Das Döhlener Becken bei Dresden - Unbekannter Bergbau

steins. Häufig ist die bevorzugte Abscheidung von SiO 2 in Biomasse
daran zu erkennen, dass einzelne Pflanzenreste spröd
gebrochen, also bereits weitgehend verkieselt waren, während
die umgebende Matrix noch mit fluider Deformation auf
eine Verformung reagierte. Dies entspricht völlig den ungleichen
Verformungsarten von Klastiten und Kohle in den Flözen
der Döhlen-Formation.
Die Beblätterung des „Madenfarns“ und seine Sporenkapseln
lassen eine große Variabilität erkennen. Dies kann durch ökologische
Bedingungen, z. B. Wasserqualität, Standort o. ä. verursacht
sein, wie es BARTHEL (1976) für Nemejcopteris nachwies.
Die völlig unterschiedlichen Varianten der Ausbildung xeromorpher
Merkmale (dickwandige freistehende oder dünnwandige
umhüllte Sporenkapseln) legen jedoch den Schluss
nahe, dass sie das Ergebnis divergierender evolutionärer
Prozesse sind, die zur Aufspaltung in neue Arten führen.
Bisher wurden alle morphologischen Formen / Varianten zu
einer Art zusammengefasst.
Offenbar korrelieren Farnvarietäten mit spezifischen Hornsteintypen.
Die autochthone Entstehung und Einbettung der
Pflanzenreste setzen die Hornsteine voraus, die als silifizierte
Wurzelballen von Scolecopteris-Psaronien gedeutet werden.
In ihnen ist das für Sumpfpflanzen charakteristische Luftgewebe
der Wurzeln zu erkennen. Sie verkieselten an ihren
Standorten.
In den Hornsteinen kommen neben den färbenden Eisenverbindungen
Mineralneubildungen vor. Weißer oder farbloser
tafelförmiger Baryt, weißliches spatförmiges Karbonat, durch
Anlauffarben oft bunt glänzende Kristalle von Chalkopyrit, bis
1 cm lange schwarze Nadeln, vermutlich Goethit des „Nadeleisenerzes“.
Das Vorkommen von Galenit (oder Pyrit?) als dunkelgraue
Wolken oder metallisch glänzende Körner ist gleichfalls
zu vermuten. Häufig sind rundliche weiße Einschlüsse
unterschiedlicher Größe anzutreffen, oft weniger dicht oder
inhomogen verkieselt. Die Form variiert von nahezu spatförmig
bis kugelförmig, was vermuten lässt, dass Karbonatkristalle
(evaporitisch?) im Kieselgel der Auslöser für ein sphärolithisches
Wachstum des Chalzedons gewesen sind.
Für die Erzbildung in den Hornsteinen kommen vorwiegend
syngenetische sowie auch epigenetische Prozesse in
Betracht. Im Laufe der Chalzedonbildung nimmt der Wassergehalt
progressiv ab und damit wird die Migration verringert.
Dann bilden die Korngrenzen der mikrokristallinen Struktur
des Chalzedons sowie der amorphe Opalanteil und entstehende
Mikrorisse Diffusionswege von Wasser und Ionen.
Entfärbungsrinden an den Gerölloberflächen der Lesesteine,
etwa 5 mm dick, sind eine häufige Verwitterungserscheinung.
So ist zu konstatieren, dass viele Details der Hornsteinbildung
noch nicht geklärt sind. Die große Menge der in den
letzten Jahren geborgenen Funde und das wachsende
Interesse an diesem Material lassen in nächster Zeit neue
Erkenntnisse erwarten.
Sammlern wird dringend empfohlen, Hornstein-Funde im
Gelände nicht mit dem Hammer zu bearbeiten. Die zahlrei-
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chen Risse des Gesteins würden dadurch aktiviert und die
Zerstörung des Fundes bewirken. Der Schaden ist dann größer
gegenüber einem umsonst mitgenommenen Stück.
Meist sind schon an der Oberfläche die Schichtung oder
Pflanzenreste zu erkennen, so dass man die Stücke parallel
oder senkrecht zur Schichtung trennt. Die polierten Flächen
offenbaren einen Fundus an Überraschungen!
Zusammenfassend ist zu folgern, dass sich beide Horn-steintypen
in perennierenden flachen evaporitischen und evt. stark
alkalischen Gewässern oder Sümpfen bildeten, in denen
Kleinkrebse das alkalienhaltige Wasser tolerierten und an
deren Ufern eine artenarme, speziell angepasste hygrophile
Pflanzengemeinschaft wuchs. Wurzelreste in den Hornsteinen
deuten auf eine Besiedlung der swamps durch Pflanzen,
vielleicht in Form von Waldinseln oder “hummocks“, andere
Indizien auf ein Trockenfallen hin.
Xero-mesophile Elemente wuchsen etwas vom Ufer entfernt
und treten vereinzelt auf.
Eine Korrelation der Hornsteinbildung mit pyroklastischen
Klastiten oder Ereignissen ist bisher noch nicht möglich.
Wachtelberg Tuff
Die pyroklastische Gesteinsdecke ist den wechselhaften
Schichten eingeschaltet. Durch Tiefbohrungen konnte ihre
größte Verbreitung im Raum Bannewitz nachgewiesen werden.
Sie bildet das Plateau des Wachtelberges bei Obernaundorf
(REICHEL 1966, Anl. 71-81).
Eine ursprünglich „beckenweite Verbreitung“ des Tuffhorizontes
ist nicht beweisbar.
Die mittlere Mächtigkeit des Wachtelberg Tuffs liegt bei 12 m.
Weit größere Mächtigkeitsangaben beruhen nach Ansicht
des Autors auf Fehlinterpretationen von Kernverlusten, wie
bei Bohrung 320 (HOFFMANN 2000: 43).
„Der bläulichweise, perlgraue bis lavendelblaue oder lichtrötliche
Wachtelberg-Quarzporphyr enthält in einer dicht
erscheinenden Grundmasse sparsame und kleine Quarzkriställchen
und nicht selten Einschlüsse von Gneisbröckchen“
(BECK 1891: 61).
Glasreste wurden in der Grundmasse nicht gefunden, jedoch
neben 2 mm großen Quarzdihexaedern wasserklare Orthoklase
und Biotitschüppchen als porphyrische Einsprenglinge.
Nach 6 petrochemischen Analysen ist der Wachtelberg-Tuff
eindeutig von einem rhyolithischen Magma abzuleiten. Das
Verteilungsfeld der si-al-Werte überlappt sich mit den
Feldern der Tharandt-Quarzporphyre und des Unkersdorf-
Tuffs (REICHEL 1966, Anl. 11, s. Abb. 3.0-1).
In Tiefbohrungen und am Aufschluss an der Talschenke im
Kaitzbachtal wurden im Hangenden und Liegenden (je 3
m) des massigen und strukturlosen Tuff-Intervalls Partien
mit intensiv rotbraun gefärbten Schmitzen festgestellt.
Sie bestehen aus 5-10 cm langen und bis 1 mm dicken,
parallel liegenden Tonhäutchen und verleihen dem Gestein
eine unruhige geflammte Paralleltextur (REICHEL
1966, Anl. 62).