derartigen Analyse der Abtragungsprodukte weiträumigergearbeitet werden muß. Schließlich muß z.B. die Auflage derjenigen spät- bis postvaristischen Granite, derenDetritus sich in permo-karbonischen Sedimenten findet, notwendigerweise in permo-karbonischen bzw. ober-karbonischen Trögen abgelagert worden sein. Die zu geringen Sedimentmächtigkeiten in den intramontanenPermo-Karbon- Trögen stehen jedoch im Gegensatz zu der geforderten Mächtigkeit der abgetragenen Kristallin-Einheiten, woraus gefolgert werden muß, daß sich die Abtragungsprodukte in weiter entfernteren oberkarbonischbzw. permo-karbonischen Becken, evtI. des Ruhr-Gebietes (?) finden lassen.

Ein erster Schritt zur Datierung von synorogenem Detritus wurde mit der Bearbeitung detritischer Muskovite ausder ?oberdevonischen Witzenhausener Grauwacke unternommen, die aufgrund des ermittelten "Detritus-Alters"(-+ 376.6 :t 8.7 Ma) von den druckbetonten Deckeneinheiten abzuleiten ist.Bei einem Sedimentationsalter von ca. 375-360 Ma bedeutet dieses Abkühlalter, daß das Liefergebiet bei derHebung die 300-350 °C-Isotherme vor 377 Ma durchschritten hat, und schon 5-15 Ma später im Erosionsniveaulag. Unter der Vorraussetzung, daß die stratigraphische Einstufung ins Oberdevon zutreffend ist, wird mit demDatum von 377 Ma eine schnelle Hebung bzw. Abtragung der Decken und eine schnelle, direkte Sedimentationdurch Turbidite belegt.

Während solche, nahe am Sedimentationsalter liegende "Detritus-Abkühlalter" zwar Aussagen über relativeHebungs- bzw. Abtragungsgeschwindigkeiten erlauben, war dadurch, daß schon in den stratigraphisch ältestenSedimenten der Süddeutschen Scholle Detritus aller tektonometamorphen Einheiten des heute angeschnittenenGrundgebirgsstockwerkes vertreten ist, eine präzisere Berechnung von Mächtigkeitsbilanzen und Hebungs- bzw.Abtragungsraten, die über die der Sedimentologen hinausgehen, anhand der bisher durchgeführten Untersuchun-gen leider nicht möglich.

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(Shell).

20km

WZ67~

OBAYRE

Wz71

.wz

120

Wz26

Wz3

COBURG

~

W~6,11~

NÜRNBERG0

BAMBERGO

.WZ177

Wz90.

.Wz165

Wz176.

Wz164 • .W

Z162

Wz174 • •

Wz175

Wz146-.-

50km

Grundgebirge:

~SaxolhurlnglkumlMoldanublkum

~Deckenkomplex

(ZEV,MM)

Deckgebirge:

ITIIIIll

Tertlar

CJ

Ober-Kreide

~Jura

oTrias

IiillbilPenno-Karbon

oSCHWElNFURT

Abb.20:Probenverteilung

imDeckgebirgederSüddeutschen

Scholle;Kartengrundlage

nachGeologische

KartevonBayern1:5000000,

3.Auflage,1981.

Ort

Deck

ebir

e:Wz13

Grafenwöhr

449310

550980

mu

Feinsandstein

Granit

Wz18

Grötschenreuth

450170

552405

ruKonglomerat

Gneis

Wz26

Unternschreez

447080

552760

juTonstein

Wz46

Ebersdorf

443400

556630

(ko)/ju

Feinsandstein

Wz67

Pechgraben

446700

554160

ko/(ju)

mittelk.Sandstein

Wz71

Forkendorf

446815

553025

ko/(ju)

Tonstein

Wz82

Roschlaub

442995

554340

jmFeinsandstein

Wz90

Schönbachsmühle

440560

554320

kmC

mittelk.Sandstein

Wz93

Reifenberg

443770

551340

jmmittelk.Sandstein

Wz96

Friedersreuth

450225

551570

kro

kongl.Sandstein

Wz97

Friedersreuth

450225

551570

kro

kongl.Sandstein

Wz101

Hessenreuth

449920

552060

kro

Konglomerat

Wz105

Kemnath

449190

552660

mm

mittelk.Sandstein

ER1-8

8,37

-8,84

Schaden-450056

552361

rumittelk.Sandstein

Wz110

Kulmain

449310

552920

mu

mittelk.Sandstein

ER2-64

64,53-65,00

reuth

450040

552365

ruFeinsandstein

Wz115

Ebersdorf

443400

556630

ko/(ju)

mittelk.Sandstein

Wz117

Vogtendorf

445450

556600

soFeinsandstein

ThBW

1061

1061,80-1061,85

Weiden

451172

550638

coTonstein

Wz120

Bodenmühle

447265

553090

kmS

Grobsandstein

ThBW

1178

1178,80-1178,54

Weiden

451172

550638

coTonstein

ThBW

1180

1180,50-1180,52

Weiden

451172

550638

Tonstein

VI

Wz125

Scheckenhof

448890

551840

kmS

mittelk.Sandstein

co-.l

Wz126

Tremmersdorf

448680

551580

mo

mittelk.Sandstein

ThBW

1222

1222,20-1222,55

Weiden

451172

550638

comittelk.Sandstein

Wz129

Eschenbach

448690

551215

mu

mittelk.Sandstein

ThBW

1226

1226,00-1226,10

Weiden

451172

550638

coFeinsandstein

Wz130

Weißenbrunn

445390

556285

smmittelk.Sandstein

ThBW

1233

1233,30-1233,75

Weiden

451172

550638

comittelk.Arkose

Wz133

Rothenkirchen

445210

558070

ruFeinsandstein

ThBW

1247

1247,61-1247,68

Weiden

451172

550638

coFeinsandstein

Wz146

Bettingen

354143

551525

somittelk.Sandstein

ThBW

1275

1275,95-1276,00

Weiden

451172

550638

coTonstein

Wz147

Weiden(Ziegelei)

451450

550540

co/(ru)

kgl.Grobsandstein

ThBW

1298

1298,75-1299,00

Weiden

451172

550638

coFeinsandstein

Wz148

Weiden(Ziegelei)

451450

550540

co/(ru)

Tonstein

ThBW

1319

1319,50-1320,00

Weiden

451172

550638

coFeinsandstein

Wz149

Weiden(Ziegelei)

451450

550540

co/(ru)

Tonstein

ThBW

1364

1364,55-1364,90

Weiden

451172

550638

coFeinsandstein

Wz158

Hirschau

449960

548840

soQz-Fsp-Kaolin-Sdst.

ThBW

1378

1378,00-1378,30

Weiden

451172

550638

cokongl.Arkose

Wz162

Unterhof

359780

556780

kmS

mittelk.Sandstein

ThBW

1418

1418,00-1418,10

Weiden

451172

550638

coFeinsandstein

Wz164

Annabild

360060

557150

kmB

Feinsandstein

ThBW

1431

1431,30-1431,35

Weiden

451172

550638

coTonstein

Wz165

Stemberg

439870

557090

kmC

mittelk.Sandstein

ThBW

1447

1447,15-1447,20

Weiden

451172

550638

comittelk.kgl.Sandst.

Wz167

Heilgersdorf

441640

555990

jumittelk.Sandstein

ThBW

1455

1455,40-1456,00

Weiden

451172

550638

coGrob-Arkose

Wz168

Großheirath

442610

556160

ko/(ju)

mittelk.Sandstein

Wz169

Großheirath

442610

556160

(ko)/ju

mittelk.Sandstein

Stratigraphische

Position

derProben

nach:

Wz174

Kleinwenkheim

359150

556990

kumittelk.Sandstein

I.Erläuterungen

zur

Geologischen

Karte

von

Bayern,

1:25000,

München,

Wz175

Wermerichshausen

359045

556780

kumittelk.Sandstein

diverse

Blätter

bzw.derjeweiligen

Geologischen

Karten

dazu.

Wz176

Bedheim

440470

558480

kumittelk.Sandstein

2.HÖRAUF

(1959),

VON

FREYBERG

(1965),

WEBER

R.

(1968),

KESSLER

Wz177

Staffelbach

441095

553510

kmC

mittelk.Sandstein

(1973),

BLOOS

(1981),

KREGE&

SCHRöDER

(1981),

LEITZ&

SCHRöDER

(1981

a,b,

1985),

SCHIRMER

(1981),

MUNK

(1985),

VELO

(1987),

DILL

(1990).

Tab.

2:Probenliste

3.mündliche

Mitteilungen

von

Prof.

Dr.

B.Schröder

(Bochum).

58

Proben- K2Q-Fehler 40 Ar'bezeichnun fraktion

Wz 13 mus 160.1000 mu 7,82 0,45 85,5096 97,4820 311,2 7,0Wz 18 mus 630.1000 ru 9,77 0,61 129,9558 98,5855 371,6 8,8Wz 18 mus 500.630 ru 9,71 0,22 129,1637 99,4841 371,8 7,7Wz18 mus 315 - 500 ru 9,82 0,67 126,3059 99,5720 360,7 8,7Wz 18 mus 160.315 ru 9,77 0,00 128,8937 97,4279 368,9 7,6Wz26 mus 315.1000 ju 9,36 0,62 122,2307 96,6910 365,7 8,8Wz46 mus 315-1000 (ko)/ju 9,62 0,61 114,1521 97,5813 335,0 8,0Wz67 mus 500 - 1000 ko/(ju) 9,58 0,44 110,0579 99,4984 325,3 7,2Wz71 mus 200 - 1000 ko/(ju) 9,43 0,61 108,2976 99,9511 325,2 7,6Wz82 (m.R.) mus 200 - 1000 jm 9,81 0,61 215,6995 99,5536 578,9 13,6Wz 82 (o.R.) mus 200.1000 jm 8,83 1,12 166,6129 99,7816 507,0 15,2Wz90 mus 500 - 630 kmC 10,46 0,20 115,9288 99,0588 314,9 6,4Wz90 bio 500 - 630 kmC 7,62 0,00 64,2972 89,6836 244,5 5,4Wz93 mus 315 - 630 jm 9,90 0,14 218,0972 99,3725 579,6 11,8Wz96 mus 630.1000 kro 8,85 0,61 120,5812 99,6445 379,8 9,0Wz97 mus 315.500 kro 8,80 0,56 121,3056 99,8394 384,0 8,8Wz 101 mus 315 - 630 kro 9,46 0,37 127,4240 99,2122 376,1 8,0Wz 105 mus 315 - 630 mm 8,81 0,56 97,3913 99,4388 314,0 7,2Wz 110 mus 315 - 630 mu 9,25 1,61 105,2858 98,0740 322,7 7,6Wz 115 mus 315 - 630 ko/(ju) 10,16 0,70 121,4998 97,6137 337,6 8,4Wz 117 mus 315 -1000 so 10,02 0,61 113,6991 99,5770 321,8 7,6Wz 120 mus 315 - 630 kmS 9,95 0,78 142,0491 99,1933 396,3 10,1Wz 120 mus 200.315 kmS 9,07 0,31 132,2663 99,4660 403,7 8,5Wz 120 bio 315.630 kmS 3,49 0,81 27,1421 88,8056 226,5 6,2Wz 125 mus 212-315 kmS 7,03 0,60 105,6633 99,6692 414,8 9,7Wz 126 mus 315 - 630 mo 8,61 0,99 97,6805 98,9047 321,5 7,8Wz 129 mus 200 -1000 mu 8,94 0,47 100,3685 99,4490 318,5 7,0Wz 130 mus 212-315 sm 10,31 0,72 111,1563 99,1515 307,0 7,6Wz 133 bio 250 - 315 ru 7,29 0,19 75,7071 92,2421 296,5 6,6Wz 146 mus 315-500 so 10,32 0,61 112,1890 99,6655 309,2 7,2Wz 147 mus 630 - 1000 co/(ru) 9,73 0,22 125,5387 99,4624 361,7 7,4Wz 148 mus 315 - 630 co/(ru) 9,00 0,61 117,7167 99,4254 366,0 8,6Wz 149 mus 315-1000 co/(ru) 8,07 0,18 102,7009 93,6665 357,1 7,8Wz 149 bio 315 - 500 co/(ru) 6,13 1,04 63,7699 90,9786 297,1 9,0Wz 154 bio 200 - 500 Granit 8,63 0,90 99,1006 99,1709 325,3 8,8Wz 155 bio 200 - 500 Gneis 7,85 0,78 87,5775 99,3698 316,6 8,1Wz 158 mus 630.1000 so 5,84 0,24 65,2561 97,9453 317,1 6,6Wz 162 mus 150 - 315 kmS 10,27 0,48 149,3639 99,4147 402,9 9,0Wz 164 mus 250 - 630 kmS 10,14 0,87 119,2189 96,3447 332,4 9,0Wz 165 mus 212-315 kmC 10,55 0,40 115,2600 99,2798 310,6 6,7Wz 167 mus 500 - 630 ju 9,81 0,00 128,0775 99,2740 365,4 7,4Wz 168 mus 315.630 ko/(ju) 9,60 0,96 117,4040 99,4425 344,5 9,6Wz 169 mus 500 - 630 (ko)/ju 10,12 0,14 126,3928 99,3789 351,0 7,2Wz174 mus 250 - 315 ku 9,60 0,61 139,7039 99,6568 402,9 9,4Wz 175 mus 315 - 630 ku 9,50 0,61 139,7048 99,4808 406,7 9,6Wz 176 mus 315 - 630 ku 10,05 0,84 141,7630 99,7583 391,8 10,2Wz 177 mus 315 - 630 kmC 10,25 0,83 114,2846 99,4475 316,5 8,2Wz 180 mus 315 - 630 do 10,41 0,56 140,5197 99,3488 376,6 8,7

Tab. 3 a: Analysedaten zu den K/ Ar-Alters bestimmungen (m.R.: mit Reiben, o.R.: ohne Reiben)

59

Wz26 <2 <2 ju 1,00 0,77 9,9552 94,8640 285,1 7,4Wz67 <0,2 < 0,2 ko/(ju) 1,50 0,94 10,4763 75,8760 204,6 6,6Wz90 <2 <2 kmC 4,55 0,68 29,0026 91,3298 187,7 4,8Wz93 <2 <2 jm 1,52 0,47 14,5132 85,7090 275,1 7,0Wz93 <0,2 < 0,2 jm 1,41 1,00 11,9596 75,1618 245,6 8,2Wz 110 <2 <2 mu 5,48 0,13 40,6661 98,2003 216,9 4,5Wz 117 <2 <2 so 3,78 0,19 31,0335 93,8602 238,6 5,2Wz 117 <0,2 < 0,2 so 3,88 0,61 28,0882 92,0494 211,7 5,3Wz 129 <2 <2 mu 5,53 0,38 39,4151 92,3707 208,8 4,8Wz 133 <2 <2 ru 4,37 0,49 32,0433 96,8122 214,5 5,0Wz 133 <0,2 < 0,2 ru 5,50 0,77 35,3853 92,2992 189,3 5,0Wz 146 <2 <2 so 6,92 0,92 53,1947 94,4103 224,0 6,3Wz 147 <2 <2 co/(ru) 2,72 0,81 19,8733 98,4953 213,9 5,6Wz 147 <0,2 < 0,2 co/(ru) 3,55 1,10 26,2127 42,4675 216,0 11,2

ER 1.8 mus 250 - 1000 ru 10,49 0,61 137,2382 97,2902 366,3 8,8ER 2.64 mus 315 - 630 ru 9,65 0,72 121,6521 97,9892 354,2 8,9ThBW 1222 mus 315 - 630 co 9,78 0,36 118,0797 97,2772 340,5 7,4ThBW 1226 mus 630 - 1000 co 9,99 0,21 112,1102 99,3148 318,5 6,6ThBW 1233 mus 315 - 630 co 9,73 0,58 109,9947 99,3593 320,5 7,4ThBW 1247 mus 315 - 630 co 9,71 0,92 115,5040 99,0783 335,9 9,2ThBW 1298 mus 315 - 630 co 9,75 0,29 115,8991 99,7379 335,6 7,0ThBW 1319 mus 315 - 630 co 9,71 0,73 114,2476 99,6153 332,4 8,2ThBW 1364 mus 315 - 630 co 9,15 0,62 122,3643 99,8031 373,4 8,8ThBW 1378 mus 315-630 co 9,49 0,22 124,1932 99,5023 366,4 7,6ThBW 1447 mus 315-630 co 9,54 0,15 119,6468 99,3045 352,3 7,2ThBW 1455 mus 630 - 1000 co 9,59 0,00 100,5533 99,4244 299,1 6,0

ThBW 1061 <2 <2 co 6,43 0,77 58,3667 95,3492 261,9 6,8ThBW 1178 <2 <2 co 4,20 0,51 34,0992 93,8943 236,1 5,6ThBW 1180 <2 <2 co 4,32 0,49 40,7295 91,6606 271,4 6,5ThBW 1275 <2 <2 co 6,11 0,93 60,3714 95,5347 283,1 5,6ThBW 1418 <2 <2 co 4,29 0,17 37,7349 96,4006 254,4 5,3ThBW 1418 <0,2 < 0,2 co 4,56 0,59 37,4385 97,0699 238,5 5,7ThBW 1431 <2 <2 co 3,83 0,78 35,4396 96,4460 266,4 6,8

Tab. 3 b: Analysedaten zu den K/ Ar-Altersbestimmungen

Proben- Fraktion IlIitkristallinität (. 28)bezeichnung unalvcolisiert alvcolisiert

Wz26 <21Jm 0,385 0,290Wz67 <0,2IJm 1,175 1,135Wz90 <21Jm - - 0,820Wz93 <21Jm 0,280 0,253Wz93 <0,2IJm -- 0,268Wz 110 <21Jm -- 0,390Wz 117 <21Jm 0,395 0,325Wz 117 <O,21Jm 0,397 0,420Wz 129 <21Jm 0,410 0,380Wz 133 <21Jm 0,680 0,915Wz 133 <0,2IJm 0,815 0,920Wz 146 <21Jm 0,335 0,320Wz 147 <21Jrn 0,775 0,590Wz 147 < 0,2um 0,765 0,540

Proben- Fraktionbezeichnun

ThBW 1061 <21Jm 0,640 0,334ThBW 1178 <21Jm 1,330 1,005ThBW 1180 <21Jm 0,975 0,436ThBW 1275 <21Jm 0,390 0,280ThBW 1418 <21Jm 0,845 0,740ThBW 1418 < O,2IJm 0,980 0,783ThBW 1431 <2 m 0,995 0,713

Tab. 4: Unglycolisierte und glycolisierte l1lit-kristallini täts- Daten

60

Wz18

Messung 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Si 3,20 3,22 3,17 3,20 3,21 3,18 3,17 3,22 3,20 3,25 3,16 3,18

AI (IV) 0,80 0,78 0,83 0,80 0,79 0,82 0,83 0,78 0,80 0,75 0,84 0,82

Summe 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00

AI (VI) 1,81 1,80 1,84 1,81 1,80 1,87 1,83 1,82 1,81 1,78 1,78 1,83

TI 0,07 0,00 0,03 0,06 0,07 0,03 0,04 0,05 0,06 0,05 0,06 0,06

Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00

Fe" 0,06 0,09 0,07 0,07 0,08 0,05 0,06 0,06 0,06 0,06 0,07 0,06

Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Ma 0,06 0,13 0,07 0,06 0,05 0,06 0,06 0,07 0,05 0,08 0,08 0,05

Summe 2,00 2,02 2,01 2,00 2,00 2,01 1,99 2,00 1,98 1,97 2,00 2,00

K 0,79 0,88 0,83 0,80 0,84 0,81 0,85 0,79 0,83 0,82 0,83 0,78

Na 0,14 0,06 0,10 0,12 0,09 0,13 0,12 0,14 0,15 0,11 0,10 0,15

Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00Summe 0,93 0,94 0,93 0,92 0,93 0,94 0,97 0,93 0,98 0,93 0,93 0,93

Summe 6,93 6,96 6,94 6,92 6,93 6,95 6,96 6,93 6,96 6,90 6,93 6,93

Tab. 5: Analysedaten der Mikrosonde-Analysen an Muskoviten der Probe Wz 18 (Fe' = Fege.; Angaben inLu. = Anzahl der Atome pro Formeleinheit, bezogen auf 11 O-Atome).

I Wz 129 IMessung 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14

Si 3,16 3,15 3,17 3,11 3,19 3,16 3,18 3,14 3,15 3,16 3,18 3,13 3,17 3,13AI (IV) 0,84 0,85 0,83 0,89 0,81 0,84 0,82 0,86 0,85 0,84 0,82 0,87 0,83 0,87Summe 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00

AI (VI) 1,85 1,85 1,83 1,85 1,85 1,80 1,82 1,84 1,80 1,78 1,84 1,92 1,74 1,83TI 0,01 0,00 0,02 0,03 0,00 0,06 0,01 0,03 0,05 0,00 0,02 0,00 0,03 0,04Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00Fe" 0,07 0,09 0,09 0,06 0,07 0,05 0,10 0,07 0,07 0,15 0,07 0,05 0,14 0,07Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00Ma 0,06 0,06 0,09 0,06 0,07 0,07 0,09 0,06 0,07 0,10 0,07 0,02 0,11 0,05Summe 1,99 2,00 2,03 2,00 1,99 1,98 2,02 2,00 1,99 2,03 2,00 1,99 2,02 1,99

K 0,90 0,86 0,89 0,87 0,94 0,93 0,85 0,95 0,89 0,89 0,93 0,93 0,90 0,93Na 0,09 0,12 0,08 0,09 0,06 0,05 0,12 0,04 0,10 0,09 0,05 0,03 0,10 0,07Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00Summe 0,99 0,98 0,97 0,96 1,00 0,98 0,97 0,99 0,99 0,98 0,98 0,96 1,00 1,00

Summe 6,98 6,98 7,00 6,96 6,99 6,96 6,99 6,99 6,98 7,01 6,98 6,95 7,02 6,99

Tab. 6: Analysedaten der Mikrosonde-Analysen an Muskoviten der Probe Wz 129 (Fe' = Fege.; Angaben inf.u. = Anzahl der Atome pro Formeleinheit, bezogen auf 11 O-Atome).

61

I Wz 115 IMessung 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

Si 3,14 3,18 3,13 3,14 3,22 3,15 3,13 3,14 3,15 3,12 3,15 3,11 3,18 3,12 3,11

AI (IV) 0,86 0,82 0,87 0,86 0,78 0,85 0,87 0,86 0,85 0,88 0,85 0,89 0,82 0,88 0,89

Summe 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00

AI (VI) 1,81 1,87 1,81 1,86 1,81 1,78 1,81 1,87 1,80 1,84 1,82 1,83 1,86 1,86 1,78

Tl 0,07 0,00 0,04 0,03 0,00 0,05 0,03 0,00 0,03 0,04 0,02 0,05 0,02 0,04 0,07

Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00Fe. 0,05 0,08 0,09 0,07 0,10 0,08 0,10 0,06 0,10 0,05 0,08 0,06 0,06 0,05 0,06

Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Mg 0,05 0,07 0,08 0,03 0,11 0,10 0,08 0,09 0,09 0,06 0,10 0,05 0,07 0,04 0,06

Summe 1,98 2,02 2,02 1,99 2,02 2,01 2,02 2,02 2,02 1,99 2,02 1,99 2,01 1,99 1,97

K 0,93 0,87 0,90 0,94 0,93 0,93 0,92 0,90 0,88 0,87 0,90 0,93 0,91 0,90 0,94

Na 0,08 0,10 0,11 0,07 0,03 0,06 0,08 0,07 0,08 0,11 0,08 0,07 0,06 0,10 0,07

Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Summe 1,01 0,97 1,01 1,01 0,96 0,99 1,00 0,97 0,96 0,98 0,98 1,00 0,97 1,00 1,01

Summe 6,99 6,99 7,03 7,00 6,98 7,00 7,02 6,99 6,98 6,97 7,00 6,99 6,98 6,99 6,98

Messung 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29

Si 3,17 3,12 3,17 3,14 3,44 3,24 3,18 3,28 3,27 3,22 3,16 3,27 3,20 3,20

AI (IV) 0,83 0,88 0,83 . 0,86 0,56 0,76 0,82 0,72 0,73 0,78 0,84 0,73 0,80 0,80

Summe 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00

AI (VI) 1,83 1,83 1,79 1,83 1,70 1,85 1,83 1,67 1,72 1,65 1,94 1,67 1,61 1,71

TI 0,02 0,03 0,03 0,03 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00Fe. 0,06 0,09 0,09 0,07 0,20 0,04 0,03 0,17 0,12 0,23 0,02 0,17 0,23 0,16

Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Mg 0,11 0,08 0,10 0,06 0,14 0,10 0,10 0,22 0,22 0,27 0,03 0,23 0,29 0,21

Summe 2,02 2,03 2,01 1,99 2,04 1,99 1,99 2,06 2,06 2,15 1,99 2,07 2,13 2,08

K 0,89 0,92 0,90 0,94 0,73 0,89 0,93 0,93 0,87 0,83 0,96 0,91 0,94 0,90

Na 0,10 0,05 0,09 0,06 0,00 0,00 0,07 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03

Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00

Summe 0,99 0,97 0,99 1,00 0,73 0,89 1,00 0,93 0,90 0,83 0,96 0,91 0,94 0,93

Summe 7,01 7,00 7,00 6,99 6,77 6,88 6,99 6,99 6,96 6,98 6,95 6,98 7,07 7,01

Tab. 7: Analysedaten der Mikrosonde-Analysen an Muskoviten der Probe Wz 115 (Fe' = Fe ; Angaben inges

f.u. = Anzahl der Atome pro Formeleinheit, bezogen auf 11 O-Atome).

GÖTTINGER ARBEITEN ZUR GEOLOGIE UND PALÄ.ONTOLOGIE

I: GROOS, Helga (1969): Mitteldevonische Ostracoden zwischen Ruhr und Sieg (Rechts rheinisches Schiefer-gebirge). - 110 S., 48 Abb., 3 Tab., 20 TaL, 8 Beil. DM 12,50

2: GRIMM, Arnulf (1969): Die Grundwasserverhältnisse im Raum Kassel (Nord hessen) unter besondererBerücksichtigung der Hydrochemie. - 143 S., 23 Abb., 8 Tab., I TaL, 21 Beil.. DM 20,00

3: FÜTTERER, Dieter (1969): Die Sedimente der nördlichen Adria vor der Küste Istriens. - 57 S., 25 Abb.DM 6,60

4: GEISSLER, Horst (1969): Zur Stratigraphie und Fazies der Finnentroper Schichten sowie zur Ökologie ihrerFauna (Mittlere Givet-Stufe, nordöstliches Sauerland, Rheinisches Schiefergebirge). - 67 S., 31 Abb.,4 Tab., I TaL DM 11,20

5: H. MARTIN-Festschrift (1970): VIII + 166 S., 41 Abb., 4 Tab., 11 TaL DM 20,006: SCHMIDT, Albert (1970): Geologische und petrologische Untersuchungen im Grenzbereich Weiler Schie-

fer/Gneis von Urbeis (Schuppenzone von Lubine/Vogesen). - 31 S., 6 Abb., 2 TaL DM 6,807: PAUL, Josef (1970): Sedimentgeologische Untersuchungen im Limski kanal und vor der istrischen Küste

(nördliche Adria). - 75 S., 43 Abb., 25 Tab. DM 10,808: DANIELS, Curt H. v. (1970): Quantitative ökologische Analyse der zeitlichen und räumlichen Verteilung

rezenter Foraminiferen im Limski kanal bei Rovinj (nördliche Adria). - 109 S., 8 TaL DM 16,009: JAHNKE, Hans (1971): Fauna und Alter der Erbslochgrauwacke (Brachiopoden .und Trilobiten, Unter-

Devon, Rheinisches Schiefergebirge und Harz). - 105 S., 50 Abb., II TaL DM 18,4010: EDER, Wolfgang (1971): Riff -nahe detritische Kalke bei Balve im Rheinischen Schiefergebirge (MitteI-

Devon, Garbecker Kalk). - 66 S., 14 Abb., 6 Tab., 5 TaL DM 11,6011: AHRENDT, Hans (1972): Zur Stratigraphie, Petrographie und zum tektonischen Aufbau der Canavese-Zone

und ihrer Lage zur Insubrischen Linie zwischen Biella und Cuorgne (Norditalien). - 89 S., 38 Abb.,4 TaL, 7 Beil. DM 18,00

12: LANGENSTRASSEN, Frank (1972): Zur Fazies und Stratigraphie der Eifel-Stufe im östlichen Sauerland(Rheinisches Schiefergebirge, BI. Schmallenberg und Girkhausen). - 106 S., 4 TaL DM 18,40

13: UFFENORDE, Henning (1972): Ökologie und jahreszeitliche Verteilung rezenter benthonischer Ostracodendes Limski kanal bei Rovinj (nördliche Adria). - 121 S., 41 Abb., 5 Tab., 12 TaL DM 18,80

14: GROOTE-BIDLINGMAIER, Michael v. (1974): Tektonik und Metamorphose im Grenzbereich Damara-Prädamara, südwestlich Windhoek (Südwestafrika). - 80 S., 50 Abb. DM 15,20

15: FAUPEL, Jürgen (1974): Geologisch-mineralogische Untersuchungen am Donkerhoek-Granit (Karibib-District, Südwestafrika). - 95 S., 48 Abb., 8 Tab., 2 Beil. DM 17,20

16: ENGEL, Wolfgang (1974): Sedimentologische Untersuchungen im Flysch des Beckens von Ajdov-scina(Slowenien). - 65 S., II Abb., 1 Tab., 3 TaL DM 14,40

17: FAUPEL, Myrsini (1975): Die Ostrakoden des Kasseler Meeressandes (Oberoligozän) in Nordhessen. - 77 S.,3 Abb., I Tab., 13 TaL DM 22,00

18: RIBBERT, Karl-Heinz (1975): Stratigraphische und sedimentologische Untersuchungen im Unterkarbonnördlich des Oberharzer Diabaszuges (NW-Harz). - 58 S., 19 Abb., 2 Tab. DM 12,80

19: NIEBERDING, Franz (1976): Die Grenze der zentralen Granitzone südwestlich Otjimbingwe (Karibib-District, Südwestafrika): Intrusionsverband, Tektonik, Petrographie. - 78 S., 7 TaL DM 15,60

20: <;INAR, Cemil (1978): Marine Flachwasserfazies in den Honseler Schichten (Givet-Stufe, LüdenscheiderMulde, Rechtsrheinisches Schiefergebirge). - 77 S., 28 Abb., 4 Profile, II TaL DM 16,40

21: LIESCHE, Stefan (1980): Die tektonische Gesteinsdeformation im Gebiet des Latroper Sattels und derWittgensteiner Mulde im östlichen Rheinischen Schiefergebirge. - 89 S., 7 TaL DM 17,20

22: HEINRICHS, Till (1980): Lithostratigraphische Untersuchungen in der Fig Tree Gruppe des BarbertonGreenstone Belt zwischen Umsoli und Lomati (Südafrika). - 118 S., 42 Abb., 13 Tab. DM 20,00

23: VIETH, Jutta (1980): Thelodontier-, Acanthodier- und Elasmobranchier-Schuppen aus dem Unter-Devon derKanadischen Arktis (Agnatha, Pisces). - 69 S., 27 Abb., 10 TaL DM 22,80

24: VOLLBRECHT, Axel (1981): Tektongenetische Entwicklung der Münchberger Gneismasse (Quarzkornge-füge-Untersuchungen und Mikrothermometrie an Flüssigkeitseinschlüssen). - 122 S., DM 21,00

25: SAUERLAND, Ulrike (1983): Dacryoconariden und Homocteniden der Givet- und Adorf-Stufe aus demRheinischen Schiefergebirge (Tentaculitoidea, Devon). - 86 S., 17 Abb., 7 TaL DM 16,80

26: HENN, Albrecht H. (1985): Biostratigraphie und Fazies des hohen Unter-Devon bis tiefen Ober-Devon derProvinz Palencia, Kantabrisches Gebirge, N-Spanien. - 100 S., 41 Abb., 3 TaL DM 17,50

27: REUTER, Antje (1985): Korngrößenabhängigkeit von K-Ar Datierungen und Illit-Kristallinität anchizonalerMetapelite und assoziierter Metatuffe aus dem östlichen Rheinischen Schiefergebirge. - 91 S., 32 Abb.,16 Tab. DM 17,20

28: MADER, Hermann (1986): Schuppen und Zähne von Acanthodiern und Elasmobranchiern aus dem Unter-Devon Spaniens (Pisces). - 59 S., 18 Abb., I Tab., 7 TaL DM 15,20

29: MICHELS, Dietmar (1986): Ökologie und Fazies des jüngsten Ober-Devon von Velbert (RheinischesSchiefergebirge). - 86 S., 21 Abb., 7 Tab., 3 TaL DM 15,60

30: PÖHLIG, Charlotte (1986): Sedimentologie des Zechsteinkalks und des Werra-Anhydrits (Zechstein I) inSüdost-Niedersachsen. - 99 S., 50 Abb., 6 Tab., 6 TaL DM 18,00

GAGP Nr 49 · 2016. 6. 15. · WELZEL, B. (1991): Die Bedeutung von K/Ar- Datierungen an...

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