Diplomarbeit. Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation

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1 TU Bergakademie Freiberg Fakultät für Geowissenschaften, Geotechnik und Bergbau Institut für Geologie Studiengang Geologie Diplomarbeit Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation vorgelegt von cand.- geol. Heike Grieswald zur Erlangung des Akademischen Grades Diplom-Geologe 1. Gutachter: Prof. Dr. C. Breitkreuz TU Bergakademie Freiberg 2. Gutachter: Dr. B.-C. Ehling LAGB Sachsen-Anhalt

2 Ablagerungsfazies der oberen Halle-Formation Inhalt Inhalt Abbildungsverzeichnis Tabellenverzeichnis Abkürzungsverzeichnis 1. Einleitender Teil Einleitung Aufgabenstellung und Problematik Geographischer Überblick über die Bohrungen und Aufschlüsse 2 2. Regionalgeologischer Teil Aufbau des Halle Vulkanitkomplexes Beckenentwicklung des Permokarbons im Bereich des Halle- Vulkanitkomplexes Historischer Rückblick über die Einstufung der Rotliegend-Formationen im Halle Vulkanitkomplex Neueste Entwicklungen in der Erforschung des Saale-Beckens Die Ablagerungen der Halle-Formation Die Ablagerungen der Sennewitz-Formation Die Ablagerungen der Hornburg-Formation Die Ablagerungen der Brachwitz-Formation Die Ablagerungen der Eisleben-Formation Aktuelle Stratigraphische Gliederung Die späte Phase des Halle Vulkanitkomplexes und ihr Bezug zur Diplomarbeit 23

3 Ablagerungsfazies der oberen Halle-Formation Inhalt 3 Arbeitsmethodik Aufnahme der Bohrungen Brachwitz 2/62 und Lochau 7/ Aufnahme des Aufschlusses am Teichgrund bei Döblitz Aufnahme des Aufschlusses am Riveufer im Stadtgebiet von Halle Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme Vulkanische Massentransporte Pyroklastische Ablagerungen Pyroklastische Fallablagerungen 28 (1) Aschefallablagerungen 28 (2) Bimsführende Fallablagerungen 29 (3) Scoriaführende Fallablagerungen Pyroklastische Stromablagerungen 29 (1) Bimsführende pyroklastische Stromablagerungen oder Ignimbrite 29 (2) Block- und Aschestromablagerungen 31 (3) Scoriaführende pyroklastische Stromablagerungen Pyroklastische Surge-Ablagerungen 32 (1) Surgeablagerungen durch Aschewolken 32 (2) Ablagerungen am Boden der pyroklastischen Surge 33 (3) Ablagerungen an der Basis der pyroklastischen Surge Explosive vulkanische Eruptionen 33 (1) Hawaiianische Eruptionen 34 (2) Plinianische Eruptionen 34 (3) Strombolianische Eruptionen 35 (4) Vulkanianische und Surtseyanische Eruptionen Produkte phreatomagmatischer Eruptionen 36 (1) Maare 37 (2) Tuffkegel und Tuffringe Tephraablagerungen Sedimentäre Massentransporte 39

4 Ablagerungsfazies der oberen Halle-Formation Inhalt Alluviale Fächer Schichtfluten Flußsyteme Überflutungsebenen Deltas und Ästuare Lithologien und Faziestypen Aufschlüsse und Bohrungen Aufschlußkomplex am Riveufer im Stadtteil Giebichenstein in Halle Allgemeine Aussagen Das Faziesmodell eines verflochtenen Flußsystems 48 (1) Ausbildung von Rinnen 48 (2) Einfallen der Rinnen 50 (3) Prallhänge 50 (4) Seitenanschnitte an beiden Enden des Aufschlusses Ein tuffgefülltes Spaltensystem als syn- bis postsedimentäres Ereignis Interpretation Aufschluß am Teichgrund bei Döblitz Allgemeine Aussagen Sedimentäre Lithofaziestypen und -assoziationen Dokumentation der einzelnen Aufschlüsse Aufschluß T1 56 (1) Detaildarstellung Aufschluß am Teichgrund T Aufschluß T Aufschluß T Fazielle Diskussion Kernbohrung Brachwitz BrwSk 2/62 südöstlich der Ortschaft Friedrichsschwerz Allgemeine Informationen Erläuterungen zu den Lithofaziestypen 61 (1) SFT-B1 Konglomerat der Eislebenformation 61 (2) SFT-T1 Sedimentäre Brekzie 61 (3) SFT-T4 Mittel- bis Grobsandstein 62

5 Ablagerungsfazies der oberen Halle-Formation Inhalt (4) SFT-B2 Schluffstein 62 (5) VFT-T0 Rhyolith, brekziös/ VFT-T1 Porphyrbrekzie, monomikt 63 (6) VFT-B1 2 Porphyrbrekzie mit Obsidianmatrix 64 (7) VFT-B2 Porphyrbrekzien, oligomikt und polymikt 64 (8) VFT-B3 Mittelsand, vulkanogen 65 (9) VFT-B5 Schluffstein, brekziiert Auswertung Kernbohrung Lochau 7/65 südöstlich Halle Allgemeines Erläuterungen zu den Vulkanischen Faziestypen 68 (1) VFT-L1 Aschentuff 68 (2) VFT-L2 Surges 69 (3) VFT-L3 Surge oder Explosionsbrekzie 70 (4) VFT-L4 Explosionsbrekzie mit Tuffzwickelfüllung 71 (5) Tuff mit einzelnen Ballistischen Bomben Beispiel Ha-Lo7/ Diskussion Zusammenfassung und Ausblick Literatur- und Quellenverzeichnis Anhang Anlage 1: Allgemeines Anlage 2: Teichgrund bei Döblitz Anlage 3: Riveufer im Stadtzentrum von Halle (Saale) Anlage 4: Kb Brachwitz 2/62 Anlage 5: Kb Lochau 7/65

6 Ablagerungsfazies der oberen Halle-Formation Abbildungsverzeichnis Abbildungsverzeichnis Abb. 1: Geographische Karte der Bohrungen und Aufschlüsse im Untersuchungsgebiet. 3 Abb. 2: Darstellung des prätertiären Untergrundes von Sachsen-Anhalt. 4 Abb. 3: Darstellung der verschiedenen Stadien der Beckenentwicklung nach SCHWAB (1977) 6 Abb. 4: Darstellung des Akkretionskeiles, verändert nach ONCKEN (1997) 7 Abb. 5: Paläogeographische Situation im Unterkarbon nach STANLEY (2001) 8 Abb. 6: Paläogeographische Situation im Oberperm, verändert n. STANLEY (2001) 9 Abb. 7: Stratigraphische Einstufung der Eruptivgesteine des Halleschen Porphyrkomplexes nach KAMPE et al. (1965) 10 Abb. 8: Verbreitung und Mächtigkeit der Halle-Formation (aus RAPPSILBER 2003) 16 Abb. 9: Verbreitung und Mächtigkeit der Sennewitz-Formation (aus RAPPSILBER 2003) 17 Abb. 10: Verbreitung und Mächtigkeit der Hornburg-Formation (aus RAPPSILBER 2003) 18 Abb. 11: Verbreitung und Mächtigkeit der Brachwitz-Formation (aus RAPPSILBER 2003) 19 Abb. 12: Verbreitung und Mächtigkeit der Eisleben-Formation (aus RAPPSILBER 2003) 21 Abb. 13: Aktuelle stratigraphische Gliederung des Oberkarbon und Rotliegend im Norddeutschen Becken und im Saale-Becken 22 Abb. 14: Alter der Lakkolithe im HVK 23 Abb. 15: Lokalisation der Lakkolithe 23 Abb. 16: Ignimbritische Fließeinheit nach SCHMINCKE (1998) 30 Abb. 17: Übersicht über die verschiedenen Eruptionstypen, nach BAHLBURG & BREITKREUZ (1998) 34 Abb.18: Darstellung einer typischen vulkanianischen Eruption nach DRUITT et al. (2002) 36 Abb. 19: Darstellung eines Tuffringes und eines Tuffkegels anhand basaltischer phreatomagmatischer Ablagerungen nach WOHLETZ ET AL. (1983) 38 Abb. 20: Ablagerungsmuster bei Tuffringen und Tuffkegeln anhand basaltischer phreatomagmatischer Ablagerungen nach WOHLETZ et al. (1983) 38 Abb. 21: Überblick über die häufigsten Formen bei Tephraablagerungen nach SCHMINCKE (1998) 39 Abb. 22: Übersicht über sedimentäre gravitative Massentransporte nach BAHLBURG

7 Ablagerungsfazies der oberen Halle-Formation Abbildungsverzeichnis & BREITKREUZ (1998), verändert nach REINECK (1984) 40 Abb. 23: Darstellung eines alluvialen Schwemmfächers mit seinen Ablagerungsräumen, nach BLAIR & MCPHERSON (1994) 41 Abb. 24: Flußsysteme, aus BAHLBURG & BREITKREUZ (1998) 43 Abb. 25: Eingemessene Rinnen in Bezug zur Saale 50 Abb. 26: Prallhang am Teilaufschluß 46 direkt neben dem verplombten Bereich 51 Abb. 27: Tuffspalte rechts hinter der Bootsanlegestelle 52 Abb. 28: Theorie (1) zur Entstehung der Tuffspalte 53 Abb. 29: Theorie (2) zur Entstehung der Tuffspalte 53 Abb. 30: Skizzierte Darstellung der Rhyolithklasten im Verband mit den sekundären Quarzschlieren 58 Abb. 31: Detailfoto der Probe Ha-Lo7/13 61 Abb. 32: Probe Ha9/HG3 61 Abb. 33: Probe D1 62 Abb. 34: Probe Ha9/HG2 62 Abb. 35: Probe Ha9-8IIgekr. 63 Abb. 36: Probe Nr Abb. 37: Probe Nr Abb. 38: Probe Ha9/HG31 64 Abb. 39: Probe Ha9/HG5 64 Abb. 40: Probe Ha9/22 65 Abb. 41: Probe Ha9/22 66 Abb. 42: Probe Ha9/HG10 66 Abb. 43: Probe Ha-Lo7/13 68 Abb. 44: DS-Foto von Probe Ha-Lo7/13, lin. pol., 2,5fach vergrößert 69 Abb. 45: DS-Foto von Probe Ha-Lo7/13, gekr. pol., 2,5fach vergrößert 69 Abb. 49: Detailfoto der Probe Ha-Lo7/17 71 Abb. 51: Probe Ha-Lo7/17 73 Abb. 52: Querschnitt eines Tuffkegels nach WOHLETZ et al. (1983) 74 Abb. 53: Modell der Kb Lochau 7/65. Abbildung aus WOHLETZ et al. (1983) 75

8 Ablagerungsfazies der oberen Halle-Formation Tabellenverzeichnis Tabellenverzeichnis Tab. 1: Gliederung des Permokarbons, verändert nach KUNERT (1966) 11 Tab. 2: Darstellung der Eruptivperioden, verändert nach SIEGERT (1965) 11 Tab. 3: Darstellung der Sedimentationsräume, verändert nach SCHWAB (1969) 11 Tab. 4: Mineralogische Zusammensetzung der Vulkanite im Halle Vulkanitkomplex, verändert nach LÖFFLER et al. (1983) 14 Tab. 5: Überblick über sedimentäre und vulkanische Massentransporte 27 Tab. 6: Darstellung der primären und sekundären Prozesse sowie der allgemeinen Merkmale bei alluvialen Fächern, modifiziert nach BLAIR & MCPHERSON (1994) 41 Tab. 7: Darstellung der Lithofaziestypen und -assoziationen 46 Tab. 8: Definition der Korngrößen nach BAUER (aus KUKLA 2002) 55 Tab. 9: Beispiele für die zwei Typen von Surges 70 Tab. 10: Überblick über die bearbeiteten Komplexe 76 Abkürzungsverzeichnis HVK HPK MKZ zka Halle Vulkanitkomplex Hallescher Permokarbonkomplex Mitteldeutsche Kristallinzone zur Kernachse

9 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation 1 1. Einleitender Teil 1.1 Einleitung 1. Einleitender Teil 1.1 Einleitung An der Grenze von Karbon zu Perm kam es zu tiefgreifenden klimatischen Veränderungen. Die varistische Gebirgsbildung war nahezu abgeschlossen, die Gebirge wurden langsam erodiert und die ersten Becken wurden im Raum des heutigen Halleschen Permokarbonkomplexes angelegt. In diese Zeit fällt die Halle-Formation. Das Klima im Unterrotliegend war durch semiaride Prozesse geprägt. Es gab extreme Temperaturschwankungen und jahreszeitlich bedingte sintflutartige Niederschläge. Die Landschaft war geprägt vom ausklingenden Vulkanismus. Es fanden immer noch spätvaristische Intrusionen sowie pyroklastische Ströme und weiträumige Aschenfälle statt. Die Landoberfläche unterteilte sich in Wadis, Playas, verflochtene und mäandrierende Flußsysteme und Schwemmfächer, in denen sich verschiedenste Sedimente ablagern konnten. KUNERT unterteilte die sog. Spätmolassen der varistischen Gebirgsbildung im Raum Halle in Halle-, Hornburg-, Sennewitz- und Brachwitz-Formation. Im Rahmen der neuesten Forschungsarbeiten wurden diese Formationen unter anderem von Ch. Breitkreuz (TU Bergakademie Freiberg), B.-C. Ehling (Landesamt für Geologie und Bergwesen Sachsen-Anhalt) und J. Schneider (TU Bergakademie Freiberg) überarbeitet. Ergebnis ist eine Neugliederung des Rotliegend im Halleschen Permokarbonkomplex, in der nur noch die Halle-Formation mit ihrem ausgeprägten Vulkanismus und die Hornburg-Formation, stellvertretend für alle jüngeren Abtragungsprodukte des Halle Vulkanitkomplexes, unterschieden werden. Mit einem großen Hiatus folgt anschließend die Eisleben-Formation. 1.2 Aufgabenstellung und Problematik Die Sedimente des Halleschen Permokarbonkomplexes gaben schon immer Raum für Spekulationen. Aufgrund ihrer Dominanz an rhyolithischen Geröllen wurden sie über einen langen Zeitraum einheitlich als Postporphyrschutt ausgehalten. Vielfältig wechselnde Faziesbedingungen machten es jedoch notwendig, die Sedimente aufzugliedern. Neuere Erkenntnisse in der Erforschung des Halleschen Permokarbonkomplexes erfordern eine Überprüfung v. a. der nach KUNERT (1995) aufgestellten allgemeinen stratigraphischen Gliederung der Unterrotliegendsedimente in Halle,- Hornburg,- Sennewitz- und Brachwitz-Formation anhand einiger ausgewählter Beispiele.

10 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation 2 1. Einleitender Teil 1.2 Aufgabenstellung und Problematik Der ursprüngliche Gedanke der Diplomarbeit bestand darin, eine Fazies- und eine Geröllanalyse der unterpermischen Abtragungsprodukte des Halle-Vulkanitkomplexes anzufertigen. Zur Verfügung standen zwei Kernbohrungen und zwei Aufschlüsse, sowie diverse Unterlagen zu angrenzenden Bohrungen in der Saale-Senke. Die beiden Oberflächenaufschlüsse Riveufer und Teichgrund sollten stratigraphisch aufgenommen werden, so dass eine Fazieszuordnung möglich ist. Die Bohrung Brachwitz 2/62 wurde mit dem Ziel aufgenommen, neuere Theorien über den Ablagerungszeitraum der Rotliegend- Sedimente in Bezug auf den permokarbonen Vulkanismus zu widerlegen oder zu bekräftigen. Die zweite Bohrung (Kb Lochau 7/65) wurde am Rande mit in die Diplomarbeit einbezogen, da sie das immense Spektrum der spätvulkanischen Aktivitäten im Halle Permokarbonkomplex erweitert. 1.3 Geographischer Überblick über die Bohrungen und Aufschlüsse Kb Brachwitz 2/62: RW ,90 HW ,60 Kb Lochau 7/65: RW ,80 HW ,80 Teichgrund: RW ,00 HW ,00 Riveufer: RW ,00 HW ,00 Die Kernbohrung Brachwitz 2/62 ist eine von drei Kartierungsbohrungen, die in der Gegend um Brachwitz abgeteuft wurden. Diese Bohrung befindet sich etwa 1,5 km nordwestlich der Ortschaft Brachwitz. Ihre Endteufe liegt bei 406,0 m. Die Kernbohrung Lochau 7/65 wurde 1965 etwa 1 km westnordwestlich der Ortschaft Gröbers, auf der späteren B6, direkt am Abzweig nach Bennewitz abgeteuft. Sie erreichte eine Endteufe von 485,0 m. Der Aufschluß am Teichgrund befindet sich etwa 500 m nördlich der Ortschaft Döblitz und ist nur durch einen Feldweg erreichbar. Der Aufschluß am Riveufer im Stadtteil Giebichenstein (Halle) ist direkt an der Saale situiert. Er ist etwa 200 m lang und 15 m hoch und ist durch die gleichnamige Zufahrtsstraße zu erreichen.

11 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation 3 1. Einleitender Teil 1.3 Geographischer Überblick über die Bohrungen und Aufschlüsse WISBAW 1424/80 Abb.1: Geographische Karte der Bohrungen und Aufschlüsse im Untersuchungsgebiet.

12 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation 4 2. Regionalgeologischer Teil 2.1 Aufbau des Halleschen Permokarbonkomplexes 2. Regionalgeologischer Teil 2.1 Aufbau des Halleschen Permokarbonkomplexes Der HVK ist ein Teil der Halle-Wittenberger Scholle (Abb. 2). Er wurde zwischen der Halle- Störung im SW und der Köthen-Bitterfelder Störungszone im NE herausgehoben. Im NW bildet etwa die Linie Könnern-Dessau die primäre Verbreitungsgrenze des Halle Vulkanitkomplexes. Östlich der Linie Bitterfeld - Schkeuditz ist das Präperm stark angehoben, sodass hier formal die Grenze des Halle Vulkanitkomplexes gezogen werden kann. Abb. 2: Darstellung des prätertiären Untergrundes von Sachsen-Anhalt aus: Geologische Karte Halle und Umgebung. Besonders erwähnenswert ist hierbei die Hallesche Störung, die auch als Hallesche Marktplatzverwerfung bekannt ist. Sie bildet den Südrand der Halle-Hettstedter

13 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation 5 2. Regionalgeologischer Teil 2.2 Beckenentwicklung des Permokarbons im Bereich des Halle Vulkanit-Komplexes Gebirgsbrücke und ist die südöstliche Fortsetzung der Harzer Nordrandstörung. Hier sind die Schichten der südwestlichen Scholle gegenüber der NE-Scholle um 600 bis 1500 m abgesunken. So ist es zu erklären, daß südwestlich der Störung Trias und nordöstlich permokarbone Gesteine anstehen. Die Mitteldeutsche Kristallinzone und die Synklinalzone von Delitzsch-Torgau-Doberlug bilden das Grundgebirge des HVK. Sie sind durch zahlreiche Tiefbohraufschlüsse bekannt. Traditiionell wird im Untersuchungsgebiet das Deckgebirge in seinem unteren Teil in Früh-, Haupt- und Spätmolasse untergliedert. Dabei bildete sich die Frühmolasse im obersten Unterkarbon. Sie wurde in terrestrischen Innensenken abgelagert, als in anderen Bereichen noch die marine Flyschsedimentation stattfand. Die Hauptmolasse entstand im Zeitraum Oberkarbon bis Unterrotliegend und endet mit dem Unterrotliegend Vulkanismus. Die Spätmolasse beginnt anschließend im Oberrotliegend und greift stark über vorhandene Faziesgrenzen über. Im SW der Halleschen Störung tritt der mittlere Teil des Deckgebirges zutage. Es umfaßt die Schichtenfolgen von Oberperm (Zechstein) bis Trias mit Buntsandstein und Muschelkalk. Der höchste Teil des Deckgebirges überdeckt große Teile des Halle Vulkanitkomplexes. Es führt vorwiegend tertiäre Schluffe, Tone, Sande und Braunkohlen und quartäre eiszeitliche Sedimente. 2.2 Beckenentwicklung des Permokarbons im Bereich des Halle Vulkanit- Komplexes Der HVK ist nach ROMER et al. (2001) Teil der transtensionalen intrakontinentalen Saale- Senke, die nach ZIEGLER (1990) mit 200 km Länge und 30 bis 50 km Breite vom SW- Rand des Thüringer Beckens in den Süden von Brandenburg ausgebildet ist. Die Senke wird von GAITZSCH et al. (1998) und SCHNEIDER et al. (2001) als eigenständiger Sedimentationsraum definiert, der am Außenrand des varistischen Orogens asturisch angelegt ist und NE-SW streicht. Die Begrenzung ist im SW zwischen Erfurt und Gotha lokalisiert, im NW am Kyffhäuser und dem südöstlichen Harzrand. Die südöstliche Grenzlinie führt von Weimar in Richtung Leipzig und kann nach KAMPE (1966) und LÜTZNER (1995) bis zum Wittenberger Abbruch nachvollzogen werden. SCHWAB (1977) entwickelte ein Modell zur Beckenentwicklung im Bereich der Saale- Senke (Abb. 3). Dabei erkannte er verschiedene Stadien:

14 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation 6 2. Regionalgeologischer Teil 2.2 Beckenentwicklung des Permokarbons im Bereich des Halle Vulkanit-Komplexes 1) Westfal B-D: Anlage des Saale-Troges über der Mitteldeutschen Kristallinzone und dem epizonal metamorphen Paläozoikum seiner Flanken. 2) Tieferes Stefan: Ausbildung des einheitlichen Nordöstlichen Saaletroges nach teilweiser Abtragung des Westfals. 3) Höheres Stefan: Ausbau des Nordöstlichen Saaletroges und Anlage der Teilsenken dieses Troges. Einsetzen des subsequenten Vulkanismus auf der Naht zwischen dem Kern und der nördlichen Flanke der Mitteldeutschen Kristallinzone. 4) Autun I: Entgültige Differenzierung des Saale-Troges (Saale-Senke) in Teilbecken mit und ohne vulkanische Beeinflussung. Ausbildung tektonischer Brüche als Lavenförderzonen. 5) Autun II/ Saxon I: Fortsetzung der differenzierten Beckenentwicklung. Ausbau älterer und Anlage neuer tektonischer Brüche. 6) Saxon II: Ausbildung einer Peneplain als Ausdruck des beginnenden Tafelstadiums. Sedimentationspause. Abb. 3: Darstellung der verschiedenen Stadien der Beckenentwicklung, verändert nach SCHWAB (1977). Zu Beginn des Karbons (Abb. 5) kollidierten nach STANLEY (2001) die beiden Kontinente Gondwana und Euramerika miteinander. Dieses als varistische Orogenese bekannte Ereignis führte im Bereich des späteren HVK zur Heraushebung der Mitteldeutschen Kristallinzone (Abb. 4), der nach ONCKEN (1997) durch die Kollision der Mikrokontinente Avalonia und Armorica gebildet wurde und durch Überschiebungs- und Stapelungsprozesse gekennzeichnet ist.

15 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation 7 2. Regionalgeologischer Teil 2.2 Beckenentwicklung des Permokarbons im Bereich des Halle Vulkanit-Komplexes Abb. 4: Darstellung des Akkretionskeiles, verändert nach ONCKEN (1997). Zum Ende der Orogenese begann im höheren Unterkarbon (Abb. 5) eine globale Rotation Gondwanas gegen den Uhrzeigersinn, die zur Extension nach GAITZSCH et al. (1998) und zur Intrusion von postkinematischen Granitoiden führte. Es setzte die Entwicklung von intramontanen Sedimentbecken, z. B. den Saale-Becken, ein. Auch ZIEGLER (1990) stellte in Anlehnung an SCHWAB (1977) im Westphal die Sedimentation in ein relativ begrenztes intramontanes Becken fest, das sich bis ins Stefan hinein vergrößerte. Kohlenführende Sedimente konnten sich ausbilden. Darüber folgten nach ZIEGLER (1990) im Autun fluviatile klastische Sedimente und Vulkanite. Während des Autuns wurde die Saale- Senke anschließend durch NW-streichende Störungssysteme in einzelne Subsidenzzentren aufgesplittet. Nach LÖFFLER & SEYDEWITZ (1983) ist der Hallesche Vulkanitkomplex Teil eines Senkungsgebietes in der Spätphase der varistischen Tektogenese. Beweis dafür liefert das übergeordnete Saale-Becken, das nach ZIEGLER (1990) unter einem tektonisch mobilen Regime entstand. Sichtbar wird dies u. a. an syndepositionalen Verwerfungen wiederholten Veränderungen des Eintrags von klastischen Sedimenten beckeninternen Streuungsmustern ausgeprägter vulkanischer Aktivität. EXNER & SCHWAB (2000) benennen die Inversion der Mitteldeutschen Kristallinzone und die daran geknüpfte Absenkung als Ursache des Permokarbonen Vulkanismus der Saale- Senke. Aufgrund der resultierenden Krustenausdünnung konnte Krustenmaterial aufschmelzen und im Rotliegend nach KUNERT & WANSA (1997) sowohl in die obere

16 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation 8 2. Regionalgeologischer Teil 2.2 Beckenentwicklung des Permokarbons im Bereich des Halle Vulkanit-Komplexes Halle- als auch in die Sennewitz-Formation intrudieren. Es kam zu großräumigen vulkanischen Tätigkeiten mit gleichzeitig beginnender Abtragung der Vulkane. Die entstehende Abfolge, die durch die wechselseitige Abfolge von Vulkaniten und Sedimenten gekennzeichnet ist, erreichte Ausmaße bis zu 2000 m und wird heute unter dem Namen Halle-Formation zusammengefaßt. Konglomerate und Sandsteine bilden den Abtragungsschutt der Rotliegendvulkanite. Nach HOYNINGEN-HUENE (1960) wurde der Halle-Vulkanitkomplex im höheren Oberrotliegend zum Abtragungsgebiet, wobei die fluviatil abtransportierten Sandsteine und Konglomerate der Eisleben-Formation in die heutige Mansfelder Mulde über die Hornburg-Formation geschüttet wurden. Beispiel dafür ist der Aufschluß am Teichgrund nördlich von Döblitz, in dem Reste der basalen Hornburg-Formation diskordant auf Wettiner Rhyolith lagern. Mit dem beginnenden Zechstein wurde aus der ariden kontinentalen Entwicklung eine europaweite epikontinentale marine Entwicklung, die in der Transgression des Zechsteinmeeres aus dem Norddeutschen Becken gipfelte. An der Perm-Trias-Grenze (Abb. 6) begann nach ZIEGLER (1990) der Zerfall des Superkontinentes Pangäa. Es bildeten sich globale Riftsysteme, die in Deutschland anhand der triassischen Beckenbildung durch BEUTLER & SZULC (1999) bewiesen wurden. Das Gebiet um Halle war nach EXNER & SCHWAB (2000) zu dieser Zeit marin geprägt. Abb. 5: Paläogeographische Situation im Unterkarbon, verändert nach STANLEY (2001). Zu dieser Zeit lagen die größeren Landmassen dicht beieinander. In den östlichen Bereichen Euramerikas kam es zur Bildung von Kohlelagerstätten, im Westen des Kontinents wurden Karbonatsedimente und Evaporite abgelagert. In der Nähe des Südpols dehnten sich auf Gondwanaland gewaltige Eismassen aus. Im oberen Karbon kollidierten Euramerika und Gondwanaland.

17 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation 9 2. Regionalgeologischer Teil 2.2 Beckenentwicklung des Permokarbons im Bereich des Halle Vulkanit-Komplexes Abb. 6: Paläogeographische Situation im Oberperm, verändert nach STANLEY (2001). Kohlenprovinzen konnten nur in hohen Breiten entstehen, da die Äquatorialebene zu trocken war. Die Inlandvereisung der Antarktis dauerte weiterhin an und am Gegenpol bildeten sich in Sibirien Gletscher aus. Pangäa brach im Zeitraum von Jura bis Kreide auf. Hierbei öffnete sich auch der Atlantik. In der darauffolgenden Zeit begannen sich Eurasien und Afrika aufeinander zu bewegen. Als Resultat entstand das Alpidische Orogen. Zur gleichen Zeit entwickelten sich im Zentraleuropäischen Raum Bruch- und Bruchfaltenbewegungen, die auch als saxonische Tektonik bekannt sind. Durch horizontale und vertikale Bewegungen, die bis zur Inversionstektonik in der Oberkreide reichten, sowie teilweise wirkende halokinetische Vorgänge entstand der noch heute gültige mesozoische Bruchschollenbau. Im Bereich des Saale-Beckens konnten sich dadurch nach RAPPSILBER (2003) einzelne Schollen anheben und andere absenken, so dass in einigen Gebieten die permokarbonen Ablagerungen in ein Abtragungsniveau gehoben wurden und sich in den Senkungsgebieten mächtige känozoische Sedimente ablagern konnten.

18 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.3 Historischer Rückblick über die Einstufung der Rotliegend-Formationen im Halle Vulkanitkomplex 2.3 Historischer Rückblick über die Einstufung der Rotliegend- Formationen im Halle Vulkanitkomplex Seit den 60er Jahren des 20. Jahrhunderts befaßten sich verschiedene Autoren intensiv mit der Kategorisierung Unterrotliegender Rhyolithe und ihrer Abtragungsprodukte. KAMPE et al. (1965) sehen den Löbejüner Porphyr als Unterrotliegenden Deckenerguß, der das Kristallin der Mitteldeutschen Kristallinzone sowie die Sedimente des Oberkarbons im Raum Halle durchschlug. Anlaß für das vermehrte Interesse an den Ablagerungen des Rotliegend gab ein Auftrag des VEB Steinkohlenwerk Plötz. Damals stand die Erkundung von Vorräten für den Steinkohlenabbau im Vordergrund. Da frühere Arbeiten das Alter und die Platznahme des Löbejüner Rhyoliths nicht klären konnten, versuchten KAMPE et al. (1965) unter anderem die Lagerungsverhältnisse der Wettiner Schichten im Kontakt zum Löbejüner Rhyolith zu erklären. Die Autoren erarbeiteten eine Neueinstufung der Eruptivgesteine im Oberkarbon und Rotliegend in die bereits bekannten sedimentären Schichtenfolgen (Abb. 7). Abb. 7: Stratigraphische Einstufung der Eruptivgesteine des Halleschen Porphyrkomplexes nach KAMPE et al. (1965): 1! Intrusiva, 2! Extrusiva, 3! Florenfunde, 4! Geröllhorizonte 1966 veröffentlichte KUNERT (1966) eine weitere Gliederung des Permokarbons im Raum Halle im besonderen Bezug auf die Rotliegend Ablagerungen (Tab. 1). Dabei verweist er unter anderem auch auf die Bohrung Brachwitz 2/62, die als Typusprofil des Rotliegend im Halleschen Vulkanitkomplex ausgehalten wurde. Hier liegen nach KUNERT (1966) die Hornburger Schichten direkt auf den Halleschen Schichten, wobei er ausdrücklich darauf hinweist, daß Hornburger und Sennewitzer Schichten nicht miteinander vergleichbar sind.

19 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.3 Historischer Rückblick über die Einstufung der Rotliegend-Formationen im Halle Vulkanitkomplex Tab. 1: Gliederung des Permokarbons, verändert nach KUNERT (1966). Zechstein Rotliegend Eislebener Schichten re Brachwitzer Schichten rb Oberrotliegend Thüringische Phase Hornburger Schichten rhr Saalische Phase Unterrotliegend Sennewitzer Schichten rs Hallesche Schichten rhl Oberkarbon (Siles) Wettiner Schichten cw Mansfelder Schichten cm Grillenberger Schichten cg Altpaläozoikum (gefaltetes Grundgebirge) Hallesche Porphyrkonglomerate Als Ergänzung zu KAMPE et al. (1962) erörterte SIEGERT (1967) das Verbreitungsgebiet des intermediären Vulkanismus und seiner Produkte im östlichen Bereich des Halleschen Vulkanitkomplexes und charakterisierte deren Eruptionsrhythmus. Nach SIEGERT (1967) kann in 4 Eruptivperioden unterschieden werden (Tab. 2). Tab. 2: Darstellung der Eruptivperioden, verändert nach SIEGERT (1967). Eruptivperiode Zeitliche Einstufung 4 Höheres Autunien Produkte Latit vom Typ Hohnsdorf Latit- Rhyolith-Serie vom Typ Krosigk Pyroklastite Tuffbrekzien mit Bimssteinfragmenten Ignimbritähnliche Gesteine Brockentuffe Agglomeratische Effusiva Brekzien Besonderheiten Steigende explosive Tätigkeit 3 Tieferes Autunien Fanglomerate Pyroklastite Ignimbritähnliche Tuffe Andesite Trachyandesite bis Dazite Rhyolithe Lavenförderung überwiegt 2 1 Höheres Stephanien/ Autunien Höheres Stephanien Latite Pyroklastite Olivinführende Pyroxenandesite Brockentuffe Pelitische Andesittuffe Pyroklastite Latitdecken Hoher Gasgehalt, geringe Viscosität Extrusiver Vulkanismus

20 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.3 Historischer Rückblick über die Einstufung der Rotliegend-Formationen im Halle Vulkanitkomplex Schotteranalytische Untersuchungen führte LÜTHKE (1969) durch. Er unterschied zwei Geröllgemeinschaften: (1) porphyrfrei, kieselschieferbetont Mansfelder Schichten, Untere Hallesche Schichten (2) porphyrbetont Hornburger Schichten, Mischkörniger Sandstein Die oberen Halleschen Schichten nehmen nach LÜTHKE (1969) eine Zwischenstellung ein. Weiterhin argumentierte LÜTHKE (1969), das Verhältnis der Gerölle aus Milchquarz, schwarzen und bunten Kieselschiefern als Indikator für die Schüttungsrichtung zu nutzen. Demnach spricht eine Milchquarzvormacht für eine Schüttungsrichtung aus südlicher Richtung veröffentlichte auch M. SCHWAB seine Ergebnisse nach umfangreichen Untersuchungen über die Sedimente des Rotliegend im nördlichen Saaletrog. Er bezeichnet den Saaletrog als epigeantiklinale Innensenke des varistischen Gebirges, da die permosilesischen Sedimente im Streichen der Mitteldeutschen Kristallinzone die größten Mächtigkeiten aufweisen. Erst im Laufe des Rotliegend verlagerte sich die Sedimentation in Richtung NE. Dabei kam es nach KUNERT (1966) im Saaletrog zu Umlagerungen älterer permosilesischer Schichten. KUNERT (1966) bewies die Verlagerung der Sedimente anhand der Hornburger Schichten, die sowohl das Oberkarbon als auch das Autun diskordant und teilweise konkordant überlagern. Die Hornburger Schichten stehen nach HOYNINGEN (1960b) im engen Zusammenhang mit dem subsequenten Vulkanismus (Wettiner Rhyolith, Petersberger Rhyolith) im Raum Halle. Als dieser langsam erlischt, beginnt nach SCHWAB (1969) die Sedimentation der Sennewitzer Schichten in einer vulkanotektonischen Senke in direkter Nachbarschaft zum Hornburger Becken. SCHWAB (1969) postulierte für den Zeitraum des Rotliegend im Halleschen Vulkanitkomplex vier Sedimentationsräume (Tab. 3). Er erweiterte zudem die stratigraphische Einstufung von KAMPE et al. (1965). Tab. 3: Darstellung der Sedimentationsräume, verändert nach SCHWAB (1969). Nr. Schichtenfolge Sedimentationsraum Verzahnung der Schichtkomplexe 3 Eislebener Südrand des Schichten Norddeutschen Beckens 2 Hornburger Hornburger Becken Hornburger + Brachwitzer Schichten Schichten 1b Sennewitzer Sennewitzer Becken Hallesche + Sennewitzer Schichten Schichten 1a Hallesche Hallesches Becken Schichten Zeitliche Einstufung Saxon II Autun II! Saxon I Autun I

21 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.3 Historischer Rückblick über die Einstufung der Rotliegend-Formationen im Halle Vulkanitkomplex FALK et al. (1979) greifen die Ergebnisse von SCHWAB (1969) auf. Sie untersuchen die paläogeographische Entwicklung der Hornburger Schichten im Nordteil der Saalesenke während des Rotliegend und charakterisieren das Ablagerungsmilieu. Dazu war eine sedimentologische Bestandsaufnahme aller verfügbarer Bohrungen und Aufschlüsse im Halleschen Vulkanitkomplex nötig. Ergebnis ist die Paläogeographie eines erzgebirgisch umrahmten / eingefaßten Beckens, welches nach FALK et al. (1979) durch eine Schwellenzone in zwei Senkungsfelder aufgeteilt wird. Dabei bildet eine Bruchlinie, die sog. Halle-Hettstedter Gebirgsbrücke, die Begrenzung zwischen beiden Senken. Nordöstlich der Verwerfung konnten sich die Sennewitzer Schichten, südwestlich die Hornburger Schichten entwickeln. Schon SCHWAB (1969) postulierte die Gleichzeitigkeit beider Schichtenfolgen. Ganz im Gegensatz zu KUNERT (1970), der an eine Aufeinanderfolge der Hornburger Schichten, die nach FALK et al. (1979) Schwemmfächer in Verzahnung mit fluviatilen, meist sandigen Materialien darstellen, auf die Sennewitzer Schichten festhielt. Beweise für Schwemmfächer sind nach FALK et al. (1979) besonders die unregelmäßige Lagerung, eine mäßige bis schlechte Klassierung, die Anordnung der Gerölle sowie der rasche laterale Fazieswechsel. Zum Beckeninneren nehmen demgegenüber schräg geschichtete fluviatile Sandsteine zu. Sie verzahnen sich zusehends mit den Schwemmfächern. Die generelle Transportrichtung weist nach FALK et al. (1979) in Richtung SE. Nach der ausführlichen Beschreibung der Hornburger Schichten führten FALK et al. (1980) ihre Ausarbeitung anhand der Brachwitzer und der Eislebener Schichten fort. Sie ermittelten einen SW-NE (erzgebirgisch) streichenden Sedimentationsraum, dessen Beckenzentrum südwestlich von Halle lokalisiert wurde und hielten eine nördliche grobklastische Fazies und eine beckenwärts orientierte sandig bis sandig-siltige Fazies aus. Im Laufe der Zeit füllten diese Sedimente im Halleschen Permokarbonkomplex vorhandene Becken auf und führten so zu einer Einebnung des Geländes. Im Gegensatz dazu bilden die stratigraphisch jüngeren Eislebener Schichten eine Sedimentdecke, die an der Basis aus Psephiten besteht und zum Hangenden in feinerklastische Sedimente übergeht. Die Eislebener Schichten dünnen nach FALK et al. (1980) von N nach S aus. Ihre Strömungsrichtung verläuft demnach nach KRIEBEL (1969) entlang der Saale-Senke in Richtung NE. LÖFFLER et al. (1983) befassten sich mit den Rotliegend-Vulkaniten im HVK. Sie unterschieden Oberflächen durchbrechende Vulkanite von unter der Erdoberfläche erstarrten Subvulkaniten und sehen den Halle Vulkanitkomplex als Teil eines in der Spätphase der varistischen Tektogenese gebildeten Senkungsgebietes. Nach ihrer

22 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.3 Historischer Rückblick über die Einstufung der Rotliegend-Formationen im Halle Vulkanitkomplex Auffassung wurden im Autun 1 überwiegend intermediäre Magmen wie Andesite und Latite gefördert, denen im Autun 2 saure Magmen wie Rhyolithe folgten. LÖFFLER et al. (1983) sowie LÖFFLER (1983,1986) trugen zur Klärung der Petrochemie und Petrographie dieser Gesteine bei (Tab. 4) und ermittelten ihre Solidus- und Liquidustemperaturen. Demnach begannen die Oberflächenvulkanite bei einer Temperatur von 670 C und einem Druck von 0,7 kb und die Subvulkanite bei 665 C und 2 kb auszukristallisieren. Tab. 4: Mineralogische Zusammensetzung der Vulkanite im Halle Vulkanitkomplex, verändert nach LÖFFLER et al. (1983). Einsprenglinge Grundmassen in Grundmasse Oberflächenvulkanite Quarz K/ Na-Feldspat als Sanidin und/ oder perthitischer Orthoklas Plagioklas Biotit Feinstgranulös Symplektitisch (mikropegmatitisch) sphärolithisch Quarz, K/ Na-Feldspäte, wenig Plagioklas akzessorisch: kleinste kurzstengelige Apatite, Zirkon, Braun- und Roteisen, selten Magnetit als oxidisches Erz mit Leukoxen Subvulkanite Quarz K/ Na-Feldspat als Lagen und Streifen von Sanidin und Orthoklasperthit Oberflächennah meist symplektitisch in tieferen Regionen mikrogranitisch Akzessorien Apatit, Zirkon, oxidisches Erz kurzsäulige Apatite, kleine Zirkone Farbe dunkelrot, violettrot, braunrot, ziegelrot, grau, grauviolett, gelbbraun, schwarz mit grünen Tönen meist rötlichgrau mit leicht violettem Einschlag; schwarz Deuterische Bildungen Epidot, Serizit Schnüre von Serizit, kugelig ausgebildete Rosetten von Epidot Besonderheiten Einsprenglinge meist < 8 mm Einsprenglinge meist > 8 mm makroskopisch als kleinstkörnig auszumachen (ähnlich Granitporphyr) LÖFFLER et al. (1983) postulieren einen gemeinsamen Herd für die Vulkanite und Subvulkanite, der im Autun 2 entstand. Zu dieser Zeit war die Tektogenese des Varistischen Gebirges nahezu abgeschlossen. Es fanden nur noch lokal begrenzte postorogene Aufschmelzungen des Grundgebirges statt, die schließlich den Magmenherd des HVK begründeten. Aufgrund von Druckentlastungen konnten die Vulkanite entlang tektonischer N-S bis NNW-SSE gerichteter Spaltensysteme Platz nehmen oder eruptieren.

23 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.4 Neueste Entwicklungen in der Erforschung des Saale-Beckens 2.4 Neueste Entwicklungen in der Erforschung des Saale-Beckens RAPPSILBER (2003) entwickelte ein Struktur- und ein Entwicklungsmodell für das nördliche Saale-Becken. Er beschreibt das Saale-Becken als ein asymmetrisches und in Ansätzen halbgrabenförmiges Becken, dessen NW-Flanke durch die Hornburg-Störung und die Gröbzig-Dessau-Störung dargestellt wird. Die sedimentären und vulkanoklastischen permokarbonischen Ablagerungen des Saale-Beckens konnten sich nach RAPPSILBER (2003) über die beiden Störungen bis zum NW-Rand der Mitteldeutschen Kristallinzone ausbreiten. Im Gegensatz dazu nimmt die Sedimentmächtigkeit nach SE allmählich und nicht von Störungen beeinträchtigt ab. RAPPSILBER (2003) erstellte aufgrund der Darstellungen von FALK et al. (1979), sowie eigenen geophysikalischen Messungen und intensiven Recherchen in der Bohrdatenbank des Landesamtes für Geologie und Bergwesen (LAGB) Sachsen-Anhalt die Mächtigkeitsverhältnisse der Sedimente des Rotliegend im Raum Halle neu. Es folgt eine kurze Erläuterung zu den Rotliegend-Formationen (vorw. nach LÜTHKE 1976, KUNERT 1995 und RAPPSILBER 2003) Die Ablagerungen der Halle-Formation Die Unterrotliegende Halle-Formation ist nach RAPPSILBER (2003) größtenteils im NE, E und SE mit einer maximalen Mächtigkeit > 400 m im NE von Halle sedimentiert worden. Ihre Begrenzung reicht von Jüterbog im Nordosten, über Torgau im Osten und Zeitz im Süden bis in die Umgebung von Könnern westlich von Halle (Abb. 8). Lithologisch wird die Halle-Formation in eine Graufazies und eine randlich ausgebildete rote Fazies unterteilt. Sie beginnt mit einem grüngrauen verkieselten Quarzit- Kieselschiefer-Konglomerat (KAMPE & REMY 1960, KUNERT 1995). Die kompakte rote Randfazies ist durch lokale, wenig stabile Gerölle gekennzeichnet. Sie bildet nach KUNERT (1995) eine Konglomerat-Sandstein-Schluffstein-Abfolge und wurde bei Brachwitz, Dobis, Schlettau und am Reilsberg im Stadtgebiet von Halle nachgewiesen. Die sog. Graufazies, die nach KUNERT (1976) in Richtung Beckeninneres vermehrt in sandig-schluffige Sedimentation übergeht, ist angereichert an Quarziten und Kieselschiefern (LÜTHKE 1969). Die liegenden Bereiche der basalen Konglomerate weisen nach LÜTHKE (1969) auf eine Reliefbelebung im Zusammenhang mit dem Porphyritvulkanismus am Nordrand des Halleschen Permokarbon-Komplexes hin. Desweiteren wurden nach LÜTHKE (1969) Anzeichen für Einflüsse des südlichen bis westlichen Randbereiches des Einzugsgebietes der unteren Halleschen Schichten

24 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.4 Neueste Entwicklungen in der Erforschung des Saale-Beckens gefunden. Demgegenüber erfolgte die Schüttung der hangenden Konglomerate aus nördlicher und teilweise südlicher Richtung. LÜTHKE (1969) nutzte zur Bestimmung der Schüttungsrichtung die Kieselschiefer und die Milchquarze. Er erkannte bei einer Milchquarzvormacht Anzeichen für Schüttungen aus südlicher Richtung. Faziell diskutierte KÖBBEL (1963) rinnenartige Ablagerungen eines Flusses und KUNERT (1995) Deltaschüttungen in einen See. Abb. 8: Verbreitung und Mächtigkeit der Halle-Formation (aus RAPPSILBER 2003) Die Ablagerungen der Sennewitz-Formation Die Oberrotliegende Sennewitz-Formation (siehe SCHWAB 1969) befindet sich im Nordosten von Halle. Sie erreicht nach RAPPSILBER (2003) nordöstlich von Halle maximal 300 m Mächtigkeit. Ihre Ausdehnung reicht nach von Wettin im Westen von Halle, über Dessau im Norden, Seyda im Nordosten und Hohenmölsen im Süden (Abb. 9). Nach KUNERT (1995) wird die Sennewitz-Formation hauptsächlich durch das Auftreten kleinporphyrischer Gerölle sowie rhyolithischer Pyroklastite dargestellt. Desweiteren treten Konglomerate, Sandsteine und Schluffsteine auf.

25 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.4 Neueste Entwicklungen in der Erforschung des Saale-Beckens Abb. 9: Verbreitung und Mächtigkeit der Sennewitz-Formation (aus RAPPSILBER 2003) Die Ablagerungen der Hornburg-Formation Mit dem Einsatz relativ feinklastischer Gesteine beginnt nach HOYNINGEN-HUENE (1960) die Hornburg-Formation. Ihre Ausdehnung reicht von Peißen im Norden von Halle, über Dölzig im Südosten bis über Sömmerda im Südwesten hinaus (Abb. 10). Die größte Mächtigkeit erreicht sie nach RAPPSILBER (2003) im Südwesten von Halle im Bereich der Kernbohrung Querfurt 1/64 mit 584 m. Die Sedimente der Hornburg-Formation sind nach KUNERT (1995) vor allem durch grobklastische Abtragungsprodukte verschiedener Vulkanite gekennzeichnet. Darunter fallen sowohl die Mansfelder Melaphyrbreccien als auch Konglomerate mit glimmerführenden kleinkristallinen Rhyolithen, die von KUNERT (1970) und LÜTHKE (1969) auf der Halle-Hettstedter Gebirgsbrücke angetroffen wurden. KUNERT (1995) führte auch eine Quarzitkonglomeratfazies am Hornburger Sattel an, die Rhyolithgerölle, den Auerbergtuff und umgelagerte Quarzbipyramiden des Auerbergtuffs enthält. Sowohl der Auerbergtuff als auch der Mansfelder Melaphyr sind nach KUNERT (1995) in die basalen Hornburg-Schichten zu stellen. Nach LÜTHKE (1969) stellen die Hornburger Schichten an der Halle-Hettstedter Gebirgsbrücke randnähere Ablagerungen eines nördlich bis östlich gelegenen

26 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.4 Neueste Entwicklungen in der Erforschung des Saale-Beckens Abtragungsraumes dar. Gleichzeitig liegt am Hornburger Sattel eine randfernere aus Süden kommende Schüttung vor. Faziell sehen FALK et al. (1979) die Hornburger Schichten als Schwemmfächer in Verzahnung mit meist sandigen, fluviatilen Materialien. Ähnlich sieht das auch LÜTZNER (1994), der eine bergnahe Schwemmfächerlandschaft mit vorgelagerter Schwemmebene erkannte. Dabei zog sich die Fächerfront nach LÜTZNER (1994) wiederholt zurück. Als Beweise für Schwemmfächer geben FALK et al. (1979) eine mäßige bis schlechte Klassierung, die Anordnung der Gerölle, die besonders unregelmäßige Lagerung sowie einen raschen lateralen Fazieswechsel an. Diese Ausführung bekräftigend nehmen zum Beckeninneren schräg geschichtete fluviatile Sandsteine zu, die sich mit den Schwemmfächern allmählich verzahnen. Im Gegensatz zu LÜTHKE (1969) weist die generelle Transportrichtung nach FALK et al. (1979) in Richtung SE. Zum Ende der Hornburg-Formation entwickelten sich nach SCHNEIDER & GEBHARDT (1993) vermehrt Playa-ähnliche Becken. Dies belegen sie anhand lakustrischer Tone, sog. Blättertone, die über die Randfazies übergreifen. Abb. 10: Verbreitung und Mächtigkeit der Hornburg-Formation (aus RAPPSILBER 2003).

27 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.4 Neueste Entwicklungen in der Erforschung des Saale-Beckens Die Ablagerungen der Brachwitz-Formation Die größte Mächtigkeit besitzt die Brachwitz-Formation im Bereich der Ortschaft Steuden südwestlich von Halle mit 200 m. Die Verbreitung geht über Könnern im Norden, Schkeuditz im Osten und Mücheln im Süden. Die Fazies dehnt sich nach RAPPSILBER (2003) in Richtung SW weit über Sömmerda hinaus. Insgesamt verläuft die Brachwitz- Formation nach FALK et al. (1980) mit erzgebirgischem Streichen (Abb. 11). Abb. 11: Verbreitung und Mächtigkeit der Brachwitz-Formation (aus RAPPSILBER 2003). KUNERT (1966) beschrieb erstmalig die Gesteine der Brachwitz-Formation. Er stellte den sog. "Mischkörnigen Sandstein#, unter dem HOYNINGEN-HUENE (1960a) flasrig geschichtete Feinsandsteine mit regellos eingestreuten oder linsenförmig angereicherten Grobsanden verstand, in die basale Brachwitz-Formation. Die Hauptgeröllfraktion ist nach KUNERT (1995) in der Schüttung großkristalliner Rhyolithe zu sehen. Jedoch treten zum Hangenden wieder überwiegend kleinkristalline Rhyolithgerölle sowie fremde Rhyolithe und altpaläozoische Sedimente auf (KUNERT 1970). KUNERT (1970) determinierte die grobklastische Ausbildung in den Bohrungen Brachwitz 1/62, 2/62 und 3/62. Er fand Sand-, sowie Siltsteine und Konglomerate. Die Konglomerate

28 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.4 Neueste Entwicklungen in der Erforschung des Saale-Beckens führen größtenteils eine rhyolithische Geröllfraktion, die aus den naheliegenden Gebieten stammt. FALK et al. (1980) konnten wie bei den Hornburger Schichten auch bei den Brachwitzer Schichten unterschiedliche Faziesareale aushalten. Dabei ist eine nordöstlich situierte grobklastische Fazies einer sandig bis sandig-siltigen Fazies, die den Hauptteil des Brachwitzer Beckens einnimmt, gegenübergestellt. Die Sedimente der Brachwitzer Schichten füllten nach FALK et al. (1980) vorhandene Becken auf und ebneten sie dadurch ein. LÜTHKE (1969) konnte Beziehungen zur basalen Brachwitz-Formation sowohl zwischen den liegenden Hornburger Schichten als auch der hangenden Eisleben-Formation anhand seiner schotteranalytischen Untersuchungen nachweisen Die Ablagerungen der Eisleben-Formation Die Eisleben-Formation stellt nach RAPPSILBER (2003) einen buchtartigen Ausläufer des Sedimentationsraumes im Norden dar (Abb. 12). Zunächst herrschten fluviatile Sedimentationsbedingungen, die gegen Ende des Rotliegend jedoch durch das Übergreifen der Sedimentation des Norddeutschen Beckens abgelöst wurden. Die Eislebener Schichten bilden nach FALK et al. (1980) eine durchgehende, von N nach S ausdünnende Sedimentdecke, im Liegenden beginnend mit basalen Psephiten (vgl. Probe Ha9/HG1 der Bohrung Brachwitz 2/62) und darauffolgenden feinerklastischen Sedimenten. Stratigraphische Untersuchungen, u. a. von ELLENBERG (1976) und LUDWIG (1977) zeigen jedoch, daß die Eislebener Schichten nicht isochron zum geologischen Untergrund verlaufen. Von N nach S sedimentierten sie nach FALK et al. (1980) zunächst über das Grundgebirge der Mitteleuropäischen Senke, weiter südlich über die Brachwitzer Schichten und schließlich auch über die Hornburger Schichten. Die Strömungsrichtung der Eislebener Schichten verläuft nach KRIEBEL (1969) von SW nach NE entlang der Achse der Saale-Senke. Durch seitliche Zuflüsse aus den angrenzenden Gebieten konnten so Granulitgerölle aus dem sächsischen Raum, Granitgerölle aus der Gegend um Dessau und nicht zuletzt Vulkanitgerölle aus dem Halleschen Vulkanitkomplex mitgeführt werden. Die größte Materialzufuhr erfolgte von E und SE. Nordwestliche Einflüsse hingegen sind nach FALK et al. (1980) als gering einzustufen. Die basalen psephitischen Eislebener Schichten wurden größtenteils durch starke und periodische Strömungen abgelagert, wohingegen die sandig-siltigen Sedimente ebenfalls periodisch, jedoch mit größerem Sandanteil und unter starker flächiger Ausdehnung

29 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.4 Neueste Entwicklungen in der Erforschung des Saale-Beckens geschüttet wurden. SINDOWSKI (1958), VISHER (1969) und ELLENBERG (1976) ermittelten vier verschiedene Teilmilieus der Eislebener Schichten: Typ 1: Ablagerung aus Suspension oder Sedimentation aus Schichtfluten Ausbildung: schlecht sortierte, flasrige, selten schräg geschichtete Sandsteine, vereinzelt auch Konglomerate Typ 2: Ablagerung aus Suspension oder Sedimentation aus Schichtfluten Ausbildung: wellig bis ebene, teilweise auch mikroschräg geschichtete Sandsteine mit Siltanteil Typ 3: Bildung bei Umlagerungen durch Wellentätigkeit in stehenden oder langsam fließenden Gewässern (Flachwasserbecken) Ausbildung: flasrig bis wellig texturierte Gesteine Typ 4: bei anhaltender Strömung in Stromrinnen Abb. 12: Verbreitung und Mächtigkeit der Eisleben-Formation (aus RAPPSILBER 2003).

30 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.4 Neueste Entwicklungen in der Erforschung des Saale-Beckens Aktuelle Stratigraphische Gliederung Neueste Forschungen stellen die bisherige Untergliederung des Unterrotliegend im Halle Vulkanitkomplex in Frage. Da sich die Brachwitz- und die Hornburg-Formation nahezu ausschließlich durch den Abtragungsschutt des Vulkanitkomplexes definieren, werden diese Schichtenfolgen heute unter dem Begriff Hornburg-Formation zusammengefaßt (EHLING, mdl. Mittlg.). Die Halle-Formation bleibt erhalten. Lithologisch und paläontologisch bestehen keine Unterschiede zwischen der Halle- und der Sennewitz- Formation. Als Kriterium für die Unterscheidung diente nach KAMPE & KUNERT (1964) der $Obere Hallesche Porphyr$. Da es sich hier um Intrusiva handelt, ist die Kartierbarkeit der Sennewitz-Formation nicht gewährleistet, so dass auf die Ausgliederung einer lithostratigraphischen Einheit verzichtet wird. Nach der neuesten Gliederung (Abb. 13) wird die Halle-Formation kovalent mit der Winkelstedt- und der Bebertal-Formation im Norddeutschen Becken geführt. Die Hornburg-Formation entspricht hierbei wahrscheinlich zeitlich der Föhrberg-Formation im Norddeutschen Becken. Abb. 13: Aktuelle stratigraphische Gliederung des Oberkarbon und Rotliegend im Norddeutschen Becken und im Saale-Becken. (EHLING, in press).

31 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Regionalgeologischer Teil 2.5 Die späte Phase des Halle Vulkanitkomplexes und ihr Bezug zur Diplomarbeit 2.5 Die späte Phase des Halle Vulkanitkomplexes und ihr Bezug zur Diplomarbeit Die Rhyolithvorkommen des HVK (Abb. 15) werden seit einigen Jahren als Lakkolithe gedeutet, die sowohl intrusiv, als auch effusiv die Erdoberfläche erreichten und tw. durchbrachen. Die Hauptphase der Lakkolith-Platznahme erfolgte nach BREITKREUZ et al. (1999) zwischen 300 bis 294 Ma + 3 Ma (Abb. 14). Wahrscheinlich wurde sie von extrusiven bis explosiven Vulkanismus begleitet (BÜCHNER et al. 1997). Abb.14: Dieses Schema zeigt die gemessenen Alter der Lakkolithe im HVK nach BREITKREUZ & KENNEDY (1999). Diese Daten wurden anhand einer Zirkon- Altersbestimmung ermittelt. Sie zeigt, daß der Schwerzer Rhyolith mit Ma wahrscheinlich am ältesten ist und der Petersberger Rhyolith mit Ma am jüngsten. Abb.15: Die Unterteilung der großen Lakkolithe erfolgt nach den Ortschaften Wettin, Löbejün, Petersberg, Landsberg und Schwerz. Dabei werden der Wettiner und der Petersberger Rhyolith zu den kleinporphyrischen Typen gezählt (ausschlaggebend dabei ist die Größe der Einsprenglinge). Der Löbejüner und der Landsberger Porphyr fallen mit Feldspatgrößen bis zu 2 cm unter die großporphyrischen Vorkommen. Der Schwerzer Porphyr nimmt dabei eine Sonderstellung ein. Er zählt zwar aufgrund der Kristallgrößen zu den kleinporphyrischen Rhyolithen, fällt jedoch mit seiner dunkleren Färbung und seinem Chemismus etwas aus dem Rahmen. Auch die anderen Rhyolithe zeigen Besonderheiten wie Fließgefüge und interne Veränderung der Korngrößen. Grafische Darstellung verändert nach BREITKREUZ et al In der Spätphase waren die Lakkolithe bereits der Erosion unterworfen. Dennoch kam es zur Bildung fast aphanitischer Laven (RÜFFER et al. 1998), sowie zu phreatischen und phreatomagmatischen Aktivitäten. Hier liegt auch der Schwerpunkt der Diplomarbeit. Die Kb Brachwitz 2/62 wurde bereits von KUNERT (1970) aufgenommen. Sie muß jedoch teilweise revidiert werden. Demgegenüber wurden die beiden Aufschlußkomplexe am

32 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Arbeitsmethodik 3.1 Aufnahme der Bohrungen Brachwitz 2/62 und Lochau 7/65 Teichgrund bei Döblitz und am Riveufer im Stadtgebiet von Halle sowie die Kb Lochau 7/65 erstmalig detailliert beschrieben und interpretiert. 3. Arbeitsmethodik Im Rahmen der Diplomarbeit waren zwei Bohrungen und zwei Aufschlüsse mit stratigraphischen Hintergrund zu bearbeiten und geröllanalytisch auszuwerten. Desweiteren sollten gültige Faziesmodelle entworfen werden. Mit diesem Hintergrund wurde wie folgt an die Aufgabenlösung herangegangen: 3.1 Aufnahme der Bohrungen Brachwitz 2/62 und Lochau 7/65 Die beiden gekernten Bohrungen wurden im Bohrkernlager des Landesamts für Geologie und Bergwesen in einem Kernlager für die Diplomarbeit bereitgestellt. Zunächst erfolgte eine grobe Übersichtsaufnahme. Bearbeitet werden sollten die hangenden 210 m der Bohrung Brachwitz 2/62 und die liegenden 200 m der Bohrung Lochau 7/65. Da die bereitgestellten Vordrucke für die Bearbeitung nicht geeignet erschienen, wurden auf einem A4-Millimeterblock im Querformat Kernkistenstäbchen aufgezeichnet, die jeweils 1 cm breit und 10 cm lang waren. Sie sollten die ausgelegte Bohrung im Überblick repräsentieren. Jedes Stäbchen wurde mit einer vom Liegenden zum Hangenden fortlaufenden Kernkistennummer versehen. Dabei ist bei der Auslage der Kernkisten zu beachten, daß die etikettierten und nummerierten Seitenenden alle in eine Richtung zeigen, da im Normalfall die plakettierte Seite den Top des jeweiligen Kernmeters markiert. Auf den Übersichtszetteln wurden anschließend mittels des Kernmarschverzeichnisses der Bohrung die jeweiligen Kernmärsche den Kernkistennummern zugeordnet. Wichtig war es zudem, herauszufinden, ob sich Kernmärsche doppelt innerhalb einer Kernkiste wiederfinden lassen oder ob Kernkisten fehlen. Anschließend wurde sich die ausgelegte Kernstrecke im Überblick angeschaut und erste Randnotizen in die Übersichtszettel gemacht. So wurde grob ermittelt, von wo bis wo gleiche Lithoeinheiten vorherrschen. Anschließend erfolgte die Beschreibung der einzelnen Kernmeter. Notiert wurden der Gesteinsname, die Farbe nach der Munsell Rock Color Chart und über welche Strecke der einzelne Lithotyp verfolgbar ist. Desweiteren wurden die Matrix, der Geröllinhalt und die Beziehung zwischen beiden betrachtet. Darunter waren die Sortierung, die Rundung der einzelnen Klasten, aus welchem Gestein die Gerölle bestehen und ihre maximale Korngröße. Dabei wurde nicht wie für die Bestimmung der Korngröße üblich, der

33 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Arbeitsmethodik 3.1 Aufnahme der Bohrungen Brachwitz 2/62 und Lochau 7/65 Durchschnitt aus 5-10 Geröllen gebildet, sondern die Größe des größten Gerölls notiert, da im allgemeinen davon ausgegangen werden kann, daß die jeweiligen Schichten außerhalb des gekernten Bereichs ebenfalls äquivalente Korngrößen enthalten. Nach der allgemeinen Beschreibung wurde eine Probenahme durchgeführt. Hierbei waren die verschiedenen Gerölle, sowie lithofaziell nicht eindeutig zuordenbare Bereiche von großem Interesse. Für die Probenentnahme wurden die einzelnen Kernstücke mit einer logischen Nummer beschriftet und längsseits entlang der zu beprobenden Stücke mit einer Schnittlinie versehen, damit später bei der Auswertung der geschnittenen Proben auch der richtige Bereich geschnitten vorliegt. Gleichzeitig mit der Beschriftung der Kernproben wurde ein Probenahmeverzeichnis erstellt. In dieses Probenahmeverzeichnis wurden alle erforderlichen Daten eingetragen, die zur späteren Lokalisation der entnommenen Probe in der Kernbohrung wichtig sind. Dazu zählen: Name der Probe Nummer der Kernkiste Kernmarsch in Meter Entfernung der Probe vom Kopf des jeweiligen Kernmarschs Länge der Probe Datum der Probenahme Der Name der Proben setzt sich wie folgt zusammen: B Bohrung Brachwitz: Ha9/HG16 Ha: Bohrung im HVK 9: für die Bohrung Brachwitz 2/62 HG: Abkürzung zur eindeutigen Identifikation der Proben aus der Kb Brachwitz 2/62 innerhalb dieser Arbeit 16: fortlaufende Probennummer B Bohrung Lochau 7/65 Ha-Lo7/12 Ha: Bohrung im HVK Lo7: für die Bohrung Lochau 7/65 12: fortlaufende Probennummer Die im LAGB geschnittenen Proben wurden mit einer Digitalkamera auf einem speziell für Auflichtfotos vorgesehenen Tisch fotografiert. Anschließend wurden sie makroskopisch beschrieben und Dünnschliffe in Auftrag gegeben.

34 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Arbeitsmethodik 3.2 Aufnahme des Aufschlusses am Teichgrund bei Döblitz 3.2 Aufnahme des Aufschlusses am Teichgrund bei Döblitz Im Anschluß an eine Übersichtsbegehung wurden grobe Skizzen angefertigt. Als Bezeichnung wurde Aufschluß T1 bis T3 gewählt, um die Zuordenbarkeit zum Teichgrund zu ermöglichen. Auch bei der späteren Beschreibung der Lithofaziestypen wurde ein T zur eindeutigen Unterscheidung der Faziestypen nach ihren Lokalitäten eingeführt. Bei der Aufnahme der Aufschlüsse wurde besonderer Wert auf Schichtverhältnisse, Bankmächtigkeiten und die Ermittlung der Gradierung gelegt. Die Gesteine wurden makroskopisch beschrieben und ihre Komponenten in Matrix und mitgeführte Klasten unterschieden. Die einzelnen gröberen Klasten wurden auf ihre Ausbildung, Farbe, Kornrundung und Lagerung in bezug auf die Matrix untersucht. Auch die Bankmächtigkeiten wurden notiert. 3.3 Aufnahme des Aufschlusses am Riveufer im Stadtgebiet von Halle Der Aufschlußkomplex am Riveufer ist 150 m lang. Da es nicht möglich war, ein Gesamtprofil zu erstellen, wurde jeder Einzelaufschluß aufgenommen. Zunächst wurde eine grobe Skizze angefertigt, die auch die Himmelsrichtungen und einen Maßstab enthält. Anschließend wurde jede Schicht einzeln betrachtet und in die Skizze eingebracht. Wie auch bei den beiden Bohrungen und am Teichgrund waren die Korngrößen, die Matrix, der Geröllbestand und das Gefüge zu ermitteln. Enorm wichtig für das fazielle Verständnis ist hier auch die Geröllgröße, deren Maxima bei 45 cm liegt. Da es sich bei dem Aufschluß um ein verflochtenes Flußsystem handelt und der Aufschluß exakt senkrecht zur fossilen Fließrichtung liegt, wurden verschiedene Rinnenquerschnitte eingemessen. Schrägschichtungssets hingegen waren so gut wie nie auffindbar.

35 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte 4. Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme Die Rotliegend Sedimente des Halleschen Permokarbonkomplexes weisen eine Vielfalt unterschiedlicher Sedimentationsräume auf. Um die in der Diplomarbeit angetroffenen Faziesräume zu diskutieren, ist es notwendig, im Voraus einen groben Überblick über sedimentäre und vulkanische Massentransporte zu geben (Tab. 5). Sedimentäre Ablagerungssysteme wurden in den oberen 70 m der Kb Brachwitz 2/62 sowie am Aufschluß nördlich von Döblitz in Form von Schichtfluten angetroffen. Die tieferen Bereiche der Kb Brachwitz 2/62 zeigen verschiedenartige sedimentäre Ablagerungen, gepaart mit vulkanischen Zwischenschaltungen. Am Riveufer in Halle wurden Ablagerungen eines verflochtenen Flußsystems gefunden. Vulkanische Ablagerungssysteme sind hingegen in der Kb Lochau 7/65 in Form von zyklischen phreatomagmatischen (vulkanianischen) Ablagerungen aufgeschlossen. Tab. 5: Überblick über sedimentäre und vulkanische Massentransporte. Sedimentäre Massentransporte Alluviale Fächer Verflochtene Flußsysteme Schichtfluten Deltas und Ästuare Vulkanische Massentransporte Pyroklastische Ablagerungen - Pyroklastische Fallablagerungen - Pyroklastische Stromablagerungen - Pyroklastische Surgeablagerungen Produkte phreatomagmatischer Eruptionen - Maare - Tuffringe - Tuffkegel - Tephraablagerungen Phreatomagmatische Massentransporte 4.1 Vulkanische Massentransporte Pyroklastische Ablagerungen Nach CAS & WRIGHT (1995) können pyroklastische Ablagerungen in drei große Gruppen geteilt werden. Pyroklastische Fallablagerungen Aschefallablagerungen (ash fall deposits) Bimsführende Fallablagerungen (pumice fall deposits) Scoriaführende Fallablagerungen (scoria fall deposits) Pyroklastische Stromablagerungen Bimsführende pyroklastische Stromablagerungen oder Ignimbrite

36 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte (pumice flow deposits or ignimbrites) Block- und Aschenstromablagerungen (block and ash flow deposits) Scoriaführende pyroklastische Stromablagerungen (scoria flow deposits) Pyroklastische Surgeablagerungen Surgeablagerungen durch Aschewolken (ash-cloud surge deposits) Ablagerungen am Boden der Surge (ground surge deposits) Ablagerungen an der Basis der pyroklastischen Surge (base surge deposits) Pyroklastische Fallablagerungen Diese Ablagerungen sind gut sortiert, klastgestützt und massiv bis parallelgeschichtet. Sie entstehen nach einem explosiven Ereignis, bei dem sich eine Eruptionswolke aus einer Mischung von Gas und Tephra bildet und vom Wind verdriftet wird. Desweiteren werden größere Fragmente auf ballistischen Bahnen ausgeworfen und als ballistische Bomben unter der Bildung von sag- Strukturen abgelagert. Die feinkörnigen pyroklastischen Aschen sinken hingegen gleichmäßig gravitativ aus der Aschewolke ab. (1) Aschefallablagerungen Die Aschefallablagerungen können in einem großen Spektrum von pyroklastischen Prozessen gebildet werden. Phreatomagmatische Ablagerungen bilden feinkörnige Ablagerungen, in denen häufig auch akkretionäre Lapilli zu finden sind. In vulkanianischen Eruptionen haben sie nach CAS & WRIGHT (1995) eine Spannbreite von Schlacken bis zu dichten Gesteinsbruchstückablagerungen. Darüber hinaus enthalten sie nahe dem Schlot oft ballistische Blöcke und Bomben. Ballistische Blöcke sind häufig auch in phreatischen Eruptionen nahe dem Schlot zu finden. Bei diesen Eruptionen findet eine starke äolische Fraktionierung statt. Bimse und Scoria sind vermehrt proximal zum Krater zu finden, hier sind die Aschefallablagerungen oft nur wenige dm mächtig. Entfernt man sich vom Krater, so können Aschefallablagerungen 100e km weit verfolgt werden und besitzen Mächtigkeiten bis > 1 m.

37 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte (2) Bimsführende Fallablagerungen Das Ausgangsmaterial hierfür ist andesitisch, rhyolithisch, phonolithisch oder trachytisch, hochviskos und gasreich. Die Korngrößen überschreiten dabei am Schlot häufig die Größe von Lapillis und die Ablagerungen beinhalten sowohl lithische als auch Bimsblöcke und -bomben. Die Ablagerungen erreichen nach CAS & WRIGHT (1995) selten mehr als 10 m Mächtigkeit, können jedoch vereinzelt am Schlot bis zu 25 m erreichen. Sie bilden weit verbreitete Decken und können bei sub-, ultra- und plinianischen Eruptionen auftreten. (3) Scoriaführende Fallablagerungen Diese Ablagerungen zeigen explosive hawaiianische oder strombolianische Aktivitäten an, die nahe dem Schlot Schlackenkegel ausbilden und aus blasenführendem Basalt- bis zu andesitischem Magma bestehen. Die Ablagerungen können sehr grobkörnig mit Korngrößen über 64 mm sein und führen ballistische Bomben. Etwas weiter entfernt vom Krater werden die Ablagerungen nach CAS & WRIGHT (1995) feinerkörnig und < 5 m mächtig Pyroklastische Stromablagerungen Die aschereichen, massiv bis schwach parallel geschichteten und sehr schlecht sortierten Ablagerungen sind nach CAS & WRIGHT (1995) abhängig von der Topographie eines Geländes und von der Gravitation. Sie besitzen eine hohe Partikeldichte und füllen Täler und Depressionen aus. Dabei fließen sie turbulent bis laminar. Manchmal bilden die pyroklastischen Stromablagerungen fossile Fumarolen aus, die Kristalle, Gesteinsbruchstücke oder größere bimsartige Fragmente enthalten können. (1) Bimsführende pyroklastische Stromablagerungen oder Ignimbrite Diese vulkanischen Produkte können nach CAS & WRIGHT (1995) verschweißt (welded tuff) oder unverschweißt auftreten. Bei unverschweißten Ignimbriten, die nach SCHMINCKE (1998) bei der Ablagerung schon erkaltet sind, ist in der Grundmasse überwiegend Asche zu finden. Als gröbere Komponenten treten Glasscherben, Bimslapilli, Kristalle und Gesteinsfragmente auf. Diese Ignimbrite sind massig ausgebildet und schlecht sortiert. Verschweißte Ignimbrite hingegen kristallisieren während des Abkühlens noch aus und bilden nach SCHMINCKE (1998) Lava-ähnliche Gesteine. Sie sind vor allem durch

38 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte verschweißte Bimslapilli gekennzeichnet, die häufig als schwarze Fladen (Fiamme) in einer überwiegend feinkörnigen Aschematrix schwimmen oder horizontal gelängt eingelagert sind. Diese pyroklastischen Sedimente sind sowohl mineralogisch als auch chemisch zoniert, sodass eine Zuordnung innerhalb der jeweiligen Magmenkammer möglich ist. Ignimbrite treten häufig in Form von Fließeinheiten auf, die aus vielen Einzelströmen zusammengesetzt sind und sich binnen weniger Minuten bis Stunden ablagern. In Fließeinheiten können nach CAS & WRIGHT (1995) größere Bimsfragmente invers gradiert auftreten, während lithische Klasten normal gradiert sind. Genauso häufig gibt es auch ungradierte Ablagerungen. Ignimbrite können nach SCHMINCKE (1998) in drei Teile aufgegliedert werden (Abb. 16). An der Basis der Fließeinheit bildet sich zuerst eine Bodenlage aus, die an der Stromstirn entsteht. Hier wird durch die Kraft des Stromes Luft angesaugt und verdünnt die ersten lockeren, meist feinkörnigen Sedimente. Den Hauptteil der Fließeinheit bildet ein Fining upward, wobei sich schwere Gesteinsbruchstücke an der Basis und die leichteren Bimse am Top des Massenstroms während des Fließens gravitativ anreichern. Am Top der Fließeinheit sedimentiert anschließend, nachdem der Massenstrom zum Stillstand gekommen ist, eine feinkörnige Aschenlage. Abb. 16: Ignimbritische Fließeinheit nach SCHMINCKE (1998). Ignimbrite gibt es sowohl großvolumig plateaubildend als auch kleinvolumig auf Täler beschränkt. Prominente Beispiele für großvolumige Ignimbrite sind der Bandelier-Tuff in New Mexico, der Bishop-Tuff in Kalifornien und das Tal der Zehntausend Dämpfe in Alaska. Das berühmteste Ereignis, das ein kleinvolumiger Ignimbrit verursachte, war der Ausbruch des Vesuvs im Jahr 79 n. Chr.

39 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte Die bims- und aschenreichen Ströme entstehen nach SCHMINCKE (1998) häufig aus Aschenfontänen bei plinianischen Eruptionen. Dabei sind die großvolumigen Ignimbrite häufig mit Calderen vergesellschaftet, die im Zusammenhang mit den Eruptionen der Aschen entstanden. (2) Block- und Aschestromablagerungen Gekennzeichnet sind diese auch als nuées ardentes bekannten vulkanischen Ablagerungen nach SCHMINCKE (1998) vor allem durch relativ dichte Lavablöcke und eine grobe Aschenmatrix. Sie sind kleinvolumig und werden durch einen Domkollaps ausgelöst. Die Klasten dieser fast monolithologischen Stromablagerungen sind eckig bis kantengerundet, mikroporös und glasig mit unterschiedlichen Mengen an Einsprenglingen und Mikrolithen. Ihre Sortierung ist schlecht und die dazugehörigen Korngrößenverteilungen bimodal bis polymodal. Die maximale Blockgröße kann nach CAS & WRIGHT (1995) 5 m übersteigen. Einzelne Fließeinheiten sind invers gradiert und können selten Entgasungsstrukturen enthalten. Entstehen können diese Ablagerungen, wenn hochviskose intermediäre bis saure Magmen über den Rand eines Vulkankraters domartig hinausquellen. Dort werden sie instabil und kollabieren. Sie fließen dann in einem Gemisch von Aschen und blasig ausgebildeten, heißen Blöcken langsam ins Tal. Einige der Blöcke enthalten dabei nach CAS & WRIGHT (1995) radial angelegte Abkühlungsklüfte, die auf ihre hochtemperierte Herkunft deuten. Für die Freisetzung der Aschenpartikel gibt es nach SCHMINCKE (1998) zwei wichtige Ursachen. Eine Ursache ist in der Destabilisierung der Blöcke gegeben. Wenn dort Risse entstehen, findet entlang der frischen Bruchflächen eine explosive Entgasung der noch heißen Gesteinsblöcke statt. Die zweite Ursache für Aschenfreisetzung sieht SCHMINCKE (1998) in dem erneuten Aufschlagen und Zusammenprallen der leicht zerspringenden heißen Blöcke auf dem Kraterrand und untereinander. Verschiedene Antriebsmechanismen führen nach SCHMINCKE (1998) zu Block- und Ascheströmen: Schwerkraft Seitwärts gerichtete Explosionen aus einem Lavadom Explosive Entgasung von Magma im Inneren eines Lavadoms durch Dekompression infolge Kollapses des Doms Explosive Entgasung der Gesteinsfragmente in der Glutlawine während des Fließens

40 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte Schnelle Expansion erhitzter Luft, die in die Lawine hineingesogen wird Die kleinvolumigen Block- und Ascheströme können Täler horizontal ausfüllen und bilden auf glatter Morphologie Schuttfächer. Wichtige Beispiele hierfür sind der Merapi auf Java, der Mt. Pelée, der Unzen-Vulkan in Japan und die Insel Martinique. (3) Scoriaführende pyroklastische Stromablagerungen Auch diese Ablagerungen werden durch die Topographie kontrolliert. Sie sind unsortiert und enthalten bedeutende Mengen an basaltischer bis andesitischer Asche, blasenführenden Lapilli und Klasten bis zu 1 m Ø, die an ihrer Oberfläche schlackenartig angelöst sind. In den Fließeinheiten findet man häufig eine inverse Gradierung größerer Klasten und manchmal feinkörnige basale Schichten vor Pyroklastische Surge-Ablagerungen Surges sind nach SCHMINCKE (1998) hochverdünnte materialarme Aschenströme und pulsierende Schockwellen, die oft in Begleitung pyroklastischer Stromablagerungen auftreten. Sie transportieren nach CAS & WRIGHT (1995) Material turbulent, werden durch die Topographie beeinflußt und sind in Tälern am dicksten. Die Sedimente der Surges sind massig bis gut geschichtet oder weisen eine Schrägschichtung auf. Sie können auch Wechsellagerungen aus gut und schlecht sortierten Lagen ausbilden. Charakteristisch sind gut gerundete Bimse. Diese feinkörnigen Aschenlagen, die häufig nur als dünne Lagen überliefert sind, werden nach SCHMINCKE (1998) als laterale Surges oder als Sedimente, die aus Glutwolken abgelagert werden, interpretiert. Sie steigen aus den basalen Glutlawinen der Block- und Ascheströme während des Transportes auf und breiten sich seitlich über die Blockströme aus. Zusammengefaßt gibt es nach SCHMINCKE (1998) folgende Lokalitäten für die Bildung der Surges: Am Top einer Fließeinheit Als schlotnahe Fazies schneller pyroklastischer Ströme Als randliche Fazies von Ignimbriten Als Übergangsphase von plinianischem Fallout zu einem pyroklastischen Stromstadium

41 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte (1) Surgeablagerungen durch Aschewolken Die Ablagerungen sind schichtig ausgebildet und meist < 1 m mächtig. Sie treten am Top von Fließeinheiten und als laterale Äquivalente von pyroklastischen Fließeinheiten auf. Sie können nach FISHER (1979) als einzelne Lagen vorkommen und sind angereichert an glasigen Partikeln sowie Kristallen des Stammagmas und Kristallen von sekundären Block- und Ascheströmen. Dabei hängen Korngröße und Proportionen der Komponenten von der Art des Stammagmas ab. (2) Ablagerungen am Boden der pyroklastischen Surge Diese Ablagerungen sind schichtig ausgebildet und werden wie die Surgeablagerungen aus Aschewolken nicht mehr als 1 m mächtig. Sie enthalten aschereiche, juvenile und blasenführende Fragmente, Kristalle und Gesteinsbruchstücke in verschiedenen Größenordnungen, die von den Bestandteilen der Eruptionssäule abhängen. (3) Ablagerungen an der Basis der pyroklastischen Surge Mächtigkeiten von mehr als 100 m kennzeichnen diese Form der Surges. Sie tritt nach CAS & WRIGHT (1995) bevorzugt bei phreatomagmatischen Eruptionen auf. Die Ablagerungen sind schichtig, laminiert und manchmal massiv entwickelt. Intern treten auch unregelmäßige Schichtenformen auf, die tw. dünenartig ausgebildet sind. Sie beinhalten juvenile Fragmente wie Asche, Kristalle, vereinzelt Gesteinsbruchstücke sowie blasenführende, mit dem Stammagma verwandte Gesteinsbruchstücke. Große ballistisch ausgeworfene Gesteinsbruchstücke können sag-strukturen nahe dem Schlot bilden. Die juvenilen Fragmente erreichen Größen bis 10 cm. An Stratovulkanen können Ablagerungsmächtigkeiten von < 5 cm bis 5 m erreicht werden Explosive vulkanische Eruptionen Eruptionen können grob wie folgt unterschieden werden: Hawaiianisch (phreatomagmatisch, pyroklastisch) Strombolianisch (phreatomagmatisch, pyroklastisch) Plinianisch (phreatomagmatisch, pyroklastisch) Surtseyanisch

42 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation 4. Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte 34 Vulkanianisch (phreatomagmatisch, hydroklastisch) Abb. 17 Übersicht über die verschiedenen Eruptionstypen, verändert nach Cas & Wright (1987). D: von pyroklastischen Fallablagerungen bedeckte Fläche; F: Grad der Tephrazerkleinerung. (1) Hawaiianische Eruptionen Diese Form der phreatomagmatischen Eruptionen zeichnet sich nach SCHMINCKE (1998) durch besonders hohe Lavafontänen und eine kontinuierliche Tätigkeit aus. Die Fontänen werden in ballistischen Bahnen bis auf eine Höhe von 500 m geschleudert. Das Magma ist nach SCHMINCKE (1984) relativ dünnflüssig basaltisch und enthält nur geringe Anteile an Gas. Deshalb können effusive basaltische Lavaströme aber nur wenig voluminöse pyroklastische Produkte entstehen. (2) Plinianische Eruptionen Kennzeichen dieser Eruptionen sind nach SCHMINCKE (1998) sich weit verbreitende voluminöse Bimseruptionen, sichtbar als Bimslapilli und Tephra. Sie lagern sich bevorzugt mit elliptischen Ablagerungsfächern an der windabgewandten Seite des aktiven Vulkans ab. Transportiert werden sowohl Fallout-Aschen als auch pyroklastische Ströme. Dabei werden enorme Mengen an Magma, häufig bis zu mehrere km³, gefördert. Die Aschelagen sind nach großen Eruptionen über mehrere hundert bis tausend Kilometer weit verfolgbar und dienen somit als gute Vergleichshorizonte. Bei einer plinianischen Eruption bildet sich der Gasschubteil einer Eruptionssäule von wenigen hundert Metern und darüber der konvektive Teil dieser Eruptionssäule, der Höhen bis zu 40 Kilometern

43 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte erreichen kann, so geschehen am Mt. St. Helens im Jahr SCHMINCKE (1984) stellte fest, daß plinianische Eruptionen häufig nur wenige Stunden bis vier Tage dauern. (3) Strombolianische Eruptionen Strombolianische Eruptionen führen zum Aufbau von Schlackenkegeln. In ihnen steigen episodisch große Gasblasen in einem relativ dünnflüssigen basaltischen Magma auf. Durch eine schlagartige Entleerung des oberen Bereichs der Magmenkammer können sich hunderte Meter hohe Lavafontänen aufbauen. Diese Eruptionen finden nach Erörterungen von SCHMINCKE (1998) z. B. an der Typuslokalität für Strombolianische Eruptionen, dem Stromboli, kontinuierlich alle 10 bis 20 Minuten statt. Es werden durch das Aufplatzen von Gasblasen entstehende Lavafetzen sowie geringe Mengen an Bomben, kleinen Lapilli und Aschen gefördert. (4) Vulkanianische und Surtseyanische Eruptionen Diese Eruptionen sind nach SCHMINCKE (1984) phreatisch und gekennzeichnet durch sog. Dampfexplosionen. Sie wurden nach dem Ausbruch des Vulcano in Italien benannt. Da auf Surtsey in Island nahezu die gleichen Vorgänge bei der Eruption und der darauffolgenden Ablagerung abliefen, können die beiden Begriffe vulkanianisch und surtseyanisch nach SCHMINCKE (1984) äquivalent verwendet werden. Eine besondere Rolle spielt hier die Interaktion zwischen externen aufgeheizten Wasser und Magma. Die Eruptionen sind hochexplosiv und kurzlebig und produzieren eine schwarze Eruptionssäule. Die Ablagerungen dieser Eruptionen sind gut geschichtet, schlecht sortiert und enthalten blasenreiche Tufflagen. Die feinkörnigen glasigen Klasten sind angular und häufig nicht blasig bis schwach blasig. Zu finden sind auch akkretionäre Lapilli und blumenkohlartig geformte Bomben (cauliflower structures). Häufig sind auch fremde Gesteinsbruchstücke auszuhalten. DRUITT ET AL. (2002) konnten rezent am Soufriere Hills Volcano auf der Insel Martinique 1997 vulkanianische Eruptionen beobachten. Aus dem zentralen Krater werden zunächst ballistische Bomben herausgeworfen (Abb. 18). Ihnen folgen pyroklastische Surges und Aschenfallablagerungen.

44 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte Abb. 18: Darstellung einer typischen vulkanianischen Eruption des Soufriere Hills Volcano im Jahr 1997 nach DRUITT et al. (2002). Zunächst werden ballistische Blöcke ausgeworfen. Ihnen folgt ein Fontänenkollaps. Danach folgen pyroklastische Surges und Aschenfallablagerungen Produkte phreatomagmatischer Eruptionen Phreatomagmatische Eruptionen sind nach SCHMINCKE (1998) durch pulsierende Explosionen gekennzeichnet, die zwischenzeitlich durch Ruhepausen unterbrochen werden. Sie werden durch Wasserkontakt gesteuert oder auch ausgelöst. Magmen besitzen ein großes Potential an thermischer Energie. Gerät das heiße Magma in Kontakt mit Wasser, so werden große Mengen dieser Energie zur Verdampfung des Wassers und zur Zerkleinerung des Gesteins verbraucht. Bei diesen Vorgängen entstehen relativ kleinkörnige Tephrapartikel, die in der Nähe des Kraters im noch feuchten Zustand abgelagert werden (vgl. Surtsey, Island). Unterschieden werden Produkte phreatomagmatischer Eruptionen nach SCHMINCKE (1998) Maare, Tuffringe und Tuffkegel. Eine gesonderte Stellung nehmen Tephraablagerungen ein.

45 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte (1) Maare Ein Maar ist nach SCHMINCKE (1998) ein in den Untergrund eingetiefter Krater, der in einigen Fällen mit Wasser gefüllt ist. Er erreicht nur wenige hundert Meter im Durchmesser und besitzt einen niedrigen Ringwall aus Tephra. Bei ihrer Bildung spielt die Abschreckung des Magmas durch Wasser eine entscheidende Rolle. Tephra wird bei diesen Vulkanen im kalten, noch feuchten Zustand sedimentiert. Erkannt werden kann dies an von Nabengesteinsblöcken, die plastisch das noch feuchte Sediment bei der Ablagerung verformten und anhand unverkohlter Baumstämme, deren Abdrücke später im Tuff gefunden werden können. Maare sind phreatomagmatische Bildungen. BAHLBURG & BREITKREUZ (1998) weisen auf Explosionen hin, wenn Magma in Kontakt mit Wasser gerät. Hierbei entstehen feine Risse im Magma, durch die das Wasser binnen kürzester Zeit eindringt und vom Magma in einen überkritischen Zustand versetzt wird. Werden die Risse durch seismische Vorgänge oder durch den Auftrieb des Magmas erweitert, bildet sich aus dem Wasser Wasserdampf, der zu der explosiven phreatomagmatischen Eruption führt. (2) Tuffkegel und Tuffringe Tuffe bilden auf der Landoberfläche aufgesetzte Kegel um Maare. Sie sind häufig durch Grundwasserkontakt palagonitisiert, besitzen eine geringe Korngröße und eine gute Schichtung. Diese pyroklastischen Sedimente führen eckige magmatische Klasten, jedoch kaum Bimse. WOHLETZ et al (1983) definierte Tuffkegel und Tuffringe. Er entwarf sowohl einen Querschnitt (Abb. 19) als auch die dazugehörige Ablagerungssequenz (Abb. 20). Tuffringe sind mit Tuffkegeln vergleichbar, sind jedoch in ihrer Steilheit nicht so ausgeprägt. Desweiteren führen sie meist mehr als 90 % Nebengesteinsfragmente, die auch Größen über 1 m erreichen können.

46 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.1 Vulkanische Massentransporte Abb. 19: Darstellung eines Tuffringes und eines Tuffkegels anhand basaltischer phreatomagmatischer Ablagerungen nach WOHLETZ et al. (1983). Während die alten Sedimente bei Tuffringen einsinken und ihre ursprüngliche Gestalt beibehalten, erscheinen die Sedimente in kollabierten Tuffkegeln völlig durcheinander geschichtet und gegeneinander winklig verstellt. Abb. 20: Ablagerungsmuster bei Tuffringen und Tuffkegeln anhand basaltischer phreatomagmatischer Ablagerungen nach WOHLETZ et al. (1983). Unterschiede bestehen besonders in der Ausbildung der massiven Tuffe Tephraablagerungen Es existieren hauptsächlich drei Formen bei der Ablagerung von Tephra (Abb. 21): Aschenfall Aschenstrom Lahar

47 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation 4. Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.2 Sedimentäre Massentransporte 39 Bei Aschenfall sedimentieren Partikel aus Aschenwolken und erzeugen Falloutablagerungen. Die Sedimente sind gut sortiert und bilden das Relief der Landoberfläche ab. Aschenströme entstehen beim Kollaps einer Eruptionssäule oder durch die laterale Expansion von Tephra an einem Kraterrand. Sie bilden am Boden fließende Partikelströme wie pyroklastische Ströme oder Surges. Ihre Ablagerungen füllen Senken, können sich jedoch auch plateauartig ausbreiten. Vulkanische Schutt- oder Schlammströme werden als Lahars bezeichnet. Nach SCHMINCKE (1998) kommen hierfür drei Entstehungsmöglichkeiten in Betracht: wenn Aschenströme in einen Wasserlauf fließen bei Eruptionen durch einen Kratersee bei der Remobilisierung von Asche als Folge heftiger Regenfälle Abb. 21 Überblick über die häufigsten Formen bei Tephraablagerungen nach SCHMINCKE (1998). 4.2 Sedimentäre Massentransporte Sedimentäre gravitative Massenverlagerungen (Abb. 22) können in Bergstürze Gleitungen Rutschungen Körnerströme (grain flows) Trümmerströme (debris flows) Schlammströme (mud flows) Schichtfluten

48 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.2 Sedimentäre Massentransporte Suspensionsströme (Turbiditströme, Trübeströme) verflüssigte Sedimentströme (liquefied flows) unterteilt werden. Abb. 22: Übersicht über sedimentäre gravitative Massentransporte nach BAHLBURG & BREITKREUZ (1998), verändert nach REINECK (1984). Ergebnisse sind unter anderem alluviale Fächer, verflochtene Flußsysteme, Überflutungsebenen, Deltas und Ästuare Alluviale Fächer Das wichtigste Merkmal alluvialer Fächer stellt ihre Morphologie dar. Sie können nach BLAIR & MCPHERSON (1994) bis zu 10 km lang werden und erreichen Mächtigkeiten von 300! 2000 m. Alluviale Fächer gehen talwärts in Schichtflutsedimente über (Abb. 23). Sie können durch drei Prozesse initiiert werden: Gravitativer sedimentärer Transport durch den Kollaps des Gesteins im Drainagebecken (im Einzugsgebiet des späteren Alluvialen Fächers) Gravitativer sedimentärer Transport durch Destabilisierung von Schwemmland im Drainagebecken Fluidaler gravitativer Transport durch Destabilisation von Schwemmland im Drainagebecken Die folgende Übersicht zeigt sowohl die primären als auch die sekundären sedimentären Prozesse, die in dem typischen Aufbau alluvialer Fächer resultieren (Tab. 6).

49 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.2 Sedimentäre Massentransporte Tab. 6: Darstellung der primären und sekundären Prozesse sowie der allgemeinen Merkmale bei Alluvialen Fächern, modifiziert nach BLAIR & MCPHERSON (1994). Allgemeine Merkmale der primären Prozesse Sedimente angular, schlecht sortiert, grobkörnig kurze Dauer katastrophale Ereignisse große Auswirkungen auf die Bildung des Fächers Primäre Prozesse Sekundäre Prozesse Allgemeine Merkmale der sekundären Prozesse Gravitative Sedimentströme Bergstürze Felsstürze Gravitative Sedimentflüsse Gleitungen kohäsive Trümmerströ me nicht-kohäsive Trümmerströme Stark durch Wasser beeinflußte gravitative Ströme Schichtfluten einschneidende Kanäle Sortierung durch Oberflächenabfluß Rinnen- und Wasserrißbildung Erosion durch Regen Erosion oder Verwehung des Materials durch Wind Durchwurzelung durch Pflanzen Grabende Tätigkeit von Organismen Sedimentäre Verwitterung Bodenentwicklung Ausbildung eines Grundwasserspiegels Verhärtung zu Sedimentgestein Oberflächenzementation Laterale Erosion Tektonische Verwerfungen und Faltungen remobilisieren und modifizieren die primären Sedimente enden in der Erosion des Fächers erscheinen in der Fächerstratigraphie als dünne Lagen von windsortierten Klasten, bioturbate Horizonte oder diagenetische alterierte Zonen haben kaum Auswirkungen auf den Fächeraufbau Schichtfluten bilden einen Teil der Alluvialen Fächer (Abb. 23). Da sie jedoch für die Diplomarbeit eine besondere Rolle spielen, werden sie im Folgenden gesondert beschrieben. Abb. 23: Darstellung eines alluvialen Schwemmfächers mit seinen Ablagerungsräumen, nach BLAIR & MCPHERSON (1994).

50 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.2 Sedimentäre Massentransporte Schichtfluten Schichtfluten resultieren nach BLAIR & MCPHERSON (1994) aus einer turbulenten, sich im oberen Strömungsregime befindenden Abwärtsströmung, die über die Sedimente des Alluvialen Fächers rauscht und dabei feine Sedimente wie Ton oder Silt bis zu Feinsand mit sich reißt. Grund dafür sind meist wolkenbruchartige Regenfälle. Die entstehenden Sedimente bilden zumeist 10 bis 30 cm mächtige ebene bis flachgeneigte Schichten, in denen sich lokal blockreiche, zur Bodenfracht gehörende Kiese mit laminiert geschichteten Kiesgeröllen oder grobkörnigen Sand abwechseln. Dabei fallen sie mit einem Winkel von 2-8 relativ parallel zur Fächeroberfläche ein. Die Ausdehnung der grobkörnigen Schichten beträgt zwischen 1-3 m Breite und 5 m Länge. Demgegenüber erreichen die feinen Bereiche der Schichten bis zu 10 m Länge. Sie werden als Suspensionsfracht im Strom mitgeführt Flußsysteme Fluviatile Ablagerungsräume können vielfältig ausgebildet sein (Abb. 24). Grob kann in verflochtene Flußsysteme, mäandrierende Flußsysteme, geradlinige Flußsysteme und netzartig verzweigte Flußsysteme unterschieden werden. Die Ablagerungen beginnen entsprechend der Wasserführung der Flüsse meist mit grobem Material und enden zum Hangenden mit feinen Sedimenten. Dabei greift die Basis der Zyklen erosiv den Untergrund an. Diese Art der Ablagerung mit einem Fining upward wird auch als Sohlbanktyp bezeichnet. Dem Feinerwerden zum Hangenden entspricht auch eine allmähliche Korngrößenabnahme in Strömungsrichtung. Schrägschichtungsphänomene treten in verschiedenen Dimensionen auf. Sie fallen generell unimodal, selten auch longitudinal, zur Strömungsrichtung ein. Rippelmarken erscheinen in feinkörnigen fluviatilen Sanden mit fast ausschließlich unsymmetrischen Aufbau. Die Fossilführung ist äußerst gering. Schalenreste von Organismen und Bioturbation fehlen auch in Rinnen nahezu vollständig. Florenreste können erhalten sein, wenn klimatische und entwicklungsgeschichtliche Möglichkeiten zur Überlieferung gegeben sind. Der Reifegrad der Sedimente ist unterschiedlich, meist kann jedoch keine gute Korngrößenauslese erfolgen. Die Schiefe der Kornverteilung ist oft positiv, d. h. die feine Fraktion überwiegt. Verflochtene Flußsysteme transportieren große Mengen an Material, besitzen ein hohes Gefälle und bilden transversale Schrägschichtungen aus. Netzartig verzweigte Flußsysteme besitzen tief eingeschnittene Flußarme, die durch Seitenarme miteinander verbunden sind.

51 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.2 Sedimentäre Massentransporte Abb. 24: Flußsysteme. a) mäandrierende, b) verflochtene und c) geradlinige Flußsysteme, aus BAHLBURG & BREITKREUZ (1998) Überflutungsebenen Überflutungsebenen sind sehr stark von lokalen Klimaten abhängig. Unter ariden bis semiariden Bedingungen sind sie auf große abrupte Wassermengen wie Sturzfluten und saisonale Regenfälle angewiesen. Sie trocknen in regenarmen bis regenfreien Perioden nahezu vollständig aus und werden oxidiert. Die Rotfärbung der Sedimente kann nach READING (1996) auf Eisenhydroxide zurückgeführt werden. Unter semiariden bis ariden Bedingungen lagert sich Hämatit mit zunehmendem Reifegrad des Sediments in Form eines feinen Saums bevorzugt um Quarzkörner. Eisenhydroxide werden bei der Alteration instabiler Fe-Mg-Minerale, wie Hornblende, freigesetzt. Wenn im Boden eine gute Drainage vorgegeben ist, sowie ein gewisses Maß an Feuchtigkeit und hohe Temperaturen, so können die Minerale aufbrechen und in das Sediment eingewaschen werden. Am leichtesten geht dieser Vorgang bei tonreichen Sedimenten vor sich. Rotsedimente können nach READING (1996) auch unter humiden Bedingungen gebildet werden. Dazu werden nur ein flacher Wasserspiegel und oxidierende Bedingunen benötigt. Durch Bodenbildung werden die abgelagerten Sedimente der Überflutungsebenen alteriert. Sichtbar wird dies an diversen Durchwurzelungshorizonten, die durch reduzierende Bedingungen punktuell um die ehemaligen organischen Bestandteile grünlich gefärbt sind. Erodiert werden die feinkörnigen sandigen bis tonigen Sedimente anschließend sowohl durch nachfolgende Fluten, indem sie als pedogen überprägte Aggregate als Bodenfracht mitgerissen werden, als auch durch starke Winde, die das feine Material äolisch umlagern.

52 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Vulkanische und sedimentäre grobklastische Transport- und Ablagerungssysteme 4.2 Sedimentäre Massentransporte Deltas und Ästuare Deltas besitzen nach BAHLBURG & BREITKREUZ (1998) die Form eines Dreiecks und lassen sich in drei Bereiche aufgliedern, die Deltaebene, die Deltafront und das Prodelta. Die Deltaebene stellt die küstennahe, subaerische Oberfläche des Deltas dar, die noch stark vom Fluß beeinflußt wird. Die Deltafront bildet die Begrenzung des Flusses gegenüber einem See oder Ozean. Hier treten die zwei verschiedenen Gewässer in Wechselwirkung miteinander. Das Prodelta stellt den äußersten Bereich eines Deltas. Hier kann die vom Fluß mitgeführte Schwebfracht sedimentieren. Ästuare sind nach BAHLBURG & BREITKREUZ (1998) gezeitendominierte Deltas. Sie bilden sich trichterförmig an der Mündung eines Flusses in einen See oder ein Meer hinein.

53 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Lithologien und Faziestypen 5. Lithologien und Faziestypen Jeder der vier bearbeiteten Komplexe weist unterschiedliche Lithologien und Faziestypen auf. Diese werden in der folgenden Tabelle (Tab. 7) mit ihrer Kurzbezeichnung, einer kurzen Gesteinsansprache sowie ihrer Entstehung eingeordnet. Nach der Entstehung können die Lithologien anschließend Lithofaziesassoziationen zugeordnet werden. Das Riveufer kann in sieben sedimentäre Faziestypen (SFT) und einen vulkanischen Faziestyp (VFT) untergliedert werden. Es wurde eine Unterteilung anhand der Ausbildung von Rinnenquerschnitten vorgenommen, da andere Unterteilungen aufgrund der tw. nur geringen Änderungen in der Sedimentzusammensetzung und den Korngrößen nicht in Frage kommen. Die Einteilung ist jedoch nicht unproblematisch. Bei den Ablagerungen am Riveufer handelt es sich um Sedimente eines verflochtenen Flußsystems (SFA-R1), welches in wechselnden Abständen von Schlammstromsedimenten (SFA-R2) und kleineren Tuffeinheiten durchsetzt wird. Desweiteren tritt ein nahezu vertikales System von Spalten auf, in das Tuffe nach der Ablagerung des Sedimentstapels phreatisch eingedrungen sind. Der Komplex ist genau im Querprofil des Flußsystems aufgeschlossen. Dadurch konnten verschiedene Lithofaziestypen nicht eindeutig zugeordnet werden. Es treten Verzahnungen der Sedimente, sowie auch allmähliche horizontale und vertikale Übergänge auf. Der Aufschlußkomplex ist zudem angewittert und stark durch Bewuchs verdeckt. Die Ablagerungen am Teichgrund können in Anlehnung an NEEF et al. (1996) in sechs verschiedene Lithofaziestypen unterteilt werden. Da es sich hier bis auf eine Ausnahme (SFT-T6) um Schichtflutablagerungen (SFT-T1) mit bimodalen Kornverteilungen handelt und sich ihre Zusammensetzung in einem geringen Spektrum bewegt, wurde hier die Gradierung als Hauptmerkmal genutzt. Auch dieser Aufschluß ist tw. durch Verwitterung und Bewuchs nicht zugänglich. Der sedimentäre Faziestyp SFT-T6 paßt nicht in das Schema von Schichtflutablagerungen eines alluvialen Fächers. Er wurde nur in einem 4 x 1 m großen Bereich angetroffen und folgt im Aufschluß T3 direkt auf die Schichtflutsedimente. Es handelt sich hierbei vermutlich um den randlichen Eintrag eines verflochtenen Flußsystems (SFA-T2). Fragen wirft auch der Rundungsgrad der Klasten auf. Sie entstanden entweder durch die Verwitterungsprozesse in der vorherrschenden semiariden Klimazone oder durch phreatische Eruptionen in der Spätphase der Entstehung des Wettiner Rhyoliths. Die Unterteilung der Lithotypen in der Bohrung Brachwitz 2/62 kann direkt nach den Gesteinszusammensetzungen vorgenommen werden. Da auch Lithotypen des benachbarten Aufschlusses am Teichgrund angetroffen worden sind, wurden sie hier erneut mit aufgeführt. Die vulkanischen Faziestypen (VFT-B) der Kb Brachwitz 2/62

54 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Lithologien und Faziestypen wurden anhand ihres Milieus unterteilt. So ist der Faziestyp VFT-B1 1 eine monomikte Porphyrbrekzie, die direkt in den Randbereichen des gefundenen Sills auftritt. Die vulkanischen Faziestypen VFT-B1 2, VFT-B2 1 und VFT-B2 2 zeigen die Durchmischung von vorhandenen vulkanischen Ablagerungen mit den intrudierenden rhyolithischen Körpern an. Die tw. schon verfestigten Einheiten wurden dabei in kleinere Klasten zerteilt und auch in vorhandene Spalten der Sills gepresst. Der vulkanische Faziestyp VFT-B5 ist dabei die Kontaktbrekzie des Vorganges der Sill-Intrusion, da Schluffe und Feinsande als Gleitbahnen dienen können, auf denen sich dann der Sill ausbreitet. Die Faziestypen VFT-B3 und VFT-B4 sind als Prä-Platznahme Sedimente vulkanischen Ursprungs zu verstehen. Probleme gab es bei der Identifikation der Klasten, ihrer Einbettung und des sich ergebenden Ablagerungsmilieus. Rhyolithische Klasten konnten makroskopisch gut identifiziert werden. Demgegenüber konnte nicht festgestellt werden, ob es sich bei den Sand- und Schluffsteinen um vulkanische oder nichtvulkanische Sedimente handelt. Aufschluß darüber gaben erst die Dünnschliffanalysen. Die Kb Lochau 7/65 enthält im untersuchten Bereich ab einer Teufe von 380 m nur eine Lithofaziesassoziation (VFA-L1), deren Ablagerungen ausschließlich durch phreatomagmatische (vulkanianische) Eruptionen entstanden sind. Die vulkanoklastischen Sedimente sind auf Aschenfälle (VFT-L1 1, VFT-L1 2, VFT-L5), Surges (VFT- L2 1, VFT-L2 2 ) und Explosionen (VFT-L3, VFT-L4, VFT-L5) zurückzuführen. Probleme bereiteten die gut bis sehr gut gerundeten Bomben der Explosionsbrekzien. Der Rundungsgrad konnte nicht während der Explosion entstanden sein. Tab. 7: Darstellung der Lithofaziestypen und -assoziationen der vier Komplexe im Überblick. LFT Kurzbeschreibung Deutung LFA Riveufer SFT-R/ VFT-R SFT-R1 SFT-R2 SFT-R3 1 SFT-R3 2 SFT-R3 3 SFT-R3 4 Grobsandsteine, Farbe gelb oder rot, gut sortiert, keine Gradierung; selten kleine feinkiesige Konglomeratlinsen zwischengeschaltet Wechsellagerung von Grobsandsteinen mit Mittel- bis Feinsandsteinen oder Kiesen, rotgebändert, schluffig, einzelne Bänderungen zwischen 1-10 cm mächtig mittelkiesige Konglomerate, klastgestützt mittelkiesige Konglomerate, klastgestützt blockwerkführende Konglomerate, klastgestützt undifferenzierte Konglomerate, klastgestützt Fluviatil. Evtl. mit äolischem Eintrag. Einige geringmächtige bis zu 10 cm breite Rinnen können sich im Laufe der Sedimentation der Grobsande zwischenlagern. Sie verlaufen ENE -WSW. Die Grobsandsteine deuten auf Schlammstromsedimente. Zu dieser Zeit war das verflochtene Flußsystem in diesem Bereich nicht aktiv. Bildung von flachlinsigen Rinnen mit einer Mächtigkeit bis 10 cm. Bildung von Rinnen mit etwa 0,5-1,0 m Durchmesser. Bildung von Rinnen bis 5 m im Durchmesser und gut gerundetem Blockwerk bis 45 cm Größe. Kompakte Bildungen, wahrscheinlich ebenfalls Rinnenquerschnitte. Sie folgen direkt im nahezu identischen Flußbett aufeinander. Die Geröllgröße schwankt zwischen 1-20 cm. SFA-R1 SFA-R2 SFA-R1 SFA-R1 SFA-R1 SFA-R1

55 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Lithologien und Faziestypen SFT-R4 VFT-R1 Blockkiese, gut gerundet, $schwimmen$ in feinplattiger schluffiger Grobsandsteinmatrix, keine Gradierung roter Tuff, in Spalten eingedrungen Schlammstromsediment. Starkregenereignis räumt Grobsandsteinablagerungen (Tephra oder grobsandige Sedimente) ab und reißt Blockkiese aus dem Flußbett mit. Explosives Ereignis nach der Ablagerung der Konglomerate. Der Tuff bildet ein vertikales spaltenparalleles System aus. SFA-R2 VFA-R1 Teichgrund bei Döblitz SFT-T/ VFT-T SFT-T1 normal gradierte Schichtflutablagerung SFA-T1 Grobsandsteine bis sedimentäre Brekzien SFT-T2 invers gradierte Schichtflutablagerung SFA-T1 Grobsandsteine bis sedimentäre Brekzien SFT-T3 gemischt gradierte Schichtflutablagerung SFA-T1 Grobsandsteine bis sedimentäre Brekzien SFT-T4 nicht gradierte Grobsandsteine Schichtflutablagerung SFA-T1 bis sedimentäre Brekzien SFT-T5 nicht gradierte gelbe Schichtflutablagerung SFA-T1 Grobsandsteine, auskeilend SFT-T6 nicht gradiert, klastgestütztes fluviatile Schüttung infolge der Ausbildung SFA-T2 Konglomerat eines verflochtenen Flußsystems VFT-T1 Wettiner Rhyolith Lakkolith VFA-T1 Kb Brachwitz 2/62 SFT-B/ VFT-B SFT-B1 Konglomerat fluviatil, Eisleben-Formation SFA-B1 SFT-T1 Sedimentäre Brekzie Schichtflutablagerung SFA-T1 SFT-T4 Grobsandstein äolischen Schichtflutablagerung SFA-T1 Ursprungs SFT-B2 Schluffstein Überflutungsebenensediment, pedogen SFA-B2 überprägt VFT-B0/ Wettiner Rhyolith Carapace Fazies (randliche Fazies einer Sill- VFA-T1 (VFT-T1) Intrusion) VFT-B1 1 Porphyrbrekzie, monomikt Randfazies des intrusiven Wettiner Rhyoliths VFA-B1 VFT-B1 2 Porphyrbrekzie mit Randfazies des intrusiven Wettiner Rhyoliths VFA-B1 Obsidianmatrix VFT-B2 1 Porphyrbrekzie, oligomikt mit äußere Randfazies des intrusiven Wettiner VFA-B1 Schluffklasten Rhyoliths VFT-B2 2 Porphyrbrekzie, oligomikt mit Obsidiangeröllen und - flatschen äußere Randfazies des intrusiven Wettiner Rhyoliths VFA-B1 VFT-B2 3 Porphyrbrekzie, polymikt äußere Randfazies Porphyr VFA-B1 VFT-B3 Mittelkies, vulkanogen Block- und Aschestrom VFA-B2 VFT-B4 Mittel- bis Grobsandstein Aschenfallablagerung, tw. umgelagert VFA-B2 VFT-B5 Schluffstein, brekziiert Kontaktbrekzie VFA-B3 Kb Lochau 7/65 VFT-L VFT-L1 1 Tuff, grün Aschenfall VFA-L1 VFT-L1 2 Tuff, rot Aschenfall VFA-L1 VFT-L2 1 Lapillituff, matrixgestützt Surge/ tw. Block- und Aschestromartig VFA-L1 VFT-L2 2 VFT-L3 VFT-L4 VFT-L5 Lapillistein, klastgestützt, mit sparitischer Hohlraumverfüllung Pyroklastisches Konglomerat, klastgestützt, mit sparitischer Hohlraumverfüllung pyroklastisches Konglomerat mit primärer tuffitischer Hohlraumverfüllung Tuff, grün, mit einzelnen Ballistischen Bomben Surge unklar, Surge oder Explosionsbrekzie Explosionsbrekzie Fallablagerung mit gleichzeitiger Ablagerung Ballistischer Bomben VFA-L1 VFA-L1 VFA-L1 VFA-L1

56 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.1 Aufschluß am Riveufer im Stadtteil Giebichenstein in Halle 6. Aufschlüsse und Bohrungen 6.1 Aufschluß am Riveufer im Stadtteil Giebichenstein in Halle Allgemeine Aussagen Im Stadtzentrum von Halle ist direkt östlich der Saale am Riveufer ein großer, aus etwa 44 Einzelaufschlüssen bestehender natürlicher Abbruch erhalten, der etwa 200 m Länge und 15 bis 20 m Höhe besitzt und parallel zur Saale verläuft. Der Aufschluß ist auf zwei Ebenen begehbar. Die erste Ebene liegt direkt auf Straßenniveau. Eine zweite Ebene verläuft parallel zum Abhang auf halber Geländehöhe. Die Länge des Aufschlusses sowie seine Bedeckung mit quartären Böden und der Bewuchs mit Bäumen und mittelhohen Sträuchern machte es unmöglich, ein Gesamtbild zu erstellen. Erschwerend kam hinzu, daß ein größerer Bereich des Aufschlusses hinter einer Gaststätte eingezäunt und verplombt ist. Hier wurde im Verlauf des letzten Weltkriegs ein Luftschutzbunker in das Gestein getrieben und nach Beendigung des Zweiten Weltkrieges mit Schutt verfüllt. Im Komplex Riveufer wurden 8 Lithofaziestypen kategorisiert. In der Tabelle (Tab. 7) wird ein grober Überblick gegeben. Die genauere Beschreibung einzelner ausgewählter Typen erfolgt im nächsten Abschnitt Das Faziesmodell eines verflochtenen Flußsystems Im folgenden werden diverse Beweise für die Existenz eines verflochtenen Flußsystems angeführt. Dazu zählen: Ausbildung von Rinnen Einfallsrichtung der Rinnen Prallhänge seitliche Anschnitte des Riveufer-Komplexes (1) Ausbildung von Rinnen Fluviatile Rinnen sind vor allem gekennzeichnet durch ihre Gradierung und ihren erosiven Kontakt zum liegenden Sediment. Der erosive Kontakt kann an jeder Rinne im Untersuchungsgebiet nachgewiesen werden. Schematisch bestehen Rinnen aus einem

57 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.1 Aufschluß am Riveufer im Stadtteil Giebichenstein in Halle U-förmigen Querschnitt und einer Art gleichförmigen Schlauch zum Liefergebiet hin. Am Riveufer sind 4 Arten von Rinnen aufgeschlossen. a) (SFT-R3 1 ) flachlinsige, im Querschnitt langgestreckte Rinnen Diese Rinnen besitzen auf Grund ihrer geringen Mächtigkeit keine Gradierung. Sie bestehen aus meist mittelkiesigen, klastgestützten Konglomeraten und sind anderen Konglomeratbänken (SFT-R3 4 ) zwischengeschaltet. Der Übergang zum umgebenden Sediment ist meist fließend, sodaß sie nicht immer im Querschnitt komplett ausgehalten werden konnten. b) (SFT-R3 2 ) U-förmige Rinnen Herausragendes Merkmal dieser Körper ist ihre Gleichförmigkeit. Die Rinnen treten in mehreren Aufschlüssen am Riveufer auf. Sie sind meist etwa 1 ± 0,2 m breit und besitzen eine Art normale Gradierung. Das besondere dabei ist die Basis der Rinne. Sie besteht aus mittel- bis grobkiesigen Geröllen, die nur am Außenrand der Basis bis auf etwa 1/3 der Höhe der Rinne ausgebildet sind. Hingegen sind in der Rinne nahezu gleichkörnige, mittelkiesige (~ 1,0 cm KG) klastgestützte, Konglomerate ohne Sequenz zu finden. c) (SFT-R3 3 ) Blockwerkführende Rinnen Diese bis zu 5 m breiten sedimentären Körper weisen keinerlei Gradierungsmerkmale auf. Sie bestehen ausschließlich aus polymiktem, klastgestütztem Blockwerk, das sich erosiv über dem sedimentären Untergrund abgelagert hat. d) (SFT-R3 4 ) Undifferenzierte Konglomerate Bei diesen Sedimenten handelt es sich um Mittel- bis Grobkiese, die vorwiegend klastgestützt sind. Sie repräsentieren fluviatile Ablagerungen, sind jedoch ebenfalls nicht gradiert. Auf Grund ihrer Ausbildung am Riveufer liegt die Vermutung nahe, daß es sich hier um Rinnensysteme handelt, die im gleichen Flußbett nacheinander in leicht horizontal variierender Weise abgelagert wurden.

58 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.1 Aufschluß am Riveufer im Stadtteil Giebichenstein in Halle (2) Einfallen der Rinnen Bei den Rinnen des SFT-R3 2 konnten mehrfach über die Aufschlüsse verteilt Einfallsrichtungen und Einfallswinkel gemessen werden. Abb. 25: Eingemessene Rinnen in Bezug zur Saale. Da sich diese Rinnen verteilt im ganzen Aufschluß finden lassen und ihre Fallrichtungen in ähnliche Richtungen weisen, ergibt sich das Bild eines verflochtenen Flußsystems, das sein Liefergebiet im Nordosten des heutigen Aufschlusses hatte und die Sedimente mäandrierend in Richtung der heutigen Saale transportierte. (3) Prallhänge Im Aufschlußkomplex am Riveufer sind mehrfach kleindimensionierte Prallhänge aufgeschlossen. Sie sind meist < 1 m breit. In dem folgenden beschriebenen Fall (Abb. 27) handelt es sich um drei Lithologien, die Rückschlüsse auf die Genese ermöglichen. 1) Ablagerungen einer Überflutungsebene (SFT-T4) Dabei wurden wechselnd rotbraune feinkiesführende Grobsandsteine und schluffige Grobsandsteine parallel geschüttet. 2) Rinne eines verflochtenen Flußsystems (SFT-T3 2 ) Diese Rinne, bestehend aus vergrünten, grobkiesführenden Mittelkies, schneidet sich erosiv in die Sedimente der Überflutungsebene ein. 3) Rinne eines verflochtenen Flußsystems (SFT-T3 4 ) Ein grobkiesiges, klastgestütztes, vergrüntes Konglomerat wird etwa senkrecht zur Bildebene geschüttet und nutzt den Grobsandstein und den daraufliegenden Mittelkies als

59 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.1 Aufschluß am Riveufer im Stadtteil Giebichenstein in Halle Prallhang. Dabei werden die schon verfestigten Schichtenfolgen des Grobsandsteins erosiv verdrückt. Abb. 26: Prallhang am Teilaufschluß 46 direkt neben dem verplombten Bereich (Hammer als Maßstab). (4) Seitenanschnitte an beiden Enden des Aufschlusses Sowohl der nordnordwestliche als auch der südsüdöstliche Aufschluß geben Einblicke in die Lagerungsverhältnisse dieses Sedimentationsraumes. An der Basis des Anschnittes 0 treten dünnplattige, rotbraune Grobsandsteine auf, die zum Hangenden erosiv von einem mittel- bis grobkiesigen, klastgestützten und gebänderten Konglomerat gefolgt werden. Dieses Konglomerat fällt mit 10 nach ESE ein. Ein weiterer mittelkiesführender Grobsandstein kappt anschließend die als Rinne vom Typ SFT-R3 3 bekannten Konglomerate. In den bisherigen Schichten sind vorwiegend sind gut gerundete rhyolithische Gerölle auffindbar. Nun folgen in einem grobkiesigen, klastgestützten Mittelkies gelängte Obsidiangerölle. Den Abschluß bildet eine dünnbankige Wechsellagerung von horizontal geschichteten, plattigen Grobsandsteinen und klastgestützten, mittelkiesigen Konglomeraten. Der Anschnitt 29 zeigt eine völlig andere Ausbildung, die aus der Lage des Aufschlusses innerhalb des verflochtenen Flußsystems resultiert. Hier wechsellagern Grobsandsteine mit mittelkiesigen und blockwerkführenden Konglomeraten. Die Tendenz geht dabei allgemein zur Kornvergröberung im hangenden Bereich.

60 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.1 Aufschluß am Riveufer im Stadtteil Giebichenstein in Halle Ein tuffgefülltes Spaltensystem als syn- bis postsedimentäres Ereignis Schräg hinter der Bootsanlegestelle durchschlägt ein mit Tuff gefüllter E-W-streichender Gang Konglomerate (Abb. 27). Der Gang ist etwa 40 bis 50 cm breit und 1 m hoch aufgeschlossen. Er läßt sich in den oberen Aufschlüssen weiterverfolgen, verzweigt sich jedoch in weitere parallele Spaltensysteme. Die horizontale Verfolgung der Tuffspalten gestaltet sich im Riveufer-Komplex schwierig, da er scheinbar in grobsandsteinführende Lagen umbiegt. Es kann dabei nicht ausgeschlossen werden, daß es sich bei diesen Grobsandsteinen ebenfalls um Tuffe handelt. Abb. 27: Tuffspalte rechts hinter der Bootsanlegestelle (Hammer als Maßstab). Der Aschentuff ist rotbraun gefärbt und glimmerreich. Er ist im zentralen Bereich der aufgenommenen Spalte plattig und zum Rand hin spaltenparallel zoniert dünnplattig ausgebildet. Schon RÖLLIG et al. (1981) beschrieben eine Tuffspalte, die jedoch den Wettiner Porphyr und keine Konglomerate durchschlug. RÖLLIG et al. (1981) fanden allerdings darin rotbraune, ovale bis elliptische, dichte, schiefertonähnliche Lapilli mit einer Größe bis 2,6 cm. Sie stellten eine straffe Parallelität der Tongeröllchen in Bezug zur Spalte fest. Der Tuff am Riveufer ist feinkörnig. Er enthält vulkanische Asche und kleine mitgeführte, bis zu 0,5 mm große, weißgelbliche Feldspäte und grünliche Gesteinsbruchstücke. Auch die von RÖLLIG et al. (1981) beschriebenen Tonpartikel konnten gefunden werden. Sie erreichen eine Größe von 0,1 cm, sind etwas dunkler als die Grundmasse des Tuffes und rundlich ausgebildet. RÖLLIG et al. (1981) vermuteten auf Grund des spaltenparallelen Gefüges und der geplätteten Tonlapilli, daß der Tuff im Steinbruch Liebecke nachträglich von unten in das Spaltensystem gepreßt worden ist. Die Tuffspalte streicht N-S und nimmt

61 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.1 Aufschluß am Riveufer im Stadtteil Giebichenstein in Halle den gleichen Spannungsplan wie der Wettiner Porphyr an, der laut RÖLLIG et al. (1981) entlang N-S- und E-W-verlaufenden Störungen und Spaltensysteme gebunden ist. Die Tuffspalte am Riveufer hingegen streicht E-W, was ebenfalls dem Spannungsfeld des Halleschen Raumes entspricht. Eine weitere Theorie zur Entstehung der Tuffspalte beruht auf einem explosiven und sehr schnell verlaufenden Ereignis, bei der das Spaltensystem infiltriert wird. Hierbei wird eine Mixtur von Dampf und Glas in die Spalte eingefüllt, bei deren Abkühlung das Glas später diagenetisch zu feiner Asche rekristallisiert und sich eine spaltenparallele Lamination (Abb. 28) mit einer schwach winkligen Kreuzschichtung ausbildet. Eine Verfüllung der Spalte von oben (Abb. 29) kommt dabei nicht in Frage, da die eingefüllten, möglichen Sedimente wie Schuttströme, fluviatile oder äolische Sande zu einer horizontalen Schichtung in der Spalte führen würden. Es wurde jedoch nachgewiesen, daß die spaltenparallel zonierte Asche auch vertikal parallele Häufungen von Feldspäten und Gesteinsbruchstücken aufweist. Demnach kann also nur die erste Theorie für das Riveufer in Betracht kommen. Ausbildung einer phreatisch entstandenen Tuffspalte spaltenparallele Lamination Klastisch aufgefüllte Spalte schwachwinklige Kreuzschichtung Sedimente werden horizontal eingefüllt klastische feine Asche Abb. 28: Theorie (1) zur Entstehung der Tuffspalte. Abb. 29: Theorie (2) zur Entstehung der Tuffspalte.

62 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.1 Aufschluß am Riveufer im Stadtteil Giebichenstein in Halle Interpretation Der Komplex des Riveufers ist in die Halle-Formation einzuordnen. Die Begründung dafür liefert das aufgeschlossene Tuffspaltensystem, das nach der Sedimentation der Konglomerate entstanden ist. Im Großen und Ganzen ist hier der Querschnitt eines fossilen verflochtenen Flußsystems aufgeschlossen, das in verschiedenen Zeitabständen großflächigen Überflutungen ausgesetzt war und unterschiedliche Geröllmengen mit sich führte. Das Liefergebiet ist ausschließlich auf den Halle-Vulkanitkomplex beschränkt. Dabei fallen besonders die unterschiedlichen Rhyolithgerölle auf, deren Spektrum von klein- bis großporphyrisch reicht und die teilweise auch durch Fließgefüge gekennzeichnet sind. Als weitere Gerölle sind smektitisierte Obsidiane sowie unterschiedliche Schluffsteine zu benennen. Im gesamten Komplex sind unterschiedliche Rinnen aufgeschlossen. Sie führen Feinkiese bis Blockwerk und zeigen damit sehr differenzierte Fließenergien an. Die Rinnen sind relativ flach geneigt und fallen alle in Richtung der heutigen Saale ein. Die Rinnenführung wird nur selten von einigen lang aushaltbaren grobsandigen Schichten unterbrochen. Es handelt sich dabei um Sedimente einer Überflutungsebene und um diverse größervolumige Schlammströme. Der Aufschlußkomplex ist demnach nicht durchgängig als verflochtenes Flußsystem tätig gewesen, sondern es gab auch Zeiten, in denen sich das Fließregime änderte und es zur flächenhaften Ausbreitung großer Überflutungsebenen kam. Diese Sedimente sind bevorzugt im liegenden Bereich des Komplexes aufgeschlossen. Zum Hangenden nimmt dann die Aktivität des verflochtenen Flußsystems zu und zuoberst treten sogar äolische, grobsandige Sedimente auf. Dies spricht für ein insgesamt arider werdendes Klima im Laufe der Halle-Formation.

63 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.2 Aufschluß am Teichgrund bei Döblitz 6.2 Aufschluß am Teichgrund bei Döblitz Allgemeine Aussagen Die Hornburg-Formation ist am westlichen Ausgang des Teichgrundes an drei Lokalitäten aufgeschlossen. Der Aufschluß T1 ist in einem auflässigen Steinbruch situiert und an zwei Wänden bearbeitbar. Eine weitere anstehende Wand ist zugewachsen. Aufgrund des Bewuchses mußte die westliche Aufschlußwand zweigeteilt aufgenommen werden. T2 befindet sich etwa 40 m nordöstlich des Aufschlusses T1. Hier sind auf dem Wettiner Rhyolith 4,20 m Sedimente der Hornburg-Formation aufgeschlossen. T3 liegt am südöstlichen Rand des Steinbruches T1 und beinhaltet wie auch T2 den direkten Kontakt der Hornburg-Formation zum Wettiner Rhyolith. Es wurde zunächst der weithin sichtbare rötliche Aufschluß aufgenommen. Dabei wurde auch die westliche Wand berücksichtigt. Leider war es nicht möglich, den gesamten Steinbruch stratigraphisch zu bearbeiten, da er durch Wildwuchs teilweise nicht mehr zugänglich ist. Ein weiteres Problem stellte die Front des Aufschlusses T1 dar. Sie ist durch Verwitterungsprozesse stark glättend erodiert worden. Dennoch konnte in einem Bereich von 1x1 m eine detaillierte Aufnahme erfolgen. Der direkte Kontakt der Hornburg-Formation zum Wettiner Rhyolith ist in Form von Schichtfluten auf dem Rhyolith an zwei Stellen aufgeschlossen. Der südliche Aufschluß wurde mit Skizze und stratigraphischer Beschreibung aufgenommen. Demgegenüber wurde an dem östlichen Aufschluß ein genaues Profil der oberen Hornburg-Formation erstellt. Für die Klassifikation der aufgefundenen Sedimentgesteine wurde die Korngrößeneinteilung für Lockergesteine nach der DIN 4188 verwendet (Tab. 8), sowie die allgemeine Ansprache der klastischen Sedimentite nach BAUER (aus KUKLA 2002). Tab. 8: Definition der Korngrößen nach BAUER (aus KUKLA 2002). Lockergesteine (DIN 4188) Steine Grobkies Mittelkies Feinkies Grobsand Mittelsand Feinsand Grobschluff Mittelschluff Feinschluff Ton klastische Sedimentite > 63 mm mm Konglomerat 20-6,3 mm Brekzie 6,3-2 mm 2-0,63 mm Sandstein 0,63-0,2 mm Arkose 0,2-0,063 mm Grauwacke 0,063-0,02 mm Siltstein 0,02-0,006 mm 0,006-0,002 mm < 0,002 mm Tonstein

64 ) > = C A H K C I B = E A A H / H > = I J E A H > A H A 0 = A. H = J E $ ) K B I? D I I A * D H K C A $ ) K B I? D K = 6 A E? D C H > A E, > E J > A H > E? > A E A ) K B I? D I I A = 6 A E? D C H > A E, > E J ) K B I? D K 6 ) K B I? D K 6! ) K B I? D K E A J A H 0 H > K H C. H = J E 9-5 E A J A H 0 H > K H C. H = J E 5 E A J A H 0 H > K H C. H = J E 9 A J J E A H 4 D O E J D 9 A J J E A H 4 D O E J D

65 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.2 Aufschluß am Teichgrund bei Döblitz Da es sich bei den vorgefundenen Klasten fast ausschließlich um angulare, meist rhyolithische und sedimentär verfrachtete Klasten handelt, wurde die Bezeichung als sedimentäre Brekzie genutzt Sedimentäre Lithofaziestypen und -assoziationen In Anlehnung an NEEF et al. (1995) wurde eine Einteilung der Sedimentären Faziestypen (SFT-T) nach der Gradierung vorgenommen, da die Unterschiede in der lithologischen Ausbildung zu gering sind Dokumentation der einzelnen Aufschlüsse Aufschluß T1 Der Aufschluß ist etwa 7 m breit und 5,5 m mächtig. Die Bankmächtigkeiten nehmen generell vom Liegenden zum Hangenden von etwa 1,0-0,5 m Mächtigkeit auf 3 cm Mächtigkeit ab. Dabei fallen die Schichten in Richtung der heutigen Saaleaue mit 141/21 ein. Vereinzelt sind Sohlbank- und Dachbanktypen aushaltbar. Im unteren Bereich des Aufschlusses dominiert eine matrixgestützte feinkiesführende sedimentäre Brekzie, welche zum Hangenden in einen feinkiesführenden Grobsandstein übergeht. Den Übergangsbereich dieser beiden Sedimentbänke bildet eine Wechsellagerung zwischen einem dünnplattigen gelben Grobsandstein und einem plattigen roten feinkiesführenden Grobsandstein. Der Top des Aufschlusses wird durch eine Wechsellagerung von plattigen, klastgestützten, feinkiesigen sedimentären Brekzien gebildet, deren Klasten vorwiegend angular ausgebildet sind. Hierbei handelt es sich um durchgängig nichtzyklische Ablagerungen. Das Zwischenmittel wird jedoch durch relativ reifen hämatitisierten Grobsand gebildet. Somit herrscht ein bimodaler Kornbestand vor. In einem 2 x 2 m großen Bereich sind einzelne Rinnenstrukturen erkennbar. Deshalb wurde er als Detaildokumentation aufgenommen und wird im Folgenden dargestellt. (1) Detaildarstellung Aufschluß am Teichgrund T1-1 Beschreibung der einzelnen Lithologien A: Arkose, matrixgestützt (SFT-T5) KG 0,1 mm, aus Quarz und Kalifeldspäten B: Grobsandstein (SFT-T4) matrixgestützt Matrix: Arkose, gleichkörnig, KG 0,1 mm, aus Quarz und Kalifeldspäten

66 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.2 Aufschluß am Teichgrund bei Döblitz mit vereinzelten angularen Rhyolithklasten (MPS 0,8 cm) WNW A B E E E E B D B A A E E B E A D ESE B B D D E D E D B F E E B E C F D E C C B E F E F B D E E E E B E 1 m Abb. 29: Skizzierte Darstellung eines 2 x 2 m Details am Aufschluß T1. C: feinkiesführender Grobsandstein (SFT-T5) matrixgestützt Matrix: Arkose, gleichkörnig, KG 0,1 mm, aus Quarz und Kalifeldspäten mit kleinen 0,25 cm roten Schluffsteinen ehem. Stengel von Pflanzen? D: Grobsandstein (SFT-T1) matrixgestützt Matrix: Arkose, gleichkörnig, KG 0,1 mm, aus Quarz und Kalifeldspäten mit vereinzelten angularen kleinporphyrischen Rhyolithklasten (MPS 0,6 cm) E: Sedimentäre Brekzie (SFT-T1/ SFT-T2) matrixgestützt Matrix: Arkose, gleichkörnig, KG 0,1 mm, aus Quarz und Kalifeldspäten mit vereinzelten angularen Klasten (MPS 0,8 cm) F: Sedimentäre Brekzie, matrixgestützt (SFT-T4) Matrix: Arkose, gleichkörnig, KG 0,1 mm, aus Quarz und Kalifeldspäten Gerölle: polymikt, angular, MPS 4,0 cm Gerölle: Rhyolith - Farbe (trocken): 5YR 6/4 - MPS: 4,9 cm - tw. Quarzschlieren um Gerölle

67 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.2 Aufschluß am Teichgrund bei Döblitz Abb. 30: Skizzierte Darstellung der Rhyolithklasten im Verband mit den sekundären Quarzschlieren. Die Quarze können von einer um den Klast vorhandenen Kluft stammen und wurden während des Transportes angerundet. Sie sind nicht durchgängig um die Rhyolithklasten gelegt. Das legt die Vermutung nahe, es könnte sich um einen phreatischn Ausbruch gehandelt haben, bei dem die Rhyolithklasten an der Kluftfläche herausgerissen wurden. - Minerale: Quarz (Farbe N4, idio- bis hypidiomorph, 0,11 cm groß) Feldspäte (Farbe 10 YR 7/4, hypidio- bis xenomorph, 0,2 cm groß) Dunkelminerale (Farbe N1, idiomorph, stengelig, < 0,1 mm groß, angewittert) Rhyolith - Farbe (trocken): 10R 6/6 - MPS: 2,3 cm - Minerale: Quarz (Farbe N4, hypidiomorph, 0,15 cm groß) Feldspäte (Farbe 10 YR 7/4, hypidiomorph, 0,8 cm groß, schwach blasig verwitternd) Rhyolith - Farbe (trocken): 5B 5/1 - MPS: 0,7 cm - Minerale: Quarz (Farbe N4, idiomorph, 0,05 cm groß) Feldspäte (Farbe 10 YR 7/4, xenomorph, 0,3 cm groß) Bims - Farbe (trocken): 5R 4/2 - MPS: 4,5 cm - Blasen 0,01-0,05 cm - Oval gelängt ausgebildet - Minerale: Feldspäte (Farbe 10 YR 7/4, < 0,01 cm groß) An der Basis herrscht eine matrixgestützte, bankig ausgebildete mittelkiesführende sedimentäre Brekzie vor, das sich zum Hangenden in einzelne, durch unreifen Grobsand voneinander getrennte, plattige Körper aufsplittet. Zum Hangenden ist generell ein Trend zu feineren Korngrößen erkennbar. Vorwiegend ist eine Wechsellagerung von Arkose (unreifen Grobsand) mit feinkiesigen unreifen Grobsand aufgefunden worden. In einer mittelkiesig ausgebildeten Schicht (F) wurde ein Bimsgeröll gefunden. Es ist gut gerundet und wie die anderen Gerölle horizontal eingeregelt. Weiterhin konnten in diesem Horizont Silifizierungserscheinungen dokumentiert werden.

68 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.2 Aufschluß am Teichgrund bei Döblitz Aufschluß T2 Dieser Aufschluß konnte aufgrund seiner geringen Bankmächtigkeiten, die durchgängig zwischen 0,1-6 cm schwanken, schlecht skizziert aufgenommen werden. Deshalb wurde ein detailliertes Profil der einzelnen Schichten erstellt. Die Abfolge beginnt im Liegenden mit einem gelben, gleichkörnigen und relativ reifen Grobsandstein, der diskordant auf dem Wettiner Rhyolith auflagert und nach EXNER (1998) teilweise taschenförmig in diesen hineinreicht. Der Grobsandstein enthält nur ganz vereinzelt angulare rhyolithische Klasten vom Typ Wettin und wird direkt von einem roten feinkiesigen unreifen Grobsandstein überlagert. Es folgen weitere feinkiesige Grobsandsteine und mittelkiesige sedimentäre Brekzien. Generell läßt sich in den obersten zwei Metern eine Kornvergröberung feststellen, teilweise verbunden mit einem klastgestützten Gefüge. Die Klasten sind fast durchgängig angular ausgebildet. Es wurden nur kleinporphyrische Rhyolithklasten gefunden Aufschluß T3 Der Aufschluß T3 zeigt ebenso wie der Aufschluß T2 den direkten Kontakt zwischen Wettiner Rhyolith und der Hornburg-Formation. Jedoch wird dieser nicht von gelben reifen Grobsandstein gebildet, sondern von rotem feinkiesführenden unreifen Grobsandstein. Eine Besonderheit gegenüber den anderen beiden Aufschlüssen stellt ein auflagerndes, teilweise klastgestütztes Konglomerat dar, dessen Klasten die Größe von 7 cm überschreiten. Dieser über 1 m Mächtigkeit verfolgbare Horizont ist schlecht sortiert und ähnelt in seiner Ausbildung einem fluviatil beeinflußten Schuttstrom Fazielle Diskussion Die Sedimentation im Teichgrund wird entscheidend von Schichtfluten geprägt. Darauf deuten das flache Einfallen, die geringen Bankmächtigkeiten, die relativ gute Sortierung und teilweise lagenweise Anreicherung der Klasten. Diese Schichtflutablagerungen sind hier vornehmlich massiv ausgebildet. Es gibt nur einige Ausnahmen, die eine normale, inverse oder gemischte Gradierung aufweisen. Jeder dieser Typen ist durch eine Veränderung im Fließregime geprägt. Die Schichtfluten sind am Teichgrund über 4,20 m Höhe erhalten und beinhalten, wie am Aufschluß T2 bis zu 130 einzelne Ablagerungssets. In den Schichtfluten wurden nur in Ausnahmefällen großporphyrische Rhyolithe festgestellt. Im allgemeinen sind die Klasten angular. Die Matrix besteht fast ausschließlich aus sekundär hämatitisierten äolischen Grobsandstein, der aus auf-

69 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.2 Aufschluß am Teichgrund bei Döblitz gearbeitetem Rhyolith besteht. In unrhythmischen Abständen ist gelber reifer äolischer quarzführender Grobsandstein zwischengeschaltet. Die Bankmächtigkeiten schwanken häufig zwischen 3 und 8 cm. Es sind keine Tuffe eingeschaltet. Es gibt zwei Möglichkeiten zur Bereitstellung der angularen Klasten. Da die Klasten fast ausschließlich vom anstehenden Wettiner Rhyolith geliefert werden, stellt sich die Frage, wie über einen so langen Sedimentationszeitraum so viele Klasten bereitgestellt werden konnten. Möglichkeit 1: Durch die periodischen, sintflutartigen Regenfälle im ariden bis semiariden Klima konnte die Verwitterung ständig genügend frische angulare Klasten bereitstellen. Möglichkeit 2: Es gab phreatische Eruptionen ähnlich wie bei der Kb Lochau 7/65, durch die große Mengen an angularen Klasten bereitgestellt werden konnten. Für diese Theorie spricht auch das einzige, im Aufschluß T1 gefundene Bimsgeröll. Ist dies der Fall, so ist anzunehmen, daß es im Einzugsgebiet des Alluvialen Fächersystems zu vulkanischen Eruptionen kam. Außer den Schichtfluten wurde auf dem Alluvialen Schwemmfächer auch ein im Aufschluß T3 erhaltenes, grobkiesiges Konglomerat durch fluviatile Einflüsse abgelagert. Es ist massig ausgebildet und über eine Mächtigkeit von 1 m und einer Länge von 3 m aushaltbar. Dieses Konglomerat wurde in den anderen beiden Aufschlüssen nicht angetroffen. Am Teichgrund ist der Randbereich eines Schwemmfächers aufgeschlossen, der sich nach Westen in Richtung der heutigen Saale eröffnet. Den Beweis dafür liefert der enorme Mächtigkeitsunterschied zwischen dem Aufschluß T1 mit tw. bis zu 1 m mächtigen Schichten gegenüber T2 mit cm mächtigen Ablagerungen und der gefundene Einfallswinkel von 241/ 12.

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

71 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.3 Kernbohrung Brachwitz BrwSk 2/62 südöstlich der Ortschaft Friedrichsschwerz 6. 3 Kernbohrung Brachwitz BrwSk 2/62 südöstlich der Ortschaft Friedrichsschwerz Allgemeine Informationen Die Kb Brachwitz 2/62 wird seit KUNERT (1995) als Typusprofil des Rotliegend im Gebiet des Halleschen Permokarbonkomplexes eingesetzt. Durch neue Forschungsergebnisse war es notwendig, dieses Profil zu überprüfen. Im Rahmen dieser Diplomarbeit wurden die oberen 206 m der Bohrung, die ehem. Hornburg- und Brachwitz-Formation erneut aufgenommen und analysiert Erläuterungen zu den Lithofaziestypen (1) SFT-B1 Konglomerat der Eisleben-Formation Dieses mittelkiesig ausgebildete, klastgestützte Konglomerat enthält ortsfremde Gerölle wie Kieselschiefer und verschiedene nicht näher differenzierbare magmatische Gerölle (Abb. 31). Es ist mäßig sortiert und horizontal eingeregelt. Die Ablagerung erfolgte fluviatil. Abb. 31: Probe Ha9/HG1. Konglomerat der Eisleben-Formation. Teufe 29,0-31,7 m. 1 cm (2) SFT-T1 Sedimentäre Brekzie Die feinkiesigen, matrixgestützten Brekzien (Abb. 32) bestehen aus angularen Klasten eines kleinporphyrischen Rhyoliths, die horizontal eingeregelt in einer Matrix von ehem. äolischen (Abb. 33), aufgearbeiteten Grobsandsteinen vorkommen. Die Ablagerung erfolgte, vergleichbar zum Aufschluß am Teichgrund bei Döblitz, innerhalb Alluvialer Schwemmfächer als Schichtfluten. Abb. 32: Probe Ha9/HG3. Schichtflutsediment. Teufe 49,6-53,6 m. 1 cm

72 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.3 Kernbohrung Brachwitz BrwSk 2/62 südöstlich der Ortschaft Friedrichsschwerz Abb. 33: Probe D1 vom Aufschluß am Teichgrund (2,5fach vergrößert). Deutlich ist der gleichkörnige äolische Sandstein mit seinen feinen diagenetischen, hämatitischen Säumen zu sehen. Die gröberen Klasten im DS sind vorwiegend Rhyolithe. (3) SFT-T4 Mittel- bis Grobsandstein Diese lithologische Einheit (Abb. 34) ist rel. reif ausgebildet. Die Mittel- bis Grobsandsteine bestehen vorwiegend aus sekundär hämatitisierten Quarzsand und sind flachwellig horizontal geschichtet. Hierbei handelt es sich um äolische Dünensande (vgl. DS-Probe D1 vom Teichgrund), die durch Schichtfluten aufgearbeitet wurden. Abb. 34: Probe Ha9/HG2. Äolische Dünensande werden durch Schichtfluten umgelagert. Teufe 43,7-47,4 m. 1 cm (4) SFT-B2 Schluffstein Schluffsteine sind in der Bohrung Brachwitz 2/62 in größeren Mengen vorhanden. Die in dieser Lithofazies betrachteten Gesteine sind rotbraun gefärbt und stark mergelig ausgebildet. Es treten detritische Hellglimmer mit Größen bis zu 0,1 cm auf. Die Schluffsteine sind stellenweise feinlaminiert und besitzen grüne, rundliche Bleichungsknollen, die auf Durchwurzelungshorizonte schließen lassen. In einem tiefer aufgeschlossenen Bereich der Bohrung konnten Kalkknollen (Abb. 35) im Dünnschliff nachgewiesen werden, die auf Calcrete hinweisen.

73 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.3 Kernbohrung Brachwitz BrwSk 2/62 südöstlich der Ortschaft Friedrichsschwerz Abb. 35:DS-Probe Ha9-8IIgekr (2,5fach vergrößert). Auf DS ist ein Kalzitklast zu sehen, der sich um eine ehem. Wurzel im Schluffstein ausgebildet hat. Bei der Fazies handelt es sich vermutlich um Überflutungsebenen, die tw. trockenfielen und von Pflanzen besiedelt wurden. (5) VFT-T0, VFT-T1 VFT-T0: Rhyolith, brekziös Dieser kleinporphyrische Rhyolith vom Typ Wettin ist in Carapace Fazies, d.h. in randlicher Fazies eines Sills aufgeschlossen. Er besitzt eine sphärolithische Grundmasse (Abb. 36) und perlitische Abkühlungsstrukturen (Abb. 37). Abb. 36: DS der Probe Nr. 29 (5fach vergrößert, gekr. pol.). Dieser Rhyolith enthält eine ausgeprägte sphärolithische Grundmasse. Abb. 37: Perlitische Strukturen in einem Rhyolith vom Typ Wettin. Sie werden durch eine halbmondförmige Textur dargestellt und in diesem Fall zusätzlich durch Hämatit markiert. Klüfte durchziehen das Gestein. Sein Farbspektrum bewegt sich um die Werte 5 YR 3/4 und 5 YR 4/4 der RCC. Der Rhyolith ist durch in situ-brekziierung gekennzeichnet. Es bilden sich scheinbar Gerölle in einer Matrix aus zermahlenen Porphyrstücken. Dabei ist die Begrenzung zwischen "Geröllen" und Matrix unscharf. Die Carapace-Fazies eines intrusiven Körpers kann anhand bestimmter Merkmale erkannt werden. Dazu zählen perlitische Strukturen, Sphärolithe oder Lithophysen in der Grundmasse des Magmatits, sowie eine ausgeprägte Brekziierung des Gesteins. Eine Kernfazies hingegen fällt durch

74 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.3 Kernbohrung Brachwitz BrwSk 2/62 südöstlich der Ortschaft Friedrichsschwerz eine homogen auskristallisierte Grundmasse und tw. Fließgefüge auf. Im Fall der Bohrung handelt es sich demnach eindeutig um die Carapace Fazies eines Sills. Bei dem VFT-B1 hingegen kann eine klare Abgrenzung zwischen in situ gerundeten Geröllen und der zermahlenen Matrix gefunden werden. Hier handelt es sich um eine monomikte Porphyrbrekzie, die im Randbereich eines Sills entstanden ist. (6) VFT-B1 2 Porphyrbrekzie mit Obsidianmatrix Dieses Gestein ist autobrekziiert. Die Obsidian-"Matrix" (Abb. 38) bildet Fließstrukturen um die in situ Gerölle, ist jedoch mittlerweile diagenetisch smektitisiert worden. Das Glas ist in zähflüssiger Form während der Ausbreitung des Sills in demselben vorgedrungen und konnte auch tw. ganze 10 cm mächtige Lagen um umgebenden Gestein ablagern. Abb. 38: Probe Ha9/HG31. Zwischen den rhyolithischen autobrekziierten Geröllen sind smektierte, ehem. glasige Bereiche aushaltbar. Teufe 204,9-206,6 m. 1 cm (7) VFT-B2 Porphyrbrekzien, oligomikt und polymikt Die brekziös ausgebildeten Gesteine enthalten neben grobkiesigen, angularen und in situ zerbrochenen Rhyolithklasten noch Schluffsteine/ Pyroklastite [VFT-B2 1 ], sowie Obsidiangerölle [VFT-B2 2 ] und andere Gerölle [VFT-B2 3 ]. Abb. 39: Probe Ha9/HG5. Porphyrbrekzie mit Pyroklastitsedimenten in den Zwischenräumen. Die nicht verfüllten Zwickel wurden im Laufe der Diagenese durch Minerale wie Kalzit verfüllt. Teufe 72,2-76,8 m. 1 cm

75 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.3 Kernbohrung Brachwitz BrwSk 2/62 südöstlich der Ortschaft Friedrichsschwerz Die Schluffsteine (Abb. 39) sind scheinbar zwischen die angularen Klasten gequetscht worden. Sie füllen Zwischenräume jedoch nicht komplett aus. Ursprünglich handelt es sich hier um ein vermutlich pyroklastisch abgelagertes Sediment, das durch die Randfazies des eindringenden Sills aufgerissen wurde und durch Verdrängungsprozesse in die Zwischenräume des Rhyoliths eingepresst wurde. Auch die Obsidiangerölle wurden zwischen die angularen Klasten gepresst. Sie stammen wie die Pyroklastite aus früheren vulkanischen Ereignissen. Je stärker die Entfernung zum eingedrungenen Sill wird, desto polymikter werden die Gesteine. Jedoch muß weiterhin davon ausgegangen werden, daß sich die Bildung der Brekzien unter Sedimentbedeckung vollzogen hat. So ist z. B. bei Probe Ha9/22 ausgeprägtes Fitting (Abb. 40) der rhyolithischen Klasten festzustellen. Abb. 40: Probe Ha9/22. Fitting der rhyolithischen Klasten. Sie passen puzzleartig zusammen. 1 cm Die Klasten bestehen aus verschieden gefärbten kleinporphyrischen Rhyolithen, sowie Schluffsteinen und Pyroklastiten. Es ist wahrscheinlich, daß sich die zähe Masse der Rhyolithbrekzie in die Sedimente vorschob und so die älteren Ablagerungen integrieren konnte. (8) VFT-B3 Mittelsand, vulkanogen Bei diesen Ablagerungen handelt es sich um Surges, da in jeder Probe Obsidianfragmente sowohl Gerölle als auch als kleine gelängte Flatschen (Abb. 41) gefunden wurden.

76 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.3 Kernbohrung Brachwitz BrwSk 2/62 südöstlich der Ortschaft Friedrichsschwerz Abb. 41: Probe Ha9/22. Hier sind deutlich gelängte Bimsflatschen zu sehen. Die blaue Farbe (gefärbtes Epoxidharz) dient zur Lokalisation vorhandener Hohlräume und Blasen. Der meist mittelkiesig ausgebildete Grobsandstein ist vorw. schlecht sortiert und besteht aus rhyolithischer Grundmasse mit mittelkiesigen Rhyolith-, Schluffstein- und smektitisierten Obsidianklasten. Die Surges wechsellagern über mehrere Meter mit den Grobsandsteinen vom Typ VFT-B4, die als Suspensionsfracht von Massenströmen angenommen werden. (9) VFT-B5 Schluffstein, brekziiert Diese Brekzien (Abb. 42) bestehen nahezu ausschließlich aus pyroklastischen Sedimenten. Sie wurden vom eindringenden Sill als Scherbahn genutzt und sind dadurch über 5 cm bis 3 m Mächtigkeit thermisch überprägt worden. Das erklärt auch das scherbige Auseinanderbrechen einzelner Brocken. Abb. 42:Probe Ha9/HG10. Deutlich sind die scherbigen Bruchflächen der thermisch überprägten Brekzie zu sehen. 1 cm Auswertung Die bearbeiteten hangenden 200 m sind vor allem durch vulkanische Sedimente und intrusive Vulkanite geprägt. Da nur die 200 m Bohrung zur Verfügung stand, kann nur eine begrenzte Entwicklungsgeschichte erörtert werden. Zunächst lagerten sich 65 m mächtige Surges ab, die immer wieder durch grobsandige Suspensionsströme unterbrochen wurden. Diese Abfolge wurde dann jäh unterbrochen und es folgte die Ablagerung von Schluffsteinen, die eine pedogene Überprägung anzeigen. Sie wurden vermutlich als Sedimente einer Überflutungsebene abgelagert.

77 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.3 Kernbohrung Brachwitz BrwSk 2/62 südöstlich der Ortschaft Friedrichsschwerz Nach einer kurzen Unterbrechung der vulkanischen Aktivitäten werden nun pyroklastische Ablagerungen geschüttet. Jetzt begann der Wettiner Rhyolith eine christmas tree- Struktur (nach CORRY 1988) aufzubauen. Möglicherweise dienten ihm bestimmte Bereiche der Pyroklastite als Gleitbahnen. Sie sind heute als schluffige Kontaktbrekzien zu finden. Eine typische christmas tree- Struktur fiedert sich in mehrere horizontale Sills auf. Diese Sills werden im aktuellen Fall maximal 10 m hoch. Durch die geringe Mächtigkeit konnte sich nur eine Carapace Fazies ausbilden. Nach außen wird diese Fazies immer brekziöser. Sie schleppt durch ihre in situ Brekziierung schließlich Teile der pyroklastischen Ablagerungen mit, die durch die Bewegung auch eine gewisse Rundung erfahren haben. Nachdem der Wettiner Rhyolith erkaltet war, setzte ein Sedimentationsstopp ein. Alluviale Schwemmfächer begannen schließlich, den Wettiner Rhyolith in Form von Schichtfluten aufzuarbeiten und abzutragen. Nach einer gewissen Sedimentationsdauer änderte sich das Ablagerungsmilieu erneut. Es bildete sich eine Überflutungsebene heraus, deren Sedimente mehrfach trockenfielen, sodaß erneut eine pedogene Überprägung festgestellt werden konnte. Den Top der Bohrung bilden am Schluß die fluviatilen Konglomerate der Eisleben-Formation, die mit etwa 5 m Mächtigkeit in der Bohrung erhalten sind.

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81 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.4 Kernbohrung Lochau 7/65 südöstlich Halle 6.4 Kernbohrung Lochau 7/65 südöstlich Halle Allgemeines Diese Bohrung stellt eine gewisse geologische Neuheit für den Bereich südwestlich der Halle-Störung dar. Die Bohrung belegt eine lückenlose periodische vulkanianische Aktivität in der Gegend westlich der Ortschaft Gröbers zur Zeit des Unterrotliegend. Sie wurde bis zu einer Teufe von 485,0 m gebohrt. Von der Geländeoberfläche bis zu einer Tiefe von 329,8 m wurde Zechstein und zwischen 329,8 m und 330,33 m Kupferschiefer erbohrt. Darunter folgt in geringmächtiger Ausbildung das Konglomerat der Eisleben-Formation. Von 331,3 m bis 485,0 m sind anschließend durchgängig phreatomagmatische Ablagerungen aufgeschlossen, deren Gesamtmächtigkeit nicht durchteuft wurde. Leider mußte während der Aufnahme im Bohrkernlager mit Bedauern festgestellt werden, daß die Bohrkerne Kernmarsch-intern nicht in der richtigen Reihenfolge lagen. Die Verfasserin mußte die Bohrkernstücke vor der Weiterbearbeitung erst in die richtige Reihenfolge bringen. Deshalb ist es nicht völlig auszuschließen, daß einige Kernmärsche nicht korrekt nach Hangend und Liegend aufgenommen wurden. Die Bohrung konnte zu 85 % wieder in die richtige stratigraphische Reihenfolge gebracht werden. Von der Kernbohrung Lochau wurden diverse Schnittproben mittels Trennschleifens am Landesamt in Halle angefertigt. Die benötigten Dünnschliffe wurden in Freiberg im Schleiflabor unter der Leitung von Hr. Dr. M. Magnus angefertigt Erläuterungen zu den Vulkanischen Faziestypen (1) VFT-L1: Aschentuff 1 cm Abb. 43: Detailfoto der Probe Ha-Lo7/13. Der Aschentuff ist meist grün ausgebildet, wird jedoch durch hämatitische Säume um Quarzkristalle rot gefärbt. Er ist selten ohne Einsprenglinge aufzufinden. Meist besitzen die Einsprenglinge Größen zwischen 0,1 bis 0,3 cm. Sie bestehen aus rhyolithischen Grundmassen, Kalifeldspäten, Biotiten, scherbigen Quarzen und Bimsen. Sehr häufig ist eine schwache Kompaktion ausgebildet. Diese kann anhand von flachgedrückten Bimsen, die schlierenartig eingeregelt die ganze Tuffschicht durchziehen, gut erkannt werden.

82 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.4 Kernbohrung Lochau 7/65 südöstlich Halle Abb. 44: DS-Foto von Probe Ha-Lo7/13, lin. pol., 2,5fach vergrößert. Die Grundmasse ist feinkristallisiert kieselig ausgebildet. Sie besteht ausschließlich aus kristallisierten Quarzen, zwischen denen sich schichtparallele Häutchen aus Tonmineralen entlangschlängeln. Sie zeigen diagenetische Kompaktion an. Als Einsprenglinge fallen besonders die stengeligen Biotite auf, die tw. wirr in der Grundmasse liegen. Biotite verwittern unter aquatischen Einflüssen sehr leicht. Die komplette Erhaltung dieser Minerale läßt darauf schließen, daß die Ablagerung unter subaerischen Bedingungen verlief. Die ebenfalls eingesprengten Bimsflatschen sind häufig abgeflacht und verflasern zu den Seiten. Häufig enthalten sie neben blasigen runden Hohlräumen auch auskristallisierte Quarze und Feldspäte. Abb. 45: DS-Foto von Probe Ha-Lo7/13, gekr. pol., 2,5fach vergrößert. Diese Tuffablagerungen sind tw. normal gradiert. Sie sind Auswurfprodukte phreatomagmatischer Eruptionen und wurden als Aschenfraktion auf der Bodenfracht abgelagert. Bei der Ablagerung schlossen sie geringe Mengen an Luft ein, die noch in Form von eckigen, bis 0,3 cm großen Hohlräumen im Gestein erhalten ist. Die diagenetische Kompaktion hatte dabei keinen großen Einfluß auf die Luftblasen. Innerhalb der bearbeiteten 200 m Bohrung wurden 1214 Einzelschichten ausgehalten, von denen 377 rote und grüne tuffhaltige Lagen enthalten. (2) VFT-L2: Surges Surges sind die Bodenfracht einer Eruption. In der Kb Lochau 7/65 bestehen sie aus schlecht sortierten, polymikten Lapillisteinen bis pyroklastischen Konglomeraten. Sie können sowohl matrix- als auch klastgestützt ausgebildet sein und besitzen Mächtigkeiten zwischen 2 cm und 1 m. Im Falle des klastgestützten Gefüges tritt hierbei häufig eine sekundäre Verfüllung mit Sparit auf. Die fein- bis mittelkiesigen Klasten sind vorwiegend angular bis kantengerundet. Demgegenüber sind die grobkiesigen Gerölle gut bis sehr gut gerundet. Diese Ausbildung ist jedoch in diesem Fall in situ nicht möglich. Für diese Gerölle kommt ein fluviatiler Transport in Frage, der jedoch aufgrund der

83 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.4 Kernbohrung Lochau 7/65 südöstlich Halle Aufschlußverhältnisse bereits vor den phreatomagmatischen Ereignissen stattgefunden haben muß. Tab.9: Beispiele für die zwei Typen von Surges. VFT Nummer der Probe Foto Beschreibung VFT-L2 1 Ha-Lo7/23 Lapillistein, matrixgestützt, schwach sparitisch zementiert, mäßig bis schlecht sortiert 1 cm VFT-L2 2 Ha-Lo7/37 Lapillistein, klastgestützt, stark sparitisch zementiert, mäßig sortiert 1 cm (3) VFT-L3: Surge oder Explosionsbrekzie Einige der klastgestützten pyroklastischen Konglomerate sind mäßig sortiert und stark sparitisch zementiert. Sie enthalten jedoch zwischen den in Blockkiesgröße ausgebildeten Geröllen noch kleinere Lapilli von einigen cm Größe (Abb. 46). WOHLETZ et al. (1983) beschrieb neben seinen Explosionsbrekzien mit Tuffen in den Zwischenräumen auch Formen, die Lapilli anstatt der Tuffe mitführten. Deshalb ist es hier auch möglich, daß es sich bei diesen Ablagerungen ebenfalls um Explosionsbrekzien handelt. Demgegenüber ist jedoch auch eine Zuordnung zu Surges möglich, da die selben Zusammensetzungen der Geröllverteilungen auch im kleineren Maßstab bei den Surges des Typs VFT-L2 2 auftreten.

84 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.4 Kernbohrung Lochau 7/65 südöstlich Halle 1 cm Abb. 47: Detailfoto der Probe Ha-Lo7/17. Pyroklastisches Konglomerat, klastgestützt, stark sparitisch zementiert, mäßig sortiert. (4) Explosionsbrekzie mit Tuffzwickelfüllung (VFT-L4) In vielen der grobkiesigen Konglomerate treten zwischen den Geröllen grüne Tuffe (Abb. 48) anstatt sparitischer Verfüllung auf. Diese Tuffe wurden primär synsedimentär mit den Konglomeraten abgelagert. Sie sind meist geringermächtig als die Konglomeratlage an sich und zeigen kaum Kompaktionsmerkmale. 1 cm Abb. 48: Detail der Probe Ha-Lo7/15. Pyroklastisches Konglomerat. Gut sichtbar ist der Saum aus grünen Tuff, der vorhandene Zwickel füllt. Nach WOHLETZ et al. (1983) Beispiel für eine Explosionsbrekzie. Nach WOHLETZ et al. (1983) kann diese Art der Ablagerung als Explosionsbrekzie angesehen werden. WOHLETZ et al. (1983) untersuchten Basalte und beschreiben grobkörnige, angulare Fragmente aufgebrochenen Gesteins, die Größen bis über 1 m erreichen können. Diese Fragmente werden in einer Aschen- und Lapillimatrix abgelagert. Die typische Explosionsbrekzie besteht nach WOHLETZ et al. (1983) dabei aus dem Material der unterlagernden Schichten. Sie ist mit massiven Surges und schlecht geschichten Aschenfallablagerungen vergesellschaftet.

85 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.4 Kernbohrung Lochau 7/65 südöstlich Halle (5) Tuff mit einzelnen ballistischen Bomben Die Tuffe dieser Ablagerungen (Abb. 49) sind geringmächtig bis zu 2 cm Höhe und ursprünglich nahezu horizontal abgelagert worden. Meist besitzen sie Fallwinkel zwischen 5 und 30. Sie werden von ballistischen, gut gerundeten Bomben in den Untergrund gedrückt und an diesen Stellen stärker kompaktiert. Die Bomben sind dabei oft zwischen 4 und 12 cm groß und gut bis sehr gut gerundet. Abb. 49: Detailaufnahme der Probe Ha-Lo7/17. Im linken oberen Bereich ist ein großes gerundetes Geröll zu sehen, das die grüne Tuffschicht partiell nach unten drückt. In der Bohrung Lochau 7/65 sind unterschiedliche Sequenzen erkennbar. Sie ist nicht wie bei Wohletz et al. (1983) klar aufeinanderfolgend nach Brekzie, Surge und massiven Tuffen aufgeteilt (Abb. 50). Im folgenden (Abb. 51) wird ein typischer Aufbau einer Abfolge der Bohrung Lochau 7/65 kurz dargestellt.

86 Ablagerungsfazies der Grobklastika der oberen Halle-Formation Aufschlüsse und Bohrungen 6.4 Kernbohrung Lochau 7/65 südöstlich Halle Beispiel Ha-Lo7/17 (6) Tuff, grün Typ VFT-L1 1 0,1 cm mächtig, 5 Einfallen (5) Surge Typ VFT-L2 1 Lapillituff, schlecht sortiert (4) Tuff, grün Typ VFT-L1 1 0,1 cm mächtig, flach wellig abgelagert (3) Tuff mit ballistischen Bomben Typ VFT-L4 synsedimentäre Ablagerung der Tuffe und der Bomben (2) Surge oder Explosionsbrekzie Typ VFT-L3 Lapillistein, klastgestützt, sparitisch zementiert (1) Surge Typ VFT-L2 1 Lapillituff, schwach sekundär zementiert Abb. 51: Probe Ha-Lo7/17. Die Probe Ha-Lo7/17 beginnt mit einer feinkiesigen Surge-Ablagerung (1) und geht zum Hangenden fließend in einen grobkiesigen Lapillistein (2) über. Darauf folgt eine feinsandige, ungleichmäßig mächtige grüne Tuffschicht, in die ballistische Bomben (3) und Lapillis einschlugen. Synsedimentär zu dem Bombenwurf wurden weitere grobsandige, rote und grüne Tuffe abgelagert. Über dieser Abfolge lagert sich schließlich eine 0,1 cm mächtige gleichmäßig verteilte grüne Tuffschicht (4) ab, die den welligen Oberflächen folgt. Darüber folgt erosiv eine ± horizontale Surge-Ablagerung, die anschließend durch eine weitere grüne, 0,1 cm mächtige Tuffschicht abgelöst wird.

87 4 J E A C 7 J A H A, O = I. H = J E - E B = M E A # A A / H = F D E I? D A, = H I J A K A H 5 J H = J E C H = F D E A H >? D = K % $ # = D A E A I H A F H I A J = J E L A A H = H I? D A I / H K F F A "! " $ % 0 = A. H = J E? D J E C A E J?! " # $ % E J D C E A * A A E? D K C = F E E I J A E = F E E J K B B 6 K B B = F E E I J A E 6 K B B = F E E J K B B 2 5? # * A I? D H A E > K C H J = I J C A I J J J = F E E I C A H A J > E I I K > = C K = H I A H I F = H E J E I? D A A J E A H J H J E J A E A A C H A H A C A H A J A = F E E I H J H J = J H E N C A I J J J > = I E C A 0 D H K A F H E H I A H I? D M =? D I F = H E J E I? D A A J E A H J H J H J = J H E N C A I J J J A E A A C A H A J A = F E E I J M = C E C = K I C A > A J L A H A E A J A E? D J C A = K = K I D = J > = H A 6 K B B = C A L!?? D J E C A E J 2 H > A 0 = %! = F E E J K B B 8. 6 = F E E > E I "? A E A H D O E J D E I? D A * > A ' %? C K J C A H A J E C I H J E A H J = F E E = C K = H > E I C K J C A H A J E? 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