Geologische Kartierung im südlichen Bergsträsser Odenwald; Blatt 6418 Weinheim

Inhaltsverzeichnis

1 Einleitung

2 Allgemeine geographische Verhältnisse
2.1 Kartengrundlage
2.2 Geographische Lage
2.3 Anthropogeographie
2.4 Klimatische Bedingungen
2.5 Physiogeographie, Hydrologie und Aufschlussverhältnisse

3 Geologischer Rahmen
3.1 Die Stellung des Odenwaldes innerhalb der mitteleuropäischen Varisziden
3.2 Plattentektonisches Konzept
3.3 Der Odenwald

4 Stratigraphie und Lithologie
4.1 Gesteine des kristallinen Grundgebirges
4.1.1 Metamorphe Gesteine
4.1.2 Plutonische Gesteine
4.2 Gesteine des Deckgebirges
4.2.1 Permische Vulkanite und Rhyolith- bzw. Quarzporphyr-Tuffe (Vulkaniklastite)
4.2.2 Buntsandstein (Mesozoikum)
4.2.3 Quartäre Ablagerungen

5 Tektonik

6 Metamorphose

7 Aufschlussverzeichnis
7.1 Aufschlüsse im Grundgebirge
7.1.1 Metamorphe Gesteine
7.1.2 Plutonische Gesteine
7.2 Aufschlüsse im Deckgebirge

8 Literaturverzeichnis

9 Anhang: Geologische Karte u. Schnitte

1 Einleitung

Die hier vorliegende geologische Diplomkartierung, die im Rahmen des Diplomstudienganges der Geologie-Paläontologie an der Ruprecht Karls Universität zu Heidelberg angefertigt wurde, stellt eine Wiederaufnahme der von Klemm (1929) im südlichen und zentralen Odenwald durchgeführten Kartierung (GK 25; Blatt Birkenau 6418(Weinheim)) dar. Das im Rahmen dieser Arbeit kartierte Gebiet, in der Gegend um Weinheim, umfasst ca. 15 km² und wurde in einem Zeitraum von ungefähr 8 Wochen (von Ende Oktober bis Ende Dezember 2003) in einem Maßstab von 1:10.000 geologisch erfasst. Die kartierten Gesteine umfassen, neben quartären und mesozoischen Sedimenten, im Wesentlichen granitoide sowie metamorphe Gesteine des kristallinen, variszischen Grundgebirges als Teil der Mitteldeutschen Kristallinschwelle im Bergsträsser Odenwald.

2 Allgemeine geographische Verhältnisse

2.1 Kartengrundlage

Als Kartengrundlage dienten folgende Karten:

- Geologische Übersichtskarte GK 25 (6418) Blatt Birkenau (Weinheim) von G. Klemm (1929).
- Topographische Freizeitkarte: Bergstraße-Weschnitztal Nr.8 Maßstab 1:20.000 (TF 20-8)
- Topographische Karte Blatt Weinheim (TK 6418) im Maßstab von 1:25.000, die auf einen Maßstab von 1:10.000 vergrößert wurde und die Grundlage der im Anhang be findlichen und im Rahmen dieser Kartierung erstellten geologischen Karte bildet.

Die oben genannte geologische Karte von G. Klemm wurde herangezogen, um einen Überblick hinsichtlich der im Arbeitsgebiet auftretenden Gesteinsarten sowie struktureller Großstrukturen zu erhalten.

Besonders hilfreich erwies sich auch die Topographische Freizeitkarte (TF 20-8) „BergstraßeWeschnitztal“, mit deren Hilfe es möglich war, Wanderwege in aktualisierter Form vorzufinden.

2.2 Geographische Lage

Das im Rahmen der hier vorliegenden Arbeit kartierte Gebiet befindet sich im Bergsträsser Odenwald, innerhalb der Mitteldeutschen Kristallinschwelle, welche ein Geologisches Fenster des hauptsächlich variszischen Grundgebirges in der saxothuringischen Zone Mitteleuropas repräsentiert.

Der sich in der östlichen Grabenschulter des Oberrheingrabens befindliche Bergsträsser Odenwald erstreckt sich in nord-südlicher Richtung von Darmstadt bis nach Heidelberg, während der Westrand morphologisch von den Randverwerfungen des Oberrheintalgrabens gebildet wird und die östliche Grenze vom Böllsteiner- („Otzbergzone“) sowie vom Buntsandstein-Odenwald markiert wird. Demzufolge nimmt der Bergsträsser Odenwald eine Fläche von ca. 1.500 km² ein.

Das eigentliche Kartiergebiet, mit einer Größe von ca. 15 km², befindet sich im südlichen Teil des Bergsträsser Odenwaldes. Die das Kartiergebiet begrenzenden Koordinaten lauten: 5492000 - 5490000 und 3476000 - 3483500.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 1: Lage des Kartiergebietes (schwarzes Rechteck)

2.3 Anthropogeographie

Innerhalb des Kartiergebietes liegen insgesamt vier Ortschaften, die alle über die Bundesstraße Nr.38 miteinander verbunden sind. Die unmittelbar an der westlichen Grenze des Kartiergebietes gelegene große Kreisstadt Weinheim a. d. Bergstraße (8,5° östlicher Länge und 49,5° nördlicher Breite; 108-400 m über NN¹ ) gehört dabei noch zu Baden-Württemberg, während die östlich davon gelegenen Ortschaften Birkenau, Kallstadt und Löhrbach bereits in Hessen liegen. Hierbei repräsentiert Weinheim mit 42.357 Einwohnern die größte Ortschaft in dieser Gegend. Eine Flächenerhebung aus dem Jahre 2001 ergab für die letztgenannte Stadt eine Gesamtfläche von 5.811 ha, von denen 2.516 ha (43,3%) landwirtschaftlich genutzt werden und 1.760 ha (30,3%) Waldfläche darstellen. Die restlichen 1.535 ha (26,4%) entfallen auf besiedelte Flächen, von Flüssen und Bächen eingenommene Bereiche und Straßen. Die wirtschaftlichen Haupterwerbszweige Weinheims werden durch folgende Branchen repräsentiert:

Landwirtschaftliche Betriebe, Autozulieferung, Dichtungstechnik, Druckwesen, Handel, Haushaltsprodukte, Hygieneartikel, Informationstechnologien, Kosmetikartikel, Kunststoffe, Lebensmittelherstellung und Lebensmittelverarbeitung, Leiterplatinen, Logistik, Luft- u. Raumfahrttechnik, Schwingungstechnik, Softwareentwicklung, Verlagswesen und Vliesstoffe. Daneben stellt Weinheim mit seiner großen zusammenhängenden Waldfläche (Naturpark: Bergstraße-Odenwald) ein Naherholungsgebiet für die angrenzenden Städte und Ortschaften dar (Quelle: http://www.weinheim.de).

Ungefähr 2,5 km östlich von Weinheim liegt die Grenze von Baden-Württemberg und Hessen. Beim Übertreten dieser Grenze gelangt man zunächst in die Kleinstadt Birkenau (5.743 Einwohner), weiter in Richtung Osten schließen sich die Ortschaften Kallstadt (weniger als 100 Einwohner) und Löhrbach (ca. 671 Einwohner) an (Quelle: http://www.birkenau.de; Stand: 06/2003). Letztere bildet die östliche Grenze des Kartiergebietes. Diese zuvor genannten Städte und Dörfer sind vor allem durch klein- bis mittelständige Betriebe und Landwirtschaft gekennzeichnet.

2.4 Klimatische Bedingungen

Das Klima Süddeutschlands lässt sich am besten als gemäßigt kontinental beschreiben. Aufgrund dessen besitzt diese Klimazone stark ausgeprägte Jahreszeiten mit warmen Sommerund kalten Wintermonaten. Die Durchschnittstemperaturen betragen im Sommer 25-30 °C (mittlere Maximaltemperatur im Juli) und im Winter 2 °C bis minus 5 °C (mittlere Maximaltemperatur im Januar). Länger anhaltende Kälteperioden mit Schnee und Frost sind jedoch außer in den Alpen eher selten (Quelle: http\\www.wetter.net; Stand: 12/2003). Häufige Wetterwechsel, ganzjähriger Niederschlag und vorwiegend westliche Windrichtungen sind typische Erscheinungen. Die jährlichen Niederschlagsmengen liegen im süddeutschen Raum zwischen 144,591² mm (Flughafen Frankfurt a. M.) und 269,989 mm (Freiburg i. Br./ Quelle: Deutscher Wetterdienst; Stand: 10/2003).

Die kleinräumigen klimatischen Bedingungen im Bereich des Kartiergebietes (Rhein-Neckar Dreieck), begünstigt durch die Mittelgebirgskämme und die Nähe zum Rhein und Neckar, können in den Sommermonaten zudem dazu führen, daß hier abweichend vom restlichen Bundesgebiet ein eher subtropisches Klima herrscht. So ist es zum Beispiel keine Seltenheit, daß sich der Frühling in Weinheim a. d. Bergstraße bereits zum Anfang März ankündigt (Quelle: http://www.weinheim.de).

2.5 Physiogeographie, Hydrologie und Aufschlussverhältnisse

Das geologisch kartographisch erfasste Gebiet bildet eine reichgegliederte Berglandschaft, die im Westen steil zur Rheinebene abfällt und nach Osten hin in eine allgemein weite Hochfläche übergeht. Die Gliederung der Oberfläche wird durch eine große Anzahl von Wasserläufen bedingt, die entweder der Weschnitz oder dem Neckar zufließen. Die außerhalb des Kartiergebietes befindliche Wasserscheide zwischen Neckar und Weschnitz verläuft nach Klemm (1929) ungefähr südöstlich aus der Gegend von Bärsbach, östlich vom Eichelberg bei Oberflockenbach, über Hilsenhain und die Galgenhöhe nach dem Hohberg (ca. 530 m), von dort aus bis nach der Striet (östliche Grenze des Kartiergebietes auf einer Höhe von ca. 520 m) nordwestlich von Oberabsteinach, springt dann nach Südosten bis in die Gegend von Siedelsbrunn und verläuft von hier aus fast geradlinig über den Rotzenberg (513 m), den Sattel zwischen Kreidach und Waldmichelbach auf dem Scheitel des Höhenzuges hin, der in der Tromm (Blatt Lindenfels) mit 577 m seine höchste Erhebung erreicht.

Die hydrologischen Verhältnisse im Kartiergebiet werden hauptsächlich von der Weschnitz im östlichen bzw. nordöstlichen Bereich des Kartenblattes sowie vom Kallstädter Bach bestimmt, der sich auf einer Länge von ca. 7 km in Richtung Ost-West durch die Mitte des Kartiergebietes zieht. Letzterer entspringt ungefähr 0,5 km südwestlich des Götzensteins (521,9 m) auf einer Höhe von ca. 500 m in Gestalt der Steinachquelle. Von dort aus verläuft der Kallstädter Bach, gespeist von zahlreichen Nord-Süd verlaufenden Gebirgsbächen, in Richtung westnordwest durch Löhrbach und Kallstadt, um im Kallstädter Tal seinen Lauf nach Nordwesten hin zu verändern, von wo er nach ca. einem Kilometer in Birkenau in die Weschnitz mündet. Der Kallstädter Bach zerschneidet durch seinen Verlauf zwei sehr markante Höhenzüge voneinander. So wird der nördlich von ihm gelegene Höhenzug, von Ost nach West, durch den Götzenstein, den Kisselbusch (502,1 m; höchster Punkt im Kartiergebiet), den Schulzenberg (366 m) und der Hohen Hecke gebildet, während der³ südliche Höhenzug, von West nach Ost, aus dem Eichelberg (ca. 340 m), dem Geiersberg (415,4 m), dem Steinkopf (409,9 m) und dem Reichelsberg (419,3 m) besteht. Die im Kartenblatt das erste Mal in Birkenau erscheinende Weschnitz, mit ihrem Ursprung weit im Norden der nördlichen Grenze des Kartiergebietes, knickt in Birkenau in Richtung Westen ab, fließt in einem geschwungenen (mäandrierenden) Verlauf durch Weinheim und mündet schließlich in den Rhein. Nördlich der Weschnitz bei Weinheim befindet sich ein aus dem Hirschkopf (345,7 m) und dem Lehnwald (260,7 m) bestehender Höhenzug, während sich südlich der Weschnitz der Wachenberg (399,5 m) erhebt, der sich nach Osten hin an den bereits erwähnten Eichelberg anschließt.

Die Qualität der Aufschlussverhältnisse variiert, bezogen auf die Gesamtfläche des Kartiergebietes, von sehr gut bis sehr schlecht. Besonders das Gebiet zwischen Kallstadt und Löhrbach ist wegen des weit ausgedehnten Weidelandes nur aufgrund langwieriger Lesesteinkartierungen geologisch zu erfassen gewesen. Demgegenüber stehen aber auch teilweise besonders gute Aufschlussverhältnisse wie z.B. die Straßenaufschlüsse entlang der B38 zwischen Weinheim und Kallstadt, Bereiche am Wachenberg, der Hohen Hecke oder dem Kisselbusch. Bei letzteren muss allerdings ergänzend erwähnt werden, daß auch dort (besonders im Bereich der unteren Bergflanken) anstehendes Gestein von ausgedehnten Schuttfächern und/oder üppiger Vegetation (Nadel- und Laubwälder) überdeckt wird und somit der direkten geologischen Bestimmung verborgen bleibt.

Entsprechend der im Kartiergebiet vorherrschenden klimatischen Verhältnisse (viel Regen und dichte Vegetation) ist die beherrschende Verwitterungsart chemisch-biologischer Natur. Dies zeigt sich besonders in der vielerorts zu beobachtenden Wollsackverwitterung (siehe Abb. 2), da granitoide Gesteine im Kartiergebiet die größte Fläche einnehmen.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 2: Granit in Wollsackverwitterung (Wachenburg in Weinheim a. d. Bergstraße)

3 Geologischer Rahmen

Da der Odenwald geologisch sehr vielfältig gegliedert ist und eine z.T. äußerst komplexe geologische Entwicklungsgeschichte durchlaufen hat, werden in diesem Kapitel die Stellung des Odenwaldes innerhalb der Mitteleuropäischen Varisziden, das plattentektonische Modell sowie der Odenwald als eigenständiger geologischer Komplex vorgestellt. Hierbei wird besonders der Bergsträsser Odenwald hervorgehoben, da die vorliegende Kartierung schließlich in diesem durchgeführt wurde.

3.1 Die Stellung des Odenwaldes innerhalb der mitteleuropäischen Varisziden

Nach der von Kossmat (1927) vorgenommenen Unterteilung des mitteleuropäischen Variszikums, existieren von NW nach SE vier Einheiten, die sich aufgrund unterschiedlicher fazieller, magmatischer sowie tektonischer Entwicklung voneinander unterscheiden (siehe Abb. 3). Dass sich diese Gliederung über einen so langen Zeitraum aufrechterhalten ließ, liegt in erster Linie daran, dass die Grenzen dieser Zonen weitestgehend Diskontinuitäten in der geotektonischen Entwicklung markieren. Die klassischen Zonen sind in Mitteleuropa das Subvariszikum (subvariszische Vortiefe bzw. Saumsenke), das Rhenoherzynikum, das Saxothuringium und das Moldanubikum (Schönenberg u. Neugebauer, 1987).

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Abb. 3: Gliederung des Variszikums in Mitteleuropa (Franke, 1989)

- Subvariszikum (Subvariszische Vortiefe bzw. Saumsenke):

Das Subvariszikum zieht sich vom Ruhrgebiet über die belgisch-französischen Reviere und Kent am Rande des London-Brabanter Massivs entlang bis nach S-Wales und S-Irland. Östlich vom Ruhrgebiet versinkt es unter starker Bedeckung und ist im weiteren Verlauf nur schwer nachzuweisen (Schönenberg u. Neugebauer, 1987). Diese Einheit, welche sich nördlich des Rhenoherzynikums befindet, umfasst die nicht metamorphen bis allenfalls schwach metamorphen Gesteine der kohleführenden Molassesenke des variszischen Gebirges, die im Oberkarbon verfaltete wurden (Dietl u. Kontny, 2001). Bei den hier auftretenden Gesteinen handelt es sich im Liegenden hauptsächlich um „flözleere“, sandige Sedimente, die im Ruhrbecken eine Mächtigkeit von über 3000 m erreichen. Diese Sedimente wurden einerseits z.T. vom aufsteigenden Rhenoherzynikum und andererseits vom fennoskandischen Geotumor geliefert. Erst im Namur C bildeten sich die ersten abbauwürdigen Kohleflöze. Im Verlauf der Westfal-Stufe nahmen die marinen Ingressionen sowie die Kohleflözbildungen dann ab und Rotsedimente sowie neuerliche marine Ingressionen kündigten das Perm an (Schönenberg u. Neugebauer, 1987).

- Rhenoherzynikum:

Die Rhenoherzynische Zone lässt sich von den Massiven des Harzes, Rheinischen Schiefergebirges und der Ardennen in das Devon-Karbon von SW-England und S-Irland verfolgen. Unterbrochen durch den westeuropäischen Schelf taucht sie in SW-Iberien in Form der südportugiesischen Zone auf. Vom Harz nach Osten verliert sich die Rhenoherzynische Zone jenseits des Flechtinger Höhenzuges unter dem sehr mächtigen Deckgebirge Mittelpolens (Schönenberg u. Neugebauer, 1987).

Die Vorlandfalten und Überschiebungsgürtel der Rhenoherzynische Zone (siehe Kapitel 3.2 auf S.11) finden sich im Giessener Raum am Ostrand des Rheinischen Schiefergebirges und im Südharz (Meisl 1991; Ahrendt et al . 1983).

Bei den in der Rhenoherzynischen Zone anzutreffenden Gesteinen handelt es sich hauptsächlich um im Devon und Unterkarbon abgelagerte Sedimente, die durch epikontinentale und hemipelagische Ablagerungsbedingungen gekennzeichnet sind (Walter, R. 1992). Allgmein zeigen die Gesteine nur sehr schwache metamorphe Bedingungen an (Dietl u. Kontny, 2001). K/Ar-Alter von Phengiten zeigen ein Wandern von Deformation und Metamorphose von SE (320 Ma) nach NW (305 Ma) an (Ahrendt et al . 1983).

- Saxothuringikum:

Das klassische Gebiet für die Saxothuringische Zone wird vom Sächsischen und Thüringischen Schiefergbirge einschließlich des Erz- und Fichtelgebirges aufgebaut. Von dort, in Richtung Osten, verschwindet es im Untergrund und taucht erst wieder in den West- und Ostsudeten sowie im „Brunovistulikum“ (schmale kristalline Zone, die durch die „Moldanubische Überschiebung“ vom Kern der Böhmischen Masse abgetrennt ist) auf. In Richtung Westen wird das Saxothuringikum vom Spessart und Odenwald sowie von den schwächer metamorphen, nördlichsten Anteilen des Schwarzwaldes und der Vogesen aufgebaut. Jenseits des Pariser Beckens taucht die Zone im nördlichen und zentralen Block des Armorikanischen Massivs auf. Die weitere Fortsetzung findet sich schließlich im SW des Iberischen Massivs, also in der Ossa-Morena-Zone und der Lusitanisch-Alcudischen Zone (Schönenberg u. Neu- gebauer, 1987).

Die Saxothuringische Zone ist komplex aufgebaut und lässt sich in drei Bereiche einteilen:

1. Der Südrand des Rheinischen Schiefergebirges und die Wippraer Zone im Harz bilden die nördliche Phyllitzone. Verglichen mit dem Rhenoherzynikum, ist hier ein deutlich höherer Metamorphosegrad vorhanden. Die dort anstehenden Phyllite und Metavulkanite des Silurs (?) bis Unterdevons durchliefen eine druckbetonte, grünschieferfazielle Metamorphose mit Temperaturen von maximal 300°C und Drücken von ca. 6 kbar (Anderle et al. 1990). Das Metamorphosealter liegt, belegt durch K/Ar-Datierungen an Phengiten, bei 327 Ma (Ahrendt et al. 1983).

2. Südöstlich des oben beschriebenen Gebietes liegt die Mitteldeutsche Kristallinschwelle, die in Form eines geologischen Fensters, von SW nach NE in folgenden Gebieten studiert werden kann: Bergsträsser- und Böllstein-Odenwald, kristalliner Vorspessart, Ruhlaer Kristallin und dem Kyffhäuser. Im NE schließt sich die das Kristallin begrenzende Saar-Nahe-Senke an. Von den zuvor aufgezählten Lokalitäten stellt der kristalline Odenwald das größte, zusammenhängend aufgeschlossene Gebiet der Mitteldeutschen Kristallinschwelle dar. Hier findet man vor allem kalkalkaline InselbogenMagmatite, die in temperaturbetonte, amphibolitfazielle Gesteine intrudiert sind (Dietl u. Kontny, 2001). Diese Verhältnisse lassen sich auch kleinmaßstäblich in vielen Bereichen des Kartiergebietes beobachten, in denen sich die Lithologien entweder abrupt, horizontal und/oder lateral von metamorphen zu magmatischen Gesteinen ändern, oder Bereiche, in denen besonders amphibolitfazielle Gesteine von granitoiden Gesteinen (Granodiorite, Granite oder pegmatitische bzw. aplitische Granitgänge) durchschlagen oder injiziert werden. Der Chemismus der Magmatite und die Hochtemperaturmetamorphose der Rahmengesteine, zusammen mit der Hochdruckprägung der Phyllitzone, lassen den Rand des Saxothuringikums als sog. „paired metamorphic belt“ erscheinen, in dem der Mitteldeutschen Kristallinschwelle die Rolle des magmatischen Bogens und der Phyllitzone die eines akkrezionären Keiles zukommt (Weber u. Juckenack, 1990; Willner et al. 1991). Im Verlauf des Mitteldevons wird die Mitteldeutsche Kristallinschwelle Liefergebiet für die Sedimentation im rhenoherzynischen sowie saxothuringischen Raum (Okrusch et al., 1975).

3. Das Saxothuringikum sensu strictu wird in der Regel aus niedriggradigen Metapeliten und Metapsammiten des Kambriums bis Unterkarbons und amphibolitfaziellen Ge steinseinheiten, in die Marmore und Amphibolite eingeschaltet sein können, aufgebaut. Lediglich die als Decke interpretierte Münchberger Gneismasse mit ihren Eklogiten, sowie das sächsische Granulitgebirge fallen aufgrund ihrer wesentlich höheren Meta morphose aus dem Rahmen (Dietl u. Kontny, 2001).

- Moldanubikum:

Zum Moldanubikum gehören der Kern der Böhmischen Masse, der größte Teil des Schwarzwaldes und der Vogesen sowie die externen Kristallinmassive der Westalpen, der Norden und das Zentrum des Französischen Zentralmassivs, der Südteil des Armorikanischen Massivs und schließlich die breite Galizisch-Kastilische Zone Iberiens (Schönenberg u. Neugebauer, 1987). Da das Moldanubikum die Interniden des variszischen Gebirges bildet, findet man dort hochgradig metamorphe, z. T. auch anatektische Gneise paläozoischen bis präkambrischen Alters (Dietl u. Kontny, 2001).

3.2 Plattentektonisches Konzept

Die Variszische Orogenese wurde im westlichen und zentralen Europa durch Konvergenz und Kollision der „Paläokontinente“ Baltika, Laurentia und Gondwana, verursacht. Der Zeitraum für dieses Ereignis liegt zwischen 380 bis 300 Mio. a (Oncken et al., 1999) In den 70er und späten 80er Jahren wurde das bisherige Bild aus plattentektonischer Sicht neuinterpretiert. Unter diesen Gesichtspunkten nahm man zwischen dem Rhenoherzynikum (als Teil des nördl. Laurussia-Kontinents) und dem Saxothuringikum (als Teil des südl. Gondwana Kontinents) eine Suturzone an (Weber u. Behr, 1983; Franke, 1989).

Das im Laufe der Zeit stetige Anwachsen von paläomagnetischen Daten (Bachtadse et al., 1995; Tait et al., 1996) führte zu einem komplexeren Bild der Variszischen Orogenese. Hierbei wurden die Mikrokontinente Avalonia und Armorika in das plattentektonische Szenario eingebunden (Franke u. Oncken, 1995).

Nach heutigen Erkenntnissen entstand der Kristalline Odenwald bei der Kollision von Avalonia und Armorika (siehe Abb. 4). Während der Kollision dieser beiden Mikrokontinente wurde ein Inselbogen an den Nordrand des aktiven Kontinentalrandes von Armorika angelegt. Die magmatischen Anteile dieses Inselbogens können überall als Teile der Mitteldeutschen Kristallinschwelle nachgewiesen werden, wodurch das Odenwald-Kristallin den größten zusammenhängenden Aufschluss solcher Inselbogengesteine der Mitteldeutschen Kristallinschwelle darstellt.

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Abb. 4: Vereinfachte plattentektonische Rekonstruktion der variszischen Orogenese in Mitteleuropa nach Oncken (1997)

Bei den oben genannten Mikrokontinenten umfasst Avalonia den authochtonen Teil der Rhenoherzynischen Zone, wohingegen Armorika aus der nördlichen und zentralen armorikanischen Zone (Frankreich), der Saxothuringischen Zone und der Tepla-Barrandium-Zone in Zentraleuropa besteht (Franke et al., 1995).

Aus paläomagnetischen Daten kann geschlossen werden, daß zwischen Armorika und Avalonia ein mindestens 1000 km breiter Ozean gelegen haben muß (Franke et al., 1995). Die Rhenoherzynische Zone wird nach heutigen Erkenntnissen als Vorlandfalten- und Überschiebungsgürtel angesehen. Dieser entwickelte sich aus einem devonischen und unterkarbonischen passiven Kontinentalrand (Oncken u. Weber, 1995) als Produkt einer südwärts gerichKapitel 3: Geologischer Rahmen Frank Bernsdorff teten Subduktion bei welcher ozeanische Kruste unter das Saxothuringikum geschoben wurde. Seine sedimentäre Bedeckung wurde dabei um ca. 50 % verkürzt, d.h. um 180 km (Oncken et al., 1999), dies geschah während des finalen Kollisionsereignisses zwischen 330 und 300 Mio. a (Stein, 2001).

Der Ursprung der Mitteldeutschen Kristallinschwelle am nördlichen Rand des Saxothuringikums wird noch debattiert. Plutonische Gesteine sind hier sehr häufig und können geochemisch als I-Typ Granitoide mit einer klaren isotopischen Subduktionssignatur charakterisiert werden (Henes-Klaiber, 1992). Aus diesem Grund wurde die Mitteldeutsche Kristallinschwelle als ein magmatischer Bogen interpretiert, der sich während einer südwärts gerichteten Subduktion bildete (Liew u. Hofmann, 1988). Reischmann und Anthes (1996) postulierten eine dreiphasige geodynamische Entwicklung für die Mitteldeutsche Kristallinschwelle. Hierbei gingen sie immer davon aus, daß ozeanische Kruste unter die Mitteldeutsche Kristallinschwelle, als Teil des Saxothuringikums, subduziert wurde:

- Südwärts gerichtete silurische Subduktion des Rheiischen Ozeans
- Südwärts gerichtete spätdevonische Subduktion des Rhenoherzynischen Ozeans
- Nördlich gerichtete unterkarbonische Subduktion des Saxothuringischen Ozeans

Da sich die Variszische Orogenese in einem transpressionalen Regime, einhergehend mit einer schiefen Subduktion, entwickelte, wurden prävariszische Spuren verwischt. Trotzdem fanden Franke et al. (1995) paläontologische Beweise dafür, daß zumindest Teile der Mitteldeutschen Kristallinschwelle in prädevonischer Zeit zum Mikrokontinent Avalonia gehörten. Hinzu kommt, daß Gesteine mit klarer Inselbogensignatur auf beiden Plattenrändern darauf hindeuten, daß es bereits im Silur oder Unterdevon zu einer Schließung des Rheiischen Ozeans kam. Während der späten unterdevonischen Entwicklung des Rhenoherzynischen Ozeans und seiner endgültigen Schließung an der Wende Unter-/Oberkarbon, wurden diese Teile Avalonias mit dem Mikrokontinent Armorika vereinigt (Franke u. Oncken, 1995). Dieses ZweiOzean-Szenario war zu diesem Zeitpunkt bereits von Altenberger u. Besch (1993) aufgrund geochemischer Daten aus dem Böllstein Odenwald postuliert worden. Zeh (1996) interpretierte die Mitteldeutsche Kristallinschwelle als „tektonisches Puzzle“ aufgrund der sehr komplexen orogenetischen Entwicklung der verschiedenen Teile der Mitteldeutschen Kristallinschwelle. Sein Modell beinhaltet ebenfalls eine zweite südwärts gerichtete Subduktionszone am südlichen Rand (380-360 Ma).

Oncken (1997) stellte ein neues Modell für die Mitteldeutsche Kristallinschwelle vor, welches auf der „Orogenkeiltheorie“ von Platt (1986) basiert. Gemäß Onckens Konzept dominieren bei verschiedenen Massentransporten drei Typen von stabilen Orogenkeilen:

1.) Solche ohne Akkretion
2.) Solche mit frontaler Akkretion, die zu Vorland-Imbricate-Fans führen
3.) Solche mit Erosion durch Subduktion und basaler Akkretion (underplating), die zu Duplexstrukturen und Falten sowie Überschiebungen führen.

Folgt man diesem Modell aus einer Kombination von frontaler und basaler Akkretion, einhergehend mit durch Subduktion erfolgter Erosion, so entspricht dies den Prozessen, die für die Entwicklung der Mitteldeutschen Kristallinschwelle als orogenen Keil verantwortlich sind (Oncken, 1997). Die in obiger Aufzählung zuletzt genannten zwei Punkte, mit ihrem vertikalen Materialtransport, verursachten eine Exhumierung von Mitteldruckgesteinen, welche ursprünglich Teile der überfahrenden, oberen Saxothuringischen Platte waren und von dieser während des Subduktionsprozesses (zwischen 365 Ma u. 330 Ma) abgekratzt wurden (Oncken, 1997). Diese Interpretation verschleiert die klassische Zonierung der Variszischen Orogenese in Mitteleuropa von Kossmat, da die Verteilung von unterem und oberem Plattenmaterial nur vom vorherrschenden Akkretionsmechanismus abhängt (Stein, 2001).

3.3 Der Odenwald

Der Odenwald liegt in der östlichen Grabenschulter des Oberrheintalgrabens zwischen Heidelberg und Darmstadt. Er lässt sich in erster Näherung in drei Bereiche unterteilen, und zwar in den Bergsträsser und Böllsteiner Odenwald, die hauptsächlich aus variszischem Grundgebirge aufgebaut sind, sowie dem Buntsandstein Odenwald (siehe Abb.5).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abb. 5: Lithologische Gliederung des Odenwaldes (Stein, 2001)

Der Bergsträsser Odenwald erstreckt sich, in Nord-Süd-Richtung, von Darmstadt bis nach Heidelberg. Seine Abgrenzung erfolgt gegen Osten hin zum einen durch hauptsächlich mächtige Buntsandsteinablagerungen aus dem Mesozoikum (südwestlicher Grenzbereich) und zum anderen durch die an die Otzberg-Zone gebundene sinistrale, NNE streichende Störungszone. Nach Westen hin wird er durch die Randbrüche des Oberrheingrabens begrenzt. Vor allem am

Westrand des Bergsträsser Odenwaldes ist diese tektonische Bruchzone als Gebirgsabbruch morphologisch deutlich erkennbar (Walter, 1992). Im Norden taucht der kristalline Grundgebirgssockel schließlich unter die permische Saar-Selke-Senke ab (Stein, 2001). Der Bergsträsser Odenwald besteht zu ungefähr 90 % aus magmatischen Gesteinen mit kalkalkaliner geochemischer Zusammensetzung (Henes-Klaiber, 1992; Kreher, 1994) und nur zu ca. 10 % aus metamorphen Gesteinen. An plutonischen, dem Grundgebirge zugehörigen Gesteinen kommen im allgemeinen Gabbros, Gabbrodiorite, Diorite, Granodiorite und Granite vor (Stein, 2001). Geochemische Daten (Henes-Klaiber, 1992; Kreher, 1994) charakterisieren sie als kalkalkaline Gesteine mit I-Typ-Signatur (Titanit, Hornblende, Klinopyroxene, Alarme Biotite, kein primärer Muskovit oder Cordierit), die an Subduktionsvorgänge gebunden sind (negative Anomalien bezüglich Nb, Ta u. Ti). Bei diesen Intrusionen handelt es sich entweder um große, diapirische Plutone, wie z.B. der Frankenstein-Intrusionskomplex, der Weschnitzpluton sowie der Tromm- und Heidelberggranit, oder um eine enge Vergesellschaftung mit metamorphen Gesteinen in der Flasergranitzone (Stein, 2001). Ihre hohen Gehalte an inkompatiblen Elementen (Cs, Rb, Ba, Sr, Pb, Th, U u. K) einhergehend mit negativen Anomalien von Nb und Ta (Henes-Klaiber, 1992) definieren diese Gesteine als Teile eines magmatischen Bogens (Stein, 2001). Altherr et al. (1999) fanden zusätzliche geochemische Hinweise in Form von geringen Rb/Sr-Verhältnissen (≤ 0,56) sowie niedrigen Rb/ZrVerhältnissen (≤ 1,1), welche die Theorie vom magmatischen Bogen unterstützen. Die plutonischen Gesteine des gesamten Bergsträsser Odenwaldes zeigen eine generelle Zonierung von Nord nach Süd an. Hierbei dominieren im Norden vor allem basische Gabbros und Diorite (362 Ma), im zentralen Bereich kommen hauptsächlich intermediäre Granodiorite (340-335 Ma) vor, während im Süden allgemein saure Granite (340-335 Ma) vorherrschen (Altherr et al., 1999).

Ebenfalls zum Grundgebirge zugehörig treten zwischen den plutonischen Körpern die sog. metamorphen Schieferzüge kulissenartig auf. Hierbei handelt es sich um insgesamt sechs eng begrenzte metamorphe Zonen, die eine generelle Streichrichtung von NE-SW aufweisen (Stein, 2001). Von diesen Schieferzonen wurde, im Rahmen der hier vorliegenden Arbeit, u.a. der sog. Weinheim-Waldmichelbach Schieferzug („Schollenagglomerat“) kartiert. Es handelt sich bei diesen Metamorphiten im Wesentlichen um Amphibolite, Schiefergneise, quarzitische Schiefer und Kalksilikathornfelse (Klemm, 1929). Daneben tauchen auch mancherorts migmatische Gesteine innerhalb der genannten Schieferzüge auf, die von Willner et al. (1991) als „migmatitische Gneise“ angesprochen wurden (Leyk, et al., 2001). Aufgrund von geochemischen Untersuchungen nimmt man als Edukte für die Metasedimente Tonsteine, GrauwaKapitel 3: Geologischer Rahmen Frank Bernsdorff cken und Quarzite an (Matthes et al., 1972). Bei der Frage, welcher metamorphe Prozess zur Bildung der oben genannten Gesteine geführt hat, herrscht allerdings Uneinigkeit. So machen Eigenfeld (1963) und Klemm (1929) vor allem kontaktmetamorphe Prozesse für die Umkristallisation der paläozoischen Sedimente verantwortlich, da die Metamorphite häufig Injektionen von magmatischen Komponenten aufweisen („Durchtrümerung“ von v.a. aplitischem Granit; Klemm, G., 1929) und zudem im Gelände scharfe Kontaktgrenzen zwischen den metamorphen und plutonischen Körpern zu beobachten sind, während andere Autoren (Matthes et al., 1972) amphibolitfazielle, regionalmetamorphe Prozesse als ausschlaggebende Faktoren heranziehen. Leyk et al. (2001) hingegen favorisieren, basierend auf K-Ar Datierungen an Muskovit Mineralen, die These, dass sowohl kontaktmetamorphe als auch regionalmetamorphe Prozesse zur Bildung dieser Gesteine geführt haben sollen. So fanden sie in metamorphen Gesteinsproben („Weinheim-Waldmichelbach-Schieferzug“) drei Generationen von Muskovitmineralen, von denen die beiden älteren durch regionalmetamorphe Prozesse gebildet wurden, während die jüngeren Muskovite (von Matthes et al., 1972 als „Quermuskovite“ benannt) kontaktmetamorpher Natur sein sollen. Letztere korrelieren zudem mit dem Intrusionsalter des Plutons, von welchem sie umgeben sind (Heidelberger Inrusivkomplex). Aufgrund ihrer ermittelten Daten schlagen sie folgende Bildungsgeschichte vor (nach Leyk et al., 2001):

1. Präkarbonische Regionalmetamorphose bei Temperaturen oberhalb 650 °C und Drü cken von ca. 0,4 GPa erzeugten die Mineralparagenese von K-Feldspat, Sillimanit, Quarz, Plagioklas u. Muskovit (1. Generation).
2. Abkühlung und Bildung von retrogradem Muskovit der 2. Generation (Temperaturen unterhalb 600 °C).
3. Scherung mit einhergehender bruchhafter Deformation (D4) der Gesteine.
4. Intrusion des Heidelberg-Granits (ca. 330 Ma) und die damit verbundene thermische Überprägung der bereits metamorphen Gesteine mit einhergehendem Mineralwachs tum des Muskovits der 3. Generation (ca. 328 Ma).

[...]

¹ NN= Normal - Null

² 1mm = 1l/m²

³ Vom südlichen Höhenzug befinden sich nur die jeweiligen Nordhänge der genannten Berge im Kartiergebiet! 5