Das Döhlener Becken bei Dresden - Unbekannter Bergbau

Die Lithotypen des Schweinsdorf-Flözes wechseln auf kurze
Entfernung, wie es auch die Bohrprofile ausweisen. Im
Edelstahlwerk waren 5 kohlige Bänke und Zwischen-mittel
mit einer Gesamtmächtigkeit von 5,5 m aufgeschlossen. Fast
allen vorhandenen Flözprofilen ist gemeinsam, dass neben
kohligem Silt und Brandschiefer schwarzer Hornstein in einer
oder mehreren Bänken, meist im Hangenden des
Horizontes, auftritt (s. Abb. 3.3-14, 3.3-15). Der Silizit findet
sich als Lesesteine über langstreichende Erstreckung und ist
wahrscheinlich mit schwarzen Kieselhölzern verknüpft.
Außer einer umfangreichen Flora konnten im Edelstahlwerk
mehrere Wurzelböden nachgewiesen werden. Als Zwi-schenmittel
kommen Silte und Arkosesandsteine vor.
Durch die Bohrarbeiten zur Uranerkundung in der Ortslage
Hainsberg bestätigten sich die wechselnden Sedimentationsverhältnisse.
Eine eindeutige Parallelisierung von Horizonten
war nicht möglich (s. Abb. 3.3-16). In kohligen Intervallen wurden
in 15 Bohrungen radiometrische Anomalien mit 300 bis zu
4800 ppm Uranäquivalent gemessen (s. Abb. 4-27). Eine
Anomalie führte um 1948 zur Auffahrung eines 109 m langen
Fallortes westlich von Schweinsdorf.
Aus diesen Erkundungsergebnissen ist, in Analogie zur Döhlen-Formation
zu folgern, dass auch im Schweinsdorf Flöz sapropelitische
Horizonte auftreten, die als geochemische Barriere
für die Urananreicherung wirkten. Die Lagerstätte liegt an
der W-Flanke der Spitzberg Schwelle.
Die Hornsteine werden demgegenüber als relativ „trockene“
Fazies interpretiert, in der es zur Freisetzung bzw. Ausfällung
von Kieselsäure-Gel kam. Dieser Vorgang konservierte die
(Cordaiten?) Stammreste, die heute im oberen Poisental zu
finden sind. Der Anteil pyroklastischer Komponenten oder
Einflüsse bei der Chert Bildung sind nicht bekannt.
Generell war der Bildungsraum des Schweinsdorf Flözes ein
oasenartiger Bereich mit stark wechselnder Moorbildung und
Sedimentzufuhr. Durchaus kann es sich auch um einen distalen
alluvialen Fächer mit Rinnen und Altwässern eines
Flusssystems handeln.
Die artenreiche Makroflora des Schweinsdorf Horizontes
(s. Florenliste) enthält gegenüber der Döhlen-Formation
andere Pteridospermen und vor allen Dingen Koniferenreste
(s. Abb. 2.2-19, 2.2-20). Trotzdem ist diese Flora dem
Unterrotliegen-den zuzuordnen. Mehrere Wurzelböden (s.
Abb. 3.3-14) konnten fixiert werden. BARTHEL (1964) gelang
die Mazeration von Chitin-Integumenten, vermutlich von
Arthropleuriden.
Gegenüber der Mazeration fossiler Reste in der Döhlen-
Formation ist die Mazeration im Schweinsdorf Flöz leichter.
Dies beweist einen geringeren Inkohlungsgrad gegenüber
den Bänken der Döhlen-Formation.
3.3.3 Ökologie der limnischen Bildungen
Durch Spezialuntersuchungen (BOY 1994, SCHNEIDER 1992) und
den Neuaufschluss am Windberg konnten neue Kenntnisse
über die Genese der Kalkflöze gewonnen werden.
Die Bildungsräume waren evaporitische Playa-Ebenen mit
nur minimalen Niveauunterschieden, wie sie in den
Kalkpfannen S-Afrikas vorkommen (z. B. Etoscha und
Kalahari). Dezimeter hohe Schwemmbänke oder Erosionsreste
wirken als „Inseln“. Bei Starkregen bringen
Schuttströme große Wassermengen, die sich kurzfristig
über die gesamte Pfanne als Trübe verteilen. Die Zuflüsse
versiegen aber nicht immer. Die Sedimentation der Trübe
erfolgt in mm mächtigen Tonlagen über denen sich Mergel
und Kalke in Bänken, heute um 20 cm Mächtigkeit, ablagern.
Trockenrisse bis zu 30 cm Tiefe entstehen vor allen
Dingen in Peliten. Erfolgt kurzfristig ein erneuter Starkregen
werden die Segmente aufgenommen und brekziiert.
Bei mehreren Pfannen (Botswana) existieren
Restseen-Teiche und Quellteiche an den Rändern, mit
Wassertiefen über 1 m. Der Bewuchs dieser Regionen ist
minimal und fehlt teilweise völlig.
Der Neuaufschluss am Windberg zeigt eine periodische
Sedimentation mit annähernd gleich hohen Sedimentraten
der Bänke. Das Gebiet des Windberges liegt am Rand der
Spitzberg Schwelle. Dadurch ist der Tuffhorizont im Liegenden
intensiv gefärbt und das Schweinsdorf Flöz im Hangenden
fällt aus. Nur aus diesem Bereich wurden bisher adulte Tetrapoden
geborgen, deren Skelette nicht disartikuliert waren.
Deshalb muss man, zumindest zeitweise, tieferes Wasser
voraussetzen (BOY 1994: 108), vermutlich in lagunenartigen
Teilen des Sees.
Somit ist die Ansicht, dass „keine permanenten Seen sondern
eher eine Teichlandschaft mit alternierenden Wassermengen“
(SCHNEIDER 1992, 1993: 92) vorlag, zu verifizieren.
Es müssen größere Wasserflächen mit tieferen Stellen existiert
haben, in denen sich die ungeschichteten sapropelitischen
Stillwasser-Stinkkalke bildeten. Sie entstanden durch
lokal stärkere tektonische Einsenkung, die an größeren
Mächtigkeiten oder Zwischenmitteln zu erkennen ist.
Deshalb können massive evaporitische und durch Kalklagen
feinlaminierte Abschnitte, entstanden durch periodische
Algenblüten (BOY 1994: 109), übereinander vorkommen (s.
Abb. 3.3-5, 3.3-10).
Auf instabile hydrochemische Verhältnisse deuten auch die
Silizite: Hornsteinschmitzen, -lagen (s. Abb. 3.3-9) und komplette
Flözverkieselungen. Durch lokal oder generell wechselndes
Redoxpotential (? Oxydation) kam es zur Bildung von
Hämatit und Ausfällung von SiO 2 -Gelen und damit zu den
Karneol-Siliziten der Kalkflöze.
Durch die Variabilität der Bildungsräume sind die vorhandenen
Trockenrisse, Netzleisten und fossilen Regentropfen verständlich
(REICHEL 1966, Anl.: Abb. 10). Sie deuten darauf, dass die
Verdunstungsrate zumindest zeitweilig die Niederschlagsrate
überstieg. Dazu kamen noch Einwehungen, Einschwemmung
und eventuell Resedimentation von Tuffmaterial sowie die
Aufarbeitung nicht stark verfestigter Pelitscherben („rib ups“)
zu Brekzien oder Geröllen.
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