Nr.49. Barbara Welzel

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3 ~ V/~~ J~~~ ßv~~ GÖTTINGER ARBEITEN ZUR GEOLOGIE UND PALÄONTOLOGIE Nr.49 Barbara Welzel Die Bedeutung von K/ Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten für die Rekonstruktion tektonometamorpher Einheiten im orogenen Liefergebiet - ein Beitrag zur Frage der varistischen Krustenentwicklung in der Böhmischen Masse 1991 Im Selbstverlag der Geologischen Institute der Georg-August-Universität Göttingen Göttinger Arb. GeoI. Paläont. 61 S., 20 Abb., 7 Tab. Göttingen,

4 49 Barbara Welzel Die Bedeutung von K/ Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten für die Rekonstruktion tektonometamorpher Einheiten im orogenen Liefergebiet - ein Beitrag zur Frage der varistischen Krustenentwicklung in der Böhmischen Masse Als Dissertation eingereicht am bei den Mathematisch-Naturwissenschaftlichen der Georg-August- Universität Fachbereichen erscheinen in unregelmäßiger Folge im Selbstverlag der Geologischen Institute der Georg-August- Universität Göttingen: Institut und Museum für Geologie und Paläontologie Institut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre are issued irregularily by the Geological Institutes (until 1985: Geol.-Paläont. Inst.) of Göttingen University: Institute and Museum of Geology and Palaeontology Institute of Geology and Dynamics of the Lithosphere Redaktion Dr. Helga Uffenorde Institut und Museum für Geologie und Paläontologie Goldschmidt-Straße 3 D-3400 Göttingen ISS N Geologische Institute, Universität Göttingen Offsetdruck KINZEL, Göttingen

5 WELZEL, B. (1991): Die Bedeutung von K/Ar- Datierungen an detritischen Muskoviten fur die Rekonstruktion tektonometamorpher Einheiten im orogenen Liefergebiet - ein Beitrag zur Frage der varistischen Krustenentwicklung in der Böhmischen Masse. IK-Ar age determinations on detrital muscovites and their significance for the reconstruction of tedonometamorphic units in the orogen source area - a contribution to the problem of the crustal evolution cf the Bohemian Musif.] - Göttinger Arb. Geol. Paläont., 12: 61 S., 20 Abb., 7 Tab.; Göttingen. K-Ar age determinations on detrital muscovites in the sediments of the Süddeutsche Scholle (FR-Gennany r NE-Bavaria) give informations about the last cooling hiatory cf their saurte areas, i.e. mainly about the crusta! evolution of the Bohemian Massif. Most data obtained from the Permo-Carboniferous to Upper Cretaceous sediments could be divided into two groups weil known from the now exposed units of the Bohemian Massif: my - representing the HP /MP nappe units my - representing the HT/LP units but also the late Variscan intrusions Therefore it can be concluded that after the rapid uplift and the associated strong erosion in the Permo-Carboniferous the Variscan Orogen was largely eroded. The later eroded units correspond to those still expose<! today. Upper series with higher (Cadomian or Caledonian) cooling ages must be represenled in earlier sedimenh, Le. Flysch sediments. KlAr dating. mubcovite, detritus, erosion, geochronology, Bohemian Maaair, Hercynian Orogeny B. Wel.el, Inst. für Geologie und Dynamik der Lithosphäre, Goldschmidtstr. 3, Göttingen SUMMARY According to the present knowledge it can be assumed that since the Variscan Orogeny differently printed crustal units have been eroded by a thickness between 10 and more than 20 km in the area of the western Bohemian Massif. Their erosional products most1y occur in the Permo-Carboniferous troughs and in the Mesozoie sedimentary cover of the Süddeutsche Scholle. Up to now the investigations on the crustal evolution of the Bohemian Massif were restricted to the crystalline basement within the recent erosional level. However this project predominant1y aimed at reconstructing the al ready eroded units oe the Variscan crust by means oe a geochronological analysis oe the erosional products, especially by K-Ar dating oe detrital muscovites. Due to their high resistance to weathering, even when transported to the foreland, the muscovites have conserved their cooling ages reached in their source area. It is therefore possible to gain an impression of the post Variscan evolution in the already eroded parts of the Bohemian Massif. A strong post-sedimentary thermal influence, which could have led to a re-equilibration of the isotopic system of the detrital muscovites can be excluded by determinations of both K-Ar age and illite-crystallinity of the fine fractions «2 J.lm). On the other hand the same investigations also indicate a weak post-sedimentary thermal event in the sedimentary cover at about my. Younger events, that have been dated in other Mid-European basins, have not been registered in the eastern part of the Süddeutsche Scholle. In addition to methodical investigations on the influence of grain size and weathering on the K-Ar age of detrital muscovites, a systematic comparative study on the usability of biotite and muscovite for palaeogeographical reconstructions has been carried out. The K-Ar age determinations on the detrital muscovites mainly show cooling ages well known from the now exposed metamorphie and magmatic series of the NE-Bavarian basement: first, ages from 390 to 360 my, dating the cooling of the nappe units after the HP/MP metamorphie event in the Bohemian Massif, second, ages from 330 to 300 my, dating the cooling of both the HT /LP metamorphie event and the late Variscan intrusions.

6 II Based on the fact that the data obtained on the foreland sediments correlate to such a high degree with those of the basement, it can be inferred that the eroded Variscan crustal units correspond to those which still occur on the recent erosional level at the western margin of the Bohemian Massif. An analysis of both the stratigraphical and regional patterns of these data makes it seem likely that all crustal units exposed today, inciuding the late and post- Variscan granites, were exposed at the erosional level by the Permo-Carboniferous, after the strong erosion during the Permo-Carboniferous the MP/HP nappe units of the Bohemian Massif were largely reduced and the HT /LP units passed onto the erosional level in the Triassic. Furthermore K-Ar cooling ages on detrital muscovites of about 415 my in Lower Keuper sediments and of about 580 my in Middle Jurassic ciastica prove the assumption of sedimentologists that at that time quite a different source area, possibly situated in the north, played an important part. The main conclusions referring to the crustal evolution of the Bohemian Massif deduced by dating of detritral white micas in foreland sedimentary rocks can be summarized as foliows: I. The late Variscan evolution of the Bohemian Massif is associated with an extremely rapid uplift and a high erosional rate in the Late Carboniferous. White mica from late to post- Variscan granites cooled down below the blocking temperature of 350 :t 50 C at about 300 my and were deposited as detrital components in the Permo-Carboniferous troughs only 5-10 my later. 2. The main part of the Variscan Orogen was already leveled down at the last stage of the collision (Late Carboniferous). The later eroded crustal units correspond to those which still occur on the erosional level. Detrital components of upper metamorphic crustal units with cooling ages not known from the exposed units today, have not been found in the foreland sediments of the Süddeutsche Scholle. Therefore probably existing Cadomian or Caledonian printed crustal parts, that have not been overprinted by the Variscan metamorphic event, must be represented by their erosional products in syn- Variscan sediments, i.e. Flysch sediments. ZUSAMMENFASSUNG Nach dem derzeitigen Kenntnisstand ist davon auszugehen, daß im Bereich der westlichen Böhmischen Masse während und nach der varistischen Orogenese unterschiedlich geprägte Krusteneinheiten in einer Gesamtmächtigkeit zwischen 10 und mehr als 20 km abgetragen worden sind. Bisherige Arbeiten zur Klärung der Krustenentwicklung der Böhmischen Masse beschränkten sich auf Untersuchungen im heute aufgeschlossenen Kristallingebiet selbst. Ziel des Projektes war es, auf indirektem Wege über eine geochronologische Analyse der Abtragungsprodukte mit Hilfe von K/ Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten ein Beitrag zur Rekonstruktion der bereits erodierten Einheiten im näheren und weiteren K TB- Umfeld zu liefern. Durch ihre extreme Verwitterungsresistenz konservieren Muskovite ihre im bereits abgetragenen Liefergebiet erworbenen Abkühlalter auch während der Umlagerung ins Vorland. Damit war es möglich, durch systematische Beprobung der permo-karbonisch bis kretazischen Sedimente des NW'vorgelagerten Deckgebirges, einen besseren Einblick in den zeitlichen VerlaUf der postvaristischen Krustenentwicklung im Orogen der Böhmischen Masse zu erhalten. Eine stärkere thermische Überprägung der Muskovite, die zu einer Störung des K/ Ar-Isotopensytems führt, konnte durch begleitende Bestimmungen sowohl der K/ Ar-Alter als auch der I1IitkristalIinitäten an Feinfraktionen der Vorlandsedimente ausgeschlossen werden.

7 III Ein schwächeres postsedimentäres Ereignis im Deckgebirge konnte mit Ma datiert werden, spätere thermische Überprägungen wie sie im Norddeutschen und Pariser Becken nachgewiesen wurden, konnten für die östliche Süddeutsche Scholle ebenfalls ausgeschlossen werden. Zur weiteren Absicherung der Muskovit-Alter wurden darüberhinaus methodische Untersuchungen zur Korngrößenabhängigkeit und zum Verwitterungseinfluß durchgeführt, neben einem systematischen Vergleich zur Eignung von detritischen Biotiten und Muskoviten für paläogeographische Rekonstruktionen. Die Datierungen detritischer Muskovite ergaben hauptsächlich Alter, die auch aus dem heute aufgeschlossenen Grundgebirgsstockwerk bekannt sind: zum einen um Ma, womit die Abkühlung der druckbetonten Metamorphose datiert ist, zum anderen den Zeitraum von Ma, der die Abkühlung der temperaturbetonten Metamorphose, aber auch die der spätvaristischen Granitintrusionen erfaßt. Aufgrund dieser guten Korrelation konnte anhand einer Analyse der stratigraphischen wie auch regionalen Verteilungsmuster der "Detritus-Daten" geschlossen werden, daß bereits im Permo-Karbon alle in Bezug auf ihre Abkühlalter aus dem heutigen Aufschlußniveau bekannten Einheiten der W'Böhmischen Masse im Erosionsniveau lagen, inclusive der spät- bis postvaristischen Granite. bereits in der Trias die druckbetont geprägten Deckeneinheiten der Böhmischen Masse weitgehend abgetragen waren. Darüberhinaus konnte die aus bisherigen sedimentologischen Untersuchungen abgeleitete Vermutung, daß im tieferen Keuper und Dogger gänzlich andere Liefergebiets-Einheiten eine Rolle spielten, durch die K/ Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten bewiesen werden. Für die Krustenentwicklung der Böhmischen Masse können demnach aus den hier vorgelegten geochronologischen Daten folgende Aussagen gemacht werden: Die spätvaristische Entwicklung der Böhmischen Masse ist mit einer extrem schnellen Heraushebung und Abtragung des jungen Orogens im Ober karbon verbunden. Muskovite aus spät- bis postvaristischen Graniten, die um 300 Ma unter ihre Schließungstemperatur von 300 :!: 50 oe abgekühlt wurden, liegen bereits 5-10 Ma später als detritische Komponenten in permo-karbonischen Sedimenten vor. Bereits im Permo-Karbon, also der Spätphase der Kollision, waren wesentliche Teile des varistischen Orogens abgetragen. Die seitdem erodierten Krusteneinheiten entsprechen im großen und ganzen jenen, die sich auch heute noch im Abtragungsniveau befinden. Detritus höherer metamorpher Krustenstockwerke mit einem vom heutigen Aufschlußniveau abweichenden Abkühl-Altersspektrum konnte in den Vorlandsedimenten der Süddeutschen Scholle nicht nachgewiesen werden. Eventuelle cadomisch bzw. kaledonisch metamorph geprägte Krustenanteile, die varistisch nicht bzw. nur schwach überprägt wurden, müßten demnach durch ihre Abtragungsprodukte in synorogenen Flysch- Ablagerungen repräsentiert werden.

8 IV ABKÜRZUNGEN STRATIGRAPHIE: WEITERE ABKüRZUNGEN: kr - Kreide kro - Oberkreide kru - ljnterkreide i-jura jo - Malm jm- Dogger ju - Lias t - Trias k - Keuper ko - Oberer Keuper (Rhät) km - Mittlerer Keuper kmf - Feuerletten kms - Sandsteinkeuper kmb - Burgsandstein kmc - Coburger Sandstein kmbi - Blasensandstein kmg - Gipskeuper kml - Lehrbergschichten kms - Schilfsandstein kme - Estherienschichten kmbe - Benkersandstein ku - ljnterer Keuper rn-muschelkalk = Mittlere Trias mo - Oberer Muschelkalk mm - Mittlerer Muschelkalk mu - ljnterer Muschelkalk RH ST MO MM ZEV ZTT ZTM Rhenoherzynikum Saxothuringikum Moldanubikum Münchberger Gneismasse Zone von Erbendorf - Vohenstrauß Zone von Tepla- Taus Zone von Tirschenreuth-Mähring s - Buntsandstein so - Oberer Buntsandstein sm - Mittlerer Buntsandstein su - ljnterer Buntsandstein D - Perm r - Rotliegend ro - Oberrotliegend ru - ljnterrotliegend c - Karbon co - Ober karbon cu - ljnterkarbon d - Devon do - Oberdevon

9 INHAL TSVERZEICHNIS Seite EINFÜHRUNG 2 I 2 3 Vorwort 3 Einleitung und Zielsetzung 3 Ar bei tsgebiet 5 II GEOLOGISCHER RAHMEN 5 I Grundgebirge der Böhmischen Masse 5 Allgemeine Geologie 5 Geochronologie 8 Deckgebirge der östlichen Süddeutschen Scholle 10 Stratigraphie und Lithologie 10 Paläogeographie des ostbayerischen Raumes 12 III DIE RELEVANZ VON KjAR-ALTERSBESTIMMUNGEN FÜR PALÄOGEOGRAPHISCHE REKONSTRUK TIONEN 14 I 2 3 Ansätze zur Interpretation von Isotopen-Daten an Glimmer-Mineralen 14 Datierung detritischer Minerale 15 Datierung von Feinfraktionen 16 IV METHODIK 16 I Pro benaufberei tung I7 Anreicherung detri tischer Hellglimmer 17 Herstellung von Feinfraktionen 19 Kj Ar- Altersbestimmung 19 Allgemeine Grundlagen 20 Anal yseverfahren 22 Bestimmung der Ar- Isotopie 22 Bestimm ung des 4oK 23 Berechnung des Kj Ar-Alters und Fehlerbetrachtung 24 Bestimm ung der Illi tkristallini tät 25 Grundlagen 25 Anal yseverfahren 26 Beglei tende Untersuchungen 26 V ERGEBNISSE UND DEUTUNG 27 I Methodische Untersuchungen zur Datierung detritischer Glimmer-Minerale 27 Vergleich von Kj Ar-Altersdaten an Muskoviten und Biotiten 27 Abschätzung des Einflusses der Verwitterung auf das KlAr-Alter detritischer Muskovite 29 Untersuchungen zur Korngrößenabhängigkeit 29

10 K/ Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten des Ostteils der Süddeutschen Scholle 30 Daten aus dem Permo- Karbon 33 Daten aus dem Buntsandstein 35 Daten aus dem Muschelkalk, 35 Daten aus dem Keuper 36 Daten aus dem Lias 36 Daten aus dem Dogger 37 Daten aus der Ober- Kreide 37 Ergänzende K/ Ar-Datierungen aus dem Naabgebirgs-Kristallin 38 Bestimmung von Zeitpunkt und Intensität der postsedimentären Überprägung im Ostteil der Süddeutschen Scholle 38 Bestimmung des Hellglimmer-Chemism us 43 VI SCHL USSFOLGER UNGEN UND A USBLICK.44 L ITE RA TUR VERZEICHNIS.47 A NH ANG (A b b. 20; Tab. 2-7) 56 EINFÜHRUNG 1.1 Vorwort Die vorliegende Arbeit entstand auf Anregung von Dr. H. Ahrendt, Dr. A. Vollbrecht und Prof. Dr. K. Weber, Göttingen, im Rahmen des Kontinentalen Tiefbohrprogramms der Bundesrepublik Deutschland (KTB). Prof. Dr. K. Weber danke ich weiterhin für das Referat, das Korreferat übernahm freundlicherweise Prof. Dr. H.-J. Behr. Mein besonderer Dank gilt in erster Linie Dr. H. Ahrendt, der diese Arbeit intensiv betreute und mir jederzeit mit Diskussionen und Anregungen zur Seite stand. Außerdem möchte ich ganz herzlich Prof. Dr. B. Schröder (Bochum) für die wertvolle Betreuung im Gelände und stete Hilfsbereitschaft danken, dessen Lokalkenntnisse diese Arbeit entscheidend gefördert haben. In diesem Sinne sei auch Dr. F. Leitz (Red witz) gedankt. Herrn Dr. K. Wemmer (Göttingen) danke ich für die ergiebige, sowohl technische wie wissenschaftliche Zusammenarbeit, die sehr zum Gelingen dieser Arbeit beigetragen hat. Bei Dipl.-Geol. P. Erlinghagen bedanke ich mich für die Messungen an der Mikrosonde. Darüberhinaus danke ich allen Mitarbeitern beider geologischer Institute (Göttingen) und allen Kommilitonen, die mir im Laufe meiner Arbeit behilflich waren, darunter insbesondere Dipl.-Geol. C. C. Brahms, D. Marheine, M. Nathusius und Dipl.-Geol. H. Zwingmann. Der Deutschen Forschungsgemeinschaft sei für die finanzielle Unterstützung im Rahmen der Forschungsprojekte We 488/25 und Be 756/28 gedankt.

11 3 1.2 Einleitung und Zielsetzung Anhand von K/ Ar-Datierungen am Detritus der postvaristischen Sedimente des Ostteils der Süddeutschen Scholle sollte über die Klärung der Material-Herkunft hinaus der Versuch unternommen werden, weiterführende Aussagen über die postvaristische Hebungs- und Abtragungsgeschichte der potentiellen Liefergebiete zu machen, im speziellen über die abgetragenen Einheiten der Böhmischen Masse. Dabei lag die Idee zugrunde, daß v.a. detritische Muskovite ihre ursprünglich im Liefergebiet erworbenen K/ Ar- Abkühlalter auch während des Transportes ins Vorland unverfälscht konservieren; durch Korrelation dieser "Detritus-Alter" mit bereits bekannten radiometrischen Daten aus dem heutigen Grundgebirgsstockwerk und auch sedimentologischen Hinweisen aus dem Deckgebirge sollten Rückschlüsse auf die abgetragenen Einheiten gezogen werden. Als Gesamtrahmen für die vorliegenden Untersuchungen war das Kontinentale Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik Deutschland (KTB) gegeben, ein "Projekt der Grundlagenforschung über die physikalischen und chemischen Bedingungen und Prozesse der tieferen kontinentalen Kruste", um "den strukturellen Aufbau, die Dynamik und Evolution intrakontinentaler Krustenbereiche zu verstehen" (WEBER& VOLLBRECHT1986: 1). Spezielles Zielgebiet dieser Forschungen ist der oberpfälzische Teil der Böhmischen Masse, wobei in die Forschungsarbeiten ein weites Umfeldareal miteinbezogen wurde, u.a. auch die Abtragungsprodukte dieses varistischen Orogens im westlichen Vorland, d.h. die Sedimente der Süddeutschen Scholle, deren Untersuchung Aufschluß über den orogenen Krustenaufbau geben. Im Rahmen dieser "Umfeld-Untersuchungen" entstand auch vorliegende Arbeit unter dem Schlagwort "Verlängerung der Bohrung nach oben", die jedoch auch wesentlich weitergefaßte paläogeographische Rekonstruktionen verfolgte. Aufgrund petrologischer Daten (WAGENER-LoHSE& BLüMEL 1984) ist davon auszugehen, daß im Bereich der Böhmischen Masse, und damit im erweiterten KTB-Umfeld seit der varistischen Krustenkonsolidierung unterschiedlich geprägte tektonometamorphe Einheiten in einer Gesamtmächtigkeit von 10 und mehr als 20 km abgetragen worden sind. Durch Untersuchung des abgetragenen Materials, das heute durch die Molasse- bzw. Flyschsedimente repräsentiert wird, können diese ehemals auflagernden Gesteine näher charakterisiert werden. Für die Umlagerung dieser Abtragungsprodukte vom Liefergebiet in einen westlich vorgelagerten Sedimentationsraum gibt es verschiedene Möglichkeiten, die in Abb. I schematisch dargestellt sind. Abgesehen von weiträumigeren paläogeographischen Rekonstruktionen standen im Hinblick auf die Krustenentwicklung der westlichen Böhmischen Masse folgende Themen im Mittelpunkt: 1. Überprüfung des Deckenkonzeptes (u.a. BEHR et al. 1982, FRANKE 1984) für die mittel- bzw. hochdruckmetamorphen Einheiten (z.b. MM, ZEV), d.h. ergeben sich aus den permo-karbonischen bis kretazischen Klastika westlich der Fränkischen Linie Hinweise auf eine normale metamorphe Abfolge mit schwächer metamorphen Klastika in älteren und höher metamorphen Klastika in jüngeren Sedimenten? oder mehren sich die Hinweise auf eine inversmetamorphe Deckenstapelung im Liefergebiet, wie sie auch im heutigen Grundgebirgsanschnitt des ostbayerischen Kristallins zu beobachten ist? (vgl. hierzu Abb. I). wann setzte die Erosion der druckbetonten Einheiten ein? ergeben sich Hinweise auf tektonometamorphe Einheiten und Lithologien (z.b. höhere Decken), die im heutigen Erosionsniveau nicht mehr vorhanden sind? hatten diese Einheiten eine ehemals weitere Verbreitung, d.h. bildeten sie eine einheitliche Decke? 2. Stammen die in permo-karbonischen Sedimenten auftretenden Granitgerölle (u.a. TILLMANN1958), die z.t. aus dem heutigen Aufschlußniveau nicht bekannt sind (HELMKAMPF& WAEBER 1983) von einer älteren Granitgeneration (z.b. Erzgebirge), oder sind sie von den jüngeren, spät- bis postvaristischen Graniten herzuleiten? Daran knüpft sich die Frage nach der Hebungs- bzw. Abtragungsgeschwindigkeit des Orogens. Außerdem stellt sich in diesem Zusammenhang auch die Frage nach der Altersstellung des Naab-Granits! 3. Oder kommen gänzlich andere Liefergebiete in Frage?

12 4 >- Legende: CD Grundprinzip "Umstapelung": Die obersten varistisch geprägten Krusteneinheiten (Decken) werden durch die ältesten Sedimente im Vorland repräsentiert. Zunehmend tiefere Erosionsniveaus liefern das Material für zunehmend jüngere Sedimente Cl) Abtragung und Sedimentation auf direktem Abtragung und Sedimentation auf indirektem Wege über synorogene Ablagerungen (z.s. Flysch) 8) Resedimentation innerhalb des permokarbonischen bis kretazischen Deckgebirges Abb. I: Abtragung varistisch geprägter Krusteneinheiten und ihre Umlagerungsmäglichkeiten ins Vorland; schematische Darstellung unter Verwendung eines Blockbildes von VOLL (J 960)

13 5 1.3 Arbeitsgebiet Zur Verfolgung O.g. Ziele wurden detritische Muskovite aus den postvaristischen Sedimenten des westlichen Vorlandes der Böhmischen Masse radiometrisch datiert. Da ein eventueller Einfluß weiter westlich gelegener Liefergebiete (Schwarzwald, Odenwald etc.) auf die zu untersuchenden Sedimente Interpretationen bezüglich der Böhmischen Masse erschwert hätten, beschränkte sich das Arbeitsgebiet auf den östlichen Teil der Süddeutschen Scholle, genauer auf einen parallel zur Fränkischen Linie gelegenen ca. 70 km breiten Streifen zwischen Bad Königshofen und Weiden/Opf. (s. Abb. 2). Abb. 2: Lage des Arbeitsgebietes (Punktraster) 11 GEOLOGISCHER RAHMEN 11.1 Grundgebirge der Böhmischen Masse Da die varistische Kruste des ehemaligen Böhmischen Festlandes und seiner westlichen Ausläufer Hauptziel vorliegender Untersuchungen war, wird im folgenden das heute eingerumpfte Grundgebirge der Böhmischen Masse als Relikt des ehemaligen Abtragungsgebietes näher beschrieben, da eine Interpretation der im Deckgebirge gewonnenen K/ Ar-Altersdaten nur unter Berücksichtigung der Kenntnisse über das heutige Basement möglich ist. li.i.1 Allgemeine Geologie Die großräumige Gliederung des mitteleuropäischen Varistikums in die von SE nach NW aufeinanderfolgenden Einheiten Moldanubikum, Saxothuringikum und Rhenoherzynikum geht auf KOSSMAT(1927) zurück, wobei die einzelnen Zonen durch den Metamorphosegrad sowie den Anteil postkinematischer Granitplutone gekennzeichnet sind. Während die Metamorphose der devonischen und karbonischen Sedimente in der rhenoherzynischen Zone der "very-low-grade Fazies" nach WINKLER(1979) zuzuordnen ist (WEBER 1976), nimmt der Metamorphosegrad nach SE hin bis in den Bereich der hohen Amphibolitfazies im Moldanubikum zu. Im Sinne der modernen Plattentektonik werden diese Zonengrenzen als ehemals aktive Plattengrenzen bzw. Suturen gedeutet (u.a. WEBER 1986 a,b). Der heutige Grundgebirgsaufbruch der Böhmischen Masse liegt im Übergangsbereich von Saxothuringikum und Moldanubikum im Sinne KOSSMAT'S(1927; vgl. Abb. 3) und umfaßt Gebiete der BRD, der CSFR, Polens und

14 6 rßl ::: l..~..r" Frankenwald : " : :::::::::::::::::::::. Bayreuth. Permo-Mesozoisches Deckgebirge 1 ~2r===:l3~4~ ~ t::=j Ld ~ KTB-Lokation. :~-:--~:"~: ::::::::~::::::.. \... \. ::/::::::/::::::::::.. d:>~kf8xe,1'~~"...,...~~..., ::::,::::::: :::/::... :::: >:.,.... ~.. :::: >I'::::::...::Fic~~ei~ebi:~9~: :~~~+\:s-~. :~~S::: : : : : : : : 'S-;- v.,.,:... :::.~ ~1.""".... $~ ~$'.... ~~ 0.: ::".0 ",-....:..... ~... A~...;. ~o :-'"~"":. '-. ~$.... _",... :.:.:.Z :.:.:. :.:.:.:.:.:.:...~ ~....,.... -:t ' \ ft t A ,., ':':T "'...~. "''0(...,... f 't ;e;... '.....N aab -GeIrge bo. ~. - ZTT :.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:. ~:~.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.,~ e. ~9... ~~...::...-C-1'.. '9,.J)"... '.~ ~~ km... Abb. 3: Geologische Übersichtskarte A Gliederung der varistischen Grundgebirgsaufbrüche in Mitteleuropa nach KOSSMAT (1927) B Tektonometamorphe Großeinheiten am \V'Rand der Böhmischen Masse; spät- bis postvaristische Granite nicht dargestellt I. MP/HP-metamorphe Decken MM Münchberger Gneismasse 2. tiefere Decken ZEV Zone von Erbendorf - Vohenstrauß 3. Saxothuringikum ZTT Zone von Tepla- Taus 4. Moldanubikum ZTM Zone von Tirschenreuth-Mähring

15 7 Österreichs. Obwohl dieser Krustenkomplex seit etwa Mitte des vorigen Jahrhunderts im regen Interesse geologischer Forschungen steht (u.a. VONGüMBEL 1868, 1879, KOSSMAT1927, VONGAERTNER 1951, WURM 1925 a,b, SUESS1903, KÖLBL 1927), ist seine Entwicklungsgeschichte bis heute nur teilweise geklärt, die Forschungsprojekte des KTB-Programmes sollen jedoch dazu beitragen. Die Krustenstruktur im engeren und weiteren Lokationsgebiet Oberpfalz (vgl. Abb. 3) ist im wesentlichen durch eine intensive varistische Überschiebungstektonik gekennzeichnet, bei der verschiedene Krustenstockwerke übereinander gestapelt wurden. Hiervon lassen sich im heutigen Oberflächenanschnitt der Böhmischen Masse 3 Krustenabschnitte aufgrund ihrer unterschiedlichen tektonometamorphen Entwicklung klar gegeneinander abgrenzen: - eine saxothuringische Einheit im Norden (ST) - eine moldanubische Einheit im Süden (MO) - ein Deckenkomplex, der nur noch in Resten erhalten ist. Die saxothuringische Einheit der Böhmischen Masse setzt sich vorwiegend aus proterozoisch bis paläozoischen Metasedimenten und Metavulkaniten zusammen, wobei die prägende NP/HT-Metamorphose von N nach S ansteigt und im Übergang zum Moldanubikum die Sillimanit-Muskovit-Zone erreicht (p = ca. 2 kbar; T = ca. 550 C; WAGENER-LOHSE& BLüMEL 1984). Trotz dieser einphasigen metamorphen -und einer polyp hasen tektonischen Prägung sind in dieser Einheit sedimentäre Strukturen noch deutlich erhalten. Der Grenzbereich zwischen saxothuringischer und südlich anschließender moldanubischer Einheit ist im Westen durch eine diaphthoritisch geprägte schmale WSW-ENE streichende Scherzo ne gekennzeichnet, die Zone von Tirschenreuth-Mähring (ZTM), die die Überschiebungszone moldanubischer auf saxothuringische Gesteine repräsentiert. Südlich daran schließt sich die moldanubische Einheit an, die im Gegensatz zum Saxothuringikum polymetamorph geprägt ist. Neben der jüngsten, nach S progressiven NP/HT -Metamorphose (max kbar, C), finden sich noch Relikte zweier älterer, mehr druckbetonter Phasen (BLüMEL in WEBER& VOLLBRECHT1986: 18). Sedimentäre Strukturen fehlen hier weitgehend. Beide oben beschriebenen Großeinheiten wurden im Verlauf der NP/HT-Metamorphose miteinander verschweißt (u.a. WAGENER-LoHSE & BLOMEL 1986), und durch eine gemeinsame Deformationsgeschichte miteinander verknüpft (STEIN 1988). Von dem diese Einheiten überlagernden Deckenstapel sind nur noch kleinere Reste in erosionsgeschützten tektonischen Positionen (Mulden, abgesenkte Blöcke) erhalten. Zu diesen Relikten zählen - die Münchberger Gneismasse (MM) - die Zone von Erbendorf - Vohenstrauß (ZEV) - die Zone von Tepla- Taus (ZTT), aber auch weitere, z.t. kleinere Zonen, Z.B. im Bereich des zentralsächsischen Lineaments (Massive von Frankenberg und Wildenfels) und Polens (Sowie G6ry = Eulengebirge); mit Vorsicht können auch Einheiten des Waldviertels (z.b. Gföhler Deckenkomplex) dazugerechnet werden (BLüMEL 1990). All diesen z.t. lithofaziell ähnlich ausgebildeten Zonen ist eine mitteldruckmetamorphe Prägung gemein (8 kbar, ca. 610 oe), stellenweise finden sich auch Relikte eines älteren Hochdruckstadiums (BLüMEL in WEBER& VOLL- BRECHT1986: 25). Für die geotektonische Interpretation dieser Zonen nimmt v.a. die Münchberger Gneismasse eine Schlüsselstellung ein, da für sie bezüglich Metamorphose und Alter eine inverse Abfolge nachgewiesen wurde, was hier nur durch Deckenbau zu erklären ist (vgl. BEHRet al. 1980, 1982, FRANKE1984). Während Saxothuringikum und Moldanubikum von der NP/HT -Metamorphose, die mit ca Ma datiert ist (HANSENet al. 1989), miteinander verschweißt sind, sind die Deckenkomplexe (z.b. MM) von dieser Phase nur wenig betroffen.

16 8 Zwar weisen z.b. die Gesteine der östlichen ZEV bzw. der südlichen ZTT eine thermische Überprägung auf ( --+ Verjüngung der K/ Ar-Abkühlalter), deren Ursache ist jedoch noch nicht eindeutig geklärt, liegt vermutlich aber in den nahen Granitintrusionen begründet. KLEEMANNet al. (1989) diskutieren weiterhin auch eine Zuordnung der südöstlichen ZEV zu moldanubischen Serien. Nach diesem Kenntnisstand müßte die Deckenüberschiebung nach bzw. mit der NP/HT-Metamorphose stattgefunden haben. Einen weiteren, regional schwankenden, doch insgesamt großen Anteil am Grundgebirge der Böhmischen Masse haben Granitolutone, die spät- bis postkinematisch in alle vorab beschriebenen Einheiten intrudierten. Sie liegen heute zum großen Teil im Erosionsniveau, können jedoch auch schon vollständig abgetragen sein; so lassen sich z.b. die Sillgranite der ZTM als Aufstiegsbahnen eines bereits erodierten Intrusionskörpers deuten (WEBER& VOLLBRECHT1986: 22). Im Westen wird die Böhmische Masse durch die Fränkische Linie bzw. den Donaurandbruch begrenzt, einem NW/SE-streichenden Störungssystem mit Sprunghöhen bis zu ca m (SCHRÖDER1965 a). Jenseits dieser Störungen setzt sich das varistische Basement in vermutlich vergleichbarer Struktur unter der Deckgebirgsauflage der Süddeutschen Scholle nach Westen fort, die Grenze Saxothuringikum/Moldanubikum wird über Nürnberg bis zum N-Ende des Schwarzwaldes gezogen (KLARE& SCHRöDER1986). Aufschluß hierüber geben geophysikalische Untersuchungen und zahlreiche Bohrungen, die hauptsächlich Gneise und Granite, aber auch paläozoische Serien erbohrten (u.a. BREYER 1956) Geochronologie Um die in den Abtragungsprodukten eines orogenen Krustenkomplexes ermittelten Altersdaten interpretieren zu können, sind möglichst umfassende geochronologische Kenntnisse der reliktisch erhaltenen, potentiellen Liefergebiete, in diesem Falle also v.a. der heutigen Böhmischen Masse von entscheidender Bedeutung. Hierbei ist zu beachten, daß im Detritus eventuell auch thermische Ereignisse datiert werden, die im heutigen Krustenstockwerk nicht mehr oder nur reliktisch überliefert sind, weil die entsprechend geprägten Einheiten entweder später abermals überprägt wurden, oder aber bereits vollständig abgetragen sind. So ist z.b. bis heute nicht geklärt, welche Einheiten ehemals den spät- bis posttektonischen Graniten auflagerten, ob es sich dabei evtl. um eine weitere, ältere, hochdruck metamorphe Decke handelte. In der Böhmischen Masse gehen erste geochronologische Untersuchungen auf bundesdeutschem Gebiet auf DAVIS & SCHREYER(1962) und FISCHERet al. (1968), auf der tschechoslowakischen und polnischen Seite auf SMEJKAL& SATTRAN(1961), VEJNAR (1962) und SMEJKAL(1964, 1965) zurück. Für das Gebiet der ehemaligen DDR stammen frühe Arbeiten von VINOGRADOVet al. (1959, 1962), während aus dem österreichischen Teil JÄGER et al. (1965) die ersten radiometrischen Altersdaten publizierten. Für vorliegende Arbeit sind in erster Linie die K/Ar-Abkühlalter aus dem heute aufgeschlossenen Krustenstockwerk der Böhmischen Masse relevant, neben Ar/Ar-Altern bzw. Rb/Sr-Mineralaltern, mit denen z.t. eine Abkühlung auf ähnliche Temperaturen datiert wird (vgi. Kap. III.l). In Abb. 4 sind diese Daten für die gesamte Böhmische Masse zusammengestellt, falls nötig wurden die Originaldaten anhand der von STEIGER& JAGER (1977) vorgeschlagenen Zerfallskonstanten neu berechnet. Hierbei ist jedoch zu betonen, daß die Daten aus den nördlichen bzw. östlichen Teilgebieten in den Originalarbeiten kaum kritisch diskutiert werden und deshalb nur mit Vorsicht zur Interpretation herangezogen werden dürfen. So geben z.b. DEPCIUCHet al. (1980) für die Sowie Gory umgerechnet K/ Ar-Alter (an Muskoviten und Biotiten) von Ma an, wohingegen VANBREEMENet ai. (1988) in den gleichen Serien Rb/Sr-Mineralabkühlalter (ebenfalls an Muskoviten und Biotiten) von Ma bestimmten. Gemäß den Schließungstemperaturen der jeweiligen Isotopensysteme (vgl. Kap ) widersprechen sich diese Datierungen, und aufgrund

17 M,B B H Legende: o U D Devon & KarbOn, nicht metamorph prä. Devon (Inel Präkambnum) der Saxothunng. Zone, (l.t. metamorph) Paläozoikum des BarranCllums cadomlsche & paläozoische Ge. steine. varlstlsch metamorph überprägt (Tepla. ZEV. zn. MM u,a.l H M H,M B 50km M,B Rb/Sr ~ ITIIIIJ] ~ L...,J Gföhler Elnhelt des Moldanublkums s. sir. Drosendort Einheit des Moldanublkums s. SIr. metamorphe Gesteine der Inne. ren BereIche des Rhenoherzynl' kums und Moravlkums. Sachs Granul!tgeb cadomlsches Basement der Moravc,Slleslschen Zone spät. bis posnektonische GranIte {!KTB-Lokation Abkühlung nach: 320 H M B H M,B B H M,B Ar/Ar metamorphem Ereignis magmatischem Ereignis Datierungen an: H Hornblenden M Muskoviten B Biotiten Abb.4: Schematische Zusammenstellung der K/ Ar-Mineralabkühlalter für die Gesamtheit der Böhmischen Masse (nach HARRE et al. 1967, DEPClUCH 1971, 1972, DEPCIUCH & LIs 1971, 1972, HAAKE 1972, HAAKE et al. 1973, PILOT 1973, BERNARD& KLOMINSKY1975, DUDEK & MELKOVA 1975, HOFMANN et al. 1979, BOROWSKAet al. 1980, SCHARBERT& BATIK1980, WENDTet al. 1986, 1988, SoKOLOVAet al. 1987, HANSEN et al. 1989, KREUZERet al. 1989, in press, DALLMEYER et al. 1990, GOROKHOVet al. 1990; Kartengrundlage aus FRANKE1989).

18 10 dieser Diskrepanz blieben auch weitere kaledonische Abkühlalter aus dem NE-Teil der Böhmischen Masse bei der Kompilation unberücksichtigt, sie erschienen nicht zuverlässig. Für Muskovite, die in vorliegender Arbeit vorwiegend datiert wurden, lassen sich bzgl. der tektonometamorphen Einheiten verschiedene K/ Ar-Abkühl-Altersgruppen ausgliedern: Ma: Abkühlalter der Granodiorite der Lausitz, des E'Erzgebirges und auch des Brünner Plutons Ma: Abkühlalter der mitteldruckmetamorphen Einheiten der Deckenreste (MM, ZEV, ZTT, Sowie G6ry), aber auch der Hochdruck-Relikte (Eklogite) in der MM (KREUZER et al. 1989); im Vergleich mit MM und Sowie G6ry, wo sowohl Muskovit- als auch Hornblende-Alter vorliegen, kann dieser Zeitraum auch für die Abkühlung von ZEV und ZTT angegeben werden, für die nur Hornblende-Alter bekannt sind. Letztere Deckenreste weisen darüberhinaus beide einen Teilbereich auf, in dem eine Verjüngung der Hornblenden auf Ma zu beobachten ist (vgl. auch Kap ) Ma: einheitliche Abkühlalter aus den niederdruckmetamorphen Einheiten des Saxothuringikums (ind. Lugikum) und Moldanubikums Ma, Ma, Ma: in diese 3 Altersgruppen lassen sich die syn- bis postvaristischen Granite einteilen; an hand der K/ Ar-Abkühlalter lassen sich diese Intrusiva nur schwer von den NP- Serien unterscheiden Deckgebirge der östlichen Süddeutschen Scholle Das oben beschriebene Grundgebirge der heutigen Böhmischen Masse stößt im Südwesten vorwiegend an Verwerfungen an das Deckgebirge der Süddeutschen Scholle, deren nordöstlicher Teil für die im Rahmen der vorliegenden Arbeit durchgeführten Untersuchungen beprobt wurde. Dieses Gebiet ist schon seit Mitte des 19. Jahrhunderts Gegenstand v.a. sedimentgeologischer und stratigraphischer Untersuchungen. Neben allgemeinen Arbeiten von VONGüMBEL (1866, 1891) entstanden Anfang dieses Jahrhunderts auch ausführlichere Abhandlungen z.b. über das Rotliegende (LEHNER 1920, DETERRA 1925, VONKOENIGS- WALD 1929), über den Buntsandstein (u.a. DORN 1931, HEIM 1933, KAUTZSCH1933), den Muschelkalk (u.a. GEVERS 1926) und den Keuper (u.a. THüRACH1888, 1901, KNETSCH1929). Zu dieser Zeit wurden auch bereits die ersten Bohrungen durch das Deckgebirge abgeteuft (Übersichten z.b. bei BREYER 1956, TRUSHEIM1964) Stratigraphie und Lithologie Im Gegensatz zum benachbarten Grundgebirge hat das Deckgebirge weder eine stärkere metamorphe Überprägung erfahren (vgl. auch Kap. VA) noch ist es gefaltet, die Schichten sind lediglich durch intensive saxonische Schollentektonik verstellt, z.t. auch leicht verbogen. Stratigraphisch erfassen diese postvaristischen Deckgebirgssedimente - abgesehen von quartären Ablagerungen - Schichtfolgen vom Oberkarbon bis zum Jungtertiär, unterbrochen durch zwei große Schichtlücken, wovon eine den Zeitraum der Unterkreide, eine weitere das ältere Tertiär umfaßt. Die Gesamtmächtigkeit dieses Sedimentstapels beträgt im Norden bis etwa 3000 m, im Süden bis ca m (SCHRÖDER1987). Paläogeographisch stellte dieser Teil der Süddeutschen Scholle seit dem Permo-Karbon meist einen mehr oder minder rand nahen Sedimentationsraum dar, in dem überwiegend klastisches Material abgelagert wurde. Mit zunehmender Entfernung zum Beckenrand geht diese rand nahe Sandfazies häufig in eine tonige bzw. karbonatische Beckenfazies über. Die Lithologie der einzelnen Formationen ist in Abb. 5 zusammengefaßt.

19 11 Doggersandstein: Fsp-arme, mature Sandsteine mit eingeschalteten Tonen und Eisenoolith-Horizonten Opalinuston: graue Tonmergelschiefer mit Toneisensteingeoden Sedimentst10nsalter nach ODtN (1982) 95~,. o ä:~ wiij "'a: o" im N: limnisch-fluviatiles Turon, nach S zunehmender mariner Einfluß Sandsteine, z.t. mit Eisenerz-führenden Schichten örtliche grobklastische Schüttungen mit Konglomeraten, Oz-Fsp-Kaolin-Sandsteinen, Tonen SChichtlücke: UNTER.KREIDE Kalksteine, Mergelsteine, z.t. dolomitisiert; faunen reich Nebeneinander von Massenfazies (Algen-Schwamm-Riffkalke) und gut gliederbarer, fossi/reicher karbonatischer Schichtfazies 150 a: w Cl g l/l Cl: :J graue Schiefertone und Mergelschiefer, mit Toneisenstein- und Phosphoritknollen; an der Basis und im SE (Randfazies) Fein- bis Grobsandsteine 500 Abgrenzung RhärJILias v.a. bei sandiger Fazies im SE schwierig - Rhätolias a: w l1. ::> W " ~: marine Ton-Sandschiefer (im N) bis zu nicht marinen Sandsteinen (im S) kmf: Tone bis Mergel, nach S versandend bis hin zu Sandsteinen kms: (Bau-)Sandsteine, z.t. fossilführend (kmc, kmbi); geröllführende Arkosen, z.t. auch kaolinisiert (kmb), auch Gipslagen und Tone (kmb), dalomitische Arkosen (kmb) ~: Fein- bis Grobsandsteine (kms, kmbe), z.t. in Rinnenfazies (kms); Tone, Gipslagen (kmm), Schiefertone, z.t. fossilführende Steinmergelbänke (kme, kml) ~: Tone mit eingeschalteten Sandsteinbänken (im N) bis hin zu z.t. geröllführenden Sandsteinen (ims) generell: nach SE rasch fortschreitende Versandung marine Ausbildung im NW: fossilführende Kalk- und Dolomitbänke, z.t. Gips-führend randnahe bis kontinentale sandige Fazies im SE (ab Bayreuth bzw. Eschenbach): Sandsteine, z.t. mit artenarmer Fauna; Limonitbänke z iij ~ Z ~ z ::> '" Schiefertone bis konglomeratische Sandsteine; im sm auch Grobgeröll-fOhrende Konglomerate und Qz-Fsp-Kaolin-Sandsteine; z.t. Karneol Kornvergröberung von N nach S Abgrenzung Perm/lTrias z. T. nicht möglich - Permo- Trias 1500 z o '"a: Cl: ~ a: W l1. mariner Zechstein fehlt, vorhandene terrestrische Äquivalente werden dem Rotliegend zugeordnet Konglomerate, Fanglomerate, Wechsel von Arkosesandsteinen mit sandigen Schiefertonen. z.t. Karbonat. und Gipseinschaltungen zuweilen, v.a. in tieferen Teilen Kohle- und Brandschieferflöze mit Florenresten unregelmäßige Einschaltungen von sauren bis intermediären Vulkaniten und Tuffen Konglomerate: buntes Geröllspektrum I geringe Transportbeanspruchung Sandsteine: unausgereiftes Mineralspektrum - bei kurzen Lieferdistanzen 290 Abgrenzung von permischen gegen karbone Sedimente zumeist nicht möglich - Zusammenfassung der Schichten zum sog. Permo-Karbon [Ma) [mi GRUNDGEBIRGE Abb. 5: Schematische Stratigraphie und Lithologie der Deckgebirgssedimente im E'Teil der Süddeutschen Scholle, am Beispiel eines Vertikalprofils bei Pegnitz (nach GEOLOGISCHESLANDESAMTBAYERN 1981: Tafel I; Lithologie zusammengestellt nach SCHRöDER1970, 1975; Abkürzungen s, S, IV).

20 12 II.2.2 Paläogeographie des ostbayerischen Raumes Permo-Karbon Während und nach dem letzten Kollisionsstadium der varistischen Orogenese, das von ausgedehnten Granitintrusionen begleitet war, bildete sich durch differenzierte Hebung und Absenkung im späten Ober-Karbon ein vorwiegend SW-NE gerichteter Strukturplan von Schwellen und Trögen, der noch bis in den Jura Fazies- und Mächtigkeitsverteilung der Deckgebirgssedimentation steuerte (SCHRÖDER 1969). Diese intramontanen Tröge nehmen v.a. im Rotliegend die mächtigen Abtragungsprodukte des jungen Orogens auf, die bei der intensiven, immer wieder neu belebten Hebung und damit verbundenen Erosion dieses Orogens anfallen, aber auch die Produkte des postorogenen sauren bis intermediären Vulkanismus kamen hier zur Ablagerung. Mit Beruhigung der Krustenkinematik und damit einhergehender Reliefeinebnung verfüllen sich diese perrnokarbonischen Tröge gegen Ende des Rotliegend, und im Zechstein konnte durch leichte Kippung der Süddeutschen Festlandscholle nach Norden von dort das Meer südwärts bis etwa zur Linie Stuttgart - Bayreuth (EMMERT 1978) vordringen (vgl. auch Abb. 6), südlich davon belegen z.t. Karneol-Krusten eine aride Festlandsperiode. Trias Die im Zechstein begonnene Ausbildung eines einheitlichen, mitteleuropäischen Sedimentationsbeckens, des Germanischen Beckens, setzte sich in der Trias fort, indem sich während des Buntsandsteins der Sedimentationsraum weiter nach Sausdehnte. Ein varistisch geprägter, kristalliner Rücken, die vieldiskutierte sog. "Vindelizische Schwelle" (vgl. DORN 1958) trennte das nördliche epikontinentale Becken von einem südlichen, marinen Sedimentationsbecken, der Tethys. Während im Buntsandstein das Ablagerungsmilieu vorwiegend fluviatil und limnisch geprägt war, schiebt sich im Muschelkalk ein flaches Binnenmeer vor, das lediglich über die Rhöne-Depression (Burgundische Pforte) mit der Tethys in Verbindung stand. Außer der sandig ausgebildeten Randfazies gingen aus dieser Zeit überwiegend Karbonate hervor. Im Keuper schritt die schon zu Ende des Muschelkalks begonnene Verlandung weiter fort (vgl. u.a. HAUNSCHILD 1989), bis hin zu einem seichten Binnenmeer oszillierenden Charakters, dieser differenzierte Ablagerungsraum erweiterte sich dennoch weiterhin nach Süden. Bedingt durch den (örtlich wie zeitlich) mehrmaligen Milieuwechsel, teils marin, teils brackisch bis fluviatil-terrestrisch, spiegelt sich in den Keuper-Sedimenten ein reger, sowohl lateraler als auch vertikaler Fazieswechsel wider. Auch die Herkunft der Sedimente wechselt innerhalb dieser Zeit: So wird z.b. die Sedimentation des Gipskeupers durch eine mächtige Sandschüttung, den Schilfsandstein unterbrochen, dessen Schüttungsrichtung für weite Teile südwärts gerichtet ist (WURSTER 1964). Sein Bildungsmilieu wird jedoch kontrovers diskutiert, WURSTER(1964) rekonstruierte ein großes Deltasystem (revidiert durch DITTRICH 1989), EMMERT(1965) hingegen Strömungskörper in einem seichten Meer. Im Sandsteinkeuper hingegen werden vorwiegend festländische und fluviatile Sande und Tone von einem Liefergebiet im Süden (Vindelizisches Land) dem Becken zugeführt (STAHL1971). In Hinsicht auf vorliegende Arbeit muß betont werden, daß aus den Isopachenverläufen der Deckgebirgsauflage geschlossen werden kann, daß auch ein mitunter großer Teil des heutigen Basements der Böhmischen Masse zur Zeit der Trias unter Sedimentbedeckung lag (vgl. Abb. 6; STEINLEIN 1938, 1953, SCHNITZER1961, SCHRÖDER1964, 1969, 1976), die sich im darauffolgenden Jura noch weiter ausbreitete und im Malm ihren Höhepunkt erreichte (SCHRÖDER1962, 1969). Jura: Zu Anfang des Jura schreitet die sukzessive Überflutung der Vindelizischen Schwelle mit einem erneuten Meeresvorstoß aus Nordwesten fort, die Küste war durch fingerartig vorgreifende Meeresbuchten (z.b. Regensburger Bucht) gegliedert, bis im oberen Dogger die Regensburger Meeresstraße durchbrach und das Vindelizische Land im SW vom Böhmischen Land im NE trennte (LEMCKE1973; s. Abb. 6). Nach der anfänglichen Stillwassersedimentation im Lias setzte im Dogger die häufig Fe-Erz-führende Fazies des Eisensandsteins ein, dessen Herkunft noch nicht geklärt ist (s. SCHRÖDER1962, MEYER& SCHMIDT-KALER 1981).

21 13 E3 heutiger Grund- ~- gebirgs aufbruch 50 ~m c.\<.en ~e ~~-=======m= -t/. -- s(' --yi N--,. ----_. -,. ~,. /~,. /( o Nürrberg ~'. ~~...~~~.' -,(;P '':J~~ : llw ~...,, ". t RIES I,,' "J"' ' :.. Abb.6: Rekonstruierte Beckenränder von Zechstein bis Dogger (nach GEOLOGISCHES LANDESAMTBAYERN 1981, ergänzt nach SCHRöDER1969;) Im Malm wurde die verbliebene Vindelizische Insel schließlich vollkommen überflutet und somit das flachere nördliche Schelfmeer direkt mit der tieferen Tethys verbunden. Dabei förderte deren kalkreiches Tiefenwasser bei zunehmender Erwärmung auf dem fränkischen Schelf die reichliche Kalk- und Mergelbildung. Die Kalksedimentation reichte bis weit auf die heutige Böhmische Masse, nur ein kleiner Teil von ihr blieb als Böhmische Insel weiterhin als Festlandsareal erhalten (vgl. auch paläogeographische Karten nach ZIEGLER 1982). Nach dieser seit der Trias ständig zunehmenden Eindeckung dürfte die Böhmische Masse nach einer Regression im Kimmeridge wieder als Detritus-Lieferant in Frage kommen (HESSE 1968). Kreide: Mit der im hohen Jura einsetzenden saxonischen Bruchtektonik am Westrand der Böhmischen Masse (s. hierzu SCHRöDER1976), im Zuge derer die spätpaläozoisch angelegten Strukturelemente wie z.b. die Fränkische Linie erneut reaktiviert wurden, begann in der Unter-Kreide eine ausgedehnte Festlandsperiode mit intensiver Abtragung, während der die heutige Grundgebirgsscholle wieder freigelegt, und die fränkische Malmtafel tiefgründig verkarstet wurde. Auf diese Landoberfläche transgredierte im Cenoman das Meer aus südlicher Richtung und reichte in einer engen Bucht bis etwa an den Nordrand der Fränkischen Alb (s. TILLMANN1964). Die hier abgelagerten Klastika stammen fast ausschließlich aus dem östlich bzw. nordöstlich gelegenen Hochgebiet (TILLMANN1964, SCHRöDER1969) und erreichen im Süden Mächtigkeiten bis zu 1000 m (SCHRÖDER1976). Tertiär: Gegen Ende der Kreide begann abermals eine Periode festländischer Abtragung. Im Süden bildete sich allmählich das Molassebecken, das die Abtragungsprodukte des alpinen Orogens aufnahm.

22 14 Aufgrund intensiver Krustenbewegungen entwickelte sich im Jungtertiär ein ausgeprägter Basaltvulkanismus als westlicher Ausläufer der nordböhmischen Vulkanzone und des Eger-Grabens (OTT 1981), wovon im Bereich des Deckgebirges der Oberpfalz jedoch nur mehr die herauspräparierten Förderschlote existieren. III DIE RELEVANZ VON K/AR-ALTERSBESTIMMUNGEN FÜR PALÄOGEOGRAPHISCHE REKONSTRUKTIONEN Die in der vorliegenden Arbeit angewandte K/ Ar- Methode zur Altersbestimmung findet ihre häufigste und gebräuchlichste Anwendung in der Datierung metamorpher und magmatischer Ereignisse bzw. deren Abkühlung. Die Datierung von sedimentären Prozessen ist hingegen mit einigen Schwierigkeiten verbunden, so kann Z.B. ein Sedimentationsalter lediglich an glaukonitischen Mineralen bestimmt werden (OorN 1982: ). Dennoch kann die K/ Ar- Datierung von bestimmten Sedimentkomponenten ein wichtiges Hilfsmittel zur Aufklärung sowohl prä- als auch postsedimentärer Vorgänge sein, umgesetzt wurde dieser methodische Ansatz bisher jedoch nur selten. Zwar beschäftigten sich schon frühe Arbeiten u.a. von KRYLOV & SILIN (1959), VISTELIUS(1959, 1964), KRYLOV(1961), VISTELIUS& KRYLOV(1961), HURLEYet ai. (1963), FITCH et ai. (1966), ABOEL-MoNEM & KULP (1968) mit der paläogeographischen Signifikanz dieser Methode, die Relevanz der Datierung detritischer Minerale in klastischen Sedimenten für die Rekonstruktion thermo metamorpher Ereignisse in den Liefergebieten wurde jedoch bis heute nicht in ihrer Tragweite erkannt; die Möglichkeit, aus der Datierung von Feinfraktionen «2 jlm) von Sedimenten Informationen über die postsedimentäre thermische Geschichte zu erhalten, fand hingegen schon häufig Anwendung. HORSTMANNet ai. (1990) machten den ersten Versuch, anhand von Datierungen an detritischen Muskoviten der Nama Group (Namibia), Aussagen über die Entwicklung des Liefergebietes zu machen, und konnten thermo metamorphe Ereignisse nachweisen, die im heute anstehenden Grundgebirge, dem Damara Orogen, nicht mehr erkennbar sind, da sie dort durch spätere metamorphe Ereignisse überprägt, und damit ausgelöscht sind. Ähnliche Rekonstruktionen anhand radio metrischer Detritus-Untersuchungen existieren Z.B. von WAGNERet al. (1979) über die Abkühlungs- bzw. Hebungsgeschichte des Bergell-Massivs in den Alpen (Spaltspuren-, K/Arund Rb/Sr-Datierungen) bzw. von RENNE et al. (1990), die mit Hilfe von 4oAr;39Ar-Einzelkornuntersuchungen einen Beitrag zur tektonischen und thermischen Entwicklung in den Liefergebieten der Montgomery Creek Formation/California leisten konnten. II I. 1 Ansätze zur Interpretation von Isotopen-Daten an Glimmer-Mineralen Bei der Datierung bestimmter Sedimentfraktionen muß man sich - ebenso wie bei Datierungen im Grundgebirge - fragen, welchen Zeitpunkt, d.h. welches Entwicklungsstadium eines Minerals überhaupt datiert wird. Durch unterschiedliches Verhalten der verschiedenen Isotopensysteme (z.b. K/ Ar und Rb/Sr) resultieren aus den entsprechenden Datierungsmethoden voneinander abweichende Alter. So fanden z.b. PUROY & JÄGER (1976) an amphibolitfaziellen Gesteinen des Lepontins (Alpen) folgende Alterssequenz für Glimmerminerale: Rb/Sr Muskovit> K/ Ar Muskovit> K/ Ar Biotit = Rb/Sr Biotit Durch solche Abfolgen und Vergleiche von Biotit- und Muskovitaltern in von Regionalmetamorphosen unterschiedlicher Intensität geprägten Gebieten wurde das Konzept der Schließungstemperaturen und Abkühlalter im wesentlichen von ARMSTRONGet ai. (1966), läger et ai. (1967), JÄGER (1973), PUROY & JÄGER (1976), WAGNERet ai. (1977) u.a. an Glimmern der Zentralalpen entwickelt. Dieses Konzept besagt, daß jedes Mineral unterhalb einer bestimmten Temperatur, der sog. Schließungstemperatur, sein Kristallgitter für die Diffusion

23 15 spezieller Isotopensysteme "schließt", d.h. daß alle Mutter- und Tochterisotope im Mineral akkumuliert werden (vgl. auch DOOSON 1973, 1979). Dabei kann diese Schließungstemperatur weit unterhalb der Kristallisationstemperatur liegen. Aus den schon erwähnten Untersuchungen geben PUROY& JÄGER (1976) unter der Annahme, daß sich ein Isotopensystem im Verlauf einer Aufheizung bei der gleichen Temperatur öffnet, bei der es sich während einer Abkühlung schließt, für Glimmerminerale folgende Schließungstemperaturen an (s. auch JÄGER 1973, 1979): Methode Mineral Schließ un gstemperatur Rb/Sr Muskovit 500 :!: 50.C K/Ar Muskovit 350 :!: 50.C Rb/Sr Biotit 300 :!: 50.C K/Ar Biotit 300 :!: 50.C Für Hornblenden liegt diese Temperatur bzgl. des K/Ar-Systems etwa um 500.C (vgl. GERLING et al. 1965, HARRISON& McDOUGALL1980). Nach diesem Konzept, werden alle radiometrischen Mineraldatierungen aus einem hinreichend stark regionalmetamorph überprägten Gebiet als sog. Abkühlalter interpretiert, d.h. also als Zeitpunkt der Unterschreitung der Schließungs temperatur. Im Gegensatz hierzu stehen die Auffassungen anderer Autoren (STEIGER1964, 1983; DEUTSCH& STEIGER 1983), die annehmen, daß diese Mineralalter nicht abkühlungsbedingt sind, sondern direkt den Zeitpunkt der Kristallisation bzw. Rekristallisation datieren und somit Mineralbildungsalter repräsentieren. Im Hinblick auf die Ergebnisse der vorliegenden Arbeit bleibt jedoch festzuhalten, daß mit der Datierung der detritischen Hellglimmer aus den Deckgebirgssedimenten der Süddeutschen Scholle in jedem Falle ein thermisches Ereignis - metamorpher oder magmatischer Art - im Liefergebiet erfaßt wird, wobei weniger entscheidend ist, ob mit der jeweiligen Altersbestimmung ein Bildungsalter, d.h. der aufsteigende Ast, oder ein Abkühlalter, d.h. der absteigende Ast, datiert wurde. Ausschlaggebend ist lediglich, daß bei einem Vergleich mit radiometrischen Daten aus dem Grundgebirge der gleiche Interpretationsansatz zugrunde gelegt wird. Hierbei ist zu betonen, daß dort alle konventionellen K/ Ar-Daten als Abkühlalter interpretiert werden, schließlich überstiegen die Metamorphose- Temperaturen (vgl. Kap ) die Schließungstemperatur von Muskovit entscheidend. III.2 Datierung detritischer Minerale Zugrundeliegendes Prinzip bei der Datierung detritischer Minerale.ist, daß bestimmte Minerale ihr im Liefergebiet erworbenes radiometrisches Alter trotz z.t. weiter Transportwege, verschiedener Verwitterungseinflüsse und Diageneseprozesse bis heute unverfälscht konserviert haben, und somit das Alter eines bereits erodierten orogenen Stockwerkes widerspiegeln. Für solche Untersuchungen eignen sich jedoch nicht alle im Grundgebirge mit der K/ Ar-Methode datierbaren Minerale (v.a. Hellglimmer, Biotit, Hornblenden, Kalifeldspat), da bei den meisten das K/ Ar-Isotopensystem während bzw. nach der Umlagerung gestört wird, und sie deshalb häufig verjüngte Alter liefern. So werden z.b. Kalifeldspat und Hornblenden meist schon durch den Transport weitgehend zerstört, aber auch Biotite zeigen nach den Untersuchungen von u.a. CLAUER(1981), CLAUERet al. (1982) erhebliche Ar-, aber auch K-Verluste. Eine Zusammenstellung über die Diskussion um die Verwitterung von Biotiten findet sich bei MITCHELL& TAKA (1984), die nach zahlreichen Literaturdaten ein K/ Ar- Verlustdiagramm für Glimmerminerale aufstellten, mit dessen Hilfe sie auf Liefergebietsalter zurück rechnen. Die einzigen Minerale, deren K/ Ar-Isotopensystem auch durch mechanische oder chemische Vorgänge nicht bzw. kaum gestört wird, sind die Hellglimmer (s: FITCH et al. 1966, WILSON 1975, CLAUER 1981), bei denen sich eventuelle Verwitterungserscheinungen meist auf die Randbereiche beschränken, die sich durch saubere Präparation leicht entfernen lassen (s. Kap. IV. 1.1).

24 16 Dem o.g. K/ Ar- Verlustdiagramm von MITCHELL& TAKA (1984) ist außerdem zu entnehmen, daß im Verlauf der Verwitterung ein K- bzw. Ar-Verlust bis zu 20 % kaum Einfluß auf das Alter detritischer Glimmer ausübt, was auch CLAUER(1981) zumindest für Muskovite bestätigen konnte. Grundvorraussetzung, diese im Sediment konservierten K/ Ar-Alter auch als aus dem Grundgebirge "mitgebrachte" Alter interpretieren zu können, ist dabei aber nicht nur die O.g. Resistenz, es muß vielmehr auch eine postsedimentäre thermometamorphe Überprägung auszuschließen sein, die zu einer Öffnung des K/ Ar- Isotopensystems führen könnte. Der Grad einer eventuellen, schwachmetamorphen (anchizonalen) Metamorphose kann jedoch mit Hilfe der sog. Illitkristallinität (nach KüBLER 1967; vgl. auch Kap. III.3 bzw. IV.3.1) an Feinfraktionen «2 Jlm) bestimmt werden. III.3 Datierung von Feinfraktionen Um die Relevanz der an detritischen Mineralen gewonnenen K/ Ar-Daten bezüglich ihres Liefergebietes zu gewährleisten, muß - wie schon oben erwähnt - der Grad postsedimentärer thermischer Ereignisse abschätzbar sein. Um eine Störung des K/Ar-Isotopensystems der detritischen Muskovite gänzlich ausschließen zu können, sollte eine postsedimentäre Überprägung das Stadium der Diagenese nicht überschritten haben. Solche diagenetischen bzw. schwachmetamorphen Einflüsse lassen sich in Sedimentgesteinen v.a. in der Tonfraktion nachweisen, wo meist Mineralneubildungen (z.b. Illite) gegenüber detritischem Altbestand angereichert sind (s. hierzu u.a. DUNOYERDE SEGONZAC1970). Mit steigender Temperatur während Diagenese bzw. schwacher Metamorphose steigt auch der Ordnungsgrad, d.h. die Kristallinität dieser im Sediment neugebildeten I1lite (Polytyp IMd) bis hin zu ihrer Umwandlung in Glimmer vom Polytyp 2M (MAXWELL& HOWER 1967; vgl. hierzu auch Abb. 9). Eine Messung des Kristallinitätsgrades der illitischen bzw. glimmerartigen Komponente in der Tonfraktion klastischer Sedimente (sog. "Illitkristallinität") erlaubt folglich eine Abschätzung der thermischen Überprägung. Ist die Tonfraktion jedoch stark durch detritische Glimmer beeinflußt, die bei ihrer Genese im kristallinen Liefergebiet einen hohen Ordnungsgrad erworben haben (Poly typ 2M, 3T), so wird man dadurch zwar eine "gute" Illitkristallinität messen, die in diesem Fall aber nicht durch ein postsedimentäres Ereignis erklärt werden darf. Die Entscheidung, wie ein solcher Kristallinitätswert zu interpretieren ist, kann anhand eines Vergleiches mit K/ Ar-Altersdaten aus denselben Feinfraktionen und dem Sedimentationsalter getroffen werden (s. Kap. VA) Dadurch wird deutlich, daß die Datierung der Tonfraktion nicht unbedingt die diagenetische bzw. schwachmetamorphe Überprägung erfaßt, nach HUNZIKERet al. (1986) sind diese Daten erst ab Erreichen der Grenze Anchi-/Epizone geologisch interpretierbar. REUTER (1985) räumt jedoch ein, daß in Unterfraktionen «0.63 Jlm oder kleiner) der Einfluß detritischen Materials meist vernachlässigt werden kann und ein Überprägungsalter zumindest annähernd bestimmt werden kann. Die für die vorliegende Arbeit bestimmten K/ Ar-Alter an Tonfraktionen galten nicht in erster Linie der zeitlichen Erfassung einer eventuellen postsedimentären Überprägung, sondern waren vielmehr für die Bestimmung des Überprägungsgrades, also in Kombination mit Illitkristallinitäten von entscheidender Bedeutung (s. Kap. VA). IV METHODIK Der Schwerpunkt vorliegender Arbeit liegt im Bereich isotopengeologischer Analysen, ergänzend dazu wurden röntgendiffraktometrische und mikroskopische Untersuchungen durchgeführt, die z.t. im Vorfeld der massenspektrometrischen Altersbestimmungen notwendig waren oder bei deren Interpretationen helfen sollten.

25 17 IV.! Probenaufbereitung Da die Aufbereitung der Proben sehr zeitaufwendig war, wird sie im folgenden ausführlich beschrieben. Alle Proben wurden zunächst gereinigt (Entfernen von Verwitterungskrusten und Pflanzenresten) und vorzerkleinert, zur Dokumentation und Dünnschliff-Präparation wurde jeweils ein Handstück zurückbehalten. Daran schlossen sich für die unterschiedlichen Untersuchungen verschiedene, z.t. sehr zeitintensive Aufbereitungsgänge an (vgl. Abb. 7). Dabei richtete sich die Probenmenge nach dem Anteil an Hell- bzw. Dunkelglimmern und lag etwa zwischen 4 und 10 kg, bei Bohrgut und Proben, die lediglich für eine Analyse der Feinfraktionen vorgesehen waren, auch darunter. IV.I.I Anreicherung detritischer Hellglimmer Hierbei galt es, mindestens 110 mg reinster, analysenfertiger Glimmer anzureichern, wobei der Vorzug den gröberen Korngrößen gegeben wurde, da diese vergleichsweise weniger den Verwitterungskräften ausgesetzt waren als kleinere Körner. Der Schwerpunkt lag auf der Gewinnung von Hellglimmer-Präparaten, Biotite wurden nur in wenigen Fällen untersucht (s. dazu Kap. V.l.l). Zur Lockerung des Kornverbandes wurde der überwiegende Teil der Proben in jeweils zwei Durchgängen in einem STURTEvANT-Backenbrecher gebrochen, wobei die meist gering verfestigten, gröberklastischen Gesteine (Sand-, Siltsteine) zum Großteil in Einzelkörner zerfielen. Lediglich kristalline Gesteine wurden anschließend noch ca sec in einer SIEBTECHNIK-Scheibenschwingmühle gemahlen. Bei einigen milden Tonsteinen wurde der Kornverband nicht mechanisch, sondern durch Behandlung mit Wasserstoffperoxid (H %ig) gelöst. Hiernach wurde das Probenmaterial einer überwiegend trocken (Ausnahme: mit H behandelte Proben) durchgeführten Korngrößenfraktionierung unterzogen, die jedoch keinen Anspruch an eine quantitative Analyse hatte, sondern lediglich eine für den darauffolgenden Arbeitsgang ("Mica-Jet") unerläßliche Einengung des Korngrößenbereiches verfolgte. Meistens war hierbei auch schon eine Anreicherung der Glimmer in einer der Fraktionen zu beobachten. Bei dieser Siebung richteten sich die benutzten Sieb-Maschenweiten nach der Größe der anzureichernden Glimmer, die Erfahrungswerte liegen bei 1000 IJm (Abtrennung von Gesteinsbruchstücken), 630 IJm und 315 IJm. Als feinstes Sieb wurde darüberhinaus noch ein 63 IJm-Sieb hinzugezogen, sodaß gleichzeitig die Fraktion < 63 J.lm abgetrennt wurde, die dann zur Herstellung von Feinfraktionen zur Verfügung stand. Die nach dieser Bearbeitung makroskopisch glimmerreichste Fraktion wurde anschließend einer Anreicherungsmethode unterzogen, bei der sich das Material im Wasseraufstrom nach dem Auftriebsverhalten, d.h. nach Kornform bzw. Korngröße trennt. In diesem sog. "Mica-Jet" (nähere Beschreibung s. HORSTMANN1987) schwimmen v.a. plättchenförmige (aber auch kleinere) Partikel auf, werden abgeführt, abermals über geeignet gewählte Siebe (630 IJm, 500 IJm, 315 IJm, 250 IJm, 200 IJm) sortiert und bei 60 C getrocknet. Je nach auf diese Weise erreichtem Konzentrationsgrad schlossen sich weitere Trennungsverfahren an, z.b. eine weitere Separation nach der Kornform auf dem Trockenrütteltisch (Eigenbau) und/oder eine Trennung nach der magnetischen Suszeptibilität mit dem FRANTz-Magnetscheider, wobei hauptsächlich Biotit und Chlorit von Hellglimmern getrennt werden. Hiernach lag meist ein hochkonzentriertes Glimmerpräparat vor, letzte Verunreinigungen (v.a. organische Partikel, Fremdminerale) mußten von Hand unter dem Binokular ausgelesen werden. Das inzwischen annähernd reine Präparat wurde nun in einer oberflächenrauhen Porzellanschale unter Zugabe von Alkohol gerieben (ca. 5 min) und über ein 80 IJm-Einwegsieb geführt, um Verwitterungs ränder und Fremdeinschlüsse zu entfernen; abschließend erfolgte eine letzte Kontrolle der Glimmer unter dem Binokular. Der Reinheitsgrad der so bearbeiteten Glimmerpräparate kann mit> 99 % angegeben werden.

26 18 "Mica-Jet" mit anschließender Naßsiebung (630~m. 500~m. 315~m. 250~m. 200~m) Abb. 7: Arbeitsgang der Probenaufbereitung und -analysen

27 19 IV.1.2 Herstellung von Feinfraktionen Für die Präparation der Feinfraktionen wurde die bei der Trockensiebung (s.o.) angefallene Fraktion < 63 j.lm verwendet. Proben, die lediglich für Untersuchungen an Feinfraktionen vorgesehen waren, mußten eigens aufbereitet werden, wobei sich der Aufbereitungsgang auf das Brechen im Backenbrecher, das Mahlen in der Scheibenschwingmühle (30 sec) und das Absieben (trocken, < 63 j.lm) beschränkte. Das Abtrennen der Feinfraktionen wurde nach dem Prinzip der korngrößenabhängigen Fallzeiten in einer Flüssigkeitssäule vorgenommen, d.h. nach dem auf dem STOKEs'schen Gesetz beruhenden sog. ATTERBERG-Verfahren, mit anschließender Druckfiltration (s. MüLLER 1964). Da die Temperatur die Viskosität und Dichte der benutzten Flüssigkeit (hier: schwach ammoniakalisches demineralisiertes Wasser), und damit die Sinkgeschwindigkeit stark beeinflußt, wurde sie ständig kontrolliert. Zur Abtrennung der Fraktion< 2 um wurden jeweils ca. 15 g Trockensubstanz «63 j.lm) in sog. "ATTERBERG- Zylinder" eingewogen und mit H 2 0 (demin., ammoniakalisch) aufgeschüttelt; nach einer nach dem STOKEs'schen Gesetz berechneten Zeit t (ca. 22 Std.) wurden die noch in Schwebe befindlichen Teilchen «2 j.lm) abgelassen. Dieser Vorgang (Aufschütteln -+ Ablassen) wurde mehrmals wiederholt, bis genügend Material der Fraktion <2 j.lm abgetrennt in Suspension vorlag. Letztere wurde durch Druckfiltration konzentriert, das Material nach Anfertigung eines Texturpräparates (s. u.) bei 60 C getrocknet. Die Abtrennung der Fraktion< 0.2 um erfolgte aus einem Teil der< 2 j.lm-fraktion nach dem generell gleichen Prinzip. Da jedoch bei sehr kleinen Korngrößen die Fallzeiten im Schwerefeld zu groß werden, wurde der Sinkvorgang durch Zentrifugieren (Varifuge K, Typ 4500, Fa. Heraeus Christ) stark beschleunigt. Für diese Sedimentation im Zentrifugalfeld muß jedoch das STOKEs'sche Gesetz stark umgeformt werden (s. MüLLER 1964). Zur Herstellung von Texturpräparaten der verschiedenen Korngrößen für die röntgendiffraktometrische Bestimmung der Illitkristallinitäten wurden wenige ml der homogenisierten Suspension auf einen Objektträger pipettiert und bei Raumtemperatur getrocknet. Diese Texturpräparate entsprechen "dünnen Präparaten" nach WEBER (1972). Vor der KI Ar- Analyse wurden die Feinfraktionen mit HCl (10 %ig) auf ihren Karbonatgehalt geprüft, bei einer Reaktion wurden die Präparate mittels 10 %iger Ameisensäure (HCOOH) schonend dekarbonatisiert, da sich größere Mengen Karbonat bei der massenspektrometrischen Analyse als störend auswirken können. IV.2 KI Ar-Altersbestimmung Nach der Entdeckung der Radioaktivität zu Ende des letzten Jahrhunderts erforschten RUTHERFORD & SODDY (1902) als erste die physikalischen Gesetzmäßigkeiten dieses Phänomens, und schon wenig später wurde die Möglichkeit erkannt, mit Hilfe des radioaktiven Zerfalls geologische Materie datieren zu können (RUTHERFORD 1906). Bei der kernphysikalischen Erforschung des Kaliums wurden zunächst nur die ß- -Aktivität (THOMSON 1905, CAMPBELL & WOOD 1906) und 1-Aktivität (VON KOHLHÖRSTER 1928) entdeckt. Auch bei Studien über die Isotopenzusammensetzung konnten anfänglich nur die Isotope 39K und 41K gefunden werden (ASTON 1921), das natürlich vorkommende radioaktive 4oK-Isotop wurde erst später von NIER (1935) nachgewiesen. VON WEIZSÄCKER (1937) postulierte aus Beobachtungen der Erdatmosphäre einen weiteren Zerfall von 40K durch Elektroneneinfang und machte damit den entscheidenden Schritt zur Entwicklung der KlAr-Methode zur Lösung geochronologischer Probleme, was jedoch erst ca. 10 Jahre später von ALDRICH & NIER (1948) bewiesen werden konnte. Damit war die Grundlage für die Methode der KI Ar-Alters bestimmung gelegt, die seit den 50er-Jahren erfolgreich weiterentwickelt, und zur Klärung geologischer Fragestellungen herangezogen wird.

28 20 IV.2.1 Allgemeine Grundlagen Prinzipiell beruht diese Datierungsmethode darauf, daß ein Teil des in einigen Mineralen eingebauten Kaliums, das radioaktive 4oK, u.a. zu seinem Tochterisotop 40Ar zerfällt, welches unterhalb der Schließungstemperatur im Kristallgitter eingeschlossen wird. Aus dem Verhältnis der Anzahl der noch vorhandenen Mutterisotope (40K) zur Anzahl der neu entstandenen Tochterisotope (40Ar) kann der Zeitpunkt bestimmt werden, zu dem sich das Kristallgitter für eine Ar-Diffusion geschlossen hat. Im folgenden kann lediglich ein zusammenfassender Überblick über diese Methode gegeben werden, eine ausführliche Darstellung findet sich u.a. bei DALRYMPLE& LANPHERE(1969), HUNZIKER(1979), FAURE(1986). Die Herleitung der K/ Ar-Altersgleichung basiert auf der Theorie von RUTHERFORD& SODDY(1902), die besagt, daß die Zahl der pro Zeiteinheit zerfallenen Radionuklide proportional zur Anzahl der noch nicht zerfallenen Nuklide ist, was unter Einführung eines Proportionalitätsfaktors ). zur Ableitung des sog. Zerfallsgesetzes führte: N = N t. e-.xt (1) Dieses Zerfallsgesetz kann in dieser Form zur Berechnung eines radiometrischen Alters t noch nicht herangezogen werden, da zwar die Anzahl der noch vorhandenen Mutteratome Nt eine meßbare, die Anzahl der ursprünglich vorhandenen Mutteratome No jedoch eine unbekannte und nicht mehr meßbare Größe ist. Da aus dem radioaktiven Zerfall eines jeden Mutternuklids jedoch genau ein Tochternuklid (D) entsteht, gilt in einem geschlossenen System: (2) Durch Einsetzen der Gleichung (2) in (I) treten im Zerfallsgesetz nur noch meßbare Größen (Nt, D t ) auf, und nach Umformen der Gleichung kann die Zeit t, das gesuchte "Alter" also, nach folgender Formel berechnet werden, die als allgemeine AItersgleichung bekannt ist: (3) Ist also der als Zerfallskonstante bezeichnete Proportionalitätsfaktor ). hinreichend genau bekannt, und die Größen Nt und D t gemessen, kann die Zeit t, seit der das Isotopensystem geschlossen ist, berechnet werden. Anhand der Halbwertszeit (t 1 / 2 = In 2/).), innerhalb der die Hälfte aller Mutterisotope zerfallen sind, kann eine Aussage über den geochronologischen Anwendungsbereich des Isotopensytems gemacht werden. Für die spezielle radiometrische Datierung nach der K/ Ar-Methode kommt nun erschwerend hinzu, daß das 4oK-Isotop einem dualen Zerfall unterliegt, d.h. in zwei verschiedene Tochterisotope zerfällt, zum einen durch P- -Zerfall in 40Ca und zum anderen durch Elektroneneinfang bzw. Positronenstrahlung zu 40Ar (Zerfallsschema s. Abb. 8). Die für die Berechnung von K/ Ar- Datierungen äußerst wichtige Größe der angewendeten Zerfallskonstante, die sich bei einem dualen Zerfall aus den einzelnen Zerfallskonstanten summativ zusammensetzt, ist nach einem Vorschlag der "lugs Subcommission on Geochronology" (STEIGER& JÄGER 1977); ). = a-1 + Aß = a-1.. ). = a-1 ges..\ ()..= Zerfallskonstante rur Zerfall von K zu Ar; "13: Zerfallskonstante rur Zerfall von K zu Ca; ). : Gesamtzerfallskonstante rur beide Zerfallsäste) ges

29 21 Mit Hilfe dieser Konstanten kann nun die allgemeine Altersgleichung für die K/ Ar-Methode präzisiert werden. Um aber bei einem dualen Zerfall das Alter mit Hilfe des noch nicht zerfallenen Mutterisotops (40K), jedoch nur einem der beiden Tochterisotope (40 Ar *) bestimmen zu können, muß in die allgemeine Altersgleichung ein Faktor eingebracht werden, der den Anteil des Zerfalls zu 40 Ar * am Gesamtzerfall des 40K repräsentiert, nämlich den Faktor ). /).. ges 40K >:... ~. "': 40Ar. y -' 11 : w: : (angeregter Zustand) (Grundzustand) E;O.05 MeV e.c.,,.~,,;/,,.~ \ ß+o.,, 11 \.4J, 40Ar r, (angeregter Zustand) ',W.', /,~.- \~,.,. ' 'er,.~ ~, '~,'tot- ~~, 'v \.'<v", 88.8 % / \ 0.16% ~ 11.0%: / % 4OCa* t I~ (Grundzustand) 4OAr* 11.2 % 88.8% e.c. - Elektroneneinfang W - Elektronenstrahlung ß+ Positronenstrahlung - *- *- *- y y-strahlung' E - freigesetzte Energie in MeV % - %-Anteil des auf diesem Weg zerfallenden 40K Abb. 8: Zerfallsschema für den radioaktiven Zerfall des 40K (nach DALRYMPLE& LANPHERE1969, ergänzt nach FAURE 1986). Somit lautet die KIAr-Altersgleichung: t =.!. In (40 Ar"). I). ). 4oK' );ges + ges f (4) Um das erhaltene Datum t als geologisch relevantes "Alter" interpretieren zu können, müssen einige grundlegende Bedingungen erfüllt sein: das Kristallsystem muß nach Unterschreitung seiner Schließungstemperatur ständig für eine Argon-Diffusion geschlossen gewesen sein, es darf kein radiogenes 40 Ar (=40 Ar *) mehr entwichen sein. Dieser später als "Alter" gemessene Zeitpunkt der Schließung ist je nach Genese des Minerals ein mehr oder weniger langer Zeitraum. alles 40 Ar im Kristallgitter muß radiogener Natur sein, oder adsorptiv gebundenes atmosphärisches 40 Ar, das mittels einer Luftkorrektur (s. Kap. IV.2.2.1) subtrahiert werden kann. Es darf darüberhinaus zur Zeit t = 0 kein Initial-Argon vorgelegen haben. Diese Vorraussetzung kann als gegeben angenommen werden, da keine natürlich vorkommenden Argon- Verbindungen als Minera1bausteine bekannt sind (DALRYMPLE& LANPHERE1969: 45). das 40Ar/ 36 Ar- Verhältnis darf sich im Laufe der Zeit nicht geändert haben, was jedoch als gesichert angesehen werden darf. der Zerfall von 40K muß konstant verlaufen und die Zerfallskonstante muß hinreichend genau bekannt sein. die Isotopenzusammensetzung des Kaliums muß "normal" sein, d.h. nicht durch Fraktionierungsprozesse verändert (s. hierzu auch Kap. IV.2.2.2).

30 22 Die Vorteile dieser Methode gegenüber anderen Altersbestimmungsmethoden sind v.a. die Häufigkeit von Kalium in gesteinsbildenden Mineralen, das inerte chemische Verhalten von Argon, das deshalb auch in geringen Mengen präzise meßbar ist, aber auch die Halbwertszeit von Kalium ( a), durch die ein relativ großer zeitlicher Anwendungsbereich erschlossen wird. Darüberhinaus lassen sich oben angeführte Vorraussetzungen durch eine sorgfältige Probennahme leicht erfüllen. IV.2.2 Analyseverfahren IV Bestimmung der Ar-Isotopie Die Bestimmung der Ar-Isotopie in der Probe und damit die Bestimmung des 40 Ar' -Gehaltes erfolgte nach dem Verfahren der Isotopenverdünnungsanalyse, wobei dem aus der Probe extrahierten Argon ein sog. "Spike" zugegeben wird, ein hoch an 38Ar angereichertes Argon genau bekannter Isotopie. Das gesamte Gas wird anschließend über eine Kühlfalle und Ti0 2 -Schwämme von reaktiven Gasen gereinigt und massenspektrometrisch analysiert. Im Göttinger Labor stand hierfür eine von der AG Geochronologie selbst nach der Grundkonstruktion von FLISCH (1982) aufgebaute, jedoch modifizierte Extraktionslinie und ein Edelgas-Massenspektrometer der Fa. Vacuum Generators (Typ VG 1200 C) zur Verfügung. Extraktion des Argons: Nach 24-stündiger thermo konstanter Equilibrierung wurden in Abhängigkeit vom vorher ermittelten K 2 0-Gehalt und vom zu erwartenden Alter 8-30 mg Probe exakt in hochreine Aluminiumfolie eingewogen und verpackt. Auf das Einbringen der Proben in den Probenbehälter (max. 16 Proben) folgte ein mindestens 24-stündiges Ausheizen und Evakuieren der Apparatur bei 150 C, um dort adsorptiv gebundenes atmosphärisches 40Ar so weit wie möglich zu reduzieren. Verluste von 40 Ar' sind bei diesen Temperaturen nicht zu befürchten, da nach (ODIN& BONHOMME1982) damit im Hochvakuum erst über 200 C gerechnet werden muß. Mit Hilfe eines Hochfrequenz-Induktionsofens wurde die Probe im Ultra-Hochvakuum «10-7 mbar) durch Aufschmelzen vollständig entgast und eine genau definierte Spike-Menge zugegeben. In einer Kühlfalle (-196 oe) wurden H 2 0, CO 2, S02 etc. aus dem Gas ausgefroren, das Restgas wurde an einem Aktivkohlefinger bei ebenfalls -196 C adsorbiert. Nach Beendigung der Entgasung wurde das Gas durch Auftauen des Kohlefingers in die durch Ventile abriegelbare Hauptlinie freigesetzt und zur weiteren Reinigung über Ti0 2 -Schwämme geleitet, die während ihrer Abkühlphase von 800 auf 400 C die nicht edlen Gase (H 2, 02' N 2, CO, CH ) 4 adsorptiv an ihre Oberfläche binden. Zwei nachfolgend geschaltete sog. SORB-ACs spalten Kohlenwasserstoffketten auf und adsorbieren die entstandenen Bausteine. Das inzwischen von reaktiven Gasen weitgehend gereinigte Restgas wird nun zur eigentlichen Messung ins Massenspektrometer eingeleitet. Zwischen den Analysen wurde die Extraktionslinie durch Bepumpen und Ausheizen wieder gereinigt. Massenspektrometrische Messungen der Isotopenverhältnisse: Das Prinzip einer massenspektrometrischen Messung beruht auf der Ablenkung ionisierter Atome im Magnetfeld in Abhängigkeit von ihrer Masse. Durch genaue Einstellung des Magnetfeldes können bestimmte zu untersuchende Massen auf eine Kollektor-/Verstärkereinheit gelenkt, und deren Intensität aufgezeichnet werden. Im o.g. Gerät der Fa. VG wird das Magnetfeld durch einen Elektromagneten erzeugt; gearbeitet wurde bei einer 12 cm-60 o-aufstellung, das Signal wurde auf einem Faraday-Kollektor nachgewiesen, anschließend digital umgeformt und registriert. Der programmgesteuerte Meßvorgang erfaßte in 8fach wiederholten Datensätzen neben dem Untergrund die Massen 40, 38 und 36. Die über die Zeit tabfallenden Signal-Intensitäten wurden mit Regressionsgeraden auf den Zeitpunkt t o zurückgerechnet und anschließend mit einem vor jeder Analysenserie gemessenen Blank-Wert korrigiert. Aus diesen Intensitätsmessungen können jedoch keine absoluten Ar-Gehalte abgeleitet werden, es lassen sich lediglich die verschiedenen Isotopenverhältnisse (40 Ar1 38 Ar, 38Ar;36 Ar) ermitteln.

31 23 Anhand dieser Verhältnisse kann nun die Menge an 40Ar' nach der Formel von DALRYMPLE& LANPHERE(1969: 57) berechnet werden: (Indices: m: gemesseneverhältnissedesproben-argons;a: Verhältnissedes atmosphärischenargons;s: VerhältnissedesSpike-Argons) Hierfür ist die genaue Zusammensetzung des verwendeten Spikes von entscheidender Bedeutung, der nach SCHUHMACHER(1975) folgende Zusammensetzung hat: 40Ar % 38Ar % 36Ar % Für die in obiger Formel integrierte Luftkorrektur muß außerdem die Isotopenverteilung des atmosphärischen Argons bekannt sein, die von NIER (1950) mit 40Ar atom-% 38Ar atom-% 36Ar atom-% bestimmt wurde, woraus sich ein 40Ar/ 36 Ar- Verhältnis für Luft von ergibt. Aus der Differenz dieses Verhältnisses zu dem im Göttinger Labor gemessenen Durchschnittswert von resultiert ein gerätespezifischer Korrekturfaktor, der vor Einsetzen in obige Gleichung auf die gemessenen 4 Ar;38Ar_ bzw. 38Ar;36Ar-Verhältnisse angewendet wird. Entscheidend ist bei dieser Berechnung die Rolle des Spikes, der in einer exakt definierten Menge zugegeben wurde (Kalibrierung des Spikes gegen Biotit-Standard HD-BI nach FUHRMANNet al. 1987) und somit die einzig bekannte Absolut-Größe liefert, durch die die Berechnung des 40Ar' -Absolut-Gehaltes erst möglich wird. 'Das so berechnete 40Ar' wird anschließend mit Molvolumen und Moirnasse umgerechnet und auf die Einwaage normiert, die offizielle Angabe der Analysendaten erfolgt in nl/g STP (STP: Standard- Temperatur-Druck Bedingungen nach DIN 1343). IV Die Bestimmung des 40K Die Bestimmung der 40K-Gehalte der Präparate erfolgte rechnerisch aus der K 2 0-Bestimmung, die über einen naßchemischen Vollaufschluß nach HERRMANN(1975) mit anschließender Messung an einem Atom-Absorptions- Spektrometer in Emission durchgeführt wurde (Doppel bestimmungen). Dabei wird die Tatsache ausgenützt, daß das Kalium nach Überführung in einen angeregten Zustand Licht einer charakteristischen Wellenlänge emittiert, dessen Intensität sich proportional zu seiner Elementkonzentration verhält. Säureaufschluß: Nach 24-stündiger Equilibrierung (bei konstanter Luftfeuchtigkeit und Temperatur) wurden für die K 0-2 Doppelbestimmungen 2 x ca. 50 mg des Präparates präzise direkt in Teflon-Tiegel eingewogen, nach Zugabe von genau 3 ml HF konz (40 %) und 3 ml HCI04 konz (70 %) im Autoklaven 8 Stunden bei 180 C aufgeschlossen und anschließend abgekühlt. Darauf folgte das Abrauchen der Säuren bei ca. 150 C auf der Heizbank, der dabei entstandene Probenrückstand wurde mit 2 ml HN0 3 konz (65 %) aufgenommen und mit aqua bidest. in einen 100 mi-kolben überführt und aufgefüllt (2 %ige HN0 3 -Matrixlösung). Eine Zugabe eines Ionisationspuffers (CsCI) war dabei nicht nötig.

32 24 Messung: Für die 3fach wiederholt durchgeführten Messungen der Aufschlußlösungen stand ein Atom-Absorptions-Spektrometer des Typs 400 der Fa. Perkin-Elmer mit internem Lithium-Standard zur Verfügung, gemessen wurde auf der nm-linie des Kaliums in Emission (Luft-Acetylen-Gemisch). Nach Aufnahme der Eichkurve wurde zur ständigen Überprüfung ihres Kurvenverlaufs nach jeder zweiten Probenmessung ein Eichpunkt nachgemessen. Auswertung: Nach Abzug der ebenfalls mitbestimmten Blindwerte wurden aus den gemessenen Rohdaten an hand der Eichkurve die Lösungskonzentrationen abgelesen und unter Berücksichtigung der Einwaage in K 2 0-Gehalte umgerechnet. Um systematische Fehler gering zu halten, wurde pro Analysenserie der Biotit-Standard HD-BI (FUHRMANNet al. 1987) mitanalysiert, nach dem die Meßwerte der Proben korrigiert wurden. Für 22 Doppelbestimmungen dieses Standards ergab sich im Göttinger Labor ein mittlerer Variationskoeffizient von 0.56 % bei einem Mittelwert von 9.52 Gew.-% Kp (Sollwert: Gew.-% Kp). Für detritische Hellglimmer-Präparate (55 Doppelbestimmungen) lag der mittlere K 2 0-Wert bei Gew.-% mit einem mittleren Variations koeffizienten von 0.53 %, bei den Feinfraktionen (K 2 0-Mittelwert: Gew.-%, 21 Doppelbestimmungen) lag der Variationskoeffizient bei geringfügig höheren Werten (s = 0.64 %). Zur Fehlerberechnung des KlAr-Alters wurde der jeweilige individuelle Variationskoeffizient verwendet. Aus den gemessenen K 2 0-Werten [K 2 0] kann nach stöchiometrischen Gesetzen der Gesamt-Kalium-Gehalt [K ges] bestimmt werden: Der dabei errechnete K-Wert repräsentiert jedoch das Gesamt-Kalium, d.h. er setzt sich aus den drei natürlichen K-Isotopen (39K, 40K, 41K) zusammen. Da diese Isotope in der Natur jedoch nicht fraktioniert werden, ist somit die Isotopenzusammensetzung in allen natürlich vorkommenden Stoffen identisch (Untersuchungen hierzu u.a. COOK1943, KENDALL1960, BURNETTet al. 1966) und wird nach STEIGER& JAGER(1977) wie folgt angegeben: 39K atom-% 40K atom-% 41K atom-% Der 40K-Gehalt [ 4o K] kann nun aus dem Gesamt-Kalium-Gehalt einfach berechnet werden: [ 4o K] = [K ] ge8 IV.2.3 Berechnung des KlAr-Alters und Fehlerbetrachtung Die Verarbeitung der so ermittelten Einzeldaten wird im Göttinger Labor von einem Rechenprogramm übernommen, das nach dem Vorbild des Straßburger Geochronologielabors von J. F. Adam, U. E. Horstmann und K. Wemmer modifiziert und benutzerfreundlicher gestaltet wurde. Die dabei ausgeführte Fehlerrechnung erfolgte in Anlehnung an die Formel von Cox & DALRYMPLE(1967): 8= Variation8koeffizient der Altersbestimmung 8 k = Variation8koeffizient der K-AnalY8e 88= Variationskoeffizient der Spike-Kalibrierung 8 40 / 38 = Variationskoeffizient des40ar/38ar-verhältnisses 8 36 / 38 = Variation8koeffizient de836ar;38ar-verhältnisses r = Anteilde8radiogenen40A: amgesamten40ar (= 40A: [%]/100)

33 25 Durch regelmäßige Messung des Standards HD- BI kann für die 40Ar' - Bestimmung im Göttinger Labor von einem mittleren Variationskoeffizienten von < 1 % ausgegangen werden, der alle Fehler bezüglich der 40 Ar'- Messung obiger Formel beinhaltet. Dadurch vereinfacht sich die Formel nach BONHOMMEet al. (1975: 46) zu:, woraus zu erkennen ist, daß der Gesamtfehler hauptsächlich durch den Fehler der K 2 0-Analyse beeinflußt wird. Unter der Annahme, daß die Streuung der Fehler der Normalverteilung folgt und daß systematische Fehler ausgeschlossen werden können, entspricht das oben erreichte Fehlerintervall einer Wahrscheinlichkeit von % (1 a-angabe). Durch Multiplikation dieses Fehlers mit dem Faktor 2 wird die Wahrscheinlichkeit des Fehlerintervalls auf % (2 o-angabe) gesteigert (s. z.b. SCHÖNWIESE1985: 62). Für alle Altersangaben in vorliegender Arbeit gilt: Alter:t 2s, d.h. der Fehler wird mit einer 2 0-Wahrscheinlichkeit angegeben. IV.3 Bestimmung der IIlitkristallinität IV.3.l Grundlagen Illite sind Tonminerale mit glimmerartigem Aufbau, die häufig in Wechsellagerung mit anderen Tonmineralen auftreten (Illit/Smektit, Illit/Montmorillonit) und eine große chemische Variabilität aufweisen (DUNOYERDE SEGONZAC1970). Sie gehen einerseits aus der Verwitterung von muskovitischen Glimmern, andererseits auch als authigene Neubildungen aus Wechsellagerungsmineralen hervor (vgl. Abb. 9). Ihr Ordnungsgrad ist in erster Linie temperaturgesteuert und steigt mit der prograden Überprägung, weshalb die Bestimmung des Kristallinitätsgrades eine Abschätzung des Diagenese- bzw. Metamorphosegrades ermöglicht. Dies ist v.a. in klastischen Sedimenten von Interesse, wo sich keine fazieskritischen Minerale sensu WINKLER(1979) bilden. Um dabei eine mögliche Beeinflussung der Illitkristallinität (IK) durch detritischen Altbestand zu minimieren, werden die Messungen an Feinfraktionen «2 j.lm) durchgeführt (vgl. auch Kap. III.3; REUTER 1985). DIAGENESE METAMORPHOSE Authigene Wl-Minerale ~ Sedimentation IIlitisierung 1Md-Glimmer in, feinen Fraktionen '" Wl.MineraJe in feinsten Fraktionen - 1Md Anchizone Transformation I Epizone Wl-Min. detr. Wl. 1Md. 2M detr. WL. 1Md. 2M delr. lud. 2M / auln. 'M. auth. WL &lfh. IMd 1Md - 2M delr. lmd. 2M delr.2m aufh.1md aljlh,2m. del'rlflsch delr aulh. aulhogen WL WeenselLagerungsmlnerale Verbesserung der Kristalliniläl HBrel (nach WEBER 1972) HB (o29)(nach FRIEDRICHS1991) Temperaturzunahme oe K-Aufnahme K20 Gew.-% Abb. 9: Änderung der Hellglimmer-Polytypie mit prograder Metamorphose (aus WEMMER1988, modifiziert nach FRIEDRICH1991) Bei der Entwicklung der Meßmethoden erkannte schon WEAVER(1960), daß die "Schärfe" des röntgendiffraktometrischen 10 A-Beugungsmaximums von Hellglimmern als relatives Maß für deren Illitkristallinität betrachtet

34 26 werden kann. Eine direkte Messung der Breite des 10 A-Peaks auf halber Höhe über dem Untergrund (Halb werts breite HB) wurde erstmals von KüBLER (1967) vorgeschlagen und hat sich bis heute durchgesetzt. WEBER (1970, 1972) versuchte, durch Einführung eines externen Quarz-Standards, die apparativen Einflüsse auszuschließen, was zur Einführung von relativen Halbwertsbreiten (HB rel ) führte. Gemeinsam ist all diesen Methoden die Abnahme der IK-Meßwertgrößen mit Zunahme der Kristallinität bzw. Zunahme der thermischen Überprägung. Nach ARKAI & TOTH (1983) kann jedoch ein minimaler Wert nicht unterschritten werden, der mit Beginn der epizonalen Metamorphose erreicht sein soll. Eine zusammenfassende Übersicht über Temperaturbereiche, Hellglimmer-Polytypien und Illitgenese in unterschiedlichen Überprägungsstadien gibt Abb. 9. Bei der Interpretation der Daten ist entscheidend, daß mit der Methode nur der relative Diagenese- /Metamorphosegrad bestimmt werden kann, v.a. beim Vergleich sehr unterschiedlicher Sedimenttypen kommt es häufig zu Schwierigkeiten (REUTER 1985). Eine umfassende Zusammenstellung von allen, die Illitkristallinität beeinflussenden Faktoren findet sich z.b. bei WEMMER(1988). IV.3.2 Analyseverfahren Die röntgendiffraktometrische Bestimmung der Illitkristallinitäten erfolgte an Texturpräparaten (s. Kap. IV.l.2), wobei die Vermessung des 10 A-Beugungsmaximums mit Hilfe eines Röntgendiffraktometers der Fa. Philips (Typ PW 1800) mit folgenden Geräteeinstellungen durchgeführt wurde: CuK a -Strahlung, Heizstromstärke 40 ma, Beschleunigungsspannung 45 kv. Zur Beseitigung von Schwierigkeiten, die bisher durch analoge Aufzeichnungsmethoden auftraten (vgl. KISCH 1990), wurde von FRIEDRICH(1991) ein digitales Meß- und Auswertungsverfahren entwickelt. Dieses Programm "IDEE" steuert über eine PDP II (Fa. DEC) den Meßvorgang und zerlegt den Bereich von 7 bis in 601 Punkte, die im "step scan" Verfahren angelaufen, und deren Intensität je I sec aufgenommen werden. Durch die hohe Reproduzierbarkeit dieses Verfahrens ist ein Meßvorgang ausreichend. Über verschiedene Korrekturverfahren (s. FRIEDRICH1991) können aus den Rohdaten die Halbhöhenbreiten in 28 abgeleitet werden; die Schwankungsbreite der Kristallinitäten reicht generell von (ideal geordneter Muskovit) bis weit über 1 28 für mixed layered Illit/Smektit-Minerale. Nach Parallelisierung dieser Größe mit den bisher in der Literatur verwendeten Größen gibt FRIEDRICH(1991) für den Übergang von Diagenese zur Anchizone einen HB- Wert von 0.28 :t an (vgl. Abb. 9). Dieser Wert darf jedoch nicht absolut gesehen werden, er steht vielmehr stellvertretend für einen Übergangsbereich. Bei der Bestimmung der Illitkristallinität muß berücksichtigt werden, daß durch Anwesenheit von Wechsellagerungsmineralen der eigentliche Illit-Peak überlagert und seine Halbhöhenbreite vergrößert wird. Um diesen Effekt zu eliminieren, wurden die Texturpräparate nach einer ersten RDA für 24 Std. einer Glycol-haltigen Atmosphäre ausgesetzt und anschließend abermals röntgendiffraktometrisch analysiert. Durch diese Glycol- Behandlung Quellen die mixed-iayered Minerale auf, d.h. sie vergrößern ihren Gitterabstand, verändern damit die Lage ihres Röntgenpeaks und überlagern nicht weiter den Illit-Peak. Ein Vergleich der unglycolisierten und glycolisierten Daten erlaubt eine Abschätzung des Anteils an Wechsellagerungsmineralen. IV.4 Begleitende Untersuchungen Der Schwerpunkt vorliegender Arbeit liegt im Bereich isotopengeologischer Analysen, ergänzend dazu wurden röntgendiffraktometrische und mikroskopische Untersuchungen durchgeführt, die z.t. im Vorfeld der massenspektrometrischen Altersbestimmungen notwendig waren oder bei deren Interpretationen helfen sollten.

35 27 Darüberhinaus wurden exemplarisch Mikrosonde-Analysen zur Bestimmung des Hellglimmer-Chemismus durchgeführt: Grundlagen: Bei der Genese von Hellglimmern steuern v.a. Druck und Temperatur die Besetzung der Oktaederund Tetraederpositionen im Aufbau dieser 3-Schichtsilikate. Nach VELDE (1967) sind anhand einer quantitativen Kationen-Analyse Aussagen über die Bildungsbedingungen möglich. Auf dieser Grundlage entwickelten MASSONNE& SCHREYER(1987) ein Geobarometer, das auf dem Silizium-Gehalt in Hellglimmern basiert, unter der einschränkenden Bedingung einer Paragenese mit K-Feldspat, Biotit und Quarz. Ist diese Einschränkung nicht erfüllt, sind die nach diesem Geobarometer ermittelten Bildungsdrucke als Minimaldrucke zu interpretieren, die relativen Beziehungen bleiben jedoch erhalten. Analyseverfahren: Die quantitative Analyse der Kationen wurde mit Hilfe von Mikrosonde- Untersuchungen durchgeführt, wofür ein Raster-Elektronen-Mikroskop-Stereoscan der Fa. Cambridge (Typ 250 MK 3) mit energiedispersivem Analysesystem (EDX) zur Verfügung stand. Dabei wird eine hochpolierte Graphit-bedampfte Glimmer-Oberfläche (hier: hochpolierter Dünnschliff) mit Elektronen bestrahlt (Arbeitsbedingungen: 15 kv Beschleunigungsspannung, 2 na Probenstrom, Zählzeit 100 sec., Analysedaten mit ZAF-Korrektur). Üblicherweise werden dabei die Kationen der Elemente Si, AI, Fe, Mg, Ti, Mn, Ca, K, Na bestimmt, anschließend bei Muskoviten bezogen auf II Sauerstoff-Atome in Atom-Anteile pro Formel-Einheit (Lu.) umgerechnet. Um eine repräsentative Aussage machen zu können, wurden Körner pro Mineraltyp analysiert, zur Kontrolle wurde parallel ein Mineralstandard gemessen. Für die Hauptelemente kann für o.g. Gerät ein relativer Fehler von s ~ I % angegeben werden. V ERGEBNISSE UND DEUTUNG Bei der Probennahme im Deckgebirge der östlichen Süddeutschen Scholle wurde in erster Linie darauf geachtet, alle stratigraphischen Formationen von Oberkarbon bis zur Oberkreide nicht nur in ihrer vertikalen Abfolge zu erfassen, sondern möglichst auch in ihrer regionalen Verteilung. Zum Teil war dies jedoch wegen der erheblichen lateralen faziellen Unterschiede, die sich häufig durch Glimmerarmut ausdrücken, aber auch aufgrund schlechter Aufschlußverhältnisse nicht möglich. Darüberhinaus mußte der Verwitterungszustand der detritischen Glimmer berücksichtigt werden, wobei dieses Kriterium mit zunehmender Optimierung der Präparationsmethode (vg!. Kap. IV.l.1) in den Hintergrund trat. Neben 55 Deckgebirgsproben aus dem Arbeitsgebiet und I externen?oberdevonischen Grauwacke wurden noch 2 Proben aus einem geochronologisch noch unbearbeiteten, jedoch als potentielles Liefergebiet in Frage kommenden Kristallingebiet, dem Naab-Gebirge, bearbeitet (zur Lage der Probenpunkte s. Anhang, Abb. 20, das Probenverzeichnis befindet sich ebenfalls im Anhang, Tab. 2). Die stratigraphische Position der Proben ist durch SCHRöDER(frdl. md!. Mitt.), in den meisten Fällen jedoch zusätzlich durch die jeweiligen Geologischen Kartenblätter und deren Erläuterungen bzw. durch Literaturangaben (s. Anhang, Tab. 2) gesichert. V.I Methodische Untersuchungen zur Datierung detritischer Glimmer-Minerale V.l.l Vergleich von K/Ar-Altersdaten an Muskoviten und Biotiten Mineralabkühlalter an detritischen Muskoviten und Biotiten aus ein und derselben Probe lassen prinzipiell durch ihre unterschiedlichen Schließungstemperaturen (s. Kap. III.l) einen Rückschluß auf die Hebungs- bzw. Abkühlungsgeschichte des Liefergebietes zu, nach Untersuchungen von u.a. CLAUER 1981 (vg!. auch Kap ) sind jedoch Biotite stark verwitterungsanfällig und somit im Detritus nicht für Datierungen geeignet. Um diese Aus-

36 28 sage auch für das hier bearbeitete Gebiet zu überprüfen, wurden hierzu Korngröße ) analysiert: Proben- Muskovit- Biotitbezeichnun Alter Alter Wz90 kme Wz 120 kms Wz 149 col ru Muskovit/Biotit-Paare sedimentationsa"er nach ODIN (bei gleicher In allen drei Fällen ist die Differenz zwischen Biotit- und Muskovit-Alter so erheblich ( Ma), daß sie nur schwerlich durch die gerin~fügigen Schließungstemperatur- Unterschiede (ca. 50 oe) erklärt werden können, zumal die Biotit-Daten z.t. beinahe dem jeweiligen Sedimentationsalter entsprechen (s. Abb. 10), was eindeutig auf eine Störung bzw. vollständige Reequilibrierung des KI Ar-Isotopensystems in den detritischen Biotiten bei der Umlagerung hinweist. Damit sind für das hier bearbeitete Gebiet detritische Biotite für sinnvolle KI Ar-Datierungen unbrauchbar, generell ist ihre Eignung jedoch nicht auszuschließen, denn für sehr kurze Lieferdistanzen ist es durchaus denkbar, daß auch sie ihr ursprünglich im Liefergebiet erworbenes Abkühlalter konservieren. So ist z.b. die Altersdifferenz bei der Permo-Karbon-Probe Wz 149, deren Liefergebiet im unmittelbaren Umfeld vermutet wird, um vieles geringer als bei dem von weit hertransportierten Detritus des Schilfsandsteins (Wz 120; vgl. Abb. 11). ~ N.. ao 01 z 300 C o z: o ClI c.. ~ ljl c o ii ECI) E 'g Ul Wz90 (kmc) 300 KlAr-Abkühlalter o Wz 120 (kms) [Mal o 400 Abb. 10: Verjüngung von Biotiten (e) im Vergleich zu Muskoviten (0) durch Verwitterungseinflüsse, in Korrelation zum jeweiligen Sedimentationsalter.. ca i!. C-.l!! :;: C- o CI).. ltl :J ~ ::E in c c ClI ClI :D..., = Cl: Cl: = o!. o!. ~ ~ 11 <l kmC co/ru Wz 90 Wz 149 kms Wz ungefahre L1eferdlstanz [kml Abb. 11: Verjüngung der Biotite (ß) in Abhängigkeit von der Lieferdistanz

37 29 V.1.2 Abschätzung des Einflusses der Verwitterung auf das K/ Ar- Alter detritischer Muskovite Trotz der in Kap. III.2 beschriebenen hohen Verwitterungsresistenz der Muskovite wurde bei der Präparation großer Wert darauf gelegt. daß Verwitterungsränder durch Reiben der Minerale in Alkohol entfernt wurden. da davon ausgegangen werden muß. daß aus diesen Randzonen bei der mechanischen Transportbeanspruchung K bzw. 40 Ar abgegeben wurde. was zu einer Verfälschung der im Liefergebiet erworbenen Abkühlalter führen könnte. Um diesen Einfluß der Verwitterungsränder auf das K/ Ar-Alter abschätzen zu können. wurde eine Probe (Wz 82) 1. mit Verwitterungsrändern gemessen: :t 15.2 Ma 2. nach Entfernen der Verwitterungs ränder gemessen: :t 13.6 Ma. Den Analysendaten (s. Tab. 3 a. Anhang) ist zu entnehmen, daß durch Verwitterungseinflüsse neben 40 Ar auch K aus dem Gitter entweicht. die auftretende Verjüngung von ca. 72 Ma zeigt jedoch auch. daß der 40 Ar- Verlust den Verlust an K nicht nur kompensiert. sondern noch weit übertrifft. Dieses Ergebnis deckt sich mit dem von CLAUERet al. (1982). die an Biotiten feststellten, daß die Ar- Verlustrate die des K übersteigt. Eine ähnliche Untersuchung führte WEMMER(frdl. mdl. Mitt.) durch. der an Muskoviten eines Paragneises zum einen die hochreinen Muskovitkerne analysierte (371.3 :t 7.9 Ma). und zum anderen den Abrieb, d.h. die entfernten Ränder «25 ~m; :t 6.9 Ma). wobei bzgl. der auftretenden Verjüngung darauf hinzuweisen ist, daß sich hier nur die in situ-verwitterung bemerkbar macht. jedoch keine zusätzliche Transportbeanspruchung. Beide Versuche machen deutlich. wie entscheidend die saubere Aufbereitung der Muskovite. insbesondere die Entfernung alterierter Bereiche für die K/ Ar- Datierung geologisch relevanter Alter ist. V.1.3 Untersuchungen zur Korngrößenabhängigkeit Während die Korngrößenabhängigkeit von K/ Ar-Altersbestimmungen an Feinfraktionen «2 ~m) von ewigen Autoren (u.a. REUTER 1985) belegt ist, gibt es für den gröberen Korngrößenbereich detritischer Glimmer nur wenige Angaben. Da wegen der großen Faziesunterschiede im Deckgebirge aus den Proben häufig nur Glimmer- Präparate unterschiedlicher Korngröße bearbeitet werden konnten. mußte ein eventueller Korngrößeneinfluß auf das Meßergebnis untersucht werden. um die Daten trotzdem miteinander vergleichen und interpretieren zu können. Hierzu boten sich zwei hellglimmerreiche Proben an (Wz 18. Wz 120). von denen 4 bzw. 2 Korngrößenfraktionen angereichert und datiert werden konnten (s. Abb. 12). öi' ~ - ~ 400 f~1 Cl: ~ 'S; 0.. Ul :I ::!;.:. Cl: i;2 350 t--~i I >630 KorngrOßenfraktion [11m) Abb. 12: Beziehung zwischen und der Korngröße, der Fehlerbereiche (I K/ Ar-Altern mit Angabe I)

38 30 Dabei ergab sich, daß die an beiden Proben bestimmten K/ Ar-Altersdaten im Rahmen der Fehlergrenzen keine entscheidende Abhängigkeit von der Korngröße zeigen. Für Wz 120, eine Schilfsandstein-Probe, war jedoch zuvor vermutet worden, daß die kleinere Korngröße als stärker aufgearbeitete, weiter transportierte Fraktion ein nordisches (=kaledonisches) Liefergebiet repräsentiert, im Gegensatz zu den gröberen Partikeln, für die jüngere Alter durch lokale Zuschüttungen von der Böhmischen Masse erwartet worden waren. Ein dementsprechender Trend ist zwar aus Abb. 12 zu ersehen, liegt aber noch innerhalb der Fehlerbereiche und ist somit nicht aussagekräftig. V.2 K/Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten des Ostteils der Süddeutschen Scholle Bei den bearbeiteten Deckgebirgssedimenten handelt es sich überwiegend um Sandsteine, seltener auch um Konglomerate oder auch Tone/Tonsteine (s. hierzu Anhang, Tab. 2). Die an den sauber extrahierten detritischen Muskoviten bestimmten K/ Ar-Daten sind in ihrer regionalen Verteilung in Abb. 13 dargestellt, die stratigraphische Verteilung gibt Abb. 14 wider. Nähere Angaben zu den Datierungen s. Anhang, Tab. 3 a,b. Aus der regionalen Verteilung der K/ Ar-Alter ist in erster Linie die Konsistenz der Daten auch über größere Entfernungen ersichtlich. So ergeben sich Z.B. innerhalb gleicher Formationen beinahe idente K/ Ar-Alter wie Z.B. im Rhät (Wz 71: 325.2:t 7.6 Ma; Wz 67: 325.3:t 7.2 Ma) bzw. im Dogger (Wz 82: 578.9:t 13.6 Ma; Wz 93: :t 11.8 Ma), aber auch im Schilfsandstein, wo über mehr als 60 km nahezu iden te Alter zu beobachten sind (Wz 120: :t 8.5 Ma; Wz 162: :t 9.0 Ma). Diese Konsistenz kann als Bestätigung für den methodischen Ansatz, K/ Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten zur Rekonstruktion von Liefergebieten heranzuziehen, gesehen werden, da sich auch über weite Bereiche keine Altersschwankungen bemerkbar machen, die auf einen Einfluß verschiedener Liefergebiete oder einen Ar-Verlust während des Transports schließen lassen müßten. Bei der Betrachtung der Detritus-Daten fallen im wesentlichen 5 Datengruppen auf (Abb. 14), die z.t. auch aus heutigen Kristallingebieten als Abkühlalter für Hellglimmer bekannt sind (vgl. Kap ): Ma: CJ Ma: o Ma: EZ::: Ma: ~ 5. ca. 580 Ma: litiiili dies fällt in den Zeitraum mit dem die Abkühlung der NP/HT-Regionalmetamorphose in der Böhmischen Masse datiert ist (KREUZER et al. 1989); daneben fällt auch die Abkühlung der späten Granitgeneration in der Böhmischen Masse in diesen Zeitraum. in diesen Zeitraum fällt in der Böhmischen Masse die Abkühlung der frühen Granitintrusionen (u.a. HAAKE 1972) im Erzgebirge. Im Kontext mit den anderen Ergebnissen vorliegender Arbeit erscheint jedoch eine Interpretation als Mischalter (vgl. Kap. V.2.l) wahrscheinlicher. hiermit wird die Abkühlung der MP/HP-Metamorphose der Deckenkomplexe in der Böhmischen Masse datiert (KREUZERet al. 1989). als Abkühlalter aus der Böhmischen Masse bis auf wenig verläßliche Daten (s. Kap ) weitgehend unbekannt. Solche Alter sind jedoch für ehemals auflagernde höhere Deckenstockwerke denkbar. Mit diesem Zeitraum wird aber auch die regionale Abkühlung der spätkaledonischen Metamorphose auf dem Baltisch-Skandinavischen Schild datiert (u.a. DALLMEYERet al. 1985, Lux 1985, DALLMEYER1988). als Abkühlalter aus der Böhmischen Masse nur punktuell bekannt, so z.b. aus den Plutonen der Lausitz und des Ost-Erzgebirges (vgl. Kap ). Anhand dieser Datengruppen und ihrer Beziehung zu Abkühlaltern aus den heute noch anstehenden Resten potentieller Liefergebiete (s.o.) werden Aussagen über die Detritus-Herkunft möglich. Im folgenden werden die ermittelten "Detritus-Alter" schrittweise nach ihrem Sedimentationsalter vorgestellt und nach obigem Schema, aber auch sedimentologischen Kenntnissen diskutiert.

39 ~er ~ ~ 09.2 ;t ~ 50km r ~ ~ ~ o SCHWEINFURT ~ ~ ~ a ~' ~l ~ ~ ~ d~ BAMBERGO ;t 13.6 ~ ~~ OBAYRE ~ GiJ 20 km Ober-Kreide CI Dogger KlAr-Daten an: Lias D 0 Keuper detritischen Muskoviten () Muschelkalk Buntsandstein 0 Blotilen aus Gesteinen... Unter-Rolllegend des Naabgeblrges o NÜRNBERG detrillschen ~ Gneis Blotilen * Ober-Karbon Granit D Abb. 13: Regionale Verteilung der K/Ar-Altersdaten (in Ma, mit Fehlerangabe) an detritischen Muskoviten und Biotiten im Deckgebirge der Süddeutschen SchoUe, inclusive zweier K/ Ar-Biotit-Abkühlalter aus dem Naabgebirgs-KristaUin (Legende zur Rasterung s. Anhang, Abb. 20).

40 [Ma] I um 580 Sedimentatlonsalter nach OOlN(1982) 95~L. o ci: W 1Il o [Mal 'SChlehtlüeke: UNTER-KREIDE :.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.ii ii ii:.: ::::... :;.....:.:.:.:.:.:tii.:.:.:.:.:.:.:.:.:.: a: w Q. ::> w '" :.!j!~ o <l: gj '" :::E...:.. :... ::::::.:::... ::::.::: z iü ~ z<l: Ul... Z ::> 1Il... ::::::.::::::: [Ma] z o 1Il a: <l: '"Cl :::E a: w Q. GRUNDGEBIRGE ::::::::::::..::: :.... ~ *1.~..,' :. :::::: ::::::::::::...:..... :: :: ~.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:.:..:.:.:.:.:.:.:.,..:.~..:.:.:.:.:.:.: Abb. 14: Stratigraphische Verteilung der KjAr-Altersdaten an detritischen Muskoviten im Deckgebirge der Süddeutschen Scholle, zusammengefaßt in aus potentiellen Liefergebieten bekannte Altersgruppen; : Probenpunkte, Pfeile = Liefergebietswechsel, Rasterlegende s. Text S. 30 (Fehlerangaben s. Anhang, Tab. 3 a,b).

41 33 V.2.l Daten aus dem Permo-Karbon Im Gegensatz zu den mesozoisch-känozoischen Sedimenten zeigt die Verteilung des Permo-Karbons keinen kontinuierlichen Ablagerungsraum, es untergliedert sich vielmehr in kleinere SE/NW -streichende Teilbecken mit bis zu 1500 rn-mächtigen Schichtenfolgen. Aus dem größten dieser Becken, dem Weidener Becken, stand neben einigen Oberflächenproben die Thermalwasserbohrung "Stadt Weiden" für eine detailliertere Studie zur Verfügung (s. Abb. 15). c Legende: weiß-hellgrau '$ Ton - Siltstein braun-rot Trias l/lc '00 mittelk. Sandstein-Grauwacken dunkelgrau-grün ~.~ grobk. Sandstein-Grauwacken schwarz...e c konglomeratischer Sandstein-Grauwacken bunt /violett ~? ~~ Saxon "I --- c 300 Probenbez. KlAr-Datierungen an c: c:.s! c: 'S> 0..., ~ 0 Cll 0.x ~ '00 til Cll Lt E '-- ~ (Au sschninsvergrößerung) 0 LL.;: - :1. c (1) u (1) I C 5: 600 I :J 5 oe{ :3 Lt E E :1. N 500 I 1000 (jj N ci "0 V v I I ThBW I I Wz I Wz I ~ I I 800 I.c: I ~c ThBW I ~o...- I ThBW e"'" 900 I 1200 (1)0 ThBW 1222 "OE 341 I 0'-- 0 ThBW LL I ThBW (f) ThBW ThBW ThBW Stefan C ThBW ThBW ThBW ThBW ThBW Westfal ThBW ThBW [mi Grundgebirge Wz Abb. 15: K/ Ar-Alters bestimmungen am Profil der Bohrung "Stadt Weiden" (.) unter Einbeziehung der Daten aus der Ziegelei Keller, Weiden (0); Bohrprofil nach DILL (1990), reduzierte Darstellung (Fehlerangaben s. Anhang, Tab. 3 a,b).

42 34 Prinzipiell kann anhand der Daten und sedimentologischen Kriterien davon ausgegangen werden, daß als Liefergebiet die unmittelbare Umgebung des Troges in Frage kommt, d.h. druckbetonte Deckeneinheiten ähnlich denen der heutigen ZEV und niederdruckmetamorphe Einheiten des Saxothuringikums und v.a. des Moldanubikums. Unter Anwendung des obigen Schemas kann aus dem Pendeln der Detritus-Daten zwischen Ma und Ma ein mindestens 2-maliger Liefergebietswechsel abgeleitet werden. Außerdem wird daraus auch deutlich, daß die dazwischen auftretenden Alter der Gruppe Ma nicht unbedingt mit der Erosion der frühen Granit-Generation zu korrelieren sind, sondern viel wahrscheinlicher einen fließenden Übergang zwischen zwei relativ eng räumig gelegenen Liefergebieten repräsentieren (Mischalter!). Dabei muß jedoch betont werden, daß mit diesem Liefer-"Gebiets"-Wechsel ein Wechsel der liefernden Gesteine gemeint ist, der nicht zwangsläufig mit einer Änderung der Schüttungsrichtung verbunden sein muß. Für den speziellen Fall des Permo-Karbons ist neben einem lateralen Liefergebietswechsel auch ein vertikaler denkbar: Ausgehend von den auflagernden MP/HP-Deckeneinheiten ( Ma) können durch das steile Relief liegende Schichten, also NP-Einheiten ( Ma) anerodiert werden, deren Anschnitt später, bei fortschreitender Verfüllung des Troges wieder überdeckt wird; bei erneuter Belebung des Reliefs durch die spät- bis postorogene Hebung des jungen Gebirges kann sich dieser Vorgang wiederholen und die NP-Einheiten werden abermals anerodiert usw.. Dabei repräsentieren die hier gewonnenen Daten sehr wahrscheinlich nur einen Ausschnitt der mehrfach wiederholten postorogenen Relief-Belebung. Bemerkenswert ist darüberhinaus, daß schon in den tiefsten Teilen der Bohrung, die in das tiefe Stefan bzw. hohe Westfal gestellt werden (vgl. DILL 1990, aber auch mdl. Mitt. SCHRÖDER)bereits Granite im Abtragungsniveau lagen, wie hier schon makroskopisch ersichtlich ist. Diesbezügliche Hinweise auf einen so frühen Granitabtrag finden sich auch schon bei VONKOENIGSWALD(1929), der die roten Feldspäte im Weidener Becken (Ziegelei Keller) von den Graniten von Luhe herleitet. Ähnliche Beobachtungen für höhere Rotliegend-Schichten machten auch STEINLEIN(1953) und TILLMANN(1958) für das Ober-Rotliegende von Hirschau bzw. VONKOENIGSWALD(1929), der feststellte, daß bei Hirschau Ober- Rotliegendes diskordant auf Naab-Granit übergreift, darüberhinaus sogar vermutet, daß dies auch für das Unter- Rotliegende galt, welches jedoch vor Ablagerung des Ober-Rotliegenden bereits wieder abgetragen wurde. Weiterhin beschreiben HELMKAMPF& WAEBER(1983) im Basis-Konglomerat des Rotliegenden der Schmidgadener Senke grobkörnige Granitgerölle, die jedoch keinem der heute anstehenden Granite zugeordnet werden können. Mit diesen Beobachtungen stellte sich immer wieder die Frage, zu welcher Generation diese so früh erodierten Granit-Plutone gehören. Die Tatsache, daß nun im tiefen Permo-Karbon (Probe ThBW 1455) in rein granitischem Detritus K/ Ar- Abkühlalter von :t 6.0 Ma finden lassen, aber auch die Datierung des Naab-Granits (s. Kap. V.3) mit :t 8.8 Ma (Abkühlungsalter!), machen eine Zurodnung zu den spät- bis postvaristischen Graniten möglich. Diese Daten bedeuten damit aber auch, daß der Naab-Granit vor ca. 325 Ma noch um 350 oe warm war, aber schon im Ober-Rotliegend, vermutlich sogar schon im Unter-Rotliegend, d.h. vor ca. 280 Ma etwa im heutigen Anschnittsniveau lag. der liefernde Granitkörper für die Probe ThBW 1455 (Sedimentationalter ca. 295 Ma nach ODIN 1982) vor ca. 299 Ma die oe Isotherme durchschritt und bereits 5-10 Ma später im Erosionsniveau lag, womit eine sehr schnelle postorogene Hebungs-und Abtragungsgeschichte dokumentiert wird. Für das Erbendorfer Becken können aufgrund geringerer Probendichte derart differenzierte Aussagen nicht gemacht werden, in nach lithostratigraphischen Gesichtspunkten ins hohe Unter-Rotliegend gestellten Schichten (nach STETTNER in Vorb.) finden sich im Detritus nur Abkühlalter um 360 Ma, die somit ZEV -äquivalenten Liefergebieten zugeordnet werden können. Ungereimt ist hierbei, daß sich in einer der mit ca. 360 Ma datierten Proben (Wz 18) mikroskopisch Granitgerölle ausmachen lassen. Entweder stehen diese mengenmäßig stark im Hintergrund, oder aber es besteht eine generelle Diskrepanz zwischen Geröll- und Feindetritus-Spektrum, die sich z.b nach einem Modell von SCHNITZER(1959) durch lokale, gerölliefernde Klippen erklären läßt. Daß durch den Feindetritus v.a. mittel- bzw. hochdruckmetamorphe Decken vertreten werden, bestätigt auch der Disthen-Fund von DILL (1988), auch wenn dieser aus tieferen Schichten der Brandschieferzone stammt. Das

43 35 Fehlen von Disthen in höheren Abschnitten muß nicht unbedingt bedeuten, daß auch primär im Liefergebiet keiner vorhanden war, sondern kann ebensogut durch intrastratal solution (nach PETTIJOHN 1941) im Sediment ausgemerzt sein, im Kohlenwasserstoff -reichen Milieu hingegen bleibt er erhalten. Aus Ermangelung detritischer Muskovite konnten im Stockheimer Becken nur detritische Biotite datiert werden (Wz 133), die jedoch durch die verwitterungsbedingte Verjüngung (vgl. Kap. V.Ll) kein geologisch relevantes Alter liefern. Bei Rückrechnung des ermittelten Biotit-Datums von Ma nach dem K/ Ar- Verlustdiagramm von MITCHELL& TAKA (1984) ergibt sich ein ursprünglich im Liefergebiet erworbenes Abkühlalter von ca Ma, sodaß ein granitisches bzw. niederdruckmetamorphes Liefergebiet wahrscheinlich erscheint. Bei Annahme eines ursprünglichen Abkühlalters von Ma, würde der darstellende Punkt stark von der K/ Ar- Verlustkurve für detritische Biotite abweichen. V.2.2 Daten aus dem Buntsandstein Nach dem breiten Altersspektrum im permo-karbonischen Detritus ist im Buntsandstein nur die Datengruppe von Ma vertreten, ein Trend, der auch noch in der Mittleren Trias weiter anhält. Es kommen folglich als liefernde Gesteine nur die NP/HT -metamorphen Serien des Saxothuringikums und Moldanubikums bzw. die spättektonischen Granite in Frage, woraus wiederum zu schließen ist, daß bereits im Buntsandstein die hangenden MP/HP-Deckeneinheiten weitgehend erodiert waren, sofern sie tatsächlich eine größere Verbreitung hatten. Noch vorhandene Deckenreste am Westrand der Böhmischen Masse wurden bereits im Unteren Buntsandstein von Sedimenten bedeckt, so daß sie als Liefergebiete nicht mehr zur Verfügung standen (vgl. auch Kap. II.2.2). Räumlich kann das Liefergebiet an hand der K/ Ar-Abkühlalter an detritischen Hellglimmern jedoch nicht näher eingegrenzt werden, nach sedimentologischen Hinweisen stammen die randnahen untertriadischen Sedimente (Wz 117, Wz 130) aus dem benachbarten Grundgebirge oder auch aus inneren Teilen der Böhmischen Masse (vgl. u.a. SCHNITZER1957, 1966, 1979, HEIM 1966, LEGGEWIEet al. 1977, KLARE 1989). Für die randferneren Sedimente Unterfrankens (Wz 146) gibt VOSSMERBÄUMER(1979) eine Transportrichtung von 60 0 an, und weist somit auf die Vindelizische Schwelle im Süden als Liefergebiet hin. Da sie als westlicher Sporn der moldanubischen Serien der Böhmischen Masse angesehen wird (DORN 1958), ist diese Herleitung auch aufgrund des "Detritus-Abkühlalters" von i: 7.2 Ma durchaus realistisch, unter der Annahme, daß auch hier evtl. auflagernde Deckeneinheiten bereits prä-buntsandstein abgetragen sind. Altersbestimmungen an Kristallingesteinen des Vindelizischen Landes sind bisher nicht bekannt. Im Oberen Buntsandstein von Hirschau (Wz 158) weisen sowohl das ermittelte Abkühlalter als auch der hohe Kaolinanteil auf den nahen Naab-Granit (vgl. Kap. V.3) als Liefergebiet, evti. auch auf das dort teilweise auflagernde Ober-Rotliegende hin. V.2.3 Daten aus dem Muschelkalk Auch im Muschelkalk konservieren die detritischen Muskovite nur K/Ar-Abkühlalter von Ma, folglich zeichnet sich keine wesentliche Veränderung im Liefergebiet ab, es wird lediglich durch die fortschreitende Sedimentbedeckung weiter eingegrenzt. Durch die generell nach NW zunehmende Karbonatfazies konnten jedoch nur "Detritus-Alter" aus der sandigen Randfazies im Bereich der Oberpfälzer Bucht gewonnen werden. Für diesen Raum gibt SCHRöDER(1964) eine Schüttungsrichtung aus SE an und leitet die Klastika folglich aus moldanubischen Gesteinen ab, was im Einklang mit den in vorliegender Arbeit ermittelten "detritischen Altern" steht.

44 36 V.2.4 Daten aus dem Keuper Im Keuper wandelt sich das monotone Bild der tieferen Trias, und im Unter- sowie Gips-Keuper (speziell im Schilfsandstein) treten bisher aus dem Detritus des oberfränkisch-oberpfälzischen Bruchschollenlandes unbekannte Liefergebiets-Abkühlalter von Ma auf. Solche Abkühlalter sind jedoch auch aus der heutigen Böhmischen Masse weitgehend unbekannt, können aber für bereits erodierte, höhere HP-Deckenstockwerke angenommen werden. Somit ist eine Herleitung dieses Detritus von solchen Deckenpartien durchaus denkbar, aufgrund sedimentologischer Befunde ist jedoch eine Herkunft aus kaledonisch regionalmetamorph geprägten Gesteinen, z.b. denen des Skandinavischen Schildes (s. Kap. V.2) viel wahrscheinlicher. So ermittelten Z.B. PATZELT(1964) und RIECH (1972) für den unteren Keuper eine entsprechende Materialherkunft aus NE bis N, bzw. bestätigt auch DITTRICH(1989) in einer Revision des Delta-Modells von WURSTER(1964) die Abstammung des Schilfsandstein-Materials vom Skandinavischen Schild (sog. Nordischer Keuper). Im Gegensatz dazu wird für die gleichen stratigraphischen Schichten weiter südlich auch eine Herkunft von der Vindelizischen Schwelle bzw. der Böhmischen Masse erwähnt, wobei der Verzahnungsbereich dieser beiden gegenläufigen Schüttungen in den Bereich der Oberpfälzer Bucht, nahe dem Probenpunkt Wz 125 (kms) gelegt wird (SCHRÖDER1972). Dieser südbürtige Einfluß, der ja eine Zu mischung von Ma-Altern bedeuten müßte, kann an hand der vorliegenden K/ Ar- Daten jedoch nicht bestätigt werden. Allerdings wurde auch kein Detritus aus dem Raum Lichtenau untersucht, für den sich die Persistenz 'der vindelizischen Zufuhr durchpaust (SCHRÖDER1977), die auch im sonstigen, höheren Keuper besteht. Zu dem oben Gesagten muß jedoch noch erwähnt werden, daß diese nordische Schüttung nicht unbedingt konstant während der Zeit des unteren Keupers und Gipskeupers angehalten haben muß, denn der zwischen Unterkeuper und Schilfsandstein eingeschaltete Benkersandstein (= randnahe sandige Vertretung der Myophorienschichten) wird nach Schwermineralanalysen von SCHNITZER(1961) aus dem oberpfälzischen Kristallin hergeleitet; anhand von K/ Ar- Detritusdatierungen konnte dies bisher noch nicht geprüft werden. In den höheren Teilen des Keupers pausen sich mit "detritischen Abkühlaltern" von Ma wieder die NP/HT-Einheiten und Granite der Böhmischen Masse bzw. des Vindelizischen Landes als Liefergesteine durch (sog. Vindelizischer Keuper), was durch zahlreiche sedimentologische Arbeiten bestätigt wird (u.a. SCHRÖDER 1958, 1965 b, ABELE et al. 1962, STAHL1971). Wie auch für tiefere Sedimente muß v.a. für den Sandsteinkeuper die Möglichkeit der Sedimentumlagerung berücksichtigt werden (SCHRÖDER1958), wofür v.a. die Ablagerungen des Buntsandsteins und Muschelkalks zur Verfügung standen. Dies kann an hand der detritischen Muskovit-Alter jedoch nicht von einer direkten Schüttung aus dem Kristallin unterschieden werden. Auch im oberen Keuper treten zunächst noch Alter von 325 Ma auf, in den höchsten Teilen, d.h. in 2 Proben aus der Schicht direkt unter der Lias-Sohlbank (Wz 115, Wz 168) deutet sich dann mit Daten von :t 8.4 Ma und :t 9.6 Ma ein Wechsel im Liefergebiet an. V.2.5 Daten aus dem Lias Der sich im obersten Keuper durch "Mischalter" abzeichnende Liefergebietswechsel wird durch ein ähnliches "Mischalter" aus detritischen Muskoviten der Lias-Sohlbank (Wz 46) bestätigt und manifestiert sich dann in etwas höher einzustufenden, liassischen Ton- und Sandsteinen mit Abkühlaltern der Datengruppe Ma. Welches Liefergebiet damit in Frage kommt ist noch ziemlich spekulativ, die durch diese Abkühlalter geprägten Gesteine der Böhmischen Masse, d.h. die MP/HP-Deckeneinheiten, waren ja vermutlich bereits zu Beginn des Buntsandsteins weitgehend erodiert, oder aber sedimentbedeckt, wie aus dem gänzlichen Fehlen der entsprechenden Daten in der Trias geschlossen werden konnte.

45 37 Somit müssen andere Herkunfts-Möglichkeiten diskutiert werden: I. Es existierten noch Deckenareale in hinteren, östlichen Teilen der Böhmischen Masse, die erst im Lias oder später restlos abgetragen wurden. 2. Auf den noch nicht sedimentbedeckten Hochgebieten des Vindelizischen Landes existieren noch entsprechende Gesteinsserien, wobei dies nach den Altern an den detritischen Muskoviten aus triadischen Sandsteinen eher unwahrscheinlich erscheint. Doch immerhin mißt DORN (1958) dem Vindelizischen Land eine Bedeutung als Sediment-Lieferant der sandigen Lias-Ablagerungen bei. 3. Es wurden permo-karbonische Sedimente umgelagert, wobei auch in diesem Fall die westlich und südlich gelegenen Permo-Karbon- Tröge in der Trias überdeckt wurden. Mit der Aussage DE TERRA'S (1925), der auf die Zugehörigkeit des Erbendorfer Permo-Karbons (detritische Muskovit-Alter: ca. 360 Ma) zur mittelböhmischen Senke hinweist, sind jedoch das Rotliegend-Becken Innerböhmens bzw. eventuelle ehemalige Verbindungen zu westlichen Teiltrögen als Liefergebiete denkbar. 4. Darüberhinaus scheint eine Umlagerung später synorogener Sedimente möglich, die aus der Erosion von MPjHP-Deckeneinheiten resultieren und somit detritische Muskovite mit "Detritus-Altern" um Ma beinhalten. In den dunklen, fossilreichen Tonschiefern des höheren Lias sind für Kj Ar-Datierungen geeignete detritische Muskovite nicht zu finden. V.2.6 Daten aus dem Dogger Im Dogger (Dogger ß) treten nun im Detritus Muskovit-Abkühlalter um 580 Ma auf, die bezüglich der Deutung ihrer Herkunft Probleme aufwerfen. Auch in der spärlichen Literatur über die Sedimentologie des Doggersandsteins Mittelfrankens macht sich eine Unsicherheit bezüglich der Herkunft bemerkbar. So stuft SCHRöDER(1962, 1969) ihn "nach Abkunft und Position als typischen Vindelizischen Dogger" ein, vom selben Autor ermittelte Strömungsrichtungen ergeben bipolare, SWjNE-gerichtete Schüttungsbilder (SCHRÖDER1971), wobei der Schwerpunkt auf der Schüttung aus NE liegt (SCHRÖDER,frd!. md!. Mitt.). So vermuten MEYER & SCHMIDT-KALER(1981) neben der Herkunft von der Böhmischen Masse auch den Baltischen Schild als potentielles Liefergebiet. Die hier am Detritus ermittelten Kj Ar-Abkühlalter des Liefergebietes befürworten eine Abstammung aus NE nur bedingt, da Abkühlalter in der Größenordnung um 580 Ma aus der Böhmischen Masse nur aus den Granitoiden der Lausitz und des Ost-Erzgebirges bekannt sind, ob diese vergleichsweise kleinen Abtragungsareale tatsächlich für diese weiträumig identen Alter im Detritus (vg!. Kap. V.2) ausschlaggebend sind, bleibt jedoch dahingestellt. Eine Herkunft vom Baltischen Schild ist aus sedimentologischer Sicht über einen Transport über die NE-deutschpolnische Senke in den mittelfränkischen Raum zwar denkbar (SCHRÖDERmd!. Mitt, BEUTLERmd!. Mitt.), dagegen spricht aber, daß vom Baltischen Schild nur weit ältere Abkühlalter bekannt sind. V.2.7 Daten aus der Ober-Kreide Nach der karbonatischen Fazies im Malm und der massiven Abtragung während der Unter-Kreide beginnt durch Aktivierung der Fränkischen Linie in der Ober-Kreide wieder die Zufuhr klastischen Eintrages. In der extremen Randfazies des Hessenreuther Forstes tauchen nun abermals Daten um 380 Ma auf, die hier jedoch leicht mit dem Einfluß der in unmittelbarer Nachbarschaft gelegenen, und in der Unter-Kreide wieder freigelegten ZEV erklärt werden können. Auch sedimentologisch wird der Feindetritus aus dem gleichen Areal abgeleitet, da in der Schwermineral-Fraktion Disthen mit bis zu 40 Korn-% als Leitmineral auftritt (KLARE& SCHRöDER1990). Lediglich das Geröllspektrum stammt, abgesehen von einem Schuttfächer bei Parkstein, nicht aus ZEV -Äquivalenten, sondern entspricht Gesteinen, wie sie heute am S-Rand des Fichtelgebirges anstehen (KLARE & SCHRÖDER1990); darüberhinaus

46 38 kommt auch eine Umlagerung der permo-karbonischen Sedimente des Erbendorfer Beckens in Frage (mdj. Mitt. STETTNERin KLARE& SCHRöDER1990). Schwer interpretierbar ist in diesem Zusammenhang die Aussage von KLARE et al. (1990), die Disthen als Leitmineral in Ober-Kreide-Sedimenten der nördlichen Frankenalb bis an deren W-Rand feststellten, was wiederum auf eine damalig weitere Verbreitung der MP/HP- Deckeneinheiten hinweist. Angesichts der Daten aus der Trias ist dies jedoch nur schwer vorstellbar, es kann sich dabei nur um einen relativ schmalen Streifen entlang des W-Randes der Böhmischen Masse gehandelt haben, der schon zu Beginn des Buntsandsteins sedimentär verhüllt wurde Eine prinzipiell weitere Erklärung, nämlich daß die Bedeutung des Vindelizischen Landes als Liefergebiet in der Trias wesentlich größer war als die der Böhmischen Masse, ist ziemlich unwahrscheinlich, da dies im Gegensatz zu einem Großteil der sedimentologischen Untersuchungen steht. K/Ar-Analysen am Detritus der randferneren Fazies (z.b. Auerbacher Kreide) waren mangels geeigneter Aufschlüsse nicht möglich. V.3 Ergänzende K/ Ar-Datierungen aus dem Naabgebirgs-Kristallin Wie schon erwähnt, ist für die Interpretation der K/ Ar-"Detritus-Alter" der Vergleich mit den entsprechenden Abkühlaltern aus den heute anstehenden Resten ehemaliger Liefergebiete von entscheidender Bedeutung. Für das Grundgebirge der Böhmischen Masse, insbesondere für dessen Westrand, sind solche Datierungen über weite Bereiche bekannt (vgl. Kap. II.1.2), geochronologisch wie auch petrologisch unbearbeitet ist hingegen der Grundgebirgsvorsprung des Naab-Gebirges südwestlich von Weiden. Allgemein wurde er, auch was seine Altersstellung anbetrifft, zur moldanubischen Zone gerechnet, ohne jedoch konkret untersucht worden zu sein. Da dieser Grundgebirgsbereich v.a. im Rotliegenden eine große Rolle als Liefergebiet gespielt haben muß, und die Datierung des Naab-Granits ein eventuell wichtiges Kriterium zur Abschätzung von Hebungs- bzw. Abtragungsgeschwindigkeiten sein könnte (vgj. Kap. V.2.1), wurden neben der Bearbeitung der Vorlandsedimente 2 Biotit-Präparate aus dieser Region mit der K/ Ar-Methode datiert. Dabei ergaben sich J. für den feinkörnigen Naab-Granit (Wz 154): :!: 8.8 Ma 2. für einen Biotit-Gneis (Wz 155): :!: 8.1 Ma, Daten, die hier als Mineralabkühlalter interpretiert werden. Insofern wird die bisher angenommene Zuordnung zu den niederdruckmetamorphen, mit Ma datierten moldanubischen Serien bestätigt und der Naab-Granit zur spätvaristischen Generation gestellt, entsprechend z.b. dem Leuchtenberger Granit. VA Bestimmung von Zeitpunkt und Intensität der postsedimentären Überprägung im Ostteil der Süddeutschen Scholle Entscheidend für die Interpretation der K/ Ar-Altersdaten an detritischen Glimmern ist, daß eine stärkere postsedimentäre thermische Überprägung, die eine Störung des K/ Ar-Isotopensystems und damit eine Verfälschung der "Liefergebiets-Abkühlalter" bewirken könnte, ausgeschlossen werden kann. Für den Ostteil der Süddeutschen Scholle wird dies im allgemeinen angenommen (SCHRÖDER1975), um dies jedoch auch nachzuweisen, wurden von einigen Proben, von denen meist auch K/ Ar- Datierungen an detritischen Muskoviten vorlagen, die Feinfraktionen näher untersucht, indem 1. die Illitkristallinitäten gemessen wurden und 2. die K/ Ar-Alter dieser Fraktionen bestimmt wurden. Für die gegebene Fragestellung wurden nur die Illitkristallinitäts-Daten der glycolisierten Präparate berücksichtigt (vgl. Kap. IV.3.2), eine Aufstellung auch der unglycolisierten Werte findet sich im Anhang, Tab. 4.

47 39 Zur Abschätzung der Intensität einer solchen Überprägung kann üblicherweise die Illitkristallinität herangezogen werden, sie alleine reicht jedoch häufig nicht aus. Bei anchizonalen Illitkristallinitätswerten (vgl. Abb. 9), die auf Temperaturen hinweisen, die schon zu einer Störung des K/ Ar-Systems führen können (s. HUNZIKERet al. 1986), muß entschieden werden, ob tatsächlich eine dementsprechende thermische Überprägung des Sediments vorliegt oder der Einfluß von detritischem Altbestand (mit hohem Kristall-Ordnungsgrad) in der Tonfraktion diese I1litkristallinitätswerte verursacht. Eine diesbezügliche Entscheidung konnte hier anhand eines Vergleiches mit den jeweiligen K/ Ar-Datierungen und Sedimentationsaltern getroffen werden (vgl. Tab. I, Abb. 16 a und b), nach einem Schema ähnlich dem von AHRENDTet al. (im Druck). jm Wz93 < ,1 :!:7,0 0,253 jm Wz93 < 0, ,6:!:8,2 0,268 (ko)/ju Wz26 < ,1 :!:7,4 0,290 ko/(ju) Wz67 < 0, ,6:!:6,6 1,135 kmc Wz90 <2 ca ,7:!:4,8 0,820 mu Wz110 < ,9 :!:4,5 0,390 mu Wz 129 < ,8 :!:4,8 0,380 so Wz 117 < ,6:!:5,2 0,325 so Wz 117 < 0, ,7:!:5,3 0,420 so Wz 146 < ,O:!:6,3 0,320 ru Wz 133 < ,5:!:5,0 0,915 ru Wz 133 < 0, ,3:!:5,0 0,920 co/(ru) Wz 147 < ,9:!:5,6 0,590 co/(ru) Wz 147 < 0, ,O:!:11,2 0,540 co ThBW1061 < ,9:!:6,8 0,334 co ThBW1178 < ,1 :!:5,6 1,005 co ThBW1180 < ,4 :!:6,5 0,463 co ThBW1275 < ,1 :!:5,6 0,280 co ThBW1418 < ,4:!:5,3 0,740 co ThBW1418 < 0, ,5:!:5,7 0,783 co ThBW1431 < ,4:!:6,8 0,713 Tab. I: Daten zur Bestimmung der postsedimentären Überprägung des Deckgebirges; Grenzwerte für die I1litkristallinitäten s. Abb. 9. Beim Betrachten der Abb. 16 a, in der die Daten der Oberflächenproben (Wz) aufgetragen sind, fallen in erster Linie 2 Bereiche ins Auge, und zwar I. der Bereich, in dem die KlAr-Alter der Feinfraktionen größer als das Sedimentationsalter sind (links oberhalb der Linie), was nur mit einer starken Beeinflussung durch detritischen Altbestand erklärt werden kann. Diese Interpretation wird auch durch die Illitkristallinitätswerte von:;; (.), d.h. anchizonale Werte bestätigt, die in diesem Zusammenhang selbstverständlich nicht als stärkere thermische Überprägung im Sediment gedeutet werden dürfen. Demnach bestehen die Tonfraktionen dieser Proben (z.b. aus dem Dogger) zu einem relativ hohen Prozentsatz aus feinstem Detritus, was in Einklang mit sedimentologischen Aussagen von SCHRöDER(1962 und frdl. mdl. Mitt.) und MEYER& SCHMIDT-KALER(1981) steht, die den Doggersandstein als ausgereiftes und vielfach im bewegten Flachwasser kleinräumig umgelagertes Sediment beschreiben. 2. der Bereich, in dem die KlAr-Alter der Feinfraktionen kleiner bzw. gleich dem Sedimentationsalter sind (rechts unterhalb der Linie).

48 Illitkristallinrtät $ 0.29 "20 <ii' ~ l: l:.e '" 250 ~ 'E ~ l: '" l: '"Cl l: :l 200 lii :; '1 <::2 o lilitkristallinrtät '20 lliitkristallinrtät > 0.33 '26 Wz 93 «t Wz ~ml. -=1 Zeitraum authigenen liiitwachstu~.wz26... '".. '." ', ', '.'... Wz90' a Lias Keuper Permo-Karbon Sedimentationsalter nach OOIN (1982) [Mal 300 t Illilkristallinrtät $ 0.29"20 <ii' ~ l: '"l: o 250 ~ ~ 'E o lilitkristallinrtät '26 tttitkristaltinität > 0.33 )28 Wz 93 «Wz ~m). twz26 ThBW 1180 ThBW 1431 ThBW 1061 ThBW 1418 ThBW 1418«02 ~m) ThBW :l: '" l: '"Cl l: :l 200 lii :; '1 <::2 -=1 Zeitraum authigenen liiitwachstu~ Wz90" "... :-::::-',.,. :::::: :... WZ.;33(~.02~;.,;~ b 150 Lias Keuper Permo-Karbon Sedimentationsalter nach ODiN (1982) [Ma] Abb. 16: Darstellung zur Abschätzung der postsedimentären Überprägung im Deckgebirge - eine Korrelation von Illitkristallinität. Sedimentationsalter und Kj Ar-Alter an Feinfraktionen «2 JLm; bei < 0.2 JLrn s. Angabe); Erläuterungen s. Text. a. Darstellung ohne die Daten aus dem Permo-Karbon der Bohrung "Stadt Weiden". b. Darstellung unter Einbeziehung der Daten aus dem Permo-Karbon der Bohrung "Stadt Weiden".

49 41 Nach den Illitkristallinitäten können hier 2 weitere Gruppen unterschieden werden, mit: a. Illitkristallinitäten > (.; eindeutig diagenetischer Bereich), d.h. hier wird tatsächlich die Neubildung von Hliten aufgrund eines schwachen thermischen Events im Sediment datiert. b. Illitkristallinitäten von (0 ; Übergangs bereich), womit eine Mischung aus authigenen Illiten und detritischem Altbestand widergespiegelt wird. Die allgemeine, für die Detritus-Datierungen entscheidende Aussage ist nach diesen Daten, daß eine stärkere postsedimentäre thermische Überprägung, die zu einer Reequilibrierung des KI Ar-Isotopensystems der groben detritischen Glimmer führen könnte, gänzlich ausgeschlossen werden kann und somit die "Detritus-Alter" tatsächlich unverfälscht die Mineralabkühlalter der Liefergebiete repräsentieren. Bezüglich der zeitlichen Erfassung des schwachen thermischen Events mit authigenem Illitwachstum kann der Zeitraum von ca Ma angegeben werden (s. Abb. 16 a), in den auch eine KlAr-Datierung (Fraktion <2).Im, Palygorskit; Ma) aus dem Sandsteinkeuper von BONHOMME(1982) fällt, die der Autor mit dem Zerfall Pangaeas in Zusammenhang bringt (vgl. auch KORMANN& DIETRICH 1985). SCHRöDER(1982) weist auch darauf hin, daß die Altkimmerische Diskordanz (max. bis zu 600 m Abtrag; Grenze Karn/Nor), die die Hauptabsenkung des Germanischen Beckens beendet, aufgrund ihres flachen Einfallswinkels bislang zu wenig beachtet wurde. Hinweise auf eine kretazische Überprägung, wie sie im Nordsee- Becken (LEE et al. 1989) nachgewiesen, im Norddeutschen Becken hingegen kaum noch zu erfassen ist (AHRENDTet al. im Druck), gibt es im Deckgebirge der Süddeutschen Scholle jedoch keine. Auch ein jurassischer Event, der sowohl im Norddeutschen (AHRENDT et al. im Druck) als auch im Pariser Becken (CLAUER,frdl. mdl. Mitt.) nachgewiesen werden konnte, paust sich hier nicht durch. Eine Schlüsselrolle für diese Aussage spielt Wz 67 «0.2 ).Im), schließlich müßte das empfindliche Isotopensystem einer< 0.2 ).Im-Fraktion durch ein solches Event neu eingestellt sein. Das Alter von 205 Ma, das auch dem Sedimentationsalter entspricht, muß im Zusammenhang mit dem Illitkristallinitätswert von jedoch als echtes Diagenesealter interpretiert werden. Darüberhinaus zeigen die Tonfraktionen aller Proben, die nach dem Keuper/Lias-Event abgelagert wurden, einen starken Detritus-Einfluß, aber kaum authigenes Illitwachstum. Ihre "< 2 ).Im-Alter" sind zwar gegenüber ihren "Detritus-Altern" verjüngt (vgl. Tab. 2), vermutlich aber nur durch die Diagenese und nicht durch einen späteren höheren Wärme fluß; dieser hätte sich stärker auswirken müssen. Auch die von WEMMER(1991) in der ZEV mit Ma datierte Kataklase paust sich im Deckgebirge nicht durch. Dieser Prozess scheint sich tatsächlich nur im Grundgebirge abgespielt zu haben, das Deckgebirge wurde im Zuge dieser Bewegungen lediglich in Bruchschollen zerlegt, eine thermische Überprägung blieb jedoch aus. Eine Sonderstellung bei all diesen Überlegungen nehmen die Proben der Thermalwasserbohrung "Stadt Weiden" ein (ThBW; s. Abb. 16 b). Die an ihren Tonfraktionen bestimmten KlAr-Alter fallen nicht in das Intervall von Ma, sondern liegen sämtlich darüber, jedoch nicht höher als das Sedimentationsalter. Da sie über einen weiten Bereich streuen, muß eine Mischung aus detritischem Altbestand und authigenen Illiten angenommen werden. So weist z.b. eine Probe (ThBW 1275) einen Illitkristallinitätswert von< auf, weshalb prinzipiell eine anchizonale postsedimentäre Überprägung nicht ausgeschlossen werden kann. Im Kontext mit den anderen Ergebnissen ist dies jedoch sehr wohl möglich; schließlich ist dies der einzige derartige Fall, außerdem liegt das "< 2 ).Im-Alter" nahe dem Sedimentationsalter, was ebenfalls für einen detritischen Einfluß spricht. Daß der Detritus-Einfluß hier anhand des KlAr-Alters nicht so deutlich wird wie bei den auf S. 39 unter 1. erwähnten Proben, kann u.a. darauf zurückgeführt werden, daß es sich in dieser Probe vermutlich um feinsten granitischen Muskovit-Detritus handelt, dessen Abkühlalter nur geringfügig über dem Sedimentationsalter liegen dürfte (vgl. Kap. V.2.1). Ein solches Detritus-Alter liegt mangels grober Muskovite leider nicht vor.

50 ThBW 1275 ~ThBW ThBW 1061 ~ ThBW 1431 ~.ThBW1418 Abb. 17: Korrelation von Illitkristallinitäten und K/ Ar-Altern an Feinfraktionen am Beispiel des Vertikalprofils der Bohrung "Stadt Weiden" - ein Hinweis auf die Abhängigkeit der "< 2 p,m- Alter" an Tonsteinen vom Detritus- Einfluß eines nahe gelegenen Liefergebietes ThBW 1418 «0.2IJm) ThBW1178.' 0.9 IIlitkristaliinitäten der Feinfraktionen [ 2 SI ~ Gründe, weshalb die Illitkristallinitätswerte bei den restlichen ThBW-Proben so hoch liegen (» ), können hier nur zur Diskussion gestellt werden. Eventuell läßt es sich damit erklären, daß hier z.t. Tonsteine bearbeitet wurden, im Gegensatz zu den Wz- Proben (Sandsteine). Die Illitkristallinität ist nach REUTER (1985) jedoch ein relatives Maß und speziell beim Vergleich unterschiedlicher Sedimenttypen kann es zu Unstimmigkeiten kommen (vgl. auch Kap. IV.3.1). Beim Auftragen der K/ Ar-Alter an Feinfraktionen gegen die Illitkristallinitätswerte (s. Abb. 17) wird deutlich, daß mit zunehmenden Illitkristallinitätswerten, d.h. mit abnehmendem Kristallordnungsgrad sich immer jüngere Alter einstellen und sich immer mehr dem aus Abb. 16 a abgeleiteten Zeitraum eines schwachen thermischen Ereignis nähern. Bezüglich des K/ Ar-Alters der Feinfraktionen ist zu sagen, daß generell Tonsteine ein höheres "< 2 p,m-alter" aufweisen als vergleichbare Sandsteine (AHRENDT,frdl. mdl. Mitt.). Faziesbedingt finden sich in Tonsteinen relativ mehr feinstaufbereitete detritische < 2 p,m-partikel als in gröberklastischen Sedimenten. Dies wird hier durch einen Grobsandstein (Wz 147) bestätigt, der ebenfalls aus dem Weidener Permo-Karbon stammt, jedoch ein wesentlich jüngeres Alter in der Tonfraktion von ca. 215 Ma liefert. Diese generell bekannte Tendenz scheint hier im Weidener Becken verstärkt durch die Nähe zum Liefergebiet, wo der Detritus-Einfluß noch sehr dominant ist. Auch die Tatsache, daß sich über den gesamten Teufenbereich der Bohrung kein einheitlicher Trend der "< 2 p,m-alter" oder der Illitkristallinitäten erkennen läßt, erscheint bei einer Abhängigkeit von der Nähe zum Liefergebiet nun logisch, schließlich änderte sich im Permo-Karbon die Lieferdistanz durch wiederholte Reliefeinebnung und -neubelebung mehrmals. Auf diese Weise lassen sich auch die auf den ersten Blick wenig aussagekräftig erscheinenden Daten aus dem Permo-Karbon der Bohrung "Stadt Weiden" schlüssig interpretieren. Aber auch nach diesen Daten aus dem Weidener Becken werden die oben gemachten Aussagen über Zeitpunkt und Intensität einer postsedimentären Überprägung nicht beeinflußt. Außerdem paust sich auch in diesem Gebiet kein kretazisches Ereignis durch, sodaß sich die im Weidener Permo- Karbon- Trog an kohligen Lagen ermittelten hohen Vitrinit-Reflexe, die ebenso wie die Fluid-Analysen auf eine Temperatur von oe deuten (BEHR, frdl. mdl. Mitt.), nicht auf ein solch spätes Ereignis zurückzuführen lassen, sondern vermutlich eher mit dem perm ischen Vulkanismus zusammenhängen.

51 43 Generell zeigen die datierten< 2 IJm/< 0.2 IJm-Paare den erwarteten Trend, daß die< 0.2 IJm-Fraktionen durch den geringeren Detritus-Einfluß auch jüngere Daten liefern. Lediglich bei Wz 147 trifft dies nicht zu, was hier jedoch aufgrund des großen Fehlers von:!: 11.2 Ma nicht interpretiert werden darf. V.5 Bestimmung des Hellglimmer-Chemismus Aus den bereits datierten Proben wurden exemplarisch 3 ausgewählt, um daran anhand der Bestimmung des Hellglimmer-Chemismuses (Si-Gehalt) eine relative Druckabschätzung nach MASSONNE& SCHREYER(1987) vorzunehmen. 3,5 C,,!. "0'0 /]1, Wz 129 (~",>. 3,4.-tfO)s I~/Iv ~/VI D Wz18 3,3 Si/f.u. 3,2 3 1,5 1,6 1,7 1,8 1,9 2 2,1 2,2 2,3 2,4 2,5 2,6 2,7 2,8 2,9 3 AI/f.u. Abb. 18: Mikrosonde-Analysedaten an detritischen Muskoviten, dargestellt im Si/Al-Diagramm (in Anzahl der Atome pro Formeleinheit = f.u., bezogen auf 11 O-Atome). a. Darstellung der Analysedaten der Proben Wz 18 und Wz 129 b. Überlagerung der Daten aus Abb. 18 a durch Analysen von Wz 115

52 44 Damit sollte versucht werden, die Zuordnung von Detritusdaten der Altersgruppe Ma zu mittel- bis hochdruckmetamorphen, bzw. der Altersgruppe Ma zu niederdruckmetamorphen Liefergebieten zu überprüfen. Dafür wurde je eine Probe dieser beiden Datengruppen (Wz 18: :!: 8.8 Ma; Wz 129: :!: 7.0 Ma) ausgewählt, die Ergebnisse der Mikrosonde-Analysen (mehrere Einzelkornmessungen pro Probe) sind im Si/ Al- Diagramm (s. Abb. 18) dargestellt, die Meßdaten finden sich im Anhang, Tab Es zeichnen sich zwei nicht allzu deutlich voneinander zu trennende Punktwolken ab, wobei die erwartete Tendenz, nämlich daß die Muskovite aus Wz 18 durch eine druckbetontere Metamorphose geprägt sind als die aus Wz 129, durchaus zu erkennen ist. Daß die darstellenden Punkte dabei oberhalb der idealen Muskovit-Celadonit-Linie liegen, ist darin begründet, daß bei der Analyse nicht zwischen Fe 2 + und Fe 3 + unterschieden wird. Bei getrennter Angabe beider Ionen rücken die Datenpunkte bei geeigneter Darstellung (s. GUIDOTTI1984) auf diese Linie. Die darstellenden Punkte einer 3. Probe (Wz 115) überlagern im Si/Al-Diagramm die Bereiche der beiden O.g. Proben und untermauern somit die Interpretation des K/Ar-Datums von :!: 8.4 Ma als Mischalter aus obigen Altersgruppen. Innerhalb dieser Probe tendieren grobe, frischere Kristalle zu niedrigeren Si-Gehalten, eine Generation von kleineren, korrodierten, gerundeten Körnern ohne erkennbaren Kristallflächen liefert höhere Si- Gehalte; ein Einzelkorn mit einem Si-Gehalt von 3.44 Si/Lu., d.h. ein reiner Phengit, vertritt eine Hochdruck- Phase. Eine konkrete Druckangabe ist an hand der durchgeführten Messungen jedoch nicht möglich, da 1. die Bildungstemperaturen unbekannt sind und 2. außerdem nicht gesichert ist, daß im Liefergebiet dieser Muskovite die von MASSONNE& SCHREYER(1987) geforderte Paragenese mit Kalifeldspat, Biotit und Quarz vorgelegen hat, wenn dies auch aus der häufigen Anwesenheit dieser Minerale im Detritus zu vermuten ist. Damit kann also bisher nur gesagt werden, daß sich die Zuordnung der Glimmer zu den verschiedenen tektonometamorphen Liefergebieten durch diese Untersuchungen vermutlich überprüfen läßt, eine statistische Überprüfung dieser Aussage ist bisher jedoch noch nicht erfolgt. Diese Untersuchungen sind somit lediglich als ein erster Schritt zur Typisierung der datierten Glimmer anzusehen. VI SCHLUSSFOLGERUNGEN UND AUSBLICK Ein entscheidendes Ergebnis vorliegender Arbeit ist, daß sich die K/ Ar- Datierung detritischer Muskovite als eine der erfolgversprechendsten Methoden für paläogeographische Rekonstruktionen erwiesen hat. Zum einen konservieren detritische Muskovite unverfälscht ihr im Liefergebiet erworbenes Abkühlalter und lassen Rückschlüsse auf bereits abgetragene Einheiten zu, zum anderen wird durch die Konsistenz der Daten auch über größere Entfernungen die Relevanz der Methode für Probleme der Materialherkunft aufgezeigt. Detritus-Mischungen treten lediglich in der vertikalen, d.h. zeitlichen Abfolge auf (z.b. Wende Trias/Jura), eine Mischung zweier regional unterschiedlicher, gleichzeitig aktiver Liefergebiete ist jedoch nicht zu beobachten. Anhand der vorgestellten Ergebnisse, in Korrelation mit sedimentologischen Befunden aus dem Deckgebirge und v.a. geochronologischen Kenntnissen des Grundgebirges, kann bezüglich der Böhmischen Masse zusammenfassend gesagt werden, daß die seit dem Permo-Karbon abgetragenen l'aristischen Krusteneinheiten im wesentlichen jenen entsprechen, die sich auch heute noch im Erosionsnheau befinden. Die Tatsache, daß in der Trias - abgesehen von einer Zuschüttung aus einem externen, im Norden gelegenen Liefergebiet - nur Alter zwischen Ma erfaßt wurden, läßt weiterhin die Annahme zu, daß nach den kräftigen Schüttungen im Permo-Karbon die mittel- bzw. hochdruckmetamorphen Deckeneinheiten bereits weitgehend erodiert, bzw. Ihre Reste sedimentbedeckt waren, sodaß weiträumig die niederdruckmetamorphen Einheiten Ins Abtragungsnil'eau gerieten. Inwieweit die Erosion der spätvaristischen Granite die Daten beeinflußt, läßt sich hier anhand der K/ Ar-Abkühlalter nicht entscheiden.

53 45 Weiterhin muß berücksichtigt werden, daß nach der varistischen Orogenese nicht nur die heutige Grundgebirgs- Hochscholle als Liefergebiet in Frage kam, sondern auch das heute überdeckte Vindelizische Land im Süden bzw, Südosten. Das erneute Auftreten von Altersdaten von Ma in jüngeren Sedimenten, kann z.b. mit einer Resedimentation permo-karbonischer bzw. älterer synorogener Ablagerungen interpretiert werden (Lias), bzw. als räumlich eng begrenzte Schüttung aus wiederfreigelegten Deckenresten (Ober-Kreide). Der mit Ma datierte Detritus scheint einen Liefergebietswechsel zu dokumentieren. Für den unteren Keuper sowie den Dogger ist aus den ermittelten Daten ( Ma; ca. 580 Ma) und auch aus sedimentologischen Befunden anzunehmen, daß in diesen Zeiträumen völlig andere, vermutlich im Norden bzw. Nordosten gelegene Liefergebiete eine Rolle spielten. Einen schematischen Überblick über die Herkunft der Klastika im nordwestlichen Vorland der Böhmischen Masse, abgeleitet aus KlAr-Datierungen an detritischen Muskoviten, gibt Abb. 19. detritischen K1Ar-A~er an Muskoviten im Deckgebirge Stratigraphimittlere Detritus- Herkunft.. Cl> kro 380 ~:~:~: '0 'CD ~... kru (Schichtlücke) ctl... :J ""') In ctl 'e: f- c ctl ~I 0 E... Cl> a.. ja jm (Karbonate) 580 ju k 405 m 320 S 320 co :::::: 360 :=:=:: :~~~:.~ Liefergebiet Skand, Schild / ////////// ~ :;; ////////// ////// ////// ////// ////// ////// Liefergebiet i. NEIN Lausitz? E'Erzgeb,? Liefergebiet Böhm. Masse und Vindelizisches Land ~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~~ :: MP/HP- : :: Deckeneinheiten :: ~H~~~~b~35Ö: ~~~~~~ n{.: NP-Einheiten :.. +. :. spätvaristische. : Granite :. :.:.:. :.:.:.:.: :. :. 320'::::' '.' 335:::: ~:~:~:... o 300_ Abb. 19: Potentielle Liefergebiete für die Deckgebirgssedimente der Süddeutschen Scholle, abgeleitet aus KI Ar- Datierungen (in Ma) an detritischen Muskoviten

54 46 Neben diesen großräumigen Rekonstruktionen zeigt die detailliertere Studie der Thermalwasserbohrung "Stadt Weiden", daß schon im tiefsten Permo-Karbon spät- bis postvaristische Granite (AbkühlaIter: :t 6.0 Ma) abgetragen wurden, womit eine sehr schnelle Hebung des Grundgebirges dokumentiert wird. Somit wird an hand dieser K/ Ar-Detritus-Datierungen eine Aussage untermauert, die auch einem Vergleich von Monazit- und Biotit-Daten aus dem Moldanubikum zu entnehmen ist. Hier liefern U/Pb-Datierungen an Monaziten Alter um Ma, die entsprechenden Rb/Sr-Biotit-Alter liegen nur 5-10 Ma darunter (TEUFEL 1988). Unabhängig davon, ob diese Monazitalter als Abkühlalter oder Metamorphosealter interpretiert werden, bedeutet diese geringe Alters-Differenz eine sehr schnelle Abkühlung in 5-10 Ma um ca. 300 C. Ein entprechender Vergleich für die Ivrea-Zone zeigt, daß hier die Differenz ca Ma beträgt und damit eine vergleichsweise langsame Abkühlung dokumentiert (TEUFELet ai. 1989, CLAUSEN1990). Aus all diesen Daten kann geschlossen werden, daß bereits im Permo-Karbon, also in der Spätphase der Kollision, wesentliche Teile des varlstischen Orogens abgetragen waren, d.h. daß ein großer Teil der mit km veranschlagten Grundgebirgsauflage schon synorogen erodiert wurde. Dieses höhere kristalline Stockwerk läßt sich folglich nur aus einer Analyse synorogener Ablagerungen, also der Flysch-Sedimente rekonstruieren. Darüberhinaus hat sich ebenfalls gezeigt, daß bei einer derartigen Analyse der Abtragungsprodukte weiträumiger gearbeitet werden muß. Schließlich muß z.b. die Auflage derjenigen spät- bis postvaristischen Granite, deren Detritus sich in permo-karbonischen Sedimenten findet, notwendigerweise in permo-karbonischen bzw. oberkarbonischen Trögen abgelagert worden sein. Die zu geringen Sedimentmächtigkeiten in den intramontanen Permo-Karbon- Trögen stehen jedoch im Gegensatz zu der geforderten Mächtigkeit der abgetragenen Kristallin- Einheiten, woraus gefolgert werden muß, daß sich die Abtragungsprodukte in weiter entfernteren oberkarbonisch bzw. permo-karbonischen Becken, evti. des Ruhr-Gebietes (?) finden lassen. Ein erster Schritt zur Datierung von synorogenem Detritus wurde mit der Bearbeitung detritischer Muskovite aus der?oberdevonischen Witzenhausener Grauwacke unternommen, die aufgrund des ermittelten "Detritus-Alters" ( :t 8.7 Ma) von den druckbetonten Deckeneinheiten abzuleiten ist. Bei einem Sedimentationsalter von ca Ma bedeutet dieses Abkühlalter, daß das Liefergebiet bei der Hebung die C-Isotherme vor 377 Ma durchschritten hat, und schon 5-15 Ma später im Erosionsniveau lag. Unter der Vorraussetzung, daß die stratigraphische Einstufung ins Oberdevon zutreffend ist, wird mit dem Datum von 377 Ma eine schnelle Hebung bzw. Abtragung der Decken und eine schnelle, direkte Sedimentation durch Turbidite belegt. Während solche, nahe am Sedimentationsalter liegende "Detritus-Abkühlalter" zwar Aussagen über relative Hebungs- bzw. Abtragungsgeschwindigkeiten erlauben, war dadurch, daß schon in den stratigraphisch ältesten Sedimenten der Süddeutschen Scholle Detritus aller tektonometamorphen Einheiten des heute angeschnittenen Grundgebirgsstockwerkes vertreten ist, eine präzisere Berechnung von Mächtigkeitsbilanzen und Hebungs- bzw. Abtragungsraten, die über die der Sedimentologen hinausgehen, an hand der bisher durchgeführten Untersuchungen leider nicht möglich.

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64 Wz 176. Wz 174 Wz 175 Wz 164.WZ 162.Wz 165 COBURG ~ W~6,11~ o SCHWElNFURT 20km Wz 90. WZ67~.WZ 177 OBAYRE Wz km BAMBERGO Wz 71.wz 120 Wz26 Wz 3 Deckgebirge: ITIIIIll Tertlar CJ Ober-Kreide ~ Jura o Trias Iiillbil Penno-Karbon Grundgebirge: ~ SaxolhurlnglkumlMoldanublkum ~ Deckenkomplex (ZEV, MM) NÜRNBERG 0 Abb. 20: Probenverteilung im Deckgebirge der Süddeutschen Scholle; Kartengrundlage nach Geologische Karte von Bayern 1: , 3. Auflage, 1981.

65 Ort Deck ebir e: Wz13 Grafenwöhr mu Feinsandstein Granit Wz18 Grötschenreuth ru Konglomerat Gneis Wz26 Unternschreez ju Tonstein Wz46 Ebersdorf (ko)/ju Feinsandstein Wz67 Pechgraben ko/(ju) mittelk. Sandstein Wz71 Forkendorf ko/(ju) Tonstein Wz82 Roschlaub jm Feinsandstein Wz90 Schönbachsmühle kmc mittelk. Sandstein Wz93 Reifenberg jm mittelk. Sandstein Wz96 Friedersreuth kro kongl. Sandstein Wz97 Friedersreuth kro kongl. Sandstein Wz 101 Hessenreuth kro Konglomerat Wz 105 Wz 110 ER 1-8 8,37-8,84 Schaden ru mittelk. Sandstein Kemnath mm mittelk. Sandstein ER ,53-65,00 reuth ru Feinsandstein Kulmain mu mittelk. Sandstein Wz 115 Ebersdorf ko/(ju) mittelk. Sandstein Wz 117 Vogtendorf so Feinsandstein ThBW , ,85 Weiden co Tonstein ThBW , ,54 Weiden co Tonstein Wz 120 Bodenmühle kms Grobsandstein ThBW , ,52 Weiden Tonstein Wz 125 Scheckenhof kms mittelk. Sandstein ThBW , ,55 Weiden co mittelk. Sandstein Wz 126 Tremmersdorf mo mittelk. Sandstein Wz 129 Eschenbach mu mittelk. Sandstein ThBW , ,10 Weiden co Feinsandstein Wz 130 Weißenbrunn sm mittelk. Sandstein ThBW , ,75 Weiden co mittelk. Arkose Wz 133 Rothenkirchen ru Feinsandstein ThBW , ,68 Weiden co Feinsandstein Wz 146 Bettingen so mittelk. Sandstein ThBW , ,00 Weiden co Tonstein ThBW , ,00 Weiden co Feinsandstein Wz 147 Weiden (Ziegelei) co/(ru) kgl. Grobsandstein ThBW , ,00 Weiden co Feinsandstein Wz 148 Weiden (Ziegelei) co/(ru) Tonstein ThBW , ,90 Weiden co Feinsandstein Wz 149 Weiden (Ziegelei) co/(ru) Tonstein ThBW , ,30 Weiden co kongl. Arkose Wz 158 Hirschau so Qz-Fsp-Kaolin-Sdst. ThBW , ,10 Weiden co Feinsandstein Wz 162 Unterhof kms mittelk. Sandstein ThBW , ,35 Weiden co Tonstein Wz 164 Annabild kmb Feinsandstein ThBW , ,20 Weiden co mittelk. kgl. Sandst. Wz 165 Stemberg kmc mittelk. Sandstein ThBW , ,00 Weiden co Grob-Arkose Wz 167 Heilgersdorf ju mittelk. Sandstein Wz 168 Großheirath ko/(ju) mittelk. Sandstein Wz 169 Großheirath (ko)/ju mittelk. Sandstein Stratigraphische Position der Proben nach: Wz 174 Kleinwenkheim ku mittelk. Sandstein I. Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern, 1:25000, München, VI co -.l Wz 175 Wermerichshausen ku mittelk. Sandstein diverse Blätter bzw. der jeweiligen Geologischen Karten dazu. Wz 176 Bedheim ku mittelk. Sandstein 2. HÖRAUF (1959), VON FREYBERG ( 1965), WEBER R. (1968), KESSLER Wz 177 Staffelbach kmc mittelk. Sandstein (1973), BLOOS (1981), KREGE & SCHRöDER (1981), LEITZ & SCHRöDER (1981 a,b, 1985), SCHIRMER (1981), MUNK (1985), VELO (1987), DILL ( 1990). Tab. 2: Probenliste 3. mündliche Mitteilungen von Prof. Dr. B. Schröder (Bochum).

66 58 Proben- K2Q-Fehler 40 Ar' bezeichnun fraktion Wz 13 mus mu 7,82 0,45 85, , ,2 7,0 Wz 18 mus ru 9,77 0,61 129, , ,6 8,8 Wz 18 mus ru 9,71 0,22 129, , ,8 7,7 Wz18 mus ru 9,82 0,67 126, , ,7 8,7 Wz 18 mus ru 9,77 0,00 128, , ,9 7,6 Wz26 mus ju 9,36 0,62 122, , ,7 8,8 Wz46 mus (ko)/ju 9,62 0,61 114, , ,0 8,0 Wz67 mus ko/(ju) 9,58 0,44 110, , ,3 7,2 Wz71 mus ko/(ju) 9,43 0,61 108, , ,2 7,6 Wz82 (m.r.) mus jm 9,81 0,61 215, , ,9 13,6 Wz 82 (o.r.) mus jm 8,83 1,12 166, , ,0 15,2 Wz90 mus kmc 10,46 0,20 115, , ,9 6,4 Wz90 bio kmc 7,62 0,00 64, , ,5 5,4 Wz93 mus jm 9,90 0,14 218, , ,6 11,8 Wz96 mus kro 8,85 0,61 120, , ,8 9,0 Wz97 mus kro 8,80 0,56 121, , ,0 8,8 Wz 101 mus kro 9,46 0,37 127, , ,1 8,0 Wz 105 mus mm 8,81 0,56 97, , ,0 7,2 Wz 110 mus mu 9,25 1,61 105, , ,7 7,6 Wz 115 mus ko/(ju) 10,16 0,70 121, , ,6 8,4 Wz 117 mus so 10,02 0,61 113, , ,8 7,6 Wz 120 mus kms 9,95 0,78 142, , ,3 10,1 Wz 120 mus kms 9,07 0,31 132, , ,7 8,5 Wz 120 bio kms 3,49 0,81 27, , ,5 6,2 Wz 125 mus kms 7,03 0,60 105, , ,8 9,7 Wz 126 mus mo 8,61 0,99 97, , ,5 7,8 Wz 129 mus mu 8,94 0,47 100, , ,5 7,0 Wz 130 mus sm 10,31 0,72 111, , ,0 7,6 Wz 133 bio ru 7,29 0,19 75, , ,5 6,6 Wz 146 mus so 10,32 0,61 112, , ,2 7,2 Wz 147 mus co/(ru) 9,73 0,22 125, , ,7 7,4 Wz 148 mus co/(ru) 9,00 0,61 117, , ,0 8,6 Wz 149 mus co/(ru) 8,07 0,18 102, , ,1 7,8 Wz 149 bio co/(ru) 6,13 1,04 63, , ,1 9,0 Wz 154 bio Granit 8,63 0,90 99, , ,3 8,8 Wz 155 bio Gneis 7,85 0,78 87, , ,6 8,1 Wz 158 mus so 5,84 0,24 65, , ,1 6,6 Wz 162 mus kms 10,27 0,48 149, , ,9 9,0 Wz 164 mus kms 10,14 0,87 119, , ,4 9,0 Wz 165 mus kmc 10,55 0,40 115, , ,6 6,7 Wz 167 mus ju 9,81 0,00 128, , ,4 7,4 Wz 168 mus ko/(ju) 9,60 0,96 117, , ,5 9,6 Wz 169 mus (ko)/ju 10,12 0,14 126, , ,0 7,2 Wz174 mus ku 9,60 0,61 139, , ,9 9,4 Wz 175 mus ku 9,50 0,61 139, , ,7 9,6 Wz 176 mus ku 10,05 0,84 141, , ,8 10,2 Wz 177 mus kmc 10,25 0,83 114, , ,5 8,2 Wz 180 mus do 10,41 0,56 140, , ,6 8,7 Tab. 3 a: Analysedaten zu den K/ Ar-Alters bestimmungen (m.r.: mit Reiben, o.r.: ohne Reiben)

67 59 Wz26 <2 <2 ju 1,00 0,77 9, , ,1 7,4 Wz67 <0,2 < 0,2 ko/(ju) 1,50 0,94 10, , ,6 6,6 Wz90 <2 <2 kmc 4,55 0,68 29, , ,7 4,8 Wz93 <2 <2 jm 1,52 0,47 14, , ,1 7,0 Wz93 <0,2 < 0,2 jm 1,41 1,00 11, , ,6 8,2 Wz 110 <2 <2 mu 5,48 0,13 40, , ,9 4,5 Wz 117 <2 <2 so 3,78 0,19 31, , ,6 5,2 Wz 117 <0,2 < 0,2 so 3,88 0,61 28, , ,7 5,3 Wz 129 <2 <2 mu 5,53 0,38 39, , ,8 4,8 Wz 133 <2 <2 ru 4,37 0,49 32, , ,5 5,0 Wz 133 <0,2 < 0,2 ru 5,50 0,77 35, , ,3 5,0 Wz 146 <2 <2 so 6,92 0,92 53, , ,0 6,3 Wz 147 <2 <2 co/(ru) 2,72 0,81 19, , ,9 5,6 Wz 147 <0,2 < 0,2 co/(ru) 3,55 1,10 26, , ,0 11,2 ER 1.8 mus ru 10,49 0,61 137, , ,3 8,8 ER 2.64 mus ru 9,65 0,72 121, , ,2 8,9 ThBW 1222 mus co 9,78 0,36 118, , ,5 7,4 ThBW 1226 mus co 9,99 0,21 112, , ,5 6,6 ThBW 1233 mus co 9,73 0,58 109, , ,5 7,4 ThBW 1247 mus co 9,71 0,92 115, , ,9 9,2 ThBW 1298 mus co 9,75 0,29 115, , ,6 7,0 ThBW 1319 mus co 9,71 0,73 114, , ,4 8,2 ThBW 1364 mus co 9,15 0,62 122, , ,4 8,8 ThBW 1378 mus co 9,49 0,22 124, , ,4 7,6 ThBW 1447 mus co 9,54 0,15 119, , ,3 7,2 ThBW 1455 mus co 9,59 0,00 100, , ,1 6,0 ThBW 1061 <2 <2 co 6,43 0,77 58, , ,9 6,8 ThBW 1178 <2 <2 co 4,20 0,51 34, , ,1 5,6 ThBW 1180 <2 <2 co 4,32 0,49 40, , ,4 6,5 ThBW 1275 <2 <2 co 6,11 0,93 60, , ,1 5,6 ThBW 1418 <2 <2 co 4,29 0,17 37, , ,4 5,3 ThBW 1418 <0,2 < 0,2 co 4,56 0,59 37, , ,5 5,7 ThBW 1431 <2 <2 co 3,83 0,78 35, , ,4 6,8 Tab. 3 b: Analysedaten zu den K/ Ar-Altersbestimmungen Proben- Fraktion IlIitkristallinität (. 28) bezeichnung unalvcolisiert alvcolisiert Probenbezeichnun Fraktion Wz26 <21Jm 0,385 0,290 Wz67 <0,2IJm 1,175 1,135 Wz90 <21Jm - - 0,820 Wz93 <21Jm 0,280 0,253 Wz93 <0,2IJm -- 0,268 Wz 110 <21Jm -- 0,390 Wz 117 <21Jm 0,395 0,325 Wz 117 <O,21Jm 0,397 0,420 Wz 129 <21Jm 0,410 0,380 Wz 133 <21Jm 0,680 0,915 Wz 133 <0,2IJm 0,815 0,920 Wz 146 <21Jm 0,335 0,320 Wz 147 <21Jrn 0,775 0,590 Wz 147 < 0,2um 0,765 0,540 ThBW 1061 <21Jm 0,640 0,334 ThBW 1178 <21Jm 1,330 1,005 ThBW 1180 <21Jm 0,975 0,436 ThBW 1275 <21Jm 0,390 0,280 ThBW 1418 <21Jm 0,845 0,740 ThBW 1418 < O,2IJm 0,980 0,783 ThBW 1431 <2 m 0,995 0,713 Tab. 4: Unglycolisierte und glycolisierte l1litkristallini täts- Daten

68 60 Wz18 Messung Si 3,20 3,22 3,17 3,20 3,21 3,18 3,17 3,22 3,20 3,25 3,16 3,18 AI (IV) 0,80 0,78 0,83 0,80 0,79 0,82 0,83 0,78 0,80 0,75 0,84 0,82 Summe 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 AI (VI) 1,81 1,80 1,84 1,81 1,80 1,87 1,83 1,82 1,81 1,78 1,78 1,83 TI 0,07 0,00 0,03 0,06 0,07 0,03 0,04 0,05 0,06 0,05 0,06 0,06 Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 Fe" 0,06 0,09 0,07 0,07 0,08 0,05 0,06 0,06 0,06 0,06 0,07 0,06 Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Ma 0,06 0,13 0,07 0,06 0,05 0,06 0,06 0,07 0,05 0,08 0,08 0,05 Summe 2,00 2,02 2,01 2,00 2,00 2,01 1,99 2,00 1,98 1,97 2,00 2,00 K 0,79 0,88 0,83 0,80 0,84 0,81 0,85 0,79 0,83 0,82 0,83 0,78 Na 0,14 0,06 0,10 0,12 0,09 0,13 0,12 0,14 0,15 0,11 0,10 0,15 Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Summe 0,93 0,94 0,93 0,92 0,93 0,94 0,97 0,93 0,98 0,93 0,93 0,93 Summe 6,93 6,96 6,94 6,92 6,93 6,95 6,96 6,93 6,96 6,90 6,93 6,93 Tab. 5: Analysedaten der Mikrosonde-Analysen an Muskoviten der Probe Wz 18 (Fe' = Fege.; Angaben in Lu. = Anzahl der Atome pro Formeleinheit, bezogen auf 11 O-Atome). I Wz 129 I Messung Si 3,16 3,15 3,17 3,11 3,19 3,16 3,18 3,14 3,15 3,16 3,18 3,13 3,17 3,13 AI (IV) 0,84 0,85 0,83 0,89 0,81 0,84 0,82 0,86 0,85 0,84 0,82 0,87 0,83 0,87 Summe 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 AI (VI) 1,85 1,85 1,83 1,85 1,85 1,80 1,82 1,84 1,80 1,78 1,84 1,92 1,74 1,83 TI 0,01 0,00 0,02 0,03 0,00 0,06 0,01 0,03 0,05 0,00 0,02 0,00 0,03 0,04 Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Fe" 0,07 0,09 0,09 0,06 0,07 0,05 0,10 0,07 0,07 0,15 0,07 0,05 0,14 0,07 Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Ma 0,06 0,06 0,09 0,06 0,07 0,07 0,09 0,06 0,07 0,10 0,07 0,02 0,11 0,05 Summe 1,99 2,00 2,03 2,00 1,99 1,98 2,02 2,00 1,99 2,03 2,00 1,99 2,02 1,99 K 0,90 0,86 0,89 0,87 0,94 0,93 0,85 0,95 0,89 0,89 0,93 0,93 0,90 0,93 Na 0,09 0,12 0,08 0,09 0,06 0,05 0,12 0,04 0,10 0,09 0,05 0,03 0,10 0,07 Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Summe 0,99 0,98 0,97 0,96 1,00 0,98 0,97 0,99 0,99 0,98 0,98 0,96 1,00 1,00 Summe 6,98 6,98 7,00 6,96 6,99 6,96 6,99 6,99 6,98 7,01 6,98 6,95 7,02 6,99 Tab. 6: Analysedaten der Mikrosonde-Analysen an Muskoviten der Probe Wz 129 (Fe' = Fege.; Angaben in f.u. = Anzahl der Atome pro Formeleinheit, bezogen auf 11 O-Atome).

69 61 I Wz 115 I Messung Si 3,14 3,18 3,13 3,14 3,22 3,15 3,13 3,14 3,15 3,12 3,15 3,11 3,18 3,12 3,11 AI (IV) 0,86 0,82 0,87 0,86 0,78 0,85 0,87 0,86 0,85 0,88 0,85 0,89 0,82 0,88 0,89 Summe 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 AI (VI) 1,81 1,87 1,81 1,86 1,81 1,78 1,81 1,87 1,80 1,84 1,82 1,83 1,86 1,86 1,78 Tl 0,07 0,00 0,04 0,03 0,00 0,05 0,03 0,00 0,03 0,04 0,02 0,05 0,02 0,04 0,07 Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Fe. 0,05 0,08 0,09 0,07 0,10 0,08 0,10 0,06 0,10 0,05 0,08 0,06 0,06 0,05 0,06 Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Mg 0,05 0,07 0,08 0,03 0,11 0,10 0,08 0,09 0,09 0,06 0,10 0,05 0,07 0,04 0,06 Summe 1,98 2,02 2,02 1,99 2,02 2,01 2,02 2,02 2,02 1,99 2,02 1,99 2,01 1,99 1,97 K 0,93 0,87 0,90 0,94 0,93 0,93 0,92 0,90 0,88 0,87 0,90 0,93 0,91 0,90 0,94 Na 0,08 0,10 0,11 0,07 0,03 0,06 0,08 0,07 0,08 0,11 0,08 0,07 0,06 0,10 0,07 Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Summe 1,01 0,97 1,01 1,01 0,96 0,99 1,00 0,97 0,96 0,98 0,98 1,00 0,97 1,00 1,01 Summe 6,99 6,99 7,03 7,00 6,98 7,00 7,02 6,99 6,98 6,97 7,00 6,99 6,98 6,99 6,98 Messung Si 3,17 3,12 3,17 3,14 3,44 3,24 3,18 3,28 3,27 3,22 3,16 3,27 3,20 3,20 AI (IV) 0,83 0,88 0,83. 0,86 0,56 0,76 0,82 0,72 0,73 0,78 0,84 0,73 0,80 0,80 Summe 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 4,00 AI (VI) 1,83 1,83 1,79 1,83 1,70 1,85 1,83 1,67 1,72 1,65 1,94 1,67 1,61 1,71 TI 0,02 0,03 0,03 0,03 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Fe. 0,06 0,09 0,09 0,07 0,20 0,04 0,03 0,17 0,12 0,23 0,02 0,17 0,23 0,16 Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Mg 0,11 0,08 0,10 0,06 0,14 0,10 0,10 0,22 0,22 0,27 0,03 0,23 0,29 0,21 Summe 2,02 2,03 2,01 1,99 2,04 1,99 1,99 2,06 2,06 2,15 1,99 2,07 2,13 2,08 K 0,89 0,92 0,90 0,94 0,73 0,89 0,93 0,93 0,87 0,83 0,96 0,91 0,94 0,90 Na 0,10 0,05 0,09 0,06 0,00 0,00 0,07 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 Ca 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 Summe 0,99 0,97 0,99 1,00 0,73 0,89 1,00 0,93 0,90 0,83 0,96 0,91 0,94 0,93 Summe 7,01 7,00 7,00 6,99 6,77 6,88 6,99 6,99 6,96 6,98 6,95 6,98 7,07 7,01 Tab. 7: Analysedaten der Mikrosonde-Analysen an Muskoviten der Probe Wz 115 (Fe' = Fe ges; Angaben in f.u. = Anzahl der Atome pro Formeleinheit, bezogen auf 11 O-Atome).

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71 GÖTTINGER ARBEITEN ZUR GEOLOGIE UND PALÄ.ONTOLOGIE I: GROOS, Helga (1969): Mitteldevonische Ostracoden zwischen Ruhr und Sieg (Rechts rheinisches Schiefergebirge) S., 48 Abb., 3 Tab., 20 TaL, 8 Beil. DM 12,50 2: GRIMM, Arnulf (1969): Die Grundwasserverhältnisse im Raum Kassel (Nord hessen) unter besonderer Berücksichtigung der Hydrochemie S., 23 Abb., 8 Tab., I TaL, 21 Beil.. DM 20,00 3: FÜTTERER, Dieter (1969): Die Sedimente der nördlichen Adria vor der Küste Istriens S., 25 Abb. DM 6,60 4: GEISSLER, Horst (1969): Zur Stratigraphie und Fazies der Finnentroper Schichten sowie zur Ökologie ihrer Fauna (Mittlere Givet-Stufe, nordöstliches Sauerland, Rheinisches Schiefergebirge) S., 31 Abb., 4 Tab., I TaL DM 11,20 5: H. MARTIN-Festschrift (1970): VIII S., 41 Abb., 4 Tab., 11 TaL DM 20,00 6: SCHMIDT, Albert (1970): Geologische und petrologische Untersuchungen im Grenzbereich Weiler Schiefer/Gneis von Urbeis (Schuppenzone von Lubine/Vogesen) S., 6 Abb., 2 TaL DM 6,80 7: PA UL, Josef (1970): Sedimentgeologische Untersuchungen im Limski kanal und vor der istrischen Küste (nördliche Adria) S., 43 Abb., 25 Tab. DM 10,80 8: DANIELS, Curt H. v. (1970): Quantitative ökologische Analyse der zeitlichen und räumlichen Verteilung rezenter Foraminiferen im Limski kanal bei Rovinj (nördliche Adria) S., 8 TaL DM 16,00 9: JAHNKE, Hans (1971): Fauna und Alter der Erbslochgrauwacke (Brachiopoden.und Trilobiten, Unter- Devon, Rheinisches Schiefergebirge und Harz) S., 50 Abb., II TaL DM 18,40 10: EDER, Wolfgang (1971): Riff -nahe detritische Kalke bei Balve im Rheinischen Schiefergebirge (MitteI- Devon, Garbecker Kalk) S., 14 Abb., 6 Tab., 5 TaL DM 11,60 11: AHRENDT, Hans (1972): Zur Stratigraphie, Petrographie und zum tektonischen Aufbau der Canavese-Zone und ihrer Lage zur Insubrischen Linie zwischen Biella und Cuorgne (Norditalien) S., 38 Abb., 4 TaL, 7 Beil. DM 18,00 12: LANGENSTRASSEN, Frank (1972): Zur Fazies und Stratigraphie der Eifel-Stufe im östlichen Sauerland (Rheinisches Schiefergebirge, BI. Schmallenberg und Girkhausen) S., 4 TaL DM 18,40 13: UFFENORDE, Henning (1972): Ökologie und jahreszeitliche Verteilung rezenter benthonischer Ostracoden des Limski kanal bei Rovinj (nördliche Adria) S., 41 Abb., 5 Tab., 12 TaL DM 18,80 14: GROOTE-BIDLINGMAIER, Michael v. (1974): Tektonik und Metamorphose im Grenzbereich Damara- Prädamara, südwestlich Windhoek (Südwestafrika) S., 50 Abb. DM 15,20 15: FA UPEL, Jürgen (1974): Geologisch-mineralogische Untersuchungen am Donkerhoek-Granit (Karibib- District, Südwestafrika) S., 48 Abb., 8 Tab., 2 Beil. DM 17,20 16: ENGEL, Wolfgang (1974): Sedimentologische Untersuchungen im Flysch des Beckens von Ajdovscina(Slowenien) S., II Abb., 1 Tab., 3 TaL DM 14,40 17: FA UPEL, Myrsini (1975): Die Ostrakoden des Kasseler Meeressandes (Oberoligozän) in Nordhessen S., 3 Abb., I Tab., 13 TaL DM 22,00 18: RIBBERT, Karl-Heinz (1975): Stratigraphische und sedimentologische Untersuchungen im Unterkarbon nördlich des Oberharzer Diabaszuges (NW-Harz) S., 19 Abb., 2 Tab. DM 12,80 19: NIEBERDING, Franz (1976): Die Grenze der zentralen Granitzone südwestlich Otjimbingwe (Karibib- District, Südwestafrika): Intrusionsverband, Tektonik, Petrographie S., 7 TaL DM 15,60 20: <;INAR, Cemil (1978): Marine Flachwasserfazies in den Honseler Schichten (Givet-Stufe, Lüdenscheider Mulde, Rechtsrheinisches Schiefergebirge) S., 28 Abb., 4 Profile, II TaL DM 16,40 21: LIESCHE, Stefan (1980): Die tektonische Gesteinsdeformation im Gebiet des Latroper Sattels und der Wittgensteiner Mulde im östlichen Rheinischen Schiefergebirge S., 7 TaL DM 17,20 22: HEINRICHS, Till (1980): Lithostratigraphische Untersuchungen in der Fig Tree Gruppe des Barberton Greenstone Belt zwischen Umsoli und Lomati (Südafrika) S., 42 Abb., 13 Tab. DM 20,00 23: VIETH, Jutta (1980): Thelodontier-, Acanthodier- und Elasmobranchier-Schuppen aus dem Unter-Devon der Kanadischen Arktis (Agnatha, Pisces) S., 27 Abb., 10 TaL DM 22,80 24: VOLLBRECHT, Axel (1981): Tektongenetische Entwicklung der Münchberger Gneismasse (Quarzkorngefüge-Untersuchungen und Mikrothermometrie an Flüssigkeitseinschlüssen) S., DM 21,00 25: SAUERLAND, Ulrike (1983): Dacryoconariden und Homocteniden der Givet- und Adorf-Stufe aus dem Rheinischen Schiefergebirge (Tentaculitoidea, Devon) S., 17 Abb., 7 TaL DM 16,80 26: HENN, Albrecht H. (1985): Biostratigraphie und Fazies des hohen Unter-Devon bis tiefen Ober-Devon der Provinz Palencia, Kantabrisches Gebirge, N-Spanien S., 41 Abb., 3 TaL DM 17,50 27: REUTER, Antje (1985): Korngrößenabhängigkeit von K-Ar Datierungen und Illit-Kristallinität anchizonaler Metapelite und assoziierter Metatuffe aus dem östlichen Rheinischen Schiefergebirge S., 32 Abb., 16 Tab. DM 17,20 28: MADER, Hermann (1986): Schuppen und Zähne von Acanthodiern und Elasmobranchiern aus dem Unter- Devon Spaniens (Pisces) S., 18 Abb., I Tab., 7 TaL DM 15,20 29: MICHELS, Dietmar (1986): Ökologie und Fazies des jüngsten Ober-Devon von Velbert (Rheinisches Schiefergebirge) S., 21 Abb., 7 Tab., 3 TaL DM 15,60 30: PÖHLIG, Charlotte (1986): Sedimentologie des Zechsteinkalks und des Werra-Anhydrits (Zechstein I) in Südost-Niedersachsen S., 50 Abb., 6 Tab., 6 TaL DM 18,00

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