Das Döhlener Becken bei Dresden - Unbekannter Bergbau

Anders war die Situation am SW Beckenrand. Im oberen Teil
der Oberen Pelite drangen grobe Gneisfanglomeratfächer
von SW in die Nebenmulde und als zahlreiche Konglomerathorizonte
bis in die Depression von Kreischa. Auch später
waren der Gneis und brauner Rhyolith (Tharandt?) die vorwiegenden
Schuttlieferanten.
Besonders in den instabilen Geliten der späteren Kohlenflöze
entstanden bei seismischen Ereignissen klastische Gänge -
die Kämme. Die Seismikaktivitäten standen offenbar mit vulkanischen
Eruptionen in Verbindung, die auch zum Auswurf
bzw. zur Sedimentation von Pyroklastiten, wie einzelnen
Flözletten führten. Auffällig sind drei Pisolith-Horizonte mit
Aggregationslapillis vom Rindentyp. Ihre Transportweite
durch Windverdriftung wird mit etwa 35 km geschätzt. Der
jüngste (Birkigt-Heilsberg Tuff) ist mit seinen Ausbissen in
den flözfreien Beckenteilen ein wichtiger Tephra-Marker für
die Beckenstruktur.
Die Kämme oder klastischen Gänge sind das Abbild eines flächenhaften
Spannungsausgleiches. Gehäuft treten sie in
geringmächtigen Sedimentfolgen über Grundgebirgsschwellen
und im Bereich der später entstehenden Abschiebungszonen
auf. Dies beweist den frühzeitigen Einfluss bzw. das
Durchpausen der großen Schollenränder oder Störungsstrukturen
des Untergrundes.
Entlang einiger dieser Spalten stiegen Thermen auf, die zu
einer frühdiagenetischen Verkieselung von Flözpartien führten.
Vertikal in etwa 400-500 m vorwiegend feinklastischen
Sedimenten kommen „clastic dikes“ vor.
Am Beginn der Bannewitz-Hainsberg-Formation veränderten
vermutlich tektonische Ereignisse entscheidend beckenweit
die Sedimentationsverhältnisse. Die bisherige nach NO
gekippte Playa-, Moor- und Endsee-Sedimentation in der
Hauptmulde sowie die Schuttfächer vom SW Beckenrand
wurden durch Fanglomeratströme überprägt, die aus
Liefergebieten im NW und W in das Becken gelangten. Wenn
auch die Bedeutung thixotroper Transportmedien beachtet
werden muss, so ist doch eine größere Transportenergie als
bisher vorauszusetzen. Es gibt aber keine Indizien für „base
surges“. Maximale Sedimentmächtigkeiten dieser Horizonte
in lokalen Mulden bzw. Depotzentren zeigen die anhaltende
Subsidenz der Leistenschollen des Untergrundes.
Durch die Stabilität der bisher abgelagerten Sedimente und
die Bänke der Vulkanitfanglomerate war eine Stabilisierung
eingetreten, die das Auftreten von „clastic dikes“ nicht mehr
ermöglichte. Die anhaltenden NO-SW Zerrungen bewirkten
einen linearen Spannungsausgleich entlang der im Untergrund
vorgezeichneten Rupturen. Maximale Sedimentmächtigkeiten
korrespondieren mit maximalen Abschiebungsbeträgen
(Meisel oder Marien Schacht, s. Beilage 10). Die
NW-SO-Untergrundschwellen werden durch die Abschiebungen
an ihrer NO-Flanke signifikant. Demgegenüber sind
N-S oder NO-SW-Rupturen nicht aufzufinden.
In den Liegendschollen der größten Absenkungen treten
Fiederklüfte auf, die Kesselbrüchen ähnlich sind (z. B. Meisel
Schacht).
Im Bereich der Wechselhaften Bänke klangen die tektonischen
Einsenkungen offensichtlich ab. Die Sedimentation
erfolgte auf großen alluvialen Ebenen mit „braided river“
Systemen. Die Schuttzufuhr vom SW-Beckenrand verminderte
sich erheblich. Die Schichten fallen nur ganz flach zur
Beckenmitte ein.
Es kam in dieser Zeit zur beckenexternen Effusion des
Wachtelberg-Tuffes und des Pechsteins von Braunsdorf.
Somit ist zu resümieren, dass im Döhlener Becken eine komplexe,
jedoch innige Verknüpfung von synsedimentärer Absenkung
und synsedimentär- bis epigenetischen Zerrungsrupturen
vorhanden ist. Diese schuf neue variierende aber annähernd
nivellierte Sedimentationsräume ohne ein Internrelief.
Beckenexterne und beckeninterne Vulkanite und Pyroklastika
treten auf und weisen auf die Ursachen der tektonischen
Ereignisse hin. Die durch tektonische Beckener-weiterung
entstandenen flözfreien Flächen konnten in NO-SW
Querschnitten bestimmt werden und sind im SO Becken
wesentlich größer (15-25 %) als im NW (5-15 %). Das deutet
auf eine dextrale Drehung der Beckenlängsachse. Generell
dürfte die Beckenerweiterung durch NO-SW gerichtete
Zerrung etwa 1000 m betragen haben.
Damit kann jedoch nicht der Wärmefluss aus dem
Untergrund erklärt werden, der zu niedrigthermaler
Metasomatrose, Mineralumlagerung und zum Thermenaufstieg
führte. Daraus wird die Annahme über das Einbrechen
des Daches eines Restmagmaherdes abgeleitet, der vermutlich
zu Eruptionszentren abwanderte. Das Einbruchsmaximum
liegt im Gebiet Meisel Schacht bis Bannewitz N-Feld.
Nach den bisherigen Erkenntnissen (PIETZSCH 1962) klang der
Vulkanismus im Bereich der Elbezone im Oberkarbon aus.
Nach den im Döhlener Becken fixierten rhyolithischen Effusionen
ist eine Präzisierung des Alters der Vulkanite von Tharandt
und Meißen erforderlich.
In keinem Aufschluss im Döhlener Becken konnten
Anzeichen für Hebungs- oder erhebliche Erosionstendenzen
eines „Hiatus“ erkannt werden. An Schwellen lagern sich die
Bänke an (s. Abb. 6-18, Synopsis Abb. 1-5), am Windberg und
im Bereich Zschiedge fällt deshalb das Formationsglied
„Gebänderte Feinklastite“ aus, ist aber südlich der Schwelle
am Backofenfelsen aufgeschlossen.
Sämtliche tektonischen Elemente und ihre zeitliche
Verteilung lassen eine lokal unterschiedlich rasche bis heftige,
teils mehraktige Einsenkung erkennen, begleitet durch fortdauernde
tektonische Ereignisse (s. Abb. 1-5. 3.2-1). Diese
Schollentektonik klang erst in den jüngsten Formationsgliedern
ab.
Es gibt keinerlei Anzeichen dafür, dass die tektonischen
Aktivitäten sich auf eine Sedimentationsphase beschränkten
und/oder größere „Lücken“ in der Sedimentation oder
Tektonik (Subsidenz) eintraten.
Entstehung, Sedimentation und Tektonik des Döhlener
Beckens waren lineamentintern gesteuerte Ereignisse und
eine Abhängigkeit von überregionalen tektonischen Phasen
kann durch nichts bewiesen werden.
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