petrographie

Petrographie und Diagenese

25

4 PETROGRAPHIE UND DIAGENESE

4.1 PROBENMATERIAL

Insgesamt wurden 251 Proben vom Karbon bis zur Kreide gewonnen (Anhang O 3). Dabei stammen die Gesteine hauptschlich aus Erdl-Tiefbohrungen, aber zum Teil auch aus den wenigen Oberflchenaufschlssen. Die Beprobung erfolgte bei letzteren ber einen Tiefenbe-reich von 283 m (Bohrung Roxfrde 2/64) bis 7914 m (Bohrung Mirow 1/74).

Lithotyp Proben Gesteine Authigene Mineralbildungen

Siliziklastika 147 Konglomerat, Sandstein, Silt-

und Tonstein, Grauwacke

Zemente, Kluftbelge, Per-

len-Anhydrit

Evaporite,

Karbonate

41 Anhydrit, Kalkstein, Stinkkalk,

Dolomit

Mineralneubildungen, Kluftbe-

lge

Vulkanite 57 Rhyolitoid, Andesitoid,

Basaltoid, Ignimbrit

Mobilisate, Kluft-und Drusen-

fllungen

Plutonite 2 Granodiorit, Diabas Kluftfllungen

Hydrothermalite 4 Quarz-Karbonat-Gestein Kluftfllungen

Tab. 4-1: Beprobte Gesteine

Aus der in Tab. 4-1 zusammengefassten Zuordnung der Proben zu bestimmten Lithotypen ergibt sich auch das Spektrum der im folgenden beschriebenen Gesteinsgruppen. So werden die siliziklastischen Gesteine (Kap. 4.3), die Evaporite (Kap. 4.4) und magmatischen Gesteine

(Kap. 4.5) beschrieben. Dies erfolgt immer unter Bercksichtigung der diagenetisch oder hyd-rothermal gebildeten Mineralparagenesen (Kap. 4.2).

4.2 Diagenetisch und hydrothermal gebildete Minerale und ihre Paragenesen

4.2.1 Karbonate

Karbonate sind die am hufigsten beobachteten authigenen Minerale im NEDB und konnten in Proben von fast allen Bohrungen nachgewiesen werden. Karbonate kommen in Form von hydrothermalen Kluft- und Drusenfllungen und als Zemente vor und treten dabei in den ver-schiedenen lithologischen Einheiten auf. Dabei lassen sich oft verschiedene Karbonatphasen differenzieren (Abb. 4-1). Unterschieden werden konnten der am hufigsten vorkommende Kalzit sowie Dolomit, Ankerit, Siderit und diverse bergangsformen. In den postpermischen Sedimenten konnten in Kluft- und Zementfllungen oft primrer ska-lenoedrisch-nadeliger Ankerit und Siderit sowie massiger, sekundr gebildeter Dolomit und Kalzit beobachtet werden (Tafel 1a).

Fluidentwicklung und Diagenese im NEDB

26

hnliches gilt auch fr die prpermischen Sedimente. Als primre massige Zemente und Kluftfllungen waren neben Dolomit auch Kalzit und Ankerit/Siderit enthalten. Die sekund-ren Karbonatphasen wurden durch frhdiagenetische, massige dolomitische Mineralphasen und sptdiagenetische kleine Dolomit-Rhomboeder (Tafel 1b) in sekundren Porenrumen reprsentiert. In Rotliegend-Vulkaniten wurde meist nur Kalzit als Karbonatphase beobachtet, wobei primre Mineralbildungen entweder rein kalzitische Zusammensetzung besitzen oder bis zu 3 Gew. % Mangan ins Kalzitgitter eingebaut sind. Sekundre Kalzitbildungen weisen im Gegensatz dazu Eisengehalte bis zu 7 Gew. % oder Spurenelemente (Dysprosium, Terbi-um, Samarium) in greren Konzentrationen auf (Tafel 1 e, g). Die Kristallform der Kalzite ist oft rhomboedrisch und seltener skalenoedrisch, wobei der Habitus dick- bis dnntafelig ist. Die Karbonate in den Rotliegend-Sedimente treten meist als poikilitisch ausgebildete Karbo-natzemente (Tafel 1h, 6c-d, 8g), als fleckige Schlieren und als Kluftfllungen von Extensi-onsklften (Tafel 7f) auf, wobei letztere paragenetisch mit Anhydrit vorkommen und strahlig vom Gangrand zur Gangmitte gewachsen sind. Die chemische Zusammensetzung ist wieder-um kalzitisch oder dolomitisch (Abb. 4-1).

95%

95%

Fe+MnCO3

MgCO3CaCO3

CaCO3 MgCO3

Fe+MnCO3

Rotliegend-Sedimente, Karbonat-ZementOberkarbon--Sedimente, Karbonat-ZementOberkarbon--Sedimente, sekundres Kluft-KarbonatOberkarbon--Sedimente, primres Kluft-Karbonat

Rotliegend-Vulkanite, sekundres Kluft-KarbonatRotliegend-Vulkanite, primres Kluft-Karbonat

Rotliegend-Sedimente, Kluft-KarbonatZechstein, sekundres Kluft-KarbonatZechstein, Karbonat-ZementMeszozoikum, sekundres Kluft-KarbonatMeszozoikum, primres Kluft-Karbonat

Abb. 4-1: Chemische Zusammensetzung der authigenen Karbonate im NEDB (95 Karbonate von 45 Proben analysiert mit der REM-EDS)


27

Die Unterscheidung der verschiedenen Karbonatphasen ist mit durchlichtmikroskopischen Untersuchungen sehr schwierig. Mit Hilfe der Kathodolumineszenz konnten jedoch verschie-dene Karbonatgenerationen (Abb. 4-2; Tafel 8) unterschieden werden. So wurde in den Kalziten der permokarbonen Vulkanite meist eine ltere Generation (1) von nicht oder schwach orange lumineszierenden Kalziten beobachtet, welche von einer jngeren hellorange lumineszierenden Generation (2) umgeben und durchsetzt wird (Tafel 8a). Mit der REM-EDS konnten keine Unterschiede in der chemischen Zusammensetzung dieser beiden Generationen identifiziert werden. So ist zu vermuten, dass das unterschiedliche Lumines-zenzverhalten auf unterschiedliche Spurenelementgehalte von < 0,5 Gew. % zurckzufhren ist. Es konnten zudem als ltere Karbonatphasen in weiteren Proben blau lumineszierender (Tafel 8e) und zoniert grn, blau, violett, braun etc. lumineszierender Kalzit (Tafel 8d) beo-bachtet werden (1), welcher wiederum von einer jngeren Generation orange lumineszieren-der Kalzite (2) verdrngt wurde. Auch hier konnten keine Unterschiede in der chemischen Zusammensetzung festgestellt werden. Im Bereich der sdlichen Strungszone (Abb. 2-6) wurden noch eine weitere nicht lumineszierende eisenhaltige Kalzitgeneration (3) (Tafel 1c-g), welche sekundr in der orange lumineszierenden Generation enthalten ist (Tafel 8c) sowie kleine, idiomorphe Sideritkristalle (4) auf den rhomboedrisch ausgebildeten Kalziten beo-

volcanic rock

detritus

dolomite,red

calcite,dull orange

calcite II,non luminescentcalcite I, zoned

volc

anic

roc

k

calcite III,dull orange

qua

rtz

calcite I,non luminescent

calcite II, dull orange

calcite III,weakly orange

quartz&claycements

a

c

b

d

dull orange

non luminecent calcite

Abb. 4-2: Schematische Darstellung von typischen mit der KL-Mikroskopie zu unterscheidenden Karbonatgenerationen a) Hydrothermalit b) Kluftfllung in Vulkanit c) Drusenfllung in Vulkanit d) Zemente im Sandstein


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bachtet. Diese Karbonate zeichnen sich durch die oben beschriebenen erhhten Ei-sengehalte und Spurenele-mentgehalte aus. In den Rot-liegend-Vulkaniten sind also mehrere Karbonatphasen zu unterscheiden. Als ltere Ge-nerationen sind die lokal auf-tretenden blau lumineszie-renden und die zoniert ge-wachsenen sowie die sehr hufig vorkommenden schwach orange bis nicht lumineszierenden Kalzite von

den jngeren, orange lumineszierenden Kalziten zu unterscheiden. Lokal treten nicht lumi-neszierende Kalzite mit erhhten Eisen- und SEE-Gehalten auf. Die verschiedenen Karbonatgenerationen in den post- und prpermischen Sedimenten wurden mit Hilfe der REM-EDS unterschieden. Dabei konnte beobachtet werden, dass in Siderit oder Ankerit sekundr Dolomit oder Kalzit eingedrungen war. Diese Karbonate lumineszierten meist nicht oder schwach orange. Die Karbonate der Rotliegend-Sedimente lumineszieren hingegen deutlich. Die Kalzite weisen eine hellorange und die Dolomite eine rote Lumines-zenz auf. Untersuchungen mit einem Spektroskop (HRS-CL) ergaben, dass die orange lumi-neszierenden Kalzite der unterschiedlichen lithologischen Einheiten nicht einfach zu korrelie-ren sind. So unterscheidet sich die spektrale Zusammensetzung z.T. deutlich. Im Spektrum der Kalzit-Zemente treten Nebenpeaks auf, die auf das Vorhandensein von Spurenelementen hinweisen (Abb. 4-3). Als Lumineszenzaktivatoren der Kalzite in den Rotliegend-Vulkanite

sind neben Mangan (Mn2+) die Selten-Erden-Elemente (SEE) zu nennen, wobei die-se bei hohen Gehalten die Lumineszenzfarbe beeinflus-sen (HABERMANN et al. 1996b) (Abb. 4-4) und in anderen Fllen nur in Form spektraler Nebenpeaks in Erscheinung treten (Abb. 4-5). So wird die Mn2+-aktivierte

45004500

4000

3500

3000

1500

1000

500

0350 Wellenlnge [nm]350 400 450 500 600 650 700 750 800

Inte

nsit

t [co

unts

]

Bohrung Penkun 1/71Probe PeL1Spektrogramm PeLD

Kalzit, grnblau

intri

sic

3+Tb

3+

intri

sic

3+D

y3+

Dy3

+

3+D

y3+3

+T

b3+

2+

Mn

3+

Dy3+

intri

sic

Abb. 4-4: Emissionsspektrum eines blaugrn lumineszierenden Kal-zits mit Angabe der lumineszenzaktivierenden Elemente nach HA-BERMANN et al. (1996a, 1996b, 1999a)

0

30000

350 Wellenlnge [nm]350 400 450 500 600 650 700 750 800

25000

Inte

nsit

t [co

unts

]

20000

10000

5000

Bohrung Mirow 1/74Probe: Mi10Spektrogramm Mi10b&e

Kalzit, orangeDolomit, rot

3+C

r ?3+

Abb. 4-3: Emissionsspektrum eines orange lumineszierenden Kalzits und eines rot lumineszierenden Dolomits mit Angabe der lumines-zenzaktivierenden Elemente nach HABERMANN et al. (1996a, 1996b, 1999a, 1998)


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orange Lumineszenz des Kalzits in Abb. 4-4 von den strkeren Emissionsbanden des Dysprosium (Dy3+) ber-strahlt, was zu einer blaugr-nen Lumineszenz des fhrt. In Abb. 4-5 hingegen sind zwar SEE durch mehrere spektrale Emissionsspitzen nachgewiesen, allerdings verndern diese die Lumines-zenzfarbe nicht wesentlich. Die bisher durchgefhrten

HRS-CL-Untersuchungen ergaben, dass die lteren authigenen Kalzite in den Rotliegend-Vulkanite hufig eine SEE-aktivierte Lumineszenz aufweisen, whrend die jngeren, orange lumineszierenden authige-nen Kalzite meist Mn2+-aktiviert sind. Die Lumineszenzaktivierung der Kalzit-Zemente hin-gegen ist hauptschlich Mn2+-aktiviert, wobei teilweise auch andere Kationen (z.B. Cr3+) nachweisbar sind. Die rote Lumineszenz des Dolomits beruht auf einer durch Mg2+ hervorge-rufenen Verschiebung des Mn2+-Peaks zu hheren Wellenlngen. Die Quellen fr die ausgefllten Karbonate knnen sehr unterschiedlich gewesen sein. So ist besonders in den postpermischen Sedimenten eine Bildung von Kalzit durch Lsung von or-ganischem Schalenmaterial mglich. Da hier aber neben Karbonat vor allem auch Pyrit beo-bachtet wurde, ist anzunehmen, dass frhdiagenetische, eisenreiche Lsungen vorhanden wa-ren, welche unter reduzierenden Bedingungen durch bakterielle Sulfatreduktion zur Bildung von Pyrit und anschlieend zur Ausscheidung von Siderit fhrten. Der sinkende Eisengehalt dokumentiert sich auch in den jngeren, dolomitischen bis ankeritischen authigenen Mineralbildungen (Tafel 1a). In den Karbon- und Rotliegend-Sedimenten stellt sich vor allem die Frage nach der Herkunft der CO2-Phase und des Mg2+ sowie Ca2+. Bei der Dekarboxylierung von organischem Materi-al aus kerogenreichen Lagen innerhalb der Klastite wird CO2 freigesetzt und migriert an-schlieend (u.a. RIEKEN 1988). Mg2+-und Ca2+-reiche Porenwsser werden vor allem bei der Diagenese von tonreichen Lagen gebildet. Auerdem ist folgende Lsungsreaktion fr fein-krnige Karbonatzemente charakteristisch (BJRLYKKE 1983):

CO2 + H2O + CaCO3 Ca2+ + 2 HCO3- (4.1)

Eine weitere CO2-Quelle stellen auch evaporitische Serien im Rotliegend sowie im Zechstein dar. Auch Mineralumwandlungen sind denkbar. So reagieren Dolomit, Kaolinit und Quarz im Verlaufe der Diagenese zu Chlorit und Kalzit (Kap. 4.3.6). Fr die in den Vulkaniten enthal-tenen Karbonate sind magmatisch gebildetes CO2 und hydrothermale, salinare Restlsungen

0

500

350 Wellenlnge [nm]

Inte

nsit

t [co

unts

]

Bohrung Rgen 1/63Probe: Rn11Spektrogramm Rn11a

Kalzit, dunkelblau

600

200

100

350 400 450 500 600 650 700 750 800

intri

sic

intr

isic

Dy3

+

Dy3

+Sm3+

Dy3

+

Tb3+

Dy3

+

Tb3

+

Sm

3+

intr

isic

Abb. 4-5: Emissionsspektrum eines dunkelblau lumineszierenden Kalzits mit Angabe der lumineszenzaktivierenden Spurenelemente nach HABERMANN et al. (1996a, 1996b, 1999a)


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als Quellen der ersten Kalzitbildung anzusehen. Im Verlaufe der diagenetischen Entwicklung erfolgte eine versenkungsbedingte Alteration der Kalifeldspte und eine Albitisierung von Plagioklasen, wobei wieder Ca2+ freigesetzt wird (Kap. 4.3.5). Da sich die grobkrnigen Rot-liegend-Sedimente der Mritz Subgruppe aber auch der Parchim Formation zum Teil aus dem Abtragungsschutt der Rotliegend-Vulkanite zusammensetzen, erfolgte hier im Rahmen der Versenkung ebenfalls die Albitisierung der Kalifeldspte und damit die Bildung von Kalzit. Diese Kalzite lumineszieren meist orange.

4.2.2 Sulfate

Sulfate sind neben Quarz und Karbonaten die hufigsten authigenen Bildungen. Sie treten in fast allen bearbeiteten Bohrungen auf, wobei sie oft im Bereich der permischen und jngeren Sedimente, seltener als sekundre Kluftfllung in den Rotliegend-Vulkaniten vorkommen. Das hufigste Sulfat ist Anhydrit, des weiteren konnten Baryt und in einem Falle Coelestin (Probe Ric2, Bohrung Richtenberg 4/65) als Vertreter der H2O-freien Sulfate und Gips als Vertreter der H2O-haltigen Sulfate identifiziert werden. Anhydrit Als authigene Bildung ist in erster Linie Anhydrit zu nennen, welcher nach REM-EDS als reines CaSO4 (Tafel 2d) vorkommt. Nach ihrer strukturellen Ausbildung knnen Perlanhydri-te (vgl. Kap. 4.5.3), Anhydrit-Zemente (Tafel 5e), Anhydrit-Neubildungen (Tafel 2h), An-hydrit-Kalzit-Extensionsrisse (Tafel 2a, D6f) sowie Anhydrit-Kluft- und Drusenfllungen (Tafel 2c, 2e, 5c-d, 5f, 7g) unterschieden werden. Meist treten Anhydrit und Baryt paragene-tisch auf. Die Perlanhydrite sind boudinartige, weie, hufig frhdiagenetische Bildungen in den roten-Ton- und Siltsteinen der Red bed-Ablagerungen des Rotliegend und des Mesozoikums. Der Anhydrit ist meist feinkristallin; die Einzelkristalle sind kleine, hufig klar durchsichtige Rhomboeder. In den Sandsteinen und Konglomeraten tritt Anhydrit in Form eines poikiliti-schen oder kleinkristallinen Zements auf. Die mit Kalzit und Anhydrit gefllten Extensions-risse (Vertikal-Klfte mit horizontal ausgelngten Kluftmineralen) enthalten lngliche Mine-rale, welche vom Zentrum zur Gangmitte wachsen (Tafel 2a, 6f). Oft sind diese Kluftfllun-gen mehrphasig. Baryt ist in kleinen Anteilen vertreten. Sekundre Kluftfllungen von Anhydrit mit groen Anteilen von Baryt sind ebenfalls beo-bachtet worden (Tafel 7g, 10d). Dabei ist Anhydrit oft eine sehr junge Mineralbildung. Diese sekundren Kluftfllungen treten besonders in Rotliegend-Vulkaniten, im Bereich der Be-ckenrnder auf. Die dort beobachteten Minerale sind meist idiomorph, kleinkristallin und zu-sammen mit groen Porenrumen anzutreffen. Baryt Baryt kommt oft in kleineren Anteilen paragenetisch mit Anhydrit (vgl. Tafel 2a) vor. Beson-ders hervorzuheben ist aber das Auftreten von Baryt als sekundre Kluftfllung in den Ge-


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steinen des Rotliegend (Tafel 2b-c, 5d-f, 10a). Die untersuchten Kristalle enthalten in der Re-gel bis zu 3 Gew. % Strontium (Tafel 2f) und sind berwiegend klar und durchsichtig ausgebildet. Eine weitere Differenzierung der einzelnen Sulfate war nicht mglich, da chemisch keine Un-terscheidung festzustellen war. Da die Anhydrite nicht lumineszieren, konnte die Methode der Kathodolumineszenzmikroskopie nur zur Unterscheidung gegenber anderen Mineralphasen (Quarz, Kalzit, Baryt, Fluorit etc.) genutzt werden. Als Quelle der authigen gebildeten Sulfate kommen vor allem deszendierende Zechsteinws-ser in Frage. Das ergibt sich aus dem Vorkommen des Anhydrits und des Baryts, aber auch aus der paragentischen Verwachsung mit Fluorit, Kalzit und Dolomit. Zudem konnte beo-bachtet werden, dass Anhydrit mit zunehmender Entfernung vom Zechstein seltener auftritt. Allerdings ist eine hydrothermale Herkunft nicht auszuschlieen. So kommen als Herkunfts-gestein ebenfalls alterierte Vulkanite in Frage, wobei die Oxydation magmatischen Sulfide oxidiert fr die Bildung der Sulfate urschlich sein knnte. HOTH (1993) beschreibt als Quelle des Anhydrits in Zementen karboner Sand- und Siltsteine der Bohrung Eldena (bis zu einer Teufe von 6850 m) die Oxidation von Pyrit im Zusammenhang mit dem Eindringen O2-reicher Wsser.

4.2.3 Quarz

Quarz tritt sehr hufig in fast allen bearbeiteten Gesteinen auf, ausgenommen die Evaporite des Zechsteins. Im kretazischen Heidelberg-Sandstein der Teufelsmauer ist der Quarzsand-stein strukturkontrolliert durch schichtgebundenen, frhdiagenetischen Quarzzement silifiziert (Tafel 9e). Allerdings sind die meisten beobachteten Quarzzemente sptdiagenetisch gebildet worden (Tafel 5g, 6g-h), was sich aus relativ hohen Homogenisierungstemperaturen der Fls-sigkeitseinschlsse von meist ber 100 C ergibt. Es knnen mindestens drei Generationen von Quarzzementen unterschieden werden. Die erste Generation verheilt Risse in detritischen Quarzkrner und ist durch eine brunlich-rote Lumineszenz gekennzeichnet. Des weiteren konnten oft zwei Generationen von intergranularen Quarzzementen beobachtet werden, wobei diese Zemente nicht oder nur sehr schwach dunkelblau lumineszieren. Dabei treten die Quarzzemente mit sehr unterschiedlichen Volumenanteilen auf. Die Kluftquarze lassen sich in Abhngigkeit ihrer Wirtsgesteine klassifizieren. So treten die Kluftquarze in den permokarbonen Vulkaniten mehrfach in Paragenese mit Kalzit auf; andere Karbonatphasen wurden hier nicht beobachtet. Besonders hervorzuheben ist, dass die Quarze hier meist zoniert sind (9d, 9f), whrend in den Klften der Karbonsedimente lediglich An-wachssume von Quarz enthalten sind (Tafel 9g, 7b). Des weiteren treten als SiO2-Phasen der permokarbonen Vulkanite idiomorphe, bis zu 0,5 cm lange Quarze (Tafel 3c, 4h, 8a & f), Chalcedon sowohl als ltere (Tafel 9f, 10g) als auch als jngere Kluftfllung (Tafel 3a, 8e) und massiger Quarz (Tafel 7g) auf. Hufig ist der Quarz transparent oder wei gefrbt. In den Karbon-Sedimenten kommt Kluftquarz in Paragenese mit ankeritischen und dolomiti-schen Karbonaten vor. Dabei ist die Ausbildung idiomorph (Tafel 3b, 7b) bis xenomorph. Die


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SiO2-Lslichkeit und das Ausfllungsverhalten von SiO2-reichen Wssern wird vor allem durch die Temperatur gesteuert (u.a. RIEKEN 1988). Dabei bewirkt eine Temperaturerhhung die Zunahme der Lslichkeit whrend die Salinittserhhung in den Fluidlsungen eine Ab-nahme der Lslichkeit hervorruft. Die Genese der verschiedenen SiO2-Phasen ist unterschied-lich. So wird i. Allg. bei den sptdiagenetischen Quarzzementen als Bildungsreaktion die Illitisie-rung von Smektiten (Gleichung 4.5, 4.6) angegeben. Fr eine entsprechende Reaktion gibt WEAVER (1978) einen Temperaturbereich von 50 - 150 C an. BOLES & FRANKS (1979) konn-ten sogar Temperaturen zwischen 100 - 200 C fr die Umwandlung von residualen Fe-Mg-reichen Smektitlagen nach Illit beobachten. Diese Temperaturbereiche sind vergleichbar mit den ermittelten Mineralbildungstemperaturen (Kap. 7), so dass die Herkunft der Quarzzemen-te durch diese Reaktion begrndet werden kann. Quarz wird ebenfalls in Folge der Umwand-lung von Feldspten oder feldspatreichen Gesteinsbruchstcken nach folgender Gleichung gebildet (HOTH 1993):

3KAlSi3O8 + 2H+ KAl3Si3O10(OH)2 + 6SiO2 + 2K+ (4.2)

Fr die Kluftquarze der permokarbonen Vulkanite kommt ebenfalls die Illitisierung auf Basis der Zersetzung der Feldspte (Kap. 4.3.5) in Frage. Auerdem ist auch eine magmatisch-hydrothermale Bildung nicht auszuschlieen. Die Grauwacken und Pelite des Karbons weisen hufig eine starke Silifizierung auf. Dabei scheinen die Quarze aufgrund der petrographischen Befunde z.T. aus der Drucklsung des detritischen Quarzes zu stammen.

4.2.4 Fluorit

Fluorit tritt sehr selten in Kluftfllungen der permokarbonen Vulkanite (Pnl1/76, Pkn 1/77, Sw2/62, Gap1/68, Nei 1/85, Flechtingen), einiger Rotliegend-Sandsteine (Bohrung Rx 2/62,

Ela1/84) und einer Zechsteinprobe (Ric2) auf. Dabei ist der Fluorit chemisch reines CaF. Mit der REM-EDS konnten auer Kalzium keine Kationen nachgewiesen werden. Der Fluorit liegt entweder idiomorph, z.T. zoniert kubisch (Tafel 2c) oder aber als zementierende Mineralphase (Tafel 5g, Abb. 4-6) in Kluftfllun-gen vor. Aufgrund des kubischen Kristallsystems lsst sich Fluorit im Dnnschliff durch seine isotropen Eigenschaften leicht identifizieren; zudem ist die Lumineszenzfarbe cha-rakteristisch hellblau-violett (Tafel

Kalzit

Fluorit

1 mm Abb. 4-6: Fluorit-zementierte Kalzit-Kluftfllung in einem Rotliegend-Vulkanit der Bohrung Salzwedel 2/64 (Probe Sw2-4; Durchlichtaufnahme mit gekreuzten Polarisatoren)


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9a). Fluorit tritt paragenetisch mit Kalzit oder Anhydrit und Baryt auf, wobei diese Paragene-sen hufig als jngste Kluftfllung identifiziert werden konnten. Die Herkunft des Fluorits ist noch nicht eindeutig geklrt. KOCH (1994) und EHLING et al. (1995) zeigen, dass der Fluorit kein Alterationsprodukt der Vulkanite ist. Die Untersuchungen der vorliegenden Arbeit sttzen diese Hypothese. KOCH (1994) bearbeitete Bohrungen der Flechtinger und Calvrder Scholle. Ein Ergebnis seiner Rntgenfluoreszenzuntersuchungen war der Nachweis einer Abnahme der Fluorgehalte mit zunehmender Teufe (Bohrung Rox-frde 2). Als Fluorquelle gibt KOCH (1994) Tiefengesteine im Liegenden der Rotliegend-Vulkanite an. Fluorit bilden sich aber nach FCHTBAUER (1988) auch in einem frhen Stadi-um der Evaporation in den Salinarfolgen des Zechsteins. Wird der Zechstein als Fluorquelle angenommen, wrde dies den oben beschriebenen Trend im Fluorgehalt erklren. Zum ande-ren sind die Kluft-Fluorite oft relativ jung (wahrscheinlich kretazisch) gebildet worden. Es besteht mglicherweise ein genetischer Zusammenhang zwischen fortschreitender Inversions-tektonik und Halokinese whrend der Kreide und einer Fluidmobilisierung, in deren Zusam-menhang auch die Fluorite gebildet wurden. Auerdem ist das paragenetische Vorkommen mit Anhydrit, Kalzit und Baryt ein weiteres Indiz fr den Zechstein als Fluorlieferanten. Als weitere Quelle knnen aszendierende Tiefenwsser nicht ausgeschlossen werden, welche im Zusammenhang mit einem Tiefenpluton stehen knnten. KOCH (1994) meint auerdem nach-weisen zu knnen, dass die Fluorgenese im Bereich der Teilschollen von Flechtingen und Calvrde mehrphasig und strukturgebunden verlaufen ist.

4.2.5 Feldspte

Als authigene Feldspte konnten entweder Albit oder selten Kalifeldspat (Adular) beobachtet werden. Weiterfhrende Untersuchungen der Feldspte in den Rotliegend-Vulkaniten wurden bereits von BRECHT (1999) durchgefhrt. Er zeigt, dass Matrixfeldspte einen Anorthitgehalt von 1 - 70 % aufweisen oder deutlich kaliumbetont sind, whrend die authigen gebildeten Feldspte entweder reine Kalifeldspte (Adular) oder reiner Albit (Albitgehalt von 99 %) sind. Hufig sind die primren Feldspateinsprenglinge der Vulkanite stark alteriert und oft voll-stndig durch Albit, Kalzit, Chlorit, Pyrit, Illit etc. ersetzt (Tafel 7d). Die Albite der Rotlie-gend-Vulkanite sind meist nicht die ltesten authigenen Bildungen. Dies zeigt auch Tafel 9b, wo sekundrer Albit einen Quarzgang zementiert. Die Lumineszenz der authigenen Albitbil-dungen ist generell grnlich-gelblich. Selten treten auch Kalifeldspte und Albite zusammen auf (Tafel 5a), wobei Albit dann als ltere Generation beobachtet wurde. Bei den authigenen Feldspten handelt es sich fast ausschlielich um idiomorphe bis hypidiomorphe Bildungen, die sich im Hellfeld von Quarz durch eine leicht brunliche Frbung unterscheiden lassen. Feldspatneubildungen wurden ebenfalls in den Zementen der grobklastischen Gesteine (Abb. 4-7) beobachtet. Hier tritt Albit in Paragenese mit Quarz, Illit und Kalzit auf. Vermutlich han-delt es sich bei diesen Bildungen um Alterationsprodukte der in den Sandsteinen enthaltenen Vulkanitklasten. So sind die Zemente berwiegend poikilitisch um solche Klasten angeordnet,


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auch um den Quarzdetritus wurde poikilitischer Quarzzement beobach-tet. Die Feldspatklasten in den Sand-steinen und Konglomeraten sind oft stark alteriert und bilden sekundre Porositten. Die Albitneubildung setzt voraus, dass gengend Al3+- und Na+-Ionen in den Porenwssern enthalten sind. Die Auflsung smektitischer Ton-lagen und die Alteration von Kali-feldspten fhren zur Freisetzung von Al3+ und Si4+, wobei diese bei der Illit- und Albitneubildung wieder verbraucht werden. Die Reaktion der Zersetzung der Kalifeldspte und

deren Kaolinitisierung verluft nach LAND & MILLIKEN (1981) folgendermaen:

2KAlSi3O8 + 2H+ + 9H2O Al2Si2O5(OH)4 + 2K+ + 4 H4SiO4 (4.3)

Die fr die Reaktionsgleichung erforderlichen H+-Ionen werden bei der Dekarboxylierung organischer Partikel freigesetzt (u.a. RIEKEN 1988), welche sich durch eine Freisetzung von CO2 auszeichnet. Das gebildete CO2 wird im Porenwasser gelst und fhrt zur Erhhung der Konzentrationen von H+ und HCO3-, wobei durch den H+-Verbrauch bei der Kalifeldspatzer-setzung der pH-Wert steigt. Eine weitere Mglichkeit, um authigen Albit zu bilden, ist durch die Umwandlung von Plagioklasen gegeben, wobei nach LAND & MILLIKEN (1981) folgende Gleichung gilt:

CaAl2Si2O8 + 2Na+ 4H4SiO4 2NaAlSi3O8 + Ca2+ + 8H2O (4.4)

Fasst man die Gleichungen 3 und 4 zusammen, fllt auf, dass Ca2+ und K+ freigesetzt werden, whrend die externe Zufuhr von Na+ notwendig ist. Diese Zulieferung erfolgt wahrscheinlich durch salinare Fluidlsungen. Aus der Analyse der Flssigkeitseinschlsse ergibt sich gene-rell eine Zunahme der CaCl2-Anteile gegenber NaCl mit zunehmender Tiefe, was zu einem entscheidenden Teil als Ergebnis der Feldspat-Alteration betrachtet werden kann. Zudem lie-gen die mit Hilfe der Flssigkeitseinschlussanalyse bestimmten Mineralbildungstemperaturen weit ber 120 C, wobei nach HOWER et al. (1976) die Stabilitt der Kalifeldspte oberhalb von 120 C sehr gering ist.

4.2.6 Tonminerale (Illit, Chlorit, Kaolinit)

Tonminerale sind wichtige Faziesanzeiger in bezug zur Beckenentwicklung und kommen in fast allen bearbeiteten Proben mit Ausnahme des Zechsteins vor. Da bereits von HOTH (1993,

Anhydrit

Kalzit-Zement

100 m

Albit-Zement

Vulkanit-Klast

Abb. 4-7: Albit-Zement verdrngt Kalzit- und Anhydritze-mente. (Probe Stav2 der Bohrung Stavenhagen 1/76; Durchlichtaufnahme mit gekreuzten Polarisatoren)


35

1997) und BRECHT (1999) grundle-gende Arbeiten zu den Tonmineralen des NEDB existieren, soll hier nun eine kurze Beschreibung erfolgen. Als Tonmineralbildungen knnen Chlorit, Illit und Kaolinit unterschie-den werden (Tafel 4), welche sowohl als Kluftfllungen als auch als Ze-mente sekundrer Porenrume zu beobachten sind. Mit zunehmender Teufe scheint sich die Authigenese der Tonminerale komplizierter zu gestalten, was sich auch aus den re-levanten Mineralreaktionen ableiten lsst. So wird z.B. aus Kaolinit oder Smektit Illit gebildet (Gleichungen 5, 6). Als Quelle der authigenen Chlo-

ritbildung wird ebenfalls Smektit vermutet. Mit zunehmender Teufe und Temperatur unterlie-gen die Tonminerale also immer weiteren Umwandlungsreaktionen, wie sie im folgenden fr Illit, Chlorit und Kaolinit beschrieben werden. Illit In den klastischen Sedimenten tritt Illit in zwei Generationen auf. Die ltere Generation er-scheint in Form einer tangentialen Umhllung des Detritus (Tafel 6g-h), whrend die jngere, sptdiagenetische Bildung wahrscheinlich mit der Umwandlung von Feldspten in Beziehung steht. Nach GAUPP (pers. Mitt. 2001) handelt es sich bei dem tangentialen Zement um eine detritische Bildung, welche sekundr rekristallisierte. In den Rotliegend-Vulkaniten be-schreibt BRECHT (1999) vier Gruppen von Illit: a) Grundmasse-Illit (Abb. 4-8), b) Illit entlang von Rissen, c) Illit als Produkt der Serizitisierung von Feldspten und d) Illit als Produkt der Alteration mafischer Minerale. Dabei konnte BRECHT (1999) keine Generationsfolge unter-scheiden. Die Bezeichnung Illit stellt eine korngrenabhngige Charakterisierung eines Kalium-Hellglimmers dar; zur Verdeutlichung werden im Folgenden alle authigenen Kalium-Hellglimmerbildungen als Illit bezeichnet, auch wenn sie die dafr ntige Korngre ber-schreiten. Geochemisch lassen sich Hellglimmer in Muskovit, Margarit und Paragonit unter-gliedern. Eine weitere Mischkristallreihe existiert zwischen Muskovit und Leucophyllit, wo-bei die Kalium-Hellglimmer zwischen diesen beiden Endgliedern als Phengite bezeichnet werden. Geochemisch sind die Illite der Vulkanite und der Sedimente meist phengitischer Zusammen-setzung (vgl. Tafel 4f), was durch die Untersuchungen von BRECHT (1999) fr die permokar-

1 mm Abb. 4-8: Fein verteilte Matrix-Illite in einer ursprngli-chen Matrix aus vulkanischem Glas. Die ehemalige Perlit-textur wird durch die Illite nachgezeichnet. (Probe Mbg1 der Bohrung Meseberg-Ost 3/73; Durchlichtaufnahme mit gekreuzten Polarisatoren)


36

bonen Vulkanite nachgewiesen wurde. Illit bildete sich whrend verschiedener diagenetischer und hydrothermaler Phasen. Dafr spricht, dass Illit in verschiedenen relativen Altersbezie-hungen zu allen anderen Mineralbildungen steht. So wurde Illit hufig als letzte Mineralbil-dung (Tafel 7g) beobachtet. Oft ersetzt Illit zusammen mit Chlorit primre Kluftfllungen (Tafel 5h). In den Rotliegend-Sandsteinen ist es aber auch oft die lteste authigene Mineral-bildung. Teilweise wird Illit in hydrothermalen Systemen in Kristallisationspausen von Quarz gebildet (Tafel 4c). Fr die Bildung von Illit gibt BJRLYKKE (1983) mehrere Reaktionsgleichungen an, welche z.B. vereinfacht wie folgt dargestellt werden knnen:

Smektit + K-Feldspat + Glimmer Illit + Chlorit + Quarz (4.5)

Kaolinit + K-Feldspat Illit + Quarz (4.6)

Die Illitisierung von Kaolinit wird von TEICHMLLER et al. (1979) als temperatur- und teufe-nabhngig beschrieben. Sie geben an, dass etwa in einer Teufenlage von 3 km die Umwand-lung beginnt und nach einer bergangszone ab etwa 4 km smtlicher Kaolinit entweder zu Dickit oder zu Illit umgewandelt wurde. Die smektitischen Bereiche knnen vor allem unter Aufnahme von Al3+ und K+ zu Illit umgewandelt werden (z.B. Gleichung 4.5). Die Alteration von Kalifeldspten (Gleichung 4.2) ist auerdem ein wichtiger Illit-Lieferant. Chlorit Authigene Chlorite wurden in den Karbon-Sedimenten, den permokarbonen Vulkaniten und in vulkanitnahen Rotliegend-Sandsteinen (nur in Bohrung Parchim 1/68, Pretzier 1/77) als Zemente, Mobilisate sowie Kluft- und Drusenfllungen fast aller Bohrungen beobachtet. Da-bei konnten sie im Dnnschliff an ihrer hufig blauen Interferenzfarbe sowie ihrer hufig gr-nen Frbung im Hellfeld identifiziert und von Hellglimmern unterschieden werden. Mit der REM-EDX-Analyse wurden oft eisenreiche Chlorite von seltener auftretenden magnesiumrei-chen Chloriten (Tafel 4g) unterschieden. Dabei kommen Chloritminerale als idiomorphe, pseudohexagonale Plttchen vor, die parallel oder radialstrahlig auf Kornoberflchen von aut-higenen Quarzen gewachsen sind (Tafel 4i), oder sie umhllen weitere Minerale, wie Tafel 4h zeigt. Chlorit bildet hufig auch in Paragenese mit Illit die jngsten Kluftgenerationen (Tafel 5h). In einem von HOTH (1993) beschriebenen Diagenese-Trend nimmt der volumenmige Anteil an Chlorit mit der Teufe zu, whrend der Karbonatanteil abnimmt, was z.B. auf fol-gende Gleichung von TEICHMLLER et al. (1979) zurckzufhren ist:

5CaMg(CO3)2 + Al2Si2O5(OH)4 + SiO2 + 2H2O Mg5Al2Si3O10(OH)8 + 5CaCO3 + 5CO2 (4.7) Dolomit Kaolinit Chlorit Da neben Kalzit hufig Siderit bzw. Ankerit und nicht Dolomit als Karbonatphasen identifi-ziert wurden (Abb. 4-1), sind eisenreiche, karbonatische Fluidlsungen als Quellen anzu-nehmen. Die ebenfalls aus diesen Wssern ausgefllten Chlorite sollten somit chamositischen Charakter besitzen. BRECHT (1999) dokumentiert fr die permokarbonen Vulkanite zwei


37

Chloritgruppen, wobei die grere Gruppe einem Fe-betonten Chamosit und eine zweite Gruppe dem Mg-betonten Klinochlor zugeordnet wird. HOTH (1993) beschreibt fr die Karbon-Sedimente mit zunehmender Teufe eine Vernderung von mehr chamositischen Chloriten zu Mg-reicheren Chloriten. Beim Fehlen von Kaolinit sind nach HOTH (1993) als Reaktionspartner der Karbonate in Sedimentgesteinen Smektit, Illit und Muskovit fr einen Temperaturbereich von 180 - 225 C mglich. Als Reaktionsgleichung

ergibt sich (HOTH 1993):

15Dolomit + 2Muskovit + 3SiO2 + 11H2O 3Mg-Chlorit + 2K+ + 2OH- + 15CO2 (4.8)

Als weitere Mglichkeit gibt HOTH (1993) ebenfalls die direkte Chloritbildung aus Hellglim-mern an. HUEBSCHER (1990) beschreibt das Vorkommen von Chlorit in den oberen Partien einzelner Vulkanitergsse, wobei die laterale Anordnung der chlorithaltigen Bereiche einen Hinweis auf die Migration mineralisierter Wsser gibt, welche das Gestein in diesen Berei-chen alterierten. Kaolinit, Dickit Kaolinit konnte nur selten beobachtet werden. Dabei wurde einerseits diagenetisch gebildeter Kaolinit in sekundren Porositten von Karbon-Sandsteinen (Abb. 4-9), und andererseits hyd-rothermal gebildeter Kaolinit in Paragenese mit Quarz identifiziert (Tafel 4a, b). Eine Unter-scheidung der Mineralphase Dickit wurde nicht vorgenommen. Da Kaolinit unter erhhten Temperaturen nicht stabil ist (HOWER et al. 1976, TEICHMLLER et al. 1979) wird dieser in leicht sauerer Umgebung in Dickit umgewandelt, wobei der Nachweis von Dickit lediglich rntgenographisch erfolgen kann. Kaolinit ist ab etwa 120 - 150 C nicht mehr stabil. Die Kaolinit-Authigenese ist meist ein frhdiagenetischer Prozess, wobei ein leicht saures Milieu vorausgesetzt wird. In den untersuchten Proben erfolgte vorher die Bildung von Quarz-Zement (Abb. 4-9), so dass die Kaolinit-Zemente sptdiagenetisch entstanden sein mssen. Ursache hierfr ist wiederum eine diagenetische Umwandlung von meist Feldspat und seltener Muskovit, wobei HOTH (1993) folgende Gleichungen angibt:

2KAlSi3O8 + H2O + 2H+ Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + 2K+ (4.9) Kalifeldspat Kaolinit

Kaolinit

Quarz-Zement

100 m Abb. 4-9: Authigen gebildeter Kaolinit eines Karbon-Sandsteins der Bohrung Richtenberg 4/65 (Probe Sde7; Durchlichtaufnahme mit gekreuzten Polarisatoren)


38

2KAl3Si3O10(OH)2 + 3H2O + 2H+ 3Al2Si2O5(OH)4 + 2K+ (4.10) Muskovit Kaolinit

Ausgelst sein kann die Kaolinitbildung vor allem auch durch Karbonatlsung, die beobachtet werden konnte. Die hervorgerufene Vernderung des pH-Wertes fhrt zur Ausfllung von Kaolinit oder Dickit.

4.2.7 Erzminerale

Als Erzmineralisationen treten vor allem Sulfide (Pyrit, Galenit) und Oxide (Magnetit, Tita-nomagnetit, Hmatit und Titanit) auf. Sulfide wurden hauptschlich in Bohrkernen der Boh-rungen Parchim 1/68, Garlipp 1/68 und Huy-Neinstedt 1/85 sowie Proben der Steinbrche des Flechtinger Hhenzuges beobachtet. Diese Bohrungen bzw. Aufschlsse befinden sich im zentralen Bereich des Beckens und in der sdlichen Strungszone. Der Pyrit tritt oft in Form idiomorpher kleiner bis mittelgroer Einzelminerale oder Aggregate in permokarbonen Ge-steinen auf. Meist ist er in Klften oder parallel zu den Klften sowie in Hohlraumfllungen zu beobachten. Seltener tritt er auch in Form epigenetischer Bildung als Zement in siliziklasti-schen Sedimenten (z.B. Bohrung Ela 1/84) auf. In Zechstein-Karbonaten und -Sulfaten tritt ebenfalls Pyrit als sptdiagenetische Bildung auf. Auerdem wurde er auch in triassischen Karbonat- und Anhydritgesteinen (z.B. Bohrung KdN 4/64) als idiomorphe Bildung beobach-tet. Galenit konnte in einem Aufschluss bei Wanzleben im Keuper-Dolomit paragenetisch mit Dolomit und Kalzit gefunden werden. Dabei waren die Minerale wiederum als idiomorphe Wrfel ausgebildet. Titanit ist akzessorisch in den rhyolitoiden permokarbonen Vulkaniten in Form brauner, hochlichtbrechender Kristalle beobachtet worden. Die braune Farbe weist auf einen relativ hohen Eisengehalt hin. Teilweise wurde Titanit als sekundrer Saum um ltere Mineralbildungen identifiziert. Ebenfalls in den rhyolitoiden Vulkaniten wurden sekundre Titano-Magnetit- und Magnetitminerale beobachtet. Der chemische Nachweis erfolgte mit der REM-EDS. Hmatit hingegen ist ein sehr weit verbreitetes Eisenoxid. Es ist im Prinzip in fast allen Proben in unterschiedlicher Ausbildung vertreten. So konnten neben roten feinkristalli-nen Hmatiten auch oft jngere, bis 1 mm groe, dnntafelige, metallisch glnzende Kristalle beobachtet werden. Hervorzuheben sind bis zu 1,5 m breite, ENE-WSW- streichende, steil-stehende Hmatitgnge im Bereich des Flechtinger Hhenzugs (Steinbruch Bodendorf), die sich hier ber hunderte von Metern verfolgen lassen. Zudem wachsen die silbern glnzenden Hmatite auf allen anderen sekundren Mineralbildungen auf, was eine junge Bildung dieser Mineralphasen belegt. In Sedimenten tritt er in Form idiomorpher kleiner Mineralneubildun-gen oder in Form von frhdiagentischen Eisenoxid-berzgen (Tafel 5 c,d) auf. Oft ist zu-stzlich noch der feinkristalline, rote Hmatit als junges Mobilisat vorhanden (Tafel 10 f).


39

4.2.8 Epidot, Orthit

Minerale der Epidotgruppe treten zum einen massiv in Blasenfllungen der Basalte auf (Tafel 3e) und zum anderen akkzessorisch als nadelig stengeliger, idiomorpher Orthit in Kluftfllun-gen der permokarbonen Vulkanite und der Karbon-Sedimente (Tafel 3g, h, 7a). Epidot (Ca2Al2FeSi3O12(OH)) kommt dabei paragenetisch mit Albit, Chlorit und/oder Kalzit vor und bildet flaschengrne, flchige Drusenfllungen aus z.T. strahligen Einzelkristallen. Die sekundre Grnfrbung des Wirtsgesteins weist auf eine sekundre Herkunft des Epidots hin. Weitere Untersuchungen wurden von BRECHT (1999) durchgefhrt, der eine nhere Cha-rakterisierung der Epidote im Bereich des NEDB vornahm. Danach sind die Epidote aus dem NEDB nicht als Temperaturindikatoren geeignet, allerdings ist die Mindestbildungstempera-tur des Epidots von 200 C angegeben. Die chemische Zusammensetzung der bearbeiteten Epidote ist Tafel 3d zu entnehmen. Orthit ((Ca, Ce)2 (Fe2+, Fe3+)Al2[O/OH/SiO4/Si2O7]) kommt paragenetisch mit Quarz, Chlorit, Albit und Kalzit vor. Die chemische Zusammensetzung ist relativ kompliziert, da neben dem Hauptbestandteil Cerium eine Reihe von SEE eingebaut sind (Tafel 3f). Orthit wurde vor al-lem in Proben der Bohrungen Mirow und Garlipp beobachtet. Die Bildung von Epidot wird von HOTH (1993) mit der kontaktmetamorphen berprgung

quartz

albite

chlorite

pyrite

calcite

epidotequartz and illiterich zone

1 mm

sample PaL1 (deep well Pa 1/68) Wo'99

zone

of m

obilis

ated

quar

tz

core

of alt

eratio

n

rim of

reac

tion

Abb. 4-10: Vollstndig mit authigenen Mineralbildungen ersetzter Feldspat in den Rotliegend-Vulkaniten (vgl. Tafel 7d)


40

karbonischer Sedimente in Verbindung gebracht. BRECHT (1999) beschreibt Epidot als Reak-tionsprodukt heier, wssriger, hydrothermaler Lsungen, welcher durch hydrothermale Ak-tivitt gebildet worden ist. Er gibt als Bildungsgleichung des Epidots an:

6Ca4(Mg,Fe)Al4Fe3+Si6O21(OH)7 + 4SiO2 + 3Fe2O3 Pumpellyit

12Ca2Al2Fe3+Si3O12(OH) + (Mg,Fe)6Si4O10(OH)8 + 11H2O (4.11) Epidot Chlorit

4.2.9 Auflsungs- und Ersetzungserscheinungen

In den bearbeiteten Gesteinen wurde eine groe Anzahl von Lsungs- und Ersetzungserschei-nungen beobachtet, z.B. Umwandlungsreaktionen in Anhydritgesteinen (Kap. 4.5). Ebenso fanden Reaktionen dieser Art in Kluftfllungen statt, wobei hier oft Karbonate (z.B. Tafel 1c, 3a, 5h, 7f, 8a) und Sulfate (Tafel 5d, 2h) durch verschiedene Mineralphasen ersetzt wurden. Sehr wichtig sind in diesem Zusammenhang auch die Zersetzung und Umwandlung der Feld-spte. Die Bereiche ehemaliger Feldspte sind z.T. durch die entstandenen authigenen Bil-dungen ersetzt. Zersetzungsbedingte Hohlrume bieten hufig Platz fr Mineralausfllung aus migrierenden mineralisierten Wssern (Tafel 7d, Abb. 4-10). Oft sind auch korrodierte Quar-ze mit entsprechend ausgebildeten Hohlrumen zu beobachten. Als Ursache der Auflsungs- und Ersetzungserscheinungen werden hauptschlich diagenetische Prozesse und Reaktionen angesehen. So kann beispielsweise die Dekarboxylierung von Kerogen und die damit verbun-denen Erhhung des CO2-Gehaltes einerseits zur Erhhung der Ca2+-Konzentration (Reakti-onsgleichung 4.1) in der Porenlsung und bei Druckabnahme zur Ausfllung von Karbonat fhren, und andererseits im CO2-dominierten Milieu fr die Auflsung von Karbonat verant-wortlich sein. Eine weitere Mglichkeit ist die pH-Erniedrigung bei der Umwandlung von Smektit in Illit, welche als Ursache von Karbonatlsung angesehen werden kann.


41

4.3 Siliziklastische Sedimente

Mehr als 70 % der bearbeiteten Gesteinsproben entstammen dem Rotliegend, was vor allem auf die Verfgbarkeit des Probenmaterials zurckzufhren ist. Abb. 4-11 zeigt die Fazies der Rotliegend-Sedimente bezglich ihrer Position im NEDB. Im folgenden werden entsprechend Tab. 4-2 Konglomerate, Sandsteine, Silt- und Tonsteine so-wie Grauwacken und Pelite charakterisiert.

Gestein Anzahl der Proben Mikrothermometrie Stratigraphie

Konglomerate 6 (6) 6(6) Rotliegend

Sandsteine 94 (59) 58 (37) Karbon bis Kreide

Silt- und Tonsteine,

Pelite

39 (37) 29 (27) Karbon-bis Buntsandstein

Grauwacken /Pelit 3 / 5 3 / 4 Oberkarbon

Tab. 4-2: Beprobte siliziklastische Gesteine (in Klammer steht die Probenzahl aus dem Rotliegend)

4.3.1 Konglomerate und Fanglomerate (Schuttfcherfazies)

Die meisten der bearbeiteten grobklastischen Sedimente stammen aus der Parchim-Formation (Abb. 4-11). Die Schttung dieser Gesteine erfolgte oft in etwa nordstliche Richtung (GAST 1988). Neben den breitflchig auftretenden Konglomeraten und Fanglomeraten sind auch

Abb. 4-11: Schematisches NNE-SSW-Profil des Beckens in Bezug zu den Rotliegendgesteinen (nach LINDERT et al. 1990, MCCANN 1998)


42

Rinnenfllungen (Wadis) und teilweise Einschaltun-gen von olischen Sandsteinen im NEDB beobachtet worden, wobei der Transport der olisch eingeweh-ten Sande aus nordstlicher Richtung erfolgte (GAST et al. 1998). Bei den bearbeiteten sechs Konglome-ratproben handelt es sich um matrixgesttzte Sedi-mente (Abb. 4-12), wobei die Matrix der gut zemen-tierten Gesteine meist sandig-tonig (Tafel 6f) ausge-bildet ist. Die einzelnen Klasten sind meist angerun-det und linsenfrmig, selten eckig oder gut gerundet. Die Korngre variiert zwischen 0,2 und 4 cm und das lithologische Spektrum ist sehr variabel. So wur-den Quarzgehalte von ca. 40 - 65 % beobachtet; in einer Probe sind nur 8 % Quarzdetritus enthalten ist. Der Feldspatanteil betrgt hufig 2 - 12 %, wobei es sich meist um Plagioklase handelt. Die Gesteins-bruchstcke mit Gehalten bis 87 % setzen sich zum grten Teil aus rhyolitischen und dazitischen La-ven, Ignimbriten und mafischen Gesteinen zusam-

men. Selten wurden Klasten von Sandsteinen beobachtet. Eine zusammenfassende Klassifi-zierung der Konglomerate und Sandsteine zeigt Abb. 4-13. Das sedimentre Gefge der Konglomerate reicht von paralleler Schichtung bis zu mehr oder weniger ungeschichteten Gesteinen. Es wurde auch Wechsellagerung mit grobkrnigen Sandsteinen beobachtet. Interpretiert wird die Ablagerungsfazies als fluviatile Schuttfcher-Ablagerung. Als authigene Mineralbildungen wurden eine Reihe von Porenraumzementen beobachtet, welche 5 - 10 %, in einem Falle sogar 30 % des Gesamtvolumens ausmachen. Es handelt sich hufig um Kalzit-, Dolomit-, Quarz- und seltener Albit-, Illit-, Chlorit- und Pyritzemente. Die Konglomerate sind meist gut zementiert und somit sind die Porositten und Permeabilitten eher gering. Selten treten sekundre Porositten aufgrund von Feldspatzerset-zung auf. Authigenen Mineralzemente und -bildungen werden gesondert in Kapitel 4.3.5 be-schrieben.

4.3.2 Sandsteine (fluviatile und olische Fazies)

Wie aus Abb. 4-13 hervorgeht, handelt es sich bei den im Rahmen der vorliegenden Arbeit untersuchten Sandsteinen nach der Klassifikation von PETTIJOHN et al. (1973) um Quarzareni-te bzw. Litharenite aus dem Karbon bis zur Kreide. Besonderes Augenmerk lag auf der Bearbeitung der Rotliegend-Sandsteine, welche hier zu-sammen mit den Oberkarbon-Sandsteinen beschrieben werden sollen. Meist handelt es sich um fluviatile Bildungen (Abb. 4-11). Sie sind oft rot gefrbt, weisen in einigen Bereichen auch Entfrbung auf. Die karbonischen Sandsteine und Grauwacken im sdlichen Beckenbe-

1 cm

Abb. 4-12: Feinkrniges, matrixgesttztes Rotliegend-Konglomerat (Probe Mi10; Bohrung Mirow 1/74)


43

reich (Bohrung Eldena 1/74 etc.) sind oft dunkelgrau, wogegen die Rotliegend-Sandsteine dieses Bereiches wei oder mittelgrau sind. Der Quarzgehalt dieser Sandsteine betrgt 45 - 70 %, in Ausnahmefllen sogar 80 %. Sandsteine, welche Hinweise auf aquatische Umlagerung oder hohen olischen Eintrag anzeigen, sind durch eine hohe kompositionelle Reife charakte-risiert. olisch eingetragene Krner sind immer wieder durch einzelne Lagen oder isolierte, etwa 1mm groe gut gerundeter Quarzkrner zu erkennen. Der Feldspatanteil betrgt 3 - 13 %, wobei hufig anorthitreiche Plagioklase und seltener, in geringen Gehalten, Kalifeldspte enthalten sind. Die Feldspte, welche in den Vulkanit-Klasten enthalten sind, sind meist stark angelst und werden durch orange lumineszierenden Kalzit verdrngt. Gesteinsbruchstcke sind bis zu 43 % enthalten, wobei die durchschnittlichen Gehalte von 1 - 15 % variieren (vgl. Abb. 4-13). Dabei berwiegt sehr deutlich der Anteil an Vulkanit-Gerllen gegenber den Bruchstcken von Sedimenten oder Metamorphiten. Die Anteile der tonig-siltigen, hmatithaltigen Matrix schwanken zwischen 1 % und 26 %, wobei allerdings nicht klar ist, ob es sich hierbei um ech-te Matrix oder Pseudomatrix handelt. Es wurden teilweise weiche Klasten durch Kompaktion in den Porenraum eingepresst. olische Sandsteine sind relativ selten und stammen oft aus Bohrungen vom sdlichen Beckenrand. Charakteristisch ist neben Kornverteilung, Kornform und Sortierung auch das Spektrum an diagenetischen Mineralbildungen. Die olischen Sand-steine sind entweder gut kalzitisch zementiert (Abb. 4-15), oder die Porenrume sind durch Tonmineralneubildungen gefllt. Dies lsst sich oft schon im Rntgen-Diffraktogramm erse-hen (Abb. 4-15). Dabei ist in diesen Sandsteinen kaum Matrix vorhanden. Die fluviatilen Sandsteine enthalten meist kalzitisch-dolomitische oder frhdiagenetische Anhydritzemente

und z.T. hohe Matrixgehalte. Sie sind schlecht sortiert und weisen eine bimodale Korn-verteilung auf; die Einzel-krner sind hufig nur ange-rundet. WEIHE (1997), der die Rot-liegendgesteine des polni-schen Beckens bearbeitete, konnte anhand der ternren Diagramme (Quarz - Feld-spat - Gesteinsbruckstcke) olische Ablagerungen von fluviatilen unterscheiden. Die olischen Ablagerungen befinden sich in der Quarz-dominierten Ecke (Quarzge-

Quarz

Feldspat Gesteins-fragmente

50%

25%

75%

25% 50% 75%

Ober-Karbon-Sandstein

Rotliegend-Sandstein

Rotliegend-Konglomerat

Buntsandstein-SandsteinKeuper-SandsteinJura-SandsteinKreide-Sandstein

Abb. 4-13: Petrographie der bearbeiteten Sandsteine im ternren Diagramm


44

halt >75 %) und die fluviatilen Ablagerungen sind meist als Lith-arenite mit Quarzgehalten von 25 - 75 % charakterisiert. Eine solche Gliederung ist nach den hier vorliegenden Untersuchungen nicht mglich, da der Anteil an Gesteinsbruchstcken in den olischen Sandsteinen oft relativ hoch ist. Auch geo-chemisch ist keine Unterscheidung von olischen und fluviatilen Sandsteinen mglich. Aller-dings lassen sich mit Hilfe der Geochemie mglicherweise die Sandsteine des Karbons, des Unter- und des Ober-Rotliegend unterscheiden (Abb. 4-14). So haben die karbonischen Sand-steine niedrigere Na2O, CaO und MnO-Gehalte sowie hhere Al2O3, K2O und TiO2-Gehalte

100

10

1

0,1100908070605040

K O/Na O2 2

SiO [%]2

Oberrotliegend-SandsteineDaten aus (1998)M CC ANNOberrotliegend-Sandsteine

Rm17A9

MbgA14

ElA6ElA7

StavA3

RnA4

PnlA2

RicA5

Sw2A12PrzA15

Oberkarbon-SandsteineUnterrotliegend-Sandsteine

0 2 4 6 8 10 120

0,2

0,4

0,6

0,8

1,2

1,0

TiO [%]2

Fe O +MgO [%]2 3

PM

ACM

CIA

OIA

Rm17A9

MbgA14

ElA6ElA7

StavA3

RnA4

PnlA2

RicA5

Sw2A12

PrzA15

PM

ACMARC

Abb. 4-14: Geochemische Charakterisierung der Sandsteine nach BHATIA (1983), ROSER & KORSCH (1986) und MCCANN (1998) mittels RFA PM = passiver Kontinentalrand, ACM = aktiver Kontinentalrand, ARC = Vulkanitgrtel, CIA = kontinentaler Inselbogen, OIB = ozeanischer Inselbogen


45

als die Rotliegend-Sandsteine. Fr eine umfassende Gliederung sind weitere Untersuchungen notwendig. Die Geochemie der Rotliegend-Sandsteine spiegelt deutlich die bimodalen per-mokarbonen Vulkanite als Liefergesteine wieder, was bereits von MCCANN (1998) beschrie-ben wurde. Die Datenpunkte befinden sich generell im Bereich der PM-, ACM-, OIA- und CIA-Felder (Abb. 4-14). Dies spiegelt die Vielzahl an unterschiedlichen Ausgangsgesteinen wider. OIA-Sedimente werden nach BATHIA (1983) im Bereich eines tholeiitischen Inselbo-gens abgelagert. Somit ist fr Sedimente, welche eine OIA-Signatur aufweisen, als Aus-gangsgestein ein tholeiitischer Basalt anzunehmen. Nach MCCANN (1998) lsst sich schluss-folgern, dass die Rotliegend-Sandsteine der Felder PM/ACM in einem stabilen tektonischen Enviroment abgelagert wurden. Dabei sind die Liefergebiete zum einen das variszische Hin-terland und zum anderen die permokarbonen Vulkanite des NEDB. Des weiteren wurden fnf Sandsteinproben aus dem Mittleren Buntsandstein bearbeitet, die alle aus der Bohrung Schilde 1/69 stammen. Dabei handelt es sich wiederum um Sedimente mit hoher kompositioneller Reife. Die Klasten sind meist gut gerundet und der Quarzanteil ist

756963575145393327211595 7

Tonminerale

Anh

Qz

Qz

Qz

Qz

QzQz

Qz

Qz

Qz

Qz

Qz

DolFsp

Bohrung: Meseberg-Ost 3/73Probe: MbgA14Teufe: 4934,2 mStratigraphie: Unter-Rotliegend "sedimentres Autun"Lithologie: SandsteinEnviroment: fluviatil

Dol

Qz

1000

500

1500

2249Zhl-impulse

20

756963575145393327211595 7

Tonminerale

Qz

QzQz

Qz

Qz

Qz

QzQz

Qz

Qz

Qz

CC

Qz

CCCC

Fsp

CCFsp

1000

500

20

Bohrung: Penzlin 1/75Probe: Pnl1A1Teufe: 5177,2 mStratigraphie: Ober-Rotliegend Havel SubgruppeLithologie: SandsteinEnviroment: olisch

3763

756963575145393327211595 7

Tonminerale

Anh

Qz

Qz

Qz

Qz

Qz

Qz

QzQz

Qz

Qz

Qz

CC

Qz

CC

FspDol

DolFsp

1000

500

1500

20

Bohrung: Pretzier 1/77Probe: PrzA15Teufe: 3712,2 mStratigraphie: Ober-Rotliegend Elbe SubgruppeLithologie: SandsteinEnviroment: fluviatil

4679

Fsp

Zhl-impulse

Zhl-impulse

Abb. 4-15: Rntgendiffraktogramme von drei ausgewhlten Sandsteinproben des Rotliegend


46

sehr hoch (Abb. 4-13). Matrix ist nur sporadisch enthalten. Eine Probe (Sde1) enthlt allerdings ei-nen Matrixgehalt von 20 % und auerdem sind bei dieser Probe detritische Hellglimmer enthalten. Das legt die Vermutung nahe, dass dieser Sandstein fluviatil gebildet wurde. Die lteren Sandsteine des Buntsandsteins dieser Bohrung enthalten etwa 15 % Porenraumzemente von Quarz, Karbonat und Anhydrit. Dabei ist der Karbonatanteil der Probe Sde6 mit 29 % etwa doppelt so hoch, wie der Ge-samtzementanteil anderer Proben der Bohrung Schilde 1/69. Die Sandsteine des Juras und des Keupers sind e-benfalls gut sortiert und gerundet. Im Gegensatz zu den Kreide-Sandsteinen enthalten diese jedoch ei-nen Karbonatzement, welcher 27 - 37 Vol. % aus-macht. In kleineren Konzentrationen sind noch Hmatit sowie Limonit in den Quarzareniten ent-halten. Die Sandsteine wurden wahrscheinlich ma-rin gebildet. Die kreidezeitlichen Heidelberg-Sandsteine aus

dem nrdlichen Harzvorland (Teufelsmauer) sind quarzitisch zementierte, gut sortierte und gerundete Strandablagerungen (KNAPPE & TRGER 1988), welche eine sehr hohe kompositio-nelle Maturitt besitzen. Da diese Gesteine nie einer groen Versenkung unterlagen, mssen die Quarzzemente frhdiagenetisch gebildet worden sein. Die quarzitischen Lagen scheinen an bestimmte Horizonte gebunden zu sein, deshalb liegt die Vermutung nahe, dass die Ze-mente aus SiO2-reichen Wssern ausgefllt wurden, welche im Zusammenhang mit der krei-dezeitlichen Heraushebung des Harzes stehen.

4.3.3 Silt-und Tonsteine (Sabkha-Fazies)

Schematisch ist das Vorkommen der Silt- und Tonsteine des Rotliegend im NEDB in Abb. 4-11 dargestellt. Deutlich wird der hohe Volumenanteil dieser feinkrnigen Ablagerungen. Die evaporito-klastischen Sedimente, d.h. in einer evaporitischen Sand-Ton-Ebene abgelagerten Gesteine, sind meist siltige, rotbraune Siliziklastika mit Einschaltungen von 1 - 15 cm mch-tigen fluviatilen, fein- bis mittelkrnigen Sandsteinen. Bei den sehr feinkrnigen Gesteinen werden die wenigen primren Porositten durch kalzitische und anhydritische Zemente ausge-fllt. Der feinkrnige Detritus setzt sich oft aus mig sortierten, schwach angerundeten Kr-nern zusammen. Diese Krner (meist Quarz), lagern in einer Matrix, welche sich aus Tonmi-neralen, Eisenoxiden und -hydroxiden zusammensetzt.

1 cm

1 cm

Abb. 4-16: Haloturbate Gefge (oben, Pro-be Pnl7) und Anhydritkonkretionen (unten, Probe Pnl6) in Silt-Tonsteinen der Bohrung Penzlin 1/76;


47

Charakteristisch sind frhdiagenetische Anhydritkonkretionen, die in ihrer Ausbildung dem Perlen-Anhydrit (Kap. 4.4.3) der Zechsteinanhydrite hneln sowie sogenannte Adhsions-strukturen, besonders im Bereich der Sabkha-Fazies (Abb. 4-16). Die Anhydritkonkretionen sind oft boudinartig ausgebildete, 0,5 - 4 cm groe, weie Einschlsse im roten Tonstein, welche sich teilweise auch zu schichtparallelen Strukturen anordnen. Sie werden hufig als Indiz fr einen dicht unter der Oberflche befindlichen Gundwasserspiegel gedeutet, wobei der primr ausgefllte Gips im Verlaufe seiner diagenetischen Entwicklung dehydriert und in Anhydrit umgewandelt wird. Dieser Prozess wird vor allem durch die Temperatur und die Salinitt des Porenwassers gesteuert (FCHTBAUER 1988). Adhsionsstrukturen treten vor allem in der Nhe der Zechsteinanhydrite auf. Unterschieden werden knnen diese Strukturen nach ihrer Ausbildung in Adhsionsrippel, Adhsionswarzen und Adhsionsschichtungen (FCHTBAUER 1988). Ihr Auftreten steht im Zusammenhang mit olisch bewegten Sandkr-nern auf feuchten Oberflchen (FCHTBAUER 1988).

4.3.4 Pr-Perm-Sedimente

An pr-permischen Sedimenten knnen der Lithologie nach Sandsteine und kohlenstoffreiche Tonsteine unterschieden werden. Eine umfangreiche Bearbeitung der Prperm-Sedimente erfolgte im Rahmen der Dissertation von HOTH (1993). Die variszische Faltungs- und Deformationsintensitt nimmt generell von Sden (Harz) nach Norden ab (HOTH 1993, 1997). Im Bereich der subherzynen Senke (Abb. 2-1) sind schwarze Tonsteine des Devons geschiefert (Bohrung HuyNei 1/85). Im Gebiet der Flechtinger Scholle und der Altmark, sdlich der sogenannten Variszischen Deformationsfront (vgl. Abb. 2-1, 2-2), treten nur noch schwach geschieferte Ablagerungen auf. Allerdings wurden die in diesem Bereich befindlichen, prpermischen Sedimente stark durch die Kompressionstektonik der Varisziden beinflusst und thermal berprgt (Bohrung Eldena 1/74, Prttlin 1/82, Bohrung Parchim 1/68). HOTH (1993, 1997) weist erhhte Inkohlung nach und beschreibt fr die dun-kelgrauen Sedimente eine Reihe von diagenetischen und schwach metamorphen Umwand-lungsreaktionen. Die wichtigsten Prozesse sind eine intensive Chloritisierung, Quarzlsung und Quarzzementation sowie die Rekristallisation der Matrix von matrixreichen Gesteinen. Die detritische Zusammensetzung der Sandsteine ist in Abb. 4-13 dargestellt. Die Pelite be-stehen aus dnnen, 1 - 3 mm mchtigen Wechsellagen von siltigen Tonsteinen mit Tonstei-nen. Der Detritus ist eingeregelt und parallel zur Schichtung deformiert. Grauwacken treten in den Bohrungen Roxfrde 2/64, Dreileben 3/70 und Prttlin 1/82 auf. Die detritische Zusam-mensetzung entspricht wiederum Lithareniten (Abb. 4-13); der Matrixgehalt betrgt 15 - 25 %. Die Quarz- und Feldspatkrner sowie Lithoklasten sind nur sehr schwach gerundet und eingeregelt. Die prpermischen Sedimente nrdlich der Variszischen Deformationsfront (Abb. 2-2) sind durch die variszische Orogenese kaum beeinflusst. Die roten Sand- und Siltsteine, aufge-schlossen beispielsweise in den Bohrungen Rgen 1/63 und Richtenberg 4/65, hneln in ihrer Zusammensetzung und Ausbildung stark den Rotliegend-Sedimenten und sind zusammen mit


48

diesen in Kap. 4.2.2 beschrieben. Bei den oft nur rudimentr enthaltenen karbonatischen Kluftfllungen handelt es sich, im Gegensatz zu den Kluftfllungen des Rotliegend, aus-schlielich um Siderite und Ankerite. Diese werden sekundr durch Quarz, Chlorit und Illit verdrngt. Als Zemente treten neben den Chlorit- und Illitbildungen vor allem Quarz, Dolomit und Pyrit auf.

4.3.5 Diagenese der siliziklastischen Gesteine

Die Sandsteine weisen aufgrund unterschiedlich durchlaufener Diagenesestadien sehr unter-schiedliche Porenraumfllungen auf. Neben den verschiedenen Mineralphasen sind Lsungs- und Ersetzungserscheinungen zu beobachten, wie sie zusammengefasst in Anhang B1 doku-mentiert sind. GAUPP (1994) schlgt zur Typisierung von Sandsteinen in Bezug zu den enthal-tenen diagenetischen Mineralbildungen eine Klassifikation vor, welche im Rahmen der vor-liegenden Arbeit geringfgig modifiziert (Typ SB, IC, IM, SB-D) und um weitere Typen er-weitert wurde (SB-A, SB-D, SB-AD, Q, IQK, HK; Abb. 4-17). Alle untersuchten grobkrni-gen Siliziklastika wurden entsprechend typisiert (Anhang B1). 1. Sabkha-Typ (SB) Der Porenraum der Sandsteine ist bis zu 40% mit Anhydrit, Kalzit, Quarz und Albit gefllt, wobei eine frhdiagenetische Zementation durch den direkten Korn-Zement-Kontakt nach-weisbar ist. Sptdiagenetische Rekristallisationen und Mineralneubildungen sind ebenfalls zu beobachten. 2. Dolomit-Typ (SB-D) Dieser Diagenesetyp ist charakterisiert durch frhdiagenetisch gebildete anhedrale sowie poi-kilitische Dolomitkristalle. Er stellt auch einen Untertyp des SB-Typs dar. Teilweise sind die Kristalle durch Hmatit umhllt. Die Dolomitzemente werden sehr hufig von sptdiageneti-schen Kalziten verdrngt. 3. Anhydrit-Dolomit-Typ (SB-AD) Der Anhydrit-Dolomit-Typ stellt eine frhdiagenetische Bildung dar und ist ebenfalls als Un-tertyp des SB-Typs zu betrachten. Frhe Anhydritzemente wurden teilweise gelst und der entstandene Porenraum unvollstndig mit Hmatit beschichtet und anschlieend mit poikiliti-schem Dolomitzement (Satteldolomit) ausgefllt. Kalzit ersetzte z.T. sptdiagenetisch die frhdiagnetischen Porenraumfllungen. 4. Anhydrit-Typ (SB-A) Anhydrit wurde in Porenrumen frhdiagetisch ausgefllt, welcher teilweise durch Dolomit-zement ersetzt wurde. Dieser Anhydrit-Typ ist ein spezieller Typ des SB-Typs. 5. Illit-Hllen-Typ (IC; illite coating) In Bereichen, wo keine Quarz-, Albit- und Kalzitzemente vorhanden sind, ist teilweise eine tangentiale Illit-Umhllung der Sedimentkrner zu beobachten. Die Herkunft dieser Illite wird einerseits als Einschwemmungen von Tonmineralen, andererseits als Ausfllungsprodukte aus


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Cc

Qz

D

D

D

Hm

Fsp

Cc

Cc

Qz

Ab

D

D

D

Hm

Fsp

SB-DCc

Cc

Qz Anhy

Ab

SB

Fsp

Ic

Pm

IC IM

Qz

Ic

Im

Im

AnhySB-AD

Anhy

Cc

D

Fsp

SB-A

Ic

IQKQz

HmAb

KMs

HKQ

Abb. 4-18: Hauptdiagenese-Typen der Sandsteine (modifiziert und erweitert nach GAUPP (1994), Beschreibung im Text. Cc = Kalzit, Qz = Quarz, Anhy = Anhydrit, Ab = Albit, Fsp = Feldspat, D = Dolomit, Hm = Hmatit, Pm = Pseudomatrix, Ic = Hllenillit, Im = Maschenillit, Ms = Muskovit, K = Kaolinit


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Lsungen betrachtet (GAUPP 1994). Diese auch als sehr unreif bezeichneten Sandsteine weisen in den Porenrumen in Folge von Kompaktion eine sogenannte Pseudomatrix auf, welche sich aus authigenen und detritischen Tonmineralen zusammensetzt. 6. Maschenillit-Typ (IM) Plattig und fibrs ausgebildete Illite wachsen auf Kornflchen und in primren sowie sekun-dren Porenrumen. Nach GAUPP (1994) ist die Bildung dieser Illite im Zusammenhang mit saueren Porenwssern aus den Lagen der Karbonkohlen zu deuten, wobei die Migration der Wsser im Rahmen der frhkimmerischen Bewegungen stattfand. 7. Quarz-Typ (Q) Dieser Zementtyp wurde lediglich in den Kreidesandsteinen der Teufelsmauer beobachtet, wobei die Entstehung der Quarz-Zemente wahrscheinlich auf die Ausfllung aus Grund- und Oberflchenwssern zurckzufhren ist. So sind die Silifizierungen an bestimmte Lagen in den Sandsteinen gebunden. Eine Drucklsung durch Kompaktion kann aufgrund der geringen berlagerung der Sandsteine ausgeschlossen werden. Eine Ausfllung aus aufsteigenden, thermalen Tiefenwssern ist ebenfalls nicht wahrscheinlich, da die gefundenen Flssigkeits-einschlsse extrem klein und einphasig (wssrig) sind. Nach REYNOLDS & GOLDSTEIN (1994) spricht das Vorkommen von einphasigen, wssrigen Einschlssen fr Bildungstemperaturen


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ter ist durch die kontaktmetamorphe berprgung der karbonischen Sedimente durch die Rot-liegend-Vulkanite gegeben. Auf diese berprgung fhrt HOTH (1993) eine intensive Chlorit-sprossung, das Auftreten von Prehnit und Epidot in karbonatisch zementierten Partien sowie eine intensive Verquarzung oder Serizitisierung der karbonen Grauwacken und Sandsteine zurck. Als synsedimentre oder frhdiagenetische Zemente treten selten Kalzit und Siderit auf. Weitaus hufiger wurde Dolomit in Form von poikilitischen Satteldolomiten und kleinen rhombischen Kristallen beobachtet (Tafel 1b). Die in Kluft- und Hohlraumfllungen enthalte-nen Siderite wurden meist von Dolomiten verdrngt, was die Zunahme des Mg-Gehaltes der Porenwsser in den Karbon-Sandsteine nachweist. Neben Karbonaten konnte vor allem authi-gener Quarz als Zement und als Kluftfllung beobachtet werden. Pyrit tritt in mindestens zwei Generationen auf, wobei die erste Generation frhdiagnetisch gebildet wurde und die zweite entlang von Klften und Rissen angeordnet ist. Illit und Muskovit treten als detritische Hauptbestandteile auf. Daneben kommen als versenkungsbedingte Mineralbildungen Illit, Chlorit und Kaolinit vor, wobei die sptdiagenetische Bildung dieser Tonminerale oft im Zu-sammenhang mit der Alteration der Feldspte zu sehen ist. In den permischen und mesozoi-schen Ton- und Siltsteinen konnten nur relativ wenige authigene Mineralbildungen beobach-tet werden. Frhdiagenetischen Anhydritkonkretionen sind die wohl bedeutendste Bildung dieser Gesteine. Selten wurden authigene Quarz-, Karbonat-, Tonmineral-, Eisenoxid-, Eisen-hydroxid- und Pyritzemente beobachtet, wobei eine weitere Untergliederung in Zementgene-rationen nicht mglich ist. Die sekundren Kluftfllungen in den feinkrnigen und grobkrni-gen, klastischen Sedimente werden gesondert in Kap. 4.6 beschrieben.

4.4 Karbonat- und Anhydritgesteine

Es wurden 41 Proben von Karbonat- und Anhydritgesteinen bearbeitet, davon 31 Proben von Zechstein-Anhydriten. Drei Dolomitproben wurden in einer Tongrube bei Wanzleben aus dem Unteren Keuper (vgl. BEUTLER 1987) genommen. Die Karbonatproben stammen meist aus den evaporitische Abfolgen des Zechsteins (vier Proben). Sie besitzen einen hohen orga-nischen Anteil und sind oft dunkel gefrbt. Zwei Proben entstammen dem Buntsandstein und sind durch einen geringen siliziklastischen Anteil gekennzeichnet. Eine weitere Probe ist ein flachmariner Jura-Kalkstein. Aufgrund der sehr variablen Bildungsbereiche der Karbonate und im Hinblick auf die Zielstellung der Arbeit wird im weiteren auf deren Beschreibung und Klassifizierung verzichtet und im folgenden vor allem auf die Anhydritgesteine des Zech-steins fokussiert.

4.4.1 Die Evaporite des NEDB

Die im NEDB vorhandenen, ursprnglich 900 -1100 m mchtigen Salinarfolgen des Zech-steins (BENOX et al. 1997) besitzen besonders fr die Strukturentwicklung des Beckens eine groe Bedeutung. Der Zechstein des NEDB wird in sieben Zyklen gegliedert (Werra-, Sta-furt-, Leine-, Aller-, Ohre-, Friesland- und Mlln-Folge). Dabei beginnt ein idealer Zyklus oft mit der Ablagerung von (1) Kalk, (2) Dolomit und (3) Gips, anschlieend wurden durch Eva-


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poration (4) Anhydrit, (5) Halit und (6) K-Mg-Salze gebildet. Die Zyklen werden durch Tone voneinander abgetrennt. In Folge der Beckenbildung und der damit verbundenen Subsidenz werden die Sedimente diagenetisch verndert. Anhydrite kommen neben dem Zechstein eben-falls im Mittleren Muschelkalk (Anhydrit-Folge) vor. Vor allem die Anhydritgesteine spielen bei der Bearbeitung der Palofluide des NEDB eine groe Rolle und werden deshalb im Fol-genden petrographisch klassifiziert.

4.4.2 Klassifikation der Anhydritgesteine

Fr die Klassifizierung von Ca-Sulfatgesteinen existieren eine Reihe von Vorschlgen, wobei hier die Klassifizierung nach BALZER (1997) verwendet wird, die in Anlehnung an LANGBEIN (1979) erarbeitet wurde. Danach werden grundstzlich auf der Basis der mineralogischen Zu-sammensetzung, ohne Bercksichtigung der Korngre, fnf Strukturtypen unterschieden. Jeder Strukturtyp kann einzeln oder in Verwachsung mit mehreren Strukturtypen in einem Dnnschliffs auftreten. Als wesentliche Kornstrukturtypen werden von BALZER (1997) der leistenfrmig-tafelige Typ (lath-shaped) und der isometrisch-kristallotopische Typ genannt (Abb. 4-18). Der leistenfrmig-tafelige Typ erscheint im Dnnschliff mit betonter Lngserstreckung. Im Durchlicht sind zudem diffus verteilte intrakristalline Verunreinigungen zu beobachten. Die-ser Typ stellt die syngenetische bis frhdiagenetische Umwandlungspseudomorphose nach primrem Gips dar (BALZER 1997, LANBEIN 1979). Der isometrisch-kristallotopische Typ,

welcher auch als pinokoidaler Typ bezeichnet wird, zeigt deutlich die rhombische Kris-tallform des Anhydrits, ohne eine ausgeprgte Lngserstre-ckung. Es sind keinerlei diffus verteilte intrakristalline Verun-reinigungen enthalten (BALZER 1997). Oft ist an Korngrenzen Hmatit zu beobachten. Ein weiteres Identifikationskriteri-um ist eine vereinzelt auftre-tende Flchenstreifung durch Druckverzwillingung (BALZER 1997). Neben diesen zwei Haupttypen treten drei weitere, einfach zu unterscheidende Typen auf.

A

B

C

D

E

ABCDE

-----

leistenfrmig-tafeliger Typisometrisch-granularer Typfibrser Typamboider Typisometrisch-kristallo-topischer Typ

Abb. 4-18: Schema der Mikrostrukturen von Anhydritgesteinen nach BALZER (1997) und LANGBEIN (1979)


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Der isometrisch-granotopische Typ bildet hufig die feinkrnige Grundmasse zwischen den oben beschrieben Strukturtypen, tritt aber zudem auch eigenstndig gefgebildend in Verbin-dung mit organogen-karbonatischen Gemengteilen auf (BALZER 1997). Der fibrse Struktur-typ kommt hufig als Faserzement und oft in Verbindung mit Salinarzement vor.

Probe Stratigraphie Teufe Typ nach Balzer Faziestyp nach sekundre Diagenese- Typ [m] A B C D E Balzer (1997) Bildungen stadium

Pa13 Werra 4687,1 o + -- -- -- Kompaktit Kluft, Pyrit spt-/ frhdiag. Ib

Pa12 Werra 4688,3 o + -- -- -- Kompaktit Pyrit frhdiag. Ib

Stav 10 Stafurt 4283,2 - ++ -- -- - diff. Kompaktion frhdiag. Ia

Pnl8 Werra 4557,9 + o -- -- -- Sulfat-Karbonat-Verdrngung

frhdiag. Id

Rm1 Salzstock 3365,0 + -- -- + + Anhydritzementit, subrosiv berprgt

Anhydrit-neub.

spt-/ frhdiag. II

Rm6 Salzstock 3547,6 - - o ++ Anhydritzementit spt-/ frhdiag. Va

Rm7 Werra 3699,0 o -- ++ -- o Kompaktit frhdiag. Ia Rn1 Werra 2035,7 ++ -- -- - - Anhydritzementit spt-/ frhdiag. II

Rn2 Leine 1685,6 + - + o -- Anhydritzementit, subrosiv berprgt

brekziiert spt-/ frhdiag. IVa

Sam9 Muschelkalk 813,2 o -- o + - Anhydritzementit mit sek. Verdrngung durch Gips

sek.Gips spt-/ frhdiag. III

Gr2 Leine 1797,6 -- -- + -- + Kompaktit sek. Ma-gnesit

spt-/ frhdiag. Ia

Gr4 Zechstein 1797,2 + -- + o -- Kompaktit sek.Gips spt-/ frhdiag. Id

Tbe1 Stafurt 2481,8 + o -- -- -- Sulfat-Karbonat-Verdrngung

frhdiag. Id

Tbe6 Leine 2406,1 + - + -- -- Anhydritzementit frhdiag. IVb

El1 Werra 3790,2 - - - -- -- Kompaktit Karbonat-neub.

spt-/ frhdiag. III

Sw9 Werra 3348,4 o -- + -- o Gipszementit frhdiag. IVc

Sw10 Werra 3334,7 o -- + -- o Gipszementit frhdiag. IVc

Sw11 Leine 3097,6 + -- -- + + Anhydritzementit, subrosiv berprgt

Anhydrit-neub.

spt-/ frhdiag. II

Sw12 Leine 3082,8 + o -- -- -- Sulfat-Karbonat-Verdrngung

sek. Gips-stein

frhdiag. Id

Sw13 Aller 2824,3 -- -- ++ -- o Anhydritzementit mit sek. Anhydritbild.

Anhydrit-neub.

spt-/ frhdiag. IVc

Sw15 Aller 2743,4 - - o ++ Anhydritzementit spt-/ frhdiag. Va

Dre4 Werra 764,8 - - o ++ Anhydritzementit mit subrosivem Kollapsg.

spt-/ frhdiag. Vb

Rx3 Leine 282,7 -- -- +* -- ++* sekundrer Gipsstein Gipsstein sptdiag. IIIa

Tab. 4-3: Mikroskopische Auswertung der bearbeiteten Anhydritgesteine (* Gips statt Anhydrit); Er-luterungen im Text (Kap. 4.4.3) ++ Hauptbestandteil, + hoher Vol.-Anteil, o vorhanden, - in geringen Mengen enthalten, -- nicht beo-bachtet; Typen und Faziestypen nach BALZER (1997): A - leistenfrmig-tafeliger Typ B - isometrisch-granularer Typ C - fibrser Typ D - amboider Typ E - isometrisch-kristallotopischer Typ


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Im Gegensatz zu den zwei zuletzt beschriebenen Typen, welche im mikrokristallinen m-Bereich zu beobachten sind, tritt der ambe Strukturtyp auch im mm- bis cm-Bereich auf. Charakteristisch ist vor allem die unscharfe Begrenzung dieser Rekristallisate (Mosaikkristal-le) und die teilweise poikilotopische Struktur durch feinkrnigere Anhydrit- oder Karbonat-Kristalle (BALZER 1997). Hinsichtlich ihrer texturellen Ausbildung variieren die einzelnen Typen. Der leistenfrmig-tafelige und der fibrse Typ variiert von schichtungsparalleler bis zu rosettenfrmiger Anord-nung. Der isometrisch kristallographische Typ tritt entweder als Blockzement oder massig (gesteinsbildend) auf. Bedeutsam fr die mikrofazielle Interpretation der untersuchten Gesteine sind sekundre Ver-nderungen der Ca-Sulfatgesteine. Dazu gehren neben den frhdiagenetischen Kom-paktions-, Verdrngungs- und Zementationsbildungen die sptdiagenetischen, subrosiven Mi-neral- und Gesteinsumwandlungen. Eine Zusammenfassung und umfangreiche Dokumentati-on ist bei BALZER (1997) zu finden.

4.4.3 Petrographie und Diagenese der Anhydritgesteine

Von 31 Anhydritproben wurden 23 Proben mikroskopisch ausgewertet. Dabei wurden die entsprechenden Proben nach Strukturtypen (nach BALZER 1997) sowie nach beobachteten sekundren, meist sptdiagenetischen Vernderungen bewertet und in verschiedene Typen klassifiziert (Tab. 4-3). Es konnten sechs Hauptgruppen (Typ I-VI; Tab. 4-3) nach ihrem Erscheinungsbild im Dnn-schliff unterschieden werden. Typ I setzt sich aus einem feinschichtig texturierten mikriti-schen Kabonat zusammen, in welchem sich in boudinartigen Strukturen (Perlen-Anhydrit) leistenfrmig tafelige, aber auch isometrisch-kristallotopische Anhydrite befinden. Nach dem

Volumenverhltnis von Matrix zu Per-lenahydrit-Strukturen wurden die Un-tergruppen a bis c unterschieden. Da-bei berwiegen bei Typ a die boudi-nartigen Strukturen gegenber der Matrix, bei Typ b (Abb. 4-19) ist die-ses Verhltnis ausgeglichen und Typ c enthlt fast ausschlielich karbona-tisch-sulfatische Matrix. Typ II ist dadurch gekennzeichnet, dass hier im Prinzip die Strukturtypen A, D und E nach BALZER (1997) enthalten sind und diese teilweise durch subrosive Prozesse korrodiert erscheinen. Typ III hingegen ist gekennzeichnet durch

Abb. 4-19: Anhydrit Typ Ib (Probe Pa12 Bohrung Par-chim 1/68; Werra-Anhydrit). In feinkrniger, karbonatisch-sulfatischer Matrix (dunkel) befindet sich boundinartiger Perlenanhydrit (hell), wobei einzelne Pyritneubildungen (schwarz) alles ver-drngen, (durchlichtmikroskopische Aufnahme, Balken= 320 m)


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verschiedene Verdrngungskristallisationen (Abb. 4-19), wie z.B. der Karbonatisierung von Anhydrit. Typ IV wiederum enthlt generell als Matrixtyp den grokrnigen Strukturtyp C nach BALZER (1997). Dabei sind in dieser Matrix bei der Untergruppe IVa besonders leisten-frmig-tafelige, lagig angeordnete Kristalle enthalten, bei Typ IVb bilden letztere Rosetten und bei der Untergruppe IVc sind in der Matrix isometrisch-kristallotopische Kristalle (Typ E) enthalten. Die Hauptgruppe V ist charakterisiert durch das Vorkommen lagig angeordneter, leicht ausgelngter isometrisch-kristallotopischer Kristalle. Zwischen diesen plattigen Minera-len befindet sich keine Matrix, lediglich in Wechsellagerung ist einer der Matrixtypen vor-handen. Die Gruppe Typ VI ist hingegen gekennzeichnet durch die vollstndige Umwand-lung des Anhydrits in Gips. Die Unterscheidung der verschiedenen Typen erfolgte vor allem nach ueren Merkmalen im Dnnschliff. Es wurde auch versucht, die Gesteine nach ihrer unterschiedlichen Genese zu untergliedern. Dabei wurde auf Grundlage von BALZER (1997) eine Zuordnung zu spt- oder frhdiagenetischen Bildungen vorgenommen und ebenfalls ver-sucht, den Faziestyp zu charakterisieren. Auerdem wurden sekundre Bildungen aufgefhrt (Tab. 4-3). Die Genese der meisten Anhydritgesteine im Zechstein beginnt mit einer primren Gipskris-

tallisation in einer O2-reichen Umge-bung unter Bildung von leistenfrmig-tafeligen Kristallen (BALZER 1997) in einem flachen Plattformbecken. In Folge gleichmiger Evaporation er-folgt im Bereich der Lysoklinen fr die Gips-Anhydrit- und Halitstabilitt die Ausfllung entsprechender Mine-rale (BALZER 1997). Als frhdiagene-tische Bildungen unterscheidet BAL-ZER (1997) prinzipiell Sulfat-Karbonat-Verdrngungsgefge, Kom-paktionsgefge und Zementitgefge. Die frhdiagenetisch-mechanischen

Sulfat-Karbonat-Verdrngungsgefge werden nach BALZER (1997) in Folge der Abscheidung von Gips und An-hydrit aus kapillar aufsteigenden, sul-fatreichen Porenwssern im noch plas-tischen Zustand des Sediments gebil-det. Dabei kommt es zur Entschich-tung des karbonatischen Wirtsgesteins. Makroskopisch lsst sich das Gestein

Abb. 4-20: Frhdiagenetisch laminierter Anhydrit mit sptdiagenetischer Verdrngung durch Anhydrit und Do-lomit. Anhydrit Typ III (Probe El1 der Bohrung Eldena 1/74, Werra-Anhydrit); (Balken = 320 m, Aufnahmen oben mit gekreuzten Polarisatoren, unten Hellfeld)


56

als Karbonat-Fetzen-Anhydrit (BALZER 1997) ansprechen, mikroskopisch setzt es sich aus einem feinschichtig texturierten, mikritischen Karbonat zusammen, welches durch einen iso-metrisch-granotopischen Anhydrit-Strukturtyp mit richtungslos-krniger Textur verdrngt wird (Typ Id; Tab. 4-3). Ein spezieller Typ ist der sogenannte Maschendraht-Anhydrit. Im Bereich der Gipskompensationstiefe erfolgt die Phasenumwandlung von Gips- zu An-hydritkristallen unter erheblichem Volumenverlust (BALZER 1997). Die resultierende Kom-paktion der nicht sulfatischen Lagen hat eine Volumenverringerung und Lamination zur Folge hat. Des weiteren kommt es zur Umwandlung der leistenfrmig tafeligen Kristalle. Nach BALZER (1997) zeichnet sich die Mikrofazies durch eine engstndige Schichtungstextur mit feinkrnigen isometrisch-granotopischen Anhydrit-Kristallen aus, die poikilotopisch mit Kar-bonat verwachsen sind. Eine fleckenhafte, perlartige Textur ist Ausdruck von partieller Ze-mentation des Sediments um frhe Kristallisationskeime (weitstndige Laminen) und zu einer differentiellen Kompaktion der nichtzementierten Bereiche (engstndige Laminen) (BALZER 1997). Diese frhdiagenetische Kompaktion wurde sehr hufig beobachtet (z.B. Typ Ia-Ic; Tab. 4-3). Ein weiterer frhdiagenetischer Proze ist die Zementation der Ca-Sulfatgesteine durch Gips oder Anhydrit. Solche Zemente wurden hufig beobachtet (Tab. 4-3). Nicht immer lassen sich Rekristallisationsgefge eindeutig einer frh- oder sptdiagenetischen Genese zuordnen. Ein wesentliches Kriterium dieser Umkristallisation ist die Kornvergrberung unter Resorption der bisher beschriebenen Strukturen. Diese Rekristallisationsgefge zeigen oft ein undulses Auslschen und sind als typische Mosaikkristalle zu identifizieren (amboider Strukturtyp nach BALZER 1997; vgl. Abb. 4-18). Als sptdiagenetische Prozesse wurden subrosive Prozesse, hervorgerufen durch Salinar-subrosion oder Salinarzement-Korrosion, beobachtet (Tab. 4-3). Ein wichtiger Strukturtyp sind die Kollapsbrekzien (z.B. Probe Rn2). Weitere sptdiagenetische Gefge sind Verdrn-gungsgefge (Karbonatisierung, Anhydritisierung), welche z.B. alle Anhydrite des Typ 3 in Tab. 4-3 beinhaltet. Die sptdiagenetischen Gefge enthalten reliktisch oft frhdiagenetische Gefge, was in Tab. 4-3 auch als spt-/ frhdiagenetisch dokumentiert ist. In einem Falle (Probe Rx3) wurde sekundre Vergipsung identifiziert, die als eine Folge der kretazischen Hebung der Krustenscholle angesehen werden kann. So wurden der Leine-Anhydrit, welcher die Probe Rx3 entnommen wurde, im Zuge der Inversion um ca. 4 km herausgehoben. Alle frhdiagenetischen Gefgemerkmale wurden dabei zerstrt.

4.4.4 Interpretation der petrographischen und diagenetischen Befunde

Auf Grundlage der oben beschriebenen und diskutierten Befunde der petrographischen Bear-beitung der Ca-Sulfatgesteine erscheint folgende Interpretation als sinnvoll (Abb. 4-21): Im Verlaufe der Absenkung des NEDB erfolgten frhdiagenetisch eine Sulfat-Anhydrit-Verdrngung, Kompaktion und differentielle Kompaktion sowie die Zementation der Ca-Sulfatgesteine. Im weiteren Subsidenzverlauf fanden eine Reihe von Anhydrit- Rekristallisa-


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tionen statt, wobei eine Zuordnung zu frhdiagenetischen und sptdiagenetischen Prozessen mglich ist. Bei fortschreitender Versenkung bildete sich Anhydrit. Verdrngungsreaktionen sind fr die Anhydritisierung von Karbonaten und Karbonatisierung von Anhydriten verantwortlich. Eine teilweise sekundre Vergipsung der Anhydritgesteine durch deren Heraushebung und einer damit verbundenen Hydratisierung des Anhydrits erfolgte in der nrdlichen Randzone (R-gen) sowie der sdliche Strungszone im Gebiet der Altmarkschwelle und der Schollen von Flechtingen und Calvrde.

4.5 Permokarbone Vulkanite des NEDB

Es wurden 57 Proben der permokarbonen Vulkanite petrographisch und mikrothermometrisch bearbeitet (Tab. 4-1.) Dabei reicht das lithologische Spektrum von SiO2-reichen Rhyolitoiden bis hin zu basaltoiden Gesteinen. Permokarbone Vulkanite sind im NEDB weitverbreitet (Abb. 4-22) und mit Mchtigkeiten ber 2000 m (vgl. Abb. 2-5a) eine der bedeutendsten stra-tigraphischen Einheiten im Becken. Die petrographische Beschreibung der verschiedenen Vulkanite (Abb. 4-22) fhrten KORICH (1989, 1992a, 1992b) fr den Bereich Mecklenburg und Nordbrandenburg, HUEBSCHER (1989) fr Ostbrandenburg und GABRIEL (1989) fr den Bereich der Altmark durch, wobei die Charakterisierung von Grundmasse, Phenokrysten, die akkzessorisch enthaltenen Bestandteile und die texturelle Ausbildung zur Differenzierung der rhyolitischen, andesitischen und basaltischen Gesteine dienten. HOTH et al. (1993b) nutzten diese Beschreibungen fr eine Klassifizierung und flchenhafte Korrelation der verschiedenen Vulkanitserien. BENEK et al. (1996) berechnete das Gesamtvolumen der Vulkanite auf 48.000

frhdiagenetisch sptdiagenetisch

Absenkung Heraushebung

Sulfat-Karbonat-Verdrngung

Kompaktion

Zementation

Rekristallisation

subrosive Anhydritgesteine

Mineral-Verdrngungen

sekundreGipsbildung

Becken-entwicklung

sekundreKlfte

Abb. 4-21: Interpretation der beobachteten Gefge der Anhydrite in Bezug zur Diagenese und Be-ckenentwicklung


58

km3, wovon etwa 70 % einen SiO2-reichen Charakter besitzen. Bei diesen SiO2-reichen Vul-kaniten werden Ignimbrite und Laven unterschieden, wobei den Ignimbriten ein Volumenan-teil von 32 % und in Mecklenburg-Vorpommern sogar 60 % zukommt (BENEK et al. 1996). Zudem nimmt BENEK (1995) in Verbindung mit steilen Mchtigkeitsgradienten die Existenz groer Caldera-Systeme an. HOTH et al. (1993b) und BENEK et al. (1996) gliedern die permo-karbonen Vulkanite in 5 Eruptivstadien, beginnend mit dem (I) Andesitstadium im Stefan, dem (II) explosiven Ignimbritstadium im Unterrotliegend (Asselium). Das dritte, po-stignimbritische Stadium(III) ist durch rhyolitische, andesitische und z.T. basaltische Laven charakterisiert.

Flechtinger Scholle

Subherzynes Becken

Polen

Deutschland

Ostsee

Mecklenburg-Vorpommern

Brandenburg

Sachsen-Anhalt

Rgen

Elbe

Oder

Berlin

Alkali-Basalt-SerieTholeiit-Basalt-Serie

Mg-Andesit-Serie Rhyolit-(Andesit)-Folge

Rhyolit-Andesit-Folge

Granit-Pluton

herausgeobene Grund-gebirgsschollen

0 50 km

Deutschland

Polen

Abb. 4-22: Verbreitung der permokarbonen Vulkanitserien im NEDB (nach BENEK et al. 1996)


59

Der volumenmige Anteil des darauffolgenden Sptrhyolitoidstadiums (vermutlich Sakma-rium) und des finalen Basaltstadiums (V) im Artinsk am Gesamtvolumen der Vulkanite ist sehr gering (BENEK et al. 1996). Wegen fehlender radiometrischer Altersdatierungen und der wenigen biostratigraphisch datierten Zwischensedimente ist die von HOTH et al. (1993b) vor-geschlagene lithostratigraphische Gliederung nicht zuverlssig. Die neusten Datierungen (U/Pb-SHRIMP) an Zirkonen ergaben als Zeitraum fr magmatische Aktivitt der SiO2-reicher Vulkanite des NEDB eine Spanne von 302 Ma bis 297 Ma (BREITKREUZ & KENNEDY 1999). In den permokarbonen Vulkaniten konnten vereinzelt auch Hydrothermalite (z.B. Pro-be Rx1 der Bohrung Rx 2/64) identifiziert werden.

4.5.1 Nomenklatur, Petrographie und sekundre Umwandlungen der Vulkanite

Fr die Vulkanite des NEDB wurde von HUEBSCHER (1989) und GABRIEL (1990) eine No-menklatur und Typengliederung erarbeitet, welche von MARX (1994) erweitert wurde, um die NE- und NW-deutschen Vulkanite korrelieren zu knnen. Dabei erfolgt die Gliederung nach

mikroskopischen Merkmalen. Es werden felsischen Rhyolite in lI, lII, lIII, lIV (Ignimbrite)

und lV, Andesite in a1-a6, a7-a8, aI und aII sowie der Basalte in b1 und b2 untergliedert. Eine weitere Typisierung erfolgt nach Einsprenglingstypen in den Rhyoliten von a bis e und nach Spurenelementen, Einsprenglingen u.a. fr die Andesite und Basalte ebenfalls jeweils von a bis e (vgl. MARX 1994).

0

5

10

40

K O+Na O [%]

2 2

SiO [ %]2

Rhyolit

DazitAndesit

basaltischerAndesit

Basalt

Tephrite

Trachybasalt

basaltischerTrachyandesit

TrachyandesitTrachyt

Trachydazit

50 60 70

Gap6

Rn11

Rn9

Gap7

Nei1

Mbg1

Sam5

Stav1

Sw2-5

Sw2-1

Sw2-3

Prz1

PeL1 Pnl1

Abb. 4-23: Petrochemische Klassifikation der bearbeiteten permokarbonen Vulkanite des NEDB (nach LE MAITRE 1989). Die Trennline (gestrichelt) der subalkalischen zu den alkalischen Gesteinen verluft diagonal durchs Bild (nach MCDONALD 1968) Quadrate= Daten aus BRECHT (1999) Dreiecke= eigene Daten (Anhang B4)


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Die im Rahmen der vorliegenden Arbeit untersuchten Vulkanitproben wurden entsprechend dieser Klassifikation eingeordnet, wobei das Resultat der Analysen in Anhang B1 dokumen-tiert ist. Eine geochemische Klassifizierung der untersuchten magmatischen Gesteine (Abb. 4-23, Abb. 4-24) ist nur zur groben Untergliederung in Rhyolitoide, Basaltoide und Andesitoide zu verwenden, da smtliche Gesteine stark alteriert sind und somit die Gehalte der Haupt-komponenten sekundr stark verndert wurden. Das zeigt sich beispielsweise in den geringen SiO2-Gehalten der Basalte (Abb. 4-23, Abb. 4-24). Die Alteration der permokarbonen Vulka-nite ist umfassend schon bei BRECHT (1999), KOCH (1994), JACOB et al. 1994), EHLING et al. (1995), GABRIEL (1989) u.a. beschrieben. Die sekundren Mineralbildungen sind in Anhang B1 dokumentiert. Hervorzuheben sind vor allem authigen gebildete Illite, Chlorite, Quarz und Kalzite.

4.6 Diagenetische und hydrothermale Mineralparagenesen und relative Alters-folge

Im Rahmen der petrographischen Bearbeitung konnten eine Reihe von diagenetisch und hyd-rothermal gebildeten Mineralparagenesen unterschieden und eine relative Altersabfolge ermit-telt werden, welche anschlieend durch mikrothermometrische und isotopengeochemische Untersuchungen gesttzt werden konnte. Die Zusammensetzung der jeweiligen Minerale ist

40

50

60

70

80

0,001 0,01 0,1 1 10

Andesit

Sub-Ab Ab

Bas-Trach-Neph

Phonolith

Trachyt

Rhyodazit-Dazit

RhyolithCom/Pan

TrAn

Basaltoide, (Daten aus Brecht 1999)

Rhyolite, Rhyodazite (Daten aus Brecht 1999)

Basaltoide, eigene Daten

Rhyolitoide, eigene Daten

Rhyolitoide, eigene Daten

Andesitoide, eigene Daten

Zr/TiO2 * 0.0001

SiO

2

Abb. 4-24: Petrochemische Klassifikation der bearbeiteten permokarbonen Vulkanite des NEDB nach WINCHESTER & FLOYD (1977)


61

stark abhngig von der stratigraphischen Position und der Lithologie des umgebenden Ge-steins (Tab. 4-4), so dass Darstellungen wie Abb. 4-25 nur bedingt aussagekrftig sind. So kann die sideritische Kluftfllung eines jurassischen Kalksteins zeitlich und genetisch nicht mit dem Siderit eines karbonischen Sandsteinzements korreliert werden. Alle identifizierten authigenen Mineralbildungen sind im Anhang B1 und B2 (Kathodolumineszenz) dokumen-tiert, so dass hier nur die wichtigsten diagenetischen und hydrothermalen Mineralparagnesen benannt werden. Hierbei finden sekundre Mineralbildungen in den mesozoischen und jnge-ren Einheiten keine Bercksichtigung, da die diagenetische Entwicklung der verschiedenen stratigraphischen Einheiten sehr komplex ist und zudem nur wenige Proben aus den Post-Zechsteinschichten zur Verfgung standen. Fr die Karbonsedimente sind frhdiagenetische Siderit- und Ankeritzemente charakteris-tisch, die sptdiagenetisch durch Dolomit und Quarz ersetzt wurden. Als Kluftfllungen sind ebenfalls eine Generation aus Siderit sowie Ankerit und jngerer Dolomit beobachtet worden. Als spte Mineralzemente konnten vor allem Kaolinit-Booklets beobachtet werden. Detail-lierte Untersuchungen wurden bereits von HOTH (1993, 1997) durchgefhrt. In den Rotlie-gend-Vulkaniten konnten verschiedene Kluftfllungen identifiziert werden. ltere Kluft- u

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