GÖTTINGER

ARBEITEN ZUR

GEOLOGIE UND

PALÄONTOLOGIE

Nr. 55

Ewald Horsthemke

Fazies der Karoosedimente in der Huab-Region,Damaraland, NW-Namibia

1992

Im Selbstverlag der Geologischen Instituteder Georg-August-Universität Gättingen

Göttinger Arb. Geol. Paläont. 102S., 28 Abb., 8 Taf. Göttingen, 18.3. 1992

HORSTIIEMKE, E. (1992): Fazies der Karoosedimente in der Huabregion, Damaraland, NW-Namibia.[Fades of the Karoo sediments in the Huab Area, Damaraland. Dortb-western Namibia].GOttlnger Arb. Gen!. Paillont., 55: 102 S., 28 Abb., 8 Tar.; GOtlingen

The Karoo succession in the Huab Acea reflects depositional conditions ranging from the Late PaJeozoicglaciation to a Mesozoie desert environment. The Huab Basin was part of the Parana Basin during the LatePaleozoic. Characteristic lithologies of the formations define sedimentary periods and environments which 3reinterpreted as marginal equivalents of the ParaDaBasin succession: - glacial and periglacial clastics of theDwyka Formation (Permo-Carboniferous) - fluvial sandstones and carbon3ceous shales of the VerbrandeBerg Formation (Permian) - lacustrine. deltaic and fluvial clastics of the Tsarabis Formation (Permian) - thecyclic development of lacustrine clastics aad autochthonous carbonates of the Huab Formation (Permian) _lacustrine 10 deltaic red beds of the Gai-as Formation (Permian). Tbe alluvial and eolian c!astics of Ihe EtjoSandstone Formation (probably uppermost Triassie) are deposited in an isolated palaeoerg.

Gondwana, Namibia, Karoo, Permian, palaeoecology, palaeoclimate, Iimnology, stable isotope geochemistry,vitrinite renectance, rift-tectonic, red beds, oilshales, coals, stromatolites, saline lakes, tuffs, autigenoussilicates, calcretes, hydromorphous soils, palaeodesert

E. Horsthemke, Institut fUr Geologie und Dynamik der Lithosphllre, Goldschmidlstr. 3, 0-3400 GOllingen

SUMMARY

In the Huab Area, whieh is loeated in the eoastal Namib Desert of northwestern Namibia, a seetion of the KarooSupergroup is represented by up to 280 m thiek, late Palaeozoie and Mesozoie sediments. The Karoo sueeession iseapped by up to 800 m thick sheets of rift-related volcanies and is underlain by folded sehists and granites of theDamara Sequenee. Three major sedimentary units separated by depositional breaks ean be destinguished, viz. aPermo-Carboniferous, a Lower Permian (Artinsk-Kazanian) and a Mesozoie (probably Upper Triassie to Jurassie).Deposition evolved in close relationship to the Parana Basin (Brazil), whieh was one of the major depot eentres inwestern Gondwana.

Deposition of the Dwyka Formation, whieh represents the oldest unit of the Karoo Supergroup, was influeneed bythe Permo-Carboniferous glaeiation. During this stage the Huab Region aeted as an elevated souree area in relationto the depot eentre in the Parana Basin. The basinward prograding inland-iee eaused a pronouneed glaeier-eontrolled landseape as abasie relief for further Karoo sedimentation. An east-west trending U-shaped mainvalley and adjoining shallow ehannels and troughs eharaeterize the relief shaped by the Dwyka glaeiation. Whithinthese morphologie depressions glaeial lodgement tills and periglaeial sediments are preserved as re lies of restrietedlateral extent. Partly fraetionated and struetured diamictites mark the influenee of glaeial outwash andmassmovements in proximal positions. Sands tones doeument glaeio-fluvial and glaeio-deltaie environments, whileargillaeeous rhythmites represent distal deposits in meltwater lakes.During the seeond stage of deposition the Huab Area formed part of the enlarged Parana Basin. Deposition of theVerb rande Berg Formation, which refleets a swampy, fluvially eontrolled environment, developed as a eonsequeneeof large seale syneelitie subsidenee, whieh had its maximum in the eentral Para na Basin. Isolated and solitarysandstone bodies set in a seetion of argillaeeous overbank fines represent ehannel deposits of a meandering fluvialsystem. The depositional overbank-environments are indieated by limnie elaystones and earbonaeeous shales withsmall eoalseams, different amounts of organie material eombined with eharaeteristie fossils and sedimentarystruetures. Compared to modern wetland classifieations the overbank fines of the Verbrande Berg Formation havebeen deposited in shallow open waters, fens and woody swamps.The deposits of the Tsarabis Formation refleet the proximal position of the Huab Basin in a large eratonie inlandsea, which resulted from further expansion of the Parana Basin. After an initial transgression, stable hydrOlogieeonditions prevailed. During this stage, the Huab Basin was divided into a western pelagie to prodeltaie, an

III

Die Ablagerung der Karoosedimente setzt in der permokarbonischen Dwyka- Vereisung ein. In dieser Phase war dieHuabregion dem Paranabecken als hoch gelegenes Areal vorgelagert. Die in das Becken vordringenden Eismassenführten zu einer glazialmorphologischen Prägung der Landoberfläche. Im Huabgebiet bestand das Präkaroo-Reliefaus einem Ost- West-verlaufenden U -Tal und einer südlich angrenzenden, durch kleinere Rinnen und Senkengekennzeichneten Region. Glaziale und periglaziale Sedimente finden sich als Relikte begrenzter lateralerAusdehnung in den morphologischen Depressionen. Die Dwyka Formation besteht aus wenigen Erosionsresten reinglazigener Tillite und zum überwiegenden Teil aus Periglazialsedimenten. Sekundäre Umlagerung von Tillitmaterialführte in proximalen Bereichen zur Bildung strukturierter Diamiktite. Psammite sedimentierten in fluviodeltaisch-periglazialen Environments, und Rhythmite bildeten sich in distalen Positionen lakustriner Stillwasserfazies.

Die zweite Sedimentationsphase ist durch die Einbeziehung des Huabbeckens in den erweiterten Ablagerungsraumdes südamerikanischen Paranabeckens gekennzeichnet. Die langsame Subsidenz der überregionalen syneklitischenSenke führte im Huabbecken zunächst zur fluviatilen und sumpfigen Fazies der Verbrande Berg Formation.Psammitische Rinnensedimente eines mäandrierenden Flußsystems bilden isolierte Körper in einer insgesamt vonpelitischen Überflutungssedimenten beherrschten Abfolge. Von limnischen Tonsteinen bis zu Brandschiefern mitKohleschmitzen charakterisieren die wechselnden Anteile an organischen Substanzen die unterschiedlichenFaziesräume der Überflutungsebenen. Diese bestanden aus offenen Seen und Teichen, bewaldeten Sümpfen undNiedermooren.Die Sedimente der Tsarabis Formation kennzeichnen das Huabbecken als Teil eines überregionalen, sich vomParanabecken her ausdehnenden Gewässers. Nach einer transgressiven Entwicklung stellten sich stabilehydrologische Verhältnisse ein. Danach gliederte sich der Ablagerungsraum von West nach Ost in eine pelagischebis prodeltaische Beckenfazies, eine Deltafazies und eine fluviatile Fazies. Die ausschließlich klastischen Sedimenteuntergliedern sich in die Siltite der Beckenfazies, die Sandsteine Fluß-dominierter Fandeltas und die aus Sandsteinund Feinkies bestehenden Grobklastika eines verflochtenen Flußsystems.Die Sedimente der Huab Formation zeigen einen durch zwei Zyklen gegliederten Aufbau. Zu Beginn jedesSedimentationszyklus bestand der Ablagerungsraum aus einem hydrologisch geschlossenen, lakustrinen System. Indiesen Phasen überwog im insgesamt flachen Huabbecken autochthone, überwiegend sublitoraleKarbonatakkumulation. Transgressionen führten im oberen Teil beider Zyklen jeweils zu den stabilenVerhältnissen eines hydrologisch offenen lakustrinen Systems, das durch überwiegend klastische Sedimentationgekennzeichnet war.Die den lakustrinen Sedimenten östlich anschließenden Faziesbereiche untergliedern sich in das untere ProbeerMember, dessen hydromorphe Karbonatböden ein semiarides Klima indizieren und das Gudaus Member, dessendeckenhafte Sandsteinkörper Produkte hoher Wellenenergie bilden.Die Abfolge der Gai-as Formation repräsentiert eine vollständige, lakustrine Sequenz kontinentaler Rotsedimente.Nach oben hin zunehmende Korngrößen sowie Anzeichen einer 'zunehmenden Verflachung kennzeichnen eine"coarsening and shallowing upward"-Entwicklung. Die Sedimentation beginnt mit den Peliten einer pelagjschen bishemipelagischen Fazies, setzt sich mit Wechsellagerungen prodeltaischer Klastika und salinarer Karbonatfazies fortund endet mit den Sandsteinen einer deltaischen Verlandungsfazies. Im salinaren Milieu wurde das Materialtuffitischer Horizonte zu autigenen Analzim- und Kalifeldspatanreicherungen umgewandelt. Mit den untersubtropisch bis ariden Klimabedingungen abgelagerten Sedimenten der Gai-as Formation endet die permischeSedimentationsphase im Kazan.

Der mesozoische Abschnitt der Karooabfolge ist durch die äolischen und alluvialen Sedimente der Etjo SandstoneFormation dokumentiert. Der Ablagerung ging eine Reliefbildung voraus, die zur Wölbung der westlichen Bereicheund zu einer durch Bruchtektonik induzierten, erosiven Eintiefung im östlichen Huabbecken führte. Mit denalluvialen Sedimenten des Krone Member beginnt die Ablagerung in der oberen Trias (Rhaet) und setzt sich inden vorwiegend aus Transversaldünen bestehenden Sedimenten des Etjo Sandsteins fort. Die einheitlicheEinfallsrichtung mächtiger Schrägschichtungssets dokumentiert einen konstanten äolischen Transport aussüdwestlicher Richtung. Die rekonstruierten Windrichtungen stimmen mit denen der Botucatu Wüste desParanabeckens, die vermutlich auch als Hauptliefergebiet für den Etjo Sandstein diente, überein. Während deräolische Sandstein in der Senke der östlichen Huabregion ein ausgedehntes, zusammenhängendes Dünenfeld (Erg)

I12345

1111.11.21.31.41.51.61.71.81.91.1022.12.22.2.12.2.22.32.433.13.1.13.1.23.1.33.23.2.13.2.23.2.33.33.43.544.14.24.34.44.54.64.74.84.94.10

INHALTSVERZEICHNIS

EINFÜHRUNG 3Einleitung 3Geographischer Überblick 3Geologischer Rahmen 4Stratigraphie 6Erforschungsgeschichte 7DIE KAROOSEDIMENTE DER HUABREGION: LITHOLOGIE UND FAZIES 8Dwyka Formation 9Lithologie der massigen Diamiktite 10Fazies der massigen Diamiktite 10Lithologie der geschichteten Diamiktite 10Fazies der geschichteten Diamiktite 12Lithologie der Sandsteine 12Fazies der Sandsteine 13Lithologie der Argillite 13Fazies der Argillite 14Zusammenfassung 14Beckenentwicklung 14Verb rande Berg Formation 15Li thologie 15Fazies 16Flu viatiles Milieu 18Peli tisches • kohle bildendes Milieu 19Zusammenfassung 21Beckenentwicklung 22Tsarabis Formation 22Lithologie 22Westlicher Ablagerungsbereich, Profil 5 22Übergangs bereich, Profil 6 23ÖStlicher Ablagerungs bereich 24Fazies 24Beckenfazies 24Deltafazies 26Fluviatile Fazies 27Zusammenfassung 27Klimaentwicklung 27Beckenen twickl ung 28Huab Formation 28Lithologie des 1. Zyklus, unterer Teil 29Fazies des 1. Zyklus, unterer Teil.. 33Lithologie des I.Zyklus, oberer Teil 37Fazies des 1. Zyklus, oberer Teil ~ 37Lithologie des 2. Zyklus, unterer Teil 38Fazies des 2. Zyklus, unterer Teil. 40Lithologie des 2. Zyklus, oberer Teil 41. Fazies des 2. Zyklus, oberer Teil 42Zusammenfassung 43Klimaen twicklung 44

3

I EINFÜHRUNG

I. 1 Einleitung

Die im Zeitraum vom Karbon bis zur Unterkreide auf dem Kontinent Gondwana abgelagerten Sedimente werdenim südlichen Afrika als Karoo-Supergroup zusammengefaßt. In Namibia bilden die Karoosedimente isolierteVorkommen, welche sich als Relikte unterschiedlicher Ausdehnung über das gesamte Land verteilen. Strati-graphische Zuordnungen sowie die Sedimentationsbedingungen sind, ebenso wie die Paläogeographie und die Ent-wicklung der Sedimentationsräume weitgehend unbekannt. ~islang ordnete man auch den Karoosedimenten derHuabregion ein ungenau differenziertes, vom Permokarbon bis in die Unterkreide reichendes stratigraphischesSpektrum zu. Die Untergliederung erfolgte durch grobe, lithostratigraphische Korrelation mit den Formationen desGreat-Karoo-Basin in Südafrika.

Die vorliegende Arbeit entstand im Rahmen eines Gemeinschaftsprojekts unter Beteiligung des Geological Surveyof Namibia und der Deutschen Forschungsgemeinschaft. Die Aufgabe bestand in einer biostratigraphischen Unter-gliederung und einer detaillierten Faziesanalyse der Karoosedimente des südlichen Kaokofelds, der Huabregion.Darüberhinaus sollte die Beziehung zwischen dem Ablagerungsraum Huabbecken und den Hauptsedimentations-trögen Westgondwanas, dem Great-Karoo-Basin in Südafrika und dem Paranabecken in Südamerika untersuchtwerden.Die Aufgabe wurde in zwei Untersuchungsschwerpunkte zwischen Stefan Ledendecker und mir unterteilt. Ziel-setzung meiner Arbeit war die Faziesanalyse der Karoosedimente im Huabbecken zur Rekonstruktion derregionalen Beckenentwicklung und die Untersuchung der maßgeblichen sedimentationssteuernden Faktoren. DieGrundlage der vorliegenden Ergebnisse bilden sedimentgeologische Geländeuntersuchungen sowie geochemische,sediment- und kohlepetrographische Analysen.Stefan Ledendecker bearbeitete die biostratigraphische Untergliederung der Karooablagerungen im Huabbeckenund untersuchte deren Beziehung zur Entwicklung der überregionalen Sedimentationsräume Westgondwanas.Von der Stratigraphie und der Faziesrekonstruktion der Karoosedimente wurden unter zusätzlicher Berück-sichtigung der Strukturgeologie und des riftbegleitenden Basaltvulkanismus auch Hinweise auf den Ablauf der süd-atlantischen, mesozoischen Riftentwicklung erwartet. Dabei stand die Frage nach dem Riftmodell, "aktives" oder"passives Rifting", im Vordergrund.

1.2 Geographischer Überblick

Das untersuchte Gebiet liegt im nordwestlichen Namibia zwischen 13°23' und 14°27' östlicher Länge und 20°30'und 21°04' südlicher Breite. Es erstreckt sich von der Atlantikküste 100 km nach Osten ins Landesinnere underreicht in Nord-Südrichtung eine maximale Ausdehnung von 40 km (Abb. 1).Der überwiegende Abschnitt der namibianischen Küstenregion ist morphologisch durch die Randstufe (GreatEscarpment) gekennzeichnet. Sie ist charakterisiert durch den zum Teil steilen Geländeanstieg um über 1000 m vonder Atlantikküste bis zum Randbergland-Niveau. Die Huabregion bildet die nördliche Begrenzung der sogenannten"Randstufenlücke", die sich von Swakopmund im Süden bis zum Nordrand des Huabtals erstreckt und in der dieHochflächen des Binnenlandes sanft bis zur Atlantikküste abfallen (LESER, 1982).Die Huabregion gliedert sich morphologisch in das Pediment, das von der Küste bis zum Ostrand des Arbeits-gebietes kontinuierlich auf 600 m ansteigt sowie in die als Hochplateaus entwickelten, aus der Fußfläche heraus-ragenden Inselberge, die aus Karoogesteinen bestehen. Das Flußtal des Huab kerbt sich tief in das Pediment einund umfaßt als Wassereinzugsareal auch den überwiegenden Teil des Arbeitsgebietes. Kleinere Bereiche dersüdlichen Huabregion drainieren in das Abflußsystem des Ugab, dessen Flußbett in einem tiefen, zum Teil alsCanyon entwickelten Einschnitt des Grundgebirges liegt.Mit Ausnahme der östlichen Randbereiche bildet das Arbeitsgebiet einen Abschnitt der nördlichen Namibwüste,die durch Hamadas und Serirbildungen charakterisiert ist. Sanddünen sind nur in der Küstenregion als isolierte

5

Doroskraters und in den östlich an das Arbeitsgebiet anschließenden Regionen enthalten die Metasediment-komplexe synorogene und posttektonische Granit-Intrusionskörper der Salem-Suite (PORADA, 1989).Durch eine markante Diskordanz von den unterlagernden präkambrischen Formationen getrennt, folgt dieKaroosequenz, die sich in die unteren, bis zu 280 m mächtigen Sedimente und die überlagernden, bis zu 800 mmächtigen Decken der jurassisch bis kretazischen Effusiva untergliedert. In der Huabregion bestehen die unterenVulkanite aus Basalt- Trappdecken, während die oberen Deckenkörper von Quarzlatiten gebildet werden.Das Arbeitsgebiet umfaßt die Region der im Bereich des Huab aufgeschlossenen Karoosedimente (Abb. 2). DasGebiet wird durch das von Karoogesteinen freigelegte präkambrische Grundgebirge im Süden und durch diegeschlossenen, die Sedimente nördlich des Huab überlagernden Basaltdecken begrenzt. Innerhalb dieses Arealserstrecken sich an der Oberfläche häufig mesozoische, doleritische Intrusivgesteine in zum Teil weiträumiger Aus-dehnung. Quartäre und tertiäre, oft durch Krustenbildung leicht verfestigte Ablagerungen bedecken zusätzlichgroße Flächen der Karoosedimente, so daß gute Aufschlußverhältnisse vorwiegend an den Rändern der Inselbergeund im Einschnitt des Huabtals vorzufinden sind.Die Karooschichten zeigen überwiegend horizontale Lagerung und sind nur in den Küstenregion durch Bruch-tektonik sowie in lokal begrenzten Bereichen durch Einschichtung jüngerer Intrusiva verstellt.

~. Atlantischer Ozean

...

------------", . 30 k m

-•.....•..•....

Damara Metasedimente

1,.+ . + LI~ ~ ~. Granite und Granodiorite----I_IDoleritische Karoointrusionen

Karoosedimen te

Etendeka Basaltdecken

Abb. 2: Geologische Übersichtskarte

205

250

Etendeka FormationEtjo Sandstone FormationKrone MemberGai-as FormationHuab FormationGudaus MemberProbeer MemberTsarabis MemberVerbrande Berg FormationDwyka Formation

EFESFKMGAFHFGMPMTFVBFDF

Ost

- -~.: :'.:.:-;.::'.,;':.'::?~'.'.:.:;PM?;:

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Huabregion

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7

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-278290

Jura

-258

Trias 210

System Alte~-10 a

Karbon

Perm

Prä-Kambr.

METASEDIMENTE UND GRANITEAbb.3: Lithostratigraphie der

Karoo- Einheiten(Huabregion).

1.5 Erforschungsgeschichte

Die Karoosedimente der Huabregion wurden erstmals in einer pauschalen Beschreibung von Sandsteinen und rotenSchiefern durch KRAUSE (1913) erwähnt. Die erste stratigraphische Zuordnung der Sedimente des südlichenKaokofelds erfolgte duch REUNING & VON HUENE (1925). Aufgrund von Mesosaurus-Funden konntep. sie den"Kaokoschichten ein karrooisches Alter" zuweisen.Anhand von Profilbeschreibungen faßten REUNING & MARTIN (1957) erstmals den lithologischen Aufbau derKaroosequenz zusammen. In dieser Arbeit wurde auch der reliefprägende Einfluß der Dwykavereisung auf dieHuabregion untersucht. Die Autoren wiesen nach, daß Teile des heutigen Huabtals das exhumierte Relief einesdwykazeitlichen U-förmigen Gletschertals bilden. Ähnliche glaziale Einkerbungen ließen sich über das gesamteKaokoveld vom Huab bis nach Südangola finden (MARTIN, 1953; 1973; 1975; 1981).Im Rahmen einer 1/4°-Kartierung nahm HODGESON (1970; 1972) den Bereich des östlichen Arbeitsgebiets erst-mals im Maßstab 1:100000 auf. Aufgrund lithologischer Differenzierung unterteilte HODGESON die Abfolge inAnlehnung an die südafrikanische Stratigraphie. Er unterschied die Dwyka Group, die durch drei Zonen unter-gliederte Doros Formation, deren untere zwei Zonen er in die Ecca Group und die obere in die Beaufort Groupstellte sowie die mit der Stormberg Group korrelierte Etjo-Sandstone Formation. KEYSER (1973) ordnete denRotsedimenten unterhalb der Etjo Sands tone Formation aufgrund eines Vertebratenfunds ein triassisches Alter zu.Sowohl KEYSER als auch HODGESON sahen die auf Mesosaurus basierenden Datierungen als fraglich an.Durch das South African Committee for Stratigraphy (SACS, 1980) werden die südafrikanischen Formations-Bezeichnungen Dwyka, Prince Albert und Whitehill für korrespondierende Schichtfolgen in Namibia festgelegt.

1000 km

9

Abb. 4: Haupt-Sedimentations-räume Westgondwanas.

II.l Dwyka Formation

Die Sedimente der Dwyka Formation sind als Füllungen flacher Depressionen und Rinnen der glazial morphologischgeprägten Oberfläche ausgebildet und überlagern die präkambrischen Gesteine diskordant. Die Ausbreitung derglazialen und periglazialen Sedimente ist im Huabbecken meistens auf kleine, nur wenige hundert m2 große Arealebeschränkt. Im Zentrum des Huabtals und im Gebiet nahe der Atiantikküste wird eine weiträumiger zusammen-hängende Ausbreitung vermutet, ist jedoch nicht aufgeschlossen. Die selten aufgeschlossenen Übergänge von denmaximal 15 m mächtigen Dwykasedimenten zu den Sedimenten der überlagernden Verbrande Berg Formationzeigen sich als diskontinuierlich.

Diamiktite, Sandsteine und rhythmisch geschichtete Argi1lite kennzeichnen die unterschiedlichen glazialen undperiglazialen Ablagerungsräume. Die Genese einzelner lithologischer Einheiten entspricht den im Huabbeckenunterschiedlichen glaziogenen Bildungsbereichen. Abb. 5 zeigt drei lithologische Profile, und deren Positionen imHuabbecken.Einzelne Lithofaziestypen werden nach der Klassifizierung glazigener Sedimente durch VISSER (1985) unterteilt.Im Huabbecken zeigen sich folgende Lithofaziestypen:

- Massige, homogene Diamiktite- Geschichtete Diamiktite- Sandsteine- Argillite

PROFIL

1~I

~~-'

PROFIL

21~

~----'---'

5m

30km

s-Sandstein

d-Diamiktit

r-Rhythmit

PROFIL1

55

vv __5_

PROFIL

2

dv

VVvSS

PROFIL

3 [1m

•vDwyka-Aufschlüsse

~:'..:..';'~:':"

Abb.5:DwykaFormation;

Profile

I-3undVerbreitung

derFaziestypen.

(Legende

inAbb.20).

13

Flach ansteigende Rippeln (climbing ripples) bauen eine intensive Rippelkreuzschichtung auf und gehen ausBodenfracht dominiertem Transport hervor. Hier sind die Stoß-Seiten einzelner Rippeln wegen ständig fort-schreitender Erosion nicht erhalten (Typ A Rippeln). Erhöht sich der Winkel der übereinander folgenden, auf-steigenden Rippeln auf einen bestimmten Betrag, so ist auch die Stoß-Seite erhalten und es kommt zu welligerParallel schichtung (Typ B Rippeln). Dieses Nachlassen der Rippelmigration ist auf verstärkte Suspensionsfracht-anteile gegenüber der Bodenfracht zurückzuführen. Liegen die Rippelkämme vertikal übereinander, so ist derenMigration eingestellt und die undulierten Sandlaminae sind ausschließlich von Suspensionsfracht aufgebaut ("drapedlamination"). Der Übergang von Typ A über Typ B Rippeln bis zur "draped lamination" deutet ein Nachlassen derFließgeschwindigkeit oder eine Zunahme der Wassertiefe an.

Die überwiegend wellig laminierten Sande im Profil 2 entsprechen dem Typ B, zum Teil auch der "drapedlamination". Daher sind sie zum größeren Teil aus Suspensionsfracht zusammengesetzt. Die Verteilungs-mechanismen, welche hohe Sedimentationsraten bewirken können, sind auf Underflows aus frachtangereichertenSchmelzwasserfluten zurückzuführen. Zwischengelagerte Silt- und Tonhäutchen repräsentieren Schwebfracht-anlagerungen und damit Phasen vorübergehender Zuflußstagnationen.

Vergleichbare Dwyka-zeitliche Ablagerungen sind sowohl aus Südafrika (LE BLANC-SMITH & ERIKKSON,1979), als auch aus Brasilien (DE CASTRO et al., 1989) bekannt. Sie werden als hemipelagisch, lakustrin oder als"middelta-foreset"-Bildungen (ASHLEY et al., 1985) interpretiert. Diese Deutung läßt sich auf die relativ schmalenRinnenfüllungen im Huabbecken nur bedingt übertragen. Sowohl die erosiven, intraformationellen Rinnen-neubildungen (Taf. 3/1).), als auch das Auftreten von Zungenrippeln spiegeln eine zwischenzeitlich extrem flacheWasserbeckung wider. Außerdem zeigt das eingeschaltete Konglomerat, welches als subaerischer Rutschungs- oderSolifluktionsschutt interpretiert wird, eine sehr proximale Position dieses Sedimentationsraums an.

Nach Abschmelzen des Eises besaß die südlich des Huab gelegene Ebene ein von flachen Geländeeinschnittengeprägtes Relief. Saisonale Schmelzwasserüberflutungen, gespeist von den nach Osten zurückweichenden Eisrnassen,überzogen die Ebene in breit gefächerten, fluviatilen Systemen. Dabei wurden die kleinen, eher fluvio-lakustrinenSenken in das Abflußsystem einbezogen und es kam zu suspensionsdominierter Ablagerung in den tieferenBereichen. Es ist auch nicht auszuschließen, daß es sich bei einigen dieser lakustrinen Senken um flache Seiten-arme des Hauptgletschertals handelte. Die zwischenzeitlich extrem geringe Wasserbedeckung spiegelt vermutlich dienoch instabilen Abflußverhältnisse einer frisch glazial geprägten Landoberfläche und stark schwankende Ausmaßeder Schmelzwasserflutungen wider.

Slumping- und Sackungsstrukturen sowie andere sekundäre Deformationen der basalen subaquatischen Sedimentesind durch die instabilen Lagerungsbedingungen auf geneigtem Untergrund zu erklären. Ta£. 1/1 zeigt, daß dieSackungsstrukturen senkrecht zu den Rippelkämmen, das heißt parallel zur Rinnenachse verlaufen. Die leichtenSchichtdeformationen sind daher auf gravitativ bedingte Massenbewegungen zurückzuführen.

11.1.7 Lithologie der ArglIIlteSiltige Tonsteine und untergeordnet reine Tonstein- und Feinsandsteinlagen bilden linear begrenzte, rhythmischgeschichtete Ablagerungen. Sie sind im zentralen Huabtal sowie in Regionen nahe der Atlantikküste aufgeschlossen.

Die Rhythmite im Profil 1 (Abb. 5) überlagern direkt den Tillit und sind 2,5 m mächtig. Die einzelnen Lagenbestehen überwiegend aus vielfach geschichtetem, siltigem Tonstein ("multiple lamination", ASHLEY et al., 1985),wobei einzelne Laminae bis zu 1 cm mächtig sein können. Dünnere Tonstein- «0,1 cm) und Feinsandsteinlagen«0,8 cm) bilden seltenere Einschaltungen. Häufig zeigen die Sandlagen eine deutliche Gradierung. Die Dickeeinzelner Laminae wechselt ohne erkennbare Tendenz.

Während die Feinsandlagen einen geringen Karbonatgehalt aufweisen, setzen sich die feinkörnigeren Laminiteausschließlich aus silikatischen Komponenten zusammen.

15

11.2 Verbrande Berg Formation

Die Verbrande Berg Formation ist die erste flächendeckende Einheit der Karoosedimente im Huabbecken. Sieerreicht eine maximale Mächtigkeit von 60 m und besteht aus Tonsteinen, siltig-tonigen Schiefern, Brandschiefernmit dünnen Kohleschmitzen und Sandsteinen. Innerhalb des Huabbeckens zeigt die Formation eine insgesamtgleichmäßige Lithologie und keine faziellen Zonierungen.

Die Schichten überlagern entweder direkt die präkambrischen Gesteine oder Relikte der Dwyka Formation.Während der Übergang zur überlagernden Tsarabis Formation im Westen graduell und nicht exakt definiert ist,wird er im Osten durch einen eindeutigen Iithologischen Wechsel und eine erosive Diskordanz angezeigt. DieVerbrande Berg Formation entspricht chronologisch der Rio Bonito Formation in Brasilien sowie der unterenPrince Albert Shale Formation in Südafrika. Nur die Rio Bonito Formation besitzt vergleichbare fazielle Elemente.

Die Sedimente wurden in der flachen, sumpfigen Ebene eines mäandrierenden Flußsystems abgelagert. DasEnvironment ist vergleichbar mit den heutigen, ständig feuchten Regionen der nördlichen Hemisphäre, denLowlands in Kanada oder den sibirischen Sümpfen.

11.2.1 LithologieZu über 80 % besteht das Material aus siltig-tonigen und zum Teil kohlehaltigen Peliten. Häufig ist die vertikaleAbfolge der Formation frei von gröberen Einschaltungen. Brandschiefer und bis zu 3 cm dicke Kohleschmitzenkonzentrieren sich auf die unteren 30 m der pelitischen Sequenzen. Dagegen bestehen die Feinklastika in denoberen 30 m aus grau bis leicht rötlich gefärbten, siliziklastischen Schiefern. Insgesamt nehmen die Anteileorganischer Substanz in der pelitischen Abfolge nach oben ab.

Bis zu 4 m mächtige, feldspatreiche Sandsteine bilden linsige Einschaltungen von in der Regel 20-60 m Breite.Verzahnungen von Peliten mit Sandsteinbänken in den lateralen Übergängen sind selten. Dünne, 2-20 cm dickeSandbänke, welche horizontal geschichtet sind und nach wenigen Metern in den Peliten auskeilen, kommen imkohlereichen Abschnitt am Verbrannten Berg vor. Entsprechende Kontakte waren aber im Bereich der meistenlateralen Sandstein- Tonschiefer-Übergänge nicht zu finden.

In der kohlehaltigen unteren Abfolge befinden sich vereinzelte hämatitische, oft leicht karbonatische Konkretionenmit Durchmessern von bis zu 60 cm. Eisenanreicherungen fallen außerdem, im äußeren Osten des Huabbeckens, inForm von bis zu 25 cm dicken Lagen konzentrierter Anreicherungen hämatitisierter Hölzer auf (Taf. 3/2).Die Verbrande Berg Formation ist weitgehend karbonatfrei. Ausnahmen bilden neben den eisenreichenKonkretionen noch einige zu "cone-in-cone" Strukturen kristallisierte Konkretionen von bis zu 1,5 m Durchmesser.Diese können sich in pelitischen Horizonten konzentrieren, sind aber auf begrenzte Regionen nördlich des Doros-kraters beschränkt. Außerdem kann der Top der Verbrande Berg Formation in den äußerst östlichen Gebieten auseiner bis zu I m dicken, von karbonatischen Neubildungsgefügen imprägnierten Schicht bestehen.

Am Verbrannten Berg wird eine der linsigen Sandsteineinschaltungen von vulkanischem Material überlagert,welches sich zum Teil auch mit den Grobklastika verzahnt. In dem sehr porösen, stark eisenhaItigen, dunklenLavagestein befinden sich gut erhaltene Abdrücke von aufgearbeiteten Pflanzenfragmenten.

Abdrücke von Pflanzenmaterial und versteinerte Hölzer sind in der Verbrande Berg Formation generell häufig zufinden. Neben Glossopterisblättern konnten Rindenabdrücke unterschiedlicher Lepidophyten identifiziert werden.Meistens liegen die Makrophytenfragmente als Anhäufungen von Pflanzenhäcksel vor.

Für die Interpretation des Ablagerungsmilieus und der vertikalen Entwicklung bietet sich ein Profil mit viel-fältigen, faziesindikativen Strukturen an. Die hohen Sandanteile in Profil 4 (Abb. 6), in welchem eine Sequenznördlich des Doroskraters dargestellt ist, bilden eine Ausnahme. Abfolgen mit mehr als einer der bis zu 4 m

17

PROFIL 4 1-' --J----'--'

Gleithangschichtung

.Gleithangschichtung

J~

3m

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iabnehmendeI TOC-Gehalte

it

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Abb. 6: Verbrande Berg Formation, Profil 4 (Legende in Abb. 20).

19

schwach ausgebildete Uferbanksedimente zurückzuführen. Zugleich begünstigte der Charakter der permanentdurchfeuchteten Überflutungsebenen ein hohes Maß an Avulsion (Kap. 11.2.2.2).

11.2.2.2 Pelitisches, kohlebildendes Milieu

Die Kohlevorkommen der unteren Gondwanasedimente wurden häufig als Bildungen in subarktischen, borealenoder gemäßigt kalten Klimaten interpretiert (ROCHA-CAMPOS, 1967; DIESSEL, 1982; TEICHMÜLLER &TEICHMÜLLER, 1982; CAIRNCROSS & CADLE, 1988). Auch die Pflanzenvergesellschaftungen der Gondwana-Flora sind mit rezenten Biomen höherer Breitengrade der nördlichen Hemisphäre verglichen worden (RET ALLAK,1980; ZIEGLER, 1990). MARTINI & GLOSCHENKO (1985) beschreiben unterschiedliche Faziesbereiche in denkanadischen Wetlands und vergleichen die zum Teil hohen Produktivitätsraten und guten Konservierungs-bedingungen organischer Substanzen mit den Bildungen der unterpermischen Gondwanakohlen. Die in der Fazies-unterteilung der kanadischen Feuchtgebiete (''Wetland Classes") differenzierten Ablagerungsbereiche lassen sich zumTeil auf das sedimentäre Milieu der unteren Verbrande Berg Formation übertragen.

Die pelitischen Überflutungssedimente der unteren Verbrande Berg Formation enthalten unterschiedlicheKonzentrationen organischer Substanz. Die kohleführende Sequenz des basalen Profils gibt einen Überblick überdie wechselnden Anteile der dünnen, konzentrierten Flöze, der Brandschiefer und der nur schwach bituminösen,zum Teil siltigen Tonschiefer. Zur Erklärung der Konzentrationsschwankungen organischer Substanzen sindfolgende Faktoren zu berücksichtigen:

- Intensität des Pflanzenbewuchses-Wechselnde allochthone Einträge organischer und mineralischer Komponenten-Konservierungs bedingungen

Generell wurde den Gondwanakohlen, wegen der insgesamt hohen mineralischen Anteile, eine weitgehendallochthone Entstehung zugeschrieben (PLUMSTEAD, 1966). Wurzelabdrücke unter einigen Kohleflözen lassen fürdiese Horizonte eine Entstehung als authochtone, in situ gewachsene Pflanzendecken erkennen. Da die kohlereichenBrandschieferhorizonte insgesamt noch hohe Anteile an mineralischen Komponenten besitzen, kann eineEntstehung aus reinen, ombrothrophen Hochmoor- Torfen ausgeschlossen werden.Eine Entstehung der Brandschiefer aus minerothrophen, zum Teil subhydrisch entstandenen Niedermoor- Torfen istdagegen eher möglich, da diese eine höhere nichtorganische Komponente besitzen können.

Nach SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL (1976) können Niedermoor- Torfe bis zu 70 % mineralische Anteilebeinhalten. Setzt man eine Kompaktionsrate von Torf zu Kohle == 7 : I voraus (MARTINI & GLOSCHENKO,1985), so kann die Mächtigkeit der entsprechenden Torflagen bis zu 2 m betragen haben.

Die den konzentrierten Kohleflözen ständig zwischengeschalteten Brandschieferlagen deuten auf wechselndenallochthonen Einfluß. Dies läßt ein häufiges, zwischenzeitliches Abtauchen der dünnen Pflanzendecken vermuten.

Die Wurzelhorizonte können zum Teil auch auf Bäume oder strauchähnlichen Bewuchs zurückzuführen sein.Sümpfe sind durch eine entprechende Vegetation gekennzeichnet und bieten auch Raum für eine Torfbildung(MARTINI & GLOSCHENKO, 1985). Glossopterisblätter und Abdrücke von Lepidophytenstämmen sind in denkohlehaItigen Lagen häufig zu finden und lassen einen Baum- und Strauchbewuchs einiger Feuchtgebietevermuten.

Anzeichen für ein zwischenzeitliches Trockenfallen der Überflutungsareale, wie erosive Diskordanzen, Trocken-risse oder Bodenbildungen, sind innerhalb der kohligen Abfolgen nicht vorhanden. Daher ist, abgesehen vonsubaerisch gewachsenen Niedermoorarealen, von einer ständigen Wasserbedeckung auszugehen.

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Die hämatitisierten Hölzer in den östlichen Randgebieten der Verbrande Berg Formation entsprechen eher See-oder Sumpferzen, welche sich durch zwischenzeitliche Zufuhr sauerstoffangereicherter Grund- oder Oberflächen-wässer bilden können. Vergleichbare Bildungen kommen im zentralen und westlichen Huabbecken nicht vor.Vermutlich beschränkte sich daher der oxidierende Einfluss auf die proximalen, östlichen Sümpfe. Da von hier ausdie präkambrische Karoounterlage nach Osten hin leicht ansteigt, ist der reliefbedingte, stärkere Einfluß vonsauerstoffreichen Frischwasserzuflüssen vorstellbar.

Karbona tanrelc herungenSedimentäre Anreicherungen von Karbonaten waren wegen des permanent sauren Ablagerungsmilieus aus-geschlossen. Daher bleiben die wenigen Karbonatanreicherungen auf sekundäre Bildungen beschränkt. Neben denoben beschriebenen, leicht karbonatischen Eisenkonkretionen kommen noch mächtige zu "cone-in-cone"-Strukturenkristallisierte Calcit knollen vor. Auch diese Bildungen sind auf lokal begrenzte Bedingungen zurückzuführen. DieKonkretionen sind von dichten Tonhorizonten überlagert. Hier reicherten sich Lösungen an. welche aus dem COrgesättigten Porenwasser der Verbrande Berg Formation sowie extern zugeführtem Kalzium bestanden. Das Kalziumist entweder auf eingesickerte Lösungen der überlagernden karbonatreichen Huab Formation, oder auf vulkanischeLösungen der in den entsprechenden Regionen zahlreichen Dolerite zurückzuführen.

"Cone-in-cone"-strukturierte Karbonate bestehen aus Fasercalciten, welche unter hohem Kristallisationdruckwachsen. Die räumliche Anordnung der Kristalle beruht auf gegenseitiger Bedrängnis bei synchronem Wachsen(USDOWSKI, 1963). Die gleichzeitige Fällung des Calcits benötigt einen Impuls. Nach LAHANN (1978) wachsendaher Fasercalcite bevorzugt nach einer vorausgehenden Untersättigung von entweder Ca2+ oder COl-. Derplötzliche Kristallisationsimpuls konnte sich daher möglicherweise durch eine Entgasung ergeben. NachUSDOWSKI (1963) bestehen "cone-in-cone"-Strukturen (Tutenmergel) aus Teilsphärulithen. Diese wachsen ver-drängend und können sich, bezogen auf die Konkretion, nur zentrifugal, kegelförmig ausdehnen.

Der durch karbonatische Neubildungsgefüge imprägnierte Top der östlichen Verbrande Berg Formation ist aufCalcretebildung zurückzuführen. Da das Austrocknen dieser Areale zeitlich in die Tsarabis Formation fällt, wirddieses Phänomen in Kapitel 11.3.4 diskutiert.

Vulkanische LavenDie vulkanischen Laven, welche sich am Verbrannten Berg mit den fluviatilen Sandsteinen verzahnen, sind dereinzige Hinweis für synsedimentären, effusiven Vulkanismus in den Karoosedimenten des Huabbeckens.Vermutlich können die Effusiva mit dem magmatischen Ereignis, welches (ERLANK et al., 1984) nach Alters-bestimmung an einem Dolerit aus der Verbrande Berg Formation mit 274 :t 11 x 106 Jahren nachwiesen, inZusammenhang gebracht werden (LEDENDECKER, 1992).

11.2.3 ZusammenfassungDie Verbrande Berg Formation setzt sich aus Sedimenten limnischer und fluviatiler Faziesbereiche zusammen.Fluviatile Rinnensedimente bilden isolierte Sandsteinkörper eines schwach energetischen, mäandrierenden Systems.Insgesamt dominierte im Huabtal die flächenhafte Ausbreitung flacher Stillwasser- Faziesbereiche. KohlebildendeMilieus wie Niederrnoore und Sümpfe wechselten lateral mit offenen, lakustrinen Domänen, in welchenvorwiegend mineralische Schwebfracht akkumulierte.Der Ablagerungsraum ist mit rezenten, kalt-feuchten Kontinental-Regionen nördlicher Breiten vergleichbar.Insgesamt abnehmende Gehalte organischer Substanz in der oberen Abfolge lassen auf zunehmende Zersetzungs-raten durch allmähliche Klimaverbesserung schließen.

.

23

Die nach oben folgende, 3 m mächtige Sandsteinbank besteht aus überwiegend fein- bis mittelkörnigem Sand undist massig und unstrukturiert. Die gut sortierten Sande werden von einer grobsandig bis feinkiesigen, maximal 15cm mächtigen Feinkiesbank zwischengelagert. Das in einigen Bereichen auch lateral auskeilende, feinkiesigeSediment besteht zu über 85 % aus Quarz. Die gesamte Sandsteinsequenz, besonders die Feinkieslage, ist reich anFossilien. Ganoidschuppen, Zähne, Flossenstacheln und Vertebratenknochen bilden durchgehende Anreicherungenund bewirken einen röntgendiffraktometrisch deutlich meßbaren Anteil von Fluorapatit.Über dem Sandstein folgt eine I m mächtige "fining-upward"-Sequenz aus plattigen Feinsanden an der Basis,welche nach oben in Siltlagen übergehen.Die Tsarabis Formation schließt im westlichen Bereich mit einer monotonen, II m mächtigen Abfolge aus leichtsiltigen Tonen ab. Am Top werden die Pelite von den Karbonaten der Huab Formation überlagert.

Laterale ÜbergängeDie 3 m mächtige Sandstein bank im Profil 5 repräsentiert eine geschlossene, über mehrere Kilometer lateral zuverfolgende Sandsteindecke. Nach Westen keilt diese Decke erst nach 10 km aus. Östlich des Profils 5 sind gröbereSandsteineinschaltungen nicht mehr als flächenhaft verteilte Decken ausgebildet, sondern konzentrieren sich auf biszu 4 m mächtige Füllungen in Ost-West orientierten Rinnen.Zwischen diesen Rinnenfüllungen, in denen auch Kiesbänke vorkommen, sind die Sequenzen überwiegend ausparallelgeschichteten Silten aufgebaut. Einen auffälligen Einschnitt bildet dort eine dem Feinkieshorizont in Profil5 entsprechende, fossilreiche Groblage von bis zu 30 cm Mächtigkeit.

11.3.1.2 Übergangsbereich, Profil 6Die Abfolge des Profils 6 ist 40 m mächtig und befindet sich in der Nähe des Huabtals (Abb. 7). Die basalensiltigen Tonsteine entsprechen, analog zu Profil 5, der unteren Tsarabis Formation. Auf die siltigen Tonsteine folgteine 90 cm mächtige Sandsteinbank, welche an der Basis von einem 1 cm dicken Horizont eisenreicher Karbonateunterlagert wird. Die oberen 20 cm der massigen, phasenweise aber auch schräggeschichteten Bank, wird von fein-körnigeren paralIel geschichteten Sanden aufgebaut. Auf die Sandsteinbank schließt sich eine 1,5 m mächtige,horizontal geschichtete Feinsand- bis Siltabfolge an.

Darüber lagert eine 22 m mächtige Sequenz aus überwiegend mittelkörnigem Sandstein. Abgesehen von eWIgenleicht gradierten Bänken mit grobsandigen bis feinkiesigen Komponenten an der Basis, ist der weiße, zum Teilauch rötliche bis violette Sand überwiegend gut sortiert. Eine großstilige, sehr flache Schrägschichtung der 10-30cm dicken, lateral nach einigen IOer Metern auskeilenden Bänke (TaLI/5) kennzeichnet den unteren, mächtigerenAbschnitt. In den oberen 4 m sind die Sandlagen bis auf einige extrem flache Inklinationen überwiegendparalIelgeschichtet (TaL 1/6).Die gesamte Abfolge der gut sortierten Sande enthält große Mengen verkieselter Hölzer. Einzelne Baumstämmeerreichen Durchmesser von bis zu 2 m und Längen von über 15 m. Stämme mit geringerem Umfang zeigen meisteine durch Kompaktion verursachte Deformation zu horizontal orientierten, ovalen Querschnitten (TaL 1/6).Die oberen, überwiegend parallel geschichteten Sandsteine weisen bis zu 2 cm dicke, vertikale Grabgänge auf,welche möglicherweise von Muscheln verursacht wurden (LEDENDECKER, 1992).Der Top der Oben-grob-Sequenz besteht aus einem bis zu 10 m mächtigen, groben, schlecht sortierten und feld-spathaItigen Sandstein mit vereinzelten Kieslagen. Strukturen und Zusammensetzung dieses verwitterungs-resistenten, . zum Teil Überhänge bildenden Sediments stimmen mit denen des Grobsand-dominierten, östlichenBereichs überein (Kap. 11.3.I.3).

Laterale ÜbergängeNach Westen geht der 22 m mächtige Abschnitt der gut sortierten Sandsteine des Profil 6 in zunächst feinkörnige,plattige Sandsteine und weiterhin in Siltsteine über. Die meist schwach bioturbaten Sedimente lassen, analog zumentsprechenden Abschnitt in Profil 6, vertikal über den größeren Teil der Sequenzen keine markanten Korn-größenwechsel erkennen. Erst die oberen 2 - 4 m kennzeichnet eine Oben-grob-Entwicklung.

Abb. 7: Tsarabis Formation, Profile 5 u. 6 und Verteilungder Faziesräume. (Legende in Abb. 20).

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27

Im Huabbecken sind zwei markante Deltaloben ausgebildet (Abb. 7). Ein dazwischenliegender, buchtartigerAblagerungsraum bleibt während der Deltabildung frei von grobklastischen Einträgen.Eine Unterteilung des Küstenraums in weitreichende Deltaloben und dazwischenliegende Feinklastikasedimentierende Buchten kennzeichnet den ausschließlich fluviatilen Einfluß auf die Deltaentwicklung undbestätigt die flache Beckenmorphologie. Eine höhere Reservoirenergie in Form von starkem Seegang oder steilerenBeckenrändern hätte einerseits zu einer küstenparallelen Verteilung des fluviatil angelieferten Materials undandererseits zu turbiditischen Einschaltungen in den Buchtbereichen führen müssen.

lI.3.2.3 Fluviatile FaziesDie Deltafazies geht nach Osten in die Fazies eines verflochtenen, Bodenfracht-dominierten Flußsystems über.Wesentliche Indizien dafür bilden die deckenhafte Ausbreitung des Sandsteinkörpers, das Fehlen feinklastischerSedimente, die Häufigkeit planarer und trogförmiger Schrägschichtung und die häufig erosiven Übergänge inner-halb einzelner Abfolgen (CAMPBELL, 1976). Ebenfalls typisch ist die stark wechselnde Einfallsrichtung derSchrägschichtungssets (WALKER & CANT, 1984). Entsprechende Richtungswechsel basieren auf einer vielfältigenVerknüpfung der unterschiedlichen rinnen füllenden Elemente. Nach MIALL (1985) unterscheidet manlongitudinale, transversale und seitliche Flußbänke. Die den unterschiedlichen Sandbänken zugeschriebenenSedimentstrukturen lassen sich in vertikaler und lateraler Wechselfolge häufig finden. Demnach ist die fluviatileFazies überwiegend aus longitudinalen und transversalen, zungenförmigen Bänken aufgebaut. Diese sind oft auchals Rinnenboden-Kiesbänke ausgebildet. Feinklastische Verfüllungen von Totwasserarmen kommen nicht vor.

lI.3.3 ZusammenfassungNach einer insgesamt transgressiven Entwicklung, welche von einer kurzfristigen Regression unterbrochen wurde,stellen sich im Sedimentationsraum der Tsarabis Formation stabile hydrologische Verhältnisse ein. Danach gliedertsich das Huabbecken in drei unterschiedliche Faziesräume:

-Eine pelagische bis prodeltaische Beckenfazies-Eine Deltafazies-Eine fluviatile Fazies

In der Beckenfazies sedimentierten überwiegend horizontal geschichtete Siltite.Am Beckenrand dehnten sich Fluß-dominierte Fandeltas aus, welche durch hyperpygnischen Eintrag, d.h. einenweit ins Becken reichenden Bodenfracht- Transport von Sand, entstanden.Der östlich anschließende, terrestrische Bereich wurde von flächenhaft ausgebreiteten Grobklastika eines boden-frachtgeladenen, verflochtenen Flußsystems überdeckt.

lI.3A KlImaentwicklungIm Osten des Huabbeckens wird der fluviatile Sandstein der Tsarabis Formation von eisenhaItigen Calcretenunter lagert. Diese zeigen sowohl ein Trockenfallen der Überflungssedimente in der Übergangsphase von derVerbrande Berg Formation zur Tsarabis Formation, als auch eine Veränderung des Klimas an.Calcrete bilden sich bevorzugt durch hohe Evaporation und/oder Transpiration in semiariden bis ariden Klimaten(RETALLAK, 1983). Die feucht-kühlen klimatischen Bedingungen der Verbrande Berg Formation wurden also zuBeginn der Tsarabis Formation von einem Klima mit länger andauernden Trockenzeiten abgelöst. NachCAIRNCROSS & CADLE (1986) wird vor allem ein Klimawechsel von permanent kalt-feuchten Perioden zuPhasen mit länger andauernden Trockenzeiten für die unterschiedlichen Sedimente der permischen VryheidFormation in Südafrika verantwortlich gemacht. Dort wechseln kohlebildende, stabile Flußsysteme mit reinklastischen, durch verflochtene Flußsysteme beherrschte Überflutungsebenen in der vertikalen Abfolge mehrfachab.

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lakustrinen System und einem oberen, hydrologisch offenen Sedimentationsraum entsprechen. Da die vier Stadieninnerhalb des Huabbeckens markante laterale Fazieswechsel aufweisen, werden sie jeweils ausführlich beschrieben,wobei die Untergliederung der Zyklen in jeweils einen unteren und einen oberen Teil erfolgt.Die Unterscheidung der Subenvironments erfolgt in Anlehnung an die Klassifizierung lakustriner Sedimente durchEUGSTER & KELTS (1983). Dabei ist zu beachten, daß der Begriff Eulitoral, im Gegensatz zu Gliederungenanderer Autoren (z.B. WETZEL, 1975), einem permanent von Wasser bedecktem, sublitoralem Faziesbereichzugeordnet wird.

11.4.1 Lithologie des 1. Zyklus, unterer TellDie basalen Sedimente der Huab Formation gliedern sich von Ost nach West in folgende lithologischeAssoziationen:1. Kerogene und Feinklastika in karbonatischer Matrix.2. Stromatolithische Karbonate, Sandsteine und Konglomerate.3. Wechsellagerungen von Kalksandsteinen, Mikriten, Mergeln und Konglomeraten.

Kerogene und Feinklastika in karbonatischer MatrixDer untere Teil des ersten Zyklus besteht im Westen (Profil 8) aus Wechsellagerungen schwarzer und grauer,karbonatischer Horizonte mit unterschiedlichen Gehalten an Siliziklastika. Silt- und Feinsandlagen alternieren ineiner calcitischen, sparitischen Matrix. Die feinkörnigeren Partien besitzen häufig ein matrixgestütztes, diegröberen eher ein korngestütztes Gefüge.Die Schichtung wechselt von Feinlamination zu welliger, gröber laminierter Horizontalschichtung und Kleinrippel-schichtung. In den gröberen Wechselfolgen sind die Strukturen phasenweise auch mit Flaser- und Linsenschichtungzu vergleichen (Taf. 2/1).Die Schwarzfärbung der karbonatreicheren Lagen ist auf Kerogenanteile zurückzuführen. Dünne Schlierenorganischer Substanzen konzentrieren sich auf die feinkörnigeren Horizonte und sind nur vereinzelt den grauenFeinsandpartien zwischengelagert. Häufig zeigen die schichtparallelen kerogenen Schlieren im Kontaktbereich zuFeinsandlagen wellige Deformationen.

Die warvenähnlich laminierten Abschnitte, deren einzelne Laminae 0,3 bis 1 mm dick sind, besitzen geringereAnteile an siliziklastischem Material.Wegen der insgesamt geringen Anteile organischen Kohlenstoffs «0,1 %) konnten pyrolytische Untersuchungenkeine aussage kräftigen Daten für die Typisierung der organischen Substanz liefern. Eine Figurierung der Kerogenewar nicht erkennbar.

Stromatolithische Karbonate; Sandsteine und Konglomerate.Die kerogenhaitigen Lagen beschränken sich auf Regionen nahe der Atlantikküste. Etwa 25 km landeinwärts tretenim unteren 1. Zyklus Stromatolithen auf. Hier beginnt eine von West nach Ost etwa 50 km breite Stromatolithzonein unterschiedlicher Ausbildung (Abb. 9).Im Westen bilden Stromatolithen eine bis zu 3 m mächtige, mit Sandsteinen alternierende Wechselfolge. Zwei bisvier Stromatolithlagen, deren Mächtigkeiten 20 bis 70 cm betragen kann, wechsellagern mit fein- bis mittel-körnigen Sandsteinen (Profil 9). Letztere sind meist plattig, horizontal strukturiert, zeigen aber auch in einigenFällen Hummocky Cross Schichtung. Die Morphologie der Stromatolithen ist durch flache, gleichmäßig welligeStrukturen gekennzeichnet. Aufgrund lateral durchgehender Lamination entsprechen sie dem LLH- Typ (Abb. 10)nach LOGAN et al. (1964). Einzelne Laminae lassen sich vor allem in angewitterten Profilen sehr gutdifferenzieren. Dabei fällt ein völlig ungestörter Verlauf der 0,3-1 mm dicken Lamellen auf. Anzeichen vonBioerosion durch grasende ober bohrende Organismen sowie andere Zerstörungen der Internstruktur wurden nichtfestgestellt.

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Die den Stromatolithen lateral zwischen gelagerten klastischen Sedimente zeigen vielfältige Ausbildungen. Über-wiegend findet man Intraklast-Konglomerate mit flachen, in einigen Fällen auch runden Karbonatgeröllen. Extremgrobe Lagen können flache Blöcke von bis zu I m Kantenlänge enthalten. Gelegentlich weisen die Intraklastenstromatolithische Laminationen auf, werden aber meistens von unstrukturierten Mikriten und Mergeln gebildet.Die Matrix der Konglomerate besteht häufig aus gut sortiertem Grobsand oder Feinkies mit einem Quarzanteil vonbis zu 95 %.Gute Sortierungen weisen vielfach auch die flachen Gerölle auf (Taf. 1/8). Sie können, gleichmäßig verteilt,horizontal in den Quarzsanden ein geregelt sein. In einigen Fällen sind sie allerdings senkrecht orientiert (Taf. 3/5),zum Teil auch fächerförmig aufgerichtet. Kontakte zwischen einzelnen Intraklasten sind selten. Die Flachgeröllebesitzen die Form flacher, runder oder leicht ovaler Disken und sind nicht verbogen.Flatpebble-Konglomerate findet man in flachen, unterschiedlich breiten Rinnen zwischen den Stromatolith-biohermen. Vereinzelte, konglomeratverfüllte Rinnen sind westwärts bis nach Gai-as zu verfolgen (Abb. 9). DieGröße der Pebbles nimmt von Ost nach West ab.In nur wenige Meter schmalen interstromatolithischen Kanälen überwiegen extrem schlecht sortierte, bis zu 1,5 mmächtige Konglomerate (Taf. 5/5). Neben unterschiedlich großen, flachen Geröllen enthalten diese Bänke bis zu 80cm breite, umgestürzte Stromatolithkörper, sowie große Mengen an verkieseltem und verkalktem Holz. Einzelneversteinerte Äste können von bis zu 1 cm dicken Kalkkrusten umgeben sein. Klüfte und Hohlräume sind mitAnreicherungen aus schwarzem Chert ausgefüllt.

In Arealen hinter den weit östlich gelegenen Algenriffen treten lokal Abfolgen mit feinlaminierten Sanden undzwischengelagerten glimmerhaItigen Siltlagen, untergeordnet auch dünnen Tonlinsen, auf. Auf Schichtflächen fein-körniger Lagen zeigen sich dichte Mengen von Synaereserissen. Diese sind überwiegend spindeiförmig, orientiertund kaum verzweigt (Taf. 2/3)

Wechsellagerungen von Kalksandsteinen, Mikriten, Mergeln und KonglomeratenDer an die Stromatolithen nach Osten anschließende Bereich besteht aus einer 0,5-3 m mächtigen Abfolge.Flatpebble-Konglomerate, Karbonatsande, Siltsteine und dünne mikritische Karbonat- sowie Mergellagen bildenunterschiedliche Wechselfolgen (Abb. 8, Profil 11).Zusammenhängende Mudstonelagen sind nur selten erhalten. Sie bilden bis zu 3 cm dicke, meist zu convolutenStrukturen gewellte Mikrit- und Mergelbänder, die mit Karbonatsanden alternieren (Taf. 1/7). Das Material derMergellagen ist identisch mit dem der Flachgerölle.

Die olivgrünen, häufig schlecht sortierten Kalksande zeigen meist Klein- und Großrippelschichtung. Einige siltigeMergel weisen Trockenrisse auf. Die Konglomerate enthalten neben den auch hier überwiegenden Flatpebblesvereinzelte pisoidisch umwachsene Gerölle und Hölzer.Nach Osten geht der etwa 10 km breite Gürtel dieser Fazies in die Karbonate des Probeer Members über.

11.4.2 Fazies des 1. Zyklus, unterer TeilDer laterale Fazieswechsel entspricht der Zonierung eines hydrologisch geschlossenen, perennierenden lakustrinenSystems. Danach lassen sich die drei Zonen als ein pelagiales, ein eulitorales und ein intralitorales Subenvironmentunterscheiden.

PelagialDer Wechsel von Kleinrippel-schräggeschichteten zu laminierten Lagen deutet auf unterschiedliche Strömungs-bedingungen und wird einem Übergangs bereich vom Oxipelagial zum anoxischen Pelagial zugeordnet.Die scharf begrenzten Feinlaminite zeigen Ähnlichkeit mit Rhythmiten oder nichtglazialen Warven lakustrinerSysteme (EUGSTER & KELTS, 1983). Nichtglaziale Warven werden auf folgende Sedimentationsbedingungenzurückgeführt (KELTS & HSÜ, 1978):

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Die kleinen säulenförmigen Stromatolithen, welche in Zwischenräumen innerhalb großer Patches wuchsen, sindausschließlich in Mergel eingebettet, was auf ein Wachstum in relativ ruhigen Positionen hindeutet.Die einmal erreichte Höhe der Bioherme ließ später, ab mindestens 1,5 m, ein ausgedehntes Flächenwachstumbiostromaler LLH- Typen zu.Die Größe der Fläche einzelner Patches korreliert mit unterschiedlichen Energieniveaus. Je kleiner das vonStromatolithen bedeckte Areal, desto gröber sind die lateral angrenzenden Klastika. Erosive Unterhöhlungen dersteilen Flanken sind daher nur bei kleinen Patches oder großen isolierten Biohermen zu beobachten.Auch die wechselnde Ausbildung der Stromatolithoberflächen scheint eine Anpassung an unterschiedlichewachstumshemmende Bedingungen zu sein. Der zunehmende Anteil von Feinsand-Siliziklastika im Übergang vonglatten LLH- zu welligen SH-Formen deutet darauf hin (Abb. 10). Da der Übergang am Top der Bioherme zufinden ist, kann die Veränderung als Reaktion auf die zunehmende klastische Sedimentation im Übergang zumoberen ersten Zyklus angesehen werden. Die Ausrichtung der kleinen SH-Leisten parallel zur Querachse istmöglicherweise auf Anpassung an veränderte hydrodynamische Bedingungen zurückzuführen.

Die großen Blöcke in den Intraklast-Konglomeraten mit feinkiesiger Matrix weisen auf ein Energieniveau, wie esim Bereich der wellenbrechenden Zone auftritt. Die Verteilung und Ausrichtung einiger Intraklasten läßt einsekundäres, massflow-artiges Fließen der Konglomerate vermuten. Kurzfristig abgelagerte Grobsedimente besitzenhäufig einen hohen Porenraum und somit ein instabiles Gefüge. Bei Erschütterungen, wie durch brechende Wellenhervorgerufen, geraten entsprechende Ablagerungen bereits bei geringer Hangneigung in fließartige Bewegung(PETIIJOHN, 1975). Die Flachgerölle regeln sich dabei bevorzugt schichtparallel ein. Trifft der fließendeSedimentkörper auf ein Hindernis, können sich die Gerölle vertikal oder fächerförmig aufrichten. Die Strukturenzeigen zum Teil Ähnlichkeit mit sog. "edgewise" Konglomeraten (ERIKKSON, 1977), die auf Gleitungen undRutschungen unverfestigten Strandmaterials zurückgeführt werden.Während große Karbonatblöcke häufig stromatolithische Strukturen aufweisen und daher der Biohermzoneentstammen, wurden die kleineren gut sortierten Flatpebbles in den zeitweise trocken gefallenen Bereichen desöstlich anschließenden Intralitorals gebildet. Vor allem durch Sturmereignisse werden sie aufgearbeitet undbeckenwärts transportiert (MATIER, 1967). Da die Gerölle keine transportbedingten Deformationen aufweisen,müssen sie vor ihrer Aufarbeitung verfestigt gewesen sein.

Das 1,5 m mächtige, schlecht sortierte Konglomerat (Ta£. 5/5) kennzeichnet die enorme Intensität zwischen-zeitlicher Transportenergie. Die Bank wird als Sturm- oder Unwetterablagerung interpretiert, wobei die hohenHolzanteile vermutlich aus vorher fluviatil, im Intralitoral angereichertem Treibholz bestehen. Dieses wurde durchein katastrophales Flutereignis erfaßt und beckenwärts transportiert. Die häufige Umkrustung der Hölzer zeigt dasintensive Algenwachstum während des unteren 1. Zyklus an. Auch in Flachbereichen außerhalb der Stromatolith-bioherme wurde jede Besiedlungsmöglichkeit in der photischen Zone genutzt. Die Krustenentstehung läßt sichvermutlich mit der von Mikro-"patch reefs", die sich im flachen Sublitoral rezenter Hartwasserseen bilden,vergleichen. Dabei handelt es sich um Hartsubstratkrusten, die sich aus dem von Cyanophyten-Filamenten einge-fangenen Detritus und mikritischem Calcit, dessen Akkumulation auf die durch den Stoffwechsel induzierte Kalk-fällung zurückzuführen ist, zusammensetzen (SCHNEIDER et al., 1983).

Die dünnen Silt-Feinsand Wechsellagerungen sedimentierten in geschützten Arealen hinter der Wellenbrecherzone.Salinitätsveränderungen durch witterungsbedingte Wechsel in Süßwasserzufuhr und Eindunstung sind vermutlichfür die hier vielfach auftretenden Synaereserisse verantwortlich.Subaquatische Schrumpfungsstrukturen findet man in den Flachwasser-Faziesbereichen der gesamten HuabFormation. Daher soll deren Entstehung vorweg diskutiert werden.Synaeresestrukturilfi treten in den Sedimenten der Huab Formation als vereinzelte spindelförmige Risse oder Riß-systeme mit unvollständigem Verbindungs muster auf (Ta£. 2/ 2, 3 u. 6), zeigen aber niemals die für Trockenrissetypischen, vollständig verbundenen polygonalen Rißsysteme.Die Risse bilden sich bevorzugt in dünnen feinklastischen Horizonten, welche Wechsellagerungen mit Sand oderSiltlagen bilden, wobei die Spalten sowohl von oben als auch von unten mit Grobmaterial verfüllt sein können. DieEntstehungsbedingungen für Synaereserisse, welche zwar überwiegend aus lakustrinen Sedimenten beschrieben

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11.4.3 Lithologie des 1. Zyklus, oberer TeilDie obere Abfolge des ersten Zyklus besteht zum überwiegenden Teil aus feinkörnigen Siliziklastika. Von Westnach Ost nimmt die Mächtigkeit von maximal 8 m kontinuierlich ab. Im östlichen Huabbecken sind große Teilewährend der regressiven Phase im unteren 2. Zyklus erodiert. Zum Teil fehlt die Abfolge hier völlig.Das Material wechselt von monotonen grauen Tonstein-Abfolgen im Westen zu nach Osten ansteigenden, zunächstSilt- und später auch geringen Feinsandanteilen (vgl. Profile 8-11). Im Osten (Profil 11) alternieren leichtkarbonatische, dünnplattige Grobsilt- bis Feinsandlagen mit feinkörnigeren tonig-siltigen Lagen. Der Übergang zuden überlagernden Schichten des zweiten Zyklus ist nur im Osten durch erosive Kontakte markiert. In denzunächst westlich anschließenden, vollständigen Abfolgen (Profil 10) ist ein coarsening upward in den oberen 50cm des ersten Zyklus festzustellen. Abgesehen von dieser, weiter westwärts nicht mehr zu beobachtenden Tendenz,zeigen die Sedimente des oberen I. Zyklus eine insgesamt gleichförmige Lithologie in den vertikalen Abfolgen.

Neben geringen Karbonatgehalten im Osten besteht das Material vorwiegend aus Quarz, Feldspäten undverschiedenen Tonmineralen.In den östlichen Abfolgen mit Schichtwechseln von fein- zu grobkörnigem Material sind auch Synaereserisse zufinden. Hier überwiegen vereinzelte, nicht verzweigte und nicht orientierte, spindeiförmige Risse.

11.4.4 Fazies des 1. Zyklus, oberer TeilDer obere Teil des 1. Zyklus entspricht den Ablagerungen eines geschlossenea, lakustrinen Systems. Die sich ausder Faziesinterpretation des Probeer Members ergebenden Wasserstandsschwankungen sind im Vergleich zumunteren 1. Zyklus der Huab Formation sehr gering (Kap. 11.5, S. 55). Episodische oder saisonale Sedimentations-wechsel sind auch in den monotonen pelitischen Sequenzen nicht zu erkennen.Der obere 1. Zyklus entspricht weitgehend den Sedimenten eines oxidierten Pelagials (EUGSTER & KELTS 1983).Östlich anschließende Litoralsedimente enthält der Karbonatkomplex des Probeer Members (Abb. I I).Die ausschließlich horizontal geschichteten Sedimente des oberen ersten Zyklus wurden unter ruhigenBedingungen, vorwiegend als Schwebfracht abgelagert. Sedimentstrukturen, welche auf stärkere Bodenströmungenhinweisen, wurden nicht beobachtet. Daher sind die distalen siltigen Tone vermutlich auf durch Inter- oderOverflow transportierte Klastika zurückzuführen. Erst weit im Osten erhöhen sich die Anteile gröbererKomponenten aus Underflows und das Sediment entspricht mehr dem Ablagerungsraum einer horizontal-geschichteten Prodeltafazies.Der Wechsel von einer hochenergetischen Randfazies im unteren, zu einer auf klastische Suspension beschränktenSedimentation im oberen ersten Zyklus erfolgte vermutlich relativ schnell. Die Veränderungen äußern sich auf denAblagerungsraum Huabbecken wie folgt:

-Zunächst kurzfristige Transgression, danach relativ stabile hydrologische Situation.-Drastische, ebenfalls kurzfristige Veränderung der Wellenenergie-Keine Karbonatakkumulation in den pelagischen Sedimenten.

Überregionale Faktoren wie Klima und Tektonik, welche für veränderte hydrologische Verhältnisse undwechselnde Windintensitäten verantwortlich sind, werden von LEDENDECKER (I992) diskutiert.

Die ausbleibende Karbonatanreicherung im Pelagial ist vermutlich eine Folge veränderter chemischer Bedingungen.Da die hohen Karbonatgehalte der palustrinen Fazies des Probeer Members gute Bedingungen für Kalkproduktionim Sublitoral nachweisen, sollte biogen induzierte Karbonatproduktion auch im Epilimnion des Pelagials vorge-herrscht haben. Nach EMERSON (I976) kann bakterielle Zersetzung in gut oxidierten Bereichen der Sediment-oberfläche und der Porenräume den pH-Wert derart senken, daß Karbonat gelöst wird. Möglicherweise reichte indistalen Bereichen die Menge an Karbonatsediment nicht aus, um ~ber die Pufferung saurer Poren- und Boden-lösungen hinaus Karbonatanteile zu erhalten.Diese Situation veränderte sich in den proximalen Beckenrandsedimenten, wo größere Anteile der sublitoralenKarbonatfazies hineingetragen wurden.

39

Im äußersten Westen sind steiler wachsende, weniger längliche Formen zu beobachten (Profil 8). Diese sinddunkelgrau bis schwarz und enthalten bis zu 0,19 % TOC. Im Schliff sind die kerogenhaItigen, makroskopisch guterkennbaren Laminae nur durch leicht dunklere Schattierungen zu differenzieren. Im Gegensatz zu dendolomitischen Mikriten, in denen sich die organische Substanz fein verteilt, sind die Kerogene in den wenigencalcitischen Stromatolithen, auf Grund intensiverer Sparitisierung, extrahiert. Sie zeigen eine flaserige Struktur undsind zwischen den schichtparallel orientierten Spariten eingelagert (Taf.6/5). Wegen zu geringer TOC-Gehaltelassen pyrolytische Daten keine Möglichkeit zur Charakterisierung der Substanzen zu.

Auch weiter östlich können Stromatolithen organische Substanzen beinhalten. In einigen Formen mit bis zu 0,52 %TOC-Gehalten fällt bei frischen Bruchflächen die Bildung von punktuell konzentrierten "Oil Bleeds", tropfengroßeÖlkonzentrationen, sowie ein starker Ölgeruch auf. Pyrolytische Untersuchungen des Materials dieserStromatolithen ergaben relativ hohe Sl-Abspaltungen (Kap. V.2).Die Stromatolithen des oberen Zyklus besitzen generell geringere Gehalte an Siliziklastika als die des unteren" Eineleichte Zunahme siltiger Klastpartikel von West nach Ost ist dennoch feststellbar.

Auch die am östlichen Rand den Stromatolithen zwischengelagerten Klastika bestehen zum überwiegenden Teil ausKarbonaten. Sogenannte "Edgewise" Konglomerate (ERIKKSON, 1977) mit extrem flachen, steil orientierten Intra-klasten füllen die schmalen Räume zwischen den Stromatolithen (Taf. 2/5). Vereinzelte Knochen von Mesosaurussind hier ebenfalls zu finden.

Oolithische Intraklast-KonglomerateNach Osten schließt sich an das Stromatolithareal ein bis zu 20 km breiter Konglomerat-Gürtel an. Das Materialbesteht zu großen Teilen aus Ooiden, die überwiegend als oolithische Pebbles vorliegen, zum Teil auch die Matrixbilden. Weitere Anteile der bis zu 60 cm mächtigen Konglomerate bilden mikritische und mergelige Intraklasten,verschiedene pisoidisch inkrustierte Klasten, kleinere stromatolithische Fragmente, sowie etwas Quarzsand. DasOolithkonglomerat kann außerdem hohe Anteile von Mesosaurusknochen aufweisen.

30 km//

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Abb. 12: Faziesgliederung des 2. Zyklus, unterer Teil

41

PARNELL (1988) diskutiert hier die Möglichkeit einer Bildung in Abhängigkeit von saisonalen Wechseln derAnreicherung von organischen und karbonatischen Laminae in einem geschichteten Wasserkörper. Dies kann aufdie kerogenhaltigen Stromatolithen des 2. Zyklus nicht zutreffen, da die Algenkörper in einem Milieu ständigerWasserbewegung wuchsen.

Die hohen Reifegrade der organischen Substanzen in den Stromatolithen der Regionen um Gai-as sind vermutlichauf kontaktmetamorphe Einflüsse in Nachbarschaft zu mesozoischen, magmatischen Intrusionen zurückzuführen.Relativ hohe TOC-Gehalte zeigen, daß organische Substanzen auch in proximalen Stromatolithen konzentriertwurden. Die ungestörte Lamination, das heißt, die fehlende Zerstörung durch Bioerosion, begünstigte vermutlichKonservierungsmöglichkeiten wie sie in Matten rezenter Cyanobakterien beschrieben werden (BAULD, 1981).

IntralitoralDie Dauer der Überflutung des Intralitorals (Abb. 12) reichte aus, um im schwach bewegten Milieu relativ großeOoide zu bilden. Der Bereich entspricht einer lakustrinen oolithischen Terrasse (GALLOWAY & HOBDA Y, 1983),in der sich autochthone Karbonate, Ooide, Pisoide, kleinere Stromatolithen sowie Mudflat-Mikrite und -Mergelmit terrestrischem Material vermischen. Ein ostwärts anschließender schmaler MudfIatbereich wird durchzunehmende Anteile von Flatpebbles und mikritischer Matrix belegt. .Anteile grober Siliziklasten, welche im Intralitoral des ersten Zyklus sehr hoch sind, findet man in den vergleich-baren Beckenrandsedimenten des unteren zweiten Zyklus nur untergeordnet. Die fehlenden Anreicherungensilikatischer Komponenten sind einerseits auf die weitaus geringere Reservoirenergie und damit fehlendeFraktionierungsmöglichkeiten während des unteren zweiten Zyklus zurückzuführen. Andererseits hatte sichzwischenzeitlich eine Veränderung des im Liefergebiet transportierten Materials ergeben. Wegen der intensivenpedogenen Verkalkung der LandoberfIäche nahm im fluviatilen Bereich der Anteil transportierter Siliziklasten ab.Einige Intraklasten lassen Strukturen pedogener Neubildungsgefüge noch erkennen.

Das Intralitoral war phasenweise ausgetrocknet und bei erneuter Flutung wurden die leicht zementierten Ooide zuOolithgeröllen aufgearbeitet und mit anderen Komponenten vermischt. Meniskuszemente (RICHTER, 1976), unter-schiedliche, sekundäre karbonatische und silikatische Porenraumfüllungen und anerodierte Partikel belegen diewechselnden Aufarbeitungs und Ablagerungsbedingungen.Die Dolomitisierung der Oolithe läßt sich auf diagenetische Umwandlung instabiler Karbonatminerale zurück-führen. Ooide aus rezenten Süßwasserseen sind nicht bekannt (EUGSTER & KELTS, 1983). Dagegen bilden sichin der photischen Zone von Salzseen, in Abhängigkeit des schwankenden Mg/Ca- Verhältnisses, Aragonit- oderCalcitooide (SANDBERG, 1975). Für die entsprechenden Environments schwach saliner Seen wurden zusätzlichOolithe aus Mg-reichem Calcit beschrieben (COHEN & TOUIN, 1987). Eine wechselnde Mineralogie einzelnerOoidlamellen beschreiben POPP & WILKINSON (1983) im Pyramid Lake, USA. Die unterschiedliche Mineralisa-tion ergibt sich aus Schwankungen des Mg/Ca- Verhältnisses, hervorgerufen durch zeitweilige Verdünnung imBereich von Zuflüssen. Möglicherweise sind die zum Teil unterschiedlich rekristallisierten Laminae einiger Ooidedes zweiten Zyklus ebenfalls auf primär wechselnde Mineralisationen zurückzuführen.

Die Morphologie des Gudaus Members zeigt, daß Teile des Probeer Members während des unteren zweiten Zyklusdurch rückschreitende Erosion unter Bildung einer ost-westgerichteten Rinne abgetragen wurden (Kap. 11.6.2).

11.4.7 Lithologie des 2. Zyklus, oberer TeilWie im oberen I. Zyklus setzen sich die Sedimente am Top der Huab Formation überwiegend aus siliziklastischenKomponenten zusammen.Die Obergrenze der Huab Formation ist durch die Gehalte an Mesosaurusknochen definiert (MENDES, 1967;OELOFSEN, 1987). Außer einer zunehmenden Rotfärbung in der überlagernden Gai-as Formation bestehen imwestlichen Übergangsbereich keine Unterschiede in der Lithologie beider Formationen.

43

Die zwischenzeitlich intensive Wellenenergie (vgl. Kap. 11.6.2) bewirkte eine dichte Suspension klastischer Partikel,welche stromatolithisches Wachstum verhinderte. Begünstigt durch frühzeitige Zementation karbonatischen Fein-materials akkumulierte im Sublitoral, trotz phasenweise starker Wellenbewegung, eine hohe mikritischeKomponente.Da im distal anschließenden, pelagischen Bereich karbonatische und organische Substanzen nicht angereichertwurden, herrschten vermutlich ähnliche chemische Bedingungen im Porenraum und an der SedimentoberfHiche,wie in der pelagialen Fazies des oberen ersten Zyklus.

Im Zentrum des Paranabeckens setzt sich die Anreicherung von organischer Substanz und Karbonaten, im Gegen-satz zum oberen Teil des 1. Zyklus, auch nach der Transgression fort. Vermutlich hatte die Salinität während dervorrausgehenden geschlossen lakustrinen Phase ein Ausmaß erreicht, welches auch nach der Transgression einenErhalt von schweren anoxischen "Bottom Brines" im tieferen Beckenzentrum ermöglichte. Daher hielt zwar dieKonservierung organischer Substanzen zur Ölschieferbildung an, eine durch die Transgression hervorgerufeneAussüßung, und damit eine geringere Primärproduktion, kann dennoch angenommen werden. Die TOC-Gehalteder Ölschiefer des unteren Zyklus erreichen weitaus höhere Werte als die der Ölschiefer des Oberen (CHAVES etal, 1988).

11.4.9 ZusammenfassungIn der Huab Formation setzt sich die allmähliche Klimaverbesserung fort, welche eine Ausbildung subaquatischer,biogener Karbonate in der photischen Zonen ermöglichte.Die Sedimentation wurde von zwei Zyklen gesteuert, die jeweils mit einem hydrologisch geschlossenen, lakustrinenSystem begannen. In diesen Phasen überwog im insgesamt flachen Huabbecken autochthone Karbonatakkumulation.Im westlich anschließenden Zentrum des Paranabeckens kam es gleichzeitig zur Ablagerung von Karbonaten undorganischen Substanzen, dem Ausgangsmaterial für die Ölschiefer, in einem salinitätsbedingt stabil geschichtetenWasserkörper. Die Salinitätsmaxima in den Intralitoralbereichen reichten für Bildungen evaporitischer AlkaIi-minerale nicht aus.Die darauf folgenden Transgressionen führten zu stabilen hydrologischen Verhältnissen und markierten jeweilseine östliche Gewässerbegrenzung gleichen Ausmaßes. In den Stadien des offenen lakustrinen Systems dominiertein der Beckenfazies klastische Sedimentation.

~~.'Q-S')Z

1 00 0 KM

20'--¥20'

~ Pelagial, Ölschieferfazies

f::.: .:) Sublitoral und klastische Randfazies

Abb. 14: Verbreitung von Mesosaurus

45

11.5 Probeer Member

Im Gegensatz zu den Beckensedimenten der Huab Formation weisen die Ablagerungen in den östlichen Bereichen,am Verbrande Berg und auf der Farm Probeer (Abb. 1), keine primären Sedimentstrukturen auf. Das Sedimentbesteht aus einer bis zu 70 m mächtigen Abfolge von massigen oder konkretionären, meist karbonatischenAggregaten. Diese bilden als Blockwerk oder Schotterkegel die jeweiligen Hangabschnitte.Aufschluß-Strukturen, welche ein anstehendes Gestein vermuten lassen, findet man nur in wenigen Ausnahme-fällen. Daher konnte ein zusammenhängendes, lithologisches Detailprofil nicht beschrieben werden.Die Basis der Karbonate bildet der fluviatile Sandstein der Tsarabis Formation, welcher in dem betreffendenGebiet als fast lückenlose Decke ausgebildet ist. Der überlagernde Sandstein des Gudaus Member ist im östlichenRandbereich noch in Relikten vorhanden und zeigt die maximale Mächtigkeit der Karbonatabfolge an. Meistens

werden die Karbonate von den triassischen Sedimenten der Etjo Formation erosiv diskordant überlagert. Häufigwird die Mächtigkeit des Probeer Members unterschätzt, da auf Grund von tektonischen Ereignissen imMesozoikum große Mengen erodiert wurden (Kap. III).

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_'6~ Profilsüdwestlich Gudaus

Profil nördlichVerbrande Berg

M

KARBONATGEHALTo70 m

Abb. 15: Karbonatgehalte in zwei Profilendes Probeer Member

Die Abfolge dieser knolligen Kalke im Gebiet vonTwyfelfontein und am Verbrande Berg wurde nachSACS (1980) als Probeer Formation bezeichnet. Die

Verbreitung der Einheit, die stratigraphisch zumüberwiegenden Teil dem unteren Zyklus der Huab

Formation entspricht, ist in Abb. 11 dargestellt.Auf einer Distanz von 20 km nimmt die maximaleMächtigkeit von 70 m im Osten westwärts allmählichauf 30 m ab. Die verbleibenden 2 km zu den an-

schließenden Beckensedimenten sind durch einrapides Auskeilen gekennzeichnet. Die Formenvielfaltder unterschiedlichen Aggregate verliert sich von denmächtigen Abfolgen im Osten zu einer größerenEinheitlichkeit von Farben und Strukturen in denBereichen nördlich des Doroskraters.Untersuchungen von Peels, Schliffen und poliertenOberflächen ergaben, daß die vorhandenen Struk-turen frühdiagenetische, in erster Linie durchpedogene Vorgänge hervorgerufene Neubildungs-gefüge markieren. Diese sollen im Anschlußbeschrieben werden, wobei auf die spezielleTerminologie von BREWER (1964) und FREYTET &PLAZIA T (1982) zurückgegriffen wird.Vollständige Bodenprofile (A bis C- Horizont), wieman sie bei der Beschreibung rezenter Bödenerwarten würde, sind ebensowenig erhalten wie derin Paläocalcreten häufig als typisch beschriebenevertikale Aufbau.Zwei Lokalitäten mit vollständigen Profilen wurdengrob statistisch auf ca. 70 m beprobt und röntgen-diffraktometrisch sowie quantitativ auf Karbonatgehalte untersucht (Abb. 15).

Die Gesamtkarbonatgehalte schwanken zwischen <2 und 93 %. Da schwach karbonatische Aggregate Ausnahmenbilden, beträgt der durchschnittliche Karbonatgehalt der gesamten Abfolge ca. 66 %. Nach kombinierten Röntgen-und EDX-Analysen bestehen die Karbonate zum überwiegenden Teil aus

Calcit mit Mg- Gehalten von <2 % Kationenanteilen. Ankerite, Ca (MgO 7-0 8' Fe 02-03) (C03)2' können ineinigen Fällen bis zu 50 % des Karbonatanteils ausmachen. Fe-Dolomite u~d Dolomite 'tret~n seltener auf. Quarz,

47

verfestigter, zum Teil auch kolloformer Zustand angenommen (SCOFFIN, 1987). In entsprechend weichenAggregaten wurde die Diffusion unterschiedlicher Lösungen begünstigt. Bildungen rezenter, unverfestigterKonkretionen für vadose ("spongy noduleslt) sowie phreatische Bereiche beschreiben SEHGAL & STOOP (1972)bzw. HO & COLEMAN (1969). Konkretionen, welche aus sparitischen oder faserigen Karbonaten bestehen, bildenselten Septarien aus.

Beispiele für Konkretionen:Beispiel 1: BeschreibungTaf. 4/1 zeigt die polierte Oberfläche einer zusammengewachsenen Konkretion mit rotem, eisenschüssigem Kern(80 % Calcit) und einer 3 cm dicken, grauen Umhüllung (86 % Calcit). Der Farbwechsel vollzieht sich in einemdiffusen, etwa I cm dicken Übergang. Konzentrisch angelegte Schrumpfungsrisse im Innern zeichnen die Umrisseeinzelner kleinerer, primärer Konkretionen annähernd nach.Nach Schliffbetrachtung zeigt der Kern scharf und diffus begrenzte, eisenschüssige und opake Nodules in einermikritischen, rot gefärbten Calcitmatrix (Taf 6/6). Der Rand besteht aus einer grauen Calcitmatrix mit nur nochwenigen, diffus begrenzten und zum Rand hin zunehmend lichtdurchlässigeren, eisenschüssigen Nodules(Sesquioxiden).Vereinzelte Silikate, Quarze und Feldspäte mit Korngrößen von bis zu 30 ~m schwimmen in einem Calcitmatrix-gestützten Gefüge. Die scharf begrenzten opaken Nodules bestehen zum Teil aus konzentriertem Hämatit (Taf.6/7).

Beispiel I: GeneseNach SEHGAL & STOOPS (1972) werden Sesquioxide und eisenschüssige Karbonatnodules in rezenten Bödenbevorzugt in vadosen Bereichen mit stark schwankenden Grundwasserspiegeln gebildet. So entsteht im wasser-gesättigten Zustand ein Sauerstoffdefizit im Boden, welches, begünstigt durch biochemische Aktivitäten, Eisen-reduktion und -lösung nach sich ziehen kann. Nach Senkung des Wasserspiegels und daraus resultierender Sauer-stoffdurchsetzung der entsprechenden Bodenbereiche oxidiert das reduzierte Eisen sofort, wobei sich zunächstEisenhydroxyl-Anreicherungen bilden. Diese können sich später in Hämatit umwandeln.Die fortschreitende Konzentration von Eisenoxiden und -hydroxiden führt über die Bildung von weniger dichtenSesquioxiden zu dichten, scharf begrenzten opaken Nodules (FREYTET, 1973).Die Anreicherung solcher Metalloxidkonzentrationen im Kern der Aggregate ist nach SCHEFFER &SCHACHTSCHABEL (1976) charakteristisch für Pseudogleye. Danach wandern in der oben beschriebenenReduktionsphase die gelösten Ionen einem Tensions- und Oxidationsgradienten folgend vom Rand, wo sie sich inKlüften oder Wurzelbahnen zunächst anreichern, in das Innere der Aggregate. Hier treffen sie entweder im nochwassergesättigten Zustand auf ein sauerstoffreicheres Zentrum oder sie oxidieren erst bei späterer Durchlüftung.

Beispiel 2: BeschreibungTaf. 4/3 zeigt eine typische, ebenfalls zusammengewachsene Konkretion aus dem unteren Bereich der Abfolge.Hier zeigen die einzelnen, bis zu 6 cm dicken Sphäroide einen konzentrischen, Pisolith-ähnlichen Aufbau. Diegraue mikritische Matrix besteht zu 83 % aus Karbonat, welches im Verhältnis von etwa 4:1 aus Calcit undAnkerit gebildet wird. Ein gelber goethithaItiger Rand von 12 mm umgibt die Konkretion. Neben vereinzeltenSilikaten enthält die innere Matrix noch fein verteilten Pyrit sowie opake Nodules, welche von orientiertenSchrumpfungsrissen umgeben sind (Taf. 6/4)Die EDX-Aufnahme (Taf. 6/3) zeigt, daß die Nodules ausschließlich ankeritisches Karbonat enthalten und dieumgebende Matrix lediglich kleinere, unscharf begrenzte und von Calcit umgebene, ankeritische Flecken enthält.

Beispiel 2: GeneseDie hohen Eisengehalte in den Ankeriten werden auf eine Karbonatbildung unter reduzierende Bedingungenzurückgeführt (RICHTER, 1985). Der Einbau von Fe2+ in Karbonaten erfordert außerdem einen geringen S04-Gehalt. Ankeritbildung setzt ein ausreichendes Angebot von Fe2+ voraus, welches nach der zur Pyritbildungführenden SO -Reduktion noch im Sediment vorhanden gewesen sein muß. Solche Bedingungen können im

49

der CO2-Partialdruck relativ hoch war und Karbonat mobilisiert wurde, konnten Lösungen in untere, eher entgasteHorizonte perkolieren. Dort steigerten sich die Konzentrationen, bis ein limitierender Parameter die gleichzeitigeFällung auslöste. Nach LAHANN (1978) wird das Kristallwachstum von Calciten in Richtung der C-Achse durcheine vorausgehende Lösungsuntersättigung von entweder Ca2+ oder C03

2- begünstigt. Daher könnte dieKristallisation durch CO2-Entzug, bei entsprechend vorausgehendem Ca2+ -Defizit, induziert sein. Aktivitäten de-nitrifizierender Bakterien können als anderer oder zusätzlicher Faktor in Betracht gezogen werden.

In dem Modell von SEARL (1989) fallen Vegetations- und Flutungsphase zusammen, woraus er ein monsunartigesKlima mit kühleren Trockenphasen postuliert. Zwar sind die Strukturen der prismatischen und faserigen (Fasernbis zu 15 cm) Calcite sehr ähnlich, da die Konkretionen aus dem Huabgebiet aber nicht bestimmten Positioneninnerhalb eines Bodenprofils zuzuordnen sind, läßt sich eine analoge Genese nicht rekonstruieren.Nach KLAPPA (1983) ist die einfachste Erlärung für schnelle Kristallisation aus stark übersättigten Lösungen eineintensive Evaporation und / oder Transpiration.Zum Teil handelt es sich bei den Strukturen der vorliegenden Konkretion um Ergebnisse der Rekristallisationprimär mikritischer Aggregate. Das zusätzliche Verdrängungs wachstum wird bei vergleichbaren Konkretionenhäufig durch Streßcutane, "slicken sides", an der Knollenoberfläche angezeigt.

Beispiel 5: BeschreibungTaf. 4/5 zeigt Konkretionen, welche ebenfalls aus radialstrahlig orientierten, prismatischen und faserigen Calcitenaufgebaut sind. Palisadenartig und konzentrisch angeordnete Kristallreihen lassen eine Zusammenballung kleinererNodules als ursprüngliche Strukturen in einigen Fällen noch erkennen. Das Kristallwachstum endet nach außen inspitzen Aggregaten, welche aus einem System von gebündelten Kristallen hervorgehen.

Beispiel 5: GeneseHier handelt es sich um die sehr häufig anzutreffenden rekristallisierten Konkretionen. Instabile Karbonate,welche sehr leicht rekristallisieren, können aus Aragonit oder verunreinigtem Calcit bestehen (USDOWSKI, 1963).Von Letzterem ist im pedogenen Bereich eher auszugehen.Einzelne Phasen der Rekristallisation sind vermutlich für die konzentrischen Anlagen verantwortlich. Dies läßt aufsaisonalen Einfluß, im Gegensatz zu rein überlastungsbedingten Effekten schließen. Vergleichbare Strukturen vonNeoformismus beschreiben CHAFEZ & BUTLER (1980) in rezenten texanischen Calcreten. Zunehmendes Wachs-tum unter hohen Kristallisationsdrucken führt zur Reorganisation der mikritischen Karbonatkristalle und zur all-mählichen radialstrahligen Orientierung.Die mm-cm dicken isopachen "Anwachszonen" sprechen, da sie nicht geopetal orientiert sind, für eine phreatischeRekristallisierung.Die Rekristallisation von Konkretionen und Nodules ist neben der Labilität der primären Calcitkristalle auch vomTonmineralgehalt abhängig. Nach BAUSCH (1968) werden pedogene Nodules bei Tonmineralgehalten von mehr alszwei Prozent nicht rekristallisiert.

11.5.1.2 Wurzelstrukturen oder RhizolitheBei den Rhizolithen in den Probeersedimenten handelt es sich um zement- oder sedimentverfüllte Wurzelröhrenund um karbonatische Wurzelkonkretionen ("root casts" u. "rhizocretions" nach KLAPPA, 1980).

1. Root casts: BeschreibungTaf. 5/3 zeigt einen 12 cm mächtigen Eisenoxid-reichen Mergelhorizont mit vertikal, zum Teil auch schrägangeordneten, unterbrochenen Röhrenstrukturen. Die dunkelroten Röhrenverfüllungen zeigen horizontaleSchrumpfungsrisse und einige Verzweigungen. Die zylindrischen Strukturen durchziehen ausschließlich den oberenrubefizierten Horizont und enden am Übergang zur 5 cm mächtigen, liegenden grauen Zone. Diese geht nachunten wiederum in ein rubefiziertes Sediment über. Insgesamt ist das Gestein massig und strukturlos und enthälteine Vielzahl eisenschüssiger Nodules.

51

GeneseDie vorliegenden Strukturen weisen auf eine intensive In-situ-Brecciierung und lassen sich mit den typischenSchrumpfungs breccien calcimorpher Böden im Tertiär Südfrankreichs vergleichen (FREYTET & PLAZIA T, 1982).Beide Phasen sind als Plasmakonzentrationen zu interpretieren, da sie lediglich einen geringen Anteil desursprünglichen Sediments enthalten.Die Genese setzt für die primäre Phase eine intensive Durchsetzung mit Schrumpfungsrissen voraus. Statt eines,wie sonst in trockengefallenen Gebieten üblichen, polygonalen Netzes vertikaler Risse, dominieren in calcimorphenBöden eher horizontal und schräg angelegte Schrumpfungsstrukturen. Diese füllen sich mit extern zugeführtemSediment und/oder mit jüngeren Lösungspräzipitaten.Durch wiederholtes Trocknen und Anschwellen können sich die Klüfte ausdehnen. Auch eine von den Klüftenausgehende intensive Rekristallisation kann die Brecciierung verstärken.In der vorliegenden Breccie sind zwar einige Partikel disloziiert, die Masse des Materials zeigt aber keinendeutlichen Transport an. Das sekundäre Sediment enthält daher vorwiegend Detritus lokaler Herkunft und ist selbstProdukt intensiver Pedogenese.Eine Rekristallisation zeigt sich an einigen Stellen sehr deutlich, jedoch bleibt der Beitrag zur Brecciierung schwerabzuschätzen. Da die sekundäre Phase keine weiteren Schrumpfungsrisse aufzeigt, liegt eine monogenetischeBreccie vor.Schrumpfungsbreccien dieser Art sind nach FREYTET & PLAZIA T (1982) vor allem in palustrinen Sedimenten,trockengefallenen lakustrinen Karbonaten, häufig zu finden. Hierfür evidente Schalenbruchstücke oder andereHinweise auf Fauna wurden nicht gefunden. Beide Phasen sind als Plasma-Neubildungsgefüge zu interpretieren.

11.5.1.4 Massige KarbonateDie nicht konkretionär strukturierten, massigen Karbonate entsprechen in den Abfolgen des Probeer Membereinem geschätzten Anteil von 30-50 %. Sie bestehen aus einer mergeligen, mikritischen oder mikrosparitischenMatrix und enthalten unterschiedliche Anteile von Peloiden, Nodules und Siliziklasten. Makroskopisch unter-scheiden sich die massigen Aggregate von den Konkretionen durch überwiegend planare Risstrukturen ("horizontalplanes" u. "skew planes").Die für Calcrete als typisch beschriebenen laminaren Zonen ("croute laminaire", GILE, 1965) wurden nichtgefunden. Eine Bildung der massigen Aggregate in einem der Kruste ("hardpan", RET ALLAK, 1983)entsprechenden Horizont, oder dem sogenannten "K-Horizon" (GILE, 1965) ist wegen vieler vergleichbarer,pedogener Strukturen vorstellbar. Wahrscheinlich entstanden auch diese Karbonate überwiegend als diagenetischePlasmakonzentrationen. Abweichend davon zeigt das folgende Beispiel, daß auch Anzeichen für primäre subaqua-tische Kalkfällung vorliegen.

BeschreibungTaL 5/4 zeigt die polierte Oberfläche eines von horizontalen Schrumpfungsrissen und vertikalen Wurzel röhrendurchzogenen mi kritischen Kalksteins. Das primäre Sediment besteht aus einem reinen, strukturlosen Mikrit undenthält weder Nodules noch siliziklastische Komponenten.

GeneseIm Gegensatz zu den bisher beschriebenen Aggregaten, bei denen es sich ausschließlich um postsedimentärePlasmakonzentrationen handelt, liegt hier vermutlich ein subaquatisches Sediment vor. Diese Interpretation wirdzwar weder durch eindeutige Sedimentstrukturen, noch durch Faunenreste belegt, doch sind frühdiagenetischePlasmakonzentrationen aus reinem Mikrit kaum vorstellbar. Zusätzlich weist die ausschließlich horizontaleSchrumpfung nach FREYTET & PLAZIA T (1982) auf trockengefallene lakustrine Karbonate. Kleinere Seen oderPonds können als vermutlich vorübergehende, lateral begrenzte Sedimentationsräume die Möglichkeit zu primärerKarbonatsedimentation geboten haben. Da Sedimente dieser Art Mächtigkeiten von bis zu 40 cm besitzen, müssendie Gewässer, in denen sie sich ablagerten, unabhängig von saisonalen Flutungen längere Zeit bestanden haben.Möglicherweise akkumulierten lakustrine Sedimente in weitaus größeren Mächtigkeiten, sind allerdings durchintensiven Neomorphismus überwiegend nicht mehr von den pedogenen Karbonaten zu unterscheiden.

1.

53

Klastischer Detritus aus dem Liefergebiet. Dieser kannsein. Als Quellen kommen der Damara-MarmorOberflächencalcrete der Umgebung in Betracht.

äolisch oder durch Oberflächen wasser transportiertaus dem Karoo-Basement oder synchrone

2. Autochthone Karbonate, welche, biogen induziert aus dem Wasserkörper gefällt, subaquatisch abgelagertwerden.

3. Pedogene und subpedogene Lösungsprezipitate, d. h. Calcrete, welche in vadosen uJ;ld phreatischen Bereichenals authigene Karbonate ausgefällt werden. Entsprechende Lösungen können sich aus der Verwitterung vonKarbonaten oder anderen Ca-haltigen Mineralen und atmosphärischem sowie organisch zersetztem CO2ergeben.

1.Da der Anteil klastischer Karbonate auch in der gesamten übrigen Karoo-Abfolge gering bleibt, kann ein ent-sprechender Beitrag zur Erklärung der hohen Karbonatmächtigkeit eher ausgeschlossen werden. Klastischerkarbonatischer Detritus ist in einigen tonig-siltigen Aggregaten, Reliktgefügen in karbonatischer Matrix, mit einemgeschätzten Anteil von weniger als 5 %, nachgewiesen. Da die Reliktgefüge ihrerseits einen Anteil von 15 % ent-sprechender Aggregate nicht überschreiten, kann der Gesamtbeitrag klastischer Karbonate nur unerheblich gewesensein.2.Der Anteil subaquatisch, autochthon gebildeter Karbonate kann dagegen beträchtlich höher angesetzt werden. Dadie Sedimente der transgressiven Phase des unteren Zyklus der Huab Formation keine klastische Beckenrandfazieserkennen lassen, ist ein Großteil der westlichen Probeerkarbonate als Bildungen palustriner Fazies zu inter-pretieren. Dafür sprechen außerdem höhere Karbonatgehalte, die geringere Vielfalt unterschiedlicher Aggregatesowie sedimentäre Reliktstrukturen subaquatischer Karbonatsedimente. Begrenzte lakustrine Areale müssen auchweiter östlich noch einen kleineren Beitrag zur Karbonatproduktion geliefert haben.3.Die beschriebenen Strukturen lassen schlußfolgern, daß der überwiegende Teil der Karbonate als pedogenePräzipitate akkumulierte. Folglich herrschten im Bereich der östlichen Probeer-Abfolge gute Bedingungen für dieCalcrete-Entwicklung. Mechanismen, welche hierbei die Fällung und Lösung von Karbonaten steuern, werdenausführlich von KLAPPA (1983) beschrieben und diskutiert. Als wichtigste gelten:

- Konzentrationserhöhung durch Evaporation und/oder Transpiration.- Schwankungen des COrPartialdruckes im Bodenwasser, reguliert durch Bodenunterdruck ("soil suction"),pflanzliche Assimilation und Respiration in Wurzelbereichen sowie durch Aktivitäten aerober Bakterien.

- pH-Schwankungen- Salinität- Aktivitäten von Microflora (hetero- und authotrophe Bakterien, Pilze, verschiedene Algen).

Morphologie und vertikale EntwicklungBasis der diagenetischen Karbonate bildet der fluviatile Sandstein der Tsarabis Formation, welcher ein aus-geglichenes Relief hinterließ. Während sich bei Ablagerung des fluviatilen Sandsteins der Tsarabis FormationErosion und Sedimentation annähernd im Gleichgewicht hielten, ist die terrestrische Fazies des Probeer Memberdurch hohe vertikale Aggradation gekennzeichnet. Damit veränderte sich der Faziesraum zu einer ästuarähnlichenEbene mit überwiegend feinklastischer Sedimentation, welche beckenwärts in einen paralisch-ähnlichen, wechsel-weise überfluteten und trockengefallenen Randbereich überging (Abb. 16).Karbonatische, autochthone Beckenrandsedimente können charakteristische "baffIing margins" (TUCKER &WRIGHT, 1990) ausbilden. Das bedeutet, der im Flachwasser durch Algen oder Cyanobakterien gebildete Kalk-schlamm wird sehr unmittelbar angelagert und zementiert. Vor allem Makrophyten, welche in flachen Bereichen

55

siedeln, verstärken diesen Vorgang, und der sog. "trapping and binding" Effekt setzt ein (MULTER, 1977), wobeiim nur leicht bewegten Wasser ein dichter Pflanzen bewuchs den Weitertransport des Materials verhindert. Beiwiederholtem, länger andauerndem Trockenfallen der Karbonat-"Marschen" setzt die pedogene Diagenese ein, undes bilden sich palustrine Neubildungsgefüge.

Für die vermutlich sehr flachen Beckenrandbereiche reichten hierWasserspiegelschwankungen von wenigen dm aus.Wenn bei permanenter Karbonatproduktion im relativ schwachenergetischen Milieu ein beckenwärts gerichteter Transport eherunbedeutend ist, so kann man im Bereich sublitoraler Karbonat-schelfe von beträchtlich höheren Sedimentationsraten ausgehen, alsin distalen, ausschließlich von klastischer Schwebfracht beliefertenBeckenbereichen (SCHRÖDER, 1982). Somit läßt sich einbeträchtlicher Teil, vor allem des östlichen Probeer Member, aufeinen beckenwärts progradierenden Karbonatshelf zurückführen.

Die weiter im Osten gebildeten "Floodplain Soils" wurden dagegenpostsedimentär durch extern zugeführte Karbonate angereichert.Solche Bildungen sind, nach der Definition von WATTS (1977), alsCalcrete zu bezeichnen.Einzelne Calcrete Horizonte können nach KLAPPA (1983) Mächtig-keiten von maximal 8 m besitzen. Daher sind Sequenzen vonmehreren lOer Metern Mächtigkeit nur als eine Vielzahl vertikalaufeinanderfolgender Böden zu verstehen. Ideale Calcrete kenn-zeichnen sich dabei durch einen typischen vertikalen Aufbau (Abb.17), wobei der Karbonatgehalt von einer oberflächennahen Krustebis zum kalkfreien Unterboden kontinuierlich abnehmen sollte.Entsprechende Stationen der Pedogenese konnten in denProbeerprofilen nicht differenziert werden. Die durchgehend hohenKarbonatgehalte und der geringe Anteil nichtkarbonatischer Kom-ponenten in der gesamten Abfolge deuten darauf hin, daß dieprimären Sedimente weitaus intensiver, nahezu vollständig mit Kar-bonat durchsetzt und durch Neubildungsgefüge überprägt wurden.

Aufschlussbedingungen, neben den Sedimentstrukturen auch Abstufungen

Host Material

Transitional Horizon

Chalky Calcrete

Glaebular Calcrete

Sheet Calcrete

Hardpan

Soil

Abb. 17: Idealisiertes Calcrete-Profil(nach KLAPPA, 1983)

Daher fehlen, trotz eigentlich gutereinzelner Calcrete-Stationen.Für den Bereich der palustrinen Bildungen ist der durchgehende Aufbau mit Neubildungsgefügen leichtvorstellbar, da das Sediment schon primär zum größten Teil aus Karbonat bestand. In den "floodplain soils" müssenfolgende Faktoren für die starke sekundäre Karbonat-Anreicherung in Betracht gezogen werden:

Das Zeitverhältnis Sedimentation / Pedogenese war so gering, das angeliefertes Sediment vollständig mitKarbonatzementen durchsetzt werden konnte.

Die Drainageverhältnisse erlaubten Karbonatfällung auch in tieferen Bereichen (einige Meter), so daß trotzinsgesamt zunehmender Zementation CaC03-haltige Lösungen bis in tiefe, permeable Porenräume eindringenund zur Fällung gebracht wurden.

DrainageverhältnisseGley- und pseudogleytypische Eisenanreicherungen deuten auf Stauwässer und langsame Drainage.In gut drainierten Böden sinkt der Grundwasserspiegel nach saisonalen Flutungen schnell und die Karbonat-präzipitation konzentriert sich vor allem auf die oberen Bodenbereiche. Sie ist am stärksten bis zu einer Tiefe, inder Evaporation noch wirksam wird (max. I m, nach NETTERBERG, 1971). Entsprechend sind Krusten oder

57

Die von GOUDIE (1983) und NETTERBERG (1981) berechneten Akkumulationsraten für pedogene Calcreteerreichen die höheren Maximalwerte in Klimaten mit höheren Niederschlägen:arid 5 - 100 mm/l03 asemiarid 5 - 200 mm/ 103 asubhumid 10 - 350 mm/l03 aNimmt man, unter Berücksichtigung der Drainagebedingungen, die Möglichkeit zur Bildung von Grundwasser-calcreten hinzu, in denen NETTERBERG (1981) Akkumulationsraten von bis zu 3000 mm/103 a errechnete, solassen sich für das Probeer Member Werte annehmen, welche die Sedimentationsraten der Beckensedimente beiweitem übertreffen konnten.Zwar betragen Sedimentationsraten lakustriner Sedimente nach JANKOWSKI (1981) häufig über 300 mm/103 a.Jedoch kann das lakustrine Areal in der unteren Huab Formation, wegen der baffling margins und der geringenfluviatilen Einträge eher mit schwächer belieferten Sedimentationsräumen verglichen werden. Für kratonischeBecken nennt FÜCHTBAUER (1988) vergleichbare Werte von 3-24 mm/l03 a.

11.6 Gudaus Member

Mit Regression und anschließender Transgression im zweiten Zyklus der Huab Formation veränderten sich dieSedimentationsbedingungen im östlichen Randbereich des Huabbeckens. Anstelle der Anreicherung überwiegendautigener Karbonate im Probeer Member, kam es im überlagernden Gudaus Member zur Ablagerung ausschließlichklastischer Sedimente. Das Gudaus Member besteht aus einer markanten 2-30 m mächtigen Sandsteindecke, derenlaterale Ausdehnung mit der des Probeer Member annähernd übereinstimmt (Abb. 13). Während die Mächtigkeitenin der östlichen Region um Verbrande Berg 2 bis 5 m betragen, werden im westlichen Gebiet meistens Wertezwischen 10 und 15 m erreicht. Abfolgen von bis zu 30 m Mächtigkeit beschränken sich auf begrenzte Regionennördlich des Doroskraters.

Im Nordosten des Verbreitungsgebiets sind aufgrund prä-etjozeitlicher Erosion (Kap. 11.8.4) nur noch Relikte desGudaus-Sandsteins erhalten, so daß auch dieser häufig erosiv diskordant von der Etjo Formation überlagert wird.Die hier in wenigen Bereichen noch vorhandenen konkordant überlagernden Sedimente der tonig-siltigen Gai-asFormation belegen jedoch die ursprünglichen Mächtigkeiten des Gudaus Members.

Die ansonsten lückenlose laterale Verbreitung der Sandsteindecke erinnert in vielen Bereichen an den fluviatilenSedimentkörper der Tsarabis Formation. Allerdings deuten die sedimentologischen Befunde auf intensive, post-fluviatile Aufarbeitung des Materials in deltaischer Fazies.

11.6.1 LithologieIm Gegensatz zum weißgrauen, feldspathaltigen Sandstein der Tsarabis Formation kennzeichnen dunkelbraune, rot-braune und dunkelgraue Farben das Gestein des Gudaus Members. Die dunkieren Farben sind auf generell höhereQuarzgehalte (in einigen Fällen über 90 %), die meist fehlenden karbonatischen Bindemittel, sowie höhere Anteilean eisenoxidischen Mineralen in den Porenräumen zurückzuführen. In Lagen mit leicht erhöhten Feldspatgehaltenzeigen vor allem Plagioklase deutliche Verwitterungsspuren.

Lagen guter Sortierung überwiegen, wobei sich grobe Quarzsandlagen mitunter aus gut bis sehr gut gerundetenKörnern zusammensetzen. In von Schwermineralen angereicherten Horizonten machen Turmaline einen Anteil vonbis zu 5 % aus. Die Basis der Abfolge bildet häufig ein Konglomerat mit einer Matrix aus grobem Quarzsand undaus dem Probeer Member aufgearbeiteten runden und flachen Kalksteingeröllen.Einige 100 m bis zu 2 km lateral zu verfolgende Decken mit Mächtigkeiten von 0,2 bis 2 m kennzeichnen dieMorphologie einzelner Sandsteinbänke. Die maximale Ausdehnung dieser Körper erstreckt sich in Nord-Süd-richtung.

PROFIL13

PROFIL14

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61

Die konzentrierte Menge allochthonen Grobmaterials mit großstiliger Schrägschichtung deutet auf den östlichenÜbergang zu fluviatiler bzw. alluvialer Fazies im Profil 16.

11.6.3 ZusammenfassungDie Sedimentationsgeschichte des Gudaus Members läßt sich folgendermaßen zusammenfassen:Die basalen Konglomerate und Grobsande entsprechen einer transgressiven, landeinwärts wandernden Küstenlinie.Eine darauf folgende regressive, westwärtige Progradation des Strandbereichs führte bei hoher Wellenenergie undsehr flachem Beckenrand zu intensiver Aufarbeitung des Sediments im Strand- und distalen Foreshore Bereich.Daraus resultierten die deckenhaft ausgebildeten Sandsteinkörper, "regressive sheetsands".Grobe, meistens schlecht sortierte Sande mit Wurzelmarken markieren eine Deltafläche, welche vermutlich zeit-weilig von äolischen Dünen überlagert wurde.Kleinere Stillwasserbereiche, Seen oder inaktive Flußarme, boten Raum für laminierte, vermutlich äolischzugeführte Sedimentation.Starker Seegang, welcher durch ein ausreichendes fetch bei Westwinden erneut ermöglicht wurde (vgl. Kap.1104.10.),wird durch den Aufbau des Deltas, analog zur stromatolithischen Fazies der unteren Zyklen, suggeriert.Der Deltavorbau erforderte einen starken Nachschub an grobkörnigen Sedimenten, wie er vermutlich nur durchBodenfracht-dominierte Flußsysteme im Liefergebiet gewährleistet war.

11.6.4 DiskussionIm Gegensatz zu den Beckensedimenten, deren Sedimentation durch zwei weitgehend vergleichbare Zyklengesteuert war, wird die Zyklizität an den Beckenrändern anscheinend völlig aufgehoben.Hier stellt sich die Frage nach einer möglichen diachronen Entwicklung. Die transgressive Verschiebung einerStrandlinie verläuft häufig in Stufen, so daß sich landeinwärts flache "backbarrier"-Bereiche hinter den Strand-wällen entwickeln (HEWARD, 1981). Diese böten Raum für lagunäre Fazies oder Calcrete, d.h. obere Teile desmächtigen östlichen Probeer Member ließen sich als Produkt einer "backbarrier"-Fazies interpretieren. Zwar sinddie für ein solches Model typischen Einschaltungen klastischer "washovers" nicht zu erkennen, entsprechendeIdentifizierungen wären jedoch durch die sekundäre Überprägung karbonatischer Neubildungsgefüge erschwert.Der Anteil des Probeer Members, welcher also zeitlich dem zweiten Zyklus entspräche, kann aber insgesamt nurgering sein, da das Gudaus Member aufgrund seiner basalen Mesosaurus-gehalte erst mit dem zweiten Zyklusbeginnt und der Hauptteil der Deltafazies der "regressive sheetsand"-ausbildenden Phase entspricht. Diese fordertBodenfracht-dominierte Transportmechanismen im Hinterland, die einer langsamen, vertikalen Entwicklung vonhydromorphen Böden eher entgegenwirkt.

Zum Wechsel der Reservoirenergie von ruhigen rand lichen Karbonatsümpfen zu hochenergetischer Strandfazieskommt zusätzlich ein Wechsel in den Transportmechanismen des Hinterlandes.Nach Klassifizierung deltaischer Systeme unter der Berücksichtigung der wesentlichen genetischen Faktoren vonGALLOWA Y (1975), läßt sich das Gudaus Member durch zwei Entstehungsmerkmale charakterisieren:

- Bodenfracht-dominierte Zuflüsse- Seegang -dominierte Reservoirenergie

Die Phasen hoher Wellenenergie lassen sich auch im Becken an den Stromatolith-Ausrichtungen erkennen undspiegeln vermutlich eine Kombination klimatischer und lokalitätsspezifischer Faktoren wider (Kap. 11.4.10). Wegender schon im Probeer Member postulierten niedrigen Reliefenergie, muß die Überlegung bezweifelt werden,wonach klimatische Einflüße allein für einen Wechsel der Frachtmechanismen im Hinterland verantwortlich waren.Möglicherweise führten in der oberen Huab Formation tektonische Ereignisse im Liefergebiet zur Erhöhung derBodenfrachtanteile.

63

11.7Gai-as Formation

Mit der Gai-as Formation schließt die permische Abfolge im Huabgebiet. Die Ablagerungen werden vonkontinentalen Rotsedimenten gebildet und bestehen überwiegend aus Siliziklastika. Autochthone und autigeneKomponenten stellen geringere Anteile. Die Mächtigkeit beträgt im zentralen Huabbecken maximal 70 munderreicht im Westen, auf einem 20 km bis zur Atlantikküste reichenden Abschnitt, Werte bis zu 180 m.Die Gai-as Formation ist mit der Serra Alta Formation, der Corumbatai Formation und der Teresinha Formationin Südamerika zu korrelieren. In Südafrika bilden unterschiedliche Einheiten, beginnend mit der CollinghamFormation, zeitlich korrelierbare Ablagerungen (LEDENDECKER, 1992).Da auf die Sedimentationsphase der unterlagernden Huab Formation eine Transgression folgt, sind die Übergängezur Gai-as Formation konkordant und lückenlos. Der Top der permischen Abfolge wird von den mesozoischenSedimenten der Etjo Sandstone Formation erosiv diskordant überlagert. Sedimente der gesamten oberpermischen bistriassischen Beaufort Gruppe fehlen im Huabbecken.Die Abfolge der Gai-as Formation spiegelt die vollständige Entwicklung eines lakustrinen Ablagerungsraums widerund ist insgesamt durch eine "coarsening and shallowing upward"-Sequenz gekennzeichnet. Die Sedimentationerfolgte unter ariden bis subtropischen Bedingungen.

11.7.1 LithologleDie Sedimentationsentwicklung der Gai-as Formation wird anhand dreier Profile (Profile 17-19, Abb. 20 u. 21)beschrieben. Profil 17 entspricht den mächtigen Abfolgen im Bereich nahe der Atlantikküste. Die Profile 18 und19 werden unmittelbar verglichen, da sie kleinräumige Sedimentationswechsel im zentralen Huabbecken wider-spiegeln.

11.7.1.1 Westliches HuabbeckenDie 180 m mächtige Abfolge nahe der Atlantikküste (Profil 17, Abb. 20) besteht nahezu ausschließlich aus silizi-klastischen Sedimenten und weist über weite Abschnitte monotone Pelite, Siltite und Psammite auf. Violette bisrote, schwach siltige Tonsteine beherrschen in homogener Ausbildung den unteren Teil der Sequenz. Das Materialist zu splittrigen Fragmenten verwittert, die makroskopisch keine Sedimentstrukturen mehr erkennen lassen.Hangend wechEelt die Korngröße allmählich zu Siltiten, welche in der vertikalen Entwicklung zunehmend Ein-schaltungen feinsandiger Abschnitte enthalten. Erst am Top, den oberen 30 m der Abfolge, überwiegen die Sand-anteile. Silt- und Feinsandlagen zeigen überwiegend horizontale, laminierte Schichtung. Ausnahmen bilden einzelneBänke mit massiger Struktur, Gradierung und gröberen Tongeröllen an der Basis. In der oberen Hälfte der Sequenzkann "Hummocky cross"-Schichtung die plattigen Feinsande strukturieren. In diesen Abschnitten zeigt sich vielfachschwache Bioturbation.

Die wenigen karbonatischen Einschaltungen findet man in Form lagig konzentrierter Konkretionen von bis zu 40cm Durchmesser sowie in vereinzelten, dünnen, lateral auskeilenden Bänken.Fossilien wurden in den mächtigen Abfolgen der westlichen Gai-as Formation nicht nachgewiesen.Die oberen Sandbänke werden direkt vom Sandstein der Etjo Sandstone Formation überlagert. GrobeÜbergangssedimente fehlen im westlichen Huabbecken.Vom Top der Abfolge dringen vertikale Spalten von bis zu 15 m Tiefe und 20 cm Breite in die oberen Sandsteineder Gai-as Formation. Die Spalten verjüngen sich nach unten und sind mit dem Material der überlagernden EtjoSandstone Formation verfüllt.

11.7.1.2 Zentrales Huabbecken.Im Zentrum des Huabbeckens (Profile 18 u 19, Abb. 21) zeigen die vertikalen Abfolgen der Gai-as Formation einedifferenziertere Entwicklung, als in den küsten nahen Regionen. Kleinräumige Unterschiede in der Schichtenfolgekennzeichnen vor allem den oberen Abschnitt der Formation.

65

Die Gai-as Formation gliedert sich dreifach, in eine Tonstein-dominierte untere, eine Siltstein-dominierte mittlereund eine Sandstein-dominierte obere Formation. Die Dreiteilung dient der übersichtlicheren lithologischenBeschreibung. Die Korngrößenwechsel zwischen den Bereichen sind graduell. Der mittlere und der obere Abschnittwerden durch zwei Abfolgen aus dem zentralen Huabbecken vergleichend beschrieben (Profile 18 und 19).

Untere Gai-as FormationEine weiträumig gleichmäßige Ausbildung kennzeichnet die unteren 30 m der Formation im zentralen Huabbecken.Die Beschränkung von Mesosaurusknochen auf die unterlagernde, obere Huab Formation, definiert denFormationswechsel an der Basis. Im Gelände zeigt sich dieser Wechsel zusätzlich durch einen auffälligen Übergangzu den rot-violetten Farben der Gai-as Formation.

Die unteren 35 m der Abfolge bestehen im zentralen Huabbecken aus leicht siltigen Tonsteinen mit geringenKarbonatgehalten. Somit entspricht das pelitische Material der unteren Gai-as Formation weitgehend der unterenwestlichen Abfolge. Abweichungen zeigen sich jedoch in weitaus vielfältigeren Karbonatvorkommen.

Karbonateinschaltungen treten in der unteren Gai-as Formation als Konkretionen und durchgehende, bis zu 50 cmmächtige Bänke auf. In den basalen 20 m dominieren dunkelbraune, dolomitische Konkretionen, von bis zu I mMächtigkeit und max. 3 m lateraler Ausdehnung. Die Karbonatkörper sind häufig diskusförmig, zum Teil auchvon länglicher, ovaler Gestalt. Die horizontale, mittlere Ebene der Konkretionen besteht überwiegend aus dünnen,1-3 cm mächtigen Lagen, welche Grobmaterial, Gradierung sowie Parallelschichtung aufweisen und oft Fossilienenthalten. Dabei handelt es sich überwiegend um Vertebratenfragmente, wie anerodierte Knochen, Zähne,Schuppen und vereinzelte Flossenstacheln. In diesem Abschnitt fällt zusätzlich eine bis zu 10 cm mächtige, durch-gehende Bank aus Karbonatsand mit gleichförmiger Strukturierung durch Oszillationsrippeln auf.

Mittlere Gai-as FormationDie mittlere, 20 m mächtige Abfolge wird weiterhin vorwiegend von roten Feinklastika gebildet. Nach oben hininsgesamt zunehmende Siltgehalte bewirken eine allmähliche Vergröberung, welche im oberen Bereich noch durchSandsteineinschaltungen verstärkt wird.In beiden Profilen beginnt die mittlere Abfolge mit einer auffälligen, weißen Bank. Eine zweite vergleichbareSchicht folgt im Profil 18 nach einer 3 m mächtigen Sequenz zwischengelagerter Siltite und Karbonate. Im Profil19 trennen nur 60 cm siltiger Tonsteine die äquivalenten Lagen.Die beiden weißen, 6-15 cm mächtigen Horizonte treten im gesamten zentralen Huabbecken auf und verlieren sicherst in den westlichen Bereichen, nahe der Atlantikküste. Hauptgemengteile der hellen Bänke bilden Analzim,Quarz, Calcit, Dolomit und Ankerit. Nach diffraktrometrischen Analysen kann der stark wechselnde Gehalt anAnalzim schätzungsweise zwischen 10 % und >60 % betragen. Die helle und optisch isotrope Matrix des Sedimentswird von einem mikrokristallinen Gemisch aus Quarz und Analzim gebildet. Isometrische Analzimkristalle kommennur selten vor und erreichen Korndurchmesser von bis zu 20 jlm.Die Karbonate in den Analzimbänken konzentrieren sich vorwiegend auf isolierte, mikrosparitische Aggregate oderentlang dünner, vereinzelter Sandeinschaltungen. In diesen Bereichen konzentrierter, klastischer Partikel fällt einfür die Gai-as Formation außergewöhnlich hoher Gehalt an Biotitklasten auf. Außerdem konnten in denklastischen Anreicherungen Konzentrationen von Zirkonen und idiomorphen Apatiten festgestellt werden.In den analzimhaltigen Lagen überwiegen horizontale, laminierte Strukturen. In Bereichen hochkonzentrierterAnalzimgehalte ist der Schichtverlauf durch vertikale Einschnitte, Injektionsrisse, gestört (Taf. 7/1). Konzen-trationen der silikatischen, mikrokristallinen Partien können auch birdseye-ähnliche Formen aufweisen (Taf. 7/5).In Schichtabschnitten geringerer Analzimgehalte zeigen die äußerlich weißen Lagen die Gai-as-typischen, rotenFarben auf frischen Bruchflächen. Die äußeren, weißen Verwitterungsflächen bestehen aus Kaolinit.

Im Profil 18 fallen in der Sequenz zwischen den beiden Analzimlagen sowie darüber unterschiedliche Karbonat-anreicherungen auf. Die überwiegend dolomitischen Karbonate kommen sowohl als durchgehende Bänke von bis zu20 cm Mächtigkeit, als auch in Form linsiger, nach wenigen Metern auskeilender Lagen vor. Die Karbonatbänkeenthalten Fossilien und zeigen laminierte Schichtung sowie Kleinrippelschichtung. Dünne, schräggeschichtete

67

Die kalifeldspatreichen Schichten sind, ähnlich den Analzimbänken, mit biotitreichen Klastkonzentrierungen ver-gesellschaftet. Klastreiche Lagen sind als schichtparalelle, dünne Bänder oder Linsen der porzellanartigen Masseeingeschaltet. Der obere Kalifeldspathorizont im Profil 19 wird von einer 3 cm dicken biotitreichen Schicht unter-lagert. Die sphäroidischen Sparite konzentrieren sich stets in den Bereichen der Klastlagen (Taf. 8/1 u. 2).

Eine 60 cm mächtige Grobsiltabfolge trennt die beiden Kalifeldspatlagen in Profil 18. Hingegen wird der ent-sprechende Abschnitt in Profil 19 von einer 3,1 m mächtigen Sequenz aus plattigen Grobsilten und massigen Sand-steinen mit eingeschlossenen Karbonatkonkretionen gebildet.Oberhalb der Kalifeldspatlagen dominieren in der oberen Gai-as Formation Sandsteinbänke. Diese wechsellagernzunächst mit dolomitischen Lagen, welche im zentralen Huabbecken (Profil 18) in größeren Mengen auftreten.

In beiden Profilen fallen zwei Stromatolithlagen auf, deren Einzelkörper als säulige, vertikal gestapelteHemisphäroide (Ta£. 8/4 u. 7/6) ausgebildet sind (SH-Typen nach LOGAN et al., 1964). Einzelne Stromatolithenzeigen im horizontalen Querschnitt runde Formen und erreichen eine Höhe von bis zu 15 cm. Die überwiegendungestörten Algenlaminae weisen vereinzelt erosive Einschnitte auf. Diese später wieder üb erwachsenen Erosions-horizonte können als auffällige Diskordanzen über größere Entfernungen in den Stromatolithkörpern verfolgtwerden. Durch Untersuchungen stabiler Isotope ließen sich Anreicherungen schwerer Sauerstoffisotope in demstromatolithischen Karbonatmaterial nachweisen (Kap. IV).

Oberhalb der Stromatolithlagen ist, vor allem in der Umgebung des Profils 18, eine größere Anzahl zwischen-geschalteter, mikritischer Dolomitlagen zu beobachten. Die bis zu 18 cm, häufig jedoch nur 0,4-1,5 cm dicken,mikritischen bis mikrosparitischen Karbonate weisen glatte Schichtbegrenzungen auf (Ta£. 7/3 u. 7). Sie könnenmit grobsiltigen bis feinsandigen Lagen alternieren und zeigen dabei auffällig scharf begrenzte Unterseiten.Dagegen besitzen die klastischen Zwischenlagen häufig eine erosive Basis. In den rhythmitähnlichen Wechsel-lagerungen (Taf. 8/3) zeigen die klastischen Lagen häufig Kleinrippelschichtung. Aufgrund mikroquarzitischerZemente in den Dolomitlagen bilden diese relativ verwitterungsresistente Härtlinge aus. Die mikritischen Lagenkönnen im zentralen Huabbecken Skelette von Halit-Nachkristallen beinhalten (Taf. 8/6).

Tonreiche Lagen sind in der oberen Gai-as Formation nur noch ausnahmsweise anzutreffen, wobei sie dann meistdurch intensive Trockenrißmusterung auffallen.Die obere Gai-as Formation besteht zum größten Teil aus Sandstein. Im Profil 18 zeigen die bis zu 2 m mächtigenSandsteinbänke intensive Bioturbation, rot-grün wechselnde Fleckungen (ltmottling"), enthalten verkieseltes Holzund lassen Wurzelabdrücke erkennen. Sedimentstrukturen sind in diesem vielfach beanspruchten Material weit-gehend zerstört.

Die oberen 8 m der Abfolge bestehen in Profil 19 aus Sandsteindecken mit überwiegend unzerstörten Sediment-strukturen. Geradlinig begrenzte, überwiegend horizontalgeschichtete Sanddecken zeigen untergeordnet Schräg-und Kleinrippelschichtung. Muschelabdrücke von Terraia altissima sind in entsprechenden Bänken des zentralenHuabbeckens nachgewiesen.Die obere Sandsteinfolge des Profils 18 enthält eine bis zu 4 cm dicke, apatitreiche Schicht mit Schuppenanteilenbis zu 30 %.

Mit den Sandsteinbänken, welche von der Etjo Formation überlagert werden, endet die Gai-as Formation in denmeisten Abfolgen. Tiefreichende Spalten wie im Profil 17 beschrieben, durchdringen den Top der Gai-asFormation auch im Zentrum des Huabbeckens.

II. 7.1.3 Östlicher Rand des HuabbeckensDa schon die Sedimente der unterlagernden Huab Formation im östlichen Randbereich einer mesozoischenErosionsphase ausgesetzt waren, sind Ablagerungen der Gai-as Formation in diesen Bereichen kaum zu erwarten.

69

Dennoch trifft man vereinzelt auf isolierte, wenige Meter mächtige Relikte der unteren Gai-as Formation, welcheanzeigen, daß die basalen Abschnitte auch in den östlichen Regionen mit Peliten beginnen.Erst am äußersten, östlichen Rand, am Verbrannten Berg, treten in den pelitischen Sedimenten der unteren Gai-asFormation vereinzelte, bis zu 20 cm mächtige Sandsteineinschaltungen auf.In einem 3 m mächtigen Abschnitt zeigt sich dort ein stark gestörter Schichtaufbau. Pelite, Siltite und Sandsteinesind aus dem Schichtverband disloziiert und bilden ein heterogenes, durchbewegtes Gemisch aus richtungslosorientierten Feinklastika-Partien und fragmentierten Sandsteinbänken. Die Aggregatübergänge sind durch Streß-cutane (slicken sides) gekennzeichnet.

11.7.2 FaziesDie Gai-as Formation besteht aus kontinentalen Rotsedimenten und entwickelte sich in einer insgesamt "coarseningand shallowing upward"-Sequenz von einer lakustrinen Fazies zum Ablagerungsraum einer fluviolakustrinen bisfluviodeltaischen Überflutungsebene. Im westlichen Huabbecken spiegelt die Abfolge den allmählichen Übergangvon einer pelagischen Fazies hin zu vermehrten deltaischen Einflüssen wider. Im zentralen und östlichen Huab-becken entwickelte sich aus einem hemipelagischen Sedimentationsraum zunächst eine flach lakustrine Fazies,abgelöst durch eine fluviolakustrine Verlandungsfazies.

11.7.2.1 Faziesentwicklung Im westlichen HuabbeckenIm Westen setzt die Abfolge mit schwach siltigen Tonen, der Suspensionsfracht einer pelagischen Fazies, ein.Durchgehende Rotfärbung und fehlende organische Substanzen lassen auf Ablagerungsbedingungen imoxidierenden Milieu eines oligotrophen, vermutlich holomiktischen Wasserkörpers schließen. Hangend zunehmendeKorngrößen in überwiegend parallel geschichteten Sedimenten deuten einen Wechsel zu prodeltaischer Fazies an.Massive, gradierte Sandbänke bilden in der mächtigen Abfolge seltene turbiditische Einschaltungen. Da Turbiditedie Ausnahme bilden, ist auf ein insgesamt schwach entwickeltes Beckenrelief, das heißt geringe Hangneigungenvon distalen Prodeltapositionen zu den Beckenrandbereichen, zu schließen. Das Material der laminierten bisplattigen Feinsande der mittleren bis oberen Abfolge wurde vermutlich durch überwiegend schwach energetischeUnderflows und zirkulationsbedingte Bodenströmungen transportiert. Turbiditische Massenschüttungen bilden hierdie Ausnahme.In der oberen westlichen Gai-as Formation deuten "hummocky cross"-Strukturen auf einen Sedimentationsraumoberhalb der Sturm wellen basis.

Die wenigen Karbonatanreicherungen bestehen aus diagenetischen Konzentrationen und treten nur als schicht-parallel angereicherte Konkretionen auf. Im oxidierten, vermutlich CO2-reichen Milieu, herrschten überwiegendungünstige Bedingungen für die Akkumulation sedimentärer Karbonate.

Bei fortschreitender Sedimentationsentwicklung mit der ausklingenden Gai-as Formation muß die Ablagerung auchin den westlichen Bereichen des Huabbeckens mit einer Verlandungsfazies abgeschlossen haben. EntsprechendeSedimente wurden vermutlich in der oberpermischen bis triassischen Sedimentationspause abgetragen (Kap. 11.8).Die Gai-as Abfolge des westlichen Huabbeckens ist daher unvollständig und muß ursprünglich eine Mächtigkeitvon 200 m übertroffen haben.

11.7.2.2 Fazlesentwlcklung Im zentralen HuabbeckenIn Anbetracht der vielseitigen Sedimentationsentwicklung im zentralen Huabbecken werden die klastische sowiekarbonatische Fazies getrennt beschrieben.In den auffällig hellen Lagen mit hohen Analzim- oder Kalifeldspatgehalten bilden autigene SilikateUmwandlungsprodukte tuffitischer Horizonte. Diese Lagen sind daher in der kleinräumig wechselhaften Abfolgedes zentralen Huabbeckens geeignet für zeitliche Korrelationen. Die Entstehung der tuffogenen Lagen und desCherthorizontes im Profil 18 werden als autigene Silikate ebenfalls gesondert beschrieben.

71

Psammite der oberen Gai-as Formation bestehen überwiegend aus Deckensanden. Channelablagerungen mitdifferenzierten Sedimentstrukturen oder eindeutig konturierte Rinnenkörper, welche ein fluviatiles System charak-terisieren, ließen sich nicht nachweisen. Die Überflutungsebene wurde vielmehr episodisch oder saisonal vonkurzfristigen Massenschüttungen erfaßt, wobei sich stabile Flußsysteme nicht etablierten.

Die Schichtstrukturen einiger Sanddecken unterlagen weitgehender Zerstörung durch intensive Bioturbation,Pflanzen bewuchs und pedogene Aktivitäten.In den oberen 8 m der Abfolge des Profils 19 zeigen die Sandsteine dagegen relativ unzerstörte Sediment-strukturen. Diese Deckensande entsprechen Schüttungskörpern einer fortschreitenden, deltaischen Fazies, welche inflachen Wasserkörpern extrem hohe Sedimentationsraten erreichen können (HEWARD, 1981). Folglich bleibenDeckensande dieser Bereiche weniger bioturbat.

Auch nach der ersten Verlandungsphase führten vorübergehende Transgressionen zur Rückkehr einer lakustrinenFazies. Erosionsrelikte am Top der Gai-as Formation lassen eine Fortsetzung der wechselhaften fluviolakustrinenFazies vermuten. Zumindest ist eine stabile Landoberfläche, welche pedogene Krusten oder reife Deflationsebenenhätte ausbilden müssen, nicht als oberer Abschluß der Gai-as Formation nachzuweisen.

II.7 .2.2.2 Karbonatische FaziesSchwache Karbonatgehalte in den siltigen Tonsteinen der unteren Gai-as Formation belegen schon in der hemi-pelagischen Fazies der unteren Abfolge günstigere Bedingungen für die sedimentäre Karbonatakkumulation als inden westlichen, distalen Beckenbereichen. Konzentrierte Karbonatanreicherungen findet man in der unterenAbfolge vorwiegend als diagenetische Konkretionen. Da sich in der mittleren Ebene der Konkretionen meistensgrobe Tempestitlagen befinden, ist anzunehmen, daß das Wachstum der Karbonatkörper bevorzugt von den grobenHorizonten ausging. In den permeablen Sturmwetterlagen konzentrierten sich zunächst Karbonat-angereicherteLösungen. Ausgehend von diesen Anreicherungen erfolgte eine Zementation und Verdrängung des angrenzendenpelitischen Materials (RAISWELL, 1971).Die Konkretionsbildung kann im Zusammenhang mit der diagenetischen Dolomitisierung entstanden sein. Dabeikönnen sich sedimentäre, metastabile Karbonate wie Aragonit oder Mg-Calcit umwandeln und zu konkretionärenDolomiten anreichern. Setzt man die Bildung metastabiler Karbonate voraus, so muß im sedimentären Milieu derunteren Gai-as Formation ein hohes Mg / Ca Verhältnis vorgeherrscht haben. Eine im Vergleich zum distalenPelagial höhere Salinität ist daher bereits für die hemipelagische Fazies des zentralen Huabbeckens anzunehmen.

Durchgehende Dolomitbänke in der höheren Abfolge wurden in situ umgewandelt und zeigen als hochkonzentrierte Lagen schon primär stärkere Karbonatsedimentation an. Die Dolomite sind entweder diagenetisch ausbiogen induzierten, autochthonen Karbonaten (Stromatolithen) entstanden oder haben sich frühdiagenetisch ausinorganisch gefällten Mineralen gebildet. Frühe Dolomitgenese deutet auf starke Mg-Konzentrationen in einemevaporitischen Milieu (MÜLLER et al., 1972).

Die scharf begrenzten Dolomitbänke in der oberen Abfolge des zentralen Huabbeckens (Taf. 7/3 u. 7 u. 8/3) sinddurch Mikroquarz-Zemente verhärtet und zum Teil mit Halit-Nachkristallen vergesellschaftet. Die laminierten bisbankigen Horizonte entsprechen strukturell evaporitischen Dolomiten (PICARD & HIGH, 1972). Daher ist auf einhochsalinares und vermutlich auch alkalisches Milieu mit starker Si02- Mobilität zu schließen. Vergleichbare,frühdiagenetische Einkieselungen von Dolomiten beschreibt auch OESTERLEN (1979) in lakustrinen Karoo-sedimenten Angolas. Hohe Salinitäten werden außerdem durch die Anreicherung schwerer Sauerstoffisotope in denstromatolithischen Karbonaten belegt (Kap. IV).

Die gleichmäßigen, erosiven Einschnitte in den Stromatolithkörpern lassen ein zwischenzeitliches Trockenfallen,folglich ein Wachstum in extrem flachen Bereichen, vermuten.

73

Vorkommen der oberen Gai-as Formation hohe Konzentrationen reiner Kalium-Feldspäte aufweisen, welchewiederum mit vulkanoklastischen Relikten vergesellschaftet sind, muß auch hier eine tuffogene Entstehungangenommen werden. Die Bedingungen für die Kalifeldspatbildung sind mit denen der Analzimentstehung ver-gleichbar, fordern jedoch abweichende chemische Vorraussetzungen. Kalifeldspat entsteht entweder aus Analzimoder direkt aus Zeolithen (SURDAM & SHEPPARD, 1978):

AnalzimNaAlSi206 H20 + Si02 + K+

PhillipsitNa2K2AI4Si12032 12H20 + 2K+

KlinoptilolitNa2K2CaA16Si30072 24H20 + 4K

Kalifeldspat-> KAlSi308 + H20 + Na+

Kalifeldspat-> 4KAlSi308 + 12H20 + Na+

Kalifeldspat-> 6KAlSi308 + 24H20 + 12Si02 + 2Na+ +Ca++

Die Gleichungen zeigen, daß die Bildung von Kalifeldspat durch ein Überangebot von K+ in der reagierendenLösung gesteuert wird, während Na+ und Wasser den mineralischen Komponenten entzogen werden.Ein pH von> 9 kann zu Konzentrationserhöhungen von Si02 führen und bei hohem K+/H+ Verhältnis ein Systemschaffen, in dem Kalifeldspat stabiler ist als Analzim. Außerdem erniedrigt ein hoher pH die H20-Aktivität undkann somit durch Dehydratisierung der Zeolithe die Kalifeldspatbildung begünstigen (SURDAM & SHEPPARD,1978).Innerhalb einzelner lakustriner Systeme kennzeichnet die Kalifeldspat-Mineralisation Bereiche mit den stärkstenLösungskonzentrationen. So stellten SHEPPARD & GUDE (1968) in pleistozänen Sedimenten des Lake Tekopa, inKalifornien, eine konzentrationsabhängige Zonierung unterschiedlicher Bereiche der Silikatgenese fest. Vonunverändertem vukanischem Glas in frischwasserbeeinflußten Randbereichen führt eine zeolithbildende Misch-wasserzone zum alkalischen, kalifeldspatbildenden Zentrum.Für die autigenen Kalifeldspat-Mineralisationen in lakustrinen Systemen wird überwiegend ein Bildungsmilieu mithohem pH postuliert. BOLES & SURDAM (1979) wiesen nach, daß die Bildung von Kalifeldspat, anstelle stabilerNa-Silikate, auch in einem Milieu mit niedrigem Alkali/Erdalkali- Verhältnis erfolgen kann.Für die Entstehung der Kalifeldspatlagen in der oberen Gai-as Formation kommen daher zwei Bildungs-möglichkeiten in Betracht:

- Umwandlung von Zeolithen und Analzim in einem hochalkalischen Milieu mit einem pH von 9 - >10.Hier findet die Mineralisation in einem Environment mit hohem Alkali/Erdalkali- Verhältnis statt. EntsprechendeBildungsbereiche sind durch eine Vergesellschaftung der Kalifeldspäte mit Alkalikarbonaten oder Sulfatengekennzeichnet. Typische Begleitminerale sind Trona, Gaylussit und Pirssonit (SHEPPARD & GUDE, 1968;SURDAM & PARKER, 1972).Die wasserhaltigen Karbonate sind instabil, daher wäre deren vorübergehende Existenz in den Gai-as Sedimentennur durch Pseudomorphosen nachzuweisen. Eventuell handelt es sich bei einigen der sparitischen Konkretionen umPseudomorphosen nach Alkalievaporiten. Sichere, kristallmorphologische Indizien fehlen jedoch.

- Umwandlung von Zeolithen in einem weniger alkalischen Milieu mit einem pH von <9.Kalifeldspatbildungen in entsprechendem Milieu wiesen BOLES & SURDAM (1979) in vulkanogenen Sedimentender tertiären Wagon Bed Formation in Wyoming nach. Das Environment ist durch ein negativesAlkali/Erdalkaliionen- Verhältnis gekennzeichnet. Daher sind die Kalifeldspäte vorwiegend mit Erdalkalikarbonatenvergesellschaftet. Als Kalifeldspat- Vorläuferminerale werden hier eher Ca-reiche Zeolithe wie Klinoptilolit undHeulandit, im Gegensatz zu Na-reichen Zeolithen wie Phillipsit und Erionit, vermutet. Für die Kalifeldspatbildungbenötigte Kaliumgehalte werden auf die Verwitterung vulkanogener Komponenten, wie Biotitklasten, zurück-geführt.

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11.7.2.3 Fazies des östlichen HuabbeckenDie wenigen Erosionsrelikte der unteren Gai-as Formation im östlichen Huabbecken entsprechen weitgehend derunteren Abfolge im zentralen Becken.Das gering mächtige Vorkommen am östlichen Rand des Huabbeckens liefert, neben dem Nachweis für eineproximale Fazies in der unteren Gai-as Formation, weiterhin wichtige Hinweise auf die Art der Bodenbildung.Die proximale, sedimentäre Fazies ist durch bis zu 20 cm mächtige Sandsteineinschaltungen bereits in der basalenGai-as Formation belegt. Die Randfazies muß außerdem durch Bodenbildung beansprucht worden sein.Die intensiven Deformationen des Schichtverbands deuten auf gut entwickelte Vertisole und pedogene Aktivitäten,wie sie für subtropische Regionen typisch sind. Scherflächen-parallel eingeregelte Streßcutane ("slicken sides")zeigen tiefgreifende Wechsel von Quellung und Schrumpfung an. Die durchgreifende Rotfärbung und fehlendeKarbonatanteile deuten auf eine zusätzliche, vermutlich spätere Latosol-ähnliche, lateritische Beanspruchung(SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL, 1976). In entsprechenden Böden werden Alkali- und Erdalkaliionen sowiegrößere Anteile von Kieselsäure intensiv ausgewaschen.

11.7.3 ZusammenfassungDie Gai-as Formation wird als vollständige, lakustrine Sequenz kontinentaler Rotsedimente interpretiert. Nachoben hin zunehmende Korngrößen sowie Anzeichen für eine allmähliche Verflachung kennzeichnen eine"coarsening and shallowing upward"-Entwicklung.Die Formation beginnt mit Peliten einer pelagischen bis hemipelagischen Fazies und endet mit Sandsteinen einerflach -deltaischen Verlandungsfazies.In der mittleren und oberen Gai-as Formation bildete das Huabbecken einen flachen Sedimentationsraum mitsalinarem Environment. Evaporitische Dolomitlaminite und Halit-Nachkristalle lassen Phasen hoher Lösungs-konzentrationen erkennen. In diesem Milieu wurde das Material von vier tuffitischen Horizonten zu autigenenAnalzim- und Kalifeldspatanreicherungen umgewandelt.

11.7.4 BeckenentwicklungDie rapide Mächtigkeitszunahme der Gai-as Formation auf den letzten 20 km vor der Atlantikküste setzt sich nachWesten, im brasilianischen Paranabecken fort, wo entsprechende Formationen über 1000 m Mächtigkeit erreichenkönnen (MENDES, 1967; GAMA et aL, 1982). Auch die Sedimentationsphase der Gai-as Formation war von einervom Zentrum des Paranabeckens ausgehenden Subsidenz begleitet (NORTHFLEET et aL, 1969). Diese Absenkungbezog das westliche Huabbecken weitaus stärker ein, als die östlich anschließenden Bereiche. Die Gai-as Formationbesitzt im gesamten zentralen Huabbecken, bis 20 km vor der Küste eine Mächtigkeit von maximal 70 m. Erst aufder verbleibenden Distanz setzt ein rapider Anstieg zu der über 180 m mächtigen Abfolge ein. Möglicherweise isteine Krustendehnung nicht allein für die auf relativ kurze Distanz stark wechselnden Subsidenzraten verant-wortlich. Eine synsedimentäre Abschiebung der westlichen Kruste erscheint daher nicht ausgeschlossen.Entsprechende Störungszonen würden vermutlich küstenparallel verlaufen und hätten damit eine den aktivenSchwächezonen des mesozoischen Riftings vergleichbare Richtung.Die mit Beginn der Gai-as Formation einsetzende Transgression ist offenbar auf eine Veränderung der über-regionalen hydrologischen Situation zurückzuführen. Ursache dafür waren orogene Aktivitäten am Südrand desKaroo- und Paranabeckens. Faltung und Heraushebung des Capefold Belts und der Sierra de La Ventana(HÄLBIG, 1983; LOCK, 1980) schufen vermutlich veränderte Abflußbedingungen. Der allem Anschein nachzusammenhängende, lakustrine Ablagerungsraum besaß in der Gai-as Formation die maximale Ausdehnung vonvermutlich über 1,5 Millionen km2 (COOPER & KENSLEY, 1984; LEDENDECKER, 1992).

11.7.5 Brlne EvolutionEvaporitische Sedimente machen nur einen geringen Anteil der Gai-as Formation aus. Die Ausbildung einge-dunsteter, lakustriner Zentren ist durch gering mächtige, dolomitische und pseudomorphosenhaltige Lagendokumentiert.

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Vermutlich wechselte das Milieu von limnischen oder oligohalinen Verhältnissen (ca. 102 ppm TDS) bis zu hyperhalinen Eindunstungsstadien (>105 ppm TDS).Setzt man für das nördliche Paranabecken einen starken Zustrom aus Süßwasserzuflüßen voraus, so kann, analog zurezenten subtropischen Seen (Tansaniasee, Lake Malawi und Viktoriasee), ein insgesamt oligosalines Environmentrekonstruiert werden (KELTS, 1988). Hinzu kommt, daß die gleichzeitige Verbindung des Gewässers mit höherenBreiten zu einer überregionalen Zirkulation und Verdünnung führen konnte. Vermutlich konnten sich daher stabileSchichtungen und euxinische Verhältnisse nicht einstellen.Eine relative Unabhängigkeit von überregionalen Faktoren ermöglichte im flachen Huabbecken evaporitischeStadien, welche, zumindest phasenweise, eine starke Aridität belegen.

11.8Etjo Sandstone Formation

Die Etjo Sandstone Formation umfaßt im Huabbecken die einzigen Dokumente mesozoischer Sedimentation. Denüberwiegenden Bestandteil der Formation bildet der homogene, bis zu 100 m mächtige, äolische Etjo Sandstein,welcher im gesamten Erscheinungsbild wie auch genetisch mit dem 200 km östlich des Huabtals gelegenen,namens gebenden Vorkommen am Etjoberg zu vergleichen ist. Im östlichen Huabgebiet setzt die Ablagerung derEtjo Sands tone Formation an der Basis mit den alluvialen Konglomeraten, Sandsteinen und untergeordnet Fein-klastika des bis zu 20 m mächtigen Krone Member ein.

Die Übergänge zu den liegenden permischen Sedimenten sowie zu den an einigen Orten auch direkt unterlagerndenpräkambrischen Schiefern und Graniten sind durch auffällige Diskordanzen gekennzeichnet. Basaltdecken derEtendeka Formation überlagern die mesozoischen Sedimente, welche noch kleinere, isolierte Einschaltungenzwischen den unteren Lavadecken bilden können (Abb. 3).Die Etjo Sandstone Formation wird mit der Cave Sands tone Formation in Südafrika und der Botucatu SandstoneFormation in Südamerika korreliert. Das Krone Member ist mit der Piramboia Formation in Brasilien zu ver-gleichen (LEDENDECKER, 1992).Laterale Verbreitung und Mächtigkeitsverteilung der Etjo Sandstone Formation zeigen, analog zu den permischenFormationen, Abhängigkeiten von morphologischen Gegebenheiten innerhalb des Huabbeckens. Jedoch war einevom südamerikanischen Sedimentationszentrum unabhängige morphologische Entwicklung für die Ausbildung desmesozoischen Sedimentationstrogs verantwortlich. Auch für die mesozoischen Sedimente muß das Ablagerungszen-trum außer halb des Huabbeckens gelegen haben, wobei von östlich oder nordöstlich gelegenen, also denperm ischen "depot centres" entgegengesetzten Gebieten auszugehen ist.Die Sedimente der Etjo Sandstone Formation spiegeln aride Ablagerungsbedingungen wider.

11.8.1 LithologieAbb. 23 und 24 zeigen die Verbreitung des Krone Member und des Etjo Sandsteins. Im Huabbecken begann diemesozoische Sedimentationsphase mit der Ablagerung des Krone Member.

11.8.1.1 Lithologie des Krone MemberDas Krone Member setzt sich überwiegend aus konglomeratischen und grobsandigen, untergeordnet auch fein-sandigen bis siltig-tonigen Sedimenten, welche sich auf das östliche Huabbecken beschränken, zusammen. Indiesem Ablagerungsraum trennt das ca. 10 km breite Flußtal des Huab, in dem die Sedimente der Karooabfolgenweitgehend abgetragen sind, zwei unterschiedlich zusammengesetzte Anreicherungen des Krone Member.1.Eine bis zu 8 m mächtige, überwiegend grobklastische Sedimentdecke im südlich des Huab gelegenen Ver-breitungsgebiet.2.Einen bis zu 20 m mächtigen Sedimentkörper, bestehend aus einer Wechselfolge von Grobklastika, Etjo Sandsteinund untergeordnet Feinklastika im weitaus kleineren, nördlich des Huab gelegenen Verbreitungsgebiet.

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Atlantischer Ozean

30 km

Abb. 23: Verbreitung des Krone Member

2. Nördliches Krone MemberNördlich des Huab, auf der Farm Krone besteht das Krone Member aus einer bis zu 20 m mächtigen Wechselfolgevon groben, bis zu 2,5 m mächtigen, quarzitdominierten Konglomeraten (Gm, zu geringeren Anteilen auch Gp), 2-8 m mächtigen Sequenzen des Etjo Sandsteins und wenigen, bis zu 40 cm mächtigen siltig-tonigen Horizonten (F1).Der Etjo Sandstein, welcher hier den größten Anteil der Wechselfolge bildet (>70 %) beinhaltet die vereinzeltenFeinklastika, welche aus grünen bis grauen, tonig-siltigen Sedimenten bestehen, als flache, linsenförmigeAnreicherungen. Im Übergang zu hangenden Konglomerathorizonten zeigt der Etjo Sandstein tief eingeschnittene,erosive Rinnen. Die Konglomerate lassen überwiegend eine homogene, massige Ausbildung erkennen und weisenim Gegensatz zum den Grobsedimenten des südlichen Krone Member geringe Sandanteile, weitaus gröbere Klasten(Pebbles mit bis zu IO cm Durchmesser) sowie keine vergleichbar intensive Rotfärbung auf.Nach HODGSON (1972) herrschen in den grobklastischen Einschaltungen des Krone Members im nördlichenHuabtal Anzeichen für überwiegend südliche Schüttungsrichtungen vor.

11.8.1.2 Lithologie des Etjo SandsteinsDer Etjo Sandstein erreicht im östlichen Zentrum des Huabbeckens, wo er flächend ecke nd ausgebildet ist,Mächtigkeiten von über 100 m und keilt am südlichen Rand des Verbreitungsgebiets auf einer Distanz von wenigerals 2 km rapide aus. Im westlichen Huabbecken, wo der Sandstein direkt die Rotsedimente der Gai-as Formationüberlagert, werden zwar noch Mächtigkeiten von über 40 m (durchschnittlich <20 m) erreicht, die Formation liegtjedoch nicht mehr in lückenloser Ausbreitung vor. So trifft man im Westen überwiegend auf Karoosequenzen indenen die Etjo Sandstone Formation nicht vertreten ist.Das charakteristische Merkmal des hellbraunen bis rotbraunen Etjo Sandsteins bildet eine großformatige, planareSchrägschichtung (Diagonalschichtung), welche aus feinen bis groben Lamellen «0,2 cm - 0,63 cm), häufig auchdünn- bis dickplattigen «2 cm - 5 cm) Schräg-Lagen besteht. Einzelne Schrägschichtungssets, die überwiegend austafelförmigen und untergeordnet auch spitzwinklig-keilförmigen Elementen bestehen, erreichen im westlichen undzentralen Huabbecken oft Mächtigkeiten von über 15 m. Im nordöstlichen Verbreitungsgebiet lassen sich vereinzeltbis zu 50 m mächtige Sets finden. Als prägnantes Merkmal zeigen die Aufschlüße des Etjo Sandsteins freigelegte,auffällig glatte und sich häufig über mehrere 10 er Quadratmeter erstreckende, zweidimensionale Oberflächen der

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Krone Member, aufgrund seiner Morphologie, der Lithofazies-Assoziationen und der einheitlichen Schüttungs-richtungen als braidplain Ablagerung zu identifizieren.

Die intensive rote Pigmentierung des Krone Member und die Verzahnung mit äolischem Sandstein lassen arideAblagerungsbedingungen erkennen. Alluvialsedimente in ariden Gebieten, deren Bildung überwiegend auftektonische Vorgänge zurückzuführen ist, schließen sich bei schwach einfallenden Hangneigungen zu flächenhaftausgebreiteten Denudationssedimenten zusammen (RYDER, 1971; WILSON, 1970). Entsprechende Sedimentmassenbestehen wegen des begrenzten, nur kurzzeitigen Wasserangebots aus relativ schlecht fraktionierten Grob-sedimenten und enthalten, im Vergleich zu paraglazialen Ablagerungen größere feinkörnige Anteile. DerZusammenschluß parallel verlaufender Sedimentkörper erfolgte im südlich des Huab gelegenen Ablagerungsraumdurch die sich nach Norden verbreiternden, in flachen Rinnen lagernden Grobklastika-Decken.Häufig wechseln aquatisch transportierte Alluvialsedimente von proximalen, überwiegend klastgestützten Gravel-lagen distal zu sandmatrixgestützten Kiesbänken und Feinkies- bis Sandlagen, welche zunehmend planare Schräg-schichtung aufweisen (Gm -> Gp u. Sp) (RUST & KOSTER, 1984). Demnach bestehen die Sedimente des süd-lichen Krone Member aus relativ distalen braidplain-Sedimenten. Auf eine für Alluvialsedimente distale Positionlassen auch die guten Rundungsgrade der aus den weiter südlich gelegenen, präkambrischen Liefergebieten ver-frachteten Klastika schließen.

Braidplain-Ablagerungen schließen sich häufig als distale Fortsetzung Alluvialfächern an (RUST, 1978). Letzterelassen sich im Randbereich des südlichen Huabbecken nicht nachweisen. Möglicherweise boten weiter südlichgelegene Areale ein ausreichendes Relief für entsprechend proximale Fächer.Ein für alluviale Sedimente eher ungewöhnliches Phänomen zeigt sich im südlichen Krone Member in der distalzunehmenden Mächtigkeit. Dieser Zustand läßt sich durch morphologische Gegebenheiten erklären, welche daraufhinweisen, daß im Zentrum des nordöstlichen Huabbeckens das maximale Sedimentationspotential herrschte. Es istanzunehmen, daß in den Regionen hoher Mächtigkeit die relativ steilsten Hangneigungen, vermutlich auch kleinereGeländekanten vorherrschten, wohingegen das Relief nach Süden, also proximal, zunächst verebnete undmöglicherweise erst in gewisser Distanz zum Huabbecken wieder ausgeprägter war.

Die Phase stärkerer pluvialer Einflüsse, welche die mesozoische Sedimentation im Huabbecken einleitete und zurAblagerung des Krone Member führte, kann nur von kurzer Dauer gewesen sein. Nach BIGARELLA (1970) zeigtsich auch in dem brasilianischen Äquivalent des Krone Member, der Piramboia Formation, nur ein kurzzeitiger,auf das nördliche Paranabecken begrenzter Einfluß aquatischer Sedimentation. Dieser hinterließ im Huabbeckennur im östlichen Bereich, welcher im Gegensatz zu den westlichen Regionen ein ausreichendes Relief aufwies,seine Spuren. Nach der pluvialen Phase stagnierte die Zufuhr grobklastischen Materials aus dem Süden. Das nochunvollständig ausgeglichene Relief bedingte, vermutlich während schwacher Regenfälle der ausklingendenpluvialen Phase, eine Umlagerung noch im südlichen Huabbecken befindlicher Grobsedimente nach Norden. Dieverbliebenen dünnen Groblagen der Serirs oder Wadi-ähnlichen Sedimente am Südrand des Huabbeckens unter-lagen intensiver Deflation, welche stark äolisch beanspruchte Lesedecken (deflation plains) hinterließ.

Nördliches Krone MemberNördlich des Huab besteht das Krone Member nicht aus einem zusammenhängenden Alluvialkörper, sondern auseiner von äolischen Sedimenten dominierten Wechselfolge mit alluvialen Einschaltungen. Die groben, klast-gestützten Konglomeratlagen (Gm) weisen auf eine, im Gegensatz zum südlichen Krone Member höhere Trans-portenergie und proximalere Ablagerung.Der hohe Anteil an mächtigen äolischen Sedimenten läßt auf eine Position mit günstigeren Voraussetzungen für dieEntwicklung äolischer Dünen im nördlichen Huabbecken schließen. Die Akkumulation äolischer Sande beginntbbevorzugt in Depressionen oder windgeschützten Hanglagen, Arealen mit nachlassender Windgeschwindigkeit(WILSON, 1973). Für das nördliche Krone Member ist daher ein tief gelegener Ablagerungsraum vor einem nachNorden vermutlich steil ansteigenden Relief anzunehmen. Die tiefe Position wird auch durch die feinklastischenEinschaltungen, welche als Vley-ähnliche oder "Interdune"- Sedimente interpretiert werden, angezeigt.

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Im Hauptverbreitungsgebiet des Etjo Sandsteins, dem Zentrum des östlichen Huabtals sowie den westlich bis zuAtlantikküste anschließenden Bereichen sprechen die unimodale Einfallsrichtung der Leeblätter in Kombinationmit der überwiegend hohen Mächtigkeit der sets für eine Ablagerung als Transversaldünen, welche konstanteWindrichtungen und starke Zuwachsraten bei hohem Frachtangebot widerspiegeln (WASSON & HYDE, 1983).Ein weiteres, wichtiges Kriterium zur Identifizierung von Transversaldünen bildet nach McKEE (1979) die weitlateral zu verfolgende "Horizontalschichtung" in Profilen senkrecht zur Einfallsrichtung. Transversaldünen geltenals perfekte Sandfallen, wobei Saltation sowie rollende und gleitende Fortbewegung ("surface creeping") diewesentlichen Transportmechanismen bilden (RUBIN & HUNTER, 1982). Die planaren Lamellen bilden sich aufder Leeseite der Dünen entweder als dünn laminierte "grainfall" Ablagerungen, oder als meist dickereSandrutschungen ("avalanches") (GLENNIE, 1970; HUNTER, 1977). Starke Konzentrationen der Einfallsrichtungenauf einen schmalen Bereich bei nur selten auftretenden Abweichungen deuten auf relativ gerade Großdünen mitlediglich schwach ausgebildeten barchanoiden Undulationen. Die gleichgerichteten Leeblätter indizieren eine starkeDominanz von Winden aus SW bis WSW.Die Richtungen stimmen mit denen des in Brasilien direkt gegenüberliegenden Botucatu Sandsteins überein undzeigen gleichzeitig ein im Bereich des Paranabecken liegendes Liefergebiet für das Etjomaterial an. DieVorkommen des Etjo Sandsteins bilden somit eine Fortsetzung des ca. 106 km2 großen Komplexes dermesozoischen Botucatu- Wüste in Südamerika (BIGARELLA & VAN EEDEN, 1970; BIGARELLA, 1979;LEDENDECKER, 1992).Die decken hafte Ausbildung der mächtigen Ablagerungen im östlichen Huabbecken (Abb. 24) ist als Dünenfeldeines Sandsees oder Erg zu interpretieren, ein Ablagerungsraum, der sich bevorzugt in topografischen Depressionenbildet (BROOKFIELD, 1984). Die Ausdehnung des Ergs stimmt weitgehend mit der des Krone Member übereinund zeigt somit, daß diese Region auch nach Ablagerung des Krone Member weiterhin durch die Morphologieeines flaches Tals gekennzeichnet war.

90n

on

180"

Einfallsrichtungen der Leeblätter desEtjo Sandsteins (nach Hodgeson, (1972).

Abb.25:

In seiner westlichen Fortsetzung verlierte sich derSandsee in eine Ebene mit lückenhaft ausgebreiteten,weitaus kleineren Dünenfeldern oder Einzeldünen. InBereichen zwischen den Dünen überlagern die Basalteder Etendeka Formation direkt die Rotsedimente derGai-as Formation. Entsprechende Kontaktzonenweisen nicht die zu erwartenden, der Etjo Formationzuzuordnenden Interdunesedimente, wie feinkörnigePlayaablagerungen oder dünne Sand- bis Kieslagenauf. Da ein vollständiger Abtrag vergleichbarerSedimente durch die sich später ausbreitenden Lava-massen nicht anzunehmen ist, muß in den Interdune-Bereichen während der äolischen Sedimentationextrem starke Deflation auf den freiliegenden- Ober-flächen der jungpaläozoischen Sedimente vorge-herrscht haben. Diese Situation spiegelt hohe Wind-stärken wider und erklärt einerseits die lückenhafteAusbreitung relativ kleiner Dünen im Gegensatz zumöstlichen Ergareal. Andererseits bekräftigt dieVoraussetzung einer relativ hohen Windverdichtungden aufgrund des prämesozoischen Reliefs postulier-ten Geländeanstieg nach Westen. Leicht ansteigendeStreuungen der Leeblatt- Einfallsrichtungen im west-

lichen Bereich deuten auf eine stärker barchanoide Ausbildung der Dünen, welche für hohe Migrations-ratenkleinerer Einzeldünen spricht (MAINGUET & CALLOT, 1974).Die mit dem Botucatu vergleichbaren Windrichtungen und die abweichende Zusammensetzung der Feldspätedeuten für den Etjo Sandstein auf ein, im Vergleich zu dem der permischen Sandsteine, abweichendes Liefer-gebiet. Zwischen dem Erg des östlichen Huabbeckens und der Botucatu- Wüste bildete das westliche Areal eine

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Der äolische Etjo Sandstein ist nicht auf das Huabbecken beschränkt, sondern ist in Relikten im gesamten nörd-lichen Kaokoveld und auch in der Region um den versteinerten Wald (Abb. 2) zu finden. Die äolischen Dünenfanden zwar im Huabbecken Voraussetzungen um mächtigere Ablagerungen zu bilden. Darüberhinaus scheint aberdie Verbreitung äolischen Sandsteins im gesamten Kaokoveld zunächst keine Abhängigkeiten von markantenmorphologischen Gegebenheiten widerzuspiegeln. Auffällig wirkt dennoch die abrupte Begrenzung der äolischenSedimente nach Süden, denn die Karoovorkommen südlich des Huabbeckens weisen keine Etjo Sandsteine auf. Diein der Interpretation des Krone Member nachgewiesene, relativ exponierte Lage dieser Regionen beschränkte sichdaher nicht auf nur lokal begrenzte Liefergebiete, z.B. kleinerer Bergmassive, sondern betraf vielmehr das gesamteAreal südlich des Huabtals, relativ zum nördlich gelegenen Kaokoveld.

11.8.5 DiskussionAufgrund eines Vertebratenfunds, der von KEYSER (1973) zwar in die Gai-as Formation gestellt wird, sich nachLEDENDECKER (1992) aber nur auf das Krone Member beziehen kann, wird der Beginn der Etjo SandstoneFormation dem Rhaet zugewiesen. Das Alter stimmt auch mit den ersten mesozoischen bruchtektonischen Ereig-nissen, die am Ostrand des Paranabeckens nachgewiesen wurden (CONCEIC;AO et al. , 1988) überein. DenEtendekalaven, die sich an der Basis mit dem äolischen Sandstein verzahnen, wird nach ERLANK et al. (1984) einMaximalalter von 130 x 106 Jahren zugeschrieben. Nach FITCH & MILLER (1984) muß der einsetzende Etende-ka- Vulkanismus jedoch vordatiert werden, da der südlich des Huab gelegene Messum Komplex, der auf 149 x 106

Jahre datiert wurde und aufgrund einer besseren K-Quelle als sichere Datierung gilt, in die Etendeka-Lavenintrudierte.Setzt man nun für die unteren Basaltdecken ein Mindestalter von ca 150 x 106 Jahren voraus (Oxford), so bleibtfür die Sedimentationsphase der Etjo Sandstone Formation noch immer ein Zeitraum von ca. 60 x 106 Jahren. DaKrustenbildungen als Relikte ehemaliger Landoberflächen fehlen und angesichts der mächtigen Schrägschichtungs-sets, die rapiden vertikalen Zuwachs bei kontinuierlicher Sedimentation vermuten lassen, erscheint die Existenz deräolischen Etjo- Wüste über den entsprechenden Zeitraum als unrealistisch. Möglicherweise lassen sich die unterennoch von äolischem Sand überdeckten Laven eher mit dem am Ostrand des Paranabeckens nachgewiesenen Basalt-vulkanismus (CONCEIC;AO et al., 1988) der bereits an der Wende Trias-Jura auftrat, vergleichen.

111 TEKTONIK

Die Karoosedimente des Huabbeckens erfuhren erst im Mesozoikum, vor allem mit dem Einsetzen des süd-atlantischen Riftings, markante, tektonisch bedingte Strukturveränderungen. Synsedimentäre Tektonik steuerte zwardie Entwicklung des überregionalen Sedimentations raums Parana-Huabbecken, ließ sich aber im Huabbecken nichteindeutig als Ursache für postsedimentäre Lageveränderungen der Karoo-Formationen nachweisen.Den Untergrund des Huabbeckens bildet der Nord-Süd-streichende Bereich des Damara Orogens ("coastel branch").Der Gebirgszug markiert im nordöstlichen Namibia einen Teilbereich des panafrikanisch-brasilianischen Rift-systems, den Kaokobelt. Die Orogenese setzte mit der Schließung des Protoatlantik ein und war im unterenKambrium abgeschlossen (PORADA, 1989).

Nach einer tektonisch inaktiven Phase entwickelte sich auf dem südamerikanischen Kraton das Paranabecken alsparallel zum Riftsystem verlaufende, weit ausgedehnte Syneclise. Die Subsidenz der kratonischen Depressionbegann im Silur und setzte sich im Devon unter Bildung eines marinen Ablagerungsraums, der zunächst auf dasnördliche Becken beschränkt war, fort. Erst im Oberkarbon dehnte sich die Absenkung auch auf die südlichenBereiche des Paranabeckens aus (MABESOONE et al. , 1982). In der permo-karbonen Dwykavereisung diente dasParanabecken als Sedimentationszentrum für die glazialen Ablagerungen. Vom Liefergebiet des relativ exponiertenKaokovelds drang der Kaokoveld-Lobus, ein über 1000 m mächtiger Komplex aus Glazialsedimenten in das nörd-liche Paranabecken (FRANC;A & POTTER, 1988).

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Nordosten öffnet, ist anzunehmen, daß sich das Ablagerungszentrum im Norden befand, denn ein Transport inöstliche Regionen ist nicht durch entsprechende Sedimente nachzuweisen (BRUHN & JÄGER, 1991).

Aufgrund der Störungsrichtungen liegt zunächst nahe, die tektonischen Elemente mit der Entstehung destriassischen Sedimentationsraums der Omingonde Formation in Verbindung zu bringen. Die terrestrischenAblagerungen der Omingonde Formation erstrecken sich über einen ENE-WSW verlaufenden, möglicherweisezusammenhängenden Sedimentationstrog, der sich vom 300 km landeinwärts gelegenen Waterb erg bis in Regionensüdlich des Huabbeckens durch terrestrische Sedimente nachweisen läßt. Die Entstehung des Ablagerungsraums,der von dem in gleicher Richtung streichenden Damarabelt unterlagert wird, ist vermutlich auf grabenähnlicheEinbrüche entlang alter Schwächezonen des Grundgebirges zurückzuführen.Da die untere Omingonde Formation in die frühe Trias einzuordnen ist (KEYSER, 1973), die Sedimente der EtjoSandstone Formation jedoch erst frühestens in der oberen Trias abgelagert wurden, erscheint ein direktergenetischer Zusammenhang zwischen der Entstehung des Omingonde- Trogs und den Störungen am Ostrand desHuabbeckens nicht zwingend. Vielmehr ist zu vermuten, daß eine Bruchtektonik, die auf ähnliche Grabenbildungzurückzuführen ist, auch entlang instabiler älterer Bruchzonen des Kaokobelts wirkte. Eine entsprechende,genetisch dem Omingonde- Trog vergleichbare Depression wäre nicht nur später entstanden, sondern hätte zudem,bei ähnlicher Orientierung an die Strukturen des Untergrundes, eine abweichende, Nord-Süd-verlaufende Aus-richtung. Denkbar wäre z.B. eine Grabenbildung parallel zu damarazeitlichen Riftzonen wie dem Sesfontein Rift(PORADA, 1989). Der vermutete Sedimentationsraum, der sich im Norden des Huabbeckens befand und unteranderem das erodierte Material der permischen Sedimente akkumulierte, hatte im Vergleich zum Omingonde- Trognur eine geringe Ausdehnung. Die obertriassischen Ablagerungen verbergen sich in Relikten möglicherweise unterden Etendeka Laven, lassen sich jedoch auch in anderen Regionen, vermutlich da sie zwischenzeitlich abgetragenwurden, nicht nachweisen. Setzt man somit voraus, daß es sich bei der in der oberen Trias im Norden des Huab-becken entstandenen Depression um eine Grabenbildung handelt, deren Entwicklung bereits in einem frühenStadium stagnierte, so markieren die Ost- West-streichenden Störungen im östlichen Huabtal die südlicheBegrenzung des Einbruchs als quer zur Grabenachse verlaufende Bruchsysteme.

Entlang der südamerikanischen Atlantikküste lassen sich vielfach Nachweise für eine obertriassische Bruchtektonik,die zum Teil auch von Basaltvulkanismus begleitet wurde, finden (CONCEI<;AO et al., 1988).Die tiefreichenden, sandverfüllten Spalten am Top der Gai-as Formation deuten zusammen mit der lückenhaftenAusbreitung des Etjo Sandsteins im westlichen Huabbecken auf eine Krustenwölbung der dem späterem süd-atlantischen Rifting nahen Bereiche. Es ist nicht auszuschließen, daß sich die Wölbung entlang der Riftachse fort-setzte und mit der obertriassischen Bruchtektonik im Zusammenhang stand.

Die mit dem oberjurassischen Rifting einsetzende Bruchtektonik erfaßt auch die Karoosedimente des Huabtals. Ingroßräumigen Staffelbrüchen mit Nord-Süd-streichenden Störungen führten Abschiebungen der jeweils westlichenBlöcke zu Versatzbeträgen von 30-60 m. Vom mittleren bis in das westliche Huabbecken treten 4 entsprechendeAbstufungen auf (Abb. 26). Die Störungen der Staffelbruchsysteme erfassen auch die Basaltdecken der EtendekaFormation. Sie lassen sich bis zum Top des Etendekaplateaus nachweisen und belegen damit ein deutlich jüngeresAlter als mindesten das untere Drittel der insgesamt ausgeflossenen Basaltdecken. In den Bereichen von derAtlantikküste bis 15 km landeinwärts weisen die in weitaus kleinere Blöcke unterteilten Staffelbruchsysteme anti-thetische Rotationen der einzelnen Elemente auf. Die Karoosedimente fallen daher in der Küstenregion mit 20-40.nach Osten ein.

Weitere Störungen und kleinräumige Verstellungen der im Huabbecken überwiegend horizontal gelagertenKaroosedimente entstanden durch den im Zusammenhang mit dem Rifting aufkommenden Magmatismus. Ein-schichtungen von Lagergängen, die vor allem häufig in den Peliten der Verbrande Berg Formation anzutreffensind, können Störungen mit Versatzbeträgen von über 30 m hervorrufen.

89

Die hohen Sl80-Werte der Gai-as Dolomite lassen eine Fraktionierung bei frühdiagenetischer Mineralisationvermuten. Die 0- und C-Isotopenverhältnisse zeigen weitgehende Übereinstimmung mit holozänen Dolomiten ausevaporitischen, marinen wie terrestrischen Milieus (MILIMAN, 1974; BOTZ & von der BORCH, 1984; LAND,1980; PARRY et al., 1970). Daß die Dolomite Produkte spätdiagenetischer Karbonatlösungs- undRekristallisationsprozesse bilden, ist nicht anzunehmen, da die in offenen diagenetischen Systemen mitzunehmender Temperatur an 180 verarmenden Porenlösungen bei entsprechend jüngeren Dolomitgenerationen zueiner Verringerung der Anteile schwerer Sauerstoffisotope geführt hätten (LAND, 1980).Die Dolomite der Gai-as Stromatolithen enthalten somit wahrscheinlich frühdiagenetische Fixierungen schwererIsotope. Die 180 Anreicherungen wurden entweder aus den bereits in den Vorläufermineralen fixierten Verhält-nissen übernommen, oder es kam zu der für Dolomitisierungen typischen, zusätzlichen Anreicherung.Starke Evaporation sollte, wie ROTHE & HOEFS (1977) an miozänen, lakustrinen Sedimenten des Riessee nach-wiesen, auch bei den 13C Isotopen zu Anreicherungen führen. BOTZ & von der BORCH (1984) führen einevergleichbare Isotopenzusammensetzung holozäner, terrestrischer Dolomite auf den Einfluß von Grundwasser,welches durch leichtes CO2 angereichert ist, zurück. Meteorische Einwirkungen, die auch für autigene Mineralisa-tionen der oberen Gai-as Formation vermutet wurden (Kap. 11.7.2.2), können in ähnlicher Weise auch dieDolomitisierung der Stromatolithen beeinflußt haben .

• ••

-5

-2

5

•• ••

•. Gai-as Formation

• Huab Formation'

10

Abb. 27: Sauerstoff - und Kohlenstoff -Isotopenzusammensetzung stromatolithischer Karbonate der Haub - undder Gai-as Formation.

Die Isotopenzusammensetzungen der Huab Formation lassen eine sekundäre Verringerung der Sl80-Wertevermuten. Zwar könnten die leichten Sauerstoffisotope allein betrachtet mit rezenten Süßwasserkarbonatenverglichen werden, jedoch lassen die für limnische Kalke zu schweren Kohlenstoffisotope (MILIMAN, 1980) einensalinaren Einfluß auf die primäre Karbonatbildung vermuten. Die Zusammensetzungen der Kohlenstoffisotopereagieren geringfügig auf diagenetische Veränderungen und spiegeln daher eher die primären Verhältnisse wider.Setzt man die in Kapitel 11.4 postulierten oligohalinen Verhältnisse voraus, so ist davon auszugehen, daß auch dieSauerstoffisotope der Dolomit- Vorläuferkarbonate höhere Sl80-Anteile enthielten. Vermutlich erfolgte dieDolomitisierung in einem späteren diagenetischen Stadium, wobei die Zusammensetzung der Sauerstoffisotopedurch die bei der Mineralisation reagierenden Porenlösungen bestimmt wurde. Hierbei können auflastbedingte,leicht erhöhte Temperaturen die Sauerstoff -Isotopenfraktionierung der Dolomite beeinflußt haben.Dolomite aus den Ölschiefern der Irati Formation, die dem 2. Zyklus der Huab Formation entsprechen, zeigenauffällig hohe S13C Werte von bis zu 18,3 % 0 (DE GIONANI et al., 1974). Entsprechend schwere Kohlenstoff-isotope entstehen nach IRVIN et al. (1977) durch Mineralisationen unter dem Einfluß bakterieller Fermentation.Vergleichbare Bedingungen lassen die Dolomite der Huab Formation, deren Gehalt an organischen Substanzengering ist (TOC = <0,6 %), nicht erkennen.

91

[\) 17.16 .1A (Probenummer) 17.16.1Bt: 66 66GI H",:6,673~6,665 H",:6,693:6,665g 56 Std:6,49 56::l Std:6,648~ 46 46GIX 36 36I.<~ 26 26:d 16 16l'll Rm [\)Nt: 6 6< 6,425 6,575 6,725 6,875 6,425 6,575 6,725 6,875

17.16.2A 19.16.1A66 66H",:6,75Z! 6 ,666 H",:6,552"'6,66456 Std:6,642 56 Std:6,64346 4636 3626 2616 166 66,425 6,575 6,725 6,875 6,425 6,575 6,725 6,875

19.16.1B 19.16.2B66 66 H",:6,651t6,664H",:6,575:6,66456 Std:6,641 56 Std:6,64346 4636 3628 2616 168 66,425 6,575 6,725 6,875 6,425 8,575 6,725 6,875

19.16.2C 26.16.B68 66H",:6,617!6,665 H",:8,72H8,864SB 56Std:6,649 Std:6,6364B 463B 3626 2616 lBB BB,425 8,575 6,725 6,875 B,425 8,575 6,725 6,875

Abb. 28: Histogram-Darstellungen der Vitrinit Reflexionsmessungen.

93

VI LITERATURVERZEICHNIS

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VII METHODIK

Neben Dünnschliff-petrografischen Untersuchungen zur qualitativen Analyse des Mineralbestands wurdenzuslitzlich folgende Laboranalysen durch-geführt.

KarbooatbestlmmuogeoDer Karbonatgehalt der getrockneten und gemahlenen Proben wurde gasvolumetrisch nach SCHEIBLER (ausMÜLLER, 1964) ermittelt. Das pulverisierte Probenmaterial wird in eine Gasentwicklungsflasche gegeben und 6nHCl zugesetzt. Die Ausdehnung des CO2-Gasvolumens wird auf die Flüssigkeitssäule eines U-Rohres übertragen.Der Karbonatgehalt des Probe ergibt sich nach der Beziehung:

K - k G/V x 100

wobei k eine durch Eichproben ermittelte Konstante darstellt, V das abgelesene Volumen in Millilitern und G dasGewicht der eingewogenen Probe in Milligramm angibt.

Aoalyse stabiler IsotopeDie stabilen Isotope von Kohlenstoff und Sauerstoff wurden an Karbonatgesteinen der Huab Formation und derGai-as Formation untersucht. Die massenspektrometrische Analyse des pulverisierten Materials erfolgte imIsotopenlabor des geochemischen Instituts in Göttingen. Nach dem standardisierten Verfahren von McCREA (1950)werden die Karbonatproben mit Orthophosphorsäure aufgelöst. Die Isotopenmessung erfolgte mit dem Massen-spektrometer Finnigan MAT 251.

Fig. 1:

Fig.2:

Fig.3:

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Fig.6:

Fig.7:

Fig.8:

Taleil

Schicht-Oberfläche einer Sandbank mit Fließ rippeln und senkrecht dazu verlaufenden Sackungs-struckturen. Spurenfossilien von lsopodichnus. Dwyka Formation.

Oberfläche einer dünnen Sand lage im geschichteten Diamiktit mit lsopodichnus-Spurenfossilien. DwykaFormation.

Profil glaziodeltaischer Sandsteine, Typ B-Rippeln und "draped lamination". Dwyka Formation.

Wurzelabdrücke auf Schichtflächen der Brandschiefer. Verbrande Berg Formation.

Großstilige Schrägschichtung der Mündungsbarren-Sandsteine. Tsarabis Formation

Deformierter, verkieselter Baumstamm in schwach inkliniertem Mündungsbarren-Sandstein. Zweiabgefallene Baumscheiben im Vordergrund. Tsarabis Formation.

Konvolute Strukturen in Wechsellagerungen von Sandsteinen und mikritischen Karbonaten. HuabFormation.

Flachgeröll-Konglomerat mit gut sortierten Klasten in grobsandiger Matrix. Huab Formation.

Tafel 3

Tafel 4

Tafel 5

/1111' " '/111/ jl/I/11/ , 1111/1/1/11 111111'1/1111 11cm 1 2 3 4 5

Tafel 7

Tafel 8

GÖTTINGER

ARBEITEN ZUR

GEOLOGIE UND

PALÄONTOLOGIE

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

2: GRIMM, Arnulf (1969): Die Grundwasserverhältnisse im Raum Kassel (Nordhessen) unter besondererBerücksichtigung der Hydrochemie. - 143 S., 23 Abb., 8 Tab., I Ta£., 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 Ta£. DM 11,20

5: H. MARTIN-Festschrift (1970): VIII + 166 S., 41 Abb., 4 Tab., II Taf. 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 Taf. 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 Ta£. DM 16,009: JAHNKE, Hans (1971): Fauna und Alter der Erbslochgrauwacke (Brachiopoden und Trilobiten, Unter-

Devon, Rheinisches Schiefergebirge und Harz). - 105 S., 50 Abb., Il Taf. 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 Taf. 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 Ta£., 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 Ta£. 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 Ta£. 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., I Tab., 3 Taf. DM 14,40

17: FAUPEL, Myrsini (1975): Die Ostrakoden des Kasseler Meeressandes (Oberoligozän) in Nordhessen.77 S., 3 Abb., 1 Tab., 13 Taf. 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 Ta£. 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 Ta£. 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 Taf. 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 Ta£. DM 22,80

24: VOLLBRECHT, Axel (1981): Tektongenetische Entwicklung der Münchberger Gneismasse (Quarzkornge-füge- Untersuchungen und Mikrothermometrie an Flüssigkeitseinschlüssen).122 S., 60 Abb., I Tab. DM 21,00