In 85 Millionen Jahren "wuchs" der Harz um mehr als 4 Kilometer!

Vor rund 400-300 Millionen Jahren wurde das Variszische Gebirge in Europa aufgefaltet. Zu diesem großen Orogenzug gehören in Deutschland u.a. der Harz und das Rheinische Schiefergebirge. Während die geologischen Prozesse der Gebirgsbildung im Erdaltertum für den Harz mittlerweile relativ gut verstanden werden, sind die tieferen Ursachen für dessen jüngere Hebungsgeschichte, von der Oberkreide (85 Mio. Jahre) bis in die Gegenwart, es handelt sich hier um Hebungen von mehr als vier Kilometer, noch nicht befriedigend geklärt.
Blockbild durch die paläozoische Schichtfolge des Harzes (Rhenoherzynische Zone) und den Randbereich der Saxothuringischen Zone, die am Kyffhäuser in einem kleinen Anschnitt zutage tritt.
Querschnitt durch den nördlichen Harzrand mit der gehobenen Blockeinheit des Harzes im SW, der Harznordrandstörung im Zentrum und dem nördlich vorgelagerten Subherzynen Becken. Der Versatz in Einfallsrichtung der Nordrandstörung beträgt mind. 4,5 km KOLLISION ZWEIER KONTINENTALER PLATTENSPLITTER

Letztlich wird diese Hebung im Verbund mit weiteren Regionalstudien als Puzzle zusammengesetzt werden müssen. Eine weitere fundamentale Frage der Harzgeologie ist die plattentektonische Situation im Umfeld des Harzes während der variszischen Ära (Devon bis Oberkarbon, vor ca. 400-300 Millionen Jahren). Der Harz liegt direkt nördlich des Verschweißungsbereiches der Rhenoherzynischen und Saxothuringischen Platte. Als Grenzsutur wird der SE-Harz, die Zone von Wippra angesehen, wo durch das Kollisionsereignis der beiden kontinentalen Plattensplitter vor ca. 320 Millionen Jahren dort erhöhte Temperaturen und Drucke (350°C, bis zu 6 Kilobar Druck) auftraten.

FÜNF MILLIONEN JAHRE ALTE GATTUNG BEGINNT, DIE ERDGESCHICHTE ZU VERSTEHEN

Das vielleicht größte Faszinosum: Der Mensch, ein Wesen, das seit rund fünf Millionen Jahren, seinen Ausgang in Afrika nehmend, über diesen Globus "stolpert", kann als naturwissenschaftlicher Detektiv Spuren des Werdens seines Planeten entdecken, welche die Geschichte seiner biologischen Art um bis zu mehr als das Fünfhundertfache zeitlich übersteigen. Die Naturgeschichte des Harzes setzen die Geologen aus tiefenseismischen, strukturgeologischen, sedimentologischen, petrologischen und paläogeographischen Mosaikelementen zusammen

Die Geologisch-strukturellen Einheiten des Harzes

Einführung

Der Harz liegt in der nordöstlichen Fortsetzung des Rheinischen Schiefergebirges. Die entlang herzynisch gerichteter lineamentärer Tiefenbrüche herausgehobene Pultscholle erschließt quer zum variszischen Streichen einen etwa 60 km breiten Ausschnitt des Rhenoherzynikums. Die regional-geologische Gliederung erfolgt nach strukturellen Einheiten. Die lithofaziell begründeten und tektonisch ausgestalteten Harzeinheiten sind vorwiegend variszisch orientiert. Lediglich die Tanner Zone (flach-sigmoidaler Verlauf) sowie die postorogen intrudierten Granite (Brocken-, Oker- und Ramberg-Pluton) und die Südharz- bzw. Selke-Mulde weichen vom variszischen Streichen ab. Während er an seiner Nordseite steil herausragt und auf das Vorland gepreßt und überschoben wurde, taucht der Harz an der Südseite flach unter permischen Deckschichten ab.

Geosynklinale Entwicklung

Der geosynklinale Entwicklungsgang des Rhenoherzynikums erfolgt zwischen dem Old-Red-Kontinent und der Mitteldeutschen Kristallinschwelle. Diese trennte das Rhenoherzynikum spätestens seit dem tieferen Oberdevon vom südlich gelegenen Saxothuringikum. Eine Abfolge ordovizisch-silurischer bis unterdevonischer Pelite, Siltsteine, Sandsteine und Karbonate belegt einen pelagischen Sedimentationsraum (herzynische Fazies). Klastische Schüttungen vom Old-Red-Kontinent scheint es nur im Ober-Ems gegeben zu haben. Zu Beginn des Mitteldevons hat das Nachlassen der klastischen Zufuhr die Ausbreitung der pelagischen Fazies zur Folge. Die Absenkung wird von einem initialen Magmatismus begleitet und erreicht im Mitteldevon maximale Beträge. Nahe dem Schelfrand oder auf dem Schelf wird sie durch eine kurzfristig andauernde Riffentwicklung (oberes Mitteldevon bis tiefes Oberdevon) kompensiert.

Im höheren Oberdevon und tieferen Unterkarbon führt eine verminderte Absenkung zu einem Ausgleich des submarinen Reliefs. Diese Periode wird durch Schwarzschiefer-Einschaltungen werden (Kellwasser-Kalk, Liegende Alaunschiefer) dokumentiert.

Ab dem Oberdevon II/III korrespondierte die Heraushebung und Abtragung der Mitteldeutschen Kristallinschwelle mit der Eintiefung der von Südosten nach Nordwesten vorrückenden Flyschtröge. Die als Untiefen fortdauernden Riff-Komplexe (Elbingerode, Iberg) werden jeweils verspätet von den Grauwacken-Schüttungen überwältigt.

Im Unterkarbon II wird durch das Wiederaufleben des initialen Magmatismus (Deckdiabas) eine erneute Phase verstärkter Absenkung eingeleitet. Die Mächtigkeiten der zyklisch aufgebauten Abfolgen des Flysch-Stadiums aus Kieselschiefern, Tonschiefern und Grauwacken nahmen von einigen hundert Metern im Oberdevon bis zu einigen tausend Metern im höchsten Unterkarbon zu. Der Flächenanteil der Flysch-Serien beträgt etwa 60%. Die Addition der lokal ermittelten maximalen Mächtigkeiten einzelner lithostratigraphischer Einheiten ergibt für den Oberharzer Devonsattel etwa 2500 m bzw. 3000 m für das Unterkarbon der Clausthaler Kulmfaltenzone. Da sich jedoch die Depozentren in Raum und Zeit verlagerten, und zwar im Unterkarbon generell von Südosten nach Nordwesten, ist die Gesamtmächtigkeit der devonisch-unterkarbonischen Sedimentfolge geringer als 5500 m und beträgt maximal etwa 4000 m.

Porphyrische Ergußgesteine der älteren Perm-Zeit reichen vom Ilfelder Becken am Südrand des Harzes in diesen hinein. Es handelt sich um stockförmige Schlotfüllungen (z. B. Auerberg im Ostharz; Rabensberg und Großer Knollen nahe Bad Lauterberg) oder vielfach etwa nordsüdlich oder ostwestlich verlaufende Spaltenfüllungen (Umgebung von Elbingerode und Bad Lauterberg).

Die Heraushebung des Harzes hat schon im jüngeren Mezozoikum begonnen, danach wurde er wieder abgetragen und weitgehend eingeebnet. Wie bei den anderen deutschen Mittelgebirgen ist es im Jungtertiär und Altpleistozän zu einer stärkeren Heraushebung gekommen. Ob sie gleichmäßig oder ruckartig erfolgte, ist umstritten. Fest steht, daß sie sich im jüngeren Pleistozän und im Holozän nicht fortgesetzt hat.

In den Tälern westlich des Brocken, (der mit 1142 m höchsten Erhebung des Harzes) weisen Glazialsedimente (kleinere Vorkommen von Moränenablagerungen sowie Schuttdecken, Staubecken-Schluffen und -Sanden) darauf hin, daß der Harz in der jüngsten, wahrscheinlich auch in älteren Vereisungsphasen des Pleistozäns in geringem Maße vergletschert gewesen ist.

Im Harz treten an mehreren Stellen Tiefengesteine auf. Das größte Vorkommen ist der Komplex des Brocken-Granits, zu dem auch der Bad Harzburger Gabbro als Si02-arme Teilausscheidung gehört. Auch der Okergranit steht möglicherweise mit dem Brockenpluton im Zusammenhang. Mit ca. 30 km2 nimmt der "innerhalb" der Blankenburger Zone zutage tretende Ramberg-Granit im östlichen Harz eine deutlich kleine Fläche als der Brocken-Granit ein (ca. 165 km2) ein. Die Granite des Harzes sind im Oberkarbon aufgedrungen.

Die Clausthaler Kulmfaltenzone

Die Clausthaler Kulmfaltenzone nimmt den größten Teil des nordwestlichen Oberharzes ein und besteht aus Alaun-, Kieselschiefer- und Flyschabfolgen des Kulm (Dinant I - III). Sie wird im NE tektonisch an der Harz-Nordrandstörung abgeschnitten. Im Süden und Westen greift Zechstein diskordant auf die steil aufgerichteten Schichten der Kulmfaltenzone über (Aufschlüsse Fuchshalle in Osterode und Naturdenkmal in der Ortslage Gittelde).

Die Abfolgen der Clausthaler Zone gehen lückenlos aus dem Devon hervor und entwickelten sich anfangs aus einen Hungerbecken mit reduzierendem Milieu und sehr geringem klastischen Sedimenteintrag (Alaunschiefer und Kulmkieselschiefer, Dinant I und II). Gute Aufschlüsse finden sich am Ostufer der Innerste am Sparenberg bei Lautenthal.

Im Unterkarbon III beginnt die eigentliche Sedimentation des variscischen Flysch im Oberharz (Tonschiefer und Grauwacken), die am NW-Ende des Harzes bis in das höchste Dinant III datiert werden konnte. Es ist eine zwei bis drei Kilometer mächtige, dachziegelartig übergreifende Abfolge großer Schuttfächer zu rekonstruieren, die sich mit abnehmendem Alter immer weiter nach NW vorschieben.

Der heutige Harzrand ist nicht die Begrenzung des Kulms. Die Sedimentgefüge weisen darauf hin, daß die Einschüttung aus südlicher und südöstlicher Richtung (Mitteldeutsche Schwelle), aber auch aus südwestlicher Richtung in den Flyschtrog erfolgte.

Die tektonischen Formen sind SW-NE ausgerichtet und vor allem durch NW-vergente Faltung unterschiedlicher Wellenlänge, transversale Schieferung und listrische Verschuppungsbahnen gekennzeichnet. Der Falten- und Schuppenbau wird durch WNW-ESE verlaufende Brüche versetzt, denen die Oberharzer Mineralgänge aufsitzen.

Literatur:

FIGGE, K. (1964): Das Karbon am Nordwestende des Harzes.- Geol. Jb., A 81: 771-808, Hannover.

Oberharzer Devonsattel

Der Devonsattel liegt am nördlichen Rand des Oberharzes bei Goslar. Er wird im NE durch die Nordrandstörung des Harzes, im SW durch den Festenburg-Schulenberger Erzgang gegen den Kulm der Clausthaler Kulmfaltenzone versetzt.

Der Kahlebergsandstein bildet den Kern des Devonsattels. Es ist ein 1000 m mächtiger Schichtkomplex neritischer Sedimente des Oberems (Rheinische Fazies), der als Schuttfächer von Norden (Old Red Kontinent) herzuleiten ist und als kaledonische Molasse (FRANKE et al. 1978) gedeutet wird. (Aufschlüsse: Schalker Teich bei Oberschulenberg und an der Rabenklippe zwischen Okersperrmauer und Romkerhalle und im Communion-Steinbruch am Rammelsberg, TK 4128, Blatt Clausthal-Zellerfeld)

Im Mittel- und Oberdevon stehen sich am Devonsattel die Beckenfazies des Goslar-Wolfshagener Troges mit mächtigen Peliten und eine stratigraphisch kondensierte und in der Mächtigkeit erheblich reduzierte Schwellenfazies gegenüber. Diese Oberharzschwelle wird von SW-NE-Randbrüchen flankiert, an denen ausgedehnte Diabaseruptionen aufgestiegen sind und an einer lokalen hydrothermalen Zirkulationszone die berühmte stratiforme sedimentär-exhalative Polysulfidlagerstätte des Rammelsbergs bei Goslar entstanden ist (Schaubergwerk). Die Wissenbacher Schiefer des Eifel ("Goslarer Schiefer") sind in der Ratsschiefergrube an der "Alten Chaussee" südwestlich von Goslar aufgeschlossen.

Das höhere Mitteldevon (Stringocephalenkalk) und das Oberdevon sind auf der Oberharzschwelle als geschichtete Flachwasserkalke ("Kramenzelkalke") mit eingelagerten transgressiven Schwarzkalken ("Kellwasserkalk") entwickelt. Zum Unterkarbon (Liegende Alaunschiefer) besteht ein lückenloser Übergang. Die besten Aufschlüsse sind am Romkerhaller Wasserfall und im Kellwassertal (Locus Typicus der Kellwasserkalke, Oberdevon I).
Die Schichtwolke ist im Variscikum in NW-vergente Falten verschiedener Größenordnung gelegt worden und ist transversal geschiefert. Entlang von Kompetenzkontrasten der Sedimentfolge erfolgten in einer Spätphase der Faltung NW-gerichtete Abscherungen (Aufschlüsse Communion-Bruch und Romkerhaller Wasserfall).

Literatur:

FRANKE, W., EDER, W., ENGEL, W.,LANGENSTRASSEN, F. (1978): Main aspects of of geosynclinal sedimentation in the Rhenohercynian Zone.- Z. dt. geol. Ges., 129: 201-216, Hannover.

SPERLING, H., WALCHER, E. (1990): Die Blei-Zink-Erzlagerstätte Rammelsberg.- Geol. Jb., D91: 3-153, Hannover.

Die Wipprae Zone

Die Wippraer Zone ist Teil einer Phyllitzone, die die Mitteldeutsche Kristallinzone im Norden begleitet und zwischen dem Soonwald (Hunsrück) und Taunus im Westen über den SE-Harz (Wippraer Zone) bis in die Phyllitzone von Pakendorf bei Dessau nachzuweisen ist. Dieser SW-NE streichende, mehrere Kilometer breite Streifen epizonalmetamorpher Gesteine wurde von KOSSMAT (1927) als "Nördliche Phyllitzone" der Kristallinzone als Hüllserie zugerechnet. Durch den Nachweis ordovizischer und silurischer Gesteine mit Hilfe von Acritarchen (SEHNERT 1991, Phyllite, Schwarzschiefer, Rotschiefer, Quarzite, Metabasalte) und fazielle Ähnlichkeiten sind jedoch enge Beziehungen zum nördlichen Rhenoardennikum und damit zur übrigen Rhenohercynischen Zone der mitteleuropäischen Varisciden gegeben, so daß eine Zuordnung zum Rhenohercynikum heute favorisiert wird (SCHWAB & JACOB 1996). Damit ist der Südrand der Phyllitzone gleichzeitig die Grenze zum höher metamorphen Saxothuringikum, das in der südlichen Nachbarschaft des Harzes in den Kristallinaufbrüchen des Kyffhäuser und von Ruhla im Thüringer Wald ausstreicht. Die Grenze ist im Sinne der Plattentektonik auch Terranegrenze zwischen dem Saxothuringischen und dem Rhenohercynischen Terrane.

Als Unterbau ist jungcadomisches Kristallin anzunehmen, wie es im Hunsrück in der Kristallinscholle von Wartenstein und im Bereich des Harzes im Eckergneis ansteht (Metamorphosealter 480-560 Ma). Für den Zeitraum des Ordoviziums und des Silurs (Gesteinseinheiten 2 bis 5 der Zone von Wippra) wird die Phyllitzone von FRANKE & ONCKEN (1995) zu Armorika gerechnet, dessen Verschweißung mit Avalonia und Baltica im Zuge der ligerisch-kaledonischen Bewegungen am Ende des Silurs erfolgte.

Die eigentliche variscische Entwicklung beginnt im Unterdevon, das vor allem im Taunus/Hunsrück aufgeschlossen ist. In der Zone von Wippra gehören hierzu die Metavulkanit/Vulkaniklastitserie der Zone 6 (oberes Mitteldevon, "Grünschieferzone") und die oberdevonische Flyschserie der Zone 7 (Metagrauwacken, Phyllite, Metakieselschiefer) mit devonischen MOR-Metabasalten.

Die Grenze zur Kristallinzone im Süden ist von variszischen Molassesedimenten des Saaletroges (Stefan/Unterrotliegendes) und das Deckgebirge (Zechstein bis Quartär) der Goldenen Aue nördlich des Kyffhäuser verhüllt. Damit ist auch die Terranegrenze zum Saxothuringikum nicht von Aufschlüssen erfaßbar. Die Nordgrenze der Wipraer Zone ist ebenfalls eine steile variscische Scherzone zwischen z.T. tektonisch stark reduzierten silurischen Gesteinen (Zone 2) und dem epizonalmetamorphhen Flysch (Unterkarbon) der Harzgeröder Zone.

Die tektonischen Gefüge und die epizonale Metamorphose (360-320 Ma) sind während der variscischen konvergenten Tektonik entstanden. Es treten mehrere Schieferungen auf. Faltung, Schieferungen und die Bewegungspolarität der konvergenten Scherzonen zeigen einen zweiseitig vergenten Bau, der die tektonische Position der Wippraer Zone als stark eingeengten Plattenrand unterstreicht, der bei der Subfluenz des Rhenohercynikums nach Süden unter das Saxothuringikum entlang von Abscherzonen erfolgte (Abbildung). Ein Sprung in den Metamorphosealtern zwischen den Zonen 1 bis und den Zonen 6 bis 7 (AHRENDT et al 1996) deutet ebenfalls auf eine Verschweißung verschieden alter Bereiche (Terranes) in der Zone von Wippra hin. Spätvariszische Entspannung und Extension sind nur schwach entwickelt.

Literatur:

AHRENDT, H., FRANZKE, H.J., MARHEINE, D., SCHWAB, M. & WEMMER, K. (1996): Zum Alter der Metamorphose in der Wippraer Zone/Harz- Ergebnisse von K/Ar- Altersdatierungen an schwach metamorphen Sedimenten.- Z. dt. geol. Ges., 147(1): 39-56; Stuttgart.

Glossar

Devon, nach der SW-Englischen Grafschaft Devonshire. Zeitabschnitt des Paläozoikums, 395 bis 345 Ma.

Diabas, "Grünstein", verbreitetes paläozoisches basisches Ergußgestein; dunkel, dicht- bis mittelkörnig, meist stark sekundär umgewandelt. Kommt decken- oder gangförmig vor, häfig submarin entstanden. Anchimetamorphes Äquivalent des Tholeiitbasalts.

neritisch, Bezeichnung für den gut durchlichteten Flachmeerbereich bis 200m Wassertiefe.

Pelit, feinklastisches Sedimentgestein, Korngröße < 0.02mm.

transversal, Transversalschieferung: Schieferungsflächen (sf) und Schichtflächen (ss) bilden einen Winkel