Geologische Blätter für NordostbayernGeoZentrum NordbayernZur Stratigraphie und Tektonik

des SE-Randes der Münchberger Gneismasse (Oberfranken)

Von Alfons Baier und Thomas Hochsieder

Kurzfassung von: BAIER, A. & HOCHSIEDER, Th. (1989): Zur Stratigraphie und Tektonik des SE-Randes der Münchberger Gneismasse.- Geol. Bl. NO-Bayern 39, 3/4: 179-220, 33 Abb., Erlangen 1989.


Regionalgeologischer Überblick über den Raum der Münchberger Gneismasse

Das Variszikum wurde von E. SUESS nach einem Vorschlag von E. ZIMMERMANN, nach der lateinischen Bezeichnung für die Stadt Hof in Bayern benannt. Deren Benennung "curia variscorum", zu deutsch "Fürstenhof der Varisker", erinnert an den um Christi Geburt in diesem Gebiet ansässigen Keltenstamm.

Landschaftimpression der Münchberger Gneismasse

Unter dem Variszikum versteht man ein altes Faltengebirge, das in der variszischen Faltungsära entstand. Es zieht sich als ca. 500 km breiter Faltengürtel vom Französischen Zentralplateau durch West- und Mitteldeutschland bis zur Elbelinie, von dort in die Sudeten und mit einem Faltenast an der Schlesischen Virgation bis in das Polnische Mittelgebirge. Der zweite, auch Armorikanische Faltenbogen genannte Faltungsgürtel erstreckt sich von der Mitteleuropäischen Scharung im Französischen Zentralplateau nach Nordwest-Frankreich und über die Bretagne nach Südwest-England.

Struktur der europäischen Variszikums

KOSSMAT (1927) gliederte das sehr heterogen erscheinende Variszische Gebirge Mitteleuropas nach dem Bautypus in Großzonen, welche dann STILLE (1949) weiterführend auch unter Berücksichtigung des Alters der Hauptfaltungen spezifizierte. So lässt sich das variszische Gebirge Mitteleuropas von NW nach SE in fünf erzgebirgisch streichende Zonen untergliedern:

Die Saxothuringische Zone gehört zu den kompliziertesten Einheiten des Variszikums in Europa. Diese Zone zeichnet sich dadurch aus, daß in ihr Gesteinsserien verschiedener Faziesbereiche, unterschiedlichen Metamorphosegrades und voneinander abweichendem Deformationscharakters auf engem Raum nebeneinander auftreten. Inmitten von wenig oder nicht metamorphen, fossilführenden paläozoischen Schichten treten unvermittelt hochkristalline Schollen auf. Es sind dies das Eulengebirge des Lugikums in Schlesien, das Frankenberger und das Wildenfelser Zwischengebirge in Sachsen, der Hirschberger Gneis und die Münchberger Gneismasse mit der Scholle des Wartturmberges und dem Bad Bernecker Gneiskeil.

Die Nordostbayerisch-Sächsischen Zwischengebirge

Die Münchberger Gneismasse liegt inmitten des "Alten Gebirges Nordostbayerns", welches einen Teilbereich des Saxothuringikums darstellt. In seiner Mitte wird dieser saxothuringische Bereich von der Vogtländisch-Erzgebirgischen Mulde durchzogen, welche im erzgebirgischen Streichen eine Länge von 160 km erreicht und im Durchschnitt 20-30 km breit ist. An diese Synklinale grenzt im Nordwesten der Bergaer Sattel und im Südosten der Fichtelgebirgssattel. Im Südwestteil der Vogtländisch-Erzgebirgischen Mulde tritt unvermittelt die Münchberger Gneismasse auf.

Aufgrund der isolierten Lage und des fremdartig erscheinenden Charakters der Münchberger Gneismasse wurde das Interesse der geologischen Forschung schon frühzeitig auf dieses Gebiet gelenkt. Seit 1817 entstanden somit über 80 Theorien und Hypothesen zur Deutung der Herkunft und der Genese dieses hochkristallinen Gesteinskomplexes.

Bereits GOLDFUSS & BISCHOF (1817) erkannten, daß die Münchberger Gneismasse allseits von Störungen umgeben ist, welche großenteils von den Rändern her zum Zentrum der Gneismasse einfallen. Diese Beobachtung liegt allen bisherigen Interpretationen zugrunde, die sich wiederum auf zwei verschiedene Grundgedanken stützen: Entweder ist die Münchberger Gneismasse eine keilförmige, parautochthone Scholle, die aus dem kristallinen Untergrund aufgepresst wurde, oder sie ist der eingemuldete Rest einer Decke, die aus moldanubischen Bereichen in ihre heutige Lage überschoben wurde. Einigkeit scheint in der bisherigen Literatur lediglich darüber zu bestehen, daß die Münchberger Gneismase und deren Entstehung repräsentativ für alle anderen, oben genannten saxothuringischen Zwischengebirge ist.

Die Münchberger Gneismasse trennen allseitig Störungen von den wenig oder nicht metamorphen paläozoischen Sedimenten. Im Nordwesten ist die Gneismasse auf die Frankenwälder Schuppenzone überschoben, im Nordosten grenzt sie an der Epplaser Störung an die Sedimente der Bayerischen Fazies. Die Südost-Randstörung trennt sie ebenfalls von einer Schuppenzone und im Südwesten verläuft die Fränkische Linie als tektonische Grenze zum vorgelagerten mesozoischen Bruchschollenland.

Die Münchberger Gneismasse im "Alten Gebirge Nordostbayerns"

Die Sedimententwicklung im saxothuringischen Trog begann bereits im Präkambrium. Aus der Achsenzone des Schwarzburger Sattels und aus Böhmen sind Sedimente des Algonkiums bekannt. In diesen Sedimenten treten Diabase und Tuffe auf, die ein Orthogeosynklinalstadium mit initialem Magmatismus erkennen lassen. Synorogener Granitaufstieg in Verbindung mit frühasyntischen Bewegungen und subsequente Magmatite im tiefen Ordovizium beschließen den geotektonisch-magmatologischen Zyklus der assyntischen Ära in diesem Gebiet.

Nachweisbar seit dem Mittelkambrium zeichnet sich die Entwicklung zweier Faziesbereiche ab, in denen die sedimentäre und die magmatische Entwicklung voneinander abweichende Wege einschlug. Die Entwicklung der beiden Faziesbereiche divergierte im besonderen Maße während der variszischen Gebirgsbildung.

Die Thüringische Faziesreihe gilt mit ihrer großräumig einheitlichen und eintönigen Sedimentation als Normalentwicklung; sie tritt vorwiegend im Frankenwald und in Thüringen auf.

Die Bayerische Faziesreihe als Sonderentwicklung ist auf die Umgebung der Münchberger Gneismasse beschränkt; sie ist allseits von Gesteinen der Thüringischen Fazies umgeben. Die abweichende fazielle Entwicklung der Bayerischen Fazies wurde nach WURM (1962) durch einen geosynklinalen Tiefenherd und die damit verbundenen magmatischen Unruhen verursacht. Kennzeichnend hierfür sind eine unruhige Sedimentation, ein mächtiger basischer Magmatismus im Ordovizium sowie klastische und flyschartige Sedimente. Mit den im ausgehenden Unterkarbon einsetzenden Bewegungen der sudetischen Phase riß die Sedimentation in beiden Faziesbereihen ab.

Bereits im unteren Ordovizium machten sich die späteren variszischen Sattelzonen als epirogene Schwellengebiete bemerkbar. An der Wende vom Mittel- zum Oberdevon setzten tektonische Bewegungen der reussischen Phase, verbunden mit einem kräftigen initialen Magmatismus ein. Eine Schichtlücke im Oberen Oberdevon VI bei Kirchgattendorf kann als synorogene Auswirkung der marsischen Phase angesehen werden. Während der bretonischen Phase im Unterkarbon II und III lebte der initiale Magmatismus wieder auf. Dieser wiederholt auftretende initiale Magmatismus läßt erkennen, daß das Orthogeosynklinalstadium im Bereich des "Alten Gebirges Nordostbayerns" während der Zeitspanne zwischen Ordovizium und Unterkarbon im wesentlichen erhalten blieb.

Die sudetische Faltung der variszischen Gebirgsbildung schuf vor 325 Mio. Jahren die Hauptstrukturen im Nordostbayerischen Saxothuringikum. Während des Oberkarbons entstanden in der zeitlichen Folge der Faltung die variszischen Granite des Erzgebirges und Fichtelgebirges (SCHWAN 1974). Mit dem Eindringen letzterer endete die alpinotype Entwicklung des Saxothuringikums im Bereich des "Alten Gebirges Nordost-Bayerns".

Zur Erforschungsgeschichte der Münchberger Gneismasse

Die Erforschungsgeschichte der Münchberger Gneismasse soll hier in nur groben Umrissen dargestellt werden; da über die Struktur und Position der Gneismasse und ihrer Umgebung schon lange heftig und kontrovers diskutiert wird, würde eine genaue Darstellung der einzelnen Theorien den Rahmen dieser Betrachtung sprengen. Die wichtigen Varianten der beiden Denkmodelle zur Entstehung der Gneismasse sind ausführlich bei SCHWAN (1974) und in BEHR, ENGEL & FRANKE (1980) dargestellt.

Die älteren Theorien zur Entstehung der Münchberger Gneismasse

Durch die Forschungen von GOLDFUSS und BISCHOFF (1817) sowie von HOFFMAN (1829) wurden die eigenartigen Lagerungsverhältnisse in der Umgebung der Münchberger Gneismasse zuerst erkannt; die Frage der tektonischen Stellung ließen sie aber unberührt (Abb. 5, Fig. 1).

NAUMANN (1863) bestätigte die Beobachtungen HOFFMANN's und deutete die Gneismasse als einen Eruptivstock, der als jüngere Bildung auf paläozoischen Schichten lagere. Den Gneisen von Frankenberg und Wildenfels wurde die Münchberger Gneismasse gleichgestellt, vom älteren Erzgebirgskristallin aber unterschieden.

V. GÜMBEL (1861) deutete dagegen die Gneismasse erstmals als aus der Tiefe tektonisch aufgepreßte, archaische Untergrundgesteinsmassen; er erkannte auch anhand von Strukturuntersuchungen einen Fächerbau im Münchberger Raum.

1912 sprach Eduard SUESS die Münchberger Gneismasse erstmals als Deckscholle an; er vermutete ihre Wurzelzone aufgrund petrologischer Analogien im Südosten im Moldanubikum, in der Gegend von Erbendorf.

KOSSMAT (1927) und WURM (1923, 1925, 1927, 1928) kamen nach mehrfachen Untersuchungen zu ähnlichen Vorstellungen wie SUESS und deuteten die Gneismasse als Denudationsrest einer großen, ehemals einheitlichen und von Südosten hergekommenen Decke (Abb. 5, Fig. II).

Etwa zur gleichen Zeit sprach sich CLOOS (1927) aufgrund von Untersuchungen des Wartturmberges und des Ostrandes der Münchberger Gneismasse, des Bad Bernecker Gneiskeiles und infolge vergleichender Beobachtungen im Wildenfelser Zwischengebirge entschieden gegen die Deckentheorie und für eine "ortsgebundene Tektonik" aus.

Auch SCHOLTZ (1929, 1930) und BRENNICH (1930) deuteten die Gneismasse als bodenständige Aufpressungsstruktur (Abb. 5, Fig. III).

KRENKEL (1930) sah die Gneismasse wiederum als Deckscholle an, vermutete die Wurzelzone jedoch im Gebiet des Hirschberger Gneises im Nordwesten (Abb. 5, Fig.- IV).

1935/36 deutete SCHEUMANN die Gneismasse als große Rotgneisdecke mit einer Wurzelzone im Erzgebirge (Abb. 5, Fig. V).

Petrologische und tektonische Untersuchungen brachten SCHÜLLER (1934, 1936, 1947) zu dem Ergebnis, daß der Gneiskern des Fichtel- und des Erzgebirges sowie die Münchberger Gneismasse als Deckeneinheiten zu deuten seien. 1947 änderte er seine Auffassungen aber dahingehend, daß die Liegendserie der Gneismasse nicht ortsfremd sei, die Hangendserie und die Prasinite der metamorphen Umrahmung aber darüber geglittene Deckeneinheiten darstellten (Abb. 5, Fig. VI).

Die wichtigsten neueren Theorien zur Entstehung der Münchberger Gneismasse

1950 kam v. GAERTNER nach neunjähriger Feldarbeit im Saxothuringikum zu dem Ergebnis, der tektonische Baustil der Münchberger Gneismasse sei "nicht das Bild einer vom Süden hergekommenen Decke". Er interpretierte die Gneismasse als einen in mehreren Phasen emporgetriebenen "Kristallindeckel", der sich über einer Verschluckungszone im Untergrund herausgeschoben hatte (Abb. 6, Fig. 1).

KRAUS (1951, 1954) entwickelte die "Unterströmungstheorie"; nach seiner Auffassung soll die Gneismasse gleichsam wie ein Deckel nach oben herausgerutscht sein (Abb. 6, Fig. II).

WURM (1952) und seine Schüler kamen -- entgegen WURM´s früherer Auffassung -- nach langjährigen Untersuchungen zum Ergebnis einer Autochthonie des Gneiskomplexes und der ihn umrahmenden Bayerischen Fazies (Abb. 6, Fig. III).

EIGENFELD (1953) lehnte die Ansicht, daß die "Bayerische Fazies" als eine durch die Münchberger Gneismasse vorgeschobene, ortsfremde Decke zu gelten habe, ab. Er begründete dies mit der spezifischen, sowohl im "Bayerischen" als auch im "Thüringischen" Faziesbereich auftretenden Kulmgeröllführung.

Im Zuge umfangreicher Kartierungstätigkeiten und petrologischer Analysen entwickelte STETTNER (1960, 1969, 1971, 1972, 1974) ein kompliziertes kinematisches Bewegungsbild für die Gneismasse. Er bringt die kristallinen Zwischengebirge in Verbindung mit einer erzgebirgisch streichenden Lineamentzone. Eine Einengung, hervorgerufen durch eine Abscherungszone in 10 bis 15 km Tiefe, verursachte den Transport von tieferliegenden, autochthonen Gesteinskomplexen an schaufelartigen Scherflächen zur Erdoberfläche. 1972 kam STETTNER zu dem Ergebnis, daß die saxothuringische Geosynklinale im Oberdevon/Unterkarbon vor dem Nordwestrand das Fichtelgebirges von letzterem teilweise von Südosten nach Nordwesten überfahren wurde. Der dabei überfahrene Teilbereich der Geosynklinale war die Heimat der jetzigen Münchberger Gneismasse (Abb. 6, Fig. V).

1966 beschrieb THIELE die Münchberger Gneismasse als "großartigstes Zeugnis variszischen Deckenbaues".

SCHWAN (1968, 1974) kam nach vergleichenden gefügetektonischen Untersuchungen des Frankenberger und Wildenfelser Zwischengebirges (SCHWAN 1957) mit der Münchberger Gneismasse zu einem parautochthonen Entstehungsmodell. Im tieferen metamorphen Stockwerk eingedrungene prävariszische, als Lakkolithe geformte Granitplutone wurden während der variszischen Hauptorogenese unter Vergneisung sekundär tektonisch herausgeschert und auf das Paläozoikum überschoben. Hierdurch entstanden zwar an Deckschollen erinnernde, in Wirklichkeit jedoch ortsgebundene, parautochthone Klippen (Abb. 6, Fig. IV).

Die Entstehung der Münchberger Gneismasse in deckentheoretischer Vorstellung

BEHR, ENGEL & FRANKE (1980) griffen in jüngerer Zeit wiederum die Vorstellung von der Münchberger Gneismasse als Deckenstapel auf. Sie erklären die Entstehung des saxothuringischen Beckens mit dem Vorhandensein eines Rift-Systemes, welches bis in das Ordovizium wirksam war. Bei der Subduktion unter den Raum der Böhmischen Masse im unteren Devon erfuhren die Gesteine der späteren Münchberger Gneismasse ihre Metamorphose. Die heutige Position der Gneismasse kam erst zu einem späteren Zeitpunkt durch gravitatives Vorgleiten von einer orogenen Hebungszone (Fichtelgebirge) zustande; nach diesem Vorgang stiegen auch die Fichtelgebirgsgranite auf (Abb. 7).

Zur Stratigraphie und Tektonik des SE-Randes der Münchberger Gneismasse

Bei den Geländeaufnahmen der Verfasser in der Münchberger Gneismasse, in der metamorphen Umrahmung und dem paläozoischen SE´ Vorland der Gneismasse erfolgten stratigraphische und kleintektonische Untersuchungen.

Im Rahmen dieser Arbeit werden v.a. tektonische Strukturen aus bisher wissenschaftlich nicht oder nur kaum bearbeiteten Aufschlüssen eines Teilbereiches des SE-Randes der Münchberger Gneismasse dargelegt. Im Zuge der vorliegenden Abhandlung wird aus Platzgründen nur eine Auswahl der aussagekräftigsten Aufschlüsse betrachtet und aus diesen nur die Haupttypen der angetroffenen Strukturen beleucht.

Das Fehlen von Oben-Unten-Kritrien in den metamorphen Schichtgliedern des Untersuchungsgebietes führt dazu, daß an dieser Stelle kaum abschließende und eindeutige Aussagen zur Genese der Münchberger Gneismasse getroffen werden können, sondern daß sich bestenfalls Tendenzen abzeichnen.

Die angetroffenen Strukturen lassen sich vom Typus her in die drei Hauptkategorien Isoklinalfalten, Biegefalten und kink-band-artige Strukturen untergliedern. Die Isoklinalfalten dürften dabei die älteste Generation darstellen. Die überprägten Strukturen zeigen sich meist als durch Biegefalten verbogene Isoklinalfalten, weshalb diese wahrscheinlich als die nächstjüngere Generation angesehen werden können. Die kink-band-artigen Kleinfalten könnten durch eine jüngste Deformation verursacht worden sein.

Die ältesten im Untersuchungsgebiet auftretenden Gesteine, die Gneise der Liegendserie der Münchberger Gneismasse, zeigen sowohl nach SE als nach NW bewegte Isoklinal- und Biegefalten mit ebenfalls in beiden Richtungen bewegten Überprägungsspuren.

Muskovit-Biotit-Granat-Gneise

Die Strukturen in der Hangendserie der Gneismasse weisen eine nach NW bis W gerichtete Biegefaltung auf. Die Ursache für das stellenweise etwas abweichende Streichen der Schichtflächen und B-Achsen innerhalb dieser Gesteine liegt wahrscheinlich in spät- bis postorogenen Schollenrotationen begründet.

Die Gesteine der Grünschieferzone lassen sich in die drei Untereinheiten der Randamphibolitzone, der Zone der Prasinit-Phyllit-Serie und der aus einem tieferen Stockwerk der Erdkruste eingeschuppten Serpertinitkörpern aufteilen.

Randamphibolite

Die Gesteine der Randamphibolitzone zeigen nach SE-bewegte, überkippte Biegefaltenstrukturen. Da in diesen mesozonal überprägten Gesteinen keine Polaritäten der s-Flächen erkennbar sind, würde sich auch die Möglichkeit von NW-vergenten Tauchfalten anbieten. Das offensichtliche Auftreten von Untervorschiebungen sowie die allgemeine Faltensymmetrie lassen jedoch eine SE-Bewegung als wesentlich plausibler erscheinen.

Prasinite

Die Zone der Prasinit-Phyllit-Serie wurde durch die Zusammenpressung der Münchberger Gneismasse mehraktik überprägt, meist SE-vergent verfaltet und in einzelne Schuppen zerlegt. In den Prasiniten konnten vor allem liegende und SE-vergente, aber auch NW-vergente und in SE' Richtung mehrfach überprägte, überkippte Falten beobachtet werden. NW-vergente, meist disharmonisch entwickelte Kleinfalten treten nur selten auf.

Phyllite

Bemerkenswert erscheint, daß in den Phylliten ausschließlich SE-vergente Biegefalten und kink-band-artige Kleinfalten der jüngsten Generation zu finden sind.

Die Faltenachsen der Prasinit-Phyllit-Serie ordnen sich gut dem erzgebirgisch streichenden Großbau ein; die in einigen Aufschlüssen auftretenden, herzynisch streichenden B-Achsen können mit einer lokalen Einquetschung des betreffenden Schollenstreifens oder mit einer Rotation des Gesteinspaketes an erzgebirgisch oder herzynisch streichenden Schrägaufschiebungen erklärt werden.

Nach Untersuchungen von BADER (1964) wird die Prasinit-Phyllit-Serie nach der Tiefe zu schmäler und keilt in ca. 6000 m Teufe aus. Die SE-Randstörung der Gneismasse fällt mit etwa 80° nach NW ein. Dieses Einfallen kann nach Körperberechnungen an den Serpentiniten bis in Teufen von 1000 m verfolgt werden. Die Störungsflächen der Grünschieferzone zeigen eine systematische Änderung ihres Einfallens von 80° NW am Gneismassenrand bis etwa 60° NW an der Grenze zum nichtmetamorphen Paläozoikum, was einer Auffächerung der Störungsflächen gleichkommt. Durch dieses tektonische Bild ergeben sich für die Vorstellung eines Deckenbaues der Münchberger Gneismasse mehrere offene Fragen.

Blockbild des Gebiets nordöstlich Schwarzenbach/Saale

Die Stórungen in der Grünschieferzone können nach STETTNER (1960) in zwei Hauptgruppen unterteilt werden. Die erzgebirgisch streichenden Längsstörungen verlaufen parallel zum Gneismassenrand und wurden in der sudetischen Faltung angelegt. Die Querstörungen können die Längsstörungen unter verschiedenen Winkeln kreuzen; ihre Anlage erfolgt erst nach der Hauptdeformation (spätvariszisch bis saxonisch), und sie lassen sich auch in den Graniten des Waldsteinmassives und in der Wunsiedeler Bucht weiterverfolgen.

Die silurischen Kiesel- und Alaunschiefer der Bayerischen Faziesreihe treten bevorzugt als tektonisch verschuppte Fremdkörper in Erscheinung. Die Störungsbahnen dieser Schuppenkomplexe ordnen sich dem erzgebirgisch streichenden Faltenbau ein, d.h. die Herausquetschung der Kieselschiefer dürfte während der sudetischen Orogenese erfolgt sein. Die in diesem Schichtgliedern aufgenommenen Faltenbilder -- herzynisch streichende Isoklinalfalten und erzgebirgisch streichende Biegefalten -- sehen jenen der Prasinit-Phyllit-Serie sehr ähnlich, sind aber wahrscheinlich nach bei ihrer Herausquetschung mehrfach rotiert worden.

devon. Kieselschiefer

In den Schichtgliedern des Devons und Unterkarbons Bayerischer Fazies wurden SE-vergente Biegefaltenstrukturen aufgefunden. Die Gesteinsverbände zeigen sehr starke tektonische Durchbewegung und stellenweise Schuppenbau.

unterkarbon. Grauwacken-Tonschiefer-Serie

Der Phycodenquarzit weißt im einzigen aufgefundenen Aufschluß NW-vergente Biegefalten zusammen mit kink-bands, welche teilweise Überprägungsspuren in der gleichen Richtung zeigen, auf.

Phycoden-Schichten

In den Dachschiefern der Phycodenschichten wurden NW-vergente Kleínfalten beobachtet, in den Phycodenschichten selbst fanden sich sowohl NW- als auch SE-vergente Isoklinal- und Biegefalten.

Somit können die bei der sudetischen Phase der variszischen Orogenese entstandenen, erzgebirgisch streichenden Strukturen als Leitstrukturen des Großbaus angesehen werden. Der Faltenbau in der Grünschieferzone und in den paläozoischen Faziesreihen ordnet sich gut dem erzgebirgisch streichenden Großbau unter.

Viele der aufgefundenen Strukturen lassen sich durch das parautochthone Entstehungsmodell der Münchberger Gneismasse im Sinne von SCHWAN (1974) und STETTNER (1974) erklären. Dieses Modell wird besonders heftig von TOLLMANN (1982) angegriffen; er geht jedoch nicht näher auf strukturelle Details am SE-Rand der Münchberger Masse ein. Immerhin kann aber auch er, obwohl Deckentektoniker, das Vorhandensein einer starken SE-Vergenz in diesem Bereich nicht leugnen. Signifikante Strukturen, die von ihrem Bewegungssinn her auf eine Überschiebung der Gneismasse aus dem Erbendorfer Gebiet schließen lassen, treten im Untersuchungsgebiet nur untergeordnet in Erscheinung. Die nahezu saiger einfallende SE-Randstörung der Gneismasse und der viel zu niedrige Metamorphosegrad der paläozoischen Umrahmung lassen einen Deckenbau sudetischen Alters der Münchberger Gneismasse im Sinne von FRANKE (1983) als problematisch erscheinen. Auch wenn -- nach FRANKE (1983) -- der postulierte Deckenstapel der Münchberger Gneismasse beim Deckentransport über die heutige paläozoische Umrahmung im wesentlichen von "überhöhten Porenwasserdrucken in einem wassergesättigtem Flysch" getragen wurde, scheint es doch auffällig, daß sich in diesen Sedimenten kaum signifkante Zeugnisse einer Metamorphose erhalten haben. Andererseits sollen nach diesem Autor die regionalmetamorphen Paragenesen im Kern des Fichtelgebirges durch eine Überlagerung der Münchberger Decke zu erklären sein.


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* Dr. A. Baier, last update: Mittwoch, 04. September 2013 20:04