sedimentologie, faziesarchitektur und faziesentwicklung des
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Sedimentologie, Faziesarchitektur und Faziesentwicklung
des kontinentalen Rotliegenden
im Nordostdeutschen Becken (NEDB)
Dissertation
zur Erlangung des akademischen Grades
„Doktor der Naturwissenschaften“
(Dr. rer. nat.)
in der Wissenschaftsdisziplin Geologie
eingereicht an der
Mathematisch-Naturwissenschaftlichen Fakultät
der Universität Potsdam
von Holger Rieke
aus Hannover
Potsdam, im Mai 2001
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Erklärung
Ich versichere hiermit, die vorliegende Arbeit selbständig und nur unter Verwendung der
angegebenen Quellen und Hilfsmittel verfaßt zu haben.
Potsdam, im Mai 2001
Datum der Prüfung
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Vorwort
Die vorliegende Dissertation entstand im Rahmen der multidisziplinären Arbeitsgruppe NorddeutschesBecken am GeoForschungsZentrum in Potsdam. Für die außerordentlich großzügige technische Hilfe und fürdie Finanzierung zur erfolgreichen Durchführung dieses Projektes sei an dieser Stelle demGeoForschungsZentrum Potsdam ganz herzlich gedankt.
Besonders danken möchte ich Herrn Prof. J.W.F. Negendank für die Diskussionsbereitschaft, für seine Hilfebei der Analyse der opaken Schwermineralphasen und für die Unterstützung beim Werden dieser Arbeit.
Herrn Prof. Tommy McCann gebührt mein ganz besonderer Dank für die Diskussionsbereitschaft und seinekonstruktiven Anregungen, die diese Arbeit bereichert haben. Außerdem möchte ich mich für seineHilfestellungen beim Verfassen englischsprachiger Texte und für die Übernahme der Begutachtung dieserArbeit recht herzlich bei ihm bedanken.
Bei Herrn Prof. Christoph Breitkreuz möchte ich mich für die fachlichen und methodischen Hilfestellungen,sein stetes Interesse sowie für die Bereitschaft diese Dissertation zu begutachten ganz herzlich bedanken.
Ein besonderes Dankeschön möchte ich an Dr. Charlotte Krawczyk richten, die mir in vielen Situationenwährend der letzten drei Jahre entscheidend geholfen hat. Ebenso möchte ich mich für ihre stets konstruktiveund positive Kritik bedanken, die sehr zum erfolgreichen Abschluß dieser Arbeit beigetragen hat.
Mein besonderer Dank gilt Herrn Dr. Jürgen Kopp vom GLA Brandenburg und Herrn Dr. von Bülow vomLUNG Mecklenburg-Vorpommern für die großzügige und unkomplizierte Unterstützung bei derBereitstellung des Kernmaterials und von Bohrungsunterlagen, die die vorliegende Arbeit überhaupt erstermöglichte. Ein spezieller Dank richtet sich dabei auch an Andreas Janke und Jürgen Nielson für ihreaußergewöhnliche Hilfe während der Bohrungsbearbeitungen.
Der EEG Erdgas Erdöl GmbH und im Besonderen Herrn Dr. S. Schretzenmayr sei für die Bereitstellung vonBohrungsunterlagen recht herzlich gedankt.
Weiterhin möchte ich mich bei den Mitgliedern der AG Norddeutschland namentlich Dipl. Geophys. FolkertEilts, Dr. Robert Ondrak und Dipl. Geol. Dirk Kossow bedanken, die mir mit Rat und Tat das Arbeiten andiesem Projekt sehr erleichtert haben.
Ein herzliches Dankeschön gilt den technischen und wissenschaftlichen Mitarbeitern des Projektbereichs 3,namentlich vor allem Andreas Hendrich, Gabi Arnold, Michael Köhler und Dieter Berger für dieUnterstützung bei grafischen Arbeiten, für die Herstellung von Dünnschliffen und die Präparation der Kerne.Ebenso sei Herrn Joachim Krause für die Mitarbeit bei den Kernaufnahmen sowie für die Probenaufbereitungder Schwermineralanalysen gedankt.
Weiterhin möchte ich mich beim „Göttinger-Kreis“ auf dem Telegrafenberg - namentlich vor allem HannoMeyer und Johannes Müller - für die immer währende Unterstützung und Ablenkung in den letzten dreiJahren bedanken.
Meinen Eltern, Verwandten und Freunden möchte ich für die Anteilnahme und Unterstützung ein ganzbesonderes Dankeschön aussprechen.
Schlußendlich danken möchte ich meiner Mascha, die mir mit ihrer Unterstützung, Geduld, Aufmerksamkeitund Liebe während der letzten drei Jahre mein Leben bereicherte und somit den wohl größten Anteil zumGelingen dieser Arbeit beigetragen hat.
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Zusammenfassung
Für die Formulierung eines beckenweiten dynamischen Ablagerungsmodells für das Rotliegende
im Nordostdeutschen Becken (NEDB) wurden insgesamt ca. 3,25 km Kernmaterial von 14
Bohrungen aus dem Arbeitsgebiet am Nordrand und Südostrand des NEDB für eine fazielle
Detailinterpretation aufgenommen. Die Gliederung der Gesteine erfolgte hinsichtlich ihrer
makroskopischen und genetischen Merkmale in 23 Lithotypen als kleinste Einheiten, die zu 7
übergeordneten Subenvironments zusammengefaßt werden können. Namentlich sind es Alluvial
Fans, braided plains, Terminal Fans, ephemere Überschwemmungsebene, Sand Flat, Mud Flat und
Playa See. Deren detaillierte Analyse und Korrelation führt dazu, ein Sedimentationsmodell zu
formulieren, daß die Evaluierung der die Sedimentation steuernden Faktoren beinhaltet.
Nach dem Ende der permokarbonischen magmatischen Phase sind die Ablagerungsräume für die
Altmark- und Müritz-Subgruppen auf dem Gebiet des NEDB auf lokale tektonisch generierte
Becken begrenzt. Innerhalb der am Nordrand NW-SE streichenden Strelasund-Senke mit
Profilmächtigkeiten bis zu 1 km setzen über den sauren Vulkaniten die Rotliegend-Abfolgen in
debris flow-dominierter Alluvial Fan-Fazies ein, die die tektonischen Aktivitäten bestätigen.
Überlagernd etabliert sich bei gleichbleibender tektonischer Ruhe und einem Wechsel zu
feuchterem Klima eine von Schichtfluten dominierte braided plain-Fazies.
Eine extensionale tektonische Phase an der Basis der Parchim-Formation leitet die beckenweite
Sedimentation des Rotliegenden im NEDB ein. Begleitet von der Förderung basischer Extrusiva
am Beckensüdrand werden die im Beckenzentrum permokarbonisch angelegten strike slip-Becken
erweitert. An den Beckenrändern im N und im SE entstehen entlang vormals angelegter
Schwächezonen NE-streichende Grabenstrukturen. Diese Gräben dienen während der initialen
Phase der Parchim-Sedimentation mit relativ feuchtem Klima als Transportkanäle für die
beckenwärts progradierenden grobklastischen braided plains. Im Beckenzentrum herrscht Sand
Flat- mit zwischengeschalteter Playa See-Sedimentation vor.
Nachfolgend wird das Klima in der Parchim-Formation deutlich arider. Der Zufluß des fluviatilen
Netzwerkes wird abrupt beendet, und in weiten Teilen des Beckens herrscht die
Grundwasserspiegel-gesteuerte Sand Flat-Fazies vor. Am Beckensüdrand werden umfangreiche
Dünenformationen vom NE-Passat angeweht.
Die überlagernde Mirow-Formation repräsentiert eine Epoche relativ feuchten Klimas und beginnt
entlang der Beckenränder im Untersuchungsgebiet mit einem scharfen Wechsel zu fluviatiler
Fazies des Terminal Fan-Subenvironments. Die parchim-zeitlichen Grabenstrukturen an Nordrand
werden als Transportkanäle für die fluviatile Fazies reaktiviert. Am gesamten Beckensüdrand wird
die bestehende Morphologie von den Terminal Fans eingeebnet und überdeckt. Im Beckenzentrum
beherrschen Mud Flat-Ablagerungen und homogene Tonsteine des Playa See-Subenvironments die
Fazies.
Mit dem Übergang zur hangenden Dethlingen-Formation wird die Sedimentation von der verstärkt
einsetzenden thermischen Subzidenz beeinflußt. Im Beckenzentrum etabliert sich ein gigantischer
Playa See, der mit den rhythmischen Ablagerungen von Tonsteinen und Salzlagen die Klimazyklen
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dokumentiert. Den schwach reliefierten Nordrand dominieren im Übergangsbereich vom
Beckenzentrum Mud Flat-Sedimente und zum Rand steigt der Anteil der ephemeren
Überschwemmungsebenen-Fazies in den Profilen progressiv an. Im Zuge der Absenkung wird das
Gebiet der Strelasund-Senke mit dem NEDB verbunden.
Am Beckensüdrand wird, ausgelöst durch die Subsidenz, das Gleichgewichtsprofil der fluviatilen
Ströme nachhaltig gestört. Dadurch kommt es zur Schüttung des den gesamten Südrand
umfassenden fluviatil dominierten Hauptsandsteins (ephemere Überschwemmungsebene).
Zwischengelagerte äolische Schichtsande und Interdünen repräsentieren die Trockenphasen.
Die Entwicklung der Hannover-Formation ist durch die andauernde Subsidenz und der damit
verbundenen großräumigen Ausweitung des NEDB gekennzeichnet. Die beckenweit eingeebnete
Morphologie läßt nur noch schmale Gürtel von ephemeren Überschwemmungsebenen entlang der
Beckenränder während der semiariden Perioden zu. Im Beckenzentrum dehnt sich das
klimazyklisch gesteuerte Playa See-Subenvironment weit nach E und SE aus, während in den
Übergangsbereichen Mud Flat-Sedimentation vorherrscht. Die Transgression des Zechsteinmeeres
beendet im gesamten Arbeitsgebiet schließlich die Rotliegend-Entwicklung.
Die petrographischen Daten weisen die permokarbonischen sauren bis intermediären Vulkanite als
Hauptliefergesteine im Arbeitsgebiet aus. Generell zeigen die fast ausnahmslos als Litharenite und
Sublitharenite bzw. als Quarzwacken und lithische Grauwacken anzusprechenden Sandsteine hohe
Reifegrade und intensive Wiederaufarbeitung an. Übergeordnet ist ein Trend zu höheren
Reifegraden von der Basis zum Top des Rotliegenden. Das Spektrum der transparenten
Schwerminerale ist schmal und zeigt eine sehr stabile Vergesellschaftung von Zirkon, Apatit,
Turmalin, Rutil, Monazit, Anatas und nur vereinzelt von Titanit und Granat. Die opaken
Schwerminerale bestehen fast ausschließlich aus sekundär limonitisierten und hämatitisierten
Ilmeniten und untergeordneten Titanomagnetiten, die eine vulkanitische Herkunft belegen.
Die Auswertung der Rotliegend-Profile im Untersuchungsgebiet zeigt, daß die in anderen
Rotliegend-Becken etablierten sequenz-/zyklostratigraphischen Modelle und der damit möglichen
hohen stratigraphischen Auflösung nur bedingt auf das NEDB übertragbar sind. Die Gründe dafür
sind neben der zu geringen Bohrungsdichte vor allem die starke Präsenz fluviatiler Fazies, die
klimaindizierende Merkmale verwischt sowie das weitgehende Fehlen von synsedimentärer
Tektonik, die für eine entsprechende Faziesdifferenzierung die Grundvoraussetzung ist. Die hier
dargestellte beckenweite Entwicklung zeigt jedoch, daß es mit der Kenntnis des die Sedimentation
steuernden Zusammenspiels der Faktoren Tektonik, Klima und Subsidenz gut möglich ist, die
Hauptphasen des Rotliegenden gezielt anzusprechen und über verschiedene Gebiete hinweg
miteinander zu korrelieren, um so zu einem konsistenten dynamischen Ablagerungsmodell zu
gelangen.
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Inhaltsverzeichnis
1 Einleitung_____________________________________________________________11.1 Zielsetzung ______________________________________________________31.2 Datenbasis ______________________________________________________4
1.2.1 Mecklenburg-Vorpommern __________________________________61.2.2 Brandenburg ______________________________________________8
2. Methodik_____________________________________________________________92.1 Kernaufnahme ___________________________________________________92.2 Dünnschliffanalysen ______________________________________________112.3 Schwermineralanalysen ___________________________________________11
3 Geologischer Rahmen _________________________________________133.1 Das Nordostdeutsche Becken (NEDB)________________________________13
3.1.1 Tektonischer Überblick _____________________________________133.1.2 Beckenentwicklung_________________________________________163.1.3 Beckenentstehung__________________________________________18
3.2 Allgemeine tektono-sedimentäre Entwicklung des Rotliegenden im NEDB _193.2.1 Altmark- und Müritz-Subgruppen _____________________________203.2.2 Havel-Subgruppe __________________________________________233.2.3 Elbe-Subgruppe ___________________________________________23
3.3 Stratigraphische Methoden im Rotliegenden __________________________243.3.1 Biostratigraphie____________________________________________243.3.2 Tektonostratigraphie________________________________________253.3.3 Zyklostratigraphie__________________________________________263.3.4 Lithostratigraphie __________________________________________293.3.5 Sequenzstratigraphie________________________________________29
3.4 Sedimentologischer Hintergrund____________________________________313.4.1 Alluvial Fan und braided plain _______________________________313.4.2 Terminal Fan______________________________________________353.4.3 Mud Flat _________________________________________________373.4.4 Farbe des Rotliegenden______________________________________38
4 Fazies des Rotliegenden im Untersuchungsgebiet ___________________404.1 Lithotypen ______________________________________________________40
4.1.1 Konglomerate _____________________________________________414.1.2 Grobsandige Lithotypen _____________________________________424.1.3 Feinsandige Lithotypen _____________________________________444.1.4 Tonsiltige Lithotypen _______________________________________474.1.5 Tonige Lithotypen _________________________________________49
4.2 Subenvironments _________________________________________________494.2.1 Alluvial Fan und braided plain _______________________________514.2.2 Terminal Fan und ephemere Überschwemmungsebene_____________52
4.2.2.1 Terminal Fan_________________________________________524.2.2.2 Ephemere Überschwemmungsebene ______________________58
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4.2.3 Mud Flat _________________________________________________584.2.4 Sand Flat _________________________________________________624.2.5 Playa See_________________________________________________65
4.3 Fossilien ________________________________________________________66
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile __________________675.1 Mecklenburg-Vorpommern ________________________________________67
5.1.1 Barth 1/63 ________________________________________________675.1.2 Friedland 2/70_____________________________________________685.1.3 Gingst 1/73 _______________________________________________705.1.4 Loissin 1/70 ______________________________________________705.1.5 Penzlin 1/75 ______________________________________________715.1.6 Prerow 1/65_______________________________________________735.1.7 Richtenberg 3/65___________________________________________745.1.8 Schwaan 1/76 _____________________________________________745.1.9 Stavenhagen 1/76 __________________________________________76
5.2 Brandenburg ____________________________________________________785.2.1 Angermünde 1/68 __________________________________________785.2.2 Chorin 1/71_______________________________________________795.2.3 Zehdenick 2/75 ____________________________________________795.2.4 Zootzen 1/75 ______________________________________________81
6 Petrographie und Schwermineralogie ____________________________846.1 Modalbestand____________________________________________________846.2 Liefergebietsanalyse ______________________________________________886.3 Schwermineralspektren ___________________________________________91
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung des Rotliegenden __________________947.1 Altmark- und Müritz-Subgruppen __________________________________947.2 Havel-Subgruppe_________________________________________________97
7.2.1 Parchim-Formation_________________________________________977.2.2 Mirow-Formation __________________________________________102
7.3 Elbe-Subgruppe __________________________________________________1067.3.1 Dethlingen-Formation ______________________________________1067.3.2 Hannover-Formation _______________________________________109
7.4 Vergleich vom NEDB mit anderen Rotliegend-Becken __________________112
8 Diskussion ___________________________________________________118
9 Literaturverzeichnis___________________________________________127
10 Anhang A
11 Anhang B
1 Einleitung und Zielsetzung 1
1 Einleitung
Der Name Rotliegendes wurde im letzten Jahrhundert von den Bergleuten im Mansfelder
Revier geprägt, die damit die „roten toten“ Sandsteine im Liegenden des Kupferschiefers
ansprachen. Bis zur Mitte des 20. Jahrhunderts konzentrierten sich die wissenschaftlichen
Arbeiten zum Rotliegenden auf die Geländeaufschlüsse in den Rotliegend-Senken inner-
halb der varizsisch geprägten Ablagerungsräume (z.B. STILLE 1920, FALKE 1950, 1954,
1959, 1974, GALLWITZ 1956, LÜTZNER 1961 u.a.).
Das von mehreren Kilometer mächtigen mesozoischen und känozoischen Abfolgen über-
deckte Rotliegende im Südlichen Permbecken (SPB) geriet erst mit der Entdeckung der
gigantischen Erdgaslagerstätte Groningen Feld in den Niederlanden im Jahr 1959 in den
Mittelpunkt des wirtschaftlichen und damit auch wissenschaftlichen Interesses. In den
anschließenden drei Jahrzehnten folgten umfangreiche Gasfunde auf englischen,
holländischen und NW-deutschen Gebieten des SPB. Anfang der 60er Jahre wurde in der
DDR die Exploration auf Kohlenwasserstoffe zunächst mit dem Hauptziel Zechstein
aufgenommen. Mit der Erschließung des größten deutschen Gasfeldes bei
Salzwedel/Peckensen ab 1968 wurde die Exploration auch auf das Rotliegende intensiviert
(MÜLLER ET AL. 1993). Das Resultat war bis zur Wiedervereinigung eine weltweit
einmalige Bohrtätigkeit mit über 2000 tiefen Bohrungen im Nordostdeutschen Becken
(NEDB) und angrenzenden Regionen im S, von denen einige hundert bis ins Rotliegende
abgeteuft wurden. Im Verlaufe der Prospektion wurden auch ganz gezielt Bohrungen unter
wissenschaftlichen Aspekten mit der Aufgabenstellung niedergebracht, das sedimentäre
Rotliegende zu erkunden. Dementsprechend sind von vielen dieser Bohrungen Kernmär-
sche bis einige hundert Meter erhalten. Daraus ergibt sich für die hier vorgestellte Studie
die einzigartige Möglichkeit, das Rotliegende auch in wirtschaftlich nicht relevanten Re-
gionen zu bearbeiten und in die beckenweiten sedimentären Modelle einzubeziehen.
Die im Rahmen dieser Studie durchgeführte umfangreiche Auswertung der unveröffent-
lichten Bohrungsberichte und –bearbeitungen (Schichtenverzeichnisse, geophysikalische
Bohrlochmessungen) aus der ehemaligen DDR zeigt, daß die Schwerpunkte der damaligen
Untersuchungen auf der Erfassung der Parameter Korngröße, Sortierung, Textur, Binde-
mittel, Porosität, Permeabilität, Schwerminerale und Geochemie lagen. Diese Arbeiten
konzentrierten sich vor der politischen Wende fast ausschließlich auf die am Südrand des
NE-deutschen Beckens liegende Altmark-Region, in der das Rotliegende gasführend ist.
Nach der Wende wurden diese Arbeiten in Zusammenarbeit von EE Gommern GmbH und
der BEB Erdgas/Erdöl GmbH auf den NE- und SE-Brandenburger Raum ausgedehnt. Da
dort jedoch keine förderwürdigen Gasvorkommen entdeckt wurden, ist die Aufsuchung
1 Einleitung und Zielsetzung 2
1996 weitestgehend eingestellt worden (KARNIN ET AL. 1998). Detaillierte fazielle Unter-
suchungen zum Rotliegenden sind daher im Zusammenhang mit der Exploration nur in der
Altmark-Region und im Raum NE-Brandenburg durchgeführt worden.
Von dem im Mecklenburg-Vorpommerschen Raum verlaufenden Nordrand des NEDB
sind außer den standardisierten lithofaziellen Aufnahmen der Bohrungen (unveröffentlichte
Bohrberichte des ZGI) sowie den Arbeiten von HELMUTH (1968) und WEGNER (1972)
keine weiterführenden Arbeiten bekannt. Die von HOTH ET AL. (1993) publizierten Boh-
rungsdaten basieren auf nicht mehr aktuellen lithostratigraphischen Tabellen.
Als sehr problematisch erwies es sich bei den eigenen ersten Untersuchungen, daß die be-
stehenden Stratigraphien z.T. nur sehr flüchtig und in Anlehnung an Standardprofile von
anderen Beckenbereichen (vor allem vom Südrand) erarbeitet wurden. Am Beispiel der
Bohrung Stavenhagen 1/76 zeigt es sich, daß vier der fünf wichtigsten stratigraphischen
Grenzen des Rotliegenden von HOTH ET AL. (1993) in dem mit 355 Kernmetern (=55%)
gut repräsentierten Profil in Kernlücken liegen. Für fast alle Bohrungen aus dem Unter-
suchungsgebiet existieren also auch keine nach PLEIN (1995) und SCHRÖDER ET AL. (1995)
aktualisierten stratigraphischen Profile und die bestehenden veralteten sind z.T. unge-
nügend.
Dieser Kenntnisstand stellt generell die Frage nach der Erarbeitung einer detaillierten
Faziesarchitektur und –entwicklung des Rotliegenden im NEDB. Zudem existieren keine
schlüssigen Verbindungen von den Arbeiten am Südrand mit dem wenig untersuchten
Nordrand. Daher liegen die Schwerpunkte dieser Arbeit in sedimentologisch-faziellen
Detailinterpretationen mit besonderem Augenmerk auf dem Vergleich von Beckennord-
rand mit den angrenzenden Gebieten. Als abschließendes Ziel steht die Formulierung eines
beckenweiten sedimentologischen Ablagerungsmodell für das Rotliegende des NEDB im
Vordergrund.
Die überragende ökonomische Bedeutung des Rotliegenden in Europa begründete umfang-
reiche wissenschaftliche Studien über die Entstehung, Herkunft, Sedimentation und Diage-
nese dieser kontinentalen red-bed-Abfolgen (z.B. FALKE 1959, GLENNIE 1972, TURNER
1980, STAPF 1982, HEDEMANN ET AL. 1984, LÜTZNER 1988, GAUPP ET AL. 1993). Dabei
stellte sich das Problem der stratigraphischen Kontrolle und Korrelation innerhalb der
überwiegend fossilfreien Rotliegendschichten als eines der Kernthemen heraus (z.B.
FALKE 1950, KOZUR 1977, 1978, 1980, BOY & FICHTER 1982, LINDERT ET AL. 1990). Das
weitestgehende Fehlen datierbarer Leithorizonte kommt noch erschwerend hinzu
(MENNING ET AL. 1988, MENNING 1995). Die verschiedensten methodischen Ansätze wie
z.B. Biostratigraphie, Lithostratigraphie, Chemostratigraphie oder Tektono-stratigraphie
lieferten nur ungenügende Ergebnisse, da die jeweiligen charakteristischen Merkmale
innerhalb der sehr reifen, kontinentalen Rotliegendgesteine nicht existieren oder zu viele
1 Einleitung und Zielsetzung 3
sekundäre Veränderungen erfahren haben. Selbst Rotliegend-Bohrprofile, die nur wenige
hundert Meter bis einige Kilometer auseinander liegen, sind anhand ausschließlich
lithostratigraphischer oder z.B. chemostratigraphischer Ansätze (über 800 Proben) nicht
korrelierbar (frdl. mdl. Mitt. GAST 2000).
Mit der Erkenntnis, daß das Klima einen mindestens ebenso bedeutenden Einfluß auf die
Sedimentation arid klastischer Environments wie die Tektonik hat, wurden ab den frühen
90er Jahren neue, dynamischere sedimentologische Modelle für das Rotliegende in Eng-
land und Holland entwickelt (GEORGE & BERRY 1993, 1994, HOWELL & MOUNTNEY
1997). Dabei wurden Konzepte aus der marinen Sequenzstratigraphie auf die kontinentalen
Ablagerungen des Rotliegenden übertragen. Dieser Ansatz eröffnet neue interessante
Möglichkeiten, zeitgleiche und unterschiedliche Faziesräume miteinander zu korrelieren.
Dementsprechend ist es ein wichtiger Bestandteil dieser Arbeit zu überprüfen und zu be-
werten, inwieweit diese neuen Konzepte auch auf das Rotliegende des NEDB anwendbar
bzw. übertragbar sind.
1.1 Zielsetzung
Für die offene Fragestellung nach einer faziellen Detailinterpretation und der Formulierung
eines beckenweiten dynamischen sedimentologischen Ablagerungsmodells für das Rot-
liegende wurden als Arbeitsgebiet der hier vorliegenden Studie der Nordrand (NE Meck-
lenburg-Vorpommern) und der Südostrand (Raum NE Brandenburg) des NEDB ausge-
wählt. Hier liegt der Übergangsbereich zwischen dem relativ passiven Nordrand und dem
aktiveren und mobileren Südrand des NEDB (Kap. 3). Vor allem aber soll die inhaltliche
Lücke über den Nordrand geschlossen werden und das Gebiet an die beckenweiten Ent-
wicklungsstadien angebunden werden. Den sich daraus ergebenden Fragestellungen zum
Unterschied der Beckenränder hinsichtlich ihrer faziellen, sedimentologischen und zeit-
lich-räumlichen Entwicklungen wird in dieser Arbeit besondere Aufmerksamkeit ge-
widmet.
Auf eine Bearbeitung der beckenzentralen Gebiete wurde bewußt verzichtet. Zum einen
sind diese Bereiche sehr intensiv bearbeitet worden (z.B. GRALLA 1988, GAST 1991 und
GEBHARDT 1994), und zum anderen sind dort wegen des einheitlichen Ablagerungsraums
sehr weitläufige und gute korrelierbare Fazieszonen entwickelt.
In den für diese Studie ausgewählten 14 Bohrprofilen wurde zunächst eine möglichst ge-
naue Gliederung der Rotliegend-Gesteine hinsichtlich ihrer makroskopischen Charakteris-
tika (Korngröße, Texturen, Gefüge) erarbeitet, mit deren Hilfe die Analyse der Genese und
damit die fazielle Detailinterpretation möglich ist (Kap. 4). Darauf aufbauend konnte die
1 Einleitung und Zielsetzung 4
Entwicklung innerhalb des Rotliegenden für jede einzelne Bohrung analysiert und inter-
pretiert werden (Kap. 5).
Mit der Untersuchung und Auszählung von über 100 Dünnschliffen sowie der Analyse der
Schwermineralspektren von 30 Proben wurden die Aspekte Modalbestand, Nomenklatur
und Herkunft bearbeitet (Kap. 6). Wichtige Fragestellungen sind vor allem, ob es für den
Nordrand spezielle Charakteristika hinsichtlich der Modalbestände und deren zeitlicher
Entwicklung gibt. Daneben galt möglichen Unterschieden zum Südrand ein besonderes
Interesse.
Als abschließendes Ergebnis ergibt sich aus den erarbeiteten Daten die Formulierung eines
beckenweiten, dynamischen sedimentologisch-faziellen Ablagerungsmodells für das Rot-
liegende des NEDB (Kap. 7). Dabei wurde der Frage nachgegangen, welche Faktoren
letztendlich entscheidenden Einfluß auf die Sedimentation innerhalb eines kontinentalen
ariden Environments nehmen. Dies führte zu einer kritischen Bewertung der existierenden
stratigraphischen Methoden (z.B. Tektonostratigraphie). Des weiteren wurden die
Möglichkeiten sowie die Übertragbarkeit der sequenzstratigraphischen/zyklostrati-
graphischen Konzepte auf das Rotliegende des NE-deutschen Beckens evaluiert (Kap. 8).
1.2 Datenbasis
Als Datenbasis stehen neben den 67 in HOTH ET AL. (1993) veröffentlichten Bohrungen mit
Rotliegend-Teufenabschnitten noch ca. 150 weitere Bohrungen im NEDB, deren Rot-
liegend-Formationen lithofaziell bearbeitet wurden (Abb. 1.1, LINDERT ET AL. 1990,
STUMM ET AL. 1990a, STUMM ET AL. 1990b) zur Verfügung. Als ergänzende Datengrund-
lage gibt es von knapp 40 Bohrungen geophysikalische Bohrlogs der Parameter sonic,
gamma ray, neutron gamma, caliper und resistivity im Maßstab 1:500 bzw. 1:200. Ebenso
wurde auf umfangreiches und detailliertes z.T. unveröffentlichtes Kartenmaterial (Iso-
pachen- und Lithofazieskarten) zurückgegriffen. Leider existieren nur zu wenigen Boh-
rungen ausführliche Bohrungsberichte und –bearbeitungen, die eine fazielle Interpretation
ohne erhaltenes Kernmaterial erlauben (z.B. Bohrung Schwerin 1/87).
1 Einleitung und Zielsetzung 5
O ST
SE
E
Oder
Havel
Elbe
BERLIN
Plauer
See
Schweriner
See
Müritz
See
Pole
n
Pew
1/65
Barth
1/63
Rn 4/64Gst 1/73
Ric
3/65
Swan
1/76
Stav
1/76
Pnl
1/75
FdlN
2/70
Loss
1/70
ZooGs
1/75
Am
1/68
Chi
1/71
Zeh
2/75
40’ 40’
20’ 20’
54° 54°
40’ 40’
20’ 20’
53° 53°
40’
11° 12° 13°
11° 12° 13° 14°
14°
40’
0 30 km
Bohrungslokation ( 1993)H OTH ET AL.
Bohrungslokation ( 1990b)S TUMM ET AL.
bearbeitete Bohrung
Abb. 1.1: Datengrundlage für die sedimentologische Bearbeitungen der Bohrprofile im NE-deutschenBecken. Am – Angermünde, Chi – Chorin, FdlN – Friedland, Gst – Gingst, Loss – Loissin, Ric – Richten-berg, Rn – Rügen, Pew – Prerow, Pnl – Penzlin, Swan – Schwaan, Stav – Stavenhagen, Zeh – Zehdenick,Zoo – Zootzen.
Für die Aufgabenstellung der sedimentologisch-faziellen Detailinterpretationen des Rot-
liegenden im NEDB sind insgesamt 3,25 km Bohrkerne von 14 Bohrungen bearbeitet
worden (Abb. 1.1). Auf dem Gebiet von Mecklenburg-Vorpommern waren es die Boh-
rungen Barth 1/63, Friedland 2/70, Gingst 1/73, Loissin 1/70, Penzlin 1/75, Prerow 1/65,
Richtenberg 3/65, Schwaan 1/76 und Stavenhagen 1/76. In Brandenburg waren es die Boh-
1 Einleitung und Zielsetzung 6
rungen Angermünde 1/68, Chorin 1/71, Zehdenick 2/75 und Zootzen 1/75. Die technischen
Daten zu den einzelnen Bohrungen werden im Folgenden kurz erläutert.
1.2.1 Mecklenburg-Vorpommern
Bohrung Barth 1/63
Die Bohrung Barth 1/63 erbohrte sedimentäres Rotliegendes im Bereich von 2892,0 m bis
3221, 6 m mit einer Mächtigkeit von 329,6 m (HOTH ET AL. 1993). Die zur Verfügung
stehende Kernmarsch setzte bei einer Teufe von KM 2900,5 ein und endete bei KM
3104,9. Insgesamt wurden 74,3 Kernmeter (=22,5 %) der Bohrung aufgenommen. Die
sedimentary logs sind im Anhang B S. 4-8 aufgeführt. Außer geophysikalischen logs der
Parameter neutron-gamma, und gamma-ray (1:500) existieren keine weiteren Informati-
onen.
Bohrung Friedland 2/70
Die Bohrung Friedland 2/70 erteufte in dem Abschnitt von 3510,3 m bis 3767 m sedimen-
täres Rotliegendes mit einer Mächtigkeit von 256,7 m. Die gekernte Strecke begann bei
KM 3510 und endete bei KM 3750,5. Insgesamt wurden 145,9 Kernmeter (= 56,8%) des
Rotliegendprofils aufgenommen. Die Ober- und Untergrenze sind nicht gekernt. Die
sedimentary logs der Bohrung sind im Anhang B auf den S. 9-16 aufgeführt.
Bohrung Gingst 1/73
Die Bohrung Gingst 1/73 erteufte auf einem Intervall von 1390 m bis 1429,7 m das Rotlie-
gende mit einer Mächtigkeit von 39,7 m. Die Kernmarsch setzt bei KM 1393 ein und geht
lückenlos bis KM 1427. Wegen des fast ausschließlich konglomeratischen Profils ist auf
eine graphische Darstellung im Anhang verzichtet worden.
Bohrung Loissin 1/70
Die Bohrung Loissin 1/70 traf im Teufenabschnitt von 2440,5 m bis 3241 m auf sedimen-
täres Rotliegendes mit einer Gesamtmächtigkeit von rund 800 m (HOTH ET AL. 1993). Die
zur Verfügung stehende Kernmarsch ist nur sehr lückenhaft und beträgt mit insgesamt
62 m nur etwa 8% des gesamten Profils. Aus diesem Grund wurde auf eine graphische
Darstellung dieser Bohrung in den sedimentary logs verzichtet.
Bohrung Penzlin 1/75
Die Bohrung Penzlin 1/75 schloß sedimentäres Rotliegendes im Teufenabschnitt von
4568,5 m bis 5479 m mit einer Mächtigkeit von 910,5 m auf (HOTH ET AL. 1993). Die in
dieser Studie bearbeitete Kernmarsch setzt dagegen bei KM 4568 mit Rotliegendem ein
1 Einleitung und Zielsetzung 7
und endet bei KM 5472,6 mit der Grenze zu den permokarbonischen Vulkaniten. Insge-
samt wurden 658,2 m Kernmaterial (=72,8%) dieser Bohrung aufgenommen. Die ausführ-
lichen sedimentary logs sind im Anhang B S. 18-47 aufgeführt.
Bohrung Prerow 1/65
Die Bohrung Prerow 1/65 erbohrte auf einem Teufenabschnitt von 2760 m bis 2946 m
sedimentäres Rotliegendes mit einer Gesamtmächtigkeit von 186 m. Die Kernmarsch be-
ginnt bei KM 2763, endet bei KM 2906,6 und enthält mit 79 Kernmetern rund 42,5% des
gesamten Profils. Weder die Ober- noch die Untergrenze des Rotliegenden sind gekernt.
Im Anhang B auf den S. 48-52 sind die sedimentary logs aufgeführt.
Bohrung Richtenberg 3/65
Die Bohrung Richtenberg 3/65 erschloß das Rotliegende auf einem Teufenabschnitt von
2655,1 m bis 2859 m mit einer Mächtigkeit von 203,9 m. Die Kernmarsch beginnt bei KM
2661,4 und endet bei 2756,3. Allerdings stehen nur 25,6 Kernmeter (=12,6%) der Bohrung
zur Verfügung. Es existieren keine weiteren Daten zur Lithologie bzw. Fazies, so daß nur
auf die Angaben von HOTH ET AL. (1993) zurückgegriffen werden kann. Die sedimentary
logs auf den S. 53-55 im Anhang B zeigen die bearbeiteten Kernmeter.
Bohrung Schwaan 1/76
Die Bohrung Schwaan 1/76 durchteufte das Rotliegende auf einem Abschnitt von
4935,8 m bis zur Endteufe von 6711,2 m mit einer Gesamtmächtigkeit von 1775,4 m
(HOTH ET AL. 1993). Die aufgenommene Kernstrecke beginnt bei KM 5080 und endet bei
KM 5783. Der Kerngewinn betrug dabei 508 m (=40%), wobei die Kernmeter der
Hannover-Formation nicht mehr erhalten sind. Die sedimentary logs dieser Bohrung sind
im Anhang B auf den S. 56-85 dargestellt.
Bohrung Stavenhagen 1/76
Die Bohrung Stavenhagen 1/76 traf im Teufenintervall von 4301 m bis 4972 m auf sedi-
mentäres Rotliegendes (HOTH ET AL. 1993). Der gekernte Abschnitt beginnt bei KM 4299
und endet bei KM 4961. Insgesamt wurden 355 Kernmeter (=52,9%) aufgenommen. Die
ausführlichen sedimentary logs sind im Anhang B auf den S. 86-102 aufgeführt.
1 Einleitung und Zielsetzung 8
1.2.2 Brandenburg
Bohrung Angermünde 1/68
Die Bohrung Angermünde 1/68 schloß das sedimentäre Rotliegende auf einem Teufenin-
tervall von 3801,5 m bis 3945 m mit insgesamt 143,5 m auf (HOTH ET AL. 1993). Die zur
Verfügung stehende Kernmarsch setzt bei KM 3802 ein und endet bei KM 3946 und ist bis
auf ca. 1,8 m lückenlos. Die sedimentary logs sind im Anhang B auf den S. 103-109 aufge-
führt.
Bohrung Chorin 1/71
Die Bohrung Chorin 1/71 durchteufte das Rotliegende in einer Tiefe von 3761,5 m bis
3822,9 mit einer Mächtigkeit von 61,4 m (HOTH ET AL. 1993). Die Kernmarsch setzt bei
KM 3749,2 ein, geht bis KM 3810,5 und ist lückenlos gekernt. Die sedimentary logs sind
im Anhang B auf den S. 110-113 aufgeführt.
Bohrung Zehdenick 2/75
Die Bohrung Zehdenick 2/75 erbohrte Rotliegendes auf einem Intervall von 3999,5 m bis
4494,5 m mit einer Mächtigkeit von 495 m (HOTH ET AL. 1993). Die zur Verfügung
stehende Kernmarsch beginnt bei KM 4001,5 und endet bei KM 4492,2. Der Kerngewinn
beträgt bei insgesamt 406,5 m Kernmetern rund 82%. Die Obergrenze des Roliegenden ist
nicht gekernt. Im Anhang B sind auf den S. 114-131 die ausführlichen sedimentary logs
aufgeführt.
Bohrung Zootzen 1/75
In der Bohrung Zootzen ist das Rotliegende auf einem Teufenabschnitt von 4331,5 m bis
5132,5 m mit einer Mächtigkeit von 801 m angetroffen worden (HOTH ET AL. 1993). Die
bearbeitete Kernmarsch setzt bei KM 4331 ein und geht bis KM 5125,9. Insgesamt wurden
ca. 693 m aufgenommen, was einen prozentualen Anteil von 86,5% am Gesamtprofil aus-
macht. Die ausführlichen sedimentary logs sind im Anhang B auf den S. 132-158 darge-
stellt.
2 Methodik 9
2 Methodik
2.1 Kernaufnahme
Die in dieser Studie bearbeiteten Bohrkerne waren in Kisten zu jeweils einem Meter Länge
untergebracht. Dabei war zu beachten, daß es sich bei den Teufenangaben auf den Kisten
um Kernmärsche handelte (Bohrmeisterteufe). Aufgrund des bei fast allen Bohrungen ein-
gesetzten rotary-Bohrverfahrens war es möglich, Kernmärsche von bis zu 18 m Länge zu
gewinnen. Da jedoch die Daten über die jeweiligen Bohrungsneigungen nicht zur Verfü-
gung standen, konnte eine Rückrechnung auf die exakte senkrechte Tiefe nicht durchge-
führt werden. Der Vergleich der Kernmarsch-Teufen aus den untersuchten Bohrungen mit
denen von HOTH ET AL. (1993) publizierten Daten für die Ober- und Untergrenzen des
Rotliegenden zeigt jedoch im Allgemeinen sehr gute Übereinstimmungen mit nur wenigen
Metern Differenz. Lediglich eine Bohrung weist eine größere Abweichung auf. Es ist die
Bohrung Chorin 1/71 mit fast 10 m Unterschied, die allerdings nicht mehr rekapitulierbar
sind. Da jedoch die Bohrung komplett gekernt ist, und innerhalb der Kernmärsche keine
Unstimmigkeiten bezüglich der Teufenangaben auftraten, wurde die Tiefenabweichung
nicht weiter berücksichtigt.
Der Kerngewinn innerhalb der Kernmärsche betrug in den überwiegend feinklastischen
Rotliegendgesteinen generell über 90%, so daß bohrtechnisch bedingte Schichtlücken in
den Profilen vernachlässigt werden konnten.
Die Kernaufnahmen wurden im Maßstab 1:50 angefertigt (siehe Anhang B). Zunächst
wurden vor Ort in den Kernlagern des LUNG Mecklenburg-Vorpommern in Sternberg und
des GLA Brandenburg in Wünsdorf die Gesteine makroskopisch beschrieben. Als Vorlage
dienten in Anlehnung an NICHOLS (1999) erstellte sedimentary logs. In diese wurden die
Lithologien eingetragen, die zuvor mit Hilfe einer Schablone in die Korngrößen Kies,
Grob-, Mittel- und Feinsand unterteilt wurden. Wegen des extrem häufigen gemeinsamen
Auftretens der beiden Korngrößenklassen Silt und Ton, sowie durch deren optisch kaum
auflösbare Unterscheidung wurden diese, sofern es sich nicht um reine Tonsteine handelte,
als Tonsilt oder Mud zusammengefaßt. Daneben wurden Schichtungstypen, primäre und
sekundäre Sedimentstrukturen, Kornformen, Sortierung (geschätzt), tektonische Elemente,
Konkretionen, Fossilien, diagenetische Minerale und sonstige Beobachtungen aufge-
nommen. Die Parameter wurden mit an internationale Standards angelehnten Symbolen
von SWANSON (1981) versehen und ebenfalls in die sedimentary logs eingetragen. Im An-
hang ist die Legende mit den benutzten Symbolen aufgeführt.
2 Methodik 10
Die Einteilung der Höhen der fluviatilen Schrägschichtungssets in Kleindimensional (Höhe
der Cosets < 2 cm), Mitteldimensional (2-20 cm) und Großdimensional (> 20 cm) hat sich
als am nützlichsten für die Beschreibungen der Feinklastika des Rotliegenden in den unter-
suchten Profilen erwiesen (vgl. auch GRUMBT 1971). Die Sortierungen konnten in der vor-
liegende Studie nur abgeschätzt werden. Das liegt zum einen an den faziell bedingten sehr
intensiven Schwankungen innerhalb der Sedimente und zum anderen an nicht durchführ-
baren Korngrößenanalysen der gröberklastischen fluviatilen Gesteine. Die z.T. recht hohen
Gehalte an Quarzzementen und die geringe Menge an zur Verfügung stehendem Material
lassen repräsentative Ergebnisse nicht zu. Als Anhaltspunkte für die Sortierungsgrade
gelten gut bis sehr gut bei nur einer Korngrößenklasse (z.B. Feinsand), mäßig bis schlecht
bei zwei Korngrößen (z.B. Fein- und Mittelsand) und die Einteilung sehr schlecht bei mehr
als drei Korngrößenklassen (z.B. Grobsand bis Ton). Da die Rotfärbung der Gesteine se-
kundärer Natur ist (vgl. Kap. 3.2), wurde auf die Aufnahme verzichtet und nur markante
Färbungen vermerkt. Im Anhang B sind alle sedimentary logs der aufgenommenen Profile
aufgeführt. Lediglich in zwei Bohrungen war eine Darstellung nicht möglich, weil das
Kernmaterial zu schlecht war (Bohrung Rügen 4/64) bzw. die gekernten Intervalle zu
gering und die jeweiligen Kernverluste zu hoch waren (Bohrung Loissin 1/70).
Zu fast allen bearbeiteten Bohrungen standen geophysikalische Bohrlochmeßkurven
(Bohrlogs) der Parameter sonic, gamma ray, neutron gamma, caliper und resitivity im
Maßstab 1:500 bzw. 1:200 zur Verfügung. Es zeigte sich jedoch schnell, daß die Auflö-
sung der Bohrlogs für die Aufgabenstellung in der vorliegenden Studie viel zu ungenau ist.
Um diese Feststellung zu veranschaulichen, ist auf der folgenden Seite die Abbildung 2.1
aufgeführt, in der ausgewählte sedimentary log-Abschnitte vom Top und der Basis des
Rotliegenden der Bohrung Zehdenick 2/75 mit den entsprechenden gammay ray-Kurven
gegenübergestellt sind. Mit dem vorhandenen Material sind lediglich Aussagen über groß-
dimensionale Veränderungen der Lithologie möglich. Auf der rechten Seite der Abbildung
ist deutlich die Abnahme der natürlichen radioaktiven Strahlung beim Übergang von den
roten Sandsteinen des Karbons in die konglomeratischen und grobkörnigen Abfolgen der
Mirow-Formation zu sehen. Ebenso zeigt sich der Wechsel der Rotliegend-Klastika zu den
überlagernden Zechstein-Sedimenten durch eine deutliche Reduktion in der gamma ray-
Kurve (Abb. 2.1 linke Seite). Keinesfalls aber sind mit Hilfe der geophysikalischen Bohr-
logs die für die vorliegende Aufgabenstellung wichtigen sedimentären und faziellen Para-
meter bestimmbar.
2 Methodik 11
4460
70
80
90
4500
6 12 18 24
Tiefe KM(m)
Tiefe KM(m)
gamma rayLithologieCg Slt TonSst
c m f
RO
TL
IE
GE
ND
KA
RB
ON
Mir
ow
-Fo
rmat
ion
Nam
ur
(?)
6 12 18 24 30
3980
90
4000
10
20
gamma rayStratigraphie Stratigraphie
Bohrung: Zehdenick 2/75
RO
TL
IE
GE
ND
Han
no
ver
-Fo
rmat
ion
Wer
ra-F
olg
e
ZE
CH
ST
EI
NLithologie
Kg Slt TonSstc m f
Abb. 2.1: Gegenüberstellung von gamma ray-Kurve und Lithologie an der Obergrenze und an der Unter-grenze des Rotliegenden in der Bohrung Zehdenick 2/75.
2.2 Dünnschliffanalysen
An insgesamt 175 Dünnschliffen wurden die aufgenommenen Profile untersucht. Dabei
wurden die Parameter Korngröße (DIN 4022), Sortierung (abgeschätzt nach HARREL
1984), Rundungsgrade (PETTIJOHN ET AL. 1987), Gefügemerkmale, Sedimentstrukturen,
Bindemittel, Zementarten, Porositäten, Liefergesteinsarten und sonstige Beobachtungen für
jeden einzelnen Schliff vermerkt.
Mit dem point counter-Verfahren (INGERSOLL ET AL. 1984) wurden 120 Dünnschliffe mit
jeweils 300 Punkten ausgezählt, um die Modalzusammensetzungen und Petrographien
quantitativ zu erfassen. Im Anhang A in den Tab. 10.1, 10.2, 10.3, 10.4, 10.5 und 10.6 auf
den S. A-2 ff. sind die Daten aufgeführt.
2.3 Schwermineralanalysen
An insgesamt 29 Proben von 9 verschiedenen Bohrungen wurden die Spektren der
Schwerminerale in einem vertikalen Profil und über die Fläche analysiert. Dazu wurden
zunächst die ausgewählten Proben mit dem Hammer analysenfein zertrümmert, um an-
2 Methodik 12
schließend mit dem Handsieb die Fraktion <180 µm abzutrennen. Für die Gewinnung der
Schwermineralfraktion wurde eine gravitative Trennung mit Bromoform durchgeführt
(siehe auch MANGE & MAURER 1991). Für die Beschreibungen der Kornformen und
Eigenfarben sowie zu einer ersten annähernden Auszählung von 300 Körnern wurden die
Proben als Streupräparate unter dem Binokular ausgewertet. Für die detailliertere Unter-
suchung der Mineralspektren sowie der opaken Körner wurden polierte Streupräparate
erstellt. Die gewonnenen Daten sind in der Tab. 10.7 im Anhang A auf S. A-9 aufgeführt.
3 Geologischer Rahmen 13
3 Geologischer Rahmen
3.1 Das Nordostdeutsche Becken (NEDB)
3.1.1 Tektonischer Überblick
Das Nordostdeutsche Becken (NEDB) ist Teil eines großen intrakontinentalen Becken-
systems, daß sich über 1500 km von Südengland im W bis nach Polen im E erstreckt und
zusammenfassend als Südliches Permbecken (SPB) bezeichnet wird (Abb. 3.1). Die Nord-
grenze des Südlichen Permbeckens ist das in etwa E-W streichende Ringkøbing-Fyn-Møn-
Hoch, in dem präkambrisches kristallines Basement unter einem reduzierten mesozoischen
Deckgebirge ansteht. Die Südgrenze bildet der mitteleuropäische variszische Falten- und
Überschiebungsgürtel.
Abb. 3.1: Lage des Nordostdeutschen Beckens (NEDB) innerhalb des Südlichen Permbeckens (SPB) nachKIERSNOWSKI ET AL. (1995) und ZIEGLER (1990).
Innerhalb des SPB grenzt sich das NEDB im Westen vom NW-deutschen Becken ungefähr
entlang der ehemaligen innerdeutschen Grenze vom Harz im S bis zur Ostsee im N ab. Die
Ostgrenze ist in etwa die Grenze zu Polen. Die heutige Form des NEDB zeigt eine starke
Asymmetrie. Der flach einfallende Nordrand wird im Raum Rügen durch das lokale Møn-
Arkona-Hoch begrenzt, das den östlichsten Ausläufer des Ringkøbing-Fyn-Møn-Hochs
300
600900
15001800
1200
1200
600
250
300 300
0°
0°
5°
5°
10° 15°
15°10°
54°
54°
52°
52°
56°
56°
NEDB
NÖRDLICHES NORDSEE-NÖRDLICHES NORDSEE-
BECKEN
RINGKØBING-FYN-MØN-HOCH
ZENTRALES NORDSEEZENTRALES NORDSEE
HOCH
LONDON-BRABANTMASSIV
Berlin
100 km
SÜDLICHES
NORDSEEBECKEN
S Ü D L I C H E SP E R M B E C K E N
Verbreitung
des Rotliegenden
Verbreitung
des Rotliegenden
Isopachen des sedimentären
Oberrotliegenden (m)
Isopachen des sedimentären
Oberrotliegenden (m)
Varisziden
Saxothuringikum
Saxothuringikum
300
Rhenoherzynikum
Rhenoherzynikum
Polnisches
Becken
Polnisches
Becken
3 Geologischer Rahmen 14
repräsentiert (Abb. 3.2). Den Südrand bildet eine Reihe steil nach S einfallender Stö-
rungen, wie z.B. die Gardelegener Störung mit ca. 3,5 Kilometern vertikalem Versatz
(DEKORP-BASIN RESEARCH GROUP 1999, KOSSOW 2001).
Drei überregional bedeutende strukturelle Hauptelemente treten in der Region des NEDB
auf. Im Norden ist dies die NW-SE streichende Tornquist-Zone (TZ), die sich in die Sor-
genfrei-Tornquist-Zone (STZ) im NW von Bornholm und in die Tornquist-Teisseyre-Zone
(TTZ) im SE von Bornholm aufgliedert. Die TZ stellt eine Intraplattenstruktur Balticas dar
und ist wiederholt zwischen Permokarbon und frühem Tertiär aktiviert worden
(BERTHELSEN 1992, THYBO 1997).
Etwa 50 km nördlich von Rügen befindet sich die Kaledonische Deformationsfront (CDF),
die den präkambrisch konsolidierten Baltischen Schild im N vom intensiv deformierten
kaledonischen Überschiebungsgürtel im S abtrennt (TANNER & MEISSNER 1996, MCCANN
1998b, EILTS ET AL. subm.). Im Beckenzentrum verläuft annähernd E-W die variszische
Deformationsfront (VDF), deren genaue Lokation immer noch umstritten ist (FRANKE ET
AL. 1996, DROZDZEWSKI & WREDE 1997, KRAWCZYK ET AL. 1999). Daraus ergibt sich für
das NEDB ein sehr differenziertes Unterlager. Im N ist es durch den Übergang von kale-
donisch akkretionierter Kruste zum kristallinen Baltischen Schild charakterisiert. Im S
wird das Basement von den Varisziden gebildet. Im Beckenzentrum wird die Existenz
eines kaledonisch akkretionierten Terrans, Ost-Avalonia, postuliert (TORSVIK ET AL. 1993,
FRANKE ET AL. 1996, TANNER & MEISSNER 1996). Aufgrund von gravimetrischen Model-
lierungen vermuten LASSEN ET AL. (2001) dagegen die Existenz von ozeanischer Kruste.
3 Geologischer Rahmen 15
Abb. 3.2: Tektonische Übersichtskarte des Nordostdeutschen Beckens (NEDB) mit den wichtigsten permi-schen Lineamenten (nach FRANKE ET AL. 1989): A = Hessisches; B = Rostock-Gramzow; C = Strelasund; D= Rheinsberg; E = Liebenwalde; F = Elbe; G = Gardelegen; H = Harznordrand; I = Arendsee; J = Oder, K =Anklam.
Magdeburg
Harz
CDF
Pole
n
Ba l t i c a
Fyn- Hoch Mon-Hoch
VDF
A rk on a-
Hoch
O st s e e
Kaledoniden
Tornquist- Zone
(STZ+ TTZ)
Tornquist- Zone
(STZ+ TTZ)
Permisches BeckenPermisches Becken
Präkambrisches
kristallines Basement
Präkambrisches
kristallines Basement
Präzechstein an
der Oberfläche
Präzechstein an
der Oberfläche
herausgehobenes
Basement
herausgehobenes
Basement
Bedeutende
Störungen
Bedeutende
Störungen
Variszische Deformations-
Front (VDF)
Variszische Deformations-
Front (VDF)
Kaledonische Deformations-
Front (CDF)
Kaledonische Deformations-
Front (CDF)
A
B
B
C
D
E
F
J
G
H
I
K
55°
54°
53°
52°
55°
54°
53°
52°
11° 13° 15°
11° 13° 15°
Elbe
Oder
Flechtinger Scholle0 60 km
Nordostdeutsches BeckenNordostdeutsches Becken
Hamburg
STZ
TTZ
E x t e r n e V a r i s z i d e nE x t e r n e V a r i s z i d e n
3 Geologischer Rahmen 16
3.1.2 Beckenentwicklung
Die ältesten erbohrten und paläontologisch sicher datierten Gesteine auf dem Gebiet des
NEDB stammen von der Insel Rügen und der angrenzenden Ostsee und zeigen ein ordovi-
zisches Alter an (FRANKE ET AL. 1994, HOTH 1997). Silurische Gesteine sind lediglich aus
der Region zwischen Rügen und Bornholm bekannt und weisen dort auf eine passive
Schelfsedimentation hin (FRANKE ET AL. 1994, MCCANN 1996a, 1996b).
Im Unterdevon führte der post-orogene Kollaps der mitteleuropäischen und deutsch-
polnischen Kaledoniden zur Entstehung des Rheinischen Beckens (ZIEGLER 1990,
MCCANN 1996a). Im Gebiet des NEDB sind am Nordrand bis zu 1800 m mächtige
klastisch-terrigene Ablagerungen des Ems bis Givet bekannt, die vom Südrand des kale-
donisch konsolidierten Old-Red-Kontinents antransportiert wurden (MCCANN 1996a,
HOTH 1997). Zum Beckenzentrum nach Süden gehen die Ablagerungen progressiv in
flachmarine Fazies über.
Andauernde Extension während des Mittel- bis Oberdevons führte auf dem Gebiet des
NEDB zur einer intensiven Gliederung der Morphologie. Auf topographischen
Hochflächen bildeten sich Riffe und Plattformkarbonate, während in den Gräben
feinklastisches Material zur Ablagerung kam (MCCANN 1996a). Zeitgleich verschoben
sich die Faziesgürtel nach Norden als Folge eines Meeresspiegelanstiegs, der von
riftbezogenem Vulkanismus begleitet wurde. Im Oberdevon werden der aussetzende
Vulkanismus und verstärkte beckenweite tektonische Aktivitäten mit dem Beginn einer
südwärts gerichteten Subduktion entlang des Nordrands der Mitteldeutschen Kristallinzone
(MKZ) erklärt (MCCANN 1996a).
Die Grenze Devon/Karbon korreliert mit einem globalen Meeresspiegeltiefstand und ist in
dem Gebiet des NEDB durch eine lateral weit aushaltende Schichtlücke gekennzeichnet.
Im Verlauf des Unterkarbons etabliert sich im Beckenzentrum die von Irland bis Polen
verfolgbare Karbonatplattform der „Kohlenkalke“ (MCCANN 1999, ZIEGLER 1990). Riff-
karbonate repräsentieren die randlichen Ausläufer am Nordrand. Ausgedehnte unterkarbo-
nische Flyschsedimente dokumentieren die andauernde Subduktion am Südrand des NEDB
(HOTH 1997).
Im Visé führt die fortschreitende Subduktion zur Kollision der mit unterschiedlichen Ge-
schwindigkeiten nordwärts driftenden Platten Gondwana und Baltica, wodurch die varis-
zische Orogenese eingeleitet wird. Als Folge davon entwickelt sich nördlich der varis-
zischen Deformationsfront durch tektonische Auflast eine schnell absinkende Vorlandtiefe,
in der Flyschsedimente des Visé und Namur von mehreren tausend Meter Mächtigkeit be-
kannt sind (HOTH 1997, MCCANN 1996a). Von Namur bis zur Grenze Westfal B/C kenn-
zeichnet eine nicht selten über hunderte Kilometer zu verfolgende, zyklische paralische
Fazies einen einheitlichen Ablagerungsraum in weiten Teilen des Vorlandbeckens (PLEIN
1993). Am Nordrand, etwa im Bereich der Ostsee, herrschen fluviatile und deltaische Sedi-
3 Geologischer Rahmen 17
mentation vor (LINDERT 1994, MCCANN 1999). Mit zunehmender Einengung des Vorland-
beckens im Westfal C wird eine beckenweite Regression und Verlandung eingeleitet. Se-
dimentation erfolgt nunmehr diskontinuierlich in mehreren Teilbecken (FRANKE 1990).
Die kontinentalen Rotfolgen des Stephan liegen diskordant auf den Ablagerungen des
Westfals (LINDERT 1994), während es am Beckensüdrand zur teilweisen Wiederaufarbei-
tung der Flysch- und Molassesedimente kommt (JANKOWSKI 1991).
Mit dem Abschluß der variszischen Orogenese und dem resultierenden Zusammenschluß
zum Superkontinent Pangäa entsteht eine gewaltige Fläche schlecht wärmeleitender konti-
nentaler Kruste, die einen Wärmestau zur Folge hat (BACHMANN & HOFFMANN 1995). An
der Wende Karbon/Perm kommt es durch die Ostdrift der Europäischen Platte relativ zur
Afrikanischen Platte zu einem N-S gerichteten transpressionalen Streßfeld mit maximaler
Extension in E-W Richtung (ARTHAUD & MATTE 1977, ZIEGLER 1990). Daraus leitet sich
die Bildung eines Systems konjugierter Scherbrüche in einem übergeordneten dextralen
Regime auf dem Gebiet des NEDB ab (Abb. 3.2). Begleitet werden die Bewegungen im
NEDB von der kurzzeitigen Förderung der bis zu 2,2 km mächtigen Vulkanite. Die Sedi-
mente der nachfolgenden Altmark- und Müritz-Subgruppen sind nur auf einzelne tek-
tonisch generierte Senken begrenzt.
Mit einer Reaktivierung des permokarbonischen Bruchsystems (Extension) und dem an-
schließenden bruchlosen Übergang zur thermisch induzierten beckenweiten Subsidenz
wird die Hauptphase der Rotliegend- Sedimentation eingeleitet (PLEIN 1995). Die nachfol-
genden rein kontinentalen klastischen und evaporitischen Ablagerungen der Havel- und
Elbe-Subgruppen gleichen die Morphologie aus und erreichen durch die zunehmende
thermische Subsidenz ab der Mirow-Formation im Beckenzentrum eine Mächtigkeit von
über 1,5 km (Abb. 3.1). Dabei greifen die Rotliegend-Formationen progressiv und diskor-
dant auf ältere Abfolgen an den Beckenrändern über.
Die Subsidenz des NEDB setzt sich bis in die Trias fort. Die Transgression des Zechstein-
meeres ab dem späten Perm ist im Becken durch die bis 2000 m mächtige, zyklische
Evaporitabfolge von Werra (Z1), Staßfurt (Z2), Leine (Z3) und Aller (Z4) gekennzeichnet
(STROHMENGER ET AL. 1996, KOSSOW ET AL. 2000). Der Halit der Staßfurt-Folge ist das
wichtigste Element der Salztektonik im NEDB (KOSSOW 2001).
Die triassischen Sedimente sind als klassische Germanische Trias ausgebildet. Den bis
1000 m mächtigen kontinentalen Klastika des Buntsandsteins folgen graduell im Hangen-
den die Plattformkarbonate des Muschelkalks (SCHWAB ET AL. 1982). Die Regression des
Meerespiegels im Keuper führt erneut zu kontinentaler Sedimentation.
Mit der Unterjura-Transgression setzt wieder flachmarine klastische Sedimentation ein
(HOTH ET AL. 1993). An der Grenze Oberjura/ Unterkreide wird das NEDB invertiert und
weite Teile der jurassischen und triassischen Abfolgen werden erodiert (NÖLDEKE &
SCHWAB 1977, SCHWAB ET AL. 1982, KOSSOW 2001).
3 Geologischer Rahmen 18
Die Sedimente der Unterkreide auf dem Gebiet des NEDB zeigen am Nordrand eine
Schwellenfazies zwischen deltaischen Klastika im E (Polnisches Becken) und marinen
Tonsteinen im W (ZIEGLER 1990). Bedingt durch die Einengung ist die Sedimentation am
Südrand auf einzelne Randsenken limitiert (KOSSOW 2001). Die Oberkreide ist überwie-
gend als Schreibkreide entwickelt (Oberkreide-Transgression). Im weiteren Verlauf der
Oberkreide wird das NEDB im Zuge der alpidischen Orogenese erneut invertiert. Die
Salze des Zechsteins entkoppeln dabei die Sub-Salz-Formationen vom Hangenden, so daß
die Prä-Zechstein-Abfolgen nicht in die tektonischen Bewegungen beider Einengungs-
phasen eingebunden sind (KOSSOW 2001).
Die brakisch-marinen Ton-Silt-Ablagerungen des Tertiärs liegen diskordant auf der Ober-
kreide und werden von Geschiebemergeln und Sanden des Quartärs überlagert (HOTH ET
AL. 1993).
3.1.3 Beckenentstehung
Der Mechanismus der Beckenentstehung des NEDB ist Gegenstand zahlreicher, kontro-
verser Diskussionen (BACHMANN & GROSSE 1989, BACHMANN & HOFFMANN 1995,
COWARD 1995, SCHECK 1997, BAYER ET AL. 1999, DEKORP-BASIN RESEARCH GROUP
1999, KRAWCZYK ET AL. 1999, SCHECK & BAYER 1999, VAN WEES ET AL. 2000). Es
werden verschiedene Modelle, u.a. rifting, Manteldiapirismus, underplating, thermische
Subsidenz sowie ein simple shear-Mechanismus vorgeschlagen. Ein entscheidender Grund
für diese Modellvielfalt ist die geringe seismische Reflektivität des sedimentären und vul-
kanitischen Rotliegend unterhalb der sehr markanten Zechsteinreflektoren im gesamten
Becken. Gerade das Permokarbon gilt als die initiale Phase der Beckenentwicklung und ist
somit der entscheidende Zeitabschnitt für die Beckenentwicklung.
Das Nordostdeutsche Becken gehört zum Typ der intrakontinentalen Becken. Anders
jedoch als die auf präkambrisch konsolidiertem Basement entstandenen intrakontinentalen
Michigan oder Willistion Becken in Nordamerika (BALLY 1985), entwickelte sich das
NEDB auf einem kaledonisch geprägten nördlichen (Baltica) und einem variszisch domi-
nierten südlichen Basement (Avalonia). Das Becken zeigt dabei keine Beziehungen zu
diesen Strukturen, sondern stellt als successor basin eine später entstandene eigenständige
Struktur dar (KRAWCZYK ET AL. 1999). Charakterisiert wird das NEDB durch (1) das
Fehlen großer initialer Abschiebungen als Ausdruck einer mechanischen Krustendehnung,
(2) einer, gegenüber angrenzenden Gebieten um ca. 30% reduzierten Mächtigkeit der
Kruste im Beckenzentrum, (3) einer fast kontinuierlichen Subsidenz über 300 Ma und (4)
einer unter dem gesamten Becken flach verlaufenden Moho (SCHECK 1997, KRAWCZYK ET
AL. 1999, DEKORP-BASIN RESEARCH GROUP 1999, VAN WEES ET AL. 2000).
3 Geologischer Rahmen 19
Die initiale Riftphase der Beckenentstehung beginnt mit den großräumigen tektonischen
Bewegungen der Europäischen Varisziden im Permokarbon. Die gleichzeitige Förderung
der bis 2,2 km mächtigen Vulkanite, die große Anteile Mantelmaterials beinhalten, gibt
Hinweis auf die thermische Destabilisierung der gesamten Lithosphäre (BENEK ET AL.
1996). Die Hauptphase der Beckenentstehung wird durch das Einsetzen der thermisch in-
duzierten Subsidenz ab dem späten Perm eingeleitet, die sich mit Raten von 3 mm/a bis in
die mittlere Trias fortsetzt (KOSSOW 2001).
Die Ursache für die Subsidenz ist immer noch nicht gänzlich geklärt und bleibt diskussi-
onsbedürftig (BAYER ET AL. 1999). Am wahrscheinlichsten ist auf der Grundlage der vor-
handenen Datensätze eine Kombination aus underplating mit schwerem Mantelmaterial
während des permokarbonischen magmatischen Ereignisses und nachfolgender krustaler
Abkühlung. Rifting als Ursache für die in ihrer Mächtigkeit um 30% reduzierte Kruste im
NEDB kann ausgeschlossen werden. Für eine derartige Verringerung müßten Extensions-
faktoren von 1.5 bis 1.7 vorausgesetzt werden (DADLEZ ET AL. 1995), die wiederum die
Existenz von großen Riftsystemen innerhalb des NEDB und wiederholte großräumige
tektonische Aktivitäten benötigen würden. Mit den vorhandenen Datensätzen läßt sich das
allerdings mit Sicherheit ausschließen (siehe auch MCCANN ET AL. 2000).
3.2 Allgemeine tektono-sedimentäre Entwicklung des Rotliegenden im NEDB
Das sedimentäre Rotliegende im NEDB repräsentiert mit vielen nicht datierbaren Schicht-
lücken den Zeitraum von der Grenze Karbon/Perm (ca. 296 Ma) bis zur Transgression des
Zechsteinmeeres im Tatarian des Oberperms bei 258 Ma (Abb. 3.3). Es ist damit wesent-
lich älter als die nur etwa die letzten 10 Ma umfassenden Rotliegendabfolgen der west-
deutschen, holländischen, englischen und dänischen Becken (GRALLA 1988, YANG & NIO
1994, GEORGE & BERRY 1993, 1994 HOWELL & MOUNTNEY 1997 und STEMMERIK ET AL.
2000). Das Rotliegende des Polnischen Beckens wird dagegen in die zwei Subgruppen
Lower Silesia und die Wielkopolska gegliedert, die ähnlich dem NEDB den Zeitraum vom
Stephan bis zum Zechstein lückenhaft darstellten (KIERSNOWSKI ET AL. 1995,
KARNKOWSKI 1999).
3 Geologischer Rahmen 20
Grüneberg
Sch.
267
272
274
277
283
290
*296
Kazanian
Ufimian
Kungurian
Artinskian
Sakmarian
Asselian
Gzhelian
<_265
5
2
3
6
7
6
PE
RM
IAN
C
Zechstein
7 (5)
Ober
Rotliegend
42 (44)
Unter
Stage
....
Elb
eH
avel
Group
(*Stage)
Syste
m
Su
pe
rg
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Su
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Reference Scale Regional Scale NE - GermanyP
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Ca
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us
-P
erm
ian
Re
vers
ed
Me
ga
zon
e(
CP
RM
)
Formation / Folge
Norddeutsches Becken
Hannover Fm.
Dethlingen Fm.
Mirow Fm.
Parchim (Schwerin) Fm.
300
266
258
251251*
nu
me
ric
al
ag
e(
Ma
)
nu
me
ric
al
ag
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Ma
)
Ma
gn
eto
-
str
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gra
ph
y
Ma
gn
eto
-
str
ati
gra
ph
y
Illawarra
Reversal
?
Tatarian 16<
?
?
?
2.0
2.0
2.0
2.0................... ................. ... ..............................D
YA
S
Low
er
Upper
(MIT
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UR
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PE
RM
)
Unte
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Vulkanite
Sedimente
Vulkanite
?
?
Süplingen
Flechting
Roxförde
Bebertal
Winkelstedt
Föhrberg
Altm
ark
*Stephan.
*234
265
tie point
marker
age
274 estimated
Fm. Formation
FolgeF.
lithostratigraphic unit
gap
magnetic polarity
normal
reversed
uncertain
non-investigated
Friesland - F. / Mölln - F.
Aller - F. / Ohre - F.
Leine - F.
Staßfurt - F.
Werra - F.
Müritz
1.0
1.0
1.5
1.5
2.0
Abb. 3.3: Zeitskala für das Perm in NE- Deutschland (nach MENNING 1995) und stratigraphische Gliederungdes Rotliegenden im NEDB (nach PLEIN 1995).
Lithostratigraphisch wird das Rotliegende im NEDB vom Liegenden zum Hangenden in
die Subgruppen Altmark (Unterrotliegend), Müritz (Oberrotliegend 1), Havel und Elbe
unterteilt (PLEIN 1995, SCHRÖDER ET AL. 1995). Letztere werden auch als Oberrotliegend 2
zusammengefaßt. Das in der unteren Parchim-Formation nachgewiesene Illawarra-Rever-
sal (ca. 265 Ma) ist dabei die einzige chronostratigraphische Marke innerhalb der Rot-
liegendsedimente (MENNING ET AL. 1988, MENNING 1995).
3.2.1 Altmark- und Müritz-Subgruppen
Eingeleitet wird die Entwicklungsepoche des Perms im NEDB bereits durch die stark tek-
tonisch geprägten, kontinentalen Rotfolgen des Stephans (PLEIN 1993, LINDERT 1994). Die
Drift der europäischen und afrikanischen Platten löst am Übergang Stephan/Unterperm
weiträumige tektonische Bewegungen aus. Im Zuge dieser als fränkische Bewegungen
bezeichneten Aktivitäten (KATZUNG & KRULL 1984), werden im NEDB bevorzugt NNE-
SSW und untergeordnet NW-SE streichende Störungen aktiviert, an denen es zu tief-
3 Geologischer Rahmen 21
reichenden, transtensionalen strike slip Bewegungen und zur Entstehung von pull apart-
Strukturen kommt (BACHMANN & GROSSE 1989, HOFFMANN ET AL. 1989, HOFFMANN
1990, BACHMANN & HOFFMANN 1995).
Begleitet werden die fränkischen Bewegungen auf dem Gebiet des NEDB von der Förde-
rung über 2 km mächtiger Vul-
kanitserien der Altmark Sub-
gruppe mit überwiegend rhyo-
lithischer/ignimbritischer
(70%) und untergeordnet ande-
sitischer (26%) und basalti-
scher (4%) Zusammensetzung
(BENEK ET AL. 1996, Abb. 3.4
und 3.5). Die Auswertungen
einiger hundert Bohrungen im
NEDB ergaben ein geschätztes
Gesamtvolumen dieser Vul-
kanite von 48.000 km3 mit
störungsgebundenen Mächtig-
keitszentren in NE Mecklen-
burg-Vorpommern und in der
Altmark. Nach BENEK ET AL.
(1996) werden die fünf Erup-
tivstadien (1) Andesitstadium
(Stephan), (2) explosives
Ignimbrit-Stadium (Asselian), (3) postignimbritisches Eruptionsstadium (Rhyolithe, Ande-
site, Basalte), (4) Spätrhyolithstadium (Sakmarian ?) und (5) das späte Basaltstadium im
Artinskian unterschieden. Neueste U/Pb-SHRIMP-Datierungen an den Effusiva zeigen
dagegen Alter zwischen 302 und 297 Ma (±3 Ma) und weisen auf eine nur sehr kurze Zeit-
spanne intensiven Vulkanismus an der Grenze Karbon/Perm hin (magmatic flare up,
BREITKREUZ & KENNEDY 1999).
Während BENEK ET AL. (1996) aufgrund der großen Mächtigkeiten von SiO2-reichen Vul-
kaniten in NE-Mecklenburg-Vorpommern die Existenz großer Caldera-Systeme postu-
lieren, stellt BREITKREUTZ (in BRECHT 1999), nach der Reevaluierung des vorhandenen
Kernmaterials auf sicher interpretierbare Ignimbritmerkmale, die Notwendigkeit der
Existenz der Caldera-Systeme in Frage.
BERLIN
600
1000
200
10
00
0
200
0
1000
1000
600
400
0
200
0 40 km
Oder
1000
2000
Havel
Elbe
54° 54°
52° 52°
53° 53°
11°
11°
12°
12°
13°
13°
14°
14°
15°
15°
Abb. 3.4: Mächtigkeiten der Permokarbonischen Vulkanite aufdem Gebiet des NEDB (nach BENEK ET AL. 1996). Isolinien alle200 m
3 Geologischer Rahmen 22
O S T S EE
0 30 km
?
?
?
?
?
?
PO
LE
N
?
Berlin
Elbe
Oder
40’
20’
54°
13°12°11°10° 14° 15°
13°12°11°10° 14° 15°
40’
20’
20’
53°
52°
40’
40’
20’
54°
40’
20’
20’
53°
52°
40’
Alkalibasalt-
Serien
Tholeiite-
Serien
Rhyolith-(Andesit)
Assoziation
Rhyolith-Andesit
Assoziation
Andesit-(Rhyolith)
Assoziation
Andesit- Serien
Mg-Andesit-
Serien
Prä-Zechstein an
der Oberfläche
Granitkörper
Flechtinger
Scholle
Harz
Abb. 3.5: Verteilung der Permokarbonischen Vulkanit-Assoziationen und -Serien im NEDB (nach BENEK ET
AL. 1996).
Die bis 380 m umfassenden Sedimente der Altmark Subgruppe sind nur aus den lokalen
Vertiefungen (z.B. aus der Liebenwalder Senke) bekannt und zeigen bei feinklastisch bis
lakustriner Fazies eine reichhaltige Fauna an (HOFFMANN ET AL. 1989, SCHNEIDER &
GEBHARDT 1993, SCHNEIDER ET AL. 1995).
Der Übergang zur Müritz-Subgruppe ist durch ein Nachlassen der thermischen Hebung
infolge des Abbaus des Wärmestaus gekennzeichnet (BACHMANN & HOFFMANN 1995). Se-
dimentabfolgen mit Mächtigkeiten bis 470 m, die der Müritz-Subgruppe zugesprochen
werden, sind nur sporadisch nachgewiesen. Im Beckenzentrum und am Südrand sind die
3 Geologischer Rahmen 23
überwiegend feinklastischen bis karbonatischen Sedimente weitesgehend auf die permo-
karbonisch angelegten Senken begrenzt, die aber über ein regionales Entwässerungssystem
verbunden gewesen sein müssen, wie eine vollmarine Fischfauna belegt (SCHNEIDER &
GEBHARDT 1993). Am äußersten Beckennordrand sind in der NW-SE streichenden Strela-
sund Depression bis zu 1000 m mächtige grobklastische, kontinentale Abfolgen dokumen-
tiert, die wegen fehlender Datierbarkeit nur allgemein dem Unterrotliegend bis Oberrot-
liegend 1 zugerechnet werden können (RIEKE ET AL. 2001).
3.2.2 Havel-Subgruppe
An der Grenze zur Havel-Subgruppe (Parchim-Formation) bei ca. 266 Ma kommt es auf-
grund einer erneuten Intensivierung der Scherbewegung zwischen der Europäischen und
Afrikanischen Platte auf dem Gebiet des NEDB zur Reaktivierung des Scherbruchsystems
(Saalische Diskordanz). Begleitet wird das N-S gerichtete transpressionale und E-W
gerichtete extensionale Streßregime durch die Förderung von basaltischem Vulkanismus in
der Altmark. Daraus resultierend ergibt sich in Teilen des Beckens eine erkennbare Struk-
turierung der Paläomorphologie durch NNE-SSW streichende Halbgräben (KLARNER
1993, BALTRUSCH & KLARNER 1993, HELMUTH & SÜSSMUTH 1993, HELMUTH &
SCHRETZENMAYR 1995 und diese Arbeit). Im NW-deutschen Becken sind ebenfalls N-
streichende Grabenstrukturen am Südrand bekannt (DRONG ET AL. 1982, GAST 1988).
Die Sedimentation ist von der intensiven, tektonisch generierten Morphologie geprägt und
setzt an der Basis der bis zu 500 m mächtigen Parchim-Formation mit der Schüttung von
randlichen, lokal bis über 115 m mächtigen Konglomeraten ein.
Mit der Mirow-Formation zeichnet sich im NEDB, ausgelöst durch die einsetzende
thermische Subsidenz mit Zentrum in NW-Mecklenburg, der Umbau von den vormals iso-
lierten Senken zu einem einheitlichen, beckenweiten Ablagerungsraum ab. Die Basis
dieser Formation bilden erosiv einsetzende Schüttungen grob- bis feinsandiger Klastika
von den Rändern. Die Sedimentabfolgen dieser Epoche umfassen bis zu 600 m.
3.2.3 Elbe-Subgruppe
Die fortschreitende thermische Subsidenz führt während der Dethlingen-Formation zu
einer Verknüpfung des NEDB mit der Polnischen Senke im E und mit dem NW-deutschen
Becken im W. In den Sedimentprofilen zeichnet sich der Beginn dieses Abschnitts durch
eine den ganzen Beckensüdrand umfassende Schüttung des bis 200 m mächtigen fluvia-
tilen Hauptsandsteins aus. Im Beckenzentrum beginnt durch die erste marine Ingression
(Ameland-Ingression, GAST 1991) die zyklische lakustrine Sedimentation. Die Sediment-
mächtigkeiten erreichen 600 m im Beckenzentrum (NW-Mecklenburg-Vorpommern).
3 Geologischer Rahmen 24
Während der Hannover-Formation etabliert sich ein beckenweit einheitliches Bild mit
geringen klastischen Schüttungen an den Beckenrändern und der zyklischen lakustrinen
Sedimentation im Beckenzentrum. Über 400 m Sedimente dokumentieren diesen Zeitab-
schnitt auf dem Gebiet des NEDB. Mit der Transgression des Zechsteins im späten Perm
(ca. 258 Ma) endet die Rotliegend-Epoche.
3.3 Stratigraphische Methoden im Rotliegenden
Die wirtschaftliche Bedeutung des Rotliegenden wegen seiner enormen im SPB hat das
Problem der Stratigraphie innerhalb dieser rein kontinentalen Gesteine zum Mittelpunkt
umfangreicher wissenschaftlicher Studien gemacht (z.B. HAUBOLD & KATZUNG 1978,
LINDERT ET AL. 1990, GEORGE & BERRY 1993, GAST 1995, GLENNIE 1998, STEMMERIK ET
AL. 2000). Das größte Problem dabei ist, innerhalb der siliziklastischen Sedimente zeit-
äquivalente Markerhorizonte zu definieren, anhand derer ein chronostratigraphisches
Gerüst erstellt werden kann. Die unterschiedlichen Ansätze dazu sollen im Folgenden kurz
dargestellt und bewertet werden, da die Kenntnis dieser Methoden viel zum Verständnis
der komplexen, sedimentären Abläufe innerhalb eines arid-klastischen kontinentalen
Beckens beiträgt.
Die Faktoren, die diese Ab-
läufe steuern, sind im Gegen-
satz zum marinen Milieu in
viel größerer Anzahl aktiv und
kennzeichnen sich durch ein
kompliziertes Interagieren aus.
In der Abbildung 3.6 sind
schematisch die Faktoren auf-
geführt, die entscheidenden
Einfluß auf die sedimentäre
Entwicklung in einem rein
kontinentalen Becken haben.
3.3.1 Biostratigraphie
Die Möglichkeiten der stratigraphischen Gliederung des Rotliegenden anhand von Fossi-
lien sind im NEDB sehr eng begrenzt. Die vorhandenen Fossilassoziationen lassen ledig-
lich Aussagen über lokale fazielle Entwicklungen zu. Nach SCHNEIDER ET AL. (1995)
deuten Tetrapoden- und Arthropoden-Ichnia auf fluviatile red beds hin; Insekten zeigen
Klima
Sedimentationund
Fazies
Lithologie desLiefergebietesSubsidenz
Sediment-budget
Windgeschwindigkeitund -richtung
Grundwasser-spiegel
Tektonik
Abb. 3.6: Schematische Darstellung der Faktoren, die Einfluß aufdie Sedimentation und Fazies in ariden, kontinentalen Environ-ments haben.
3 Geologischer Rahmen 25
aquatische bis subaärische graue und rote Feinklastika an; Conchostraken sind überwie-
gend in aquatischen Grau- und Rotsedimenten, sowie Ichtyolithe in aquatischen Abfolgen
anzutreffen; Amphibien und Reptilien sind in aquatisch bis subaerischen Grau- und Rotse-
dimenten zu finden.
Biostratigraphisch sicher datierbare Rotliegendabfolgen im NEDB und den angrenzenden
Gebieten sind nur aus der Saale Senke und Liebenwalder Senke bekannt und zeigen fast
lückenlose Übergänge vom Stefan ins Unterrotliegend an (HOFFMANN 1990, SCHNEIDER &
GEBHARDT 1993). Für die Aufgabenstellung innerhalb dieser Studie spielt die
Biostratigraphie daher keine Rolle.
3.3.2 Tektonostratigraphie
Der tektonostratigraphische Ansatz für die Rotliegend-Ablagerungen wurde im Wesent-
lichen von HOFFMANN ET AL. (1989), HOFFMANN (1990) und GEBHARDT ET AL. (1991)
publiziert. Er beruht auf der Annahme, daß die beckenweite Entwicklung der Havel- und
Elbe-Subgruppen durch tektonische Ereignisse geprägt wurde, die in den Sedimentprofilen
durch Einschübe von gröberklastischem Material manifestiert sind. Es werden 4 soge-
nannte tektonische Impulse unterschieden.
Der Altmark I-Impuls als erstes tektonisches Ereignis erweitert die Permokarbonisch gene-
rierte Westmecklenburg-Senke und Havel-Müritz-Senke (saalisches Impulsintervall), in
denen die bis zu 600 m mächtige Parchim-Formation abgelagert wurde. Charakterisiert
wird dieser Impuls durch die bis zu max. 115 m mächtigen Konglomerate an der Basis der
Parchim-Schichten und die Förderung der Basalte in der Altmark-Region.
Der Altmark II-Impuls an der Basis der Mirow-Formation zeigt den Beginn des Hauptab-
senkungsstadiums des NEDB an. Das vorher angelegte Relief wird erneuert und erweitert.
Die Sedimentation folgt der Parchim-zeitlichen Morphologie.
Der Altmark III-Impuls aktiviert in erster Linie das südliche und südöstliche Hinterland.
Dadurch wird die Schüttung des große Teile des südlichen Beckenrandes umfassenden
Hauptsandsteins als Basis der Elbe-Subgruppe (Basis Dethlingen-Formation) initiiert. Im
Beckenzentrum setzt als Folge der Subsidenz die klimagesteuerte, zyklische Sedimentation
eines gigantischen perennierenden Salzsees ein.
Der Altmark IV-Impuls an der Basis der Hannover-Formation kennzeichnet das Hauptex-
pansionsstadium der Beckenentwicklung, in dessen Verlauf sich das Becken nach NW hin
öffnet. Die Folge sind etappenhafte, nach SE vordringende marine Ingressionen, die vom
Faröer-Rift ausgehend weiter über Viking-, Zentral-Graben und Unterelbe-Becken
schließlich ins NEDB gelangen. Zudem treten in beckenzentralen Bereichen erstmals
3 Geologischer Rahmen 26
bunte, laminierte Litholeithorizonte auf, die beckenweit korrelierbar sind (BEHRENDT
1990, 1993).
Das Hauptproblem der Tektonostratigraphie liegt in dem methodischen Ansatz, daß sich
tektonische Ereignisse als beckenweite Sedimentzyklen mit Grobklastika an der Basis und
Feinklastika im Hangenden in den Profilen wiederfinden. Neuere Arbeiten an rezenten und
ehemaligen ariden Becken zeigen jedoch, daß es während der Erhöhung des Akkomodati-
onsraums durch tektonische Aktivitäten und gleichbleibenden Bedingungen zu einer Re-
gression des klastischen Eintrags kommt (z.B. FROSTICK & REID 1987, BLAIR 1987,
MOUNTNEY ET AL. 1999, HOWELL & MOUNTNEY 1997). Demnach ist das Vordringen
klastischer Systeme auch an den Faktor Klima (steuert die Menge des zur Verfügung
stehenden Wassers für den Sedimenttransport), an die Höhe des zur Verfügung stehenden
Sedimentbudgets und an die Lithologie im Liefergebiet gebunden.
Ein weiteres Problem der Tektonostratigraphie im vorliegenden Fall besteht in der nicht
durchführbaren Korrelation der postulierten Altmark-Impulse II-IV zum bearbeiteten
Nordrand. Zudem zeigen sich beckenweit keine bedeutenden Veränderungen in den
Modalzusammensetzungen der Sedimente des Rotliegenden im NEDB, die bei tekto-
nischen Aktivitäten größeren Ausmaßes erwartet werden müßten (siehe auch MCCANN
1998a).
Unbestreitbar sind jedoch die Auswirkungen von regionalen und lokalen tektonischen Er-
eignissen auf die interne Morphologie des Beckens und dadurch wiederum auch direkt auf
die Sedimente. Überregionale tektonische Ereignisse sind außerdem für die Bereitstellung
von Akkomodations- und Preservationsraum von Bedeutung.
3.3.3 Zyklostratigraphie
Dem zyklostratigraphischen Ansatz liegt zugrunde, daß die Sedimentation des Rotliegen-
den klimatische Zyklen widerspiegelt (z.B. DE BOER & SMITH 1994). Die paläogeogra-
phische Situation des übergeordneten Südlichen Permbeckens (SPB) bei ca. 15° N
(ZIEGLER 1990), die Anwesenheit einer größeren Wasserfläche und die wiederholten Ver-
eisungen der Polkappen während des Perms unterstützen diese Annahme. Durch vereiste
Polkappen dehnt sich die Polarfront während einzelner Glaziale weiter äquatorwärts aus
und die übrigen Zirkulationssysteme (Westwind-Drift und Hadley-Zellen) werden ge-
staucht (IRMEN 1999). Daher rücken die Temperatur- und Luftdruckunterschiede näher
zusammen, woraus höhere potentielle Windgeschwindigkeiten resultieren. Während Inter-
glazialphasen sollte das Klima wegen der Ausdehnung der tropischen Zirkulationssysteme
und des höheren allgemeinen Feuchtigkeitsantransport im gesamten SPB niederschlags-
reicher werden.
3 Geologischer Rahmen 27
Daneben wirken nach IRMEN (1999) auch kurzfristige, klimatische Steuerungsfaktoren wie
episodische, starke Niederschläge entscheidend auf die Sedimentation des SPB ein. Durch
die Erwärmung der großen Landmasse Pangäas kommt es im Sommer zur Ausbildung
eines thermischen Tiefs über der Nordhemisphäre. Als Folge verlagert sich die Innertro-
pische Konvergenzzone nach Norden und der SE-Passat tritt auf die Nordhalbkugel über.
Er nimmt über den Tropen Feuchtigkeit auf und wird durch die ablenkende Wirkung der
Coriolis-Kraft zum SW-Monsum. Verschiedene Klimamodelle zeigen eine hohe Wahr-
scheinlichkeit für saisonale Regenfälle zumindest für das Hinterland des Südlichen Perm-
beckens an (BARRON & MOORE 1994).
Eine klimatisch gesteuerte, zyklische Sedimentation arider Formationen wurde von
CLEMMENSEN ET AL. (1994) für das Perm bis Unter Jura vorgeschlagen und den überge-
ordneten Orbitalzyklen nach MILANKOVITSCH (1941) gleichgesetzt. Viele Autoren sehen
auch die Ursache für die zyklische Sedimentation des Rotliegenden des SPB in den Orbi-
talzyklen (GAST 1991, 1995, GAST ET AL. 1998, FREDERIKSEN ET AL. 1998, YANG &
BAUMFALK 1994, 1997, GEORGE & BERRY 1993, 1994, 1997, HOWELL & MOUNTNEY
1997, SWEET 1999). Dabei wurden die Sedimentzyklen den rückgerechneten Perioden
permischer Orbitalzyklen nach BERGER ET AL. (1989) zugeordnet und somit ein chrono-
stratigraphisches Gerüst erstellt.
Als weitestgehend akzeptiert gilt die Annahme, daß die rhythmische Sedimentation des
beckenzentral gelegenen perennierenden Salzsees im Rotliegenden die 400.000 bis
200.000 Jahre Zyklen (excentricity) der 3. Ordnung widerspiegelt (z.B. GAST 1991, 1995,
GRALLA 1988 u.a.). Während Phasen hoher Humidität bedeckte der See weite Areale des
SPB und es lagerten sich laminierte bis homogen Tonsteine ab. Bis zu Dekameter mächtige
Salze repräsentieren die Trockenphasen, in denen der Wasserspiegel auf einen Tiefstand
fiel. Insgesamt wurden 23 dieser Zyklen im Norddeutschen Becken ausgehalten, woraus
sich Subsidenzraten von 6 cm/1000 Jahre am Beckenrand und 20 cm/1000 Jahre im
Beckenzentrum errechnen (GAST 1995).
In den randlichen, multifaziellen Bereichen arider Becken sind klimazyklische Signale
allerdings viel komplexer und schwieriger zu erkennen. In der Literatur wird des weiteren
immer noch kontrovers über den generellen Einfluß von klimatischer und/oder tektonischer
Steuerung der Systeme diskutiert (z.B. FROSTICK & REID 1989, MEADOWS & BEACH 1993,
DORN 1994, BLAKEY ET AL. 1996, MCKIE & GARDEN 1996, HOWELL & MOUNTNEY 1997,
MACK & LEEDER 1999, STOLLHOFEN ET AL. 1999).
Mit Sicherheit ist auch von einem bedeutenden klimatischen Einfluß in den randlichen
Provinzen der Rotliegendbecken des SPB auszugehen, da die Menge und die Periodizität
der Niederschläge hier unmittelbar auf die Sedimentation einwirken (in Form von Fluter-
eignissen). Jedoch muß die Zuordnung zu Orbitalzyklen sehr kritisch betrachtet werden. So
ist in den Profilen häufig nicht erkennbar, ob es sich bei den Sedimentzyklen um das Pro-
3 Geologischer Rahmen 28
dukt eines einzelnen Starkregenereignisses oder um eine Periode stark erhöhter Humidität
handelt. Zudem sind gerade in den Randbereichen arider kontinentaler Becken, aufgrund
der fehlenden temporalen Kontrolle innerhalb der Sedimente, weder die Lokationen und
Zeitspannen von Schichtlücken, noch die der vorhandenen Zyklen bestimmbar. Ebenso ist
wegen der hohen Remobilisierbarkeit nicht von einer kontinuierlichen Sedimentation aus-
zugehen. Deshalb ist der methodische Ansatz der Spektralanalysen von Bohrlochmeß-
kurven aus dem Rotliegenden zur Diskriminierung von Orbitalzyklen verschiedener
Ordnungen wie ihn u.a. YANG & BAUMFALK (1994, 1997) und YANG & KOUWE (1995)
propagierten, als sehr fragwürdig zu betrachten (Zirkelschluß). Vielmehr müssen die
klimatischen Signale in den unterschiedlichsten Environments differenziert erkannt und als
solche miteinander korreliert werden (Abb. 3.7).
feucht
Ero
sion
Ero
sion
Ero
sion
Abla
ger
ung
Abla
ger
ung
Abla
ger
ung
Becken-zentrum
Übergangs-bereich(Erg)
Becken-rand
absolutes Klima Zyklus
Fazies
1
2
3
4
5
6
7
8
wett
ing
upw
ard
dryin
gupw
ard
trocken
Abb. 3.7: Schematische klimazyklische Gliederung des Rotliegenden im englischen Becken nach HOWELL &MOUNTNEY (1997). Legende zur Fazies: 1= Dünen; 2= Inderünen; 3= Deflationshorizonte; 4= proximal flu-viatil (Alluvial Fan); 5= distal fluvial (entwässerte Schichtfluten); 6= distal fluvial (strukturierte Schicht-fluten); 7= Mud Flat; 8= Playa See.
HOWELL & MOUNTNEY (1997) gliedern das Rotliegende im englischen Becken in 12 kli-
matische Zyklen, die entweder als drying upward-, wetting upward- oder drying/wetting
upward-Zyklen ausgebildet sind. Der Punkt der minimalen Trockenheit ist als Zyklen-
grenze definiert (Abb. 3.7). Nach GEORGE & BERRY (1993, 1994, 1997) kann das gesamte
Rotliegende im englischen und holländischen Becken dagegen mit seinen unterschied-
lichen Faziesassoziationen in 5 Sequenzen untergliedert werden, die jeweils nur den drying
upward-Abschnitt eines Orbitalzyklusses repräsentieren.
Diese Erkenntnisse sind ein plausibleres Werkzeug, um verschiedene fazielle Environ-
ments beckenweit räumlich und zeitgleich miteinander zu korrelieren.
3 Geologischer Rahmen 29
3.3.4 Lithostratigraphie
Die lithostratigraphische Gliederung fossilarmer Gesteine fand als klassische, standardi-
sierte sedimentologische Arbeitsmethode umfangreiche Anwendung auf das Rotliegend im
NEDB (z.B. KATZUNG 1977, LINDERT ET AL. 1990). Das Prinzip besteht darin, die an
einem Ort aufgestellten lithostratigraphischen Einheiten oder Abfolgen von Einheiten an
anderen Orten wiederzuerkennen, und so deren laterale Ausdehnung auch unter Berück-
sichtigung von Faziesänderungen zu erforschen (ELLENBERG ET AL. 1981). Die bestehende
stratigraphische Gliederung des Rotliegenden des NEDB bei PLEIN (1995) und SCHRÖDER
ET AL. (1995) basiert im Wesentlichen auf vorangegangenen lithostratigraphischen Auf-
nahmen der Bohrprofile. Dabei wurde, ausgehend vom Sohlbankprinzip, das gesamte
sedimentäre Rotliegend in der Altmark in 17 progressive (fining upward) „Rhythmen“
bzw. Zyklen untergliedert (HELMUTH & SÜSSMUTH 1993).
Die Möglichkeiten der Lithostratigraphie nur mittels Bohrprofilen und ohne laterale
Kontrolle sind im Rotliegenden des NEDB im Allgemeinen sehr begrenzt. Lediglich in
Faziesbereichen wie dem perennierenden Salzsee mit seinen lateral weit aushaltenden
Leithorizonten ist eine lithostratigraphische Gliederung sinnvoll und gebräuchlich
(BEHRENDT 1990, 1993, HELMUTH & SÜSSMUTH 1993). In den bearbeiteten Beckenrandbe-
reichen des Untersuchungsgebietes besitzt die Lithostratigraphie aufgrund der multifa-
ziellen Genese der Gesteine, der mitunter intensiv reliefierten Morphologie und der
geringen lateralen Reichweite der Faziesgürtel eine nur sehr geringe Aussagekraft. Sie ist
daher dort als stratigraphische Arbeitsmethode sehr kritisch zu bewerten.
3.3.5 Sequenzstratigraphie
Ursprünglich wurde die Sequenzstratigraphie für Abfolgen entwickelt, deren Genese, Ver-
breitung und Erhaltung durch die zyklischen Meeresspiegelschwankungen gesteuert
wurden (VAIL ET AL. 1977). Dabei definiert der Stand des Meeresspiegels den base level-
Horizont, der als Gleichgewichtsoberfläche festlegt, ab wo Sedimentation und Erhaltung
möglich ist (SLOSS 1962). Die Sequenzstratigraphie selber gliedert chronologisch und ge-
netisch verbundene Einheiten zu Sequenzen, deren Grenzen durch isochrone Diskontinui-
tätsflächen markiert sind (VAN WAGONER ET AL. 1988). SHANLEY & MCCABE (1994)
übertragen das Prinzip der Sequenzstratigraphie vom marinen in den intrakontinentalen
Bereich. Während im marinen Environment der Meerespiegel als base level-Horizont die
Sedimentation steuert, so regulieren in kontinentalen Environments die Faktoren Subsi-
denz, Tektonik und Klima die Positionen des Grundwasserspiegels von den lokalen Seen-
spiegelständen oder Flußläufen als base level-Horizonte. Auch in den intrakontinentalen
Abfolgen können als super bounding surfaces oder stokes surfaces definierte Sequenz-
3 Geologischer Rahmen 30
grenzen ausgehalten werden, die ihrerseits isochrone faziesübergreifende Grenzflächen
repräsentieren (FRYBERGER ET AL. 1988). So markieren z.B. in Dünenformationen zemen-
tierte Paläogrundwasserstände als super bounding surfaces quasi-chronologische Abfolgen
(z.B. TALBOT 1985, KOCUREK 1988, GAST 1993, KOCUREK & HAVHOLM 1994).
LANGFORD & CHAN (1988, 1989) zeigten an permischen Sedimenten des Colorado
Plateaus (USA) äolische Ausblasungshorizonte und fluviatile Überschwemmungshorizonte
in Dünenfeldern, die als isochrone super bounding surfaces Sequenzgrenzen darstellen.
GAST (1995) überträgt die sequenzstratigraphischen Termini, wie z.B. maximum flooding
surface, condensed section oder highstand system tract auf die Ablagerungen des peren-
nierenden Salzsees im Rotliegenden des Norddeutschen Beckens. YANG & NIO (1994)
gehen noch einen Schritt weiter. Sie gliedern die Rotliegendsedimente des holländischen
Sektors in 5 Supersequenzen, die noch weiter in 12 Sequenzen unterteilt werden. Jede der
Supersequenzen repräsentiert einen kompletten klimatischen Trocken-Feucht-Trocken-
Zyklus, der mit den Orbitalzyklen der 3. Ordnung nach VAIL ET AL. (1977) gleichgesetzt
wird. Als jeweilige Sequenzgrenze ist die maximale Rate der zunehmenden Aridität defi-
niert, die durch das schnelle Absinken des Grundwasserspiegels charakterisiert ist. Die
Sedimente während des Grundwasserspiegeltiefstandes (Salze im Beckenzentrum, Dünen
am Beckenrand) werden als lowstand system tract angesprochen. Der Anstieg des Grund-
wasserspiegels ist der transgressive system tract und ist durch Seeablagerungen im
Beckenzentrum, sowie Schichtflut-dominierte Tonebenenablagerungen am Beckenrand
gekennzeichnet. Die maximum flooding surface repräsentiert den Zeitraum des größten
Anstieges der Humidität. Im Beckenrandbereich werden Sedimente von perennierenden
Strömen abgelagert, während im Beckenzentrum weiterhin lakustrine Bedingungen
herrschen. Der anschließende highstand system tract markiert die Periode konstanter
Humidität. Im Beckenzentrum werden tonige Seesedimente abgelagert und der Beckenrand
wird durch fluviatile Prozesse (Terminal Fans) geprägt. Mit wieder fallendem Grund-
wasserspiegel bei steigender Aridität beginnt die nächste Sequenz.
STOLLHOFEN ET AL. (1999) und STOLLHOFEN (2000) wenden das sequenzstratigraphische
Konzept auf die kontinentalen Sedimente des permokarbonen Saar-Nahe-Becken in SW-
Deutschland an. Dabei zeigt sich ein komplexes Wechselspiel von tektonischen Ereig-
nissen (Subsidenz, Vulkanismus, synsedimentäre Tektonik) mit klimatischen Zyklen, die
die sedimentäre Entwicklung des Beckens steuerten.
Generell ist der methodische Ansatz der kontinentalen Sequenzstratigraphie mit dem der
Zyklostratigraphie fast identisch und geht ebenfalls von einer zyklisch gesteuerten Sedi-
mentation aus. Das Erkennen der Schichtlücken als quasi-isochrone Grenzflächen macht
eine faziesübergreifende Korrelation innerhalb kontinentaler Sedimente möglich. Nichts-
destoweniger sollen das Problem der fehlenden Alterskontrolle und die geringe laterale
Verfolgbarkeit dieser Grenzflächen erwähnt werden, die eine sichere Korrelation nur in be-
3 Geologischer Rahmen 31
grenzten Regionen, niemals aber beckenweit erlauben. Zudem wies SWEET (1999) auch auf
die allgemeinen Probleme der geringen Erhaltungspotentiale der Grenzflächen als Ergebnis
intensiver Erosion (äolisch und fluviatil) in den Sedimentprofilen des Rotliegenden hin.
Ferner sollte davon abgesehen werden, sequenzstratigraphische Termini auf den kontinen-
talen Ablagerungsraum zu übertragen, da schnell Mißverständnisse entstehen würden. Der
Grundwasserspiegel als wichtigster base level-Horizont in kontinentalen Abfolgen des
Rotliegenden ist das Ergebnis vieler Faktoren und zeigt eine viel intensivere Oszillation als
z.B. der Meeresspiegel. Es ist daher fraglich, in den zweifellos zyklischen Sedimenten des
Rotliegenden Sequenzen mit internen system tracts (Systemzügen) als Repräsentanten von
Orbitalzyklen anzusprechen.
3.4 Sedimentologischer Hintergrund
Wegen der verwirrenden Vielfalt von Definitionen und Termini in der Literatur über
klastische Ablagerungsräume in ariden kontinentalen Becken sollen in diesem Kapitel ein
Überblick über die Ansprache von Alluvial Fans, von Tonebenen (Mud Flats) und
Terminal Fans, sowie die für den weiteren Verlauf dieser Arbeit gültigen Definitionen vor-
gestellt werden.
3.4.1 Alluvial Fan und braided plain
Die grobklastischen Gesteine des Rotliegenden im NEDB faziell anzusprechen, ist eine
sehr schwierige Aufgabe und ist immer mit relativ vielen Unsicherheiten behaftet. Die
Gründe hierfür sind sehr vielschichtig, benötigen aber eine besondere Beachtung, da
gerade das Verständnis der faziellen Charakteristika dieser Gesteine für eine zeitlich-
räumliche Interpretation von großer Wichtigkeit ist. Vor allem im Rotliegend des NEDB
wird das Einsetzen von lokalen, grobklastischen Schüttungen - ohne deren fazielle Inter-
pretationen - von vielen Autoren als Leithorizont verwendet, um beckenweite tektonische
Prozesse zu erklären (z.B. KATZUNG 1988, HOFFMAN ET AL. 1989, HOFFMANN 1990,
GEBHARDT ET AL. 1991, HELMUTH & SÜSSMUTH 1993, SCHNEIDER & GEBHARDT 1993,
PLEIN 1995, HOFFMANN ET AL. 1997). Lediglich LINDERT (1990) und MCCANN (1998a)
wiesen auf die Problematik einer beckenweiten Korrelation von Grobklastika hin. Vor
diesem Hintergrund ist es wichtig, den Terminus Alluvial Fan zu erläutern, und dessen
Unterscheidung von braided fluviatilen Strömen zu erklären.
Alluvial Fans sind typische, an tektonisch generierte, steile Morphologien gebundene,
klastische Ablagerungssysteme im ariden bis humidem Klima (BLAIR & MCPHERSON
3 Geologischer Rahmen 32
1994b). Sie entstehen, wenn
sedimentbeladene Fluten, so-
genannte flash floods, ausgelöst
durch periodische Starkregen-
ereignisse, von einem höher gelege-
nen Einzugsgebiet talwärts strömen
und zur Ablagerung kommen.
Generell kann der Transport als
Massenstrom (debris flow) oder als
Schichtflut (sheet flood) erfolgen
(NICHOLS 1999, siehe Abb. 3.8).
Allgemeine Merkmale für alle
Alluvial Fans sind ein Einzugs-
gebiet mit einem zentralen und sehr
stabilen feeder channel (FC), durch
den das klastische Material antrans-
portiert wird. Der Apex (A) ist der
höchste Punkt des kegelförmigen
Fankörpers und zugleich der
Austrittspunkt vom Liefergebiet in
den tiefer gelegenen Sedimentati-
onsraum. Der intersection point
(IP) markiert den Bereich auf dem
Fankörper, ab dem die eingeschnittenen Lieferkanäle aufhören und Nettosedimentation
stattfindet. Debris flow-dominierte Fans zeigen auf nicht aktiven Bereichen des
Schuttkörpers zum Teil starke sekundäre Umlagerungen durch oberflächliche verzweigte
Flußläufe, Deflation und Bodenbildung. Bei Schichtflut-dominierten Schuttfächern
kommen noch Bioturbationen und bodenbildende Prozesse im größeren Ausmaß dazu.
Im Gegensatz zur Morphologie ist die Klassifizierung von Alluvial Fans in der internatio-
nalen Literatur nicht eindeutig definiert und Thema umfangreicher Diskussionen (z.B.
NEMEC & STEEL 1988, BLAIR & MCPHERSON 1994b, MIALL 1996, COLLINSON 1996,
LEEDER 1999). Die anerkannteste Gliederung wurde von STANISTREET & MCCARTHY
(1993) publiziert, denen zufolge Alluvial Fans in drei verschiedene Klassen unterschieden
werden (siehe Abb. 3.9). Sie sollen hier im Folgenden kurz vorgestellt werden.
Der erste und lateral kleinste Typ (< 10 km) ist der debris flow-dominierte Fan (z.B.
Trollheim Fan und Hanaupah Fan, Death Valley, USA, HOOKE 1967). Mit einer durch-
schnittlichen Hangneigung von ca. 6° ist er zugleich auch der steilste aller Alluvial Fans
(BLAIR & MCPHERSON 1994a). In den oberen, proximalen Segmenten des Fankörpers
sheet flood dominierter
Alluvial Fan
sheet flood dominierter
Alluvial Fan
debris flow dominierter
Alluvial Fan
debris flow dominierter
Alluvial Fan
aktiver lobeaktiver lobe
aktiver lobeaktiver lobe
Schuttkegel
(Talus)
Schuttkegel
(Talus)
Schuttkegel
(Talus)
Schuttkegel
(Talus)
StörungStörung
StörungStörung
ältere Fan-Segmente
- sekundäre Erosion
(äolisch und fluviatil)
- Bioturbation
- Bodenbildung
ältere Fan-Segmente
- sekundäre Erosion
(äolisch und fluviatil)
- Bioturbation
- Bodenbildung
ältere Fan-Segmente
- sekundäre Erosion
(äolisch und fluviatil)
ältere Fan-Segmente
- sekundäre Erosion
(äolisch und fluviatil)
angehobener
Block
angehobener
Block
FC
FC -
A - Apex
IP -
feeder channel
intersection point
FC -
A - Apex
IP -
feeder channel
intersection point
A
A
IP
IP
FC
unteres
Einzugsgebiet
unteres
Einzugsgebiet
unteres
Einzugsgebiet
unteres
Einzugsgebiet
angehobener
Block
angehobener
Block
Abb. 3.8: Morphologische Merkmale von debris flow- undsheet flood-dominierten Alluvial Fans (BLAIR & MCPHERSONS
1994b).
3 Geologischer Rahmen 33
werden die Sedimente überwiegend als Massenströme abgelagert. Mit zunehmender Ent-
fernung vom intersection point nimmt der Anteil an sekundären Schichtflutsedimenten zu.
Der distalste Bereich des Fankörpers ist fast ausschließlich durch sekundäre Schicht-
flutablagerungen und seichte verzweigte Flußläufe charakterisiert. Vegetation ist auf debris
flow dominierten Alluvial Fans in der Regel nur vereinzelt zu beobachten.
Der etwas flachere und insgesamt zweitgrößte Fan-Typ (< 30 km) wird von verzweigten
Flußläufen dominiert (braided fluvial fan, rezentes Beispiel ist der Kosi-Fan, N-Indien, u.a.
GOLE & CHITALE 1966). Die oberen und mittleren Fansegmente sind durch longitudinale
Kiesbänke und nach unten zunehmend durch transverse Sandbänke gekennzeichnet. Im
untersten Bereich treten transverse Sandbänke und einzelne Dünenbänke auf. Entlang der
fluviatilen Kanäle ist verein-
zelt Vegetation anzutreffen.
Der dritte Fantyp wird durch
ein Netzwerk von mäandrie-
renden Flüssen gespeist und
erreicht Ausmaße von über
50 km bei sehr flachen Hang-
neigungen (z.B. Okavango
Fan, NW Botswana,
STANISTREET & MCCARTHY
1993). Geschlossene Vege-
tationsdecken und Sümpfe
kennzeichnen die proxi-
malsten Fansegmente. Strom-
abwärts nehmen die Vegeta-
tion und die Anzahl der
Flußläufe sukzessive ab.
Welche Art von Sediment-
transport stattfindet und
damit auch welcher Fantyp
im ariden Klima vorliegt,
hängt von den intrinsischen (autogenic) Faktoren (z.B. Größe des Einzugsgebietes, Mor-
phologie, Lithologie des Liefergebietes) und den extrinsischen (allogenic) Faktoren wie
Tektonik und Klima ab und ist von Fan zu Fan unterschiedlich (BLAIR 1999). Das kom-
plexe Wechselspiel der verschiedenen Faktoren, vor allem die Frage nach dem tekto-
nischen und klimatischen Einfluß auf das Alluvial Fan System, wird in der Literatur immer
noch kontrovers diskutiert (DORN 1994).
m
km
100
00
5
00
km
m
30
50
00
50
km
10m
Abb. 3.9: Klassifikation der Alluvial Fans nach STANISTREET &MCCARTHY (1993).
3 Geologischer Rahmen 34
Generell wird der Sedimentationstyp eines Alluvial Fans durch die Lithologie des Liefer-
gebietes dahingehend gesteuert, daß zumindest einige Volumenprozent Tonminerale
(>5 Vol.%) vorhanden sein müssen, die für die Entstehung von debris flows - mit Aus-
nahme des non-cohesive debris flows - essentiell sind (BLAIR & MCPHERSON 1994a). Nach
STANISTREET & MCCARTHY (1993) spielt die tektonische Stabilität des Liefergebietes eine
ebenfalls entscheidende Rolle für die Art des Sedimenttransports auf dem Schuttfächer.
NEMEC & POSTMA (1993) konnten an quartären Alluvial Fans auf der Insel Kreta nach-
weisen, daß auch das Klima im Sinne von Flutereignissen den Sedimtentationstyp wesent-
lich beeinflußt. Seltene flash floods während Trockenperioden erzeugen bevorzugt debris
flows, während häufige Starkregenereignisse Schichtfluten entstehen lassen. Nach COSTA
(1988) und HUBERT & FILIPOV (1989) schwanken die Intervalle von debris flows zwischen
300 und 10.000 Jahren. GEORGE & BERRY (1993, 1994) interpretieren debris flow-Abla-
gerungen im Rotliegenden des englischen und holländischen Beckens als dry type-alluvial
fans und Schichtflutablagerungen als wet type-alluvial fans.
Nach HUBERT & HYDE (1982) beträgt die Distanz eines Schichtflutereignisses selten mehr
als 10 km und die Dauer liegt nach BULL (1972) und PICARD & HIGH (1973) zwischen
wenigen Minuten bis einigen Stunden und nur in seltenen Fällen einige Tage. Debris flows
dagegen haben in der Regel kürzere Reichweiten und sind fast ausschließlich auf den
proximalsten Bereich des Alluvial Fans beschränkt (BLAIR & MCPHERSON 1994a).
Die laterale Ausdehnung von Alluvial Fans ist in erster Linie an das zur Verfügung
stehende Sedimentbudget und die Häufigkeit von Flutereignissen gebunden. BLAIR (1987)
zeigte an rezenten Schuttfächern des Death Valleys, daß jene die von tektonisch aktiven,
und damit kleineren Liefergebieten gespeist werden, geringere laterale Ausmaße und
steilere Hangneigungen erreichen als jene, die von tektonisch inaktiven und viel größeren,
effizienteren Einzugsgebieten im Hinterland beliefert werden.
Bei dem braided plain-Ablagerungssystem (Abb. 3.10) handelt es sich in erster Linie um
Sedimente eines verzweigten Netzwerks von mobilen, ephemeren oder perennierenden
Flußläufen auf einer Überschwemmungsebene (plain) mit geringer Reliefenergie (<0,5°
Neigung BLAIR & MCPHERSON 1994b, siehe auch braidplain delta nach NEMEC & STEEL
1988). Dabei wird ein zentrales, hochmobiles Stromsystem ausgehalten, das nicht mit vor-
gelagerten Alluvial Fans assoziiert ist. Durch dieses System werden die Klastika antrans-
portiert. Die randlichen Bereiche sind durch energetisch fluktuierende Ströme gekenn-
zeichnet, die den Großteil der Nettosedimentation steuern (Abb.3.10). An deren Ende
werden die feinklastischsten Sedimente in Loben als Schichtfluten (auch im Sinne von
überladenen Schichtfluten, overloaded sheet floods) abgelagert.
3 Geologischer Rahmen 35
Abb. 3.10: Schematische Darstellung eines verzweigten fluviatilen Netzwerkes von Flußläufen auf einerÜberschwemmungsebene (modifiziert nach MIALL 1996 und GEORGE & BERRY 1994).
Die lateralen Ausdehnungen dieser verzweigten fluviatilen Stromsysteme können im
Gegensatz zu den lokalen Alluvial Fans mit bis zu 1.000 km überregionale Ausmaße errei-
chen. Im allgemeinen ist dieses Ablagerungssystem durch vorwiegend kiesig-sandige
Klastika in einem moderat-energetischen Milieu charakterisiert (BLAIR & MCPHERSON
1994b). Des weiteren bestehen sehr enge genetische Verbindungen zu den feinklasti-
scheren fluviatilen Ablagerungssystemen Terminal Fans und ephemere
Überschwemmungsebenen.
3.4.2 Terminal Fan
Terminal Fans bestehen aus einem verzweigten Netzwerk von mobilen Flußläufen, aus
deren System gewöhnlich kein Wasser durch oberflächlichen Abfluß in einen See oder ins
Meer entzogen wird (KELLY & OLSEN 1993, Abb. 3.11). Sie entstehen fast ausschließlich
in ariden Klimaten bei hohen Evaporations- und geringen Präzipitationsraten.
Charakteristisches Merkmal für die Entstehung von Terminal Fans ist die stromabwärts
gerichtete Abnahme der Transportenergie der einzelnen Flutereignisse durch Aufspaltung
in immer weiter verzweigte Kanäle, durch evaporativen Wasserverlust und durch infiltra-
tiven Wasserverlust (transmission loss). Besonders der transmission loss ist in ariden
Gebieten so hoch, daß die meisten Oberflächenströme binnen kurzem auslaufen (waning
fluktuierenderRand des Strom-
systems
Hauptachse des verzweigten Strom-
systems
randliche Loben(Massenstrom/ Schichtflut)
ehemaligerStromlauf
3 Geologischer Rahmen 36
flows, GRAF 1988). Die lateralen Ausmaße eines Terminal Fans überschreiten in der Regel
100 km nicht (KELLY & OLSEN 1993).
Strukturell wird das Terminal Fan Subenvironment in drei Hauptzonen unterteilt, die
feeder , distributary und die basinal Zone (Abb. 3.11). Im Allgemeinen wird die feeder
Zone durch einen oder mehrere sogenannte feeder channel charakterisiert. Es handelt sich
dabei um einen mobilen Kanal, durch den der überwiegende Teil der Klastika antranspor-
tiert wird. Ein sehr wichtiger Unterschied zu Alluvial Fans besteht darin, daß der feeder
channel des Terminal Fans nicht fest lokalisiert ist, sondern ein in die Überschwem-
mungsebene eingeschnittener variabler Flußlauf ist. Dabei wird unterschieden in single
entry systems, wenn der Terminal Fan von einem punktuellen Liefergebiet gespeist wird,
und in multiple entry systems, wenn mehrere feeder channel einen Terminal Fan beliefern.
Nach KELLY & OLSEN (1993) sind einzelne, überwiegend konglomeratische bis grob-
sandige channel-Sequenzen der feeder Zone bis zu 10 m dick und bis 100 m breit und
zeigen deutliche, hochenergetische Schichtungsmerkmale. Als laterale Grenze zu der nach-
folgenden distributary Zone ist der
Punkt im Gelände definiert, ab dem
sich der feeder channel in mehrere
Kanäle aufteilt.
Der lateral bedeutendste Abschnitt, die
distributary Zone, wird noch weiter in
einen proximalen, medialen und
distalen Bereich untergliedert.
Der wesentliche Unterschied des
Terminal Fan Systems gegenüber dem
braided plain Subenvironment besteht
in der generell feinkörnigeren Litho-
logie, der lateralen Diversifizierung
des Ablagerungssystems durch
deutlich nachlassende Strömungs-
energien und dem markanten system-
internen Wasserverlust. Es ist jedoch auch durchaus möglich, daß sich lateral an eine
braided fluviatile Überschwemmungsebene Terminal Fan-Systeme anschließen (siehe bei
GEORGE & BERRY 1994).
Generell muß an dieser Stelle auf die Problematik der Erhaltungspotentiale der Ablagerun-
gen und des fluviatilen Charakters hingewiesen werden. Das Fehlen jeglicher Sedimente
äolischen Ursprungs im bearbeiteten Gebiet, die beckenweit vorherrschende Paläowind-
richtung aus NE (GLENNIE 1982, GEORGE & BERRY 1993, 1997) und die weitverbreiteten
Ergs am Südrand des gesamten Norddeutschen Beckens (GAST 1991, GAST ET AL. 1998,
23
4 5
1
feederZone
basinal Zone
medial
distal
distributaryZone
1
5
4
3
2proximal
Abb. 3.11: Terminal Fan Modell nach KELLY & OLSEN
(1993) mit charakteristischen Sedimentprofilen (1=feeder Zone; 2= proximale distributary Zone; 3= medialedistributary Zone; 4= distale distributary Zone; 5=basinal Zone).
3 Geologischer Rahmen 37
PLEIN 1995) sprechen für eine weiträumige Deflation der unkonsolidierten fluviatilen
Feinklastika im Arbeitsgebiet und damit für ein nur niedriges Erhaltungspotential. BLUM
ET AL. (1998) beobachteten im quartären Chott Rharsa Basin, Tunesien, Deflation von un-
konsolidierten fluviatilen, Sebkha und äolischen Sedimenten von mehreren Dekametern.
Interessanterweise wurden jedoch trotz intensiver Suche in den bearbeiteten Profilen aus
dem NEDB keine Ausblasungshorizonte (deflation lags) gefunden, wie sie GAST (1991) im
NW-deutschen Becken beschrieb. Der Grund hierfür liegt wohl in der überwiegend fein-
klastischen Lithologie der Gesteine und der sekundären Aufarbeitung aufgrund ihrer
fluviatilen Genese. Es muß allerdings von einem recht hohen Grad der Erosion ausge-
gangen werden, da die Paläomorphologie und die Periodizität der Flutereignisse nicht be-
sonders hoch waren und ebenso wie die hohen prognostizierten Windgeschwindigkeiten
die Deflation begünstigten.
Ein weiteres Problem liegt in dem Charakter der fluviatilen Ereignisse im NEDB, der sich
nur indirekt als ephemer oder perennierend bestimmen läßt (GAST 2000, frdl. mdl. Mitt.).
Gegen ein perennierendes Flußsystem spricht allerdings das Fehlen von Vegetationsmerk-
malen, Bodenhorizonten oder Fossilien, die bei dem dann hohen Wasseraufkommen vor-
handen sein müßten. Zudem scheint fraglich, ob bei der paläogeographischen Lage des
NEDB im Perm (ca. 15° nördlicher Breite, ZIEGLER 1990, GLENNIE 1982) genügend
Niederschlag für perennierende Flüsse zur Verfügung stand. Es ist also eher von ephe-
meren Strömen im Rotliegenden des NEDB auszugehen.
3.4.3 Mud Flat
Die Terminologien und Definitionen der feinklastischen Sedimente in zentralen Bereichen
von ariden und semiariden Becken zeigen in der Literatur eine Vielzahl von unterschied-
lichen und selten klaren Definitionen, die eine nähere Erläuterung erfordern (siehe auch
ROSEN 1994, SHAW & THOMAS 1997, GOODALL & AL-BELUSHI 1998, GOODALL ET AL.
2000).
Die gebräuchlichsten Begriffe sind Pan, Sebkha oder Playa, wobei letztere von vielen
Autoren im Rotliegenden gleichbedeutend verwendet werden (GRALLA 1988, GAST 1991,
PLEIN 1993). GLENNIE (1972) und GEORGE & BERRY (1993) hingegen benutzen nur den
Begriff Sebkha. Als Sebkha ist ein flacher Sedimentationsraum mit Sand, Silt und Ton
definiert, auf oder in dem es zur Ausscheidung von Evaporiten kommt (GLENNIE 1970).
Aufgrund ihrer räumlichen Lage kann man eine Inland-Sebkha und eine Küsten-Sebkha
unterscheiden. Die erste wird vom Grundwasserspiegel gesteuert und die zweite vom
Meeresspiegel. Voraussetzung für die Entstehung einer Sebkha ist ein sehr flacher Grund-
wasserspiegel (1-2 m unterhalb der Geländeoberfläche FRYBERGER ET AL. 1983), der als
base level-Horizont die Nettosedimentation steuern kann (SHAW & THOMAS 1997). An-
3 Geologischer Rahmen 38
steigender Wasserspiegel führt zur Bildung von Salzkrusten und Sedimentation und
sinkender Wasserspiegel kann Deflation verursachen (BLUM ET AL. 1998, SWEET 1999).
Nach GOODALL ET AL. (2000) sollte der Begriff Sebkha allerdings vermieden werden, da er
aufgrund unterschiedlicher Übersetzungen aus dem arabischen zu Konfusionen führte.
Die Begriffe Pan und Playa sind nach SHAW & THOMAS (1997) gleichbedeutend verwend-
bar. Tendenziell werden jedoch eher kleine Becken, die durch aride geomorphologische
Prozesse entstehen, als Pan bezeichnet (GOUDIE & WELLS 1995). Ein Becken mit den
Ausmaßen des NEDB wurde noch nicht als Pan bezeichnet.
Nach ROSEN (1994) handelt es sich bei einer Playa um ein intrakontinentales Becken, in
dem der flache Grundwasserspiegel keine direkte Verbindung zum Ozean hat, und wo der
zentrale See sowohl für mehr als die Hälfte des Jahres, als auch über das gesamte Jahr eine
negative Wasserbilanz haben sollte.
In Anlehnung an HARDIE ET AL. (1978), FORSTER (1996) und GAUPP ET AL. (2000) wird in
der vorliegenden Arbeit dem weiter gefaßten Begriff Mud Flat (Tonebene) der Vorzug ge-
geben, weil häufig nicht rekapitulierbar ist, wie die zeitäquivalenten Ablagerungen im
Beckenzentrum aussehen. So können etwa die Tonebenen-Ablagerungen sowohl den
Randbereich einer Playa oder eines Playa Sees als auch den eines permanenten Salzsees
bilden (siehe auch FORSTER 1996).
Der von GOODALL ET AL. (2000) favorisierte Terminus Salt Flat wird vermieden, da die
stark tonsiltigen Lithologien und sekundäre Prozesse die primären Sedimentstrukturen
häufig maskieren. Dadurch ist eine eindeutige genetische Zuordnung zu evaporativer und
nicht evaporativer Genese nicht mehr möglich, und die etwas allgemeinere Definition als
Mud Flat-Sedimente stellt sich als vorteilhafter heraus.
3.4.4 Farbe des Rotliegenden
Seinem Namen entsprechend, zeichnen sich die Rotliegendgesteine des NEDB, wie auch
in allen anderen intrakontinentalen Teilbecken des SPB, überwiegend durch eine, nur in
Nuancen variierende Rotfärbung aus. Die Färbung ist jedoch nicht primärer Natur und
kann deshalb nicht eindeutig als fazies- bzw. paläoklimaindizierendes Merkmal verwendet
werden (GLENNIE 1998). Die Rotfärbung entsteht sekundär, wenn das Grundwasser die
Eisenionen in den Sedimenten aufoxidiert (TURNER 1980). WALKER (1967, 1976) wies
oxidierende Bedingungen unterhalb des Grundwasserspiegels in rezenten und ehemaligen
Wüsten nach. Demnach kann die Bildung der sekundären Roteisenüberzüge auf den
terrestrischen Sandkörnern mehrere tausend Jahre dauern (WALKER 1976). Es ist also an-
zunehmen, daß die Rotfärbung eine frühdiagenetische Ursache hat und in Verbindung mit
einem generellen Trend zu größerer Humidität (Anstieg des Grundwasserspiegels) steht
(GLENNIE 1998).
3 Geologischer Rahmen 39
Abfolgen ohne die charakteristische Rotfärbung treten im Rotliegenden des SPB nur
untergeordnet auf. Dabei wird in Weißliegendes und Grauliegendes unterschieden. Beim
ersten handelt es sich um Dünenformationen, die durch die Transgression des Zechstein-
meeres so schnell zugedeckt wurden, daß die Porenräume mit Luft gefüllt blieben und so
die anschließende sekundäre Rotfärbung durch das Grundwasser verhindert wurde
(GLENNIE & BULLER 1983, GLENNIE 1998). Das Grauliegende ist auch in dem bearbeiteten
Gebiet angetroffen worden. Hierbei handelt es sich um die faziesunabhängigen, obersten
Schichten des Rotliegenden, die sekundär durch die reduzierende Fluide aus dem Zechstein
gebleicht wurden (siehe auch Abb. 10.26 im Anhang A auf S. A-21). Ebenfalls beobachtet
wurden ganz vereinzelte fleckige Horizonte innerhalb grobsandiger Rotliegend-
formationen, deren Bleichung mit der Migration von reduzierenden Fluiden aus den Kohle-
flözen des unterlagernden Karbons erklärt werden kann.
4 Fazies des Rotliegenden 40
4 Fazies des Rotliegenden im Untersuchungsgebiet
4.1 Lithotypen
Zur faziellen Klassifizierung der Ablagerungen des Rotliegenden im NEDB wurde eine
Gliederung der Gesteine hinsichtlich ihrer makroskopischen Charakteristika und der daraus
abgeleiteten Genese in sogenannte Lithotypen vorgenommen. Dieses Verfahren nach
MIALL (1996) zur Beschreibung und Interpretation von klastischen Abfolgen hat sich
international durchgesetzt und fand auch schon im Rotliegenden des NW-deutschen
Beckens Anwendung (FORSTER 1996).
Im Rahmen dieser Studie wurden Schichten mit Mächtigkeiten ab 20 cm separat aufge-
nommen. Die entscheidenden Kriterien für eine Untergliederung in Lithotypen sind dabei
neben der Lithologie vor allem Schichtungsmerkmale, Gefüge und Texturen, anhand derer
die Entstehung angesprochen wurde.
Es treten vor allem in den grobklastischen fluviatilen Abfolgen genetisch bedingt unter-
schiedliche Schichtungstypen bei gleicher Lithologie auf. Diese werden zusammenfassend
beschrieben und einem Lithotyp zugeordnet. In den fluviatilen Feinklastika sind aufgrund
der schwankenden, niedrigen Strömungsenergien Mischformen von zwei oder mehreren
Lithotypen zu beobachten, die demselben Ablagerungsereignis entstammen. Diese Se-
quenzen sind gesondert vermerkt und einem charakteristischen Lithotyp zugeordnet. Bei
einigen feinklastischen Lithotypen liegt der Unterschied lediglich in schwankenden Korn-
größenzusammensetzungen bei gleichen Schichtungsmerkmalen und Habitus. Diese
werden zusammenfassend beschrieben und erklärt.
Da die fast durchgängig rötliche Färbung der Gesteine sekundärer Natur ist (siehe Kap.
3.2.3), wurde auf eine detailliertere Beschreibung verzichtet. Eine Unterscheidung in litho-
gene und überprägte Lithotypen, wie sie GEORGE & BERRY (1993) durchführten, wurde
hier nicht vorgenommen. Generell zeigen vor allem die feinklastischen, tonsiltigen Litho-
typen des Rotliegenden im NEDB einen hohen Grad an sekundärer Überprägung, in deren
Verlauf häufig die primären Schichtungsmerkmale vollkommen verschwunden sind. Es ist
daher sehr oft nicht möglich, zwischen primären und sekundären Lithotypen zu unter-
scheiden.
Die Faziescodes zur Beschriftung der Lithotypen setzen sich aus dem Großbuchstaben für
die Hauptkorngröße und einem kleinen Buchstaben für die Benennung der jeweilig betei-
ligten Korngrößenklasse zusammen. Diese Abkürzungen sind zur Beschreibung von klasti-
schen Sedimenten international gebräuchlich (MIALL 1996). Bei Übergangsformen wird in
Klammern die beteiligte Korngröße angegeben:
4 Fazies des Rotliegenden 41
G – Kies (gravel)S – Sandf – fein-, m – mittel-, c – grobkörnig (nach DIN 4022)M – Mud (Silt + Ton)
Durch ein Komma getrennt gibt ein kleiner Buchstabe den Schichtungstyp wieder:
h – homogenp – planar-geschichtet/ laminiertr – Schräg-, Rippel- und Flaserschichtungl – Linsenschichtungc – komponenten-gestützt (Konglomerate)m – matrix-gestützt (Konglomerate).
In den folgenden Tabellen sind die 23 verschiedenen Lithotypen aufgelistet, in Kurzform
beschrieben und genetisch interpretiert. In Tab. 10.1 im Anhang A auf S. A-2 sind die
Häufigkeiten der jeweiligen Lithotypen in den bearbeiteten Bohrungen aufgelistet.
4.1.1 Konglomerate
Die untersuchten Konglomerate wurden in die zwei Lithotypen Gf, c und Gf, m unterteilt,
wobei letzterer in nur der Bohrung Loissin 1/70 angetroffen wurde und aufgrund der
schlechten Kernqualität nicht aufgenommen werden konnte. In der folgenden Tabelle 4.1
sind die Charakteristika der Konglomerate aufgeführt.
Lithotyp Beschreibung GeneseGf, c
Abb. 10.2Anhang AS. A-10
- strukturlos-massig bis schwach horizontalgeschichtete, klast-gestützte Konglomeratemit eingeregelten Klasten
- selten in schräger Lagerung zur Bohrachse- untergeordnet auch matrix-gestützte
Schichten- Korngrößen überwiegend im Bereich des
Mittel- bis Grobkieses mit Gesamtspektrumvon Grobsand bis Blöcke
- maximal gemessene Korngröße am Kernmindestens 50 cm
- Rundungsgrade der Klasten zwischen ange-rundet und angular
- Matrix: überwiegend sehr schlecht sortierteFein- bis Grobsandsteine mit Korngrößen-spektrum von Ton bis Feinkies
- in Zwickeln sparitische Kristallisationen vonAnhydrit- und Calcit-Zemente
- sehr selten open framework-Gefüge mitpoikilotopischer Zementation von
- kanalisierte, fluviatilesingle und multi storey-Sequenzen (ephemer oderperennierend) in einerhochenergetischen Fazies(< 30 km)
- gradierte Lagen zeigen ein-zelne Flutereignisse an
- die matrix-gestützten Ein-heiten sind als überladeneSchichtfluten (overloadedsheet floods) anzusprechen,die entstehen, wenn inSeitenarmen des fluviatilenStromnetzwerkes einzelneFlutereignisse auslaufen
4 Fazies des Rotliegenden 42
sparitischen Calcitkristallen sowie offenePoren
- gelegentlich normal und invers gradierteLagen bis zu 2 m Mächtigkeit; graduelleÜbergänge zum Liegenden und/oderHangenden in Lithotyp Sc(Sf), r
- Geröllbestand:fast ausschließlich saure,selten andesitische Effusiva in verschiedenenTexturvarietäten.
- ganz vereinzelt sedimentäre Gerölle: Grau-wacken, Karbonate, Sandsteine, Siltsteineund Tonsteine
- sind insgesamt 7,7% der aufgenommenenKernstrecke
Gf, m
Abb. 10.3Anhang AS. A-10
- matrix-gestützte, polymodale Konglomerate- überwiegend gefügelos mit regellos einge-
streuten Klasten- vereinzelt schwache planare oder schräge
Schichtung- selten zwischengelagerte feinkiesige
gradierte Sandlagen und korngestützte Kon-glomerate (< 1 m)
- Korngrößenspektrum: Blöcke bis Ton- Klasten: stark angulare bis subangulare
Kornformen- maximale Korngröße am Kern ca. 50 cm- Matrix:sehr schlecht sortierte, häufig kiesige,
Mittel- bis Grobsandsteine
- Massenströme (debrisflows)
- vereinzelt anzutreffendeSchichtungsmerkmale inder Matrix und Schichtflut-sedimente deuten auf ober-flächennahe, sekundäreÜberprägung durch fluvia-tile Ereignisse hin
Tab. 4.1: Merkmale und Genese der Konglomerate im NEDB.
4.1.2 Grobsandige Lithotypen
Die Grobsandsteine in den untersuchten Profilen zeigen generell weite Korngrößen-
spektren mit überwiegend schlechten Sortierungen. In der nachfolgenden Tabell (Tab. 4.2)
sind die wichtigsten Merkmale der vier verschiedenen Lithotypen aufgeführt.
Lithotyp Beschreibung GeneseSc(Sf), r
Abb. 10.4Anhang AS. A-11
- weites Spektrum von Schichtungstypen:schräggeschichtete, planar- oder wellig-flaserig geschichtete Sandsteine
- überwiegend schlechte bis sehr schlechteSortierungen
- Korngrößenspektrum von Feinkies bis Ton,selten bis Grobkies
- Schrägschichtungssets sind mittel-(2-20 cm),klein-(0-2 cm) und seltener großdimensional(> 20 cm)
- kanalisierte, fluviatile(ephemer oder perennierend)multi storey-Sequenzen inliefergebietsnaher, hochenergetischer Fazies
- Tonsiltlagen sind alsoverbank-Sedimente(interchannel fines) oderwaning flow-Sedimente an-zusprechen
4 Fazies des Rotliegenden 43
- Rundungsgrade der Körner von gerundet bisangular, wobei angerundet bis gerundetdominieren
- charakteristisch: gradierte Einzellagen (< 50cm) und großskaligere Sequenzen mit finingupward- und coarsening upward-Trends (<5 m)
- multi storey- und single storey-Sandsteine- sehr häufig Tonscherben- regelmäßig Tonlagen (< 10 cm) innerhalb der
Sandsteinpakete- sind insgesamt 6,4% der aufgenommenen
Kernstrecke
- Tonscherben und erosiveUntergrenzen deuten denhohen Grad der Erosion undUmarbeitung dieser Sedi-mente an
Sc(M), p
Abb. 10.5Anhang AS. A-11
- Wechsellagerung von Tonsiltsteinen undschlecht sortierten Mittel- bis Grobsand-steinen
- einzelne, interne Schichten selten mächtigerals 0,5 m
- Korngrößenspektrum: von Feinkies bis Ton- Schichtung häufig stark gestört durch inten-
sive Deformationsgefüge (Entwässerungs-strukturen, dykes, Konvolutionen)
- Rundungsgrade: zwischen gerundet bissubangular
- in den Zwickeln der Sandsteine sparitischeKristallisationen von Anhydrit und Calcit
- Tonlagen überwiegend homogen; sehr seltenschwache Lamination
- selten Quarz-Blastese- sehr häufig Tonscherben- häufig graduelle Wechselfolgen mit Sc(M), l- sind insgesamt 2% der aufgenommenen
Kernstrecke
- Ablagerung durch wechselndsandig-kiesige und tonigeoverbank- und waning flow-Flutereignisse
- intensive soft sediment-De-formationsgefüge
- bei Auftreten von lami-nierten Tonlagen auchfluviatiler Eintrag in einenstehenden Wasserkörper
Sc(M), l
Abb. 10.6Anhang AS. A-12
- toniger Fein- und Mittelsandstein, seltenerGrobsandstein mit Fein- bis Grobsandlinsenund undeutlich wellige Schichtung
- schlecht bis sehr schlecht sortiert- Sandlinsen (max. 1,5x2 cm) meist vollstän-
dig zementiert mit Anhydrit und Calcit- Rundungsgrade der Klasten zwischen
angular und subangular- häufig Anhydrit-Konkretionen; seltener
Calcit-Konkretionen mit grün gefärbten Re-duktionshöfen
- häufig graduelle Wechselfolgen mit Sc(M), p- sind insgesamt 2,7% der aufgenommenen
Kernstrecke
- Ablagerung als interchannel-oder overbank-Sequenzen inproximaler, fluviatiler Fazies
Sc(Sf), l - Feinsandsteine bis kiesige Grobsandsteinemit irregulärer, diffuser Schichtung und
- Adhäsion an Salzkrusten(salt ridges, Effloreszens,
4 Fazies des Rotliegenden 44
Abb. 10.7Anhang AS. A-12
linsenschichtige Wechsellagerungen vonFein- bis Grobsandsteinen
- regellos verteilte Grob- und Mittelsand-klasten
- Korngrößenspektrum von Feinkies bis Ton-silt
- überwiegend schlecht sortiert- Kornformen von angular bis angerundet- Sandlinsen (< 2x2,5 cm), mäßig bis schlecht
sortiert, zementiert mit Calcit und Anhydrit;selten Quarz-Blastese
- regelmäßig Anhydritkonkretionen (bismehrere cm groß), seltener Anhydrit-Lagen(< 5 cm)
- häufig stark graduelle Übergänge imLiegenden und Hangenden zu Lithotyp Sf, l
- sind insgesamt 2% der aufgenommenenKernstrecke
Präzipitation)- äolischer Eintrag (rollen von
Körnern auf der Oberfläche)- periodischer aquatischer
Eintrag durch unakanalisierteSchichtfluten auf eine flacheSandebene mit anschließen-der äolischer Überprägung
- Adhäsion an feuchten, salz-freien Sedimentoberflächenebenfalls möglich
Tab. 4.2: Merkmale und Genese der grobsandigen Lithotypen im NEDB.
4.1.3 Feinsandige Lithotypen
Die feinsandigen Lithotypen zeichnen sich durch viele verschiedene Schichtungsmerkmale
und unterschiedliche Akkumulationsprozesse aus. Generell werden die sandigen Fein-
klastika in 7 verschiedenen Lithotypen zusammengefaßt (Tab. 4.3).
Lithotyp Beschreibung GeneseSf, l
Abb. 4.7S. 63 undAbb. 10.8Anhang AS. A-12
- Feinsandsteine mit wechselnden Gehalten anTonsilt
- mäßig bis schlecht sortiert- irreguläre, diffuse, und wellige-linsige
Schichtung und Lamination- vereinzelt bis zu kernfüllende Konkretionen
von Anhydrit (Abb. 10.25 im Anhang A, S.A-20)
- deutliche evaporative Adhäsionstrukturen(irreguläre Tonsiltlaminen) und nur ganzselten nicht evaporative Adhäsionsstrukturen(vertically climbing adhesion ripples,pseudocrosslamination, quasi-planaradhesion lamination)
- zum Teil stark schwankende Tonsiltgehalte;dann meist graduelle Übergänge zum Litho-typ Sf(M), l mit vielen diffusen Tonsilt-laminen
- sind insgesamt 7,1% der aufgenommenenKernstrecke
- dieser Lithotyp hat eine durchschnittliche
- Adhäsion an Salzkrusten(salt ridges, Effloreszens,Präzipitation)
- untergeordnet nicht evapo-rative Adhäsion auffeuchten, salzfreien Ober-flächen
4 Fazies des Rotliegenden 45
Mächtigkeit von 12,7 m mit einemSchwankungsbereich von 58,5 m bis 0,6 m
Sf, d
Abb. 10.9Anhang AS. A-13
- Feinsandstein in diffuser bis sehr undeutlichlaminarer Schichtung
- sehr häufig „verwaschene“ Schichtgrenzen- geringe Schichtmächtigkeiten (< 0,5 m)- überwiegend gut bis sehr gut sortiert- sehr häufig wellige Tonlaminen- regelmäßig Anhydrit-Konkretionen- sehr häufig graduelle und deutliche Über-
gänge zu den Lithotypen Sf(M), l; M(Sf), l;M, l; Sf(M), h; M(Sf), h und M, h
- ist mit insgesamt 0,4% der aufgenommenenKernstrecke der seltenste Lithotyp
- Schichtsande (sheet sands)- Akkumulation von äolisch
eingewehtem Material ansalt ridges
Sf, r
Abb. 10.10Anhang AS. A-13
- Feinsandstein in deutlich klein-, seltenermitteldimensionaler Schräg-, Flaser- oderRippelschichtung
- sehr häufig auch laminare Schichtung- überwiegend mäßig bis gut sortiert, seltener
sehr gut sortiert- sehr häufig single storey-Sandsteinkörper,
seltener multi storey- subangulare bis angerundete Sandkörner- Schichtmächtigkeiten bis 2,5 m- häufig dünne Tonlage (< 10 cm) zwischenge-
schaltet- häufig Tonscherben- oft deutliche, seltener graduelle Übergänge
zu den Lithotypen Sf, p und Sf, h- die durchschnittliche Mächtigkeit dieses
Lithotyps liegt bei 1,1 m mit einemSchwankungsbereich von 5,6 m bis 0,2 m
- sind insgesamt 5,5% der aufgenommenenKernstrecke
- Ablagerungen vonperiodischen, hochmobilen,kanalisierten und unkanali-sierten Schichtflutereignissen(ephemer oder perennierend)bei mittleren und niedrigenStrömungsenergien
- Zwischengelagerte Tonsilt-sequenzen sind overbank-Sedimente (interchannelfines) oder waning flows
Sf, h - homogener Feinsandstein- überwiegend gut sortiert, selten mäßig bis
schlecht sortiert- subangulare bis angerundete Sandkörner- selten Tonscherben- nur geringe Mächtigkeiten (durchschnittlich
0,9 m)- häufig graduelle Übergänge zu den Litho-
typen Sf, p und Sf, r- sind insgesamt 1,1% der aufgenommenen
Kernstrecken
- Ablagerung wie Sf, r; jedochgeringere Strömungsenergien
Sf, p
Abb. 10.11Anhang A
- Feinsandstein mit deutlich planarer undselten welliger Schichtung
- Schichtung aufgrund von laminarer Anrei-cherung von Schwermineralen, seltener
- Ablagerung wie Sf, r; jedochgeringere Strömungsenergien
4 Fazies des Rotliegenden 46
S. A-14 Tonlaminen- überwiegend gut sortiert- subangulare Sandkörner dominieren- selten Tonscherben- sind insgesamt 2,4% der aufgenommenen
KernstreckeSf(M), r
Abb. 10.12Anhang AS. A-14
- toniger Feinsandstein in deutlicher kleindi-mensionaler Schräg- und Flaserschichtung,selten wellige und planare Schichtung
- schlecht sortiert- Rundungsgrade von angerundet bis suban-
gular- fining upward-Sequenzen mit Grobsand an
der Basis über tonigem Feinsandstein bishomogenen Tonstein am Top (< 1m)
- häufig Tonscherben- überwiegend single storey-Sandsteinkörper- oft undeutliche Tonlagen (< 15 cm)
zwischengeschaltet mit Trockenrissen undselten Entwässerungsgefügen (oderKonvolutionen)
- häufig graduelle Übergänge zu den Litho-typen Sf, r; Sf(M), p; Sf, p und Sf, h; sowiemit Sf(M), l; Sf(M), h; M(Sf), h; M(Sf), l undM, h
- sind insgesamt 4,8% der aufgenommenenKernstrecke
- nicht kanalisierte, seltenkanalisierte, hochmobileSchichtfluten
- Ablagerung der fluviatilenSequenzen bei mittleren bisgeringen Strömungsenergien
- fining upward- Sequenzenrepräsentieren einzelne Flut-ereignisse
- zwischengelagerte Tonsilt-Sequenzen sind overbank-Sedimente (interchannelfines) oder waning flows
Sf(M), p
Abb. 10.13Anhang AS. A-15
- deutliche, meist intensive bis laminareWechselfolge von Feinsandsteinen und Ton-siltsteinen
- Schichtmächtigkeiten einzelner Lagen bismaximal 15 cm und intern gradiert
- Feinsandsteine mit kleindimensionalerSchrägschichtung, daneben horizontale,Flaser- und wellige Schichtung; häufig auchlaminare Schichtung; seltener homogen
- mäßig bis gut sortiert- Rundungsgrade von angerundet bis suban-
gular- häufig normale Gradierungen innerhalb der
Sandsteinlagen- sehr häufig Tonscherben innerhalb der Sand-
steinlagen- Tonsiltsteine und Tonsteine homogen mit
vereinzelt eingestreuten Sandkörner- häufig Trockenrisse- häufig Entwässerungsgefüge und Konvolu-
tionen- vereinzelt Flammengefüge
- Ablagerung durchperiodische (ephemer oderperennierend), sandig-tonige,unkanalisierte Schichtflutenmit geringen Strömungs-energien
- zwischengelagerte Tonsilt-sequenzen sind overbank-Sedimente (interchannelfines) oder waning flows
4 Fazies des Rotliegenden 47
- häufig graduelle, seltener deutliche Über-gänge zu den Lithotypen Sf(M), l; Sf(M), h;M(Sf), h; M(Sf), l und M, h, seltener mit Sf,r; Sf(M), r; M(Sf), r; Sf, p und Sf, h
- sind insgesamt 6,7% der aufgenommenenKernstrecke
Tab. 4.3: Merkmale und Genese der feinsandigen Lithotypen im NEDB.
4.1.4 Tonsiltige Lithotypen
Die Korngrößenklasse Silt tritt in den untersuchten Profilen fast immer zusammen mit Ton
auf. Daher ist eine Unterteilung nicht sinnvoll. In der folgenden Tabelle 4.4 sind die
wichtigsten tonsiltigen Lithotypen aufgeführt, die mit insgesamt 47% der aufgenommenen
Kernstrecke die absolut dominierende Lithologie sind.
Lithotyp Beschreibung GeneseM(Sf), rundM, r
Abb. 10.14Anhang AS. A-15undAbb. 10.15S. A-16
- Tonsiltsteine und sandige Tonsiltsteinein deutlicher Flaser-, welliger undRippelschichtung
- schlechte bis mäßige Sortierungen- Sandkörner überwiegend angerundet- fining upward-Sequenzen (< 30 cm) mit
Feinsand an der Basis und Tonstein am Top- häufig dünne Tonlagen graduell zwischenge-
schaltet (< 10 cm)- oft Tonscherben- regelmäßig Trockenrisse- sehr oft Konvolutionen- sehr häufig graduelle, selten deutliche Über-
gänge zu den Lithotypen Sf(M), l; Sf(M), h;M(Sf), h; M(Sf), l und M, h
- sind insgesamt 2,8% (M(Sf), r) und 1,8%(M, r) der aufgenommenen Kernstrecke
- Ablagerung durch ephemere,unkanalisierte tonig-sandigeSchichtfluten (waning flows)oder mud flows
- fining upward-Sequenzenrepräsentieren einzelnewaning flow- Ereignisse
Sf(M), lundM(Sf), lundM, l
Abb. 10.16,10.17,10.18Anhang AS. A-16undA-17
- Tonsiltsteine (M, l), sandige Tonsiltsteine(M(Sf), l) und tonige Feinsandsteine(Sf(M), l) in diffuser Schichtung undirregulärer Linsenschichtung
- mäßig bis schlechte Sortierung- sehr häufig intensive graduelle Übergänge
zwischen Sf(M), l und M(Sf), l und wenigerM, l
- die mit Abstand häufigsten Lithotypen imRotliegenden am Nordrand des NEGB
- Feinsandkörner überwiegend subangular bisangerundet
- charakteristisch sind Anhydrit-Konkretionen(Größe bis max. 5 x 3 cm)
- Akkumulation an Salz-krusten (salt ridges, Efflo-reszens, Präzipitation)
- starke sekundäre Überprä-gung durch variierendeGrundwasserstände, oszillie-rende Seenspiegelstände,Deflation oder Haloturba-tionen
- aquatischer Eintrag vonfeinklastischem Materialdurch mud flows
4 Fazies des Rotliegenden 48
- wenig Calcit-Konkretionen- Feinsandlinsen (< 2 x 1 cm) intern gut sor-
tiert und überwiegend homogen; Rundungs-grade liegen zwischen subangular und ange-rundet; komplett zementiert mit Calcit undAnhydrit
- vereinzelt dünne, homogene Feinsandlagenzwischengeschaltet (< 5 cm)
- Tonsiltlagen mit bis zu 10 % Glimmer- sind insgesamt 9,1% (Sf(M), l), 12,9%
(M(Sf), l) und 7,8% (M, l) der aufge-nommenen Kernstrecke, wobei M(Sf), l mitca. 420 m der insgesamt häufigste Lithotypist
Sf(M), hundM(Sf), h
- homogene tonige Feinsandsteine und sandigeTonsiltsteine; subjektive Untergliederungnach Einschätzung des deutlich vorhandenenSandgehaltes
- charakteristisch sind Anhydrit- und wenigerCalcitkonkretionen (Größe < 1,5 x 1,5 cm)
- überwiegend anydritischer Zement, wenigercarbonatisch
- Glimmergehalte bis zu 6%- selten Entwässerungsgefüge (dykes)- selten Trockenrisse- häufig graduelle Übergänge zu M, h; Sf(M),
l; M(Sf), l und M, l- sind insgesamt 0,8% (Sf(M), h) und 2,1%
(M(Sf), h) der aufgenommenen Kernstrecke
- Sedimentakkumulation anSalzkrusten (Effloreszenzoder Präzipitation)
- Ablagerungen in einemstehenden Wasserkörperebenfalls möglich
- aquatischer Eintrag von fein-klastischem Material durchmud flows
- starke sekundäre Überprä-gung durch variierendeGrundwasserstände, oszillie-rende Seenspiegelstände,Deflation oder Haloturba-tionen
M, h - homogener Tonsiltstein- geringer bis sehr geringer Feinsandgehalt- charakteristisch sind Anhydrit- und Calcit-
konkretionen (Größe < 0,5 x 0,5 cm)- sehr häufig graduelle Übergänge und
Wechsellagerungen (von wenigen cm bismehreren m) mit M(Sf), h und Sf(M), h
- Glimmergehalte bis zu 5%- selten Tonscherben- selten Entwässerungsgefüge (dykes)- vereinzelt Trockenrisse- sind insgesamt 9,7% der aufgenommenen
Kernstrecke
- Ablagerungen in einemstehenden Wasserkörperoder durch mud flows
- Sedimentakkumulation anSalzkrusten ebenfalls mög-lich
- starke sekundäre Über-prägung durch variierendeGrundwasserstände, oszil-lierende Seenspiegelstände,Deflation oder Haloturba-tionen
- Feinsand überwiegend ein-geweht und adhäsiv gebun-den
Tab. 4.4 Merkmale und Genese der tonsiltigen Lithotypen im NEDB.
4 Fazies des Rotliegenden 49
4.1.5 Tonige Lithotypen
An dieser Stelle werden neben den reinen Tonsteinen auch intensive bis laminare Wechsel-
folgen von Tonsteinen mit Silt- und Feinsandlagen aufgeführt. In der nachfolgenden
Tabelle 4.5 werden die wesentlichen Merkmale der Tonsteine aufgeführt.
Lihtotyp Beschreibung GeneseM(Sf), p
Abb. 10.19Anhang AS. A-18
- engschichtige bis laminare Wechselfolge vonFeinsand- und Siltsteinen mit Tonsteinen
- Feinsandsteine sind homogen und gut bissehr gut sortiert
- Tonsteine schwach laminiert und über-wiegend rot-braun
- regelmäßig Entwässerungsgefüge, Flammen-gefüge und Konvolutionen (siehe Abb. 10.23im Anhang A. S. A-19)
- sind insgesamt 1% der aufgenommenenKernstrecke
- aquatischer Eintrag von fein-klastischem Material nachheftigen saisonalen oderperiodischen Regenfällen ineinen stehenden Wasser-körper
- jedes siltig-feinsandigeLaminum stellt ein Ablage-rungsereignis dar
M, p
Abb. 10.20und 10.21Anhang AS. A-18
- laminierte bis ganz schwach laminierte oderhomogene Tonsteine
- Lamination aufgrund von schwankendenTon- und Karbonat- oder Anhydritgehalten
- Farben variieren von intensiv rotbraun bisgrün- grau
- häufig in enger Wechselfolge (< 30 cm) mitM, h; Sf(M), l; M(Sf), l und M, l
- vereinzelt Fossilien der Gattung Medusinalimnica und Ostracodenschalen (siehe Abb.10.29 und 10.30 im Anhang A, S. A-22)
- selten Anhydrit- und Calcitkonkretionen- selten Anhydrit- Lagen (< 3 cm)- sehr selten Pseudomorphosen von Hämatit
nach Halit (Abb. 10.28 im Anhang A S. A-22)
- sind insgesamt 3,3% der aufgenommenenKernstrecke
- Ablagerung aus der Suspen-sion eines stehenden Was-serkörpers bei gleichblei-benden Sedimentationsbe-dingungen
Tab. 4.5: Lithotypen mit dominant tonigen Lithologien im NEDB.
4.2 Subenvironments
Die in Kapitel 4.1 beschriebenen 23 Lithotypen werden insgesamt 7 verschiedenen Suben-
vironments zugeordnet. Als Subenvironment wird der Teil eines Beckens beschrieben, der
über eine eigene, kennzeichnende Geomorphologie verfügt, und in dem ein charakteris-
tisches Zusammenspiel von physikalischen, biologischen und chemischen Prozessen die
Fazies dominiert (HARDIE ET AL. 1978). Dabei ist zu bemerken, daß bis auf den Lithotyp
4 Fazies des Rotliegenden 50
Gf, m kein anderer Lithotyp auf ein Subenvironment allein beschränkt ist. Das resul-
tierende Subenvironment ist vielmehr aus der komplexen Anordnung von Lithotypenas-
soziationen im Profil abzuleiten.
In der folgenden Tabelle 4.6 sind die 7 Subenvironments mit den jeweils charakteristisch-
sten Lithotypen aufgeführt. Die Subenvironments Terminal Fan und ephemere Über-
schwemmungsebene sind durch die gleiche Vergesellschaftung von Lithotypen gekenn-
zeichnet. Deren Unterscheidung wird in Kap. 4.2.2 erläutert.
Subenvironment LithotypenAlluvial Fan: debris flow dominiert Gf, mbraided plain Gf, cTerminal Fan Sc(Sf), r; Sc(M), l; Sc(M), p
Sf, r; Sf, h; Sf, p; Sf(M), rM(Sf), r; Sf(M), p; M, r
ephemere Überschwem-mungsebeneMud Flat Sf(M), l; M(Sf), l; M, l; Sf, d;
Sf(M), h; M(Sf), h; M, hSand Flat Sc(Sf), l; Sf, lPlaya See(ephemer/ perennierend)
M, p; M(Sf), p; M, h
Tab. 4.6: Subenvironments des Rotliegenden im NEDB und die jeweiligen charakteristischen Lithotypen.
Die Abbildung 4.1 zeigt schematisch und idealisiert die räumliche Anordnung der Suben-
vironments für das Rotliegend im NEDB.
Im Wesentlichen ist die Genese der Rotliegendgesteine im untersuchten Gebiet auf fluvia-
tile Prozesse, Akkumulation an Salzkrusten und Ablagerungen stehender Gewässer zu-
rückzuführen. Sedimente äolischen Ursprungs sind nicht beobachtet worden. In den liefer-
gebietsnahen Bereichen treten dominant Stromgeflechtsablagerungen (braided plain) und
nur untergeordnet Alluvial Fan-Sedimente auf. Die Übergangsbereiche zum Becken
werden von verzweigten, netzartigen fluviatilen Systemen (Terminal Fan und ephemere
Überschwemmungsebenen) dominiert. Daneben können auch Sedimente der Sandebenen
(Sand Flat) oder Tonebenen (Mud Flat) und ganz vereinzelt lakustrine Sedimente auftreten.
In den distalsten Bereichen des Rotliegendablagerungsraums im NEDB werden über-
wiegend Mud Flat-Sedimente und lakustrine Abfolgen des Playa Sees abgelagert.
4 Fazies des Rotliegenden 51
Abb.4.1: Schematische Darstellung der verschiedenen Subenvironments im Rotliegenden des NEDB.
4.2.1 Alluvial Fan und braided plain
Auf der Grundlage der in den Tabellen 4.1 bis 4.5 zusammengefaßten Beobachtungen
können die untersuchten Grobklastika in den bearbeiteten Profilen zwei Subenvironments
zugeordnet werden (Tab. 4.6). Der nur in einer Bohrung angetroffene Lithotyp Gf, m ist
ein überwiegend feinkiesiges, sehr schlecht sortiertes, matrixgestütztes Konglomerat, das
als Ablagerung des lokalen debris flows-dominierten Alluvial Fan-Subenvironments ange-
sprochen wird (vgl. Kap. 3.3.1, siehe auch WEGNER 1972, RIEKE ET AL. 2001). Zwischen-
gelagerte fluviatile Sedimente belegen die typische sekundäre Überprägung.
Der zweite und wesentlich häufigere Lithotyp Gf, c fällt vor allem durch seinen durch-
gängig dicht gepackten, fein bis mittelkiesigen, moderatenergetischen Charakter auf.
Hochenergetische Schichtungsmerkmale, wie z.B. open framework-Gefüge, großskalige
Schrägschichtungssets, grobkörnige planare Schichtung oder generell gröbere Korngrößen
treten nur abschnittsweise in zwei Profilen auf (RIEKE ET AL. 2001). Daraus läßt sich
indirekt eine großräumige Morphologie ableiten, die nicht intensiv genug war, um Alluvial
Fans nach den Kriterien von STANISTREET & MCCARTHY (1993) zu bilden. Hinweise auf
synsedimentär aktive Tektonik als Grundvoraussetzung für die Entstehung von Alluvial
Fans, wie z.B. deutlich progressive oder regressive Zyklen, evtl. Lagen von Effusiva oder
markante Änderungen in der Liefergebietszusammensetzung wurden nicht gefunden.
Vielmehr spricht die weiträumige Verbreitung des Lithotyps Gf, c zusammen mit seinen
moderatenergetischen Schichtungsmerkmalen für eine Interpretation als Sedimente ver-
zweigter, hochmobiler, ephemerer bis perennierender Flußläufe (braided plain) auf einer
Alluvial Fan
PermokarbonischeVulkanite
Sand Flat Mud Flat Playa See
braided plain Terminal Fan/ ephemereÜberschwemmungsebene
4 Fazies des Rotliegenden 52
schwach reliefierten Überschwemmungsebene (Neigung <0,5°). Die untergeordnet auf-
tretenden matrix-gestützten Abfolgen innerhalb des Lithotyp Gf, c werden als die
terminalen Loben einzelner Ströme interpretiert (überladene Schichtfluten).
In keinem der bearbeiteten grobklastischen Abschnitte wurden Hinweise auf Vegetation,
Bodenbildung oder Deflation gefunden. Die Gründe dafür liegen in dem nur geringen Auf-
schlußgrad der Bohrungen und dem geringen Erhaltungspotential der Bodenhorizonte im
Rotliegenden generell (siehe auch RÖßLER 1995). Daraus kann auch auf ein Fehlen von
zusammenhängenden Pflanzendecken bei aridem Klima im untersuchten Gebiet ge-
schlossen werden.
Unglücklicherweise existieren keine zusätzlichen Informationen aus den bearbeiteten Boh-
rungen wie etwa Dipmeterlogs oder andere Imaging-Tools. Mit deren Hilfe könnten Aus-
sagen über Transportrichtungen getroffen werden, die eine Unterscheidung von Alluvial
Fan (unidirektional) und braided plain (polidirektional) möglich machen würde. Ebenso
sind die vorhandenen wireline-logs im Maßstab 1:500 oder 1:200 von der Auflösung her
zu ungenau, um hilfreich zu sein (vgl. Kap. 2.1).
4.2.2 Terminal Fan und ephemere Überschwemmungsebene
Fast ausnahmslos sämtliche, fluviatil abgelagerten Feinklastika aus dem Arbeitsgebiet
können den Subenvironments des Terminal Fans und der ephemeren Überschwemmungs-
ebene zugeordnet werden. Charakteristisch für die weitere Untergliederung dieser Subenvi-
ronments ist nicht das Auftreten eines bestimmten Lithotyps, sondern vielmehr die kom-
plexe Assoziation von mehreren Lithotypen im vertikalen Profil.
4.2.2.1 Terminal Fan
Proximale distributary Zone
Die Abbildung 4.2 zeigt eine Sequenz aus der Bohrung Penzlin 1/74, die durch eine
Wechsellagerung von überwiegend feinkörnigen, mittel- bis großdimensional schrägge-
schichteten, mehrstöckigen Sets des Lithotyps Sc(Sf), r (z.B. bei KM 5148,5-52) mit
interchannel- oder overbank-Sedimenten des Lithotyps Sc(M), p (z.B. bei KM 5140-42,5
und KM 5155-58) dominiert wird. Beim ersten Typ handelt es sich um Sedimente von
proximalen, hochenergetischen, kanalisierten Strömungsereignissen. Die interchannel-
oder overbank-Sedimente des zweiten Typs entstehen, wenn benachbarte fluviatile Kanäle
überlaufen und die Klastika unter sehr ruhigen Bedingungen auf den anliegenden Flächen
ablagern. In seltenen Fällen entstehen ephemere Seen, in die dann die Klastika eintrans-
portiert werden (Lithotyp Sc(M), p mit internen homogenen bis schwach laminierten Ton-
4 Fazies des Rotliegenden 53
steinen). Gradierte Lagen oder Feinsandsteinkörper mit niedrigenergetischer Rippel-
schichtung zeigen waning flow-Ereignisse an. Der oberste, tonsiltige Teil wurde dabei
häufig von nachfolgenden Fluten gekappt und ist nicht mehr erhalten.
ca. 30°
ca. 24°
ca. 27°
ca. 21°
18-20°
ca. 30°
5136
40
45
5150
55
5160
cm
Sand
KM (m) fM
distal
medial
feeder
Zone
distributary
Zone
proximal
Lithologie
Legende
tonsiltiger Sandstein
Wechselfolge Tonsilt-Sand
Sandstein
horizontal
undeutlich horizontal
Entwässerungsgefüge
Konvolution
Winkel der Schichtungzur Bohrachse
Schrägschichtung
Linsenschichtung
scharfe Schichtgrenze
graduelle Schichtgrenze
Rippelschichtung
Schichtungstypen
Sedimentstrukturen
Abb. 4.2: Aufgenommenes Kernprofil aus der Bohrung Penzlin 1/75 aus der proximalen distributary Zonedes Terminal Fan Subenvironments (Korngrößen: M= Tonsilt, f= Feinsand, m= Mittelsand, c= Grobsand).
Der hier ausgewählte Abschnitt ist exemplarisch für das dichte Netzwerk fluviatiler Kanäle
in der proximalen distributary Zone der sanddominierten Terminal Fans im NEDB. In den
bearbeiteten Profilen dieser Fazies können die Mächtigkeiten der überwiegend mehr-
stöckigen Sandsteinkörper lokal bis ca. 30 m betragen, wobei einzelne interne Sets selten
4 Fazies des Rotliegenden 54
höher als 3 m sind. Als horizontale Ausmaße einzelner kanalisierter Ströme in Terminal
Fans geben KELLY & OLSON (1993) nach Studien im Gelände 100 m als Minimum an.
Dieser Wert kann auch auf die in dieser Studie untersuchten Kernabschnitte mit proximaler
Terminal Fan-Fazies übertragen werden.
Die Unterscheidung der proximalen distributary Zone von der feeder Zone ist im Rahmen
dieser Arbeit nicht mit Sicherheit durchführbar. Das liegt zum einen an der geringen Auf-
schlußdichte der Bohrungen. Ein wesentlicherer Punkt ist aber, daß nur anhand der vor-
liegenden Bohrkerninformationen zwischen feeder Zone und proximaler distributary Zone
nicht eindeutig unterschieden werden kann. In den fast ausschließlich sanddominierten
Fan-Systemen des bearbeiteten Gebietes zeigt die feeder Zone im Profil nahezu identische
Charakteristika, wie der sich lateral anschließende proximale Bereich der distributary
Zone.
Mediale distributary Zone
Der Übergang von der proximalen zur medialen Fazies ist in den bearbeiteten Profilen
fließend und an keine markante Grenze gebunden. Die mediale Fazies hebt sich gegenüber
der proximalen durch eine deutliche generelle Reduktion in der fluviatilen Transport-
energie hervor. Die Dichte des Netzwerkes von fluviatilen Kanälen nimmt ebenfalls ab,
und die Sedimente von kanalisierten Fluten treten signifikant zugunsten der Schichtflutab-
lagerungen zurück. Die nachfolgend aufgeführte Abbildung (Abb. 4.3) zeigt stellvertretend
einen Abschnitt aus der Bohrung Stavenhagen 1/76, der als mediale distributary Zone an-
gesprochen wird.
Das dargestellte Profil veranschaulicht die typisch feinsandig-tonsiltig dominierte Litho-
logie dieser Fazies. Grobklastische Einschübe als Indikatoren von intensiven Starkregen-
ereignissen sind nur noch vereinzelt vorhanden (in diesem Fall Lithotyp Sc(M), p bei KM
4738). Geprägt wird die Fazies durch eine komplexe Abfolge von einzelnen channel-
Sequenzen (Lithotyp Sf, r bei KM 4722-4724 und 4735), Schichtflutsedimenten (Lithotyp
Sf(M), p bei KM 4715-4720 und 4729-4733) und waning flow-Ablagerungen (Lihtotypen
M(Sf), h bei KM 4726-29 und 4737-36; Sf(M), r bei KM 4712-14 und 4726-27 und M, r
bei KM 4720-21).
4 Fazies des Rotliegenden 55
4712
20
15
25
30
35
4739 hh
h
h
h
d
d
cm
SandKM (m)
fM
distal
proximal
medial
feeder
Zone
distributary
Zone
Legende
Lithologien
Schichtungstypen
Tonsilt
sandiger Tonsilt
tonsiltiger Sand
WechselfolgeTonsilt-Sand
Sand
horizontal
undeutlich horizontal
Rippelschichtung
Flaserschichtung
Linsenschichtungstrukturlos
diffus
EntwässerungsgefügeTonscherbenAnhydritkonkretion
scharfe Schichtgrenze
graduelle Schichtgrenze
Sedimentstrukturen
Abb. 4.3: Aufgenommenes Kernprofil aus der Bohrung Stavenhagen 1/76 aus der medialen distributary Zonedes Terminal Fan Subenvironments (Korngrößen: M= Tonsilt, f= Feinsand, m= Mittelsand, c= Grobsand).
Die Mächtigkeiten einzelner channel-Sequenzen innerhalb dieser Fazies schwanken stark,
erreichen aber nicht mehr als 3 m. Ablagerungen eines Schichtflutereignisses sind in den
untersuchten Profilen in der Regel deutlich unter 2 m hoch und nur in Ausnahmefällen
mächtiger. Als Anhaltspunkt für die lateralen Ausmaße eines Schichtflutereignisses
können die Angaben von KELLY & OLSEN (1993) von weniger als 100 m Breite auch für
die hier bearbeiteten Profilabschnitte als Maßstab angenommen werden.
Wichtigste Merkmale für die Ansprache der Sandsteinsequenzen als Schichtflutsedimente
sind im vorliegenden Fall die Schichtungsmerkmale des niedrig- bis sehr niedrigenerge-
4 Fazies des Rotliegenden 56
tischen Milieus (Flaser- oder Rippelschichtung, wellige und kleinskalige Schrägschich-
tungssets), sowie die Anordnung der Schichten (intensive bis laminare Wechselfolgen von
Sand mit Ton-/Tonsiltsteinen). Weitere wichtige Merkmale sind in den bearbeiteten Profil-
abschnitten Trockenrisse in Tonsiltlagen und Tonscherben als Indikatoren von perio-
dischem Austrocknen und teilweiser Wiederaufarbeitung.
Vereinzelt zwischengelagert sind bereits Sedimente der basinal Zone, die nicht primären
fluviatilen Ursprungs sind (z.B. Lithotyp Sf(M), l bei KM 4725). Sie zeigen Phasen der
relativen Ruhe im Sinne von nachlassender fluviatiler Aktivität an. Ihre Entstehung wird in
Kap. 4.2.3 ausführlich beschrieben. Gelegentlich wurden in einigen Bohrungen auch Abla-
gerungen von ephemeren Seen innerhalb dieser Fazieszone angetroffen (Lithotyp
M(Sf), p).
Distale distributary Zone
Der in Abbildung 4.4 dargestellte Abschnitt aus der Bohrung Schwaan 1/76 zeigt eine
Wechselfolge von tonsiltigen Sedimenten und sandig-tonigen Schichtflutablagerungen.
Letztere heben sich im Profil deutlich als meist rippel-, flaser- oder kleinskalig-schrägge-
schichtete, einstöckige Sandsteinsequenzen (z.B. Lithotypen Sf, r bei KM 5216 –18, 5232-
34 und 5235-37; Sf(M), r bei KM 5230 und 5232) oder als typische fining upward-
Sequenzen (z.B. Lithotypen M(Sf), r bei KM 5218-20 und M, r bei 5234-35) hervor. Sie
repräsentieren einzelne terminale Schichtfluten (waning flows). Wichtige Merkmale sind
auch das Auftreten von Trockenrissen, Deformationsgefügen an Tonsilt-Sand Kontakten
(Konvolutionen) und Tonscherben.
Zwischengeschaltet sind bis zu 10 m mächtige Ablagerungen der basinal Zone, die lange
Perioden ohne fluviatile Aktivitäten anzeigen (z. B. Lithotyp M, l bei KM 5222-30). Auf
deren Genese wird in Kap. 4.2.4 ausführlich eingegangen.
4 Fazies des Rotliegenden 57
5213
20
5225
30
5237
cm
SandKM (m)
fM
h
h
h
h
h
proximal
medial
distal
feeder
Zone
distributary
Zone
h
Legende
Lithologien
Schichtungstypen
Tonsilt
tonsiltiger Sand
Sand
Rippelschichtung
undeutlich wellige Schichtung
Linsenschichtungstrukturlos
scharfe Schichtgrenze
Trockenriß
graduelle Schichtgrenze
Sedimentstrukturen
Abb. 4.4: Profilabschnitt aus der distalen distributary Zone des Terminal Fan Subenvironments von der Boh-rung Schwaan 1/76 (Korngrößen: M= Tonsilt, f= Feinsand, m= Mittelsand, c= Grobsand).
Der beschriebene Profilabschnitt ist charakteristisch für die distale distributary Zone des
Terminal Fan-Subenvironments im NEDB. Dieser Bereich ist die niedrigenergetischste
Zone der Terminal Fan-Systeme in den bearbeiteten Profilen. Der Übergang vom medialen
Bereich ist fließend und ohne klare Grenze. Das markanteste Merkmal der distalen Zone ist
das weitgehende Fehlen von kanalisierten fluviatilen Sequenzen. Vielmehr ist diese Fazies
durch nur noch vereinzeltes Vordringen von Schichtfluten auf einer sehr flachen Ebene
gekennzeichnet.
Basinal Zone
Als basinal Zone wird der Bereich definiert, in den der Terminal Fan temporär vordringt
und durch diesen noch deutlich beeinflußt wird. Es kann sich dabei um verschiedene Sub-
4 Fazies des Rotliegenden 58
environments handeln, wie etwa ein alluviales Überschwemmungsbecken, eine Tonebene
(Mud Flat) oder ein Erg (KELLY & OLSEN 1993). Im Untersuchungsgebiet ist die basinal
Zone identisch mit dem im Kap. 4.2.3 beschriebenen Mud Flat-Subenvironment. Eine
Untergliederung ist im vorliegenden Fall nicht sinnvoll, da aufgrund der stark
schwankenden, periodischen Einschübe der distalsten Terminal Fan-Sedimente eindeutige
Kriterien nicht gefunden werden können.
4.2.2.2 Ephemere Überschwemmungsebene
Der Unterschied zwischen Terminal Fan und ephemerer Überschwemmungsebene liegt vor
allem in der Definition, zeigen doch beide Subenvironments fast identische Lithotypen-
assoziationen. Die Definition der ephemeren Überschwemmungsebene nach HARDIE ET AL.
(1978) ist allgemeiner und neutraler gefaßt und bezieht sich mehr auf den generellen Trend
der Abnahme der fluviatilen Transportenergie mit zunehmender Entfernung vom Hinter-
land. Dieser zeigt sich in der lateralen, dreigeteilten Gliederung der Überschwemmungs-
ebene in einen proximalen, medialen und distalen Bereich. Die jeweiligen charakteris-
tischen Lithotypenassoziationen in den bearbeiteten Profilen entsprechen denen der vorher
beschriebenen Terminal Fan-Fazies.
In der vorliegenden Studie lassen sich aufgrund der paläogeographischen Situation in der
Elbe-Subgruppe einzelne Liefergebiete sowie ein durchgängiges Ablagerungssystem mit
lateraler Gliederung häufig nicht mehr aushalten. Dementsprechend ist die allgemeinere
Ansprache als ephemere Überschwemmungsebene vorteilhafter.
4.2.3 Mud Flat
Die häufigsten Vertreter des Mud Flat-Subenvironments in den untersuchten Profilen sind
die bis zu mehrere Dekameter mächtigen Lithotypen Sf(M), l, M(Sf), l und M, l, die als
gemeinsames Hauptmerkmal eine irreguläre bis diffuse, linsenschichtige Wechsellagerung
von Sand und Tonsilt aufweisen. Die Genese dieser Gesteine ist durch das Zusammenspiel
einer Reihe von verschiedenen Mechanismen gekennzeichnet.
In Anbetracht der Größe des NEDB, der geringen internen Morphologie, der ab der
Mirow-Formation stattfindenden weiträumigen Subsidenz und des generell ariden Klimas
ist die Sedimentation an Salzkrusten als der wichtigste akkumulierende Prozeß anzu-
nehmen (Abb. 4.5).
Die Salzkrusten (überwiegend Halit) bilden sich im wesentlichen als Effloreszenz- oder
Präzipitationskrusten (GOODALL ET AL. 2000). Letztere entstehen bei der progressiven
Verdunstung von periodischen, stehenden Gewässern (ponds). Zunächst bilden sich die
4 Fazies des Rotliegenden 59
Salzkristalle in den immer konzentrierteren Laugen an der Wasseroberfläche, bevor sie
dann absinken und am Boden ge-
schichtete Krusten bilden.
Die Effloreszenskrusten entstehen
direkt durch Ausfällung von
Salzen auf den Sedimentkörnern
als Folge der Verdunstung von
kapillar aufgestiegenem salzigen
Grundwasser, niedergeschlagenen
Tauwässern, meteorischen Wäs-
sern oder Ozeangischt. Die Salz-
kristalle wachsen dabei entweder
direkt an der Luft- Sediment
Grenzfläche oder innerhalb der
Porenräume und erzeugen eine
Vielzahl von verschiedenartig
strukturierten Oberflächen in
Formen und Größen (SMOOT &
CASTENS-SEIDELL 1994), deren
genaue Genese letztendlich noch
nicht geklärt ist (GOODALL ET AL. 2000). Nach LOWENSTEIN & HARDIE (1985) können
beide Krustentypen zeitgleich auftreten, wenn sich Präzipitationskrusten direkt an und in
stehenden Wasserkörpern bilden und Effloreszenzkrusten in den umgebenden Ebenen am
Kontakt Luft-Sedimentoberfläche entstehen.
Die Salzkristalle haben einen dünnen hygroskopischen Wasserfilm auf ihrer Oberfläche, an
dem windtransportierter Staub haften bleiben kann (Adhäsion). An der reliefierten Sedi-
mentoberfläche und durch Lösung des Halits im Sediment entstehen Hohlräume, die als
Sedimentfallen (lag deposits) äolisch antransportiertes Material (Sand, Silt) einfangen
können (Abb. 4.5). Die Salzkrusten selber bleiben in der Regel nicht erhalten. Das Resultat
ist meist eine irreguläre oder diskontinuierliche linsenschichtige Wechsellagerung oder
Lamination von schlecht sortierten, sandigen Tonsiltsteinen mit überwiegend feinsandigen
bis selten siltigen, tonfreien Linsen der Lithotypen Sf(M), l, M(Sf), l und M, l. Häufig
zeigen sich auch starke graduelle Übergänge zwischen diesen drei Lithotypen. Das liegt
vor allem an den schwankenden Mengen angewehten Materials, unterschiedlichen Salz-
krustentypen und variierendem Grundwasserspiegel. Vor allem die Morphologie der Salz-
krusten kann dabei auch lateral starke Unterschiede aufweisen (GOODALL ET AL. 2000).
Die Sand- oder Siltlinsen in den untersuchten Profilen können unterschiedliche Formen
und interne Strukturen aufzeigen. Schrägschichtungsmerkmale innerhalb der Sandlinsen
2 cmTonsilt Feinsand
Sedimentoberfläche
mit Salzkruste
(”Popcorn-Gefüge”)
Sedimentfallen
Abb. 4.5: Schematische Darstellung der Sediment-akkumulation an Salzkrusten (nach SMOOT & CASTENS-SEIDELL 1994).
4 Fazies des Rotliegenden 60
wurden in der vorliegenden Studie nicht gefunden. Wahrscheinlich waren die Hohlräume
innerhalb der Salzkrusten nicht groß genug, um eine interne Schichtung zu erzeugen (z.B.
Füllung durch grain- fall). Zudem kann wiederholtes Schrumpfen und Quellen der Salz-
kristalle einen großen Teil der primären Sedimentstrukturen zerstören (Haloturbation).
Adhäsionsstrukturen, die nicht evaporativen Ursprungs sind, wie z.B. Adhäsionsrippel,
Pseudocrosslamination, quasi-planare Adhäsionslamination und Adhäsoinswarzen
(REINECK 1955, NAGTEGAAL 1973, KOCUREK & FIELDER 1982, GOODALL ET AL. 2000)
sind innerhalb der Sedimente des NEDB kaum zu beobachten, da sie durch den generell
sehr hohen Gehalt an Tonsilt und der starken sekundären Überprägung verdeckt werden.
Sie werden ausführlicher im Kap. 4.2.4 zum Sand Flat-Subenvironment) beschrieben.
Gelegentlich zu beobachten sind einzelne oder mehrere Tonlaminen an der Basis oder
innerhalb der Linsen, die entstehen, wenn Regen oder Überflutungen die Salzkrusten auf-
lösen und das feine Material am Grund der Hohlräume sedimentiert.
Ein salinares Milieu wird durch das nur seltene Auftreten von Trockenrissen und durch
Pseudomorphosen von vermutlich Hämatit nach Hallit bestätigt (Abb. 10.28 Anhang A, S.
A-22). Die obersten Millimeter der Sedimentoberfläche sind regelrecht mit Salzen zemen-
tiert, so daß sich Trockenrisse erst gar nicht bilden können. Dabei bleiben einzelne
kubische Halitkristalle erhalten und werden erst sekundär durch Grundwasser oder Fluide
aufgelöst. In den verbleibenden kubischen Hohlräumen bildeten sich hämatitische bis
limonitische Aggregate.
Charakteristisch für die Sedimente des Mud Flat-Subenvironments im Untersuchungsge-
biet ist das lagen- bis abschnittsweise Auftreten von Konkretionen von Anhydrit und nur
untergeordnet von Calcit. Vereinzelt kommen sogar bis zu 10 cm mächtige, reine Anhy-
dritlagen vor. Es handelt sich hierbei wahrscheinlich um ehemalige Gipskristallaggregate,
die im Zuge der Versenkungsgeschichte in Anhydrit umgewandelt wurden. Intern auf-
tretende Tonlaminen weisen auf ein Zusammenwachsen unterschiedlicher Konkretionen
hin (siehe auch Foto zur Sand Flat in Abb. 4.7, S. 63). Nach GEBHARDT (1994) bildeten
sich die Anhydritkonkretionen aus ehemaligen „Wüstenrosen“, die hohe Grundwasser-
stände anzeigen. MACHEL (1993) sieht allerdings in der Anwesenheit von Konkretionen
kein signifikantes Indiz für das Paläoenvironment. Subsurface-Studien an devonischen
Sedimenten der Leduc Formation (Kanada) zeigten, daß sich Anhydritkonkretionen bis in
Versenkungstiefen von 2500-3000 m bilden können.
Fluviatile Sedimentakkumulationen treten innerhalb dieses Subenvironments regelmäßig
auf. Diese können zum einen als einzelne Einschübe von randlichen fluviatilen Systemen
(distale Terminal Fans/ephemere Überschwemmungsebenen) genetisch angesprochen
werden (vor allem während der Mirow- und unteren Dethlingen-Formationen). Daneben
erzeugen aber auch Starkregenereignisse Schichtfluten und Tonströme (mud flows) inner-
4 Fazies des Rotliegenden 61
halb des Mud Flat-Subenvironments (hauptsächlich in der oberen Dethlingen- und der
Hannover-Formation).
Ebenfalls dem Mud Flat-Subenvironment zugerechnet werden die strukturlosen, homo-
genen Gesteine der Lithotypen Sf(M), h und M(Sf), h. Die Genese dieser homogenen
Lithotypen basiert allerdings auf verschiedenen Prozessen. Wahrscheinlich ist hier eben-
falls eine Akkumulation an schwach reliefierten Effloreszenzkrusten bei nur sehr geringem
Sandangebot. Darauf deuten die nur vereinzelt vorhandenen siltig-feinsandigen Linsen und
z.T. stark auftretenden Anhydritkonkretionen hin. Diese Sedimente wären dann z.B. durch
oberflächliche Überflutungen, oszillierende Seenspiegelschwankungen, variierende
Grundwasserstände oder Haloturbationen sekundär überprägt und homogenisiert worden.
Eine Sonderstellung nimmt der homogene Tonsiltstein (Lithotyp M, h) ein, dessen Genese
nur indirekt sicher angesprochen werden kann. KIERSNOWSKI (1999, pers. frdl. Mitt.)
interpretiert ähnliche Abfolgen im Rotliegenden des Polnischen Beckens als homogeni-
sierte Schichtfluten. Beim Auftreten des Lithotyps M, h in den untersuchten Profilen
innerhalb fluviatil dominierter Sequenzen trifft diese Genese auch auf weite Teile des
NEDB zu.
GEBHARDT (1994) spricht zumindest die beckenzentralen, rein tonsiltigen homogenen Ge-
steine als Seeablagerungen an. Da in den eigenen Profilen in den liefergebietsfernen,
beckenzentralen Profilen ebenfalls homogene Tonsiltsteine dominant auftreten und gele-
gentlich auch in Wechsellagerung mit den Sedimenten des Playa See-Subenvironments
vorkommen, ist aber sowohl von Salzkrusten als auch vom ephemeren/perennierenden See
als Akkumulationsprozeß auszugehen (vgl. Kap. 4.2.5).
In einigen Bohrungen treten innerhalb der Mud Flat-Profile bis zu 1,7 m mächtige, gut bis
sehr gut sortierte Feinsandsteine auf, die als wesentliches Merkmal eine diffuse bis irregu-
läre Textur oder wellig bis flaserig angeordnete Tonlaminen aufweisen (Lithotyp Sf, d,
Abb. 10.9 Anhang A, S. A-13). Diese Lagen werden als äolisch antransportierte
Schichtsande (sheet sands) angesprochen, deren Akkumulation höchstwahrscheinlich auf
die Bildung von salt ridges zurückzuführen ist. Das Prinzip der Entstehung von salt ridges
in einem sanddominierten Environment ist nach FRYBERGER ET AL. (1983, 1984) dem von
Effloreszenzkrusten sehr ähnlich und kann in der vorliegenden Arbeit auch für weite Teile
der Mud Flat-Sedimente nicht gänzlich ausgeschlossen werden. Im folgenden Kapitel wird
die Genese von salt ridges ausführlich besprochen.
4 Fazies des Rotliegenden 62
4.2.4 Sand Flat
Die Sedimente des Sand Flat-Subenvironment sind durch die generell sand-dominierten
Lithologien mit durchgehend irregulär laminierten, linsig-geschichteten oder diffusen
Texturen der Lithotypen Sf, l, Sf, d und auch Sf(M), l gekennzeichnet. Ähnlich dem Mud
Flat-Subenvironment spielen hier verschiedene Mechanismen bei der Genese der Sedi-
mente eine wichtige Rolle. Der wichtigste Prozeß ist die Sedimentakkumulation an den
Salzkrusten der salt ridges.
Nach FRYBERGER ET AL. (1983, 1984) entstehen die salt ridges an der Sedimentoberfläche
als Folge der Verdunstung von kapillar aufsteigendem salzhaltigem Grundwasser (Abb.
4.6). Die obersten Millimeter Sand werden dabei komplett mit Salz (in der Regel Halit)
zementiert. Durch die Expansion beim Salzwachstum wölbt sich die oberste Schicht auf
und zerbricht. In die Hohlräume der entstan-
denen salt ridges dringt äolisch antranspor-
tierter Sand ein und verfüllt diese. Steigt das
Grundwasser weiter kapillar auf, bildet sich
auf der neuen Sedimentoberfläche wieder eine
salzzementierte Sandlage und der Prozeß
wiederholt sich.
An den salt ridges kann durch die hygrosko-
pische Wirkung der Salze äolischer Staub
adhäsiv gebunden werden, der dann im Sedi-
ment als irreguläre oder undeutlich bis wellige
Laminae zurückbleibt. Das Resultat ist eine
irreguläre, diffuse, linsig-flaserige Schichtung
oder Lamination in den Sandsteinen.
Eine Besonderheit innerhalb dieses Subenvi-
ronments stellt der Lithotyp Sc(Sf), l dar, der
in fast allen Bohrungen angetroffen wurde
und dessen charakteristische Merkmale so-
wohl in einzeln verstreuten Grob- bis Mittel-
sandkörnern, als auch in irregulär angeord-
neten Linsen mit Grob- bis Mittelsand bestehen (Abb. 10.7, Anhang A, S. A-12). Hierbei
handelt es sich vermutlich um klastisches Material, das über die Ebene vom Wind rollend
oder durch Saltation antransportiert wurde. Zudem treten stark verwaschene Schichten
vom Lithotyp Sc(Sf), l gelegentlich auch in Wechsellagerung zum Lithotyp Sf, l auf.
Daraus kann ebenfalls ein periodischer aquatischer Eintrag als unkanalisierte Schichtfluten
auf der sehr flache Sandebene abgeleitet werden, die sekundär (äolisch) überprägt wurden.
5 cm
5 cm
5 cm
salzzementierte, aufgewölbte Sandlage
salt ridge
neuer salt ridge
neu aufgewehter Sand
kapillar aufsteigendes
Grundwasser
kapillar aufsteigendes
Grundwasser
kapillar aufsteigendes
Grundwasser
Abb. 4.6: Prinzip der Bildung von salt ridgesnach FRYBERGER ET AL. (1983, 1984).
4 Fazies des Rotliegenden 63
Konkretionen von Anhydrit kommen innerhalb der Schichten des Sand Flat-Subenviron-
ments viel seltener vor als in denen der Mud Flat, können dann aber kernfüllend bis zu
einem Meter Mächtigkeit auftreten (Abb. 10.25 Anhang A, S. A-20).
Neben den beschriebenen evaporativen Adhäsionsstrukturen in den Ablagerungen der
Sand Flat sind auch untergeordnet Strukturen von nicht evaporativer Adhäsion im NEDB
zu beobachten, die eine Sedimentakkumulation an temporär salzfreien, feuchten Ober-
flächen belegen. Die folgende Abbildung (Abb. 4.7) veranschaulicht typische Merkmale
für evaporative und nicht evaporative Adhäsion, die in einer engen Wechselfolge auftreten
und in der Bohrung Penzlin 1/75 bei KM 5270,2 beobachtet wurden.
Abb. 4.7: Charakteristische evaporative und nicht evaporative Sedimentationsmerkmale am Lithotyp Sf, l desSalt Flat-Subenvironments (Bohrung Penzlin 1/75 bei KM 5270,2). Deutlich zu sehen sind die irregulär an-geordneten Tonsiltlaminen der Salzkrusten (schwarze Pfeile). Außergewöhnlich sind die kleinskaligenPseudoschrägschichtungssets (mit einem „x“ markiert), die an salzfreien Adhäsionsrippeln entstanden sind.Ferner zu sehen sind Anhydritkonkretionen (Ay), planare Adhäsionslamination (Doppelpfeile) und verticallyclimbing adhesion ripples (weißer Pfeil).
Charakteristisch für die Akkumulation an Salzkrusten sind in diesem Lithotyp die irregulär
angeordneten, diffusen Laminae von Tonsilt (Ab. 4.7: schwarze Pfeile), die als adhäsiv
Foto von LithotypSf, l
4 Fazies des Rotliegenden 64
gebundener Staub den Verlauf der ehemaligen Salzkrusten nachzeichnen (evaporitic
adhesion structures).
Angedeutet werden in dieser Probe kleinskalige Pseudoschräglaminationssets (in Abb. 4.7
mit einem „x“ markiert), die nicht fluviatilen Ursprungs sind und als nicht evaporative Ad-
häsionsstrukturen angesprochen werden. Sie entstehen an Adhäsionrippeln, die sich auf
einer salzfreien und konstant feucht gehaltenen, sehr glatten Sedimentoberfläche bilden.
Diese Strukturen haben generell ein geringes Erhaltungspotential, da nachfolgende Salz-
krustenbildungen bei schon geringem Nachlassen an kapillar aufsteigendem Grundwasser
die labilen Strukturen zerstören bzw. überprägen können.
Deutlich zu sehen sind auch sehr feine und leicht gestörte, quasi-planare Adhäsionlamina-
tionen (Abb. 4.7: horizontale Doppelpfeile). Diese entstehen, wenn die Menge an kapillar
aufsteigendem Grundwasser für die Bildung von Adhäsionsrippeln auf der salzfreien,
feuchten Sedimentoberfläche nicht ausreicht.
Leider nur angedeutet werden in dieser Probe die vertically climbing adhesion ripples oder
auch Adhäsionswarzen (Abb. 4.7: weißer Pfeil). Nach REINECK (1955) und KOCUREK &
FIELDER (1982) bilden sich diese Strukturen auf einer salzfreien feuchten Ebene, wo starke,
sehr variable Winde zu einer vertikalen Akkretion von Sand, Silt und Ton führen. Nach
GOODALL ET AL. (2000) sind es Strukturen von sehr steilen adhäsiven Pseudoschräglami-
nationen an Adhäsionsrippeln, die z.B. rezent in der Sabkhat Matti (Saudi Arabien) anzu-
treffen sind. Bei sehr schnellem und starkem Anstieg in der Menge von kapillar aufstei-
gendem Grundwasser werden die Pseudoschräglaminationen so steil, daß eine vertikale
Akkumulation stattfindet. Die Schräglaminationen gehen verloren und werden durch an-
nähernd horizontale, domförmige Laminae ersetzt. Diese Struktur aus der Abbildung 4.7
zeigt somit einen schnell steigenden, hohen Grundwasserspiegel an.
Ebenfalls zu sehen ist eine interne Tonlamine in der großen Anhydritkonkretion (Abb. 4.7
am obersten Bildrand), die auf das Zusammenwachsen von mehreren Konkretionen hin-
deutet. Zumindest für den hier dargestellten Abschnitt kann ein oszillierender Grund-
wasserspiegel innerhalb der Sand Flat Sedimentation nachgewiesen werden. Generell
treten jedoch die nicht evaporativen Adhäsionstrukturen nur selten innerhalb des Lithotyps
Sf, l auf. Das liegt zum einen an ihren geringen Erhaltungspotentialen (Deflation bei
wieder fallendem Grundwasserspiegel, Überprägung durch nachfolgende Salzkrusten) und
zum anderen am dominant wirkenden Akkumulationsprozeß an Salzkrusten (salt ridges)
im Sand Flat-Subenvironment.
4 Fazies des Rotliegenden 65
4.2.5 Playa See
Dem Playa See-Subenvironment werden die Sedimente zugeordnet, die in einem stehenden
Gewässer abgelagert wurden. Dabei wird nicht unterschieden, ob es sich um einen ge-
schlossenen, zentralen See oder um einzelne, in lokalen Senken entstandene Gewässer
handelt. Ebenso kann der Charakter der Seen (perennierend oder ephemer) im Arbeitsge-
biet nicht immer mit Sicherheit bestimmt werden. Dazu fehlt die laterale Kontrolle und
Korrelierbarkeit mit beckenzentralen Sedimenten aufgrund der geringen Bohrungsdichte.
Die typischen Vertreter der lakustrinen Fazies in den untersuchten Profilen sind laminierte
bis homogene, karbonatische Tonsteine, deren Farben von rotbraun über grün-grau bis
schwarz stark variieren (Lithotyp M, p, Abb. 10.20 im Anhang A, S. A-18). In deutlich
laminierten Abschnitten können sich zudem klastische, tonige Laminen mit karbonatischen
abwechseln. Hierbei handelt es sich um Seeablagerungen bei konstant ruhigen Bedin-
gungen unterhalb der Wellenbasis (± 10 m). Die Farben zeigen ein zumindest zeitweilig
reduzierendes Milieu an. Das klastische Material wurde überwiegend als äolischer Staub in
das stehende Gewässer und nur untergeordnet durch mud flows eingetragen. Die karbona-
tischen Laminae repräsentieren Perioden, in denen der Eintrag ausblieb. Häufig zu beob-
achten ist eine Wechsellagerung der lakustrinen Sedimente mit den Ablagerungen des Mud
Flat-Subenvironments, die auf einen oszillierenden Seenspiegel hinweisen. Gesteuert
werden diese Schwankungen hauptsächlich durch Klimaänderungen, die auf die Höhe des
Grundwasserspiegels im NEDB einwirken (GEBHARDT 1994, GAST 1995, GAST ET AL.
1998). Nennenswerte großräumige Änderungen des Seenspiegelstandes durch oberfläch-
liche, perennierende fluviatile Zuflüsse sind in dem bearbeiteten Gebiet wegen des
generellen ariden Klimas und der Weitläufigkeit des NEDB auszuschließen. Allerdings
treten untergeordnet die intensiven bis laminaren Wechsellagen von laminierten bis homo-
genen, rotbraunen Tonsteinen mit strukturlosen siltig-feinsandig bis grobsandigen
klastischen Schichten der Lithotypen M(Sf), p und Sc(M), p auf. Sie repräsentieren aqua-
tischen Eintrag durch Schichtfluten in ein stehendes Gewässer. Dabei handelt es sich aber
eher um kleinräumige, ephemere Seen innerhalb des Terminal Fan-Subenvironments oder
der ephemeren Überschwemmungsebenen. Das eingetragene feinklastische Material wurde
dort unter Stillwasserbedingungen sedimentiert. Wellenrippel aus dem Flachwasserbereich,
wie sie GAST ET AL. (1998) für den brandenburgischen Raum beschrieb, wurden im
Arbeitsgebiet nicht gefunden. Der Grund liegt wahrscheinlich in dem geringen Erhaltungs-
potential. Bei fallendem Seenspiegel (=Grundwasserspiegel) wurden diese Sedimente im
Arbeitsgebiet der Winderosion ausgesetzt.
Der homogene Lithotyp M, h nimmt aufgrund seiner nicht genau definierbaren Genese
eine Zwischenstellung zwischen lakustriner und Mud Flat-Fazies ein. Evaporitschichten,
4 Fazies des Rotliegenden 66
die Seenspiegeltiefstände während Phasen maximaler Trockenheit repräsentieren, wurden
im Arbeitsgebiet nicht angetroffen.
4.3 Fossilien
Fossilienfunde waren in den bearbeiteten Profilen insgesamt sehr selten und beschränken
sich ausschließlich auf aquatische Faunen innerhalb der Sedimente aus dem Playa See-
Subenvironment. Am häufigsten anzutreffen waren Süßwasserquallen der Gattung
Medusina limnica, die erstmals von MÜLLER (1978a, 1978b) im Rotliegenden beschrieben
wurden (Abb. 10.29 im Anhang A S. A-22). Dabei handelt es sich um im Mittel 0,4 cm
große, kreisrunde Strukturen, die ein zentrales radialstrahliges Kreuz erkennen lassen.
Gelegentlich wurde ein massenhaftes Auftreten in einzelnen Lagen beobachtet. Nach
SCHNEIDER ET AL. (1995) und KOZUR (1984) sind die Süßwasserquallen typisch für die
schwach evaporitischen Playa-Sedimente des Rotliegenden im NEDB und Mitteleuropas.
Allerdings ist kaum etwas über die Lebensweise bekannt, so daß die Medusina limnica
(„problematica“) nicht als faziesindizierendes Fossil verwendet werden kann (MÜLLER
1978a, 1978b). Sie deutet lediglich eine temporäre Aussüßung des Playa See-Subenviron-
ments an.
Des weiteren wurden noch sehr schlecht erhaltene Conchostracae und, in einem Dünn-
schliff vom Lithotyp M, p, eine Ostracodenlage entdeckt (Abb. 10.30 im Anhang A S. A-
22). Conchostracen sind muschel-ähnliche, zweiklappige Gebilde, die ebenso wie die
Ostracoden massenhaft in der Playa See-Fazies des Rotliegenden im NEDB auftreten
können. Insgesamt spielen jedoch die Fossilassoziationen des Rotliegenden für die
Thematik der vorliegenden Studie eine nur untergeordnete Rolle. Daher sei an dieser Stelle
auf die Arbeiten von SCHNEIDER & GEBHARDT (1993) und SCHNEIDER ET AL. (1995)
verwiesen.
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 67
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile
Die im Folgenden verwen-
deten Teufenangaben vari-
ieren zwischen den Angaben
von HOTH ET AL. (1993) in m
der Tiefe und der als KM
bezeichneten Kernmarsch-
teufe aus den bearbeiteten
Profilabschnitten. In der
nebenstehenden Abbildung
(Abb.5.1) sind die
Lokationen der in diesem
Kapitel beschriebenen Boh-
rungen aufgeführt. Für die
technischen Daten zu den
Bohrungen siehe Kapitel 1.2
zur Datenbasis.Abb.5.1: Lokationen der bearbeiteten Bohrprofile.
5.1 Mecklenburg-Vorpommern
5.1.1 Barth 1/63
Die Kernmarsch setzt bei KM 3105 mit linsig- geschichteten Tonsiltsteinen des Mud Flat-
Subenvironments ein. Generell wird das durch viele Kernlücken unterbrochene Profil von
den tonsiltigen Lithologien der Mud Flat mit stark schwankenden Feinsandgehalten auf-
gebaut. Auffallend sind lediglich zwei mittel- bis grobsandige Einschübe bei KM 3082,5 -
3080,8 und KM 3015 - 3014,2. Vereinzelt treten daneben noch tonsiltige Feinsandsteine
mit fluviatilen Schichtungsmerkmalen auf. Weder die Rotliegend Obergrenze noch die
Untergrenze sind gekernt.
O S T S E E
Pol
en
Prerow1/65
Barth1/63
Rügen 4/64
Gingst1/73
Richtenberg3/65
Schwaan1/76
Stavenhagen1/76
Penzlin1/75
Friedland2/70
Loissin1/70
Zootzen1/75 Angermünde
1/68
Chorin1/71
Zehdenick2/75
54° 54°
53° 53°
11° 12° 13°
11° 12° 13° 14°
14°
0 30 km
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 68
Interpretation: Das aufgenommene, sehr lückenhafte feinklastische Profil der Elbe-Sub-
gruppe kann nicht sicher untergliedert werden. Eindeutige Tendenzen innerhalb der
faziellen Entwicklung sind nicht erkennbar. Das generelle feinklastische und mit insgesamt
221,2 m stark reduzierte Profil legt die Interpretation als randliche Paläohochlage des
NEDB nahe, die erst im Zuge fortschreitender Subsidenz während der Elbe-Subgruppe in
die Sedimentation mit einbezogen wurde. Die festgelegte Grenze zur Untergliederung in
Hannover- und Dethlingen-Formationen bei KM 3014,2 ist daher eher formaler Natur, da
es in Verbindung mit der Subsidenzanalyse der benachbarten Richtenberger Bohrungen die
plausibelste Erklärung ist.
5.1.2 Friedland 2/70
Parchim-Formation (3767 m bis KM 3731,5)
Über der ca. 1,7 km mächtigen ignimbritischen und rhyolithischen Serie von Vulkaniten
des Permokarbons setzt die Sedimentation der Parchim-Formation bei Teufe 3767 m
(HOTH ET AL. 1993) mit einer insgesamt 32 m hohen Abfolge von feinkiesigen, dichtge-
packten Konglomeraten des Lithotyps Gf, c ein. Nur vereinzelt sind linsig-geschichtete
Grobsandsteine eingeschaltet. Die maximal gemessene Korngröße liegt bei 6 cm. Generell
zeigen sich innerhalb der dicht gepackten Konglomerate nur undeutliche Schichtungsge-
füge. Die obersten 3 m der Parchim-Schichten bilden linsig-geschichtete Mittelsandsteine
mit deutlich oranger Färbung.
Mirow-Formation (KM 3751,5 bis KM 3656, 9)
Die Untergrenze der insgesamt 94,6 m umfassenden Mirow-Formation bildet der Einschub
von einem knapp 0,5 m hohen matrix-gestützten feinkiesigen Konglomerat. Im weiteren
Verlauf des Profils ist eine deutliche Dominanz von linsig-geschichteten, tonigen Grob- bis
Mittelsandsteinen erkennbar, in die vereinzelt planar und kleinskalig schräggeschichtete
fluviatile Grobsandsteine eingeschaltet sind. Ganz vereinzelt treten Belastungsmarken an
den Schichtuntergrenzen auf. Übergeordnet zeigt die Mirow-Formation einen klaren fining
upward-Trend bis zu tonigen Feinsandsteinen mit linsig-geschichteten Texturen am Top.
Dethlingen-Formation (KM 3656,9 bis KM 3593,5)
Die Basis der Dethlingen-Formation bei KM 3656,9 markiert ein deutlicher Sprung in der
Lithologie zu linsig-geschichteten tonigen Mittel- bis Grobsandsteinen der medialen bis
distalen ephemeren Überschwemmungsebenen. Der nur lückenhaft erschlossene
Dethlingen-Abschnitt zeigt eine monotone Abfolge von tonigen Mittelsandsteinen mit
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 69
linsigen Texturen. Nennenswerte Fazieswechsel sind ebenso wie kanalisierte Sandsteinse-
quenzen nicht zu beobachten.
Hannover-Formation (KM 3593,5 bis 3510,3 m)
Die Sedimentation der Hannover-Formation setzt bei KM 3593,5 an der Unterkante eines
2,5 m hohen kanalisierten und sehr gut sortierten Feinsandsteinkörpers der medialen
ephemeren Überschwemmungsebene ein. Diese Fazies dominiert fast den gesamten Ab-
schnitt und zeigt eine Wechselfolge von fluviatilen Abschnitten und interchannel-Sequen-
zen. Gelegentlich sind Tonscherben und Belastungsmarken zu beobachten.
Interpretation: Das sedimentäre Rotliegend liegt diskordant auf den sauren Vulkaniten des
Permokarbons. Ablagerungen der Müritz-Subgruppe fehlen. Die basale Parchim-Forma-
tion ist durch die Schüttung moderat- bis niedrigenergetischer Konglomerate des braided
plain-Subenvironments gekennzeichnet. Den Top der Parchim-Formation bildet eine nur
sehr geringmächtige Abfolge des Sand Flat-Subenvironments. Insgesamt ist die Parchim-
Formation mit 35,5 m sehr reduziert und deutet eine randliche Stellung zum Liefergebiet
an.
Die Mirow Gesteine zeichnen sich gegenüber denen der liegenden Parchim-Formation
durch den Umbau zu fast ausschließlich niedrigenergetischen, schlecht sortierten fluvia-
tilen Grobsandsteinen aus. Kanalisierte Sandsteinkörper treten nur ganz vereinzelt auf.
Daraus läßt sich ein übergeordnet proximales Environment mit nur gering intensiver
fluviatiler Aktivität ableiten. Es herrscht überwiegend interchannel-Sedimentation bzw.
unkanalisierte Schichtflutsedimentation im medialen bis distalen Terminal Fan-Subenvi-
ronment vor.
Die Dethlingen-Formation (63,4 m) der Bohrung Friedland 2/70 zeigt ein Phase der rela-
tiven Ruhe, gekennzeichnet durch ausschließlich niedrigenergetische fluviatile und Mud
Flat-Sedimentation an. Die Dominanz der mittelkörnigen Sandsteine deutet weiterhin eine
relativ proximale Lage zum Liefergebiet an.
Die 83,2 m mächtige Hannover-Formation zeigt gegenüber der liegenden Dethlingen-For-
mation eine deutliche Zunahme der Häufigkeit und Energie der fluviatilen Ströme. Der
generelle grobklastische Charakter der Sedimente belegt auch für die letzte Epoche der
Rotliegend-Sedimentation eine proximale Lage zum Liefergebiet. Die Grenze zum Zech-
stein ist nicht gekernt. Es zeigt sich jedoch bis direkt unter den Übergang (nach Kern-
marsch <30 cm) eine deutlich fluviatile Fazies.
Das gesamte Profil der Bohrung Friedland 2/70 ist insgesamt sehr ungewöhnlich und daher
schwierig zu interpretieren. Es zeigt sich weder ein übergeordneter fining upward-Trend,
noch ist ein Nachlassen der fluviatilen Aktivitäten in der Elbe-Subgruppe festzustellen.
Zudem ist die räumliche Stellung der Bohrung vor allem während der Havel-Subgruppe
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 70
aufgrund der fehlenden lateralen Kontrolle problematisch. Daher ist die hier getroffene
Untergliederung in die 4 Formationen des Rotliegenden mit einigen Unsicherheiten be-
haftet und durchaus diskussionswürdig. Festzuhalten bleibt aber, daß das in der Bohrung
Friedland 2/70 durchteufte Profil das gesamte Oberrotliegend 2 repräsentiert.
5.1.3 Gingst 1/73
Das in der Bohrung Gingst 1/73 aufgeschlossene Rotliegend zeigt eine durchgehend
schlecht sortierte, feinkiesige, dicht gepackte konglomeratische Abfolge des proximalen
braided plain-Subenvironments, in die vereinzelt feinsandige Lagen zwischengeschaltet
sind. Die maximal gemessene Korngröße am Kern beträgt mindestens 20 cm. In einzelnen
Bereichen ist eine zwickelfüllende, poikilotopische Zementation mit Calcit beobachtet
worden. Die Klasten zeigen generell angerundete bis ungerundete Kornformen.
Interpretation: Die Einordnung der Bohrung Gingst ist aufgrund des sehr geringmächtigen
und rein konglomeratischen, moderat- bis hochenergetischen Profils sehr schwierig. Die
randliche geographische Lage des Aufschlusses zur NW-SE streichenden Strelasund De-
pression könnte auf die Einstufung in die Müritz-Subgruppe bis Parchim-Formation hin-
deuten. Insgesamt jedoch wird diese Bohrung wegen des wenig aussagekräftigen Profils
nur untergeordnet behandelt.
5.1.4 Loissin 1/70
Über lediglich 44 m mächtigen rhyolithischen Effusiva des Permokarbons setzt das Rotlie-
gende bei KM 3241 ohne deutliche Diskordanz ein. Die Grenze zeigt sich im Kern als eine
unruhige, wulstige Fläche, über der das Rotliegend mit matrix-gestützten, sehr schlecht
sortierten Konglomeraten in debris flow-dominierter Alluvial Fan-Fazies beginnt. Die
Klasten sind generell ungerundet und die Matrix besteht aus einem unsortierten grob-
körnigen Sandstein. Die maximal gemessene Korngröße beträgt am Kern 0,5 m. Vereinzelt
zwischenlagernde fluviatile Grobsandsteinschichten belegen eine oberflächliche sekundäre
Remobilisierung der Sedimente.
Zwischen KM 2681 und KM 2544, nach WEGENER (1972) bei Teufe 2572 m, erfolgt ein
Übergang zu komponenten-gestützten, schlecht sortierten überwiegend feinkiesigen Kon-
glomeraten eines braided plain-Ablagerungsraums. Offene Poren, teilweise mit Calcit
zementiert, bis 0,5 m hohe gradierte Lagen und deutlich horizontale Einregelungen der
Klasten belegen ein sehr hochenergetisches Sedimentationsmilieu. Die maximal gemes-
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 71
sene Korngröße liegt bei 7 cm und die Kornformen schwanken zwischen angerundet und
kantengerundet.
Interpretation: Die geographische Lage der Bohrung innerhalb der NW-SE streichenden
Strelasund Störung sowie die fast 670 m mächtige Abfolge von Alluvial Fan-Sedimenten
deuten auf eine sehr proximale Lage zum Liefergebiet (<<20 km) und auf eine tektonisch
generierte Morphologie im Umland hin. Der hangende Übergang zu einer etwa 130 m
hohen Serie von braided plain-Konglomeraten zeigt einen Anstieg der Menge zur Ver-
fügung stehenden Wassers (feuchteres Klima) bei gleichbleibender, relativer tektonischer
Ruhe an. Zeitlich sind die Gesteine der Bohrung Loissin 1/70 aufgrund ihrer geogra-
phischen Lage in der NW-SE streichenden Strelasund Depression den Altmark- und
Müritz-Subgruppen zuzuordnen (RIEKE ET AL. 2001).
5.1.5 Penzlin 1/75
Parchim-Formation (KM 5472,5 bis KM 5279,4)
Die Parchim-Formation liegt diskordant auf den Effusiva des Permokarbons. Die basale
Einheit bildet eine lediglich 1,5 m mächtige, matrix-gestützte feinkiesige Konglomeratlage,
die als terminaler Lobus des braided plain-Subenvironments angesprochen wird. Über-
lagernd folgt eine 192,2 m mächtige, monotone Abfolge von linsig-texturierten Sand-
steinen des Sand Flat-Subenvironments. Die untersten ca. 25 m sind noch deutlich grob-
sandig und gehen dann progressiv ab KM 5459 in feinsandige Lithologien über. Dicht
unter dem Top der Parchim-Formation zeigen sich erste fluviatil geschichtete Feinsand-
steine.
Mirow-Formation (KM 5279,4 bis KM 5042,6)
Die Untergrenze der Mirow-Formation bildet eine ca. 2 m mächtige, großskalig schrägge-
schichtete, erosive Grobsandsteinsequenz. Zunächst sind nur vereinzelt fluviatile grob-
sandige Einheiten in die Sand Flat Abfolgen eingeschaltet. Ab KM 5253 setzt diskordant
die Schüttung der ausschließlich fluviatilen Mirow-Formation ein. Die untersuchte Kern-
strecke kann intern in zwei fining upward-Zyklen gegliedert werden. Der untere Zyklus
(KM 5253 bis KM 5169,4) geht von basalen Grobklastika der proximalen distributary
Zone des Terminal Fans zum Hangenden progressiv in mediale distributary Fazies über.
Bei KM 5169,4 setzt erneut die Schüttung grobklastischer, überwiegend kiesiger Sand-
steine der proximalen Zone ein. Im Verlauf des zweiten Zyklusses läßt die fluviatile Ener-
gie deutlich nach und zum Top geht die Fazies sukzessiv in die distale distributary Zone
des Terminal Fan-Subenvironments über.
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 72
Dethlingen-Formation (KM 5042,6 bis KM 4748,9)
Die Basis der Dethlingen-Formation bildet die Untergrenze eines nur knapp 2,5 m hohen
Einschubes von wechsellagernden Grobsandsteinen und Tonsiltlagen der medialen ephe-
meren Überschwemmungsebene. Nachfolgend zeichnet sich der progressive Rückgang
niedrig energetischer, distaler fluviatiler Abfolgen zugunsten der tonsiltigen Sedimente des
Mud Flat-Subenvironments ab. Kanalisierte Sandsteinkörper können nicht beobachtet
werden. Ab KM 4908 treten keine zusammenhängenden fluviatilen Sequenzen mehr auf,
und in die Mud Flat-Sedimente sind erstmals geringmächtige Playa See-Ablagerungen
zwischengeschaltet. Der Anteil der lakustrinen Fazies steigt zum Top der Dethlingen-
Formation kontinuierlich an.
Hannover-Formation (KM 4748,9 bis KM 4568)
Die Lithologien der Hannover-Formation sind fast ausschließlich tonsiltig mit variierenden
Gehalten an Feinsand. Faziell dominiert die Mud Flat-Fazies in die bis zu 6 m hohe
lakustrine Lagen eingeschaltet sind. Diese zeigen neben den laminierten Tonsteinen auch
vermehrt laminare Wechselfolgen von Ton und Feinsand/Silt, die auf aquatischen Eintrag
klastischen Materials in stehende Wasserkörper hinweisen.
Interpretation: Das Auftreten der sehr geringmächtigen Konglomerate an der Basis des
sedimentären Rotliegenden und die hangenden, ca. 200 m mächtigen monofaziellen Sand
Flat-Sedimente zeigen einen konstant ruhigen Ablagerungsraum in beckenzentraler Lage
während der Parchim-Formation an.
Der Beginn der 236 m mächtigen Mirow-Formation in der Bohrung Penzlin 1/75 wird mit
dem ersten Einsetzen von fluviatilen Ablagerungen gleichgesetzt. Genetisch sind die Ge-
steine fast ausschließlich dem Terminal Fan-Subenvironment zuzuordnen. Schwankungen
in der Menge zur Verfügung stehenden Wassers und/oder im Sedimentbudget spiegeln sich
in dem Vor- und Zurückziehen des Ablagerungssystems wider (zwei Zyklen). Sedimente
nicht fluviatilen Ursprungs sind nur untergeordnet anzutreffen und auf die obersten
Bereiche der Mirow-Formation begrenzt.
Mit dem Verlauf der Dethlingen-Formation (ca. 300 m) in der Bohrung Penzlin 1/75 zeigt
sich ein fazieller Umbau von noch deutlich fluviatil beeinflußten basalen Abschnitten zu
dominierender Mud Flat-Sedimentation mit eingeschalteten lakustrinen Bereichen am Top.
Die 180,9 m mächtige Hannover-Formation deutet eine beckenzentrale Sedimentation an,
die von dem klimatisch gesteuerten, oszillierenden Grundwasserspiegel des peren-
nierenden Salzsees kontrolliert wird. Das Fehlen von einheitlichen Salzlagen der Trocken-
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 73
phasen weist auf eine randliche, nur durch die Hochwasserstände des Sees beeinflußte
Lage hin.
5.1.6 Prerow 1/65
Müritz-Subgruppe (2946 m bis 2911,5 m)
Kernmaterial von der basalen Einheit der Bohrung Prerow 1/65 stand nicht zur Verfügung.
Nach WEGENER (1972) handelt es sich um eine knapp 35 m mächtige Abfolge von geröll-
führenden Fein- bis Grobsandsteinen. Die Packungsdichte ist generell sehr gering und die
Rundungen der Klasten überwiegend schlecht.
Havel-Subgruppe (2911,5 m bis KM 2836)
Bei 2911,5 m setzt eine nahezu einheitliche, dicht gepackte Konglomeratfolge ein. Intern
zeichnen sich sehr unscharf entwickelte, einzelne gradierte Lagen mit bis zu 1 m Mächtig-
keit ab. Die Kornformen der Komponenten sind durchgehend angerundet bis gerundet.
Vereinzelt zwischengeschaltet sind sehr schlecht sortierte Grobsandsteine mit weniger als
0,5 m Höhe. Die maximale Korngröße gemessen am Kern beträgt 10 cm. Zum Top hin bis
KM 2836 nimmt der Anteil an den matrix-gestützten Konglomeraten der überladenen
Schichtfluten stetig zu.
Elbe-Subgruppe (KM 2836 bis 2760 m)
Die Elbe-Subgruppe setzt konkordant ab KM 2836 ein. Die Sedimente bestehen im
Wesentlichen aus sehr schlecht sortierten Grob- und Mittelsandsteinen mit den nur unter-
geordnet hochenergetischen Schichtungsmerkmalen einer proximalen fluviatilen Fazies.
Regelmäßig zwischengelagert sind bis zu 1 m mächtige, meist unscharf abgegrenzte, dicht
gepackte, feinkiesige Konglomeratlagen. Bei KM 2764 zeigt sich mit graduellen Übergang
eine faziesunabhängige gräuliche Bleichung der Gesteine.
Interpretation: Die Lage der Bohrung Prerow 1/65 innerhalb der NW-SE streichenden
Strelasund Depression macht eine Zuordnung der basalen, 76 m umfassenden Abfolge in
die Müritz-Subgruppe wahrscheinlich. Faziell werden diese Abfolgen als alluvial cones,
bzw. schwachenergetische Überschwemmungsebenen interpretiert (RIEKE ET AL. 2001).
Bei dem 75,5 m mächtigen Profilabschnitt der Havel-Subgruppe handelt es sich um ein
moderat- bis niedrigenergetisches, verzweigtes Stromsystem, das auf eine Prä-Havel an-
gelegte Senke mit relativ flachem Relief vorrückte.
Die der Elbe-Subgruppe zugeordneten Abfolgen (76 m) der Bohrung Prerow 1/65 zeigen
eine durchgehende proximale fluviatile, moderatenergetische Fazies der ephemeren Über-
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 74
schwemmungsebene an. Die obersten ca. 4 m des Profils werden als Grauliegendes ange-
sprochen und deuten bei gleichbleibender Fazies eine sekundäre Bleichung durch reduzie-
rende Fluide aus dem überlagernden Zechstein an.
5.1.7 Richtenberg 3/65
Dethlingen-Formation (ab 2859 m mit ca. 100 m)
Über den sauren Effusiva des Permokarbons setzt das sedimentäre Rotliegend mit basalen
Konglomeraten ein, die dann progressiv in eine Sandstein-Siltstein Wechselfolge über-
gehen.
Hannover-Formation (ab ca. 2760 m bis 2655,1 m)
Das nur sehr lückenhaft aufgeschlossene Hannover-Profil vermittelt den Eindruck eines
stark fluviatil geprägten Faziesraums. Die wenigen Kernmeter weisen eine deutliche
Wechsellagerung von linsig-texturierten und fluviatil geschichteten tonigen Feinsand-
steinen mit eingeschalteten, bis zu 1 m mächtigen, Grob- und Mittelsandsteinen mit stark
variierenden Texturen auf. Damit ist eine distale und mediale Fazies der ephemeren Über-
schwemmungsebene in der Bohrung Richtenberg 3/65 bis kurz unter die Zechsteingrenze
(ca. 6 m) nachgewiesen.
5.1.8 Schwaan 1/76
Müritz-Subgruppe (5786 m bis KM 5609,2)
Das Profil der Müritz-Subgruppe zeigt eine Wechselfolge von überwiegend tonsiltigen
Mud Flat-Sedimenten mit fluviatilen Feinsandsteinen medialer und distaler ephemeren
Überschwemmungsebenen. Dabei zeigen die Feinsandsteine überwiegend gute bis sehr
gute Sortierungen und niedrigenergetische Schichtungstypen. Bemerkenswert sind noch
bis zu 1 m hohe Trockenrisse in den fast reinen Tonsteinen der Mud Flat-Sedimente.
Vereinzelt sind im Profil der Müritz-Subgruppe laminierte Tonsteine als Vertreter
lakustriner Fazies anzutreffen.
Parchim-Formation (KM 5609,2 bis KM 5509,5)
Die Parchim-Formation der Bohrung Schwaan 1/76 setzt diskordant über lakustrinen Ton-
steinen der obersten Müritz-Subgruppe mit einer Schüttung von ca. 80 m, überwiegend
feinkiesigen, dicht gepackten, massigen Konglomeraten verzweigter Flußläufe ein. Die
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 75
Rundungsgrade liegen zwischen angerundet und gerundet, und interne Texturierungen sind
auf sehr undeutlich entwickelte gradierte Lagen (<20 cm) begrenzt. Die letzten 2 m dieses
Schichtpakets zeigen deutlich matrix-gestützte Texturen an. Bei KM 5530 folgt ein
scharfer Übergang zu den sehr schlecht sortierten Grobsandsteinen der Sand Flat-Fazies.
Innerhalb dieser 20,5 m hohen Abfolge zeichnet sich eine deutliche Reduktion der Korn-
größen zu sandig-tonsiltigen Lithologien am Top ab.
Mirow-Formation (KM 5509,5 bis KM 5176,4)
Die initiale Phase der Mirow-Formation bei KM 5509,5 wird von der Ablagerung einer
knapp 8 m hohen Abfolge des medialen distributary Systems des Terminal Fans gebildet.
Darüber dominieren tonsiltige Lithologien mit schwankenden Feinsandgehalten der Mud
Flat das Profil. Untergeordnet treten Einschübe distaler distributary Assoziationen im log
auf. Ganz vereinzelt sind bis zu 2 m hohe homogene Tonsteine anzutreffen, die als Reprä-
sentanten lakustriner Fazies Fossilien der Gattung Medusina limnica aufweisen.
Dethlingen-Formation (KM 5176,4 bis 4819,6 m)
Die Untergrenze der Dethlingen-Formation in der Bohrung Schwaan 1/76 ist an der Basis
der ersten deutlich laminierten Playa See-Sedimente bei KM 5176,4 festgelegt. Über-
lagernd setzt sich die Abfolge fast ausschließlich aus Mud Flat-Sedimenten zusammen, in
die abschnittsweise distale fluviatile Ausläufer der ephemeren Überschwemmungsebenen
eingeschaltet sind. Die zur Verfügung stehende Kernmarsch endet bei KM 5080 in der
Dethlingen-Formation. Im weiteren Verlauf des Profils setzt sich zunehmend lakustrine
Fazies des perennierenden Salzsees durch.
Hannover-Formation (4819,6 m bis 4518,2 m)
Nach HOTH ET AL. (1993) ist mit Beginn der Hannover-Formation bei Teufe 4819,6 m die
zyklische Wechsellagerung von Tonsteinen, Feinsandsteinen und untergeordnet Haliten
des perennierenden Playa See-Subenvironments deutlich entwickelt.
Interpretation: Die fazielle Entwicklung der basalen Müritz-Subgruppe (ca. 177 m) in der
Bohrung Schwaan 1/76 deutet auf einen sehr flachen und von Tonebenen mit seltenen
lakustrinen Phasen dominierten Ablagerungsraum hin. Periodisch dringen mediale und
distale fluviatile Ausläufer von Überschwemmungsebenen in den Bereich der Bohrung
vor. Die überwiegend guten Sortierungen innerhalb der Sandsteine und der geringe Gehalt
an lithischen Fragmenten belegen eine distale Lage der Bohrung sowie eine intensive
sekundäre Um- und Aufarbeitung.
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 76
Der Beginn der 100 m mächtigen Parchim-Formation ist durch die ungewöhnlich intensive
Schüttung von braided plain-Serien gekennzeichnet. Diese weisen allerdings intern keine
signifikanten Wechsel in Texturen, Lithologien oder Fazies auf, so daß von einer gleich-
förmigen Schüttung auszugehen ist. Im weiteren Verlauf der Parchim-Formation läßt die
fluviatile Energie schnell nach und es entwickelt sich die salzkrusten-gesteuerte Sand Flat-
Fazies.
Die Mirow-Formation, die in der Bohrung Schwaan 1/76 mit 333 m vertreten ist, zeigt eine
extrem geringe fluviatile Beeinflussung auf. Es herrscht vielmehr beckenzentrale Mud
Flat-Sedimentation vor, die nur vereinzelt unterbrochen wurde von den distalsten
Ausläufern der Terminal Fans oder von lakustrinen Phasen.
Die gesamte Elbe-Subgruppe (ca. 660 m) zeigt eine von dem Grundwasserspiegel des zen-
tralen perennierenden Salzsees gesteuerte Sedimentation an. Ab der Hannover-Formation
werden zunehmend auch Evaporite während der Seenspiegeltiefstände im Gebiet der Boh-
rung Schwaan 1/76 abgelagert.
Insgesamt zeigt die Bohrung mit einer Gesamtmächtigkeit des sedimentären Rotliegenden
von 1267,8 m eine beckenzentrale Position an. Effusiva des Permokarbons wurden nicht
erbohrt. Vielmehr steht die Bohrung in einer vermutlich schon permokarbonisch ange-
legten lokalen Senke („Schwaan Senke“), die im Zuge der Oberrotliegend-Entwicklung in
die beckenweiten Prozesse eingebunden wurde.
5.1.9 Stavenhagen 1/76
Parchim-Formation (4972 m bis KM 4919,1)
Über den Effusiva des Permokarbons beginnt die Parchim-Formation mit dem Einsetzen
der massigen, dicht gepackten Konglomerate des braided plain-Subenvironments bei
Teufe 4972 m (HOTH ET AL. 1993). Den Top der 20,5 m mächtigen Konglomeratfolge
bildet ein ca. 1 m hoher geröllführender Sandstein. Im Hangenden sind ausschließlich
schlecht sortierte Grob- bis Feinsandsteine der Sand Flat-Fazies mit einer Gesamtmächtig-
keit von 32,3 m erbohrt worden.
Mirow-Formation (KM 4919,1 bis KM 4630)
Bei KM 4919,1 setzt die Sedimentation der Mirow-Formation (289 m) mit schwach wellig
texturierten, tonigen Feinsandsteinen der distalen distributary Zone der Terminal Fans ein.
Diese Fazies dominiert den weiteren Profilverlauf mit charakteristischen Wechsellagen
von Tonsiltsteinen und fluviatilen Feinsandsteinen („Mirow-Wechselfolge“). Zum
Hangenden steigt der Anteil der Mud Flat Sedimente kontinuierlich an. Einschübe
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 77
medialer distributary Fazies sind zunehmend unscharf und nur noch vereinzelt entwickelt.
Deutlich kanalisierte fluviatile Sequenzen treten generell nicht auf.
Dethlingen-Formation (KM 4630 bis KM 4429,7)
Ab KM 4630 wird das lückenhafte Profil der Dethlingen-Formation fast ausschließlich
durch tonsiltige Lithologien mit stark schwankenden Feinsandgehalten des Mud Flat-Sub-
environments aufgebaut. Fluviatile Sequenzen sind auf einzelne Schichtflutablagerungen
innerhalb der Tonebenen begrenzt. Lakustrine Ablagerungen sind nicht beobachtet
worden.
Hannover-Formation (KM 4429,7 bis KM 4299)
Die genaue Bestimmung der Untergrenze der Hannover-Formation ist wegen einer Kern-
lücke von ca. 35 m nicht möglich. Direkt nach Wiedereinsetzen der Kernmarsch bei KM
4429,7 sind in die tonsiltigen Mud Flat-Sedimente vielfarbige, laminierte Tonhorizonte
zwischengelagert, die eine voll-lakustrine Fazies repräsentieren. Insgesamt wurden vier
dieser Horizonte aufgenommen. Der Übergang zum basalen Zechstein ist nicht gekernt.
Interpretation: Die Sedimentation des Rotliegenden in der Bohrung Stavenhagen 1/76 setzt
an der Basis der Parchim-Formation (52,9 m) mit dem Einschub eines gleichförmigen,
moderatenergetischen Konglomeratpakets der braided plain-Fazies ein. Nach Aussetzen
der Schüttungen etabliert sich in der oberen Parchim-Formation eine proximale Sand Flat-
Fazies.
Die insgesamt 289 m umfassende Mirow-Formation ist in der Bohrung Stavenhagen 1/76
nur durch generell niedrigenergetische fluviatile Fazies repräsentiert. Zum Top nimmt
dieser Einfluß sukzessiv zugunsten des Mud Flat-Subenvironments ab.
Die 200 m mächtige Dethlingen-Formation der Bohrung Stavenhagen 1/76 zeigt eine
Phase der relativen Ruhe an, in der monofaziell Sedimente des Mud Flat-Subenvironments
zur Ablagerung kommen.
Die Sedimentation der Hannover-Formation (130 m) verdeutlicht neben einer überwie-
genden Mud Flat-Fazies auch eine starke Beeinflussung durch den beckenzentralen peren-
nierenden Salzsee, der bei Seenspieglhochständen das Gebiet bedeckte. Die bunten, lami-
nierten Tonsteinlagen dieser Bohrung sind als Litholeithorizonte nach BEHRENDT (1990,
1993) im zentralen Teil des NEDB lateral beckenweit zu korrelieren.
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 78
5.2 Brandenburg
5.2.1 Angermünde 1/68
Dethlingen-Formation (3945 m bis KM 3880,2)
Über den andesitischen Effusiva des Permokarbons beginnt das Profil der Dethlingen-
Formation mit einer ca. 1,3 m hohen, matrix-gestützten Konglomeratlage. Überlagernd ist
eine knapp 5 m mächtige Grobsandsteinsequenz in proximaler fluviatiler Fazies einer
ephemeren Überschwemmungsebene anzutreffen. Im weiteren Profil zeigt sich eine tonsil-
tig ausgebildete Mud Flat-Sedimentation mit zwischengelagerten medialen fluviatilen Ab-
schnitten von 5 m bis knapp 10 m Mächtigkeit. Vereinzelt treten dünne Lagen (<30 cm)
schwach laminierter Tonsteine der Playa See-Fazies auf.
Hannover-Formation (KM 3880,2 bis 3801,5 m)
Die Untergrenze der Hannover-Formation bei KM 3880,2 liegt an der Basis einer ca. 3 m
mächtigen Schicht von schwach laminierten Tonsteinen des Playa See-Subenvironments.
Im Hangenden folgt eine intensive Wechsellagerung von überwiegend tonsiltigen Ton-
ebenen Sedimenten mit lakustrinen Einheiten. Ungewöhnlich sind zwei Vorschübe
medialer fluviatiler Fazies mit zum Teil kanalisierten, fein- und mittelsandigen Sequenzen
bei KM 3857 - 3853 und KM 3806 - 3802.
Interpretation: Das Einsetzen der Rotliegend-Sedimentation mit der 65 m mächtigen
Dethlingen-Formation in der Bohrung Angermünde 1/68 ist nur sehr schwach fluviatil
ausgeprägt. Den weiteren Verlauf kennzeichnet eine kontinuierliche Mud Flat Sedi-
mentation, die nur von einzelnen fluviatilen Einschüben in medialer Fazies der Über-
schwemmungsebenen und gelegentlichen Playa See Perioden unterbrochen wird.
Die knapp 79 m umfassende Hannover-Formation vermittelt das Bild eines sehr ruhigen
Ablagerungsmilieus von Mud Flats und Playa Seen, das nur vereinzelt durch fluviatile Ein-
schübe unterbrochen wird.
Das mit lediglich 143 m insgesamt stark reduzierte Profil des Rotliegenden und das postu-
lierte Fehlen der Havel-Subgruppe deuten auf eine Schwellenlage der Bohrung
Angermünde 1/68 hin. Erst im Zuge der fortschreitenden Subsidenz des NEDB während
der Elbe-Subgruppe wurde der Raum Angermünde in die Sedimentation einbezogen.
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 79
5.2.2 Chorin 1/71
Hannover-Formation (KM 3810,5 bis KM 3749,3)
Mit einer messerscharfen Kontaktgrenze bei KM 3810,5 beginnt die Abfolge der
Hannover-Formation mit tonigen Playa See-Sedimenten über andesitischen Effusiva des
Permokarbons (Abb. 10.27 Anhang A, S. A-21). Überlagernd ist das Profil von einer eng-
schichtigen Wechsellagerung des Playa See- und des Mud Flat-Subenvironments
dominiert. Bei KM 3796 - 3793 ist eine unscharfe Sequenz, schlecht sortierter
Feinsandsteine des distalen Bereichs der ephemeren Überschwemmungsebene
eingeschaltet. Bei KM 3750,5 beginnt 1,5 m unterhalb des Tops mit der
faziesunabhängigen Bleichung des Profils das Grauliegend. Graue Kalksteine des
Zechsteins bei KM 3749,2 bilden die Obergrenze des Rotliegend Profils der Bohrung
Chorin 1/71.
Interpretation: Das durchgängig sehr feinklastische und geringmächtige Profil zeigt eine
kontinuierlich ruhige Faziesentwicklung mit Mud Flat- und Playa See-Subenvironments
an. Sogar direkt am Kontakt zu den liegenden Effusiva stehen Tonsiltsteine an.
Das Gebiet der Bohrung Chorin 1/71 war bis zur Hannover-Epoche Denudationsgebiet und
wurde erst durch die thermische Subsidenz des NEDB in die feinklastische Sedimentation
der obersten Hannover-Formation einbezogen.
5.2.3 Zehdenick 2/75
Mirow-Formation (KM 4492,2 bis KM 4378,4)
Über feinkörnigen, homogenen, dunkelrot gefärbten Sandsteinen des Karbons setzt die
Mirow-Formation bei KM 4492,2 diskordant in grobklastischer, fluviatiler Fazies der
proximalen distributary Zone des Terminal Fan-Subenvironments ein. Auf den basalen
10 m stehen wiederholt bis zu 1,5 m mächtige, dichtgepackte Konglomeratlagen innerhalb
der überwiegend grobkörnigen Sandsteine an. Überlagernd sind bis KM 4416 sehr schlecht
sortierte, grobkörnige, hochenergetische, kanalisierte Sandsteinkörper mit Mächtigkeiten
von bis zu 7 m anzutreffen. Ab KM 4416 nimmt die Strömungsenergie sukzessiv ab und
eine mediale distributary Fazies des Terminal Fans-Subenvironments dominiert bis KM
4391,2. Den obersten Abschnitt der Mirow-Formation (ca. 13 m) repräsentiert eine fein-
sandig tonsiltige Wechselfolge der Mud Flat-Fazies. Zwischengelagert sind drei homogene
Tonsteinlagen, die als Vertreter des Playa See-Subenvironments Fossilien der Gattung
Medusina limnica aufweisen.
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 80
Dethlingen-Formation (KM 4378,4 bis KM 4178,1)
Der Beginn der Dethlingen-Formation liegt bei KM 4378,1 an der Basis eines gut sor-
tierten, ca. 4,5 m hohen, kanalisierten, mehrstöckigen Feinsandsteinkörpers mit deutlicher
Schrägschichtung eines hochenergetischen Ablagerungsregimes. Diese Lage ist die Basis
eines insgesamt 68 m langen Abschnittes, der durch sehr schlecht sortierte, grobkörnige
Sandsteine des proximalen fluviatilen Systems der ephemeren Überschwemmungsebenen
dominiert wird. Mittel- und großskalige Schrägschichtungssets mit Einfallwinkeln von bis
zu 28° zur Bohrachse sind die vorherrschenden Texturen. Bei KM 4309,6 geht die
Strömungsenergie der fluviatilen Serien deutlich zurück und ein genereller Trend zu immer
feineren Lithologien setzt sich durch. Die Fazies geht fließend zum Hangenden in mediale
(bis KM 4281,5) und in distale ephemere Überschwemmungsebenen über. Ab KM 4273,6
etabliert sich eine Mud Flat-Sedimentation mit hauptsächlich feinsandigen Lithologien.
Vereinzelt zwischengeschaltet sind homogene Tonsteine der Playa See-Fazies.
Von KM 4227,2 bis zum Top der Dethlingen-Formation zeigt sich eine rhythmische,
Wechselfolge von bis zu 10 m mächtigen Gesteinseinheiten distaler fluviatiler Über-
schwemmungsebenen und tonsiltig-feinsandigen Mud Flat-Sedimenten.
Hannover-Formation (KM 4178 bis KM 4001,5)
Die Basis der Hannover-Formation bildet die Untergrenze der erstmals im Profil auftre-
tenden, vielfarbigen, deutlich laminierten Tonsteine einer voll-lakustrinen Playa See-Fazies
bei KM 4178. Überlagernd entwickelt sich eine ruhige Mud Flat Sedimentation mit stark
schwankenden feinsandigen bis tonsiltigen Lithologien. Regelmäßig zwischengelagert sind
bis 3 m mächtige Playa See-Sedimente, die überwiegend als engschichtige Ton-Silt-
Feinsand-Lagen ausgebildet sind (Lithotyp M(Sf), p).
Interpretation: In der Bohrung Zehdenick 2/75 fehlt die Parchim-Formation. Die 144 m
umfassende Mirow-Formation setzt erosiv und diskordant über Sandsteinen des Karbons
mit der sehr intensiven Schüttung eines ca. 100 m mächtigen Grobsandsteinkörpers in
hochenergetischer, proximaler fluviatiler Fazies eines Terminal Fans ein. Nach einer Phase
der relativen Ruhe im oberen Abschnitt folgt die Dethlingen-Formation mit erneutem Pro-
gradieren von ca. 90 m mächtiger, hochenergetischer, schlechtsortierter Fazies der ephe-
meren Überschwemmungsebene (Hauptsandstein). Im weiteren Verlauf geht der Einfluß
deutlich zurück und mit der Hannover-Formation etabliert sich eine etwa 177 m hohe Ab-
folge von Mud Flat- und Playa See-Fazies.
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 81
5.2.4 Zootzen 1/75
Altmark/Müritz-Subgruppe (5132,5 m bis KM 5076)
Das Unterlager des sedimentären Rotliegenden der Bohrung Zootzen 1/75 sind Effusiva
überwiegend andesitischer Zusammensetzung aus dem Oberkarbon (HOTH ET AL. 1993).
Die bei KM 5125,9 einsetzende Kernmarsch zeigte eine grobklastische Serie, die von
basalen, dicht gepackten feinkiesigen Konglomeraten bis zu KM 5122 in moderat sortierte
Mittelsandsteine übergeht. Mit scharfem Wechsel folgt eine voll-lakustrine Fazies mit
zunächst 0,4 m grauem, mikritischen Kalkstein gefolgt von ca. 1,5 m dunkelgrauen merge-
ligen Kalken und etwa 1,8 m deutlich karbonatischen laminierten Tonsteinen. Bei KM
5118 folgt wiederum eine nur für 1,5 m dokumentierte Grobsandsteinlage. Nach einer
Lücke in der Kernmarsch von 30 m ist ab KM 5086,9 bis zum Top eine rein lakustrine
Fazies ausgebildet mit eingeschalteten Abschnitten von aquatisch eingetragenen Fein-
klastika.
Parchim-Formation (KM 5076 bis 4947,6)
Die Untergrenze der Parchim-Formation bildet ein sehr schlecht sortiertes Grobsandstein-
paket von ca. 10 m Höhe mit einzelnen dicht gepackten konglomeratischen Lagen. Das
Profil zeigt eine deutliche Korngrößenzunahme zum Hangenden und geht ab KM 5066 in
ein mittel bis grobkiesiges, dicht gepacktes Konglomerat über. Die sehr hohe Strömungs-
energie der proximalen fluviatilen Fazies in diesem Abschnitt ist durch die maximal
gemessene Korngröße von 0,5 m, die weitestgehend ungerundeten Klasten und die über-
wiegend offenen Porenräume (open framework) dokumentiert.
Ab KM 5065,5 zeigen die durchgehend schlecht sortierten, dicht gepackten fein- bis
mittelkiesigen Konglomerate der braided plain-Fazies lediglich untergeordnet Abschnitte
mit offenen Poren. Die maximal gemessene Korngröße erreicht nur noch in Ausnahme-
fällen mehr als 10 cm. Grobsandsteinlagen mit stark variierenden Mächtigkeiten treten
regelmäßig auf.
Bei KM 5008 beginnt ein Trend zu immer feineren Korngrößen und es folgen ca. 14 m
matrix-gestützte, moderat sortierte, feinkiesige Konlgomerate des braided plain-Subenvi-
ronments. Ab KM 4989,7 vollzieht sich ein scharfer Wechsel zu grobsandigen Lithologien
des Sand Flat-Subenvironments, das intern eine deutliche Abnahme zu feinsandigen Korn-
größen am Top hin aufzeigt.
Mirow-Formation (KM 4947,6 bis KM 4771)
Mit der ersten Schüttung schlecht sortierter, grobkörniger, großdimensional schrägge-
schichteter Sandsteine der proximalen distributary Zone beginnt ab KM 4974,6 die
Terminal Fan-Fazies der Mirow-Formation. Nach einer etwas ruhigeren Phase ab KM
4930,4 mit medialer Fazies setzt bei KM 4920,4 eine erneute Sedimentation von 10 m
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 82
mächtigen, hoch energetischen, kanalisierten Grobsandsteinen ein, die interne
Schichtungswinkel bis 25° zur Bohrachse aufweisen.
Überlagernd etablieren sich ab KM 4910,2 die sehr differenzierten Abfolgen der medialen
distributary Zone des Terminal Fans. Im weiteren Verlauf des Profils der Mirow-
Formation zeigt sich ein deutlicher Trend zu immer geringeren Strömungsenergien. Die
Fazies wechselt zwischen den medialen und distalen Bereichen der distributary Zone des
Terminal Fan-Subenvironments. Regelmäßig zwischengelagert sind bis zu 7 m hohe Ab-
folgen mit Mud Flat-Fazies und bis 1,5 m mächtige Tonsteine des Playa Sees mit Fossilien
von Medusina limnica.
Von KM 4825,4 bis zum Top der Mirow-Formation progradiert wieder mediale fluviatile
Fazies, mit zum Teil gut sortierten, bis 4 m hohen, einstöckigen kanalisierten Feinsand-
steinlagen in steiler interner Lagerung zur Bohrachse (<25°).
Dethlingen-Formation (KM 4771 bis KM 4577,8)
Die exakte Lokation der Untergrenze der Dethlingen-Formation ist wegen einer knapp
10,5 m hohen Kernlücke nicht genau bestimmbar. Mit dem Wiedereinsetzen der Kern-
marsch bei KM 4771 zeigt sich eine kontinuierliche, sehr niedrig energetische, von
Schichtfluten dominierte Fazies der distalen Bereiche ephemerer Überschwemmungs-
ebenen. Tonsiltige Feinsandsteine des Mud Flat-Subenvironments und vereinzelt auch
lakustrine Playa See-Sedimente mit Hydromedusen sind innerhalb dieses Profilabschnittes
anzutreffen. Ab KM 4628 erfolgt ein relativ deutlicher Übergang zur Mud Flat-Fazies mit
vereinzelt eingeschalteten, geringmächtigen homogenen Tonsteinen des Playa See-
Subenvironments.
Hannover-Formation (KM 4577,8 bis KM 4331)
Die Untergrenze der Hannover-Formation in der Bohrung Zootzen 1/75 liegt an der Basis
einer 0,5 m hohen schwach laminierten Tonsteinlage des Playa See-Subenvironments.
Überlagernd wird das Profil vom faziellen Wechsel der lakustrinen Einheiten und der Mud
Flat Sedimente aufgebaut. Fluviatile Abfolgen sind auf eine ca. 4 m mächtige, tonsiltige
Feinsandlage mit kleindimensionalen Schrägschichtungssets einer distalen Über-
schwemmungsebene begrenzt.
Interpretation: Die basale, 56,5 m hohe Einheit der Bohrung Zootzen 1/75 wurde von
GAITZSCH (1995) anhand der angetroffenen Fossilienassoziationen in die Altmark-Sub-
gruppe gestellt. Dabei zeigen die stabilen karbonatischen lakustrischen Abschnitte ein
überregional angeschlossenes Drainagesystem an. Inwieweit die Sedimente auch der
Müritz-Subgruppe zugerechnet werden sollten ist fraglich. Es ist unwahrscheinlich, daß ein
5 Beschreibung und Interpretation der Bohrprofile 83
Ablagerungsraum der Altmark-Epoche während der Müritz-Phase Denudationsgebiet war,
und anschließend fluviatile Basissedimente der Parchim-Formation über lakustrine Fazies
progradieren. Das würde einer Schichtlücke von ca. 20 Ma entsprechen. Daher ist eine
Einordnung des angesprochenen Profilabschnittes in das Unterrotliegend aus
sedimentologischer Sicht unwahrscheinlich. Zudem bildet die Bohrung Zootzen 1/75 eine
Ausnahmestellung, zeigen doch die benachbarten Bohrungen im Raum Zehdenick, Feld-
berg oder Wesenberg keine vergleichbaren Fazies- oder Fossilassoziationen.
Die mit einem coarsening upward einsetzende Schüttung der insgesamt ca. 130 m mäch-
tigen Parchim-Formation ist mit seinen im unteren Abschnitt deutlich entwickelten hohen
bis sehr hohen Strömungsenergien ein Grenzfall. Die Frage, ob es sich bei diesen Abfolgen
nicht auch um eine sheet flood-dominierte Alluvial Fan-Fazies handeln kann, ist diskus-
sionswürdig. Allerdings sprechen sowohl die Mächtigkeit dieser Sequenz mit lediglich ca.
30 m als auch die überlagernden deutlich ausgebildeten braided plain-Sedimente eher für
den proximalsten Bereich einer verzweigten fluviatilen grobklastischen Ebene. Mit dem
progressiven Aussetzen der fluviatilen Aktivitäten wird der obere Abschnitt der Parchim-
Formation von an Salzkrusten akkumulierten Sandsteinen der Sand Flat-Fazies vertreten.
Die 176 m umfassende Mirow-Formation weist eine ca. 45 m mächtige, sehr hochener-
getisch geschüttete fluviatile Basis auf. Diese, das gesamte Profil dominierende fluviatile
Fazies mit eingeschalteten Playa Seen deutet auf ein hohes Wasserangebot während der
Mirow-Formation hin.
Der Übergang zur Dethlingen-Formation (193 m) ist im Profil fließend. Der wichtigste
Punkt zur Abgrenzung ist ein deutliches Nachlassen der generellen Strömungsenergien,
verbunden mit dem Zurückweichen des fluviatilen Subenvironments. Im Laufe der
Dethlingen-Formation erfolgt dann auch der fazielle Umbau zu einer durch Mud Flats ge-
steuerten Sedimentation am Top.
Die Hannover-Formation mit 247 m zeigt eine kontinuierliche Mud Flat- und Playa See-
Sedimentation an. Eindeutig den bunten Litholeithorizonten zuzuordnende lakustrine Ton-
steine sind nicht angetroffen worden. Insofern ist der Raum Zootzen von den Seenspiegel-
hochständen des zentralen, gigantischen Salzsees nicht direkt beeinflußt worden.
6 Petrographie und Schwermineralogie 84
6 Petrographie und Schwermineralogie
6.1 Modalbestand
Das Spektrum der Gerüstkomponenten in den untersuchten Proben ist relativ schmal und
umfaßt monokristallinen und polykristallinen Quarz, Feldspäte (Kalifeldspäte und Plagio-
klase), lithische Gesteinsfragmente, Hellglimmer, Chert, Chalcedon und Schwerminerale
(Tabellen 10.1 bis 10.5 im Anhang A auf S. A-2 ff.).
Bezogen auf die Gesamtgesteinszusammensetzung im Untersuchungsgebiet schwanken die
Gehalte an monokristallinem Quarz in den Proben zwischen den Extremwerten von 6,7%
und 76,3% mit einem Mittelwert von 46,3%. Die Körner zeigen überwiegend angerundete
bis subangulare Kornformen, undulöses Auslöschen ist vereinzelt beobachtbar.
Polykristalliner Quarz tritt im Bereich bis 17% mit einem durchschnittlichen Gehalt von
4,3% auf. In der Regel setzen sich die polykristallinen Quarzkörner aus mehr als 5
Kristallen zusammen, wobei die Kontakte fast immer scharfkantig suturiert sind und nur
ganz selten gerade Linien bilden.
Die Feldspatgehalte erreichen innerhalb der Sandsteine einen Maximalwert von 6,7% bei
einem Mittelwert von 1,4%. Die Verteilung von Kalifeldspäten und Plagioklasen variiert
und zeigt keine gerichteten Trends. Die Kornformen schwanken zwischen kantengerundet
und gut gerundet. Während die Plagioklase ihre charakteristischen Zwillingslamellen
(Albit-Gesetz) aufweisen, ist ein Großteil der Kalifeldspäte nicht verzwillingt oder zeigt
nur selten einfache Verzwillingungen nach dem Karlsbader Gesetz. Die Feldspatklasten
zeigen alle Stadien der Serizitisierung und untergeordnet auch Umwandlungen in Ton-
minerale oder Verdrängung durch Calcit.
Die lithischen Fragmente innerhalb der Gesteine erreichen einen Maximalwert von 64%
bei einem durchschnittlichen Vorkommen von 8,7%. In Kapitel 6.2 werden die Textur und
die Herkunft (sedimentär oder vulkanitisch) der Fragmente besprochen.
Hellglimmer treten regelmäßig auf, wobei deren Gehalte jedoch aufgrund der sehr kleinen
Korngrößen bei dem hier angewendeten point counter-Verfahren unterbewertet sind. Es
handelt sich dabei um plattige Kristalle mit einer sehr guten Spaltbarkeit und ausgefransten
Enden. Die Körner sind parallel zur Schichtung eingeregelt und zeigen bei direktem Korn-
kontakt unebene Kompaktionsdeformationen. Dünne tonsiltige Lagen können hellglimmer-
führend auftreten.
Die angerundeten bis sehr gut gerundeten Chert-Klasten treten nur sehr selten auf. Diage-
netischer Chalcedon ist nur vereinzelt beobachtbar (z.B. in der Bohrung Prerow 1/65).
Das Bindemittel (Matrix) der Gesteine ist fast ausschließlich tonig-ferritisch und enthält
neben Hellglimmern auch Bruchstücke und Splitter von Quarz. Als Zemente treten Calcit,
6 Petrographie und Schwermineralogie 85
Anhydrit und Quarz sowie untergeordnet Feldspat-Blastese auf. Die häufigste Zementart
ist der Calcit, wobei dieser fein verteilt in den Zwickeln oder als spharitische Kristalle
großflächig poikilotopisch auftreten kann (Abb. 10.43 Anhang A, S. A-31). Die Anteile an
calcitischem Zement erreichen maximal 27,7% bei einem Durchschnittswert von 8,8%.
Anhydritischer Zement tritt häufig fein verteilt oder in Zwickeln als langprismatische
Kristalle auf (Abb. 10.41 Anhang A S. A-30). In bindemittelarmen und –freien
Sandsteinen kommt er ebenso als großflächige Kristalle poikilotopisch vor (Abb. 10.36
Anhang A, S. A-26). Der Gehalt liegt in den Sandsteinen bei einem Maximalwert von
32,7% und schwankt um den Mittelwert von 6,8%.
Quarz-Blastese ist in den untersuchten Schliffen deutlich an Staubrändern zu erkennen, die
die Kornformen nachzeichnen. In einigen Proben ist Quarz mit bis zu 27% die absolut
dominierende Zementart (Abb. 10.45 Anhang A, S. A-32). Insgesamt ist dieser mit durch-
schnittlichen Gehalten von 3,8% jedoch weniger häufig als Calcit und Anhydrit. Dabei
zeigen sich in einigen Proben unterschiedliche Abfolgen der Zementation. Quarz ist in der
Regel der primäre Zement und tritt an den Kornrändern auf. Nachfolgend setzt Calcit-
und/oder Anhydrit-Zementation in den offen gebliebenen Porenräumen ein, wobei diese
nicht immer eindeutig zeitlich zu trennen sind (Abb. 10.42 Anhang A, S. A-30)
Selten zu beobachten ist Feldspat-Blastese von Plagioklasen und Kalifeldspäten, wobei
dann die Sproßung meist im kristallographischen Kontinuum erfolgte. Diese Neubildungen
sind aber auf einzelne Körner beschränkt (Abb. 10.44 Anhang A, S. A-31).
Nennenswerte Porositäten sind nur in sehr grobkörnigen Sandsteinen der Bohrung Zeh-
denick 2/75 mit bis zu 6,3% beobachtet worden. In einer Probe zeigte sich eine deutliche
sekundäre Reduzierung der Porosität durch authigen gebildete, nadelige Überzüge
(coatings) von vermutlich Chlorit oder Illit (Abb. 10.46 Anhang A, S. A-33).
Bei den untersuchten Sandsteinen (N=62) mit einem Matrixgehalt von <15% handelt es
sich im Arbeitsgebiet ausnahmslos um Litharenite, Sublitharenite und Quarzarenite (nach
FOLK 1974 und PETTIJOHN ET AL. 1987) mit einem durchschnittlichen Modalbestand von
Q83%F2%L15% (Abb. 6.1). Subarkosen treten nur ganz vereinzelt auf.
Die Entwicklung des Modalbestandes der Sandsteine wird durch die Aufgliederung in die
vier Formationen des sedimentären Oberrotliegenden 2 deutlich. Daten aus der Altmark-
und Müritz-Subgruppe sind zu spärlich für eine ausführliche Diskussion. Die Modalbe-
stände zeigen aber kaum Unterschiede zu den überlagernden Havel- und Elbe-Subgruppen.
Die Litharenite und Sublitharenite der Parchim-Formation haben eine durchschnittliche
Zusammensetzung von Q60F2L38 und zeigen einen sehr hohen Anteil an lithischen Frag-
menten an. In den folgenden Mirow- Q82F2L16 und Dethlingen-Formationen Q91F2L7 ent-
wickelt sich ein deutlicher Trend der Reduktion der lithischen Fragmente bei gleichblei-
benden Feldspatgehalten (Abb. 6.1).
6 Petrographie und Schwermineralogie 86
Dethlingen-Formation Hannover-Formation
Mirow-FormationParchim-Formation
Havel- und Elbe-Subgruppe
Subarkose
Quarzarenit
Sublitharenit
ProbenlokationA
rkos
e
lith
isch
eA
rkose
arkosisch
erL
itharen
itL
itharen
it
Q
LF
Q
LF
Q
LF
Q
LF
Q
LF
Brandenburg
Mecklenburg-Vorpommern
Abb. 6.1: Modalbestand und Nomenklatur der Sandsteine am Nord- und Südrand des NEDB im ternärenQuarz-Feldspat-Lithische Fragmente-System (Q-F-L) nach FOLK (1974) und PETTIJOHN ET AL. (1987).
6 Petrographie und Schwermineralogie 87
Während die Sandsteine der Dethlingen-Formation ausschließlich als Sublitharenite und
Quarzarenite anzusprechen sind, so treten innerhalb der überlagernden obersten Hannover-
Formation mit einem durchschnittlichen Modalbestand von Q85F2L13 wieder vermehrt
Litharenite mit höheren Gehalten an lithischen Fragmenten auf (Abb. 6.1).
Der Vergleich der durchschnittlichen Modalbestände von Sandsteinen des Süd- und
Ostrandes des NEDB (Raum Brandenburg) mit Q89F3L9 und Proben vom Nordrand
(Mecklenburg-Vorpommern) mit Q75F1L24 verdeutlicht einen viel höheren Gehalt an
lithischen Fragmenten am Nordrand. Demgegenüber steht ein mit 3% leicht erhöhter Feld-
spatgehalt mit vorwiegend Plagioklasen im Brandenburger Raum im Gegensatz zu 1% und
mehrheitlich Kalifeldspäten am Nordrand.
Gesteine mit mehr als 15% Matrixanteil werden als Grauwacken angesprochen. Bei den
untersuchten Grauwacken im Arbeitsgebiet handelt es sich um Quarzwacken, lithische
Grauwacken und nur ganz vereinzelt um arkosische Grauwacken mit einem durchschnitt-
lichen Gesamtmodalbestand von Q88F2L10. In der Abbildung 10.1 im Anhang A auf S. A-8
sind die Daten im Q-F-L-System dargestellt. Die Aufgliederung der Modalbestände der
Grauwacken in die Formationen der Havel- und Elbe-Subgruppen zeigt eine generell
gleichgestellte Entwicklung mit den vorher beschriebenen Sandsteinen an.
Die hier dargestellten Modalbestände der Rotliegendformationen vom Nordrand und Süd-
ostrand des NEDB zeigen eine ausgesprochen reife Zusammensetzung der Sandsteine und
Grauwacken bei nur geringfügigen Veränderungen an. Die generell nur sehr geringen Ge-
halte an verwitterungsempfindlichen Mineralen, wie z.B. die Feldspäte mit <3%, deuten
auf intensive Wiederaufarbeitung und Umlagerung der Sedimente hin. Die Anteile an
lithischen Fragmenten spiegeln die beckenweite Entwicklung wieder. Die initiale, über-
wiegend grobklastische Phase der Parchim-Formation zeigt einen generell sehr hohen Ein-
trag von Gesteinsdetritus an. Im Verlauf der nachfolgenden Mirow- und Dethlingen-For-
mationen geht dieser Eintrag, gekoppelt mit dem übergeordneten Trend zu feineren Korn-
größen, sukzessive zurück. Der deutliche Anstieg in den Werten der lithischen Fragmente
innerhalb der Hannover-Formation ist in erster Linie auf den Nordrand beschränkt. Dort
zeigt sich vor allem in den Profilen der beckenrandlich gelegenen Bohrungen Prerow 1/65,
Richtenberg 3/65 und Friedland 2/70 ein vermehrter Eintrag klastischen Detritus bis zur
Transgression des Zechsteins (vgl. Kap. 7.3).
Die generell geringeren Werte an Gesteinsbruchstücken in den Formationen am Süd-
ostrand könnten dort auf einen längeren Transportweg hinweisen. Die leicht erhöhten Feld-
spatgehalte mit vorwiegend Plagioklasen lassen sich mit einer von Südosten kommenden
Sedimentation erklären, wo neben sauren Effusiva vor allem plagioklasreiche Andesite in
den Liefergebieten erodiert wurden (vgl. folgendes Kapitel).
6 Petrographie und Schwermineralogie 88
6.2 Liefergebietsanalyse
Für die Untersuchung der Lithologien der Liefergebiete wurden wegen der hohen Gehalte
an lithischen Fragmenten die schlecht sortierten, mittel- bis grobkörnigen Sandsteine der
Lithotypen Sc(Sf), r, Sc(M), p und Sc(Sf), l ausgewählt. In der folgenden Abbildung (Abb.
6.2) sind die Parameter Quarz (monokristallin), Feldspäte (Kalifeldspäte + Plagioklase)
und lithische Fragmente in einem ternären Diagramm (Qm-F-L) aufgetragen. Ebenfalls
eingetragen sind die Felder der tektonischen Systeme nach INGERSOLL & SUCZEK (1979).
Craton
interior
Quartzose
Recycled
Transitional
Recycled
Transitional
continental
Transitional
arc
Undissected
arc
Lithic
Recycled
Recycled arc
Basement uplift Dissected
arc
Qm
Elbe-Subgruppe
Havel-Subgruppe
LtF
Bohrungen Brandenburg
Bohrungen Brandenburg
Mirow-Formation
Mirow-Formation
Parchim-Formation
Parchim-Formation
Bohrungen Mecklenburg-Vorpommern
Bohrungen Mecklenburg-Vorpommern
Qm
LtFAbb. 6.2: Modalbestand der mittel- bis grobkörnigen Sandsteine eingetragen in einem monokristallinenQuarz-Feldspat-lithische Fragmente-Diagramm (Qm-F-L). Tektonische Felder nach INGERSOLL & SUCZEK
(1979).
Die eingetragenen Daten zeigen ein für das gesamte Oberrotliegend konstantes, quarz-
reiches, kratonales und aufgearbeitetes Liefergebiet an. Sowohl die Rotliegendformationen
selber als auch der Vergleich von Brandenburg und Mecklenburg-Vorpommern zeigen
6 Petrographie und Schwermineralogie 89
keine großräumigen und zeitlichen Unterschiede an (Abb. 6.2). Betrachtet man die
lithischen Fragmente genauer, so können im Wesentlichen drei Lithologien in den Liefer-
gebieten unterschieden werden: Vulkanite, siliziklastische und karbonatische Sedimente.
Die Vulkanite werden weiter in überwiegend saure und intermediäre (andesitische) Effu-
siva gegliedert.
Lithische Fragmente vulkanitischen Ursprungs sind die mit großem Abstand häufigsten,
meistens sogar einzigen Gesteinsbruchstücke innerhalb der Rotliegendgesteine im Arbeits-
gebiet. Genetisch entsprechen diese den permokarbonischen Effusiva, die das Unterlager
des sedimentären Rotliegenden im gesamten Becken bilden. Da über die Texturen und die
Geochemie der Vulkanite in anderen Arbeiten bereits intensiv berichtet wurde (z.B. MARX
ET AL. 1995, BENEK ET AL. 1996, BREITKREUZ & KENNEDY 1999 u.a.), soll hier nur ein
kurzer Überblick gegeben werden.
In den Bohrprofilen Mecklenburg-Vorpommerns bilden Gesteinsbruchstücke von sauren
Vulkaniten mit wenigen Ausnahmen die einzige Fraktion. Zu diesen Effusiva werden Ge-
steine rhyolitischer bis dazitischer Zusammensetzung zugeordnet, wobei häufig Misch-
formen dieser beiden Typen auftreten. Die verbreitetsten Fragmente sind megaskopisch
vorwiegend dichte Gesteine mit gar keinen oder wenigen Einsprenglingen von Quarz oder
seltener von Feldspat. Die Quarzklasten können auch mitunter embayment-Strukturen auf-
weisen (Abb. 10.38 Anhang A, S. A-27). Die Kalifeldspatklasten sind ideomorph und
zeigen häufig Karlsbader-Verzwilligungen. Die Plagioklase haben einen hypideomorph-
tafeligen Habitus und sind generell stärker umgewandelt (vor allem serizitisiert).
Daneben sind regelmäßig Rhyolithgerölle mit einer mikropoikilitischen Textur anzu-
treffen. Hierbei handelt es sich um ein nadeliges Geflecht aus Quarzkristallen in deren
Zwickeln Feldspäte xenomorph körnig sitzen (Abb. 10.35 Anhang A, S. A-25). Vielfach
sind auch fluidal texturierte Rhyolithe zu beobachten, die eine lagige bis schlierige An-
ordnung von Grundmassekristallen und Erzpartikeln aufweisen (Abb. 10.39 Anhang A, S.
A-28). Einsprenglinge von Quarz sind selten und zeigen dann ebenfalls eine lagenparallele
Ausrichtung. Gelegentlich treten Rhyolithe mit Mandelsteintexturen auf. Diese besitzen
eine massige Grundmasse, in die rundliche bis ovale Mandeln von Quarz eingeschaltet
sind. Ganz selten sind perlitische Texturen (Abb. 10.36 Anhang A, S. A-26) sowie radial-
und axialstrahlig sphärulithisch entglaste Fragmente saurer Effusiva zu beobachten (Abb.
10.40 Anhang A, S. A-29).
Gesteinsfragmente basaltischer, andesitischer oder metamorpher Herkunft, wie sie ganz
vereinzelt von WEGNER (1972) im Mecklenburg-Vorpommerschen Raum angetroffen
wurden, konnten im Rahmen dieser Studie nicht nachgewiesen werden.
Die Bohrprofile auf dem Gebiet Brandenburgs zeigen eine überwiegende Anzahl von Ge-
steinsfragmenten von basaltischen Mg-reichen Andesiten. Dabei handelt es sich in erster
Linie um angerundete bis subangulare Klasten, die eine opake Grundmasse besitzen, in der
6 Petrographie und Schwermineralogie 90
meist ein intersertales, wirr-strahliges Netzwerk von Plagioklaskristallen und unterge-
ordnet Quarzkristallen lagert (Abb. 10.37 Anhang A, S. A-26). Die Plagioklase in den
Andesiten zeigen im Vergleich mit den Feldspäten der sauren Vulkanite wesentlich
weniger sekundäre Umwandlungen. Sedimentäre Fragmente des Karbons wurden in den
bearbeiteten Bohrungen von Brandenburg nicht angetroffen.
Gesteinsfragmente sedimentärer Herkunft sind mit Ausnahme der Bohrung Prerow 1/65 in
allen anderen Profilen auf einzelne, meist gut gerundete Körner beschränkt, die als homo-
gene Silt- bis Feinsandsteine angesprochen werden. In dem überwiegend grobklastischen
Profil der Bohrung Prerow 1/65 haben sedimentäre Gesteinsfragmente einen Anteil von bis
zu 15%, wobei dieser von der Basis bis zum Top des Rotliegendabschnittes kontinuierlich
zunimmt (WEGNER 1972). Das breitgefächerte Spektrum der lithischen Klasten umfaßt
silziklastische und biogen-karbonatische Sedimente.
Strukturlose, bindemittelreiche (Chlorit) und schlecht sortierte sandige Grauwacken bis
Sandsteine sind die häufigsten siliziklastischen Gesteinsbruchstücke (Abb. 10.31 und 10.32
Anhang A, S. A-23). Die internen Komponenten zeigen durchgängig schlechte
Rundungsgrade. Daneben treten noch gut sortierte Feinsand- und Siltsteine in Erscheinung,
die gelegentlich eine interne Schichtung aufweisen (Flaserschichtung). Ebenfalls
regelmäßig zu beobachten sind homogene Tonsiltsteine die ovale Roteisengeoden führen
(Abb. 10.34 Anhang A, S. A-24).
Die weniger häufig zu beobachtenden biogenen Sedimentfragmente in der Bohrung Prerow
sind hauptsächlich grau-braun gefärbte Kalksteine mit Fossilien von Crinoiden und
Brachiopoden. Daneben treten noch oolithische Karbonatgesteine auf (Abb. 10.33 Anhang
A, S. A-24). WEGNER (1972) stellt diese Kalksteine ins Devon, während die silizi-
klastischen Fragmente vermutlich ordovizisches und karbonisches Alter haben.
Auf der Grundlage der beobachteten Bestände der lithischen Fragmente sind die permo-
karbonischen Vulkanite als die mit großem Abstand bedeutendsten Liefergesteine für die
Rotliegendklastika im Arbeitsgebiet anzunehmen. Dabei spiegelt sich die von BENEK ET
AL. (1996) publizierte Verteilung der Vulkanitassoziationen auch in den Geröllen wieder
(siehe Abb. 3.5 in Kap. 3.2.1, S. 22). Während der Raum Mecklenburg-Vorpommern fast
ausschließlich von den sauren Vulkaniten rhyolithischer bis dazitischer Zusammensetzung
gespeist wurde, zeigt sich in Brandenburg eine überwiegend andesitische Zusammen-
setzung der Liefergebiete. Interessanterweise haben die karbonischen Abfolgen als Liefer-
gesteine keine Bedeutung, obwohl sie nachweislich in einigen Bohrungen des Branden-
burger Raums (z.B. Zehdenick 2/75) diskordant unter dem Rotliegenden anstehen.
6 Petrographie und Schwermineralogie 91
6.3 Schwermineralspektren
Die untersuchten Schwermineralspektren von 29 Proben werden insgesamt von den opaken
Körnern mit Gehalten zwischen 83% und 97% dominiert. Die untersuchten Erzphasen (vor
allem Ilmenit und Titanomagnetit) stammen fast ausschließlich von sauren bis dazitischen
Vulkaniten (Ilmenit >> Titanomagnetit, NEGENDANK 2001 frdl. mdl. Mitt.) und zeigen das
gesamte Spektrum der nach NEGENDANK & NUN (1986) beschriebenen Oxidationsphasen
(C1 bis Hämatit-Pseudobrookit-Verwachsungen). Lediglich in den Proben der Bohrungen
Angermünde 1/68 und Friedland 2/70 sind vereinzelte ilmenohämatitische Körner beob-
achtbar, die auf eine plutonitische Herkunft hinweisen.
Sekundär haben die Erzphasen eine starke hydrothermale Oxidation erfahren. In allen
Proben sind weit fortgeschrittene Umwandlungen zu Goethit/Lepidokrokit sowie Limoniti-
sierungen, Hämatitisierungen und vereinzelt Granulitisierungen zu beobachten. Der fast
immer angetroffene Leukoxen bestätigt die Annahme einer starken sekundären Oxidation.
Ebenfalls in allen Proben zu beobachten sind umgewandelte Framboide von Pyrit, die in
den Sedimenten im Grenzbereich zwischen reduzierendem und oxidierendem Milieu ent-
stehen. In der Probe von der Bohrung Prerow 1/65 bilden diese Framboide zusammen mit
„Aggregaten“ von vermutlich Limonit das gesamte Spektrum der opaken Körner. Erz-
phasen sind dort nicht vertreten.
Das Spektrum an transparenten Schwermineralen ist in allen Proben sehr schmal. Als dia-
gnostische Phasten treten Zirkon, Apatit, Turmalin, Rutil, Monazit, Anatas, Baryt, Anhy-
drit, Fluorit und in ein Einzelfällen auch Titanit und Granat auf. In sechs Proben war der
Gehalt an transparenten Mineralen zu niedrig, um statistisch ausgewertet zu werden
(Tabelle 10.7 in Anhang A, S. A-9).
Im Folgenden werden die Mineralphasen kurz besprochen.
Zirkon: Die Gesamtgehalte an Zirkon schwanken in den Proben zwischen 30% und 90%
mit einem Mittelwert von 56%. Sie sind fast ausschließlich farblos und nur ganz vereinzelt
leicht rötlich gefärbt. Es kommen ideomorphe, langprismatische, scharfkantige Kristalle
vor, die in der Regel eine deutliche Zonierung und opake Einschlüsse aufweisen. Daneben
treten auch gut bis sehr gut gerundete Körner auf, die auf ihren Oberflächen tiefe Narben
haben. Innerhalb der Zirkonfraktion wurden diese beiden Korntypen getrennt ausgezählt.
Die scharfkantigen, frischen Körner treten im Bereich von 2% bis 67% mit einem
Mittelwert von 33,7% auf. Die gerundeten, umgelagerten Körnern sind mit Werten von 1%
bis 63% und einem Mittelwert von 22,4% erfaßt worden.
Auffällig ist, daß der Gehalt an den gerundeten Zirkonkörnern in den Proben des Branden-
burger Raums (Bohrungen Angermünde 1/68 und Zootzen 1/75) im Gegensatz zu
Mecklenburg-Vorpommern generell etwas höher liegt.
6 Petrographie und Schwermineralogie 92
Apatit: Apatit ist mit Gehalten zwischen 5% bis 50% und mit einem Mittelwert von 20%
die zweithäufigste Fraktion in den untersuchten Proben. Er tritt vor allem als gut bis sehr
gut gerundete oder als kurze, stumpfe, farblose Körner auf, die auf der Oberfläche
deutliche Narben aufweisen. Hexagonale, scharfkantige Plättchen sind nur zweimal
beobachtet worden. Spaltbarkeit ist bei muscheligem Bruch nicht zu erkennen.
Rutil: Der Anteil an Rutil schwankt in allen Proben um den Mittelwert von 14,8% mit
einem Maximalwert von 27% und einem Minimalwert von 2,5%. Die Körner zeigen die
charakteristischen sehr intensiven braunen, gelben und goldenen Farben. Die Kornformen
sind angerundet bis gerundet und das Relief ist sehr hoch. Typisch sind auch multi-
lamellare Verzwillingungen und vereinzelt treten auch „knieförmige“ Zwillinge auf.
Turmalin: Die Turmalingehalte liegen durchschnittlich um 6-8% mit Extremwerten bei 2%
und 46%. Die Turmaline sind fast ausschließlich kantengerundet bis gut gerundet. Häufig
sind auch nur Bruchstücke angetroffen worden. Langprismatische und stengelige Aggre-
gate sind sehr selten. Die Farben schwanken zwischen hellbraun, schwarz, bläulich und
grünlich und zeigen immer einen deutlichen Intensitätspleochroismus.
Anatas: Das Vorkommen von Anatas ist auf fünf Proben beschränkt und er tritt nur in einer
Probe mit 11,5% vermehrt auf (Bohrung Angermünde 1/68, Probe Am 8). Es handelt sich
um scharfkantig-ideomorph ausgebildete tetragonale Täfelchen und Bipyramiden. Die
Farbe schwankt zwischen blau und grau mit einem deutlichen, metallischen Glanz. Die in
den Proben angetroffenen Körner zeigen keine Doppelbrechung und stellen authigene
Neubildungen dar.
Monazit: Monazit tritt nur vereinzelt auf (<1%). Die stengeligen Körner sind angerundet
und zeigen eine schwache gelbliche Färbung.
Titanit: Dieses Mineral kommt nur sehr selten vor. Es handelt sich dabei um gerundete,
narbige Körner mit schwach gelblich-brauner Färbung bei harzartigem Glanz. Charakte-
ristisch ist das sehr hohe Relief und die Doppelbrechung.
Granat: Ein einziges, farbloses Korn wurde als Granat angesprochen. Es zeigt eine ange-
rundete Kornform bei isotropem Charakter und hohem Relief.
Desweiteren gehören der Schwermineralfraktion noch Anhydrit, Fluorit, Chlorit, Baryt und
Hellglimmer an. Diese sind aber in erster Linie als Bindemittel innerhalb der Sedimente
vorhanden und wurden daher nicht in die Analysen einbezogen.
6 Petrographie und Schwermineralogie 93
Insgesamt zeigen die Ergebnisse der Schwermineraluntersuchung in der Fläche als auch in
dem exemplarisch untersuchten Profil der Bohrung Stavenhagen 1/76 ein sehr schmales
Spektrum an. Es dominieren vor allem Zirkone, Apatite, Rutile und Turmaline, die eine
sehr stabile Vergesellschaftung anzeigen. Instabile detritische Minerale wurden nicht
gefunden. Die Gründe hierfür sind zum einem sicherlich die hohen Reifegrade der
Rotliegendgesteine generell. Die häufige Wiederaufarbeitung und Umlagerung der
Sedimente zerstörte die instabilen Schwerminerale. Ein weiterer Grund liegt auch in den
oxidierenden Paläogrundwässern im Rotliegenden, die ebenfalls zersetzend auf viele
Schwerminerale eingewirkt haben. Die Herkunft der resultierenden Mineralassoziationen
kann mit den, das Liefergebiet dominierenden, Lithologien der sauren bis andesitischen
Effusiva des Permokarbons erklärt werden.
Die hier dargestellten Schwermineralspektren in der Fläche und im Profil zeigen keine
Gesetzmäßigkeiten an, die eine Gliederung der Sedimente nach der Schwermineralführung
zulassen würden. Lediglich das vermehrte Auftreten von sedimentären, gut gerundeten
Zirkonen in den Bohrungen des Brandenburger Raums deutet hier auf einen längeren und
intensiveren Sedimentationsprozeß hin (HETZER, W., JUDERSLEBEN, G & GOTTESMANN,
W.: Schwermineralanalysen, Ergbenisbericht Bohrung Oranienburg 1/68, S. 64 ff.). In den
Bohrungen von Mecklenburg-Vorpommern dominieren scharfkantige, „frische“ Zirkone.
Daraus kann ein kürzerer Transportweg, verbunden mit einer nicht so intensiven Umla-
gerung der Sedimente, am Nordrand des NEDB abgeleitet werden.
Die Analyse der Erzphasen bestätigt die Annahme der permokarbonischen Vulkanite als
wichtigste Liefergesteine für die Rotliegendsedimentation. Nur untergeordnet sind für die
Bohrungen Friedland 2/70 und Angermünde 1/68 plutonitische Ausgangsgesteine
(Ilmenohämatite) nachweisbar.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 94
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung des Rotliegenden
Für die Darstellung der sehr mobilen und komplexen Faziesvergesellschaftungen des Rot-
liegenden innerhalb des NEDB zeigen die im Folgenden ausgewiesenen Faziesgürtel je-
weils nur den Bereich an, in dem sie dominant auftreten. Gerade in ariden kontinentalen
Ablagerungsräumen wie dem Rotliegenden sind klassische Verschiebungen der Fazies-
gürtel nicht gegeben. Vielmehr ist ein plötzliches Aussetzen verbunden mit einem Fazies-
sprung zu beobachten.
Die faziellen Interpretationen der in dieser Studie nicht bearbeiteten Rotliegend-Forma-
tionen in der Altmark-Region am Südrand des NEDB basieren im Wesentlichen auf voran-
gegangenen Arbeiten von LINDERT ET AL. (1990), STUMM ET AL. (1990a), STUMM ET AL.
(1990b), HELMUTH & SÜSSMUTH (1993), KLEDITZSCH & KURZE (1993), SCHNEIDER &
GEBHARDT (1993), PLEIN (1995), GAST ET AL. (1998) sowie den lithofaziellen Bohrungs-
berichten.
7.1 Altmark- und Müritz-Subgruppen
Informationen zur sedimentologischen und faziellen Entwicklung der Altmark- und
Müritz-Subgruppen sind auf dem Gebiet des NEDB nur aus einzelnen Bohrungen (z.B.
Schwaan 1/76 oder Zootzen 1/75) bekannt. Zudem sind diese Formationen größtenteils auf
der Grundlage lithofazieller Untersuchungen den Subgruppen zugeordnet worden (PLEIN
1995). Festzuhalten bleibt, daß die untersuchten Abfolgen der Altmark- und Müritz-
Subgruppen in den bearbeiteten Profilen kaum Unterschiede in der Fazies und der
Zusammensetzung zur Hangenden Havel-Subgruppe aufweisen. Lediglich die grauen,
mikritischen Kalkgesteine mit schwankenden Silikatgehalten aus der Bohrung Zootzen
1/75 nehmen eine Sonderstellung ein. Ein weiterer wichtiger Aspekt ist, daß in einigen
Profilen vollmarine Faunen (Fischreste) entdeckt wurden, die ein regional verknüpftes
Drainagesystem mit Zugang zum Meer voraussetzen (SCHNEIDER & GEBHARDT 1993).
Von paläogeographischen Interpretationen ist insgesamt jedoch abzusehen, da die sehr
lückenhafte Datenbasis zu viele Spekulationen erfordern würde. Eine Ausnahme bildet die
am äußersten Beckennordrand NW-SE verlaufende Strelasund-Senke, deren Entwicklung
durch die Verknüpfung von sedimentologischen und seismischen Studien bewertet werden
kann (RIEKE ET AL. 2001) und die hier im Folgenden kurz Zusammengefaßt wird.
Die Strelasund-Senke besteht aus einer NW-SE gerichteten Aneinanderreihung von Sub-
becken, die jeweils von NE-SW streichenden Hochlagen (Ausläufer des Richtenberg-
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 95
Hochs, Lütow-Hoch) begrenzt werden (Abb. 7.1). Die nachweislich schon im Karbon be-
stehende Senke (LINDERT 1994) verdankt ihre Morphologie bruchtektonischen, extensio-
nalen Deformationen aufgrund von duktilen, krustalen Bewegungen entlang des Stral-
sunder Störungssystems mit dextraler Scherung im Permokarbon.
A
A’
Usedom
Rügen
Lüt
ow-
Hoc
h
O S T S E E
Pew
1/65
Rn
4/64
Gst
1/73Binz
1/73
Rn
104/65
Ud
3/64
Pud
1/86
Lto
1/67
Gd
1/62
Gm
6/64
Ss
4/66
Ric
2/64Ric
3/65
Ric
4/65
Loss
1/70
Fdln
2/70
Barth
1/63
Rehg
16/63
Richtenberg-Hoch
Seismisches Profil
( 1993)
( 1972)
UnterrotliegendSubbecken und Außen-rand Strelasund-Senke
H OTH ET AL.
W EGNER
Profillinie Abb. 7.2
Bohrungslokation
bearbeitete Bohrung
Bohrungslokation20 Km
NE-deutsches Becken
54°
13°
13°
14°
14°
20’
40’
54°
20’
40’
Abb. 7.1: Räumliche Lage und morphologische Gliederung der Strelasund-Senke am NE-Rand des NEDB.
Die Verbindung der strukturellen Untersuchungen mit den sedimentologischen Auswer-
tungen der Bohrungen in einem Subbecken lassen stellvertretend Rückschlüsse auf die
Rotliegend-Entwicklung innerhalb der Senke zu. In der Abbildung 7.2 ist die in drei
Phasen untergliederte Entwicklung schematisch dargestellt.
I Syn-extensionale und post-extensionale Phase
Die Auswertung der seismischen Profile ergab einen als Top der permokarbonischen Vul-
kanite interpretierten Reflektor, der post-magmatische, nicht genauer datierbare tekto-
nische Ereignisse belegt. Innerhalb des zentral gelegenen Subbeckens befindet sich eine
Reihe steil NW streichender Störungen. Diese en-echelon angelegten Versätze werden als
dip-slip-Störungen interpretiert. Die vertikalen Abschiebungen erreichen lokal bis ca. 1 km
Versatz.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 96
WNW ESE
Lütow
HochRichtenberg
Hoch
Loissin
1/70
Alluvial Fans
Reinkenhagen
16/63
(arid)
(semiarid)
Alluvial Cones
braided plains
Phase I
Phase I
Phase II
ephemere Überschwemmungsebenen
thermisch induzierte
Absenkung des
NE-deutschen Beckens
Permokarbonische Vulkanite
Richtenberg
3/65
Basis Zechstein
debrisflows
Syn-extensionale und post-extensionale Phase
Post-extensionale Phase
Phase der regionalen Subsidenz
ca. 1 km
ca. 40 km
A A’
I
II
III
Abb. 7.2: Tektono-sedimentäre Entwicklung der Altmark-, Müritz- und Elbe-Subgruppen innerhalb derStrelasund-Senke. Die Lage des Profils (A-A‘) ist in Abbildung 7.1 dargestellt.
Die Ausgangsgeometrie des Beckens zeigt eine stark asymmetrische Form mit einem tek-
tonisch kontrollierten steilen SE-Rand und einem sanft ansteigenden NW-Rand (Abb. 7.2).
Die Sedimente der Phase I sind stark von der tektonisch generierten Morphologie beein-
flußt. In Bohrungen, die in unmittelbarer räumlicher Nähe zu den Störungen stehen, sind
bis zu ca. 700 m mächtige, sehr grobklastische Abfolgen von debris flow dominierten-
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 97
Alluvial Fans dokumentiert (Bohrung Loissin 1/70). Auf den flachen Hängen im NW-Teil
des Subbeckens werden fast ausschließlich geröllführende Sandsteine abgelagert (WEGNER
1972), die als Alluvial Cones interpretiert werden. Aus den Faziesassoziationen leitet sich
ein übergeordnetes arides Klima für die Phase I ab.
II Post-extensionale Phase
Die post-extensionale Phase ist ein Zeitraum der tektonischen Ruhe verbunden mit einem
klimatischen Übergang zu regelmäßigeren Niederschlägen. Das führt zu einer raschen
beckenweiten Verfüllung des Akkomodationsraums durch die komponenten-gestützten
Konglomerate des braided plain-Subenvironments. Diese Abfolgen erreichen Mächtig-
keiten von bis zu 312 m und können lokal in sehr hochenergetischem Milieu abgelagert
worden sein (z.B. Bohrung Loissin 1/70).
III Phase der regionalen Subsidenz
Die Phase der regionalen Subsidenz ist die abschließende Periode der Rotliegend-Ent-
wicklung innerhalb der Strelasund-Senke. Die Sedimentation wird durch zunehmende
thermische Subsidenz des im SW anstehenden NEDB gesteuert. Durch die Absenkung
wird das Richtenberg-Hoch im SW des Subbeckens in die Sedimentation der ephemeren
Überschwemmungsebenen einbezogen. Dadurch wird die vormals isolierte Strelasund-
Senke mit dem NEDB verbunden.
Die Abfolgen dieser Phase erreichen Mächtigkeiten von wenigen Metern im NE bis über
300 m im SW (Abb. 7.2). Da die Hauptphase der Absenkung des NEDB im obersten Rot-
liegenden (Elbe-Subgruppe) beginnt, sind die Sedimente dieser Periode mit in die
Dethlingen- und Hannover-Formationen einzustufen.
7.2 Havel-Subgruppe
7.2.1 Parchim-Formation
Die Parchim-Formation markiert die initiale Phase der beckenweiten Entwicklung des
Rotliegenden im Untersuchungsgebiet. Ausgehend von einer erneuten, extensiven Reakti-
vierung des tektonischen Regimes vorzugsweise an NW-SE streichenden Störungs-
elementen kommt es im Gebiet des NEDB zur Erweiterung der permokarbonischen
transtensiven pull apart-Becken (BACHMANN & GROSSE 1989, HOFFMANN 1990, ZIEGLER
1990). Ein System von konjugierten dextralen und sinistralen bruchtektonischen Trans-
formstörungen (strike slip-faults) kontrolliert die Beckenränder (siehe hervorgehobene
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 98
Störungsbahnen in Abb.7.3). Es sind dies die NW-SE streichende Rostock-Gramzow-
Störung im N und die etwa parallel verlaufende Elbe-Linie im S. Die südöstliche Begren-
zung bildet das NE-SW streichende Ahrendsee-Tiefenbruch-System (für Lokation siehe
Abb. 3.2, S. 15).
Die Sedimentation der Parchim-
Formation deutet auf ein in zwei
Teilbecken untergliedertes Abla-
gerungszentrum hin (Abb. 7.3).
Dies sind die Westmecklenburg-
Senke (WMS) im NW und die
beckenzentral gelegene Havel-
Müritz-Senke (HMS) mit jeweils
über 600 m mächtigen Abfolgen.
Getrennt werden sie von dem
Zentral-Mecklenburg-Hoch (ZMH).
Den Nordrand der parchimzeit-
lichen Ablagerungszentren bildet
das Richtenberg-Hoch (RH). Im E
und SE trennen die westlichsten
Ausläufer des Wollstein-Hochs
(WH) das Becken ab. Der Becken-
rand im S besteht aus den nördlich-
sten Ausläufern des Flechtingen-
Hochs und im SW aus dem
Altmark-Hoch (AH).
Die Morphologien der nördlichen und südöstlichen Beckenränder des NEDB zeigen stark
reliefierte und komplexe Strukturen an. Die Evaluierung von seismischen Profilen auf dem
Gebiet von NE-Brandenburg ergab neben einer ererbten herzynisch streichenden Wellung
des variskischen Vorlandes (GAST ET AL. 1998) auch eine strukturelle Gliederung in NE-
streichende Gräben und Horste (KLARNER 1993, BALTRUSCH & KLARNER 1993). Die in
Abbildung 7.3 gewählte Darstellung zeigt vereinfacht die Grabenstrukturen. Die herzy-
nisch streichenden Barnim-Senke (BaS) und Tuchen-Senke (TS) werden als pull apart-
Depressionen interpretiert.
Die erneute Auswertung von seismischen Profilen entlang des Richtenberg-Hochs (RH)
am Beckennordrand ergab ebenfalls mehrere kartierbare NE-gerichtete Strukturen (mdl.
Mitt. KOSSOW 2000), die als Grabenstrukturen interpretiert werden. Ähnliche Beobach-
tungen postulierten auch HELMUTH & SÜSSMUTH (1993). Jedoch zeigen in dem vorliegen-
OS T S E E
200
0
0
0
0
0
0
200
400
400
60
0
600
54° 54°
53°
12° 14°
53°
12° 14°
HMS
ZMH
?
?
?
?
?
WMS
TSBaS
BS
AH
RH
SS
WH
0 30 km
200Isopachen Parchim-Formation (m)
StörungBohrungslokation ( 1993)H OTH ET AL.
Bearbeitetes Bohrprofil
Bohrungslokation ( 1990a)S TUMM ET AL.
Abb. 7.3: Isopachenkarte der Parchim-Formation im NEDB(nach LINDERT ET AL. 1990, STUMM ET AL. 1990a, BALTRUSCH
& KLARNER 1993, HOTH ET AL. 1993 und diese Arbeit).Erläuterung siehe Text.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 99
den Fall die Grabenstrukturen eine zunehmende Verjüngung in Richtung NE und laufen
zum Richtenberg-Hoch hin aus (Abb. 7.3).
Die Genese der Grabenstrukturen wird mit beckenweiter Wrenchtektonik an NW-SE ge-
richteten Störungselementen ab dem Oberkarbon im NEDB in Verbindung gebracht. In der
Komplementärrichtung (NNE-SSW) wurden parallel Schwächezonen angelegt, die in den
späteren Bewegungsphasen (Unterperm) zur Entwicklung von Graben- und Halbgraben-
systemen führten. Der genaue Zeitpunkt der tektonischen Ereignisse ist nicht datierbar.
Jedoch weisen tholeiitische bis alkalische Basalte in der Altmark auf tektonische Aktivi-
täten direkt an der Basis der Parchim-Formation hin (MARX ET AL. 1995). Es ist zudem
davon auszugehen, daß diese Aktivitäten am Südrand und im Brandenburger Raum
wesentlich intensiver waren, als am Nordrand wo nachweislich keine Effusiva mehr geför-
dert wurden.
Die dominierende Struktur des Südrandes des NEDB ist die N-streichende Altmark-
Schwelle (AH). Die östliche Begrenzung bildet die subparallel verlaufenden Beber-Senke
(BS), deren Genese vermutlich mit den Grabensystemen in Zusammenhang steht.
Die sedimentologisch-fazielle Entwicklung der Parchim-Formation im NEDB ist stark von
der tektonisch generierten Morpholgie beeinflußt und zeigt im Arbeitsgebiet eine deutliche
Zweiteilung. Diese beruht auf dem Wandel von einer kurzen und intensiven Phase von
feuchtem Klima (hier im Sinne einer hohen Periodizität von Niederschlägen) zu Beginn
der Parchim-Formation zu erhöhter Aridität. In der folgenden Abbildung (Abb. 7.4) sind
die jeweiligen Faziesassoziationen für trockenes und feuchtes Klima dargestellt.
Die beckenweite Sedimentation der Parchim-Schichten wird durch eine kurze Phase re-
gelmäßiger Niederschläge eingeleitet (Abb. 7.4 A). Entlang des Nordrandes (ausgehend
vom Richtenberg-Hoch, vgl. Karte in Abb. 7.3) fungieren die in Längsrichtung zum
Beckenzentrum laufenden Gräben als Transportkanäle, die die braided plains mit
klastischem Material beliefern. Das Netzwerk fluviatiler Ströme progradiert beckenwärts
und wird teilweise über den Effusiva des Permorkarbons oder lakustrinen Ablagerungen
von vermutlich der Müritz-Subgruppe (Bohrung Schwaan 1/76 im Anhang B S. 78) abge-
lagert. In den beckenzentralen Bereichen etablierte sich über basalen, meist nur sehr ge-
ringmächtigen (<5 m) konglomeratischen Sandsteinen ein Sand Flat-dominierter Abla-
gerungsraum. In der NW-Mecklenburg-Senke sind Tonsteine mit Playa See-Fazies
zwischengeschaltet.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 100
Ostsee
?
?
?
?
?
?54° 54°
53°
12° 14°
14°
0 30 km
12°
53°
Ostsee
?
?
?
?
?
?
40’
20’
54° 54°
53°
11° 12° 14°
14°12°
53°
A
B
braided plain
Sand Flat
Playa See-Tonsteine
Störung
Dünen
Playa See-Evaporite
äolische Schicht-sande
Alluvial Fan( -dominiert)debris flow
Alluvial Fan(dominiert)sheet flood-
0 30 km
Abb. 7.4: Paläogeographisch-fazielle Entwicklung der Parchim-Formation im NEDB. Dargestellt sinddie Faziesverteilungen für die feuchtklimatische (A) und die trockentklimatische (B) Periode.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 101
Den exakten Beginn der Parchim-Formation auf dem Gebiet Brandenburgs festzulegen, ist
aufgrund der intensiven tektonischen Gliederung aus prä-parchim-Zeiten oftmals nicht
möglich und beruht daher überwiegend auf lithofaziellen Kriterien. Auffallend ist, daß in
den untersuchten Profilen keine eindeutigen Hinweise auf Alluvial Fan-Fazies gegeben
sind. Zudem liegen die Grabenstrukturen quer zum Beckenzentrum. Es ist daher groß-
räumig von eher lokalen Schüttungsereignissen in moderat- bis hochenergetischen Milieus
in den Gräben auszugehen. WEGNER (1978) vermutet aufgrund des vermehrten Auftretens
von sauren Effusivgeröllen in den basalen Konglomeraten der Bohrung Zootzen 1/75 den
Raum um die nördlich gelegenen Friedland-Bohrungen als ein mögliches Liefergebiet.
Daraus könnte zusätzlich ein untergeordneter Sedimenttransport in Grabenlängsrichtung
von N nach S abgeleitet werden.
Den Südrand dominiert ein gigantisches verflochtenes fluviatiles Netzwerk das im
Wesentlichen aus der Beber-Senke (Transportkanal) und von den angrenzenden Hochlagen
gespeist wird. Im Gegensatz zum Nordrand zeigen diese hochmobilen braided plains eine
laterale Zonierung mit zunehmender durchschnittlicher Korngrößenverringerung. Große
Teile der Havel-Müritz-Senke werden von diesem Netzwerk beliefert, und die distalsten
Ausläufer erreichen das Zentral-Mecklenburg-Hoch.
Die Bohrungen im Raum Kotzen am Südrand erbohrten Abfolgen mit stark variierenden
Gefügen und Texturen innerhalb der Konglomerate, sowie variierendes Schichteinfallen
bis 20°. Diese Informationen in Verbindung mit den stark schwankenden Mächtigkeiten
der Parchimschichten könnten Hinweis auf Alluvial Fan-Fazies sein (Abb. 7.4 A).
Im weiteren Verlauf der Parchim-Formation nimmt die Häufigkeit der Niederschläge
deutlich ab (Abb. 7.4 B). Dies führt zu einer weitreichenden Reduktion der fluviatilen
Aktivitäten. Am Nordrand spiegelt sich das in einem fließenden Übergang von den braided
plain-Konglomeraten in die überlagernde, reine Sand Flat-Fazies wider. In der NW-
Mecklenburg-Senke werden 77 m mächtige Evaporite (Halit) der Playa See-Fazies abge-
lagert, die aus einer rein halitischen unteren Abfolge (45 m) und einer oberen halitischen
Siltstein-Serie (32 m) bestehen (Ergebnisbericht Schwerin 1/87, Bearbeiter D. WARNCKE).
In weiten Teilen des Beckens dominiert ungestörte Sand Flat-Fazies den Ablagerungs-
raum. Am Beckensüdrand, wo morphologische Hochlagen (z.B. das Altmark-Hoch) als
Sedimentfänger agieren, etabliert sich eine großräumige äolische Erg-Fazies (Abb. 7.4).
Diese wird hauptsächlich von Dünen und Schichtsanden dominiert (Büste-Sandstein der
oberen Parchim-Formation mit bis zu mehreren hundert Meter Mächtigkeit, PLEIN &
GEBHARDT 1995). Im Meterbereich zwischengeschaltet sind Abfolgen von Interdünen und
seltenen sandigen Schichtflutablagerungen (KLEDITZSCH & KURZE 1993, HELMUTH &
SÜSSMUTH 1993). Die Akkumulation der äolischen Fazies am Beckensüdrand erfolgte
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 102
durch die beckenweit konstant vorherrschende Paläowindrichtung von NE (GLENNIE 1982,
GEORGE & BERRY 1994). Nur während Phasen hoher Aridität ist ein genügend großes
Sedimentbudget vorhanden, um Dünenfelder überhaupt erst möglich zu machen. Sowohl
der tiefe Grundwasserspiegel als auch die nur vereinzelt auftretenden fluviatilen Ereignisse
sorgen für generell geringe Erhaltungspotentiale der Sedimente. In weiten Teilen des
Arbeitsgebietes am Nordrand und Südostrand des NEDB herrscht deshalb Deflation vor.
Die lokal auftretenden Alluvial Fans am Beckensüdrand sollten in der ariden Phase über-
wiegend debris flow-Sedimentation aufweisen. Jedoch sind die Erhaltungspotentiale dieser
Fazies extrem gering, so daß sie in den Profilen kaum beobachtbar sind.
Die parchimzeitliche Sedimentation innerhalb der Strelasund Depression am Nordrand des
NEDB ist von nur noch sehr lokal auftretenden Schichtflutablagerungen geprägt (RIEKE ET
AL. 2001). Eine sichere räumlich-fazielle Zuordnung ist aufgrund der spärlichen Informa-
tionen nicht möglich.
7.2.2 Mirow-Formation
Die Sedimentation der Mirow-Formation im Gebiet des NEDB folgt weitestgehend noch
den parchimzeitlich angelegten
Strukturen. Jedoch zeigt sich ein
wesentlich einheitlicherer Abla-
gerungsraum mit der West-
Mecklenburg-Senke (WMS) als
Depozentrum (Abb. 7.5). Dort
sind über 600 m Sedimente der
Mirow-Formation erbohrt (HOTH
ET AL. 1993). Die Havel-Müritz-
Senke tritt nicht mehr in Erschei-
nung. Im Verlauf der Mirow-
Formation setzt auch die initiale
Phase der beckenweiten thermi-
schen Subsidenz ein. In deren
Folge greifen die Sedimente an
den Beckenrändern progressiv
und diskordant über ältere For-
mation über. Die beckeninterne
morphologische Gliederung wird
zunehmend eingeebnet.
200Isopachen Mirow-Formation (m) Bohrungslokation ( 1993)H OTH ET AL.
Bearbeitetes Bohrprofil
Bohrungslokation ( 1990b)S TUMM ET AL.
O S T S E E
200
200
400
400
600
RH
WH
AH
WMS
54° 54°
53° 53°
12°
12° 14°
14°
0 30 km
0
0
0
Abb. 7.5: Isopachenkarte der Mirow-Formation im NEDB (nachLINDERT ET AL. 1990, STUMM ET AL. 1990b, HOTH ET AL. 1993und diese Arbeit).
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 103
Der sedimentologische und fazielle Wechsel an der Basis der Mirow-Formation ist in allen
Bohrungen - soweit vorhanden - sehr scharf und deutlich zu erkennen. Über den Salt Flat-
Sedimenten der obersten Parchim-Formation im Arbeitsgebiet setzt erosiv die Schüttung
fluviatiler schlecht sortierter Sandsteine in Terminal Fan-Fazies ein (Abb. 7.6 A).
Am Nordrand sind lediglich mediale und distale distributary-Assoziationen angetroffen
worden. Die parchimzeitlichen NE-SW gerichteten Grabenstrukturen entlang des Richten-
berg-Hochs werden erneut als Transportkanäle aktiviert. Jedoch ist die Morphologie schon
so weit eingeebnet, daß eine hoch energetische proximale und auch mediale distributary
Fazies der Terminal Fans nicht gegeben ist.
Anders ist die Situation an den südöstlichen und südlichen Beckenrändern. Dort progra-
dieren die Terminal Fans über die parchimzeitlichen Strukturen wesentlich hoch energe-
tischer, weiträumiger und häufig mit konglomeratischen bis geröllführenden Sandsteinen
an der Basis.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 104
54°
53°
Terminal Fan
distributary Zone
distal
medial
proximal
basinal Zone
Mud Flat
Playa SeeTonsteine
Dünen
ephemere Über-schwemmungs-
ebene
äolische Schicht-sande
Ostsee
54° 54°
53° 53°
12°
12° 14°
14°
0 30 km
Ostsee
54°
53°
12°
12° 14°
14°
0 30 km
A
B
Abb. 7.6: Paläogeographische Situation im NEDB während der Mirow-Formation. Dargestellt sind dieFaziesverteilungen für die feuchtklimatischen (A) und die trockenklimatischen (B) Perioden.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 105
Der Sedimenteintrag ins NEDB während der Mirow-Epoche erfolgt also hauptsächlich
ausgehend vom Südrand, während der klastische Eintrag am Nordrand eine nur unterge-
ordnete Rolle spielt. Die Abbildung 7.6 A zeigt die maximale Ausdehnung der zusammen-
hängenden Terminal Fan-Systeme. In zentralen Bereichen des mirow-zeitlichen Ablage-
rungsraums herrscht eine Wechselfolge von feinsandig bis tonsiltigen Sedimenten in Mud
Flat-Fazies und homogenen Tonsteinen des Playa See-Subenvironments vor. Innerhalb
dieser sind sehr häufig Fossilien der Hydromeduse Medusina limnica anzutreffen. Verein-
zelt treten im Beckenzentrum noch dünnbankige fluviatile Feinsandsteine als isolierte
Schichtflutablagerungen auf.
Während Phasen höherer Aridität sind die fluviatilen Ablagerungssysteme auf schmale
Gürtel entlang der Beckenränder begrenzt (Abb. 7.6 B). Diese werden wegen der nicht
zusammenhängenden Abläufe allgemeiner als ephemere Überschwemmungsebenen ange-
sprochen. Der bei weitem größte Teil des Beckens wird vom Mud Flat-Subenvironment
dominiert. Auch hier sind wieder weite Teile des Arbeitsgebietes der Winderosion ausge-
setzt. Äolische Sedimentation ist auf kleine Areale an der Ostflanke des Altmark-Hochs im
S des NEDB begrenzt. Für dieses nur begrenzte Auftreten von Erg-Fazies während der
Mirow-Epoche gibt es mehrere Gründe. Zum einen ist die Morpholgie innerhalb des
Beckens nicht mehr intensiv genug, um als Sedimentfänger aktiv sein zu können (PLEIN &
GEBHARDT 1995). Demzufolge verlagert sich die äolische Akkumulation nach W in die
dort weiterhin vorhandenen N-S gerichteten Grabenstrukturen (DRONG ET AL. 1982, GAST
1988). Zum anderen besitzen aölische Sedimente generell nur geringe Erhaltungspoten-
tiale, da sie oberhalb des Grundwasserspiegels abgelagert werden. Dementsprechend inten-
siv ist die Umlagerung durch nachfolgende fluviatile Ereignisse. Der wichtigste Grund ist
jedoch, daß Ablagerungen, die längere Phasen hoher Aridität dokumentieren (wie z.B.
Evaporite), beckenweit nicht existieren (Abb. 7.6).
Für diese Interpretation sprechen noch weitere Fakten. Das Vordringen fluviatiler Systeme
(z.B. das der Mirow-Formation) innerhalb arider Becken ist in erster Linie von der Menge
zur Verfügung stehenden Wassers für den Transport abhängig. Ebenso zeigen die regel-
mäßig beobachteten Hydromedusen in der Mirow-Formation eine Aufsüßung der Playa
Seen im Beckenzentrum an. In der Altmark-Region zeigen die mirow-zeitlichen fluviatilen
Sandsteine innerhalb der Schwermineralspektren Maximalgehalte von Anatas an
(KLEDITZSCH & KURZE 1993). Die Bildung dieses authigenen Schwerminerals erklären die
Autoren mit der Anwesenheit von viel Wasser in den Sedimenten.
Schlußfolgernd deuten diese Beobachtungen für die Mirow-Epoche eine Periode mit rela-
tiv konstantem semiaridem Klima an.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 106
7.3 Elbe-Subgruppe
7.3.1 Dethlingen-Formation
Mit der Dethlingen-Formation beginnt im Gebiet des NEDB das Hauptstadium der ther-
misch-induzierten Beckensubsidenz mit Zentrum in NW-Mecklenburg (Abb. 7.7).
Dort erreichen die Sedi-
mente der Dethlingen-For-
mation eine Mächtigkeit
von bis zu 600 m (HOTH ET
AL. 1993). Im Zuge der Ab-
senkung dehnt sich der Ab-
lagerungsraum gegenüber
der liegenden Mirow-For-
mation beträchtlich aus. Am
Beckennordrand wird das
ehemalige Richtenberg-
Hoch in die Sedimentation
einbezogen. Die Becken-
grenze verläuft etwa parallel
zur Küstenlinie (Abb. 7.7).
Das den Süd- und Süd-
ostrand des NEDB bildende
Wollstein-Hoch (WH) wird
ebenfalls zunehmend mit
Sedimenten überlagert. Im Verlauf der Dethlingen-Formation verliert das WH seine Rolle
als trennende Schwelle und das NEDB wird mit dem Polnischen Becken im E verbunden.
Der Südrand des Beckens verlagert sich weit nach S auf den thüringischen und sachsen-
anhaltinischen Raum. Das vormals trennende Altmark-Hoch im SW besteht ebenfalls nicht
mehr. Somit ist auch eine strukturelle Verknüpfung zum NW-deutschen Becken ge-
schaffen.
Die sedimentologische und fazielle Entwicklung der Dethlingen-Formation darzustellen ist
aufgrund der sich stark ausdehnenden, variierenden und deutlich zyklischen Ver-
änderungen schwierig. Da zudem auch eine exakte Korrelation in den beckenrandlichen
Gebieten wegen der überwiegend fluviatilen Fazies nicht möglich ist, zeigt die Karte A in
der Abbildung 7.8 schematisiert die Faziesassoziationen während klimatisch feuchter
Perioden.
200Isopachen Dethlingen-Formation (m)
OS T S E E
200
200
400
600
54° 54°
53° 53°
12°
12°
14°
14°
0 30 km0
0
WH
Bohrungslokation ( 1993)H OTH ET AL.
Bearbeitetes Bohrprofil
Bohrungslokation ( 1990b)S TUMM ET AL.
Abb. 7.7: Isopachenkarte der Dethlingen-Formation im NEDB(nach HOTH ET AL. 1993 und diese Arbeit). Erläuterung siehe Text.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 107
ephemere Über-schwemmungs-
ebene
Mud Flat
Playa SeeTonsteine
Dünen
ephemere Über-schwemmungs-
ebene
äolische Schicht-sande
54° 54°
53° 53°
12°
12° 14°
14°
0 30 km
Ostsee
0 30 km
Ostsee
54° 54°
53° 53°
12°
12° 14°
14°
0 30 km
B
A
Playa SeeEvaporite
Abb. 7.8: Paläogeographische Situation im NEDB während der Dethlingen-Formation. Dargestellt sinddie Faziesverteilungen für die feuchtklimatischen (A) und die trockentklimatischen (B) Perioden.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 108
Als Beginn der Elbe-Subgruppe wird allgemein die Schüttung des, den gesamten Becken-
südrand umspannenden, Hauptsandsteins an der Basis der Dethlingen-Formation ange-
sehen (PLEIN 1995). In der Abbildung 7.8 A ist die maximale Ausbreitung des Hauptsand-
steins dargestellt, der als ein hochenergetisches, mobiles fluviatiles Netzwerk der ephe-
meren Überschwemmungsebenen interpretiert wird. Intern weist der Faziesgürtel des
Hauptsandsteins eine relativ deutliche Gliederung aufgrund der abnehmenden Strömungs-
energien in Richtung Beckenzentrum auf. So zeigt die Bohrung Zehdenick 2/75 eine insge-
samt ca. 70 m mächtige hochenergetische proximale Fazies an. Die Basis der Dethlingen-
Formation in der Bohrung Zootzen 1/75 ist dagegen überwiegend von medialer und
distaler Fazies der ephemeren Überschwemmungsebene geprägt. Die distalsten Ausläufer
des Hauptsandsteins erreichen die Bohrung Penzlin 1/75, in der nur noch wenige Meter
kiesiger fluviatiler Sandsteine an der Basis der Dethlingen-Formation beobachtbar sind.
Die genaue Ursache für die vom Südrand ausgehende immense Schüttung ist diskussions-
würdig. Die postulierten Hebungen im südlichen Hinterland („Altmark-III-Bewegungen“)
sind aus den schon in Kapitel 3.3.2 dargelegten Gründen abzulehnen. Viel wahrschein-
licher ist, daß das Gleichgewichtsprofil der ephemeren Ströme durch die relative Ab-
senkung des Beckens im Vergleich zu den im südlichen Hinterland anstehenden
Varisziden verändert wurde. Demnach wäre die Subsidenz der entscheidende Auslöser für
die Bereitstellung von großen Mengen klastischen Materials im Einzugsgebiet der fluvia-
tilen Systeme.
Am Beckennordrand etabliert sich ein schmales Band von nur schwach ausgebildeten
ephemeren Überschwemmungsebenen (Abb. 7.8 A).
Die Basis der Elbe-Subgruppe im Übergangsbereich vom Beckenrand zum -zentrum fest-
zulegen, ist schwierig, da der fluviatile Sedimenteintrag relativ gering ist und kein scharfer
Fazieswechsel stattfindet. Es ist davon auszugehen, daß bei dem geringen zur Verfügung
stehenden Sedimentbudget und dem starken Anstieg in der Generierung des Akkomo-
dationsraums durch die Absenkung des NEDB ein Rückzug des Subenvironments der
ephemeren Überschwemmungsebenen am Beckenrand ausgelöst wird. Deshalb wird die
Basis der Dethlingen-Formationen in den Bohrungen Schwaan 1/76 und Stavenhagen 1/76
jeweils an den Punkt im Profil gelegt, ab dem ein deutliches Nachlassen der fluviatilen
Aktivitäten zu beobachten ist.
Lateral an die ephemeren Überschwemmungsebenen schließt sich im NEDB ein vom Mud
Flat-Subenvironment dominierter Ablagerungsraum an (Abb. 7.8 A). Im Beckenzentrum
entsteht, ausgelöst durch die hohen Subsidenzraten, ein gigantischer, zusammenhängender
und perennierender Playa See (GAST & GEBHARDT 1995), der in den Perioden mit
häufigen Niederschlägen weite Teile des Beckenzentrums bedeckt. Die lateral weit aus-
haltenden bunt-laminierten Tonsteine (BEHRENDT 1990, 1993 und Lithotyp M, p) werden
als Ablagerungen dieser Seenspiegelhochstände interpretiert.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 109
Der bei weitem größte Teil des NEDB wird während der Trockenperioden der Dethlingen-
Formation vom Mud Flat-Subenvironment dominiert (Abb. 7.8 B). An den Beckenrändern
sind die fluviatilen Aktivitäten während der Trockenphasen auf sehr schmale Gürtel mit
weitestgehend unzusammenhängenden ephemeren Überschwemmungsebenen beschränkt.
In seichten Senken am Südrand sind überwiegend dünnbankige äolische Schichtsande und
nur selten Dünenformationen anzutreffen (KLEDITZSCH & KURZE 1993). Zudem sind ver-
einzelt in den fluviatilen Hauptsandsteinabfolgen äolische Formationen zwischenge-
schaltet. Zusätzlich zeigen rundkörnige, sehr gut sortierte fluviatile Sandsteine die Auf-
arbeitung ehemaliger Äolianite an. Die im Beckenzentrum gut dokumentierten klima-
tischen Zyklizitäten sind auf die fluviatilen Randbereiche nicht übertragbar. Hier ver-
schwimmen durch die intensive sekundäre Umlagerung und durch die hohe Mobilität der
Stromsysteme die klima-indizierenden Merkmale.
7.3.2 Hannover-Formation
Die in Abbildung 7.9 dargestellten Isopachen der Hannover-Formation im NEDB zeigen
ein sehr einheitliches Gebiet
an. Der Beckennordrand ist in
seiner Lage gegenüber der
vorherigen Dethlingen-For-
mation weitestgehend unver-
ändert. Von dem Wollstein-
Hoch im E und SE sind im
Arbeitsgebiet nur noch ein-
zelne Hochlagen übrig. Im W
ist das NEDB direkt mit dem
NW-deutschen Becken ver-
bunden.
Das Ablagerungszentrum der
Hannover-Abfolgen liegt
auch hier weiterhin im NW
Mecklenburg-Vopommerns.
Dort sind Mächtigkeiten von
über 500 m erbohrt worden
(HOTH ET AL. 1993).
Die Entwicklung der Hannover-Formation im NEDB wird überwiegend von der fort-
schreitenden Absenkung des gesamten Beckens gesteuert. Die paläogeographische Situa-
200Isopachen Hannover-Formation (m)
O S T S E E
200
400
54° 54°
53° 53°
12°
12°
14°
14°
0 30 km
0
0
Bohrungslokation ( 1993)H OTH ET AL.
Bearbeitetes Bohrprofil
Bohrungslokation ( 1990b)S TUMM ET AL.
Abb. 7.9: Isopachenkarte der Hannover-Formation im NEDB(nach HOTH ET AL. 1993 und diese Arbeit). Erläuterung sieheText.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 110
tion der Hannover-Formation veranschaulicht gegenüber der Dethlingen-Formation
wesentlich weiter expandierte Subenvironments (Abb. 7.10).
Die Faziesarchitektur während der Perioden häufiger Niederschläge zeigt einen über weite
Teile des Beckenzentrums ausgedehnten Playa See an (Abb. 7.10 A). Dabei ist hier die
maximale Ausdehnung am Top der Hannover-Formation dargestellt, da sich mit jedem der
sieben internen Zyklen der Playa See weiter ausdehnte. In den Übergangsbereichen zu den
Beckenrändern dominiert eine Wechselfolge von Mud Flat- und isolierten Playa See-
Ablagerungen. Entlang der Beckenränder im N und SE (Wollstein-Hoch) dominiert ein
schmales Band mit ephemerer Überschwemmungsebenen-Fazies, wobei die fluviatilen
Ablagerungen fast ausschließlich auf niedrigenergetische Schichtfluten begrenzt sind.
Im Übergangsbereich zum Beckenrand wird die Untergrenze der Hannover-Formation an
das erste Auftreten von laminierten Tonsteinen des Playa See-Subenvironments im Profil
gelegt (Bohrungen Stavenhagen 1/76, Zootzen 1/75 und Zehdenick 2/75), die die Expan-
sion des Sees wiedergeben.
Die Festlegung der Untergrenze in den randlichen Bohrungen ist sehr schwierig, da dort
gegenüber der Dethlingen-Formation keine markanten Fazieswechsel auftreten. Vielmehr
vollzieht sich in fast allen Bohrungen ein deutlicher Trend zu immer feineren Korngrößen
und zur Abnahme der fluviatilen Einschübe. Die Basis der Hannover-Formation wird des-
halb an den fließenden Übergang innerhalb der Profile gelegt, der eine deutliche Reduktion
in der Periodizität der Schichtfluten (z.B. Bohrung Prerow 1/65) oder eine Mud Flat- und
Playa See-dominierte Abfolge anzeigt (z.B. Bohrungen Barth 1/63 und Angermünde 1/68).
In der Bohrung Chorin 1/71 liegt die tonsiltige Hannover-Formation mit messerscharfem
Kontakt auf den Vulkaniten des Permokarbons (Abb. 10.27 im Anhang A, S. A-21).
Die in Karte B (Abb. 7.10) dargestellte Faziesverteilung für die Phasen hoher Aridität
innerhalb der Hannover-Formation zeigt, daß keine nennenswerten fluviatilen Aktivitäten
an den Beckenrändern mehr stattfinden. Fast das gesamte Arbeitsgebiet wird von einheit-
licher Mud Flat-Fazies dominiert und, bedingt durch das generell nur noch sehr schwach
ausgebildete Relief, sind weite Teile der Winderosion ausgesetzt.
Im Beckenzentrum expandiert die Fläche, auf der die Evaporite ausgefällt werden, mit
jedem weiteren Zyklus. Dabei nehmen jedoch die durchschnittlichen Mächtigkeiten der
jeweiligen Salzlagen ab, so daß pro Zyklus etwa dieselbe Menge Salz abgelagert wird
(GEBHARDT 1994). Hier ist die maximale Ausdehnung der letzten Trockenphase der
Hannover-Formation dargestellt (Abb. 7.10 B).
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 111
ephemere Über-schwemmungs-
ebene
Mud Flat
Playa SeeTonsteine
Dünen
äolische Schicht-sande
Playa SeeEvaporite
Ostsee
54° 54°
53° 53°
12°
12° 14°
14°
0 30 km
B
Ostsee
54° 54°
53° 53°
12°
12° 14°
14°
0 30 km
A
Abb. 7.10: Paläogeographische Situation im NEDB während der Hannover-Formation. Dargestellt sinddie Faziesverteilungen für die feuchtklimatischen (A) und die trockentklimatischen (B) Perioden.
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 112
Entlang des Beckensüdrands werden schichtsand-dominierte äolische Abfolgen vom
weiterhin aus NE kommenden Paläowind angeweht. Generell war das Sedimentbudget
aufgrund der nur noch geringen Morphologien zu minimal, als daß sich Dünenformationen
größeren Ausmaßes hätten bilden können.
Schlußfolgernd ist zu sagen, daß das gesamte sedimentäre System während der Hannover-
Formation stark unterfüttert war. Die Generierung von Akkomodationsraum durch die
thermische Absenkung überstieg bei weitem den Eintrag an klastischem Material ins
NEDB. Diese negative Bilanz ist ein wesentlicher Grund für die nachfolgende beckenweite
Ausfällung der bis zu 2 km mächtigen Zechstein-Evaporite.
7.3 Vergleich vom NEDB mit anderen Rotliegend-Becken
Innerhalb des übergeordneten Beckensystems des Südlichen Permbeckens (SPB) nimmt
das NEDB mit der in diesem Kapitel beschriebenen zeitlich-räumlichen Entwicklung eine
Zwischenstellung zwischen dem Polnischen Becken im E und dem NW-deutschen Becken
im W ein.
Die strukturelle Gliederung und Genese des Rotliegenden im Polnischen Becken wurde
unter anderem von KARNKOWSKI (1994, 1997, 1999), KIERSNOWSKI ET AL. (1995), WEIHE
& KULKE (1996), KIERSNOWSKI (1997) und HOFFMANN ET AL. (1997) publiziert. Die an-
hand von einigen hundert bearbeiteten Bohrprofilen untersuchten Rotliegend-Abfolgen
zeigen eine mit dem NEDB sehr gut korrelierbare und gleichlaufende Entwicklung an.
Über permokarbonisch angelegten, extensionalen Grabenstukturen und assoziierten ande-
sitischen bis rhyolithischen Vulkaniten (Odra-Subgruppe) setzt das sedimentäre Rot-
liegende mit den nur lokal ausgebildeten Müritz-Äquivalenten der Kornik-Formation ein.
Darüber liegen mit einer tektonisch bedingten Diskordanz die Abfolgen der Drawa-Sub-
gruppe (Havel-Subgruppe) und der Notec-Subgruppe (Elbe-Subgruppe).
Die Hauptunterschiede liegen in den faziellen Ausbildungen. Im Polnischen Becken zeigt
sich eine generell stärkere fluviatile Beeinflussung der randlichen Bereiche und im
Beckenzentrum sind die Sedimente in rhythmischer mud flow- und salzkrusten-dominierter
Mud Flat-Fazies entwickelt (frdl. mdl. Mitt. KIERSNOWSKI 1999). Zudem sind dort keine
Evaporite im Beckenzentrum erbohrt worden. Daraus kann im Vergleich zum NEDB ein
generell feuchteres Paläoklima für das Polnische Becken hergeleitet werden.
Die Entwicklung des Rotliegenden im NW-deutschen Becken (NWDB) wurde haupt-
sächlich von DRONG ET AL. (1982), HEDEMANN ET AL. (1984), GRALLA (1988), GAST
(1988, 1991), BURRI ET AL. (1993) und FORSTER (1996) dargestellt. Im Gegensatz zum
NEDB sind die Rotliegend-Abfolgen hier wesentlich jünger. Die Sedimentation beginnt im
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 113
NWDB erst mit der nur in den Gräben am südlichen Beckenrand ausgebildeten äolisch-
dominierten Schneverdingen-Folge, die in die Havel-Subgruppe gestellt wird (GAST 1991).
Beckenweit setzt das Rotliegende im NWDB erst mit der zyklischen Sedimentation des
Playa See-Subenvironment und assoziierten Faziesgesellschaften mit der Dethlingen-For-
mation (Hauptsubsidenzstadium) ein. Generell fehlen hier jedoch fluviatile Sandsteine, wie
sie im NEDB mit dem Hauptsandstein als Basis der Dethlingen-Formation bekannt sind
(vgl. Kapitel 7.3.1). Dieses deutet auf eine zunehmende Aridisierung in westlicher
Richtung innerhalb des SPB hin.
Im Gegensatz zum NEDB sind im NWDB zudem synsedimentäre tektonische Bewe-
gungen mit strike slip-Charakter bis in die Hannover-Formation nachgewiesen (frdl. mdl.
Mitt. GAST 2000).
Die Gliederung und Genese des Rotliegenden im holländischen Sektor des SPB wurden
vor allem von VAN WIJHE ET AL. (1980), JOHNSON ET AL. (1994), GEORGE & BERRY
(1994), YANG & NIO (1994) und GLENNIE (1998) publiziert. Vulkanitische Ablagerungen
sind auf dem holländischen Gebiet kaum vertreten. Im benachbarten Zentral Graben des
dänischen Sektors sind Basalte und Tuffe mit einem Alter von 265-267 Ma bekannt, die als
initiales Ereignis der Rotliegend-Entwicklung im gesamten südlichen Nordseebecken
interpretiert werden. Großräumig wird eine Verbindung zu den an der Basis der Parchim-
Formation nachgewiesenen Basalten in der Altmark-Region des NEDB hergestellt. Die
Rotliegendsedimentation beginnt im holländischen Sektor diskordant über dem Karbon
und zeitlich versetzt mit der Schüttung des Slochteren Sandsteins als Äquivalent zum
Hauptsandstein (Basis Elbe-Subgruppe). Insgesamt sind Mächtigkeiten der Rotliegend-
profile bis zu 700 m erbohrt worden. Faziell erfolgt der Umbau vom beckenzentralen Mud
Flat- und Playa See-dominierten Ablagerungsraum im E (Silverpit Basin) zu den äolisch-
fluviatil-dominierten randlichen Bereichen im W (Inde Shelf).
Die Faziesarchitektur im holländischen Sektor ist weitestgehend mit der in dieser Studie
für das NEDB erarbeiteten vergleichbar. Lediglich die fluviatilen Feinklastika treten nur
untergeordnet im holländischen Becken auf. Die zeitliche Entwicklung des Rotliegenden
zeigt dagegen ein unterschiedliches Bild. Auf dem holländischen Gebiet sind durch den
vorherrschenden NE-Passat mehrfach großräumige Dünenformationen (Ergs) angeweht
worden. Zudem sind wiederholt synsedimentäre Störungszonen im Becken aktiv und
nehmen so nachweislich Einfluß auf die Sedimentation. Dies wird unter anderem in den
Profilen durch mehrfach ausgebildete coarsening upward- und fining upward-Zyklen
sichtbar. Wegen dieser direkten Verbindung zur Tektonik werden im Gegensatz zum
NEDB die hier zwischengeschalteten Konglomeratlagen in den erbohrten Abschnitten als
Alluvial Fans angesprochen (GEORGE & BERRY 1994). Insgesamt besteht das Rotliegende
im holländischen Sektor bei vollständiger Ausbildung aus 5 drying upward-Zyklen, die
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 114
durch zeitgleiche Diskordanzen als faziesschneidende Sequenzgrenzen gegliedert sind
(vgl. Kapitel 3.3.5, GEORGE & BERRY 1994).
Das westlichste Teilbecken des SPB ist das Sole Pit-Becken im englischen Sektor des süd-
lichen Nordseebeckens. Der Aufbau und die Entwicklung des dort nur maximal 300 m
mächtigen Rotliegenden wurden in letzter Zeit von CAMERON (1993), GEORGE & BERRY
(1993, 1997), HOWELL & MOUNTNEY (1997) und SWEET (1999) veröffentlicht. Im Gegen-
satz zu den vorher beschriebenen Teilbecken des SPB ist der Akkomodationsraum des
englischen Sektors das Produkt von Extension und dextralen Bewegungen an NW-
streichenden Störungssystemen (Dowsing-Fault Zone). Die Faziesarchitektur und Fazies-
entwicklung sind dabei mit denen des holländischen Sektors sehr gut korrelierbar und
zeigen ein komplexes Zusammenspiel von klimatischen und tektonischen Einflüssen. Auch
im englischen Sektor sind 5 drying upward-Zyklen beobachtbar, die eine zeitgleiche
Korrelation von beckenzentralen und –randlichen Gebieten ermöglichen.
Zusammenfassend bleibt für das gesamte SPB festzuhalten, daß sich anhand der unter-
suchten Rotliegend-Formationen der einzelnen Teilbecken zwei Trends herauskristalli-
sieren. Vom Polnischen Becken ausgehend nach W ist übergeordnet eine deutliche Aridi-
sierung festzustellen. Diese wird an der Abnahme der fluviatilen Fazies ebenso deutlich
wie an dem vermehrten Auftreten von Salzlagen im NW-deutschen und holländischen und
englischen Teilbecken. Als Ursache kommt wahrscheinlich der im Perm vorherrschende
NE-Passat in Frage, der nach den langen Distanzen im englischen und holländischen Teil-
becken kaum noch Feuchtigkeit mitführt. Ebenso kann die räumliche Nähe zum Proto-
tethys-Ozean im S und SW des Polnischen Beckens und des NEDB für die geringere Ari-
dität verantwortlich sein.
Der zweite wichtige Trend zeigt eine markante Zunahme der tektonischen Aktivitäten in
Richtung W an. Ab dem NW-deutschen Becken sind synsedimentäre tektonische Ereig-
nisse bis zur Grenze Zechstein nachweisbar. Die Gründe hierfür sind in dem initialen Aus-
einanderbrechen von Pangäa und damit der Öffnung des Zentral Grabens in der Nordsee zu
vermuten.
Die Informationen zum Rotliegenden im Nördlichen Permbecken (NPB) sind aufgrund nur
geringer Explorationstätigkeiten sehr spärlich. STEMMERIK ET AL. (2000) beschreiben eine
zweigeteilte Abfolge im dänischen Teil des Beckens mit einer liegenden vulkanitischen
und vulkanoklastischen Formation (Karl-Formation) sowie einer fluvio-äolischen
Formation im Hangenden (Auk-Formation). Datierungen der Vulkanite ergeben Alter von
276-81 Ma und 261-269 Ma und weisen damit auf zeitlich gleichgestellte tektono-magma-
tische Aktivitäten im NPB und SPB hin. Das überlagernde Rotliegende im NPB wird dem-
zufolge mit dem Oberrotliegenden 2 des SPB korreliert. Faziell werden die Klastika der
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 115
unteren Karl-Formation als überwiegend proximal-fluviatil abgelagerte Sedimente in einer
durch rotierte Halbgräben dominierte Beckenmorphologie charakterisiert. Überlagernd
nimmt der Anteil an äolischen Sandsteinen in der Auk-Formation progressiv zu.
Innerhalb des variszischen Falten- und Überschiebungsgürtels im S des SPB sind auf dem
Gebiet Deutschlands eine Reihe von Becken dokumentiert, die wegen ihrer spät- bis post-
variszischen Genese im Permokarbon und Unterperm Ablagerungsraum für kontinentale
Rotliegendformationen waren (Abb. 7.11).
Gneise
Saar-NaheBecken
Baden BadenBecken
IlfelderBecken
MansfelderBecken
Flechtingen-Hoch
Kyffhäuser
Saale-Senke
Oberkarbon
Rotliegend
Variszische Überschiebungen
Jüngere Störungen
Granitmassive
Sättel mit Proterozoikumund älterem Paläozoikum
Mulden mitjüngerem Paläozoikum
150 km
Abb. 7.11: Vereinfachte Darstellung der Lage der Rotliegend-Becken innerhalb des variszischen Falten- undÜberschiebungsgürtels (nach FRANKE 1989).
Es sind u.a. von W nach E das Baden-Baden Becken (z.B. LÖFFLER 1992, LÖFFLER ET AL.
1998), das Saar-Nahe Becken (z.B. BOY & FICHTER 1982, SCHÄFER & SNEH 1983, STAPF
1983, 1990, STOLLHOFEN & STANISTREET 1994 und STOLLHOFEN 1998), das Illfelder
Becken und Kyffhäuser (z.B. BÜTHE & WACHENDORF 1997), die Saale-Senke (z.B. FALK
ET AL. 1979a, 1979b, LÜTZNER 1988, SCHNEIDER & GEBHARDT 1993) sowie die Region
um die Flechtinger Scholle (z.B. ELLENBERG ET AL. 1976).
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 116
Generell lassen sich die dort beschriebenen Lithologien und Faziesassoziationen sehr gut
mit dem Untersuchungsgebiet im NEDB vergleichen. Es zeigen sich jedoch aufgrund der
viel kleinräumigeren Ablagerungsräume sowie der synsedimentären tektonischen Ereig-
nisse starke Unterschiede in der sedimentären Entwicklung des Rotliegenden. So ist z.B.
der von SCHNEIDER & GEBHARDT (1993) beschriebene Verzahnungsbereich von grob-
klastischen Schwemmfächern und Mud Flat-Ablagerungen in der Eisenach-Formation
(Saale-Senke) im NEDB nicht gegeben. Aufgrund der Größe und Weitläufigkeit des Sedi-
mentationsraums, sowie der damit verbundenen stärkeren sekundären Umlagerungen der
Sedimente, sind im NEDB die labilen Verzahnungsbereiche nicht konserviert. Weltbe-
rühmt sind die Playa See- und Mud Flat-Ablagerungen des Rotliegenden der Saale Senke
allerdings für die Trittsiegel von Tetrapoden und Fossilien von den ersten landlebenden
Sauriern.
Ein sehr umfangreich dokumentiertes Beispiel für ein tektonisch generiertes Becken ist das
Saar-Nahe Becken, in dem bis zu 7 km mächtige Abfolgen vom Westfal bis zur Trias be-
kannt sind (HENK 1993a). Das Saar-Nahe Becken (SNB) entsteht überregional als Halb-
grabenstruktur ab dem Stefan durch E-W gerichtete Extension entlang der NE-SW
streichenden listrischen nach S einfallenden Hunsrück-Südrand-Störung. Das Rotliegende
repräsentiert die vulkanitische syn-rift Phase (290-286 Ma) und die post-rift Phase
(thermische Subsidenz) des SNB und erreichte Mächtigkeiten bis 3,5 km (HENK 1993b).
Während der permokarbonischen syn-rift Phase führt die E-W gerichtete Extension und
assoziierte beckenparallele synsedimentäre Tektonik zur Förderung von basaltischen und
andesitischen Laven und Sills sowie zu rhyolithischen bis andesitischen Pyroklastika und
Domen (STOLLHOFEN 1998). Die gleichzeitige Sedimentation von zwischengelagerten
fluviatilen Sandsteinen und Konglomeraten ist stark von diesen episodischen magma-
tischen Aktivitäten und von synsedimentärer Tektonik geprägt. So sind z.B. das
Abschneiden fluviatiler Ströme und die Bildung von lakustrinen Kalksteinen und
Kohlelagen direkt mit andesitischen Lava-Strömen verknüpft (STOLLHOFEN &
STANISTREET 1994). Ebenso erzeugen Intrusiva und synsedimentäre Störungen
morphologische Hochlagen, die Alluvial Fans entstehen lassen. Das Resultat ist eine bis
ca. 1000 m mächtige sehr komplexe Wechselfolge von Laven, Pyroklastika, Tuffen,
grobklastischen fluviatilen Siliziklastika und lakustrinen Sedimenten (Donnersberg-
Formation, STOLLHOFEN ET AL. 1999).
Überlagernd beginnt mit dem Aussetzen der tektonischen und magmatischen Aktivitäten
die post-rift Phase, in der das SNB durch thermische Abkühlung und sedimentäre Auflast
weiter abgesenkt wird. Der nun über die Beckengrenzen hinaus expandierende und ein-
heitliche Ablagerungsraum führt zur Entwicklung einer dem NEDB sehr ähnlichen Fazies-
architektur mit fluviatilen grobklastischen Schüttungen an den Beckenrändern und Mud
7 Zeitlich-räumliche Entwicklung 117
Flat-/Playa-See dominierten Ablagerungen („Bröckelschiefer“) im Beckenzentrum (STAPF
1982). Die Ablagerungen dieser Phase erreichen eine Originalmächtigkeit von bis zu
3,8 km (HENK 1993a). Das Rotliegende des SNB wird diskordant mit Schichtlücke vom
Buntsandstein überlagert, wobei lokal bis zu 2,5 km der Rotliegend-Formationen wieder
erodiert wurden (HENK 1992). An diesem spektakulären Beispiel des SNB wird der Unter-
schied zwischen einer tektonisch-klimatisch gesteuerten Sedimentation und der durch die
thermische Subsidenz gesteuerten exemplarisch deutlich.
Übergeordnet zeigen die Entwicklungen des SNB und des NEDB viele Parallelitäten.
Beiden gemeinsam sind hohe Rotliegendmächtigkeiten von postulierten 3,8 km im SNB
und bis zu 2,2 km im NEDB. Ebenso zeigen beide Becken eine von starker Tektonik
geprägter Phase im Permokarbon und überlagernd folgt dann der Wechsel zu einer Phase
der thermischen Subsidenz mit großer Ausdehnung des Ablagerungsraums. Auch die
Faziesassoziationen sind weitestgehend miteinander vergleichbar. Ein generell
evaporitisches Milieu ist auch im SNB in den beckenzentralen Tonebenen nachgewiesen,
die reinen und mehrere Meter mächtigen Evaporitlagen eines perennierenden Salzsees
jedoch sind nicht zu beobachten (z.B. STAPF 1982).
8 Diskussion 118
8 Diskussion
Zur lithologischen Bearbeitung und faziellen Gliederung
Die in dieser Arbeit vorgenommene Gliederung der Rotliegend-Profile in insgesamt 23
verschiedene Lithotypen hinsichtlich ihrer makroskopischen Charakteristika und ihrer Ent-
stehung hat sich als sehr nützlich erwiesen (vgl. hierzu Kap. 4). Vor allem innerhalb der
fluviatilen Fazies mit den stark variierenden Lithologien vereinfacht die
zusammenfassende Ansprache die Bearbeitung der Bohrungen. Zudem ist mit dem
erstellten Schema eine sehr zügige und exakte Aufnahme vieler Profilmeter möglich.
Auf detailliertere Analysen der Korngrößenspektren und Sortierungen wurde innerhalb
dieser Arbeit verzichtet. Diese Daten sind im Rotliegenden in erster Linie für die Unter-
scheidung von fluviatilen und äolischen Sandsteinen von Bedeutung. Ungewöhnlich sind
aber vereinzelt auftretende, gut bis sehr gut sortierte Sandsteine des Lihtotyps Sf, r (z.B.
Bohrung Friedland 2/70), deren kleinskalige Schrägschichtungssets eindeutig eine fluvia-
tile Genese belegen. Da jedoch so gute Sortierungen für fluviatile Ströme eher unge-
wöhnlich sind (mdl. Mitt. GAST 2000), wäre eine mögliche Erklärung die sekundäre
Umlagerung äolischer Sandsteine.
Die Ansprache und Auswertung der Fazies in kontinentalen Ablagerungsräumen ist auf der
Grundlage von Bohrungsbearbeitungen schwierig. Ein Problem liegt in der nicht vorhan-
denen Verschiebung der Faziesgürtel. Stattdessen zeigen sich scharfe Sprünge der Suben-
vironments untereinander, mit nicht immer erkennbaren Lücken von unbekannter Dauer.
Ein weiteres Problem liegt in der Übertragung von den punktuellen Informationen der
Bohrprofile in die Fläche. Dieses betrifft weniger die feinklastischen Subenvironments wie
Playa See, Sand Flat oder Mud Flat. Die Schwierigkeiten liegen vor allem in den
fluviatilen Ablagerungsräumen, die zum einen über ihren lateralen Habitus (Kap. 3.4.1)
bzw. über den Charakter der Strömungsereignisse selber (Kap. 3.4.2) definiert werden.
Die in dieser Studie getroffene Ansprache des Lithotyps Gf, c als braided plain-Fazies
liegt daher eher der indirekten Annahme zugrunde, daß die kompakten und feinkiesigen
Konglomerate das Ergebnis eines relativ kurzzeitigen, klimatisch bedingten fluviatilen
Ereignisses ohne die Alluvial Fan-typischen Merkmale sind (Kap. 4.2.1). GEORGE &
BERRY (1993, 1994) sprechen dagegen sehr ähnliche Gesteine in den holländischen und
englischen Sektoren als schichtflut-dominierte Alluvial Fans an, da sie dort die direkte
Verbindung zu synsedimentärer Tektonik sehen.
Eine ebenso kritische Betrachtung ist für die Unterscheidung von kanalisierten (stream
flow) und unkanalisierten (sheet flow) Ablagerungen in den untersuchten Profilabschnitten
mit Terminal Fan- und ephemerer Überschwemmungsebenen-Fazies notwendig (Kap.
8 Diskussion 119
4.2.2). Ohne die laterale Kontrolle, ob ein Flutereignis kanalisiert ist oder nicht, kann die
Interpretation nur indirekt erfolgen. Die wichtigsten Merkmale für die Ansprache der
Sandsteinsequenzen als Schichtflutsedimente sind im vorliegenden Fall deshalb
Schichtungsmerkmale des niedrig- bis sehr niedrigenergetischen Milieus (Flaser- oder
Rippelschichtung, wellige und kleinskalige Schrägschichtungssets; vgl. auch MARTIN
2000) sowie die Anordnung der Sandsteinlagen (maximale Mächtigkeiten <2 m; intensive
bis laminare Wechselfolgen von Sandsteinen mit Tonsiltsteinen). Zudem weisen KIRKBY &
MORGAN (1980) darauf hin, daß die erosiven Fähigkeiten der Schichtfluten im Allge-
meinen nur sehr gering sind und so die engen Wechsellagerungen entstehen können.
Weitere wichtige Merkmale sind in den bearbeiteten Profilen Trockenrisse in den Tonsilt-
lagen (Abb. 10.22 im Anhang A, S. A-19) und Tonscherben als Indikatoren von peri-
odischem Austrocknen und teilweiser Wiederaufarbeitung.
Zum Modalbestand und Schwermineralspektrum
Sowohl die Zusammensetzung der Sandsteine als auch die Schwermineralassoziationen
zeigen im Untersuchungsgebiet hohe Reifegrade und schmale Spektren an (vgl. Kap. 6).
Auffallend ist lediglich ein genereller Trend in der Abnahme der lithischen Fragmente in
den Profilverläufen von der Parchim- bis zur Hannover-Formation. Der Vergleich mit den
von KLEDITZSCH & KURZE (1993) aus der Altmark-Region publizierten Daten zeigt
bemerkenswerte Unterschiede. So weisen dort z.B. die fluviatilen Sandsteine der Parchim-
Formation Feldspatgehalte von bis zu 21% auf. Überlagernd geht dieser Wert ab der
Mirow-Formation auf durchschnittlich 9-9,5% zurück, ist damit aber immer noch höher als
der Maximalwert von 6,7% und der Mittelwert von 1,4% im Untersuchungsgebiet. Ferner
treten in den Sandsteinen der Altmark-Region neben den rhyolithischen auch vermehrt
basische Gesteinsfragmente auf.
Die Schwermineralspektren zeigen dagegen nur leichte Unterschiede. In der Altmark-
Region treten zusätzlich noch in geringfügiger Menge Minerale der Epidotgruppe und
Brookit auf (KLEDITZSCH & KURZE 1993). Vor allem dem Anatas kommt eine besondere
Bedeutung zu, zeigt er doch im Profil ein Häufigkeitsmaximum in den Sandsteinen der
Mirow-Formation. Diese Beobachtung ist parallel zum Altmark-Hoch nach N bis in die
NW-Mecklenburg-Senke gut korrelierbar und wird mit authigener Neubildung während
einer Phase höherer Feuchtigkeit in den Sedimenten erklärt (KLEDITZSCH & KURZE 1993).
Die Analyse der Schwermineralspektren im Untersuchungsgebiet erbrachte keine ver-
gleichbaren Ergebnisse für den Nordrand (Kap. 6.3). Auffällig ist lediglich ein vermehrtes
Auftreten von Anatas in den Bohrungen im Brandenburger Raum, während er am Nord-
rand nur ein einziges Mal beobachtet wurde (Bohrung Friedland 2/70, Tab. 10.7 Anhang
A, S. A-9).
8 Diskussion 120
Diese Gegenüberstellung der Altmark-Region im S mit dem Arbeitsgebiet im NE des
NEDB veranschaulicht, daß der Südrand über ein Hinterland verfügt, das durch den
unmittelbaren Einfluß der Varisziden wesentlich stärker differenziert ist. Zudem sind die
geringeren Reifegrade der dortigen Sandsteine trotz der zwischengeschalteten äolischen
Fazies ein Hinweis auf eine generell geringere sekundäre Umarbeitung der Sedimente.
Zur beckenweiten Entwicklung
Die Informationen zu den basalen Abfolgen des Rotliegenden, der Altmark- und Müritz-
Subgruppe, sind im Arbeitsgebiet zu spärlich, um Aussagen über zeitlich-räumliche
Entwicklungen zu treffen. Festzuhalten bleibt, daß die Sedimentation dieser Epochen auf
tektonisch generierte lokale Senken begrenzt ist. In der den nördlichsten Beckenrand
bildenden Strelasund-Senke ermöglichte exemplarisch die Verknüpfung seismischer und
sedimentologischer Daten eine schlüssige Interpretation dieses komplexen Ablagerungs-
raums (vgl. Kap. 7.1).
Die Rekonstruktion der beckenweiten Entwicklung des Rotliegenden im NEDB ab der
Parchim-Formation zeigt einen korrelierbaren Ablauf in vier verschiedenen Stufen
(=Formationen) an. Dabei kristallisiert sich ein komplexes Zusammenspiel von Tektonik,
Klima und thermischer Absenkung als die entscheidenden Faktoren für die Sedimentation
heraus.
Die initiale Phase der Parchim-Formation ist stark von der extensionalen E-W gerichteten
Bruchtektonik gesteuert. Die morphologische Rayonierung des NEDB in strike slip-
Becken im Zentrum und NE-streichende Grabenstrukturen entlang der Beckenränder im
SE und N spiegelt sich auch in den Sedimenten wider. Am Nordrand, wo die Gräben in
Längsrichtung zum Depotzentrum verlaufen, agieren sie als Transportkanäle für die dort
bis zu 60 m mächtigen braided plain-Konglomerate. In der Abbildung 8.1 ist die
Entwicklung des Rotliegenden am Nordrand in einem SW-NE laufenden Profilschnitt
schematisch dargestellt.
Im Raum Brandenburg verlaufen die Grabenstrukturen parallel zum Ablagerungszentrum
und dementsprechend ist nur untergeordnet von einem Sedimenttransport ins Becken aus-
zugehen. Erstaunlicherweise zeigen sich innerhalb der Konglomerate der Basis der
Parchim-Formation so gut wie keine bedeutenden Unterschiede zum Nordrand hinsichtlich
der Parameter Texturen, Ablagerungsenergie oder in den lithologischen Trends (fining
upward oder coarsening upward). Die schematische Darstellung in Abbildung 8.2 zeigt im
Profilschnitt die Entwicklung des Rotliegenden im Arbeitsgebiet am südöstlichen Becken-
rand.
8 Diskussion 123
Der Hauptsedimenteintrag ins NEDB erfolgt von den Beckenrändern im S (nördliche
Ausläufer der Flechtinger Scholle) und durch die als Transportkanal fungierende Beber-
Senke am Altmark-Hoch (vgl. Kap. 7.2.1). Im Zusammenhang mit Basalten der Altmark-
Region leitet sich ein tektonisch viel aktiverer südlicher Beckenrand ab.
Die große laterale Ausdehnung des Büste-Sandsteins bis ins Beckenzentrum nach N mit
überwiegend mittel- bis grobkörnigen Lithologien unterstützt die Ansprache als sandige
braided plain-Fazies. Alluvial Fans werden nur dort vermutet, wo die in unmittelbarer
Nachbarschaft aktiven tektonischen Bewegungen intensiv genug waren, steile Morpho-
logien zu erzeugen (z.B. Raum Kotzen, Kap. 7.2.1).
Der weitere Verlauf der Parchim-Formation deutet einen Wechsel zu ariderem Klima an.
Während es am Nordrand zu einem abrupten Übergang zu weitläufiger Sand Flat-Fazies
kommt, werden am Südrand Teile des vormals fluviatil abgelagerten Büste-Sandsteins
durch den vorherrschenden NE-Passat großräumig zu Dünenfeldern (Ergs) aufgeweht. Im
Beckenzentrum repräsentieren die Halit-Lagen diese Trockenperiode (Kap. 7.2.1).
Der im gesamten Arbeitsgebiet zu beobachtende scharfe Wechsel zur Terminal Fan-domi-
nierten Mirow-Formation wird in der vorliegenden Studie vor allem als Übergang zu einer
Phase höherer Humidität interpretiert (Kap. 7.2.2). Dafür sprechen eine Reihe von Fakten
wie z.B. das Progradieren fluviatiler Systeme, deutliche Aufsüßung der beckenzentralen
Playa Seen (Auftreten von Süßwasserquallen) und das Anatas-Neubildungsmaximum in
der Altmark-Region (KLEDITZSCH & KURZE 1993). Für direkt auf die Sedimentation
einwirkende tektonische Ereignisse gibt es weder im Arbeitsgebiet noch in den
angrenzenden Gebieten eindeutige Hinweise.
Der Übergang zur hangenden Dethlingen-Formation als Basis der Elbe-Subgruppe wird
durch die beckenweit verstärkt einsetzende Hauptabsenkungsphase des NEDB bestimmt.
Am relativ flach ansteigenden Nordrand äußert sich dies in einer nach N fortschreitenden
Erweiterung des Sedimentationsraumes (Kap. 7.3.1). Das geringe Sedimentbudget
verbunden mit der generell flachen Morphologie führt entlang des Nordrandes zu einer
relativ ruhigen Sedimentation.
Am stärker reliefierten Südrand mit den Varisziden im Hinterland wird dagegen durch die
Subsidenz das Gleichgewichtsprofil der ephemeren Ströme nachhaltig gestört. Als Folge
davon wird der neu geschaffene Akkomodationsraum mit der beckenweiten Schüttung des
Hauptsandsteins teilweise verfüllt (Kap. 7.3.1).
Im Beckenzentrum etabliert sich ein gigantischer perennierender Playa See, der mit seiner
rhythmischen Sedimentation von Tonsteinen und Salzlagen hochauflösend Klimavariabi-
litäten nachzeichnet (GAST 1991).
8 Diskussion 124
Die Abtrennung von der nachfolgenden Hannover-Formation ist nur in den Playa See-
Abfolgen des Beckenzentrums scharf ausgebildet. Die insgesamt 14 Zyklen umfassende
Elbe-Subgruppe wird dort an der Basis des 8. Zyklusses durch eine markante marine
Ingression (Ameland-Ingression, GAST 1991) in die liegenden 7 Zyklen der Dethlingen-
und in die hangenden 7 Zyklen der Hannover-Formation getrennt.
In allen anderen Bereichen des Beckens vollzieht sich der Übergang fließend und ist durch
die starke Ausweitung des Sedimentationsraums und die beckenweite Reliefnivellierung
geprägt. Vor allem diese beiden Faktoren (Generierung von Akkomodationsraum und
Reduzierung des Sedimentbudgets) sorgen in Verbindung mit dem übergeordneten ariden
bis semiariden Klima dafür, daß das gesamte sedimentäre System des Rotliegenden stark
unterfüttert ist und somit die nachfolgende Salzausscheidung des Zechsteins ermöglicht.
Zusammenfassend bleibt festzuhalten, daß die Sedimentation des Rotliegenden im NEDB
stark asymmetrisch verlaufen ist. Der variszisch geprägte Südrand liefert mit seiner
intensiv reliefierten Strukturierung in Hochlagen (Altmark-Hoch, Wollstein-Hoch) den
Großteil der abgelagerten Sedimente. Der Nordrand weist zwar eine starke tektonische
Gliederung vom Permokarbon bis zur Parchim-Formation auf, als Liefergebiet tritt er
jedoch wegen der generell geringen Morphologie ab der Mirow-Formation nur noch unter-
geordnet auf.
Großräumig ist der Einfluß des dominanten Südrandes im Arbeitsgebiet bis auf eine
gedachte Linie bei der Bohrung Penzlin 1/75 als nördlichster Ausläufer nachweisbar. Dort
treten noch untergeordnet lithische Fragmente andesitischer Effusiva auf, die eine Herkunft
vom Wollstein-Hoch im NE-brandenburgischen Raum anzeigen.
Zur stratigraphischen Gliederung
Über die Bewertung der verschiedenen klassischen stratigraphischen Methoden wurde
bereits im Kapitel 3.3 ausführlich berichtet. Aus den dargestellten Verfahren für das Rot-
liegende leitet sich das generelle Problem der absoluten Altersabschätzung ab. Als
gesicherte Werte existieren lediglich die Datierungen der Permokarbonischen Vulkanite
mit 302 und 297 Ma ±3 Ma (BREITKREUTZ & KENNEDY 1999), das Illawarra-Reversal mit
ca. 265 Ma im unteren Bereich der Parchim-Formation und die Transgression des Zech-
steins bei 258 Ma (MENNING 1995).
Das bedeutet, daß der Zeitraum, den die Havel- und Elbe-Subgruppen repräsentieren, etwa
8-10 Ma umfaßt und sie durch die Saalische Diskordanz mit nicht festzulegender
Zeitspanne von der liegenden Müritz-Subgruppe getrennt werden. Es erscheint aber
durchaus plausibel, daß z.B. in der vermutlich permokarbonisch angelegten
Westmecklenburg-Senke (Bohrung Schwaan 1/76) eine bis auf sedimentär-bedingte
8 Diskussion 125
Schichtlücken (Deflation) konkordante Abfolge von Müritz- bis Elbe-Sedimenten ansteht.
Jedoch kann mit den im Rahmen dieser Studie durchgeführten Untersuchungen das
Problem der Zeitabschätzungen und der Hiaten in den Rotliegendsedimenten nicht weiter
eingeengt werden.
Ein ganz besonderes Augenmerk richtete sich während der Arbeiten auf die in anderen
Becken erstellten sequenzstratigraphischen/zyklostratigraphischen Konzepte für das Rot-
liegende (vgl. Kap. 3.3.3 und 3.3.5) und die Fragestellung, ob diese Modelle auch auf das
Gebiet des NEDB übertragbar sind. Die in dem Arbeitsgebiet angetroffene Faziesarchi-
tektur sowie die Rekonstruktion der Faziesentwicklung zeigen jedoch, daß die Modelle für
hochauflösendere Stratigraphien nach GEORGE & BERRY (1993) und HOWELL &
MOUNTNEY (1997) nur sehr bedingt anwendbar sind. Dafür gibt es mehrere Gründe. Eine
grundsätzliche Schwierigkeit liegt darin, daß kontinentale Sequenzgrenzen (z.B.
Paläogrundwasserstände, Deflationshorizonte, Überflutungsebenen) innerhalb der
untersuchten Profile entweder nur sehr geringe Erhaltungspotentiale besitzen oder lateral
nur eine geringe Verfolgbarkeit aufweisen (max. einige km). Der Abstand zwischen den
Bohrungen ist im NEDB viel zu weit, um eine solche Korrelation durchzuführen.
Ein weiteres Problem liegt darin, daß die Fazies in den beckenrandlichen Bereichen im
NEDB stark von hoch-mobilen ephemeren Flußsystemen geprägt ist, wodurch klimatische
Signale verwischt werden. Es ist daher häufig nicht mehr möglich zu unterscheiden, ob es
sich um ein klimatisch hochauflösendes Signal oder um ein einzelnes willkürliches
Starkregenereignis handelt.
Die grundlegendste Schwierigkeit liegt aber im Fehlen markant auftretender synsedi-
mentärer Tektonik im NEDB innerhalb der Havel- und Elbe-Subgruppen. Ohne wieder-
holte Reliefbelebungen kann sich keine Faziesarchitektur entwickeln, die differenziert
genug ist, daß sich zeitgleiche Sequenzgrenzen erkennen und korrelieren lassen.
Trotz der hier diskutierten Einschränkungen vermag das in dieser Arbeit präsentierte ganz-
heitliche dynamische sedimentologische Modell durchaus - auf der Grundlage der
sorgfältigen Analyse und Bewertung der die Sedimentation steuernden Faktoren - die Ent-
wicklung des Rotliegenden im NEDB beckenweit zu erklären.
Aufbauend auf den in dieser Arbeit gewonnenen Erkenntnissen über die komplexe
sedimentäre Entwicklung des Rotliegenden im NEDB wäre es für zukünftige Studien sehr
interessant zu überprüfen, ob es in anderen Beckenregionen möglich ist, sequenz-
stratigraphische Korrelationen zu erstellen. Vor allem die Altmark-Region erfüllt einige
der grundlegenden Voraussetzungen hierfür, wie sie in dieser Arbeit ausführlich
besprochen wurden. Wegen der Gasfunde im Rotliegenden ist die Bohrungsdichte in der
Altmark-Region sehr hoch. Die Datenbasis sollte dann möglichst vollständig gekernte
8 Diskussion 126
Profile beinhalten, da die vorhandenen geophysikalischen Bohrlochdaten für eine fazielle
Ansprache nicht ausreichen.
Entlang der Altmark-Region am Südrand des NEDB war während der Parchim- bis
Dethlingen-Formationen ein sehr intensiv gegliedertes Relief entwickelt, das eine hoch-
auflösende Faziesdifferenzierung möglich machte. Ein weiterer wichtiger Aspekt für die
hochauflösende Stratigraphie ist, daß dort während der klimatischen Trockenphasen
Dünenformationen angeweht wurden. Somit wären im Idealfall sowohl die Feuchtphasen
als auch die Trockenperioden repräsentiert. Kritisch müßte jedoch auch hier begutachtet
werden inwieweit die intensive fluviatile Fazies klima-indizierende Merkmale verwischt.
9 Literaturverzeichnis 127
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10 Anhang A A-1
10 Anhang A
Inhalt
Tabellen
Abbildungen
LithotypenModalanalysenSchwerminerale
GrauwackenLithotypenDünnschliffe
23-7
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810-2222-33
10 Anhang A A-2
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Abb. 10.1: Modalbestände der Grauwacken (>15% Matrixgehalt) des Rotliegenden im Arbeitsgebiet imQ-F-L-Diagramm nach (1974) und (1987).FOLK PETTIJOHN ET AL.
10 Anhang A A-9
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10 Anhang A A-10
Abb. 10.2: Lithotyp Gf, c aus der Bohrung Friedland2/70 (KM 3738,7). Das Foto zeigt ein typischesBeispiel für ein kompaktes, schlecht sortiertes,komponenten-gestütztes, feinkiesiges Konglomerat.Schichtungsmerkmale sind nur sehr undeutlichentwickelt. Die Kornformen schwanken zwischenkantengerundet und gerundet.
Abb. 10.3: Lithotyp Gf, m aus der Bohrung Loissin1/70 (KM 3187). Das Foto zeigt ein matrix-gestütztes Konglomerat mit einem großenungerundeten Rhyolith-Geröll im unteren Bild-bereich. Die Matrix besteht aus einem sehr schlechtsortierten geröllführenden Grobsandstein. Dieeingestreuten fein- bis mittelkiesigen Klasten sindebenfalls sehr schlecht gerundet.
10 Anhang A A-11
Abb. 10.4: Lithotyp Sc(Sf), r aus derMirow-Formation der BohrungPenzlin 1/75 (KM 5256,8). DieSortierung ist schlecht und die Klastenzeigen kantengerundete bis gerundeteKornformen. Die einzelnen internenLagen sind nur undeutlich entwickeltund zeigen ein Einfallen von ca. 20-22° zur Bohrachse. An der Basis isteine teilweise aufgearbeitete Tonlagezu sehen, die vorhergehende waning-
flows oder overbank-fines reprä-sentiert.Durch die frühdiagenetische Kom-paktion sind einzelne Klasten in denplastischen Ton gedrückt worden.
Abb. 10.5: Lithotyp Sc(M), p aus der BohrungStavenhagen 1/76 (KM 4710,7). Über denkleinskalig schräg-geschichteten kanalisiertenFeinsandsteinen an der Basis (Lithotyp Sf, r) setzterosiv die Wechselfolge von grobkörnigen undfeinsandig-siltigen Sandsteinen sowie Tonsiltsteinenein. Das Schichtungsgefüge ist durch kompaktiveEntwässerung stark gestört ( Konvolutionen undeinzelne Dykes).
10 Anhang A A-12
Abb. 10.6 links: Lithotyp Sc(M), l aus der BohrungFriedland 2/70 (KM 3636). Das Foto zeigt deutlich dieirreguläre bis linsige Schichtung mit schlecht sortiertenfein- bis grobkörnigen Sandsteinen. In der linkenunteren Ecken der Probe ist eine Tonscherbe zu sehen,die sekundäre fluviatile Aufarbeitung anzeigt.
Abb. 10.7 unten links: Lithotyp Sc(Sf), l von derBohrung Stavenhagen 1/76 (KM 4943,5). DieAbbildung veranschaulicht die generell schlechteSortierung dieses Lithotyps sowie die verstreutengrobsandigen Klasten. Charakteristisch für diesenLithotyp ist die irreguläre bis diffus-linsige Textur.
Abb. 10.8 unten rechts: Lithotyp Sf, l aus der Parchim-Formation (Bohrung Penzlin 1/75, KM 5296,4). Schönzu sehen ist an diesem Beispiel die irreguläre laminareTextur, die aufgrund des hohen Gehaltes an Tonsilt dieehemaligen Salzkrusten nachzeichnet. Die weißenFlecke sind einzelne Calcit- und Anhydrit-Konkretionen.
10 Anhang A A-13
Abb. 10.9: Lithotyp Sf, d aus der Bohrung Zehdenick2/75 (KM 4145,4). Das Foto zeigt einen äolischantransportierten und an Salzkrusten gebundenenFeinsandstein. Markant sind die wellig bis diffusangeordneten Tonsiltlaminen.
Abb. 10.10:Lithotyp Sf, r aus der Bohrung Stavenhagen 1/76 beiKM 4650,3 ( Mirow-Formation). Über feinsandigen Tonsiltsteinenmit Trockenrissen an der Basis setzt der hier gut sortierteFeinsandstein mit kleinskaliger Flaser- und Rippelschichtung undAnhydrit-Konkretionen ein. Am Top sind deutlich kleinskaligeSchrägschichtungssets zu erkennen.
10 Anhang A A-14
Abb. 10.11: Lithotyp Sf, p von der Bohrung Stavenhagen 1/76(KM 4788,4). Die dunklen Laminen bestehen in diesem Fall fastausschließlich aus angereicherten opaken Schwermineralen.
Abb. 10.12: Lithotyp Sf(M), r aus der Bohrung Stavenhagen 1/76bei KM 4829,5. Undeutlich kleinskalig schräggeschichtetertonsiltiger Feinsandstein.
10 Anhang A A-15
Abb. 10.13: Lithotyp Sf(M), p (BohrungStavenhagen 1/76, KM 4732,4). DasBeispiel zeigt eine kleinskalige gradierteLage mit tonsiltigem Feinsand an derBasis der zum Hangenden in Tonsilt-und schließlich in Tonstein übergeht. Esist ein typisches Beispiel für ein sehrniedrigenergetisches, einzelnes waning
flow-Ereignis.
Abb. 10.14: Das Foto zeigt einenfeinsandigen Tonsiltstein (LithotypM(Sf), r) mit kleinskaliger Rippel-und Flaserschichtung. BohrungFriedland 2/70 bei KM 3665,8.
10 Anhang A A-16
Abb. 10.15: Flaser- und rippel-geschichteter Tonsiltstein desLithotyps M, r (Bohrung Schwaan1/76 bei KM 5220,8).
Abb. 10.16: Lithotyp M, l aus derBohrung Schwaan 1/76 (KM 5212,8).Deutlich zu erkennen ist die irregulärebis linsige Textur des Tonsiltsteins.Die helle Linsen sind hier mit Calcitzementiert. Die vertikalen Spuren imoberen Drittel des Kernstückes sindKratzer.
10 Anhang A A-17
Abb. 10.17: LithotypSf(M), l aus der BohrungFriedland 2/70 (bei KM3675,8). Schön zu sehensind an diesem Beispieldie weißen Anhydrit-Konkretionen.
Abb. 10.18: Linsig bis diffus geschichtetertonsiltiger Feinsandstein (Lithotyp Sf(M), l)aus der Bohrung Stavenhagen 1/76 (bei KM4301,6). Auffällig ist hier das Fehlen derKonkretionen.
10 Anhang A A-18
Abb. 10.19 links: Laminare Wechsel-lagerung von Tonlagen und siltigen Fein-sandlagen des Lithotyps M(Sf), p (Penzlin1/75 bei KM 4683,5).
Abb. 10.20 unten links: Laminierter starkkarbonatischer Tonstein des Lithotyps M, pmit Farbübergang von rot-braun an der Basiszu grün-grau am Top (Bohrung Chorin 1/71bei KM 3757,2).
Abb. 10.21 unten rechts: EngschichtigeWechselfolge von linsig-geschichtetenfeinsandigen Tonsiltsteinen (M(Sf), l) undlaminierten grün-grau gefärbten kar-bonatischen Tonsteinen (M, p). BohrungPenzlin 1/75 bei KM 4610,3.
10 Anhang A A-19
Abb. 10.22: Feinsandiger Abschnitteines Lithotyps Sc(Sf), r aus derBohrung Penzlin 1/75 (KM 5238,2).Schön zu sehen ist der Trockenriß inder Tonsiltlage an der Basis.
Abb. 10.23: Lithotyp M(Sf), p aus derBohrung Zootzen 1/75 (KM 4712,7).Große dyke-förmige Entwässerungs-struktur.
10 Anhang A A-20
Abb. 10.24: Lithotyp Sc(M), l aus derBohrung Friedland 2/70 (KM 3523,3).Soft-sediment Deformation einerdünnen schlecht sortiertenFeinsandsteinlage.
Abb. 10.25: Kernfüllende Platznahmevon Anhydrit-Konkretionen. LithotypSf, l aus der Bohrung Penzlin 1/75 beiKM 5300.
10 Anhang A A-21
Abb. 10.26: Lithotyp Sf(M), l aus derBohrung Chorin 1/71 (KM 3750,45).Faziesunabhängiger Übergang vomRotliegenden ins überlagerndeGrauliegende.
Abb. 10.27: Untergrenze des Rotliegendenin der Bohrung Chorin 1/71 bei KM 3810,6.Messerscharfer Kontakt von homogenenTonsiltsteinen (M, h) der Hannover-Formation über andesitischen Vulkanitenmit Verwitterungshorizont.
10 Anhang A A-22
Abb. 10.28: Pseudomorphose von vermutlichHämatit nach Halit. Höhe des Rechtecks ca.1 mm (Bohrung Zehdenick 2/75 bei KM4340,6).
Abb. 10.29: Medusina limnica mitvierstrahligem Kreuz. Der Durchmesserbeträgt etwa 2 mm (Bohrung Zehdenick 2/75bei KM 4340,6).
Abb. 10.30: Ostracoden in den bunt-laminierten karbonatischen Tonsteinen desLithotyps M, p (Bohrung Stavenhagen 1/76 bei KM 4410,9, gekreuzte Nicols). DieSkala beträgt 200 µm.
10 Anhang A A-23
Abb. 10.31: Sedimentäres Gesteinsfragment: bindemittelreicher Sandstein(Grauwacke?) mit schlecht gerundeten Komponenten (Bohrung Prerow 1/65 bei KM2791,7, gekreuzte Nicols). Skala beträgt 100 µm.
Abb. 10.32: Sedimentäre Gesteinsfragmente: Grauwacke und zerbrochener Siltstein(Bohrung Prerow 1/65 bei KM 2891,5, gekreuzte Nicols). Skala beträgt 400 µm.
10 Anhang A A-24
Abb. 10.33: Karbonatisches Gesteinsfragment: oolithischer Kalkstein (BohrungPrerow 1/65 bei KM 2891,5, gekreuzte Nicols). Skala beträgt 200 µm.
Abb. 10.34: Sedimentäres Gesteinsfragment: Tonstein mit Roteisengeoden (BohrungPrerow 1/65 bei KM 2791,7, gekreuzte Nicols). Skala beträgt 100 µm.
10 Anhang A A-25
Abb. 10.35: Mikropoikilitische Textur in einem Rhyolithgeröll. Deutlich zu sehen istein stengeliges Quarzgeflecht in dessen Zwickeln körnig entwickelte Feldspäte sitzten(Bohrung Schwaan 1/76 bei KM 5519,4; unten gekreuzte Nicols). Skala beträgt 100µm.
10 Anhang A A-26
Abb. 10.36: Klassisches perlitisches Bruchmuster in einemvulkanitischen Glas (Bohrung Schwaan 1/76 bei KM 5519,4). Skalabeträgt 100 µm.
Abb. 10.37: Andesitisches Geröll mi t intersertalem Gefüge von richtungslosenPlagioklasleisten in einer opaken Matrix. Ebenfalls zu sehen ist der poikilotopischentwickelte Anhydrit -Zement (Bohrung Angermünde bei KM 3939,7; gekreuzteNicols). Skala beträgt 100 µm.
10 Anhang A A-27
Abb. 10.38: Rhyolithgeröl l mit gebuchtetem ( embayed)Quarzeinsprengling (Bohrung Stavenhagen 1/76 bei KM 4805,7; untengekreuzte Nicols). Skala beträgt 100 µm.
10 Anhang A A-28
Abb. 10.39: Fluidal texturiertes Rhyolithgeröll (Bohrung Penzlin 1/75bei KM 5416; unten gekreuzte Nicols). Skala beträgt 100 µm.
10 Anhang A A-29
Abb. 10.40: Radial -strahlig gewachsene Sphärulithe alsEntglasungstextur von vulkanitischen Gläsern (Bohrung Zootzen 1/75bei KM 5066,4; unten gekreuzte Nicols). Skala beträgt 100 µm.
10 Anhang A A-30
Abb. 10.41: Langprismatische Anhydrit -Kristalle (Bohrung Stavenhagen1/76 bei KM 4737,2; gekreuzte Nicols). Skala beträgt 200 µm.
Abb. 10.42: Zwei Generationen von Zementen: randlich Quarz -Zementation und in der Mitte nachfolgend auskristallisierter Anhydrit(Bohrung Stavenhagen 1/76 bei KM 4952,6; g ekreuzte Nicols). Skalabeträgt 100 µm.
10 Anhang A A-31
Abb. 10.43: Spharitische Calcit -Zementation in einem grobkörnigenSandstein (Bohrung Prerow 1/65 bei KM 2791,7; gekreuzte Nicols).Skala beträgt 100 µm.
Abb. 10.44: Feldspatblastese an einem stark serizitisiert en und gutgerundeten Feldspatklast (Bohrung Zehdenick 2/75 bei KM 4340,6;gekreuzte Nicols). Skala beträgt 100 µm.
10 Anhang A A-32
Abb. 10.45: Gerundeter polykristalliner Quarzklast umgeben vonporenfüllendem Quarz -Zement (Bohrung Penzlin 1/75 bei KM 5006,1;unten gekreuzte Nicols). Skala beträgt 100 µm.
10 Anhang A A-33
Abb. 10.46: Nadelige authigene Phyllosilikate ( coatings) in den offenenPoren eines Grobsandsteins (eingefärbter Dünnschliff aus der BohrungZehdenick 2/75 bei KM 4323,1; unten gekreuzte Nicols). Skala beträgt50 µm.
11 Anhang B
Inhalt
11.1 Mecklenburg-Vorpommern 4
11.1.1 Barth 1/63 4
11.1.2 Friedland 2/70 9
11.1.3 Gingst 1/73 17
11.1.4 Loissin 1/70 17
11.1.5 Penzlin 1/75 18
11.1.6 Prerow 1/65 48
11.1.7 Richtenberg 3/65 53
11.1.8 Schwaan 1/76 56
11.1.9 Stavenhagen 1/76 86
11.2 Brandenburg 103
11.2.1 Angermünde 1/68 103
11.2.2 Chorin 1/71 110
11.2.3 Zehdenick 2/75 114
11.2.4 Zootzen 1/75 132
Legende zu den sedimentary logs 159
Anhang B 1
Abb. 11.1: Lokationen der bearbeiteten Bohrprofile im NE-deutschen Becken. Am – Angermünde, Chi –
Chorin, FdlN – Friedland, Gst – Gingst, Loss – Loissin, Ric – Richtenberg, Rn – Rügen, Pew – Prerow, Pnl –
Penzlin, Swan – Schwaan, Stav – Stavenhagen, Zeh – Zehdenick, Zoo – Zootzen.
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Havel
Elbe
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Plauer
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Schweriner
See
Müritz
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Pnl
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FdlN
2/70
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ZooGs
1/75
Am
1/68
Chi
1/71
Zeh
2/75
40’ 40’
20’ 20’
54° 54°
40’ 40’
20’ 20’
53° 53°
40’
11° 12° 13°
11° 12° 13° 14°
14°
40’
0 30 km
Bohrungslokation ( 1993)H OTH ET AL.
Bohrungslokation ( 1990b)S TUMM ET AL.
bearbeitete Bohrung
Anhang B 2
WechselfolgeSand- Ton/Silt Cg Konglomerat (Kies)
c-Sst Grobsand
m-Sst Mittelsand
f-Sst Feinsand
mud Tonsilt
Sandstein
tonsiltigerSandstein
sandigerTonsiltstein
Tonsiltstein/Tonstein
Konglomerat(klastgestützt)
Konglomerat(matrixgestützt)
horizontal
horizontale Lamination
undeutlich horizontal
Tonscherben
Entwässerungsgefüge
Trockenrisse
Konvolution
Belastungsmarken
Flammengefüge
Winkel der Schichtungzur Bohrachse
Klüfte
Störungen
Calcit-Konkretion
Anhydrit-Konkretion
Schrägschichtung
undeutliche Schrägschichtung
wellige Schichtung
undeutliche wellige Schichtung
wellige Lamination
Linsenschichtung
scharf
graduell
diskordant
Probelokation
Flaserschichtung
Rippelschichtung
homogen
diffus
h
Cc
d
Lithologie Korngrößenklassen (DIN 4022)
Schichtungstyp
Schichtgrenzen
Sedimentstrukturen, TektonikKonkretionen
1
10-20°
Legende zu den sedimentary logs
Anhang B 3
Anhang B 4
11.1 Mecklenburg-Vorpommern
11.1.1 Bohrung Barth 1/63
Die Bohrung Barth 1/63 erbohrte sedimentäres Rotliegendes im Bereich von 2892,0 m bis 3221, 6 m miteiner Mächtigkeit von 329,6 m ( . 1993). Die zur Verfügung stehende Kernmarsch setzte beieiner Teufe von KM 2900,5 ein und endete bei KM 3104,9. Insgesamt wurden 74,3 Kernmeter (=22,5 %)der Bohrung aufgenommen.
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11.1.2 Bohrung Friedland 2/70
Die Bohrung Friedland 2/70 erteufte in dem Abschnitt von 3510,3 m bis 3767 m sedimentäres
Rotliegendes mit einer Mächtig-keit von 256,7 m. Die gekernte Strecke begann bei KM 3510
und endete bei KM 3750,5. Insgesamt wurden 145,9 Kernmeter (= 56,8%) des Rot-
liegendprofils aufgenommen. Die Ober- und Untergrenze sind nicht gekernt.
11 Anhang B 9
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11.1.3 Bohrung Gingst 1/73
Die Bohrung Gingst 1/73 erteufte auf einem Intervall von 1390 m bis 1429,7 m das Rotliegendemit einer Mächtigkeit von 39,7 m. Die Kernmarsch setzt bei KM 1393 ein und geht lückenlosbis KM 1427. Wegen des fast ausschließlich konglomeratischen Profils ist auf eine graphischeDarstellung im Anhang verzichtet worden.
11.1.4 Bohrung Loissin 1/70
Die Bohrung Loissin 1/70 traf im Teufenabschnitt von 2440,5 m bis 3241 m auf sedimentäresRotliegendes mit einer Gesamtmächtigkeit von rund 800 m (HOTH ET AL. 1993). Die zurVerfügung stehende Kernmarsch ist nur sehr lückenhaft und beträgt mit insgesamt 62 m nur etwa8% des gesamten Profils. Aus diesem Grund wurde auf eine graphische Darstellung dieserBohrung in den verzichtet.sedimentary logs
11 Anhang B 17
11.1.5 Bohrung Penzlin 1/75
Die Bohrung Penzlin 1/75 schloß sedimentäres Rotliegendes im Teufenabschnitt von 4568,5m bis 5479 m mit einer Mächtigkeit von 910,5 m auf ( 1993). Die in dieser Studiebearbeitete Kernmarsch setzt dagegen bei KM 4568 mit Rotliegendem ein und endet bei KM5472,6 mit der Grenze zu den permokarbonischen Vulkaniten. Insgesamt wurden 658,2 mKernmaterial (=72,8%) dieser Bohrung aufgenommen.
H OTH ET AL.
11 Anhang B 18
11 Anhang B 19
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11 Anhang B 20
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11 Anhang B 21
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11 Anhang B 48
11.1.6 Bohrung Prerow 1/65
Die Bohrung Prerow 1/65 erbohrte auf einem Teufenabschnitt von 2760 m bis 2946 m sedimentäresRotliegendes mit einer Gesamtmächtigkeit von 186 m. Die Kernmarsch beginnt bei KM 2763, endet bei KM2906,6 und enthält mit 79 Kernmetern rund 42,5% des gesamten Profils. Weder die Ober- noch die Untergrenzedes Rotliegenden sind gekernt.
11 Anhang B 49
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11.1.7 Bohrung Richtenberg 3/65
Die Bohrung Richtenberg 3/65 erschloß das Rotliegende auf einem Teufenabschnitt von 2655,1 m bis 2859 mmit einer Mächtigkeit von 203,9 m. Die Kernmarsch beginnt bei KM 2661,4 und endet bei 2756,3. Allerdingsstehen nur 25,6 Kernmeter (=12,6%) der Bohrung zur Verfügung.
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11.1.8 Bohrung Schwaan 1/76
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11.1.9 Bohrung Stavenhagen 1/76
Die Bohrung Stavenhagen 1/76 traf im Teufenintervall von 4301 m bis 4972 m aufsedimentäres Rotliegendes ( 1993). Der gekernte Abschnitt beginnt bei KM 4299und endet bei KM 4961. Insgesamt wurden 355 Kernmeter (=52,9%) aufgenommen.
H OTH ET AL.
11 Anhang B 86
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11.2.1 Bohrung Angermünde 1/68
Die Bohrung Angermünde 1/68 schloß das sedimentäre Rotliegende auf einemTeufenintervall von 3801,5 m bis 3945 m mit insgesamt 143,5 m auf ( 1993). Diezur Verfügung stehende Kernmarsch setzt bei KM 3802 ein und endet bei KM 3946 und ist bisauf ca. 1,8 m lückenlos.
H OTH ET AL.
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11 Anhang B 105
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11 Anhang B 107
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11.2.2 Bohrung Chorin 1/71
Die Bohrung Chorin 1/71 durchteufte das Rotliegende in einer Tiefe von 3761,5 m bis 3822,9mit einer Mächtigkeit von 61,4 m ( 1993). Die Kernmarsch setzt bei KM 3749,2ein, geht bis KM 3810,5 und ist lückenlos gekernt.
H OTH ET AL.
11 Anhang B 110
11 Anhang B 111
Dep
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Stratigraphy
Grauliegend Rotliegend HannoverFormationZ
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11.2.3 Bohrung Zehdenick 2/75
Die Bohrung Zehdenick 2/75 erbohrte Rotliegendes auf einem Intervall von 3999,5 m bis4494,5 m mit einer Mächtigkeit von 495 m ( 1993). Die zur Verfügung stehendeKernmarsch beginnt bei KM 4001,5 und endet bei KM 4492,2. Der Kerngewinn beträgt beiinsgesamt 406,5 m Kernmetern rund 82%. Die Obergrenze des Roliegenden ist nicht gekernt.
H OTH ET AL.
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11.2.4 Bohrung Zootzen 1/75
In der Bohrung Zootzen ist das Rotliegende auf einem Teufenabschnitt von 4331,5 m bis5132,5 m mit einer Mächtigkeit von 801 m angetroffen worden ( 1993). Diebearbeitete Kernmarsch setzt bei KM 4331 ein und geht bis KM 5125,9. Insgesamt wurdenca. 693 m aufgenommen, was einen prozentualen Anteil von 86,5% am Gesamtprofilausmacht.
H OTH ET AL.
11 Anhang B 132
11 Anhang B 133
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11 Anhang B 135
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11 Anhang B 145
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11 Anhang B 146
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11 Anhang B 158
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