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Der Rochlitzer Supervulkan
Schriftenreihe, Heft 9/2020

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 2
Der Rochlitzer Supervulkan:
Vulkanosedimentäre Faziesanalyse
und Geochemie des permischen
Rochlitz-Ignimbrit-Komplexes und
seiner distalen Äquivalente
Marcel Hübner, Alexander Repstock, Axel Rommel, Frank Fischer,
Manuel Lapp, Christoph Breitkreuz, Franziska Heuer

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 3
Inhalt
Zusammenfassung ...........................................................................................................................................8
1
Einleitung .............................................................................................................................................9
2
Regionalgeologischer Rahmen ....................................................................................................... 13
3
Methodik ............................................................................................................................................ 16
3.1
Probenahme und Präparation ............................................................................................................ 16
3.2
Analytische Verfahren ........................................................................................................................ 17
3.2.1
Mikroskopische Bildanalyse ............................................................................................................... 17
3.2.2
Gesamtgesteinsgeochemie ................................................................................................................ 17
3.2.3
Rasterelektronenmikroskop und Elektronenstrahlmikrosonde ........................................................... 18
3.2.4
Laser-Ablation ICP-MS ....................................................................................................................... 19
4
Auswertung ....................................................................................................................................... 20
4.1
Aufschlusssituation und Beschreibung .............................................................................................. 20
4.2
Lithologie und Petrographie ............................................................................................................... 26
4.2.1
Nordsachsen: Pyroklastische Ablagerungen ..................................................................................... 26
4.2.1.1 Rochlitz Ignimbrite .............................................................................................................................. 26
4.2.1.2 Vitrophyr von Korpitzsch .................................................................................................................... 29
4.2.2
Nordsachsen: Subvulkanite und Laven .............................................................................................. 30
4.2.2.1 Grimmaer und Gattersburger Porphyr................................................................................................ 30
4.2.2.2 Leisniger Porphyr ............................................................................................................................... 31
4.2.3
Chemnitz Becken: Planitz-Ignimbrit ................................................................................................... 31
4.3
Geochemische Zusammensetzung .................................................................................................... 33
4.3.1
Klassifikation der Vulkanite ................................................................................................................ 33
4.3.2
Alteration ............................................................................................................................................ 37
4.4
Mineralchemie .................................................................................................................................... 38
4.5
Kristallisationsbedingungen ................................................................................................................ 41
4.6
Altersdatierung ................................................................................................................................... 44
5
Erkenntnisse ..................................................................................................................................... 45
5.1
Entwicklung des Nordsächsischen Vulkanit-Komplexes - Chronologie der Supereruptionen ........... 45
5.2
Diskussion über das Magmensystem................................................................................................. 46
5.3
Magnituden ......................................................................................................................................... 47
Literaturverzeichnis ....................................................................................................................................... 49
Anhang ............................................................................................................................................................ 57

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 4
Abbildungsverzeichnis
Abbildung 1:
logarithmische Skala des Vulkanexplosivitätsindex (VEI; nach NEWHALL & SELF 1982)....... 10
Abbildung 2:
Größenvergleich pyroklastischer Ablagerungen des Permokarbons in Sachsen auf Basis
ihrer flächigen Verbreitung. Vereinfachte Altersdatierungen für die pyroklastischen
Ablagerungen entnommen aus: TICHOMIROWA (1997), HOFFMANN et al. (2013), LUTHARDT et
al. (2018), LÖCSE et al. (2019) und CASAS-GARCÍA et al. (2019b). ......................................... 11
Abbildung 3:
Thermalquelle („Hot Spring“) bei Beppu auf der Insel Kyūshū in Japan (Foto: THIRAWARIN
BUNYAPIPAT, Bangkok).............................................................................................................. 11
Abbildung 4:
Rochlitzer Porphyrtuff als Baustoff (Steinbruch am Rochlitzer Berg südwestlich von
Rochlitz)................................................................................................................................. 12
Abbildung 5:
Abbau des Rochlitzer Porphyrtuffs im aktiven Steinbruch am Rochlitzer Berg. Ausschnitt
rechts unten zeigt einen Anschliff des Rochlitzer Porphyrtuffs mit deutlich sichtbaren
Fiamme, Rauchquarz (Qz) und rötlichen Feldspat (Fsp)....................................................... 21
Abbildung 6:
a) Rochlitzer Porphyrtuff am Sockel des Grunewaldturms in Berlin (Bezirk Charlottenburg-
Wilmersdorf) lässt deutlich rotbraune und violette Fiamme erkennen; b) Rochlitz-Ignimbrit
mit herausgewitterten Fiamme (Aufschluss östlich Geithain an der Bundesstraße 7)......... 21
Abbildung 7:
Der Rochlitzer Porphyrtuff, wie er etwa am Gleisbergbruch ansteht, findet sich an vielen
Bauwerken, Denkmälern und Kunstwerken wieder. So im Grabmal des deutschen
Philosophen Immanuel Kant (1724–1804) im heutigen Kaliningrad, dem Friedrich-August-
Turm am Rochlitzer Berg, den Untergrundmessehallen in Leipzig mit Schmuckdetails von
Otto Droge (Foto: PETER ROLLE, Leipzig), dem Denkmal „Block der Frauen“ in Berlin-Mitte
zum Gedenken an den Rosenstraßen-Protest von 1943 (Foto: TUNCHIRA REPSTOCK, Berlin),
der Sockel des Grunewaldturms in Berlin erbaut 1897 bis 1899 vom Architekten Franz
Schwechten und die Gartenfiguren am Rochlitzer Berg. ....................................................... 22
Abbildung 8:
a) Aufschluss am Bahndamm, westlicher Ortsausgang von Kössern (Grimma, Landkreis
Leipzig), zeigt im frischen Anschlag eine grünliche Verfärbung der Grundmasse (Rochlitz-β-
Ignimbrit); b) Gesteinsanschliff zeigt deutlich die grünliche Grundmasse und gelblich
verwitterte Feldspatkristalle; c) Steinklippen am Muldenufer zwischen Kössern und Höfgen
(Grimma, Landkreis Leipzig) mit der dunkelgrauen Varietät des Rochlitz- β-Ignimbrits; d)
Gesteinsanschliff des Rochlitz-N-Ignimbrits aus dem Steinbruch Wildschütz (Gemeinde
Mockrehna, Landkreis Nordsachsen).................................................................................... 24
Abbildung 9:
Aufschluss des Grimmaer Porphyrs in der Nähe von Bahren entlang der Staatstraße 11... 26
Abbildung 10: Mikroskopische Aufnahme des Rochlitz-β Ignimbrits unter gekreuzten Polarisatoren
(Bohrung Ballendorf, Ba1/66 in 184,2 m Teufe). ................................................................... 28
Abbildung 11: a) Durchschnittliche Korngrößenverteilung der Kristalle in verschiedenen pyroklastischen
Ablagerungen des Nordsächsischen Vulkanitkomplexes (Rochlitz-, Wurzen-, Korpitzsch-
Ignimbrit und Porphyrtuff vom Rochlitzer Berg) und des Chemnitz Beckens (Planitz-
Ignimbrit), b) Gegenüberstellung des Sortierungsgrades und den Anteil des
Korndurchmessers der Kristallfragmente über 2 mm. Daten für Snake-river-Typ Ignimbrite
aus ELLIS et al. (2013). ........................................................................................................... 28
Abbildung 12: TAS („Total Alkali versus Silica“) - Diagramme zur Klassifikation von a) Vulkaniten (nach LE BAS
et al. 1986) und b) Subvulkaniten (Ganggesteine, nach COX et al. 1979) im
Nordsächsischen Vulkanitkomplex. Daten für den Wurzen-Ignimbrit und den Wurzener
Porphyr entnommen aus REPSTOCK et al. (2018) und für den Panitz Ignimbrit entnommen
aus REPSTOCK et al. (2019a).................................................................................................. 34
Abbildung 13: Klassifikationsdiagramm nach PEARCE (1996) in denen Verhältnisse der immobilen
Spurenelemente (Zr/Ti und Nb/Y) gegeneinander aufgetragen sind. Die Daten für den

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 5
Wurzen-Ignimbrit und dessen subvulkanischen Porphyr sind aus REPSTOCK et al. (2018)
entnommen, für den Planitz-Ignimbrit aus REPSTOCK et al. (2019a). .................................... 35
Abbildung 14: Spurenelementvariationsdiagramm der Rochlitz- und Wurzen-Ignimbrite im Nordsächsischen
Vulkanitkomplex normalisiert auf den primitiven Mantel (nach Sun & McDonough 1985). Die
mittlere Zusammensetzung der unteren und oberen Erdkruste (aus TAYLOR & MCLENNAN
1985) wurde zum Vergleich ebenfalls auf den primitiven Mantel normalisiert. ...................... 36
Abbildung 15: Alterationsdiagramm in dem der Chlorit-Carbonat-Pyrit-Index (CCPI) nach LARGE et al.
(2001) gegen den Alterationsindex (AI) nach ISHIKAWA et al. (1976) gegeneinander
aufgetragen sind (modifiziert nach LARGE et al. 2001). Deutlich erkennbar ist die K-betonte
Metasomatose bzw. Alteration der Gesteine im Rochlitzer Vulkansystem............................ 38
Abbildung 16: Klassifikationsdiagramm im ternären Orthoklas (Or)– Albit (Ab)– Anorthit (An)-System zur
Feldspatbestimmung. Im Rochlitzer Vulkansystem ist Alkalifeldspat Kalium-betont (Sanidin +
Orthoklas), nur im Rochlitz-N-Ignimbrit konnte Natrium-betonter Alkalifeldspat
(Anorthoklas) dokumentiert werden. Die Plagioklas-Mischkristallreihe tritt stets Na-betont
auf (Albit, Oligoklas, Andesin). Jedoch liegt Plagioklas größtenteils alteriert vor (siehe Kapitel
4.2.2), sodass ursprünglich vorhandene Ca-reiche (oder auch An-reiche) Plagioklase nicht
ausgeschlossen werden können............................................................................................ 39
Abbildung 17: Schematischer Bauplan des Kristallgitters der Biotitgruppe. ................................................. 40
Abbildung 18: a) Klassifikationsdiagramm für Biotit zeigt deutlich zwei verschiedene
Substitutionsmechanismen. Während im Biotit des Rochlitz-α- und des Rochlitz–β-
Ignimbrite Substitutionen zwischen Fe und Mg entlang der Oktaederposition dominieren,
substituiert im Biotit des Rochlitz-N- und Planitz-Ignimbrit Si und Al
IV
; b) ternäres Diagramm
zur Bestimmung von „frischem“, unverwittertem Biotit (nach NACHIT et al. 2005). Daten für
den Planitz-Ignimbrit entnommen aus REPSTOCK et al. (2019a). ........................................... 41
Abbildung 19:
Berechneter Kristallisationtemperatur (nach Henry et al. 2005) und –druck (nach Wu & Chen 2015)
für Biotit im Rochlitzer Vulkansystem. Daten von Biotit des Planitz-Ignimbrits aus Repstock et al.
(2019a).................................................................................................................................... 43
Abbildung 20:
Schematische Darstellung des Rochlitzer Magmensystems mit berechneten geothermischen
Gradienten............................................................................................................................. 47
Abbildung 21: Schematischer Größenvergleich der Calderen des permischen Nordsächsischen
Vulkanitkomplexes mit jenen der großen Supereruptionen des Känozoikums. Die
Calderensysteme Nordsachsen sind farbig hervorgehoben.................................................. 48

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Tabellenverzeichnis
Tabelle 1:
Liste der Probenahme für die Schwermineralanalyse (Koordinaten in UTM-Koordinaten).
Abkürzungen: R
I
– Rochlitz I, R
II
– Rochlitz II, R
III
– Rochlitz III, R
N
– Rochlitz Nord, KP –
Kemmlitzer Porphyr................................................................................................................ 17
Tabelle 2:
Parameter der quantitativen Bestimmung mittels Elektronenstrahlmikrosonde.................... 19
Tabelle 3:
Repräsentative Modalanalysen des Rochlitz-Ignimbrits in Vol.-%. Pseudomorphosen sind
hier vernachlässigt. Die älteren Nomenklaturen sind folgenden Literaturen entnommen:
EIGENFELD (1978) für den Nordsächsischen Vulkanitkomplex und FISCHER (1991) für das
Chemnitz Becken. Modalanalysen des Planitz-Ignimbrits sind REPSTOCK et al. (2019a)
entnommen............................................................................................................................ 29
Tabelle 4:
Repräsentative Modalanalysen im Grimmaer und Gattersburger Porphyrs.
Mineralpseudomorphosen sind nicht berücksichtigt. Angaben in Vol.-% .............................. 30
Tabelle 5:
Repräsentative Modalanalysen des Leisniger Porphyrs (aus REHDA 2018).
Xenolithvorkommen sind nicht berücksichtigt (Angaben in Vol.-%)...................................... 32
Tabelle 6:
Repräsentative geochemische Analysen, die zur Berechnung der Zirkonium-
Sättigungstemperatur in den Gestein herangezogen wurde. Gesamtgesteinsanalysen des
Planitz-Ignimbrits aus REPSTOCK et al. (2019a), des Wurzen-Ignimbrits aus REPSTOCK et al.
(2018). Die errechneten Temperaturen (nach WATSON & HARRISON 1983) gelten nur für die
aufgelisteten Analysen. .......................................................................................................... 42
Tabelle 7:
238
U/
206
Pb-Zirkon-Altersdatierungen an den permischen Vulkaniten Nordsachsens und des
Planitz-Ignimbrits.................................................................................................................... 45

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 7
Abkürzungsverzeichnis
Cps
dt: Zählimpulse pro Sekunde
Fm
Formation
K
v
Korpitzsch Vitrophyr
LA ICP-MS
Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry
MLA
Mineral Liberation Analysis
MPS
maximum particle size
NSVK
Nordsächsischer Vulkanitkomplex
R
I
Döbeln-Rochlitz-Einheit (nach Eigenfeld 1977) oder die Döbeln-Einheit (nach Eigenfeld 1978)
R
II
Geithain-Einheit, Unterteilung der Rochlitz Ignimbrite nach EIGENFELD (1978)
R
III
Großbothen-Einheit, Unterteilung der Rochlitz Ignimbrite nach EIGENFELD (1978)
R
N
Lampersdorf Einheit, Unterteilung der Rochlitz Ignimbrite nach EIGENFELD (1978)
Rochlitz-
α
R
I
und R
II
nach EIGENFELD (1978), Aktuelle Einteilung der Rochlitz-Ignimbrite
Rochlitz-
β
R
III
nach EIGENFELD (1978), Aktuelle Einteilung der Rochlitz-Ignimbrite
Rochlitz-N
Rochlitz-Nord (Wildschütz-Ignimbrit), Aktuelle Einteilung der Rochlitz-Ignimbrite
SHRIMP
Sensitive High Resolution Ion Microprobe
TAS
Total Alkali vs. Silica
VEI
Vulkanexplosivitätsindex

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 8
Zusammenfassung
Im Schatten der ausklingenden variszischen Gebirgsbildung erschütterten katastrophale Supervulkanausbrüche vor
ca. 300 Millionen Jahren das Spätpaläozoikum Mitteleuropas. Östlich von Leipzig erstreckt sich auf einer
Gesamtfläche von 2.000 km² (ca. 10 % der Fläche des Freistaates) der Nordsächsische Vulkanitkomplex, welcher
mindestens zwei große Calderen beinhaltet: 1) das Wurzener und 2) das Rochlitzer Vulkansystem. Wobei die
Gesteine des Rochlitzer Vulkansystems die größte Verbreitung finden. Ablagerungen dieser intrakontinentalen und
großvolumigen Eruptionen dienten zahlreichen historischen Bauwerken als Baustoff (z. B. Völkerschlachtdenkmal in
Leipzig, Grunewaldturm in Berlin, Grabmal von Immanuel Kant im heutigen Kaliningrad).
Verschiedene vulkanologische Detailaufnahmen und komplexe geochemische Untersuchungen vom Gesamtgestein
bis zum Mineralkorn lassen die vulkanischen Ablagerungsprozesse, aber auch das Magmensystem rekonstruieren.
Anhand von Sauerstoffisotopenverhältnissen und Altersdatierungen am Mineral Zirkon können mehrphasige
Ausbrüche differenziert werden, welche Aufschluss über die stratigraphische Stellung der einzelnen Vulkanite im
Rochlitz-Vulkansystem und der überlagernden Oschatz-Formation geben. Das Projekt unterstützt somit das
Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie (LfULG) in seiner Verwaltungsaufgabe der Geologischen
Landesaufnahme. Darüber hinaus sind die gewonnenen Ergebnisse und Erkenntnisse eine Bereicherung für
Geotourismus und Umweltbildung, welche durch den ortsansässigen „Geopark Porphyrland. Steinreich in
Sachsen e.V.“ weitervermittelt werden.
Durch die Auswertung von über 49 Bohrkernen und 122 Schichtverzeichnissen aus den Archiven des LfULG am
Standort Freiberg wurde die Mächtigkeit des Rochlitz-Ignimbrits auf über 400 m bestimmt. Diese Mächtigkeit und die
Verteilung des Gesteins über eine Gesamtfläche von 1080 km² lassen ein Mindestvolumen von 432 km³ errechnen,
was einem Vulkanexplosivitätsindex (VEI 7) entsprechen würde. Jedoch ist die Calderengröße (54 x 20 km)
vergleichbar mit anderen großen Calderenkomplexen, welche durch VEI 8 Supereruptionen gebildet wurden. Das
Gestein zeichnet sich durch einen hohen, monotonen Kristallgehalt von 35 bis 47 Vol.-% aus und lässt bei optischer
Betrachtung keinerlei Unterscheidungsmerkmale auf verschiedene Ablagerungen erkennen. Lediglich die
Kombination aus mehreren chemischen Untersuchungsmethoden erlaubt die Unterteilung in zwei pyroklastische
Einheiten: 1) den hoch differenzierten rhyolithischen Rochlitz-
α
- und 2) den intermediären trachydazitischen
Rochlitz-
β
-Ignimbrit. Somit sind diese Pyroklastite als
monotonous rhyolite
und
monotonous intermediate
zu
klassifizieren. Die im Rahmen der Untersuchungen bestätigte Streuung der absoluten Altersdatierung an dem
Mineral Zirkon lässt beide Rochlitz-Ignimbrite zeitlich nicht auseinanderhalten, was womöglich in Verbindung mit
einer langanhaltenden Eruptionsphase oder mit einer extrem langlebigen Magmenkammer in Zusammenhang
gebracht werden kann. Eine langlebige Magmenkammer entsteht, wenn basaltische Magmen aus dem oberen
Erdmantel wiederholt aufsteigen und die Magmenkammer – wie die Herdplatte den Schmelzkäse im Kochtopf –
immer wieder anheizen. Die Langlebigkeit solcher Magmensysteme erklärt aber auch das hohe Niobium-Tantal-
Verhältnis (11,8 bis 17,9), welches auf einen starken krustalen Einfluss des Magmas schließen lässt. Je länger die
Verweildauer einer Magmenkammer in der Erdkruste, desto größer ist die Möglichkeit chemische Elemente
aufzunehmen. Der Titan-Gehalt der Rochlitz-Biotite lässt die Annahme einer Kristallisationstemperatur von 755°C
und ein Druck von 4 kbar zu, was einer Tiefe von 15 km für die Rochlitzer Magmenkammer entspricht.
Die Längsachsenorientierung der Fiamme (durch Verschweißungskompaktion zusammengedrückte Bimse) weist
daraufhin, dass das pyroklastische Material aus Spalten während der Hauptphase fontänenartig eruptierte
(
pyroclastic fountaining
). Nach der Haupteruptionsphase kam es zu mehreren kleinräumigen Eruptionen und
Intrusionen von Subvulkaniten, welche als Oschatz-Formation zusammengefasst werden, jedoch in engem
Zusammenhang mit dem Rochlitz-Ignimbrit stehen. So führte die Intrusion des Leisniger Porphyrs, welcher infolge
genauerer Untersuchungen als Lakkolith identifiziert werden konnte, zur Hebung (
Resurgence
) der Caldera. In den
tieferen topographischen Lagen kam es in Folge der vulkanischen Ruhephasen zur Ablagerung von Seesedimenten.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 9
Im südlich gelegenen Chemnitz Becken wurde ebenfalls eine vulkanische Ablagerung dokumentiert, die zeitlich und
petrographisch dem Rochlitz-Ignimbrit zu entsprechen scheint. Dieses bisher als
Rochlitz Ignimbrit im Chemnitz
Becken
beschriebene Gestein unterscheidet sich hinsichtlich der chemischen Signaturen im Gesamtgestein, aber
auch hinsichtlich gekoppelter Substitutionen zwischen Aluminium und Eisen im Mineral Biotit. Damit scheint dieser
Ignimbrit eine eigenständige Eruption zu repräsentieren, welcher nach seiner Typuslokalität in Zwickau den Namen
Planitz-Ignimbrit
erhalten hat. Sein Auftreten erinnert an die
Snake River-Typ
-Ignimbrite der westlichen USA.
Das Rochlitz-Vulkansystem zählt somit zu einem der vielfältigsten Supervulkane der Erdgeschichte, welches
verschiedene
Typen
pyroklastischer
Ablagerungen
hervorgebracht
hat.
Gemeinsam
mit
dem
Wurzener Vulkansystem sind diese Gesteine, welche während gigantischer Caldereneruptionen entstanden sind,
einzigartige Fenster in die magmatischen und tektonischen Prozesse des Spätpaläozoikum in Mitteleuropa.
1 Einleitung
Volumenreiche Ejektionen pyroklastischen Materials in großen Calderensystemen zählen, neben Flutlava-
Eruptionen zu den katastrophalen Ereignissen auf unserem Planeten, welche Auswirkungen im globalen Maßstab
nach sich ziehen (SELF 2006; RAMPINO 2008; MILLER & WARK 2008; GROCKE et al. 2017). Viele Supervulkane,
besonders entlang des Pazifischen Feuerrings, bedrohen bis zum heutigen Tag die menschliche Zivilisation. Einer
der wohl bekanntesten schlummernden Supervulkane ist der Yellowstone in Wyoming (westliche USA,
MILLER & WARK 2008; WOTZLAW et al., 2014), dessen letzter Ausbruch vor 630.000 Jahren Aschewolken als
Feuerregen über einen Großteil der USA niederregnen lies (z. B. CHRISTIANSEN 2001). Die Stärke einer Eruption wird
in einer Magnitudenskala wiedergeben, dem sogenannten Vulkanexplosivitätsindex (VEI, Abbildung 1,
NEWHALL & SELF 1982). Dieser basiert auf dem Volumen des ausgeworfenen pyroklastischen Materials.
Supereruptionen definieren sich durch einen Mindestauswurf von 1.000 km³, was einem VEI von 8 entspricht
(Abbildung 1). Dass bereits kleinere Eruptionen das globale Geschehen beeinflussen, zeigen Eruptionsereignisse
der jüngeren Geschichte. So führte der Ausbruch des Eyjafjallajökull (VEI 4) auf Island im Jahr 2010 zu einem
Aufstieg von Aschen in die oberen Bereiche der Atmosphäre und somit zu erheblichen Beeinträchtigungen im
Flugverkehr. Feinste Aschepartikel wirken als Aerosol und beeinflussen den Strahlungshaushalt der Erde gravierend,
in dem sie das eintreffende Sonnenlicht nicht passieren lassen. Durch den Ausbruch des Tambora im Jahr 1815
(VEI 7) kam es im darauffolgenden Jahr in Europa und den USA zu Ernteausfällen und daraus resultierenden
Hungersnöten und Wirtschaftskrisen. Obwohl diese Ausbrüche gewaltig waren, reichen sie nicht an die Ausmaße
der Supereruptionen heran.
Um Eruptionszyklen und den Einfluss auf das globale Klima vorauszusagen, rückte die Erforschung solcher
Supervulkansysteme in den letzten drei Jahrzehnten immer mehr in den Fokus der Geologen und Geophysiker.
Dabei werden auch pyroklastische Ablagerungen längst vergangener Eruptionen im Detail untersucht. Eine der
wichtigsten Untersuchungsgebiete sind die spätpaläozoischen Vulkangebiete Nord- und Mitteleuropas. Sie reichen
von den Vogesen im Westen (ARIKAS 1986) bis nach Kleinpolen im Osten (SŁABY et al. 2010), sowie vom Bozener
Prophyr in Südtirol (WILLCOCK et al. 2013) bis zum Oslograben (OFTEDAHL 1978). Da diese älteren Supervulkane im
Laufe der Jahrmillionen teilweise erodiert wurden, ermöglichen diese gut erhaltenen Relikte tiefe Einblicke in den
Aufbau solcher Calderensysteme. Allein der Freistaat Sachsen beherbergt vier große Vulkanzentren:
1)
Altenberg-Teplice Vulkanitkomplex
, 2)
Tharandter Wald Caldera
, 3)
Meißner Vulkanitkomplex
und
4)
Nordsächsischer Vulkanitkomplex
(Abbildung 2). Diese ähneln in Häufigkeit und Erscheinungsbild jenen der
großen känozoischen Supervulkansysteme im westlichen Nordamerika (BREITER et al. 2001; BREITKREUZ 2015;
HÜBNER et al., 2016; REPSTOCK et al. 2016; 2018, CASAS-GARCÍA et al. 2019a). Der Nordsächsische Vulkanitkomplex
(NSVK) ist mit einer Gesamtfläche von über 2.000 km² das größte aufgeschlossene Calderensystem Mitteleuropas
aus dieser Epoche (REPSTOCK et al. 2018). Der NSVK besteht aus zwei mächtigen Ignimbritabfolgen, Rochlitz- und

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 10
Wurzen-Ignimbrit, welche aus Glutwolkendecken gigantischer Eruptionsereignisse hervorgegangen sind
(RÖLLIG 1969; EIGENFELD 1978). Vermutlich war die permokarbone Landschaft Nordsachsens in den Ruhephasen
durch Thermalquellen und kleineren aktiven Vulkankratern charakterisiert, ähnlich wie es heute um einen der
aktivsten Supervulkane der Erde, den schlummernden Aso-san auf Kyūshū (Japan), aussieht (Abbildung 3).
Neben den großen Glutwolkenablagerungen treten in Nordsachsen aber auch sedimentäre Abfolgen aus
Konglomerat, Sand- und Siltsteinen auf, welche überwiegend als alluviale Schuttfächer des Variszischen Gebirges
und erodierender Vulkanbauten interpretiert werden (WALTER 2006). Teilweise sind Seeablagerungen dokumentiert
worden, die sich in den topographischen Tieflagen des Vulkankomplexes bildeten (
Versteinerter See
nordöstlich von
Börtewitz, WALTER 2010, GOLD 2011).
Abbildung 1:
logarithmische Skala des Vulkanexplosivitätsindex (VEI; nach NEWHALL & SELF 1982).

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Abbildung 2:
Größenvergleich pyroklastischer Ablagerungen des Permokarbons in Sachsen auf Basis ihrer flächi-
gen Verbreitung. Vereinfachte Altersdatierungen für die pyroklastischen Ablagerungen entnommen aus: TICHOMIROWA
(1997), HOFFMANN et al. (2013), LUTHARDT et al. (2018), LÖCSE et al. (2019) und CASAS-GARCÍA et al. (2019b).
Abbildung 3:
Thermalquelle („Hot Spring“) bei Beppu auf der Insel Kyūshū in Japan (Foto: THIRAWARIN BUNYAPIPAT, Bangkok).

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 12
Die pyroklastischen Ablagerungen des NSVK zählen seit langem als wichtige Baustoffe bedeutender Bauwerke über
die Grenzen des Freistaates hinaus. So wurde der Rochlitzer Porphyrtuff, der in den Steinbrüchen auf und um den
Rochlitzer Berg ansteht (Abbildung 4), in Bauwerken wie der Kunigundenkirche (Rochlitz), der Stadthalle in
Chemnitz, der Propsteikirche St. Trinitatis (Leipzig), dem Grunewaldturm (Berlin) und dem Grab von Immanuel Kant
(Kaliningrad, Russland) verwendet. Während der Abbau des Kemmlitzer Porphyrs (Kaolin) und der Ignimbrite
Wermsdorfs und Wurzens (Edelsplit & Schotter) noch heute ein wichtiger wirtschaftlicher Motor Nordsachsens
darstellt, wird der Rochlitzer Porphyr mit seinen charakteristischen ziegelroten bis gelblichen Bändern bis heute als
Naturwerkstein abgebaut (Abbildung 4).
In den letzten Jahren konnten durch Kooperationen zwischen dem Sächsischen Landesamt für Umwelt,
Landwirtschaft und Geologie (LfULG), der Technischen Universität Bergakademie Freiberg (TUBAF), dem
Senckenberg
Museum
für
Naturkunde
Dresden,
dem
Museum
für
Naturkunde
Berlin
und
dem
Geoforschungszentrum Potsdam (GfZ) neue Erkenntnisse über Supervulkane in Sachsen erzielt werden. Das
Hauptaugenmerk richtet sich dabei auf Magmenbildung und -aufstieg, der Rekonstruktion der Eruptionsprozesse
und der Beziehung des Rochlitz-Ignimbrit mit pyroklastischen Ablagerungen in den umliegenden Becken. Dies sind
wichtige Parameter, um die noch ungeklärten stratigraphischen Verhältnisse und erheblichen Kenntnisstandslücken
in einen der großen Vulkanitkomplexe weltweit zu begreifen. Die Arbeit unterstützt somit maßgeblich die
Verwaltungsaufgabe des LfULG, wie der
Geowissenschaftlichen Landesaufnahme
, der
Georisikenforschung
und
auch die
Neuinterpretation der Rohstoffhöffigkeit
im Freistaat. Der ortsansässige nationale Geopark
(„Geopark Porphyrland – Steinreich in Sachsen e.V.“) profitiert zudem von den neu gewonnenen Erkenntnissen und
ist ein entscheidender Beitrag zum Schutz und zur Erhaltung des geologischen Erbes im Freistaat Sachsen. Um die
Ablagerungsverhältnisse und die Rekonstruktion des Magmareservoirs darzustellen, werden physische
Charakteristika
(Gesteins-
und
Mineraltexturen)
mit
geochemischen
und
mineralchemischen
Untersuchungsmethodiken (röntgenanalytische und massenspektrometrische Verfahren) kombiniert.
Abbildung 4:
Rochlitzer Porphyrtuff als Baustoff (Steinbruch am Rochlitzer Berg südwestlich von Rochlitz).

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 13
2 Regionalgeologischer Rahmen
Der Nordsächsische Vulkanitkomplex (NSVK) umfasst ein Areal von rund 2.000 km² östlich der sächsischen
Metropole Leipzig. Seine Ausmaße entsprechen ca. 10 % der Landesfläche des Freistaats und reichen von Rochlitz
im Süden bis Eilenburg im Norden, sowie von Borna im Westen bis Oschatz im Osten (Abbildung 5). Damit ist der
NSVK eine der bedeutendsten geologischen Strukturen im Freistaat. Er beherbergt mit dem Wurzener und dem
Rochlitzer Vulkansystemen mindestens zwei vulkanische Komplexe gigantischen Ausmaßes (RÖLLIG 1969;
EIGENFELD 1978; REPSTOCK et al. 2018). Während die Größe der Wurzen Caldera mit Durchmessern von 30 x 25 km
definiert wurde (RÖLLIG 1969; REPSTOCK et al. 2018), lässt die Verbreitung des Rochlitz-Ignimbrits in der nördlichen
Peripherie des Granulitmassivs auf eine Längsausrichtung der Caldera von 54 km schließen (Abbildung 5). Die
exakte N-S-Ausdehnung ist schlecht definiert, da jüngere Vulkanite und Sedimentite der überlagernden Oschatz
Formation diese Calderenstruktur überdecken.
Eine moderne stratigraphische Gliederung dieses Vulkankomplexes wurde von WALTER (2006) unternommen, in
dem er diesen in vier Formationen unterteilte: die
Kohren-
,
Rochlitz-
,
Oschatz-
und
Wurzen-Formationen
(Abbildung 5). Im Liegenden befindet sich die Kohren-Formation, welche die älteste stratigraphische Einheit des
NSVK darstellt. Sie liegt diskordant auf dem variszisch gefalteten Grundgebirge sowie dem cadomischen Basement.
Die 50 bis 200 m mächtige Formation besteht größtenteils aus siliziklastischen Gesteinen, die alternierend aus
Konglomerat-, Sand- und Siltsteinabfolgen gebildet werden (WALTER 2006). Untergeordnet treten lakrustische und
palustrische Sedimentschichten auf (ENGERT 1954). Erste Vulkanitabfolgen deuten einen basischen und
intermediären Vulkanismus an („Andesitoide“, GLÄßER 1983), im oberen Bereich der Kohren-Formation treten die
ersten sauren pyroklastischen Horizonte auf (z. B. Seifersdorf Tuff, GLÄßER 1977; Wendishain-Ignimbrit,
RICHTER et al. 2013). Diese sauren Vulkanite bilden vermutlich die Vorläufer der Initialphase des Rochlitzer
Supervulkans (Lastau-Ignimbrit, HÜBNER et al. 2016). Gelegentlich treten Pflanzenhäcksel von Cordaiten auf
(WALTER 2006), welche eine ausgestorbene, paläozoische Ordnung baumförmiger Samenpflanzen darstellen
(ROTHWELL 1988). Diese und andere Pflanzenrelikte beschränken die Kohren-Formation vage auf den Grenzbereich
Karbon/Perm (DÖRING 1973). Eine absolute Altersdatierung an Zirkon eines pyroklastischen Horizontes in dieser
Formation ergibt ein Alter von 298,3 ± 9,1 Millionen Jahren (Bohrung Ossa 102/90, HOFFMANN et al. 2013).
Im Hangenden der Kohren-Formation erstreckt sich eine erste mächtige und lateral weit verbreitete Ignimbritdecke,
welche als Rochlitz-Formation zusammengefasst ist (EIGENFELD 1978). Bohrungen in diesem Gebiet weisen eine
Mächtigkeit von maximal 400 m für diesen Ignimbrit auf (Bohrung Frauendorf 1/54, RÖLLIG 1976). Jedoch ist in
keinem Aufschluss sowie in keiner Bohrung die komplette lithologische Abfolge dieses Pyroklastits erschlossen,
sodass eine größere Mächtigkeit anzunehmen ist. Nach Eigenfeld (1978) können vier Einheiten innerhalb dieser
Ignimbritdecke unterschieden werden: 1)
Döbeln-Rochlitz-Einheit
(R
I
), 2)
Geithain-Einheit
(R
II
),
3)
Großbothen-Einheit
(R
III
) und 4)
Lampersdorf Einheit
(R
N
). Die Abgrenzung dieser Einheiten erfolgt durch den
Modalbestand der Hauptminerale Quarz, Alkalifeldspat und Pyroxen. Auf Grundlage dieser Daten wurde die
Rochlitz-Formation bisher als Ablagerungen von Einzeleruptionen interpretiert (EIGENFELD 1978). Neuere
Erkenntnisse sehen die ersten drei Einheiten als nahtlos ineinander übergehendes Produkt eines
Haupteruptionsevents des Rochlitzer Supervulkans (HÜBNER et al. 2016; 2019). Eine Calderenstruktur in der
Rochlitz-Formation wurde erstmals durch BENEK (1995) angenommen. Während der R
I
die größte Verbreitung im
gesamten Gebiet südlich der Wurzen-Caldera aufweist, sind die anderen Einheiten eher lokal begrenzt. So tritt die
R
II
-Einheit im Bereich von Colditz und Rochlitz auf, während die R
III
-Einheit sich auf das Gebiet nordwestlich von
Colditz im Randbereich zur Wurzen-Formation beschränkt. Eine Sonderstellung nimmt die Einheit R
N
ein, da diese
auf das nordöstliche Randgebiet begrenzt scheint und eine andere mineralogische und petrographische Signatur
aufweist, womit sie eventuell in die überlagernde Oschatz-Formation eingeordnet werden kann (EIGENFELD 1978).

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 14
Die Basis der Rochlitz-Formation wurde mittels U/Pb-Datierung an Zirkon auf 294,4 ± 1,8 Millionen Jahre datiert
(HOFFMANN et al., 2013).
Das Vorkommen des Rochlitz-Ignimbrit im südlich des NSVK angrenzenden Chemnitz-Becken ist Bestandteil
aktueller Diskussion und Forschung. FISCHER (1991) sieht aufgrund der petrographischen, geochemischen und
strukturellen Beschaffenheit dieser pyroklastischen Ablagerung eine Verbindung zur Rochlitz Caldera und
interpretiert diesen als
Outflow
-Fazies. Diese Interpretation wurde durch das ermittelte Alter von 296,6 ± 3 Millionen
Jahre bestärkt (HOFFMANN et al. 2013). Neuere Erkenntnisse stellen diese Behauptung jedoch in Frage, da
chemische Substitutionsmechanismen in Mineralen wie Biotit in beiden Pyroklastiten unterschiedlich abliefen
(REPSTOCK et al. 2019a). Unterstützt wird diese Vermutung ebenfalls durch Unterschiede in den Mineraltexturen
(WEISE 2018; REPSTOCK et al. 2019a).
Der Rochlitz-Formation schließt sich im Hangenden die 50 bis 250 m mächtige Oschatz-Formation an, welche sich
durch die Verzahnung sedimentärer Ablagerung mit eingeschalteten vulkanischen und vulkanosedimentären
Einheiten definiert (WALTER 2006). Die Gesteine dieser Formation sind vor allem in der Bornaer Senke im Westen
und im Bereich der Mügelner Senke im Osten verbreitet (BRÄUER 1977; WALTER 2006; ROMMEL 2017). Ein weiteres
Vorkommen konnte durch die Bohrung Naunhof 176/73 bei Taucha unterhalb des Wurzen-Ignimbrit nachgewiesen
werden („Tauchaer Schichten“, ROMMEL 2017; Abbildung 5). Ähnlich wie in der älteren Kohren-Formation gibt es hier
lakustrine Horizonte („Salbitzer Schichten“, ZIEBELL 1974). Eine der bekanntesten nachgewiesenen lakustrinen
Profile bildet ein Schurf nordöstlich von Börtewitz, in dem zahlreiche Fossilien (Amphibien, Fische sowie aquatische
und terrestrische Arthropoden) vorkommen (WALTER 2010, GOLD 2011). Dieser Profilabschnitt lässt eine
biostratigraphische Korrelation mit Amphibien der Goldlauter-Formation des Thüringer Waldes zu (WALTER 2010),
was durch eine
206
Pb/
238
U-Altersdatierung an Zirkon eines pyroklastischen Horizontes der Oschatz-Formation
bestätigt wird (GOLD 2011; U. LINNEMANN in WALTER 2012). Unter den Vulkaniten bilden der Neumühlen,
Gattersburger und der Kemmlitzer Porphyr größere Lavenstrukturen (RÖLLIG 1976), außerdem stellen der
Dornreichenbacher Ignimbrit (FISCHER 1968; RÖLLIG 1969) und der Rochlitzer Tuff (EISSMANN 1967) größere
pyroklastische Einheiten dar.
Das zweite große Eruptionsereignis ist in den pyroklastischen Ablagerungen und vergesellschafteten Subvulkaniten
der Wurzen-Formation dokumentiert (RÖLLIG 1969; GLÄßER 1983). Die pyroklastischen Ablagerungen werden in zwei
Präcaldera-Ignimbrite (Wermsdorf- und Cannewitz-Ignimbrit) und einen mächtigen
monotonous intermediate
Intracaldera-Ignimbrit unterschieden (Wurzen-Ignimbrit, REPSTOCK et al. 2018). Während der Wermsdorf- und der
Cannewitz-Ignimbrit als initiale vulkanische Aktivität der Wurzener Supereruption gesehen werden, ist der
Wurzen-Ignimbrit das Resultat der Haupteruptionsphase. In der Spätphase kam es zur Intrusion von
Granitporphyren, aber
auch
von mafischen und felsischen Gängen (RÖLLIG 1969; GLÄßER 1983;
REPSTOCK et al. 2018). Die Wurzen-Formation hat eine Gesamtmächtigkeit von über 650 m (Bohrung 1519A/82,
WALTER 2006), wobei bisher lediglich 150 m Mächtigkeit für die pyroklastische Ablagerung dokumentiert sind
(Bohrungen im Steinbruch Großsteinberg bei Grimma, REPSTOCK et al. 2018). Innerhalb der permokarbonen
pyroklastischen Ablagerungen Mitteleuropas gelten der vitrophyrische Ignimbrit der Planitz-Formation im Chemnitz
Becken und der Wurzen-Ignimbrit des NSVK als besonders „frisch“, während die meisten dieser Gesteine
Alterationen aufweisen. So finden sich im Wurzen-Ignimbrit gut erhaltene Minerale, wie die seltenen Pyroxene
Ägirinnaugit und Pigeonit (REPSTOCK et al. 2016). Anhand von röntgenanalytischen Untersuchungsmethoden an
verschiedenen Mineralen lässt sich ein System aus verschiedenen langlebigen Magmenkammern bis in eine Tiefe
von 25 km rekonstruieren (REPSTOCK et al. 2019b). WENDT et al. (1995) ermittelten mittels verschiedener
Datierungsmethoden
Alter
von
285,6
±
1,1
Ma
(
206
Pb/
238
U
Zirkonaltersdatierung),
284±11
Ma
(
147
Sm/
143
Nd Gesamtgesteinsdatierung) und 287±5 Ma (
87
Rb/
87
Sr Gesamtgesteinsdatierung) für den Ignimbriten.
HOFFMANN et al. (2013) bestätigten mittels
206
Pb/
238
U SHRIMP-Zirkondatierung 289.3±4.1 Ma and 290.2±4.1 Ma
diesen Wert.

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 15
Abbildung 5:
Vereinfachte geologische Karte des Nordsächsischen Vulkanitkomplexes ohne Deckgebirge (verän-
dert nach RÖLLIG 1969; Walter 2006; Rommel 2017). Sterne markieren wichtige Bohrungen, welche dieser Arbeit zu
Grunde liegen. Einfallsrichtung und Einfallswinkel der Fiamme sind durch Pfeile und Zahlwerte dargestellt. Signaturen:
1 – Wurzen-Ignimbrit, 2 – Wermsdorf-Ignimbrit, 3 – Oschatz Fm. undifferenziert, 4 – Dornreichenbacher Porphyr,
5 - Leisniger Porphyr, 6 – Gattersburger Porphyr, 7 – Grimmaer Porphyr, 8 – Rochlitz Ignimbrit (undiff.), 9 – 12 Verbrei-
tungsgebiet der Rochlitzer Untereinheiten nach Eigenfeld (1978) 9 – R
I
, 10 – R
II
, 11 – R
III
12 – R
N
, 13 – Kohren Fm.,
14 - Andesitoide, 15 – Subvulkanit, 16 – Cadomisches und Variszisches Grundgebirge.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 16
3 Methodik
3.1 Probenahme und Präparation
Die Probenahme erfolgte an 70 Oberflächenaufschlüssen (Anhang) innerhalb des Nordsächsischen
Vulkanitkomplexes, sowie an 49 Bohrkernen in den Bohrkernlagern des Sächsischen Landesamtes für Umwelt,
Landwirtschaft und Geologie. Aufschlüsse und Bohrkerne wurden detailliert aufgenommen und anschließend
Probenentnahmepunkte für die Dünnschliffherstellung ausgewählt. In den Aufschlüssen und Steinbrüchen wurden
die Proben mittels Geologenkompass orientiert entnommen, um Oben-Unten-Kriterien beizubehalten und das
Einfallen der Fiamme zu dokumentieren. Ihre Orientierung kann auf die Lage eines möglichen Eruptionszentrums
deuten.
Die Präparation der Gesteinsanschliffe und polierten Dünnschliffe erfolgte in der Präparation des Landesamtes für
Umwelt, Landwirtschaft und Geologie am Standort Freiberg, am Institut für Geologie der TU Bergakademie Freiberg
und am Institut für Mineralogie der Universität Hamburg. Die Herstellung von Gesteinsanschliffen empfiehlt sich stets
dann, wenn interne Strukturen und Texturen am frischen Bruch nicht in Erscheinung treten oder wenn das Gestein
von außen stark verwittert ist oder unschön erscheint. Dabei wird die zersägte Probe auf einer Schleifscheibe
zunächst plan geschliffen und anschließend auf einer Politurscheibe glänzend poliert.
Zur Dünnschliffherstellung werden möglichst frische Proben ausgewählt und gesägt bis diese auf ein
Objektträgerglas passen. Bevor dieses auf das Objektträgerglas geklebt wird, wird eine Seite plan geschliffen.
Danach
wird
das
Präparat
klein
gesägt
und
unter
der
jeweiligen
Verwendung
einer
„Logi Tech LP 50“-Schleifmaschine auf eine Schliffdicke von zunächst 30 μm gebracht. Um die genaue Schliffdicke
von 25 μm zu erhalten, muss das Präparat mit 800μ und 1200μ Siliziumcarbid geschliffen werden. Hierfür wird ein
ausgewähltes Mineralkorn auf die definierte Interferenzfarbe unter stetiger Kontrolle im Polarisationsmikroskop
herunter geschliffen. Die Politur des Dünnschliffs erfolgt auf einer Politurscheibe
unter stetiger Zugabe einer
Al
2
O
3
-Kolloidallösung. Polierte Dünnschliffe sind wichtig, um die Gesteine mittels röntgenanalytischer Verfahren, wie
dem Rasterelektronenmikroskop und der Elektronenstrahlmikrosonde, zu untersuchen.
Bei der Herstellung der Schwermineral- bzw. der Zirkonpräparate für die Altersdatierung wurden die Proben zunächst
im
Selfrag-Gesteinsfragmentierungslabor
der
TU
Bergakademie
Freiberg
mittels
gepulster
Hochspannungsentladung gebrochen (Probenliste siehe Tabelle 1). Dabei verläuft die Bruchlinie vorwiegend entlang
der Korngrenzen innerhalb der Gesteinsprobe. In dem gewonnenen Probenmaterial aus losen Körnern müssen
anschließend die Schwerminerale (Minerale mit einer Dichte von mindestens 2,9 g/cm³) herauspräpariert werden.
Das Mineral Zirkon (Dichte: 4,6 bis 4,7 g/cm³), als wichtiges Datierungsobjekt, bedarf bereits einer Trennflüssigkeit
für größere Dichten, weshalb Diiodmethan (CH
2
I
2
) zur Separation benutzt wurde (Trennung der Dichtefraktion über
3,3 g/cm³). Anschließend wurde der Zirkon unter dem Stereomikroskop heraussepariert und auf einem
Objektträgerglas (Körnerpräparat) fixiert.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 17
Tabelle 1:
Liste der Probenahme für die Schwermineralanalyse (Koordinaten in UTM-Koordinaten).
Abkürzungen: R
I
– Rochlitz I, R
II
– Rochlitz II, R
III
– Rochlitz III, R
N
– Rochlitz Nord, KP –
Kemmlitzer Porphyr.
Probennummer Formation
Lithologie
nach EIGEN-
FELD (1978)
Lokalität
Z
N
MH-R-10
Rochlitz
R
I
Polkendorf
33U 354375
5671640
MH-R-32
Rochlitz
R
II
Colditz (nördl. Ortsrand)
33U 346517
5667108
MH-R-49/1
Rochlitz
R
N
Wildschütz
33U 350995
5703696
MH-R-50
Rochlitz
R
N
Schildauer Berg,
Wittes Steinbruch
33U 353874
5700388
MH-R-54/1
Rochlitz
R
III
Kössern, Steinklippen
an der Mulde
33U 344422
5674351
MH-R-58
Rochlitz
Rochlitzer Berg
33U 343668
5655257
MH-O-07
Oschatz
KP
Steinbruch Zetschlig,
Schleben
33U 362477
5678785
MH-O-08
Oschatz
KP
Börtewitz
33U 359583
5676761
Mle
Rochlitz
R
I
Bohrung Meltewitz 1/66
33U 353298
5692214
Ba 1/61
Rochlitz
R
III
Bohrung Ballendorf 1/61
33U 338666
5666933
3.2 Analytische Verfahren
3.2.1 Mikroskopische Bildanalyse
Die mikroskopischen Messaufnahmen und Bildanalyse erfolgte mit dem
Keyence VHX 5000
im Fachbereich
Paläontologie-Stratigraphie der TU Bergakademie Freiberg. Dabei werden durch die mit dem Mikroskop verbundene
Kommunikationssoftware eine Quantifizierung der Verhältnisse im Mineralmodalbestand, die Korngrößenverteilung
der Einsprenglinge und granulometrische Messverfahren an den juvenilen Fragmenten (Fiamme, vulkanisches Glas)
sowie der Mineralkristalle analysiert und bestimmt. Um die Analysen bestmöglich anzuwenden wurden stetig
verschiedene mikroskopische Verfahrenstechniken, wie Auflicht-, Durchlicht- und Reflektionsmikroskopie mit
unterschiedlichen Helligkeits- und Kontraststufeneinstellungen, kombiniert. Die mikroskopische Bildanalyse hilft der
Einordnung pyroklastischer Ablagerungen im Hinblick auf die Klassifikation nach HILDRETH (1981) und einer
Faziesanalyse (CHEN et al. 2019).
3.2.2 Gesamtgesteinsgeochemie
Die chemischen Analysen am Gesamtgestein wurden in den zertifizierten Laboratorien
Bureau Veritas Mineral
Laboratories
in Vancouver (British Columbia, Kanada) und
ALS Minerals-Geochemistry
in Dublin (Irland)
durchgeführt. Es wurden 72 Proben der Rochlitz-Ignimbrite im Nordsächsischen Vulkanitkomplex und 88 Proben an

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 18
den möglichen Äquivalenten im Chemnitz Becken entnommen. Dabei wurden die analytischen Methoden der
Röntgenfluoreszenzanalysen (RFA) und der Massenspektroskopie mit induktiv gekoppeltem Plasma (ICP-MS)
kombiniert angewendet. Bei der RFA werden die zu untersuchenden Elemente, bzw. deren Oxide, durch den Einfluss
einer Röntgenstrahlung angeregt. Als Strahlungsquelle dient eine Röntgenröhre in der eine Anode durch einen
Elektronenstrahl beschossen wird. In der Gesteinsgeochemie eignet sich diese Methodik besonders zur Bestimmung
der Hauptelementoxide (wie SiO
2
, Na
2
O, Al
2
O
3
und K
2
O), nicht aber zur Neben- und Spurenelementanalytik.
Refraktärmetalle (Metalle der 4. bis 6. Nebengruppe im Periodensystem) sowie die Metalle der Seltenen Erden
(Sc, Y, La, Ac, Lanthanoide, Actinoide) lassen sich mittels ICP-MS charakterisieren. Dabei wird die Probe soweit
erhitzt, dass diese verdampft und in ihre einzelnen elementaren Bestandteile ionisiert wird. Anschließend werden
diese im Plasma generierten Ionen durch ein Massenspektrometer detektiert. Diese Methode eignet sich im hohen
Maße zur Untersuchung von kleinsten Konzentrationen, da ihre Nachweisgrenzen sehr gering sind (im Nanogramm
pro Liter-Bereich). Diese Untersuchungen sind notwendig, um das Gestein gemäß ihrer chemischen
Zusammensetzung zu bestimmen und geochemische Charakteristika hinsichtlich ihres Ursprungs zu erkennen
(z. B. WINCHESTER & FLOYD 1977; PEARCE 1996; LEMAÎTRE et al. 2002). Um eine komplettes Bild über die
geochemischen Verhältnisse des Rochlitz Vulkansystems zu erhalten, wurden zusätzlich Literaturdaten aus
EIGENFELD (1978), WETZEL et al. (1995), FISCHER (1991) und REPSTOCK et al. (2019a) zur Interpretation
herangezogen.
3.2.3 Rasterelektronenmikroskop und Elektronenstrahlmikrosonde
Die semiquantitativen Modalanalysen an Kristall- und Glasfragmenten in den untersuchten Pyroklastiten und
kohärenten
Vulkaniten
wurden
mittels
einer
automatisierten
mineralogischen
Untersuchungsmethodik
(
Mineral Liberation Analysis
, MLA) am Rasterelektronenmikroskop Quanta 650 FEG-MLA650F und der
Kommunikationsoftware MLA 3.3 am Helmholtz-Institut Freiberg für Ressourcentechnologie durchgeführt. Die
Analysen wurden mit einer Beschleunigungsspannung von 25kV und einer Stromstärke von 10nA durchgeführt, die
Kalibrierung der Graustufen der Rückstreuelektronenbilder (
back scattered electron image
, BSE) erfolgt an
gediegenem Kupfer. Durch die kombinierte Anwendung von BSE-Graustufen und einer semiquantitativen
chemischen Analyse mittels energiedispersiven Röntgenstrahls (EDX) wird eine Kartierung der Mineralphasen in der
Probe ermöglicht (GXMAP-Routine, FANDRICH et al. 2007), wodurch ein dichtes Gitter von ca. 1600 EDX-Spektren
pro mm² erzeugt wird. Die verwendete Software (MLA 3.3) ermöglicht darüber hinaus die Berechnung einer
Korngrößenverteilung, welche in den untersuchten pyroklastischen Ablagerungen die Grundmasse vernachlässigt.
Die
chemischen
Analysen
des
Rasterelektronenmikroskops
basieren
auf
der
energiedispersiven
Röntgenspektroskopie, in der ein Elektronenstrahl ein kernnahes Elektron aus dem Analysepunkt schlägt. Das dabei
entstehende Röntgenspektrum wird von einem Halbleiterdetektor aufgenommen und lässt somit auf die chemische
Zusammensetzung qualitativ schließen.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 19
Tabelle 2:
Parameter der quantitativen Bestimmung mittels Elektronenstrahlmikrosonde.
Element/Oxid
Spektrallinie
Standards
Zählzeit
Na
2
O
Na Kα
Albit (NaAlSi
3
O
8
)
80 s
MgO
Mg Kα
Diopsid (CaMg[Si
2
O
6
])
80 s
Al
2
O
3
Al Kα
Yttrium-Aluminium-Granat (Y
3
Al
2
[AlO
4
]
3
)
60 s
SiO
2
Si Kα
Wollastonit (Ca
3
[Si
3
O
9
])
60 s
K
2
O
K Kα
Orthoklas (KAlSi
3
O
8
)
120 s
CaO
Ca Kα
Diopsid (CaMg[Si
2
O
6
])
120 s
BaO
Ba Lα
Benitolit
(BaTi[Si₃O₉])
140 s
Fe
2
O
3
Fe Kα
Hämatit (Fe
2
O
3
)
140 s
MnO
Mn Kα
Bustamit
(Ca₃(Mn,Ca)₃[Si₃O₉]₂)
140 s
TiO
2
Ti Kα
Rutil (TiO
2
)
140 s
Cr
2
O
3
Cr Kα
Chromit (Cr
2
O
3
)
140 s
Die quantitativen mineral- und glaschemischen Analysen erfolgten an den Elektronenstrahlmikrosonden JEOL JXA-
8900RL am Institut für Werkstoffwissenschaften der TU Bergakademie Freiberg und JEOL JXA-8500F
Feldemissionselektronenstrahlmikrosonde am Museum für Naturkunde Berlin. Beide Instrumente verwenden die
Messbedingungen von 15kV und 20nA, die verwendeten Spektrallinien, Standards und Zählzeiten sind in Tabelle 2
dargestellt. Die Kalibrierung der Elektronenstrahlmikrosonde am Museum für Naturkunde Berlin erfolgt durch die
Verwendung der
Smithsonian Microbeam Standards
des
Smithsonian Natural Museum of Natural History
.
Elektronenstrahlmikrosonden sind für die quantitative Elementanalyse an Festkörperoberflächen essentiell, da die
Analysen auf einen wellenlängendispersiven Elektronenstrahl basieren. Dabei regt ein Elektronenstrahl, wie beim
Rasterelektronenmikroskop, ein für ein Element charakteristisches Röntgensignal in der Probe an. Der Unterschied
besteht darin, dass ein auf ein bestimmtes Element kalibrierter Spektrometerkristall als Empfänger der
Röntgensignatur fungiert. Dadurch ist es möglich die genaue chemische Zusammensetzung des Analysepunkts zu
bestimmen.
3.2.4 Laser-Ablation ICP-MS
Untersuchungen von Spurenelementen (U, Pb und Ti) an Zirkon aus dem Rochlitzer Vulkansystem wurden mittels
Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry
(LA ICP-MS, deutsch: Laserablation
Massenspektrometrie mit induktiv gekoppeltem Plasma) in der Sektion Geochronologie am Senckenberg
Naturhistorische Sammlungen in Dresden durchgeführt. Die Messparameter der Analysen sind: Spotgröße 35 μm
bei 6mJ, einem Vorvakuum bei 1,99 x 10
-3
mbar und einem Hochvakuum bei 3,23 x 10
-7
mbar, Mineralstandard ist
der GJ1bei 7 x 10
7
cps (engl.
counts per second
= Zählimpulse pro Sekunde), der Argon-Fluss liegt bei 0,832 l/min.
Die Verwendung dieser Methode ist in den vergangenen Jahren immer mehr in den Fokus der aktuellen geologischen
und mineralogischen Forschungen gerückt. Sie ist ein wichtiges Instrument, um Spurenelemente und ihre Isotope in

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 20
Mineralen
quantitativ
zu
bestimmen.
Die
gewonnenen
Isotope
geben
Aufschluss
über
die
Kristallisationsbedingungen und Kristallisationsalter der untersuchten Minerale. Bei der Methode wird ein Laserstrahl
auf eine Probenoberfläche fokussiert, um feinste Partikel herauszulösen (Prozess der Laserablation). Diese Partikel
kommen in ein Massenspektrometer, um dort als Plasma ionisiert zu werden. Diese Ionen werden durch ein
Spektrometer detektiert und erlauben somit Rückschlüsse auf die chemische Zusammensetzung der untersuchten
Kristalle.
4 Auswertung
4.1 Aufschlusssituation und Beschreibung
Die Rochlitz-Formation im NSVK umfasst eine Großzahl ehemaliger Steinbrüche sowie größere und kleinere
Aufschlüsse (Abbildung 5, Anhang). Seit dem Mittelalter wurden die Vulkanite der Rochlitz Formation abgebaut und
vor allem für die Herstellung von Mühlsteinen verwendet. Aufgrund seiner hohen Porosität, der geringen Härte und
der niedrigen Widerstandsfähigkeit wird er jedoch kaum mehr bergbaulich gewonnen. Es können im NSVK dadurch
eine Vielzahl an ehemaligen, auflässigen Steinbrüchen sowie größere und kleinere Aufschlüsse gefunden werden,
die Zeugen einstiger Bergbautätigkeit sind (Abbildung 5, Anhang). Lediglich am Rochlitzer Berg - etwa 2,5 km
südwestlich von Rochlitz - wird noch im größeren Umfang der Rochlitzer Porphyrtuff als Bau- und Dekostein
abgebaut (Abbildungen 4, 6). Im Rahmen der Untersuchungen zur vulkanosedimentäre Faziesanalyse und
Geochemie des Rochlitzer Vulkansystems wurden 63 Oberflächenaufschlüsse im Rochlitzer Ignimbrit sowie 19 in
der Oschatz-Formation und zwei in der Kohren-Formation beprobt. EIGENFELD (1978) dokumentierte insgesamt
238 Aufschlüsse in der Kohren-, Rochlitz- und Oschatz-Formation, wobei viele davon durch die aktive Landwirtschaft
und Landschaftsgestaltung bereits verfüllt und nicht mehr zugänglich sind. Außerdem sind einige Aufschlüsse
aufgrund der fortschreitenden Vegetation ebenfalls nicht mehr vorhanden.
Eine vielzahl der Aufschlüsse in der Rochlitz-Formation ist durch eine deutliche Klüftung des Gesteins charakterisiert.
Einige der Klüfte werden nach EIGENFELD (1978) als Abkühlungklüfte interpretiert. Der Rochlitzer Ignimbrit weist
nahezu immer eine umfassende Alteration und Verwitterung auf (vgl. Kapitel 4.3.2) und kann in einigen Fällen grusig
anstehen. Der ignimbritische Charakter dieses mächtigen Gesteinsverbands wird durch die typischen Fiamme am
frischen Gestein sichtbar. Sie sind typischerweise rotbraun bis violett verfärbt (Abbildung 7a), was auf einen erhöhten
Anteil an verschiedenen Eisenmineralen zurückzuführen ist. Zum Teil sind sie farblich von der Grundmasse des
Gesamtgesteins kaum zu unterscheiden (Abbildung 6). In einigen Aufschlüssen die Fiamme durch
Verwitterungsprozesse soweit zersetzt, dass bis zu dezimetergroße langgestreckte Hohlräume im Ignimbrit
zurückgeblieben sind (Abbildung 7b).
Die wohl bekanntesten Steinbrüche des Rochlitzer Porphyrs sind der Seidelbruch und der Gleisbergbruch am
Rochlitzer Berg (Abbildung 8). Der Abbau des Werksteins kann am Rochlitzer Berg bis ins 10. Jahrhundert
nachvollzogen werden. Seiner typischen rötlichen Farbe mit den zierenden gelblichen Bändern verdankt das Gestein
den Beinamen „Sächsischer Marmor“, welcher zahlreiche Bauwerke und Gebäude europaweit ziert. Gerade der
Rochlitzer Porphyr vom Rochlitzer Berg kann an Schlössern (Rochlitz, Augustusburg) und Burgen (Wechselburg),
Kirchen (Rochlitzer Kunigundenkirche, Leipziger Thomaskirche), Turmbauten (Grunewaldturm in Berlin
Charlottenburg-Wilmersdorf), geschichtsträchtigen Denkmälern („Block der Frauen“ von Ingeborg Hunziger in
Berlin-Mitte) und Grabstätten (Grabmal von Immanuel Kant, im heutigen Kaliningrad) bewundert werden
(Abbildung 8). Tagesausflügler und Touristen können aber auch schon in Steinbruchnähe den
Friedrich-August-Turm mit seinen steinernden Löwen am Eingangsbereich bewundern. Die ehemaligen
Abbaukanten der Steinbrüche rund um den Rochlitzer Berg dienen Extremsportlern heute als beliebte Kletterwände.

image
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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 21
Abbildung 5:
Abbau des Rochlitzer Porphyrtuffs im aktiven Steinbruch am Rochlitzer Berg. Ausschnitt rechts unten
zeigt einen Anschliff des Rochlitzer Porphyrtuffs mit deutlich sichtbaren Fiamme, Rauchquarz (Qz) und rötlichen Feld-
spat (Fsp).
Abbildung 6:
a) Rochlitzer Porphyrtuff am Sockel des Grunewaldturms in Berlin (Bezirk Charlottenburg-Wilmers-
dorf) lässt deutlich rotbraune und violette Fiamme erkennen; b) Rochlitz-Ignimbrit mit herausgewitterten Fiamme
(Aufschluss östlich Geithain an der Bundesstraße 7).

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 22
Abbildung 7:
Der Rochlitzer Porphyrtuff, wie er etwa am Gleisbergbruch ansteht, findet sich an vielen Bauwerken,
Denkmälern und Kunstwerken wieder. So im Grabmal des deutschen Philosophen Immanuel Kant (1724–1804) im
heutigen Kaliningrad, dem Friedrich-August-Turm am Rochlitzer Berg, den Untergrundmessehallen in Leipzig mit
Schmuckdetails von Otto Droge (Foto: PETER ROLLE, Leipzig), dem Denkmal „Block der Frauen“ in Berlin-Mitte zum Ge-
denken an den Rosenstraßen-Protest von 1943 (Foto: TUNCHIRA REPSTOCK, Berlin), der Sockel des Grunewaldturms in
Berlin erbaut 1897 bis 1899 vom Architekten Franz Schwechten und die Gartenfiguren am Rochlitzer Berg.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 23
Neben den Aufschlüssen am Rochlitzer Berg lassen sich lateral weitaushaltende Aufschlüsse mit mehreren Metern
Höhe nur an wenigen Stellen finden (z. B. Scheergrund im Südosten der Rochlitz-Caldera unweit des
Leisniger Porphyrs). Das Gestein zeigt, wie am Rochlitzer Berg auch, eine rötliche Färbung der Grundmasse –
jedoch einen merklich höheren Phänokristallgehalt, der makroskopisch von Rauchquarz und Feldspat dominiert wird.
Durch die Intrusion des Leisniger Porphyrs kam es zu einer Reaktion zwischen dem Wärmestrom und den
hydrothermalen Wässern, wodurch phreatische pyroklastische Gänge gebildet wurden.
In vielen Aufschlüssen, wie etwa die Aufschlüsse an der Rodaer Straße in Wagelwitz bei Mutzschen oder der
Scheergrund bei Leisnig, zeigt der Rochlitz-Ignimbrit eine tiefrote bis violette Verfärbung der Grundmasse. Hier treten
Einsprenglinge aus Rauchquarz und Kaolinit in Erscheinung, welche Pseudomorphosen nach Feldspat darstellen.
Ferromagnesische Silikate, wie etwa Pyroxen oder Biotit, sind vollständig zersetzt oder zu Eisenoxiden
umgewandelt. Andere Aufschlüsse, wie etwa entlang des Bahndamms bei Kössern (Abbildung 9a), zeigen eine
grünliche Grundmasse – welche auf Chloritisierung und Epidotisierung des Gesteins deuten. Der Feldspat tritt hier
in gelblicher Färbung in Erscheinung, während Chlorit sich dunkelgrün von der blasseren Grundmasse hervorhebt
(Abbildung 9b).
Am Muldenufer zwischen Kössern und Höfgen stellen die sogenannten „Steinklippen“ einen besonderen Aufschluss
dar (Abbildung 9c). Während oberhalb des Radweges im Waldgebiet des Müncherholz die grünliche Varität des
Rochlitz-Ignimbrits ansteht, weist das Gestein über 50 m längs des östlichen Muldenufer eine dunkelgraue
Grundmasse mit schwärzlichen Fiamme auf. Vermutlich hat die fluviale Erosion der Mulde Verwitterungskrusten
entfernt und das frische Gestein freigelegt. Auf den ersten Blick lässt sich dieses Gestein kaum vom Wurzen-Ignimbrit
unterscheiden, wie dieser in den Steinbrüchen Großsteinberg und Hengstberg (östlich und nördlich von Grimma)
ansteht. Hier finden sich transparente Feldspatkristalle, die aufgrund ihrer mit der Lupe erkennbaren
polysinthetischen Verzwilligung als Plagioklase identifiziert werden können. Seltener sind auch große
Pyroxenkristalle mit bloßem Auge erkennbar. Eine solche frische Qualität der älteren Rochlitz-Ignimbrite im
Nordsächsischen Vulkanitkomplex ist sonst nur vom 370 x 240 m großen Steinbruchsee Wildschütz südöstlich von
Mockrehna (Landkreis Nordsachsen) bekannt. Wie am Muldenufer zwischen Kössern und Höfgen besitzt dieses
Gestein eine tiefgraue Grundmasse, schwärzliche Fiamme und transparente Plagioklaskristalle.
Insgesamt ist das Gebiet des Nordsächsischen Vulkanitkomplexes überwiegend aufgrund der Erkundungsarbeiten
der ehemaligen SDAG Wismut flächendeckend mit Bohrungen durchzogen. So sind 857 Bohrungen mit einer Teufe
von mehr als 100 m im Gebiet des Rochlitzer Ignimbrits und der Oschatz-Formation abgeteuft worden. Einige wenige
besitzen sogar eine Endteufe von mehr als 600 m. Da nicht alle dieser Bohrungen gekernt wurden bzw. heute noch
Kerne vorhanden sind, konnten zahlreiche Bohrungen nur noch anhand der Schichtverzeichnisse bearbeitet werden.
Zudem wurden einige Bohrkerne während Aufräumarbeiten? stark verkürzt, wodurch der oft monoton ausgebildete
Rochlitz-Ignimbrit entfernt wurde besonderes Augenmerk bei der Auswahl der Bohrkerne wurde auf die Bohrung
Meltewitz 1/66, die Bohrungen Balllendorf von 1961 und 1962 sowie die Bohrung Saalhausen 1/22, Borna 1/56 und
Frauendorf 1/54 gelegt, da diese die Oschatz-Formation und die Rochlitz-Formation in großen Teilen abbilden und
Einblicke in die verschiedenen Teilbecken liefern.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 24
Abbildung 8:
a) Aufschluss am Bahndamm, westlicher Ortsausgang von Kössern (Grimma, Landkreis Leipzig), zeigt
im frischen Anschlag eine grünliche Verfärbung der Grundmasse (Rochlitz-β-Ignimbrit); b) Gesteinsanschliff zeigt
deutlich die grünliche Grundmasse und gelblich verwitterte Feldspatkristalle; c) Steinklippen am Muldenufer zwischen
Kössern und Höfgen (Grimma, Landkreis Leipzig) mit der dunkelgrauen Varietät des Rochlitz- β-Ignimbrits; d) Ge-
steinsanschliff des Rochlitz-N-Ignimbrits aus dem Steinbruch Wildschütz (Gemeinde Mockrehna, Landkreis Nordsach-
sen).
In den Gesteinen der Oschatz-Formation ist die Bandbreite der Aufschüsse ebenfalls sehr groß. So sind der
Dornreichenbacher Ignimbrit und der Grimmaer Porphyr in großen aktiven und ehemaligen Steinbrüchen teilweise
über mehrere hundert Meter hinweg aufgeschlossen (Abbildung 10). Ähnlich sieht es bei dem Kemmlitzer Porphyr
aus, wobei dieser lediglich in seiner kaolinitisierten Form gut aufgeschlossen ist. Dafür sind Aufschlüsse des
Buchheimer Porphyrs und Frohburger Ignimbrits in der Bornaer Senke im Westen des NSVK nur schwer zu finden,
da sie sich nicht als Werksteine eignen und auch keine Steilstufen ausbilden. Aus diesem Grund werden

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 25
hauptsächlich Bohrkerne zur Untersuchung genutzt. Bei der Dokumentation der mächtigen Sedimentabfolgen der
Mügelner Senke im Osten des NSVK musste aufgrund fehlender Aufschlüsse und Steinbrüche ebenfalls auf
Bohrungen zurückgegriffen werden.
Die Bohrung Meltewitz 1/66 wurde in der Meltewitzer Senke abgeteuft und hat eine Endteufe von 300 m. Dabei
wurden etwa 80 m Rochlitz-α-Ignimbrit durchteuft, welcher keine internen Grenzen erkennen lässt. Im Liegenden
sind der Kristallgehalt sowie die Kristallgröße etwas größer als im Hangenden, wobei kein einheitlicher Trend zum
Top hin zu erkennen ist, eher drei „Fining-upward-Zyklen“. Bei den Fiamme ist weder in der Größe noch in der Anzahl
ein Trend erkennbar. Auf den Rochlitzer Ignimbrit folgt ein etwa 100 m mächtiges monomiktes Konglomerat mit
massiger Struktur der Oschatz-Formation. Die Komponenten bilden eckige bis kantengerundete Bruchstücke eines
rhyolithischen Vulkanits. Außerdem ist ein deutliches fining-up bei den Komponenten ausgebildet. Im Top des
Konglomerats tritt eine Abfolge verschiedener Tuffe auf, die zum Teil subaquatisch abgelagert bzw. umgelagert
wurden. Den Abschluss der Bohrung bildet der 45 m mächtige Dornreichenbacher Ignimbrit, welcher in der Bohrung
stark alteriert als grünlich-weiße Ausbildung vorliegt.
Die Bohrungen Ballendorf von 1961 und 1962 bilden den nördlichen Teil der Bornaer Senke ab. Diese schließen
einen größeren Bereich des Rochlitz-β-Ignimbrits auf, welcher ähnlich den Steinklippen am Muldenufer eine graue
bis dunkelgrau Färbung aufweist. Zudem zeigt der Ignimbrit in dieser Bohrung ein geringeren Kristallgehalt und
kleinere Kristallgrößen als für den Rochlitz-β-Ignimbrit üblich. Die Unterschiede besonders im geochemischen
Befund sind jedoch nicht signifikant genug um einen gesonderten Lithotypen zu definieren. Im Hangenden folgt der
Buchheimer Porphyr, bei dem es sich petrographisch ebenfalls um einen Ignimbrit handelt und der in
Wechsellagerung mit dem Buchheimer Tuff auftritt. Weitere Bohrungen liegen zum Großteil verkürzt vor, wodurch
kein durchgehender Aufschluss des Rochlitz-Ignimbrits und seinem Kontakt zur Oschatz-Formation dokumentierbar
ist.
Bei der Dokumentation des Rochlitzer Ignimbrits zeigen sich drei Ausbildungsformen: 1) die massige Ablagerung
über mehrere Zehnermeter hinweg (z. B. Rochlitzer Berg, Bohrung Meltewitz 1/66, Colditz), 2) horizontal fein- bis
grobbankige Absonderung (z. B. Thümmlitzer Wald, Steinklippen, Kössern, Doberquitz, Steinbruch Rochlitzer Berg),
3) Ablagerung mit Fließgefüge (z. B. Polkenberg, Eulenberg).

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Abbildung 9:
Aufschluss des Grimmaer Porphyrs in der Nähe von Bahren entlang der Staatstraße 11.
4.2 Lithologie und Petrographie
4.2.1 Nordsachsen: Pyroklastische Ablagerungen
4.2.1.1 Rochlitz Ignimbrite
Der Rochlitz-Ignimbrit nimmt einen Großteil des südlichen und östlichen Bereiches des NSVK ein. Dieser wird durch
einen hohen Kristallgehalt (35 bis 47 Vol.-%; Abbildung 11; Tabelle 3) und einen hohen Fiammeanteil charakterisiert.
Letztere sind deutlich durch ihre linsenförmige Struktur von Größenordnungen im Milli- bis Zentimeterbereich zu
erkennen. Im frischen schwärzlichen Gestein (Steinklippen Muldenufer, südlich von Höfgen) heben die Fiamme sich
nur wenig farblich hervor, während der alterierte rötliche Bereich eine bräunliche bis violette Färbung der Fiamme
aufweist. Seltener können karbonatisierte Fiamme aus dem Wirtsgestein herausgewittert sein. Obwohl eine
Kristallisation der Grundmasse nach dem Erkalten der pyroklastischen Ablagerung stattgefunden hat, ist das für
einen Ignimbrit typische eutaxitische Gefüge größtenteils erhalten. Dies deutet auf eine hohe Kompaktion und einen
großen Verschweißungsgrad hin. Er lässt sich am Seitenverhältnis (engl.
aspect ratio
) der Fiamme ablesen
(QUANE & RUSSELL 2005). Dabei wird der Wert der Längsachse durch die Querachse dividiert und diese Zahl von
Eins subtrahiert. Daraus ergeben sich für die Rochlitzer Ignimbrite Verschweißungsgrade in den Bereichen um II und
IV. Eine interessante Beobachtung ist, dass kein vertikaler Trend innerhalb des Rochlitz-Vulkansystem auftritt, wie
Untersuchungen an der Bohrung Meltewitz 1/66 verdeutlichen. Ferner tritt im Rochlitz-Ignimbrit vitrophyrische Fazies
auf (Lastau - basaler R
I
, Ebersbach – R
II
, Korpitzsch – R
I
, JENTSCH 1979). Lediglich in der Region um Mutzschen
lässt die relative grobe Kristallisation der Grundmasse keine Rückschlüsse auf das vulkanische Gefüge zu. Unter
dem Mikroskop offenbaren sich eine hämatitisierte Grundmasse und kleine Kalifeldspat- und Quarzeinsprenglinge.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 27
Der Einsprenglingsmodus besteht zum großen Teil aus Quarz, Kalifeldspat, Plagioklas und Biotit (Abbildung 11;
Tabelle 3). Innerhalb der Verbreitung des Gesteins sind nur kleinere Schwankungen der
maximum particle size
(MPS,
dt.:
maximale Partikelgröße) von Quarz und Feldspat von 2,5 bis 4 mm Größe zu verzeichnen. Im Allgemeinen
ist die Kornverteilung im Rochlitz-Ignimbrit als relativ gleichmäßig anzusehen (Abbildung 12a). So ist kaum
verwunderlich, dass dieses Gestein im Vergleich zu seinem jüngeren Pendant, dem Wurzen-Ignimbrit, einen
niedrigeren Sortierungsgrad und somit eine bessere Sortierung aufweist (Abbildung 12b).
Quarz liegt eindeutig als Hochtemperaturmodifikation vor, welche sich in der pseudohexagonalen Struktur
widerspiegelt. Der Erhalt dieser Struktur deutet auf eine rasche Abkühlung nach der Eruption hin. Zudem finden sich
im Quarz die typischen Einbuchtungen (engl.
embayment
), welche auf Korrosion durch ein Ungleichgewicht mit dem
umgebenden Magma deuten können (DONALDSON & HENDERSON 1988). Im Kalifeldspat tritt häufig feiner
Hämatitstaub auf, während Plagioklas größtenteils serizitisiert, bzw. kaolinisiert vorliegt. Diese Formen der Alteration
entstehen, wenn durch hydrothermale Lösungen die Alkali- und Erdalkalimetalle im Feldspat abgeführt werden
(Hydratation). Ein für die Historie Sachsens wichtiges Mineral, welches durch diesen Prozess gebildet wird, ist das
Alumohydrosilikat Kaolinit (Al
4
[(OH)
8
|Si
4
O
10
]).
Entgegen der Beobachtungen von EIGENFELD (1978) treten im gesamten Rochlitz-Ignimbrit Pseudomorphosen von
Chlorit nach Pyroxen auf, wodurch die ursprüngliche Einteilung des Ignimbrits, in der Pyroxen nur im R
III
vorkommt,
in Frage gestellt werden kann. Bisher ist frischer Pyroxen im Rochlitz-Ignimbrit unbekannt, obwohl dieser im
benachbarten Wurzen-Ignimbrit (RÖLLIG 1969; REPSTOCK et al. 2018) und im Grimmaer Porphyr (ANEGG 1970)
beschrieben wurde. Biotit zeigt meistens einen grünlichen Pleochroismus, welcher vorrangig mit der Alteration in
Zusammenhang gesehen werden kann. Selten tritt dieser bräunlich bis grünlich auf. Sowohl Biotit als auch die
Pseudomorphosen nach Pyroxen treten gemeinsam mit Plagioklas in glomerophyrischen Verwachsungen auf. Da
Glomerophyre als Frühkristallisate in einer Magmenkammer gelten (z. B.: ELLIS et al. 2013), sind diese ein Beleg für
mehrere Magmenkammern im Rochlitz System. Wesentlich seltener treten granophyrische Verwachsungen von
Quarz und Kalifeldspat auf. Diese besondere Textur entsteht in einer relativ flachen Magmenkammer, wenn Quarz
und Kalifeldspat im Gleichgewicht zur einer wasserreichen Schmelze auskristallisieren (am sogenannten
eutektischen Punkt).
Gesteinsbruchstücke sind sehr selten im Rochlitz-Ignimbrit und umfassen Grauwacken, Granite und Granulite aus
dem cadomischen und variszischen Grundgebirge sowie porphyrische basische bis intermediäre Vulkanite der
Kohren-Formation. Sie erreichen Partikelgrößen von bis zu 1 cm.

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Abbildung 10: Mikroskopische Aufnahme des Rochlitz-β Ignimbrits unter gekreuzten Polarisatoren (Bohrung Ballen-
dorf, Ba1/66 in 184,2 m Teufe).
Abbildung 11:
a) Durchschnittliche Korngrößenverteilung der Kristalle in verschiedenen pyroklastischen Ablagerungen
des Nordsächsischen Vulkanitkomplexes (Rochlitz-, Wurzen-, Korpitzsch-Ignimbrit und Porphyrtuff vom Rochlitzer
Berg) und des Chemnitz Beckens (Planitz-Ignimbrit), b) Gegenüberstellung des Sortierungsgrades und den Anteil des
Korndurchmessers der Kristallfragmente über 2 mm. Daten für Snake-river-Typ Ignimbrite aus ELLIS et al. (2013).

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Tabelle 3:
Repräsentative Modalanalysen des Rochlitz-Ignimbrits in Vol.-%. Pseudomorphosen sind hier
vernachlässigt. Die älteren Nomenklaturen sind folgenden Literaturen entnommen: EIGENFELD
(1978) für den Nordsächsischen Vulkanitkomplex und FISCHER (1991) für das Chemnitz Becken.
Modalanalysen des Planitz-Ignimbrits sind REPSTOCK et al. (2019a) entnommen.
Gestein
(neue
Nomenklatur)
Gestein
(ältere
Nomenklatur)
Probe
Quarz
Feld-
spat
Biotit
Opake
Phasen
Gesteins-
bruchstücke
Grund-
masse
Rochlitz-α
R
I
MH10
7,9
27,7
2,4
3,1
3,9
69,4
Rochlitz-α
R
I
MH15
6,2
20,1
0,6
2,3
0,8
71,5
Rochlitz-α
R
I
MH31
11,4
20,3
0,4
0,9
2,6
64,4
Rochlitz-α
R
II
MH56
5,2
28
0,7
2,8
58,9
68,2
Rochlitz-α
R
II
MH23
7,0
26,5
0,3
7,3
58,8
74,6
Rochlitz-α
R
II
MH32
10,3
24,6
1,2
3,8
56,9
72,1
Rochlitz-β
R
III
Ba205.5
7,3
27
0,2
1,0
2,1
62,4
Rochlitz-β
R
III
MH54
8,2
26,5
0,9
1,9
3,8
58,7
Rochlitz-β
R
III
MH53
11,6
25,8
0,3
1,5
4,0
70,4
Rochlitz-β
R
III
MH16
6,3
27,7
1,0
2,3
3,6
53,8
Korpitzsch-V.
K
V
45.11
5,7
22,9
2,9
2,9
5,7
60
Planitz-Ignimbrit
Rochlitz-Ignimbrit
5 Proben
~2
~12
3-4
-
~80
4.2.1.2 Vitrophyr von Korpitzsch
Im Leisniger Porphyr tritt marginal ein pyroklastisches Gestein mit einer vitrophyrischen Fazies in Erscheinung, in
dem Perlitsprünge und Fließgefüge trotz Devitrifizierung (Entglasung) erhalten sind. Sein Vorkommen beschränkt
sich auf Lesesteine in der Nähe der Ortschaft Korpitzsch, Aufschlüsse sind derzeit nicht bekannt. Seine
stratigraphische Stellung ist bisher nicht geklärt, könnte aber durchaus eine Fazies des Rochlitz-Ignimbrits darstellen
(z. B. JENTSCH 1979). Wie für vitrophyrische Pyroklastite charakteristisch, zeichnet sich der Korpitzsch-Vitrophyr
durch seinen guten Sortierungsgrad aus (Abbildung 12b; vgl. BRANNEY et al. 2008; ELLIS et al. 2013). Die
mehrheitlich kleinen Korngrößen unter 2 mm klassifizieren diesen als Aschentuff (Abbildung 12a). Die Grundmasse
besteht zum größten Teil aus Glasscherben dessen Zwischenräume mit Hämatitstaub ausgefüllt sind.
Bimsfragmente sind im Vergleich zum vitrophyrischen Planitz-Ignimbrit des Chemnitz Beckens wesentlich häufiger
anzutreffen (vgl. FISCHER 1991, REPSTOCK et al. 2019a). Im Einsprenglingsmodalbestand überwiegt Plagioklas
gefolgt von Quarz und sporadisch auch Kalifeldspat. Die mafischen Mineralphasen sind überwiegend von Biotit
dominiert, während Pyroxen (oder seine Chlorit-Pseudomorphosen) eine seltene Erscheinung darstellt.
Glomerophyrische Aggregate treten häufig in Erscheinung, wobei diese lediglich aus Plagioklas und Biotit bestehen.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 30
4.2.2 Nordsachsen: Subvulkanite und Laven
4.2.2.1 Grimmaer und Gattersburger Porphyr
Grimmaer und Gattersburger Porphyr stellen auf der geologischen Karte einen isolierten Gesteinskomplex aus
kohärenten Vulkaniten inmitten der ignimbritischen Ablagerungen der Rochlitz und der jüngeren Wurzen
Formationen dar (Abbildung 5; z. B. RÖLLIG 1969; ANEGG 1970). Im Hauptverbreitungsgebiet um Grimma ummantelt
der Gattersburger Porphyr der Oschatz Formation den zur Rochlitz-Formation gehörenden Grimmaer Porphyr
(vgl. HOFFMANN et al. 2013). Ein Vorkommen des Grimmaer Porphyrs im Raum Wermsdorf ist umstritten, da dieser
Körper lediglich lithologische und petrographische Ähnlichkeit aufweist, jedoch bisher weder datiert noch
geochemisch untersucht wurde.
Der
Grimmaer
Porphyr
folgt,
ähnlich
wie
der
Pyroxengranitporphyr
der
Wurzen-Formation
(vgl. REPSTOCK et al. 2018),
den
NW-SE-verlaufenden
Hauptstörungszonen
des
Nordsächsischen
Vulkanitkomplex. Womöglich handelt es sich auch bei dieser subvulkanischen Struktur um einen oder mehrere
Porphyrstöcke. Die Grundmasse ist, wie für so ein Gestein typisch, mikrokristallin ausgebildet und lässt ineinander
verzahnte Quarz-Feldspat-Vergesellschaftung anmuten. Im frischen Gestein dominiert der Plagioklas in den
felsischen Mineralphasen Kalifeldspat und Quarz, während Pyroxen in den mafischen Phasen den Biotit überwiegt
(Tabelle 4). Unter dem Polarisationsmikroskop zeigt sich der Pyroxen in einem blau zweiter Ordnung und einer
Doppelbrechung von -0,041, was auf Ägerinaugit (Na-Ca-Al-Pyroxen) deutet. In den alterierten Gesteinen lassen
sich Pseudomorphosen nach Pyroxen schwer erkennen, hier lässt sich ausschließlich Biotit bestimmen.
Die Genese und Gesteinsbestimmung des Gattersburger Porphyrs wird aktuell kontrovers diskutiert. Auf Grundlage
seines Vorkommens im Steinbruch Hengstberg wurde dieser als Abfolge rhyolithischer Lavaergüsse interpretiert,
welche nach der Ablagerung der Rochlitz-Ignimbrite und der Platznahme der Grimmaer Intrusion erfolgte
(RÖLLIG 2010). Er besteht aus einer kristallinen Kernzone, sowie einer vitrophyrischen und einer brekziierten
Randfazies. Petrographische Untersuchungen an der Hängebrücke unterhalb der Gattersburg (Grimma) zeigen eine
stark kristallisierte Grundmasse mit bis zu 6 mm großen Kristallen, welche ebenso für eine subvulkanische Intrusion
sprechen könnten (z. B. GEIßLER & HEIDENFELDER 2016).
Tabelle 4:
Repräsentative Modalanalysen im Grimmaer und Gattersburger Porphyrs.
Mineralpseudomorphosen sind nicht berücksichtigt. Angaben in Vol.-%
Gestein
Probe
Quarz
Feldspat
Biotit
Opake Pha-
sen
Gesteins-
bruchstücke
Grundmasse
Grimmaer Porphyr
MH65
6,0
12,0
0
0,9
4,9
76,3
Grimmaer Porphyr
MH64
3,1
15,1
0
2,2
3,1
76,5
Gattersburger Porphyr
MH66
2,2
15,8
1,0
0,6
1,0
79,4
Gattersburger Porphyr
MH67
2,0
12,4
1,4
0,9
0,6
82,7
Jedoch konnten im Rahmen jüngst aufgenommenen vulkanologischen Untersuchungen am Gattersburger Porphyr
Bimsscherben im Dünnschliff erkannt werden, weshalb er als Pyroklastit definiert werden muss (HARTMANN 2020).
Der Übergang zum Rochlitz-Ignimbrit ist trotz der starken Überprägung durch die angrenzende subvulkanische
Intrusion sichtlich fließend. Damit ist der „Gattersburger Porphyr“ als Kontaktaureole des Grimmaer Porphyrs im
Rochlitz-Ignimbrit zu interpretieren (HARTMANN 2020). Im Vergleich mit dem Grimmaer Porphyr, zeigt der
Einsprenglingsmodus geringere Gehalte an Quarz, jedoch markant hohe Biotitgehalte (>1 Vol.-%).
Pseudomorphosen von Pyroxen sind bisher unbekannt.

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4.2.2.2 Leisniger Porphyr
Der Leisniger Porphyr erstreckt sich am südlichen Rand des Nordsächsischen Vulkanitkomplex, wird im Norden
durch den Rochlitz Ignimbrit begrenzt und im Süden durch andesitische bis trachytische Laven, den
Wendishain Ignimbrit und den äußeren Schiefermantel des Sächsischen Granulitmassivs. Zur Genese des Leisniger
Porphyrs stellen sich ähnliche Fragestellungen, wie beim Gattersburger Porphyr. Die Bohrung 2729/72 (bei Meinitz)
zeigt im Liegenden des lokal 210 m mächtigen Vulkanits Sedimentschichten der Kohren-Formation. Die großflächige
Verteilung und die auftretenden Sedimentabfolgen in verschiedenen Bohrungen lassen einen Porphyrstock
ausschließen. Daraus ergibt sich die Fragestellung, ob der Leisniger Porphyr einen effusiven Lavadom oder
subvulkanischen Lakkolith darstellt (REHDA 2018). Ihm fehlt die sogenannte
Carapace
-Fazies (griech.
χάραξ
[
chárax
]
= „Pallisade“,
πάγιος
[
págios
] = „fest“), in der Blöcke aus vulkanischem Material brekziiert vorliegen. Auch in den
Bohrungen fehlen Brekzien an den Porphyr-Nebengesteinskontakten. Diese Beobachtung lässt den Schluss zu,
dass der Leisniger Porphyr ein Lakkolith ist (REHDA 2018), der vermutlich nach der Ablagerung der Rochlitz-
Ignimbrite in den Schichten der Kohren-Formation platzgenommen hat.
Obwohl vulkanische Gefüge (Fließgefüge, Blasenzüge) ersichtlich sind, deutet die rot-bräunliche, violett-graue und
grünliche Verfärbung des Gesteins auf starke Alterationen hin (HOHL & WILSDORF 1966). Die Grundmasse ist
größtenteils mikrokristallin ausgeprägt und zeigt eine Tonmineralbildung. Innerhalb des Leisniger Porphyrs werden
basierend auf petrographischen Beschreibungen vier lithologische Typen unterschieden: 1)
Normal-Typ
,
2)
Biotit-Typ
, 3)
Quarz-Typ
und 4)
Xenolith-führender Typ
(WILSDORF 1963). Der Normaltyp repräsentiert circa 65 %
der Gesamtfläche des Intrusivkörpers aus und charakterisiert sich durch die Dominanz von Plagioklas (Tabelle 5),
wobei dieser oftmals kaolinisiert vorliegt. Quarz und Biotit treten untergeordnet in Erscheinung. Der Biotit-Typ hat
sein
Hauptverbreitungsgebiet
im
südlichen
bis
südwestlichen
Bereich
des
Leisniger
Porphyrs
(HOHL & WILSDORF 1966). Aufgeschlossen ist dieser westlich Seifersdorf, im Schanzenbachtal bei Skoplau, sowie
im Auenbach- und Wallbachtal (REHDA 2018). Dieser charakterisiert sich, wie der Name vermuten lässt, durch seinen
hohen Anteil an Biotit-Einsprenglingen (WILSDORF 1963). Dieser kann durch die Fließgefüge des Magmas deformiert
sein. Der Quarz-Typ gilt als Bereich mit der geringsten Alteration und zeichnet sich durch eine kristalline Grundmasse
aus, in der Rauchquarz makroskopisch gut erkennbar ist (REHDA 2018). Unter dem Mikroskop zeigt dieser das
typische pseudohexagonale Gefüge. Vollständig opazitisierte Pseudomorphosen nach Pyroxen treten untergeordnet
auf und sind nur schwer auszumachen. Im Vergleich zu anderen subvulkanischen Körpern im Nordsächsischen
Vulkanitkomplex treten im Leisniger Porphyr glomerophyrische Verwachsungen nur selten auf. Sie bestehen lediglich
aus Ab-reichem Plagioklas, Biotit und seltener einer opaken Phase. Der Xenolith-führende Lithofaziestyp weist, wie
der Rochlitz-Ignimbrit auch, Fremdgesteinseinschlüsse aus dem Grundgebirge (vorrangig Phyllit, Granulit, Granit),
aber auch permokarbone Laven auf (WILSDORF 1963; REHDA 2018).
4.2.3 Chemnitz Becken: Planitz-Ignimbrit
Der Planitz-Ignimbrit ist das 10 bis 30 m mächtige Produkt einer mehrphasigen Eruption, dessen Ursprung im
Nordsächsischen Vulkanitkomplex vermutet wird (FISCHER 1991). Diese pyroklastischen Ablagerungen finden sich
im gesamten Chemnitz Becken und bilden das Top der durch vulkanische Einschaltung dominierten
Planitz-Formation (FISCHER 1991; SCHNEIDER et al. 2012). Lediglich im westlichen Chemnitz Becken wird dieser
pyroklastische Leithorizont durch basische und intermediäre Vulkanite unterbrochen, die topographische Barrieren
für die Ablagerung des Ignimbrit darstellen (FISCHER 1991). Der Aufbau dieser kristallarmen pyroklastischen
Ablagerung (>20 Vol.-% Kristallgehalt) mit einer basalen vitrophyrischen und einer zentralen massiv-lithoidalen
Fazies erinnert an die känozoischen Ignimbrite der
Snake River Plain
der westlichen USA (vgl. BRANNEY et al. 2008;
REPSTOCK et al. 2019a).

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 32
Tabelle 5:
Repräsentative Modalanalysen des Leisniger Porphyrs (aus REHDA 2018). Xenolithvorkommen
sind nicht berücksichtigt (Angaben in Vol.-%).
Gestein
Lithofaziestyp
Probe
Quarz
Feldspat
Biotit
Grundmasse
Leisniger Porphyr
Normal-Typ
45.62
2
15
3
80
Leisniger Porphyr
Normal-Typ
45.67
2
19
2
77
Leisniger Porphyr
Normal-Typ
45.68
2
14
2
83
Leisniger Porphyr
Quarz-Typ
Bs1-1
1,7
15,3
5,2
77,9
Leisniger Porphyr
Quarz-Typ
Bs1-5
1,4
10,0
5,7
82,7
Leisniger Porphyr
Quarz-Typ
Hs1
3,4
8,2
4,7
83,6
Leisniger Porphyr
Biotit-Typ
Ba205.5
7,3
27
0,2
62,4
Leisniger Porphyr
Biotit-Typ
MH54
8,2
26,5
0,9
58,7
Leisniger Porphyr
Biotit-Typ
MH53
11,6
25,8
0,3
70,4
Der basale grauschwarze Vitrophyr ist als gut sortierter Aschentuff einzuordnen (95 Vol.-% der Kristalle unter 2 mm;
REPSTOCK et al. 2019a; Abbildung 12a, b), in dessen Grundmasse (ca. 80 Vol.-%) transparente und untergeordnet
bräunliche Glasscherben auftreten (FISCHER 1991). Die rasche Abkühlung und die damit verbundene
Volumenabnahme des vulkanischen Glases und eine leichte Hydratisierung unter niedrigrigen Temperaturenlassen
Perlitsprünge entstehen (DAVIS & MCPHIE 1996), welche im frischen Gestein häufig unter dem Mikroskop zu
beobachten sind (REPSTOCK et al. 2019a). Vermutlich führten hydrothermale Alteration oder Diagenese zur
Umwandlung des rhyolithischen Glases und zu den Tonmineralen Illit und Smektit (SCHÄFER 2019). Hierbei wird
Wasserstoff zu Lasten von Natrium und Kalium angereichert. Bimslapilli sind relativ selten, aber durch ihr
langgestrecktes
Parallelgefüge
deutlich
erkennbar
(REPSTOCK
et
al.
2019a;
SCHÄFER
2019).
Der
Verschweißungsgrad der Bimslapilli nimmt von der Basis zum Top ab (FISCHER 1991), zeichnet aber im basalen
Vitrophyr oft das Fluidalgefüge des Ignimbrits nach (REPSTOCK et al. 2019a).
Im Einsprenglingsmodalbestand der felsischen Mineralphasen dominiert Ab-reicher Plagioklas (~7 Vol.-%) vor
Sanidin (5 bis 6 Vol.-%) und Quarz (~2 Vol.-%), während die ferromagnesischen Silikate von Pyroxen dominiert
werden (3 bis 4 Vol.-%). Idiomorph bis hypidiomorph gewachsener Quarz tritt in pseudohexagonaler Gestalt auf und
zeigt die typischen Einbuchtungen, welche durch Resorption (DONALDSON & HENDERSON 1988) oder Umwachsen
eines bereits weggelösten Kristalls entstehen können (KOZŁOWSKI 1981). Resorptionstexturen entstehen, wenn es
Fluktuationen in der chemischen Zusammensetzung der Magmenkammer gibt. Resorptionen sind auch in Plagioklas
und Pyroxen beobachtet worden (feine Siebtexturen, periphere Oberflächenresorption). Granophyrische
Verwachsungen oder Myrmekite, wie sie im Rochlitz-Ignimbrit beschrieben sind (EIGENFELD 1978), wurden bisher
nicht im Planitz-Ignimbrit beschrieben (vgl. FISCHER 1991; REPSTOCK et al. 2019a). In glomerophyrischen
Verwachsungen zwischen Pyroxen und Plagioklas ist der Plagioklas stets Anorthit-reich (REPSTOCK et al. 2019a).
Biotit tritt untergeordnet in Erscheinung, jedoch konnten zwei unterschiedliche Typen dieses Minerals identifiziert
werden. Zum einen tritt anhedraler Biotit mit einem ausgeprägten Reaktionssaum auf und zum anderen tritt Biotit
idiomorph in Erscheinung. Letzterer tritt auch in glomerophyrischen Verwachsungen mit Ab-reichem Plagioklas,
Ti-reichem Oxid Ilmenit und Zirkoneinschlüssen auf. Idiomorph ausgeprägter Biotit zeichnet oftmals die rheomorphe

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 33
Deformation nach (BECK 2018), welche ein typisches Charakteristikum der
Snake River-Typ
Ignimbrite darstellt
(BRANNEY et al. 2008).
4.3 Geochemische Zusammensetzung
4.3.1 Klassifikation der Vulkanite
Ein Schwerpunkt dieser Arbeit ist die geochemische Untersuchung der spätpaläozoischen Vulkanite der
Rochlitz-Caldera im Nordsächsischen Vulkanitkomplex. Sie wird benötigt, um die Gesteine nach den international
gültigen
Klassifikationen
zu
charakterisieren.
Auf
den
Klassifikationsdiagrammen
für
Vulkanite
(nach LE BAS et al. 1986) und Plutonite (nach Cox et al. 1979), in denen die Alkalimetalle (Na
2
O und K
2
O) gegen
SiO
2
aufgetragen werden, lassen sich die magmatischen Gesteine des Nordsächsischen Vulkanitkomplex
bestimmen (Abbildungen 13a, b). Die Pyroklastite des Rochlitzer Vulkansystems lassen sich so in den ausschließlich
rhyolithischen Rochlitz-α-Ignimbrit und die trachydazitischen bis rhyolithischen Rochlitz-β- und Rochlitz-N-Ignimbrite
unterscheiden. Unter den jüngeren Pyroklastiten des Nordsächsischen Vulkanitkomplexes können der
Dornreichenbacher Ignimbrit als ausschließlich SiO
2
-reiches rhyolithisches und der Wurzen-Ignimbrit als
trachydazitisches bis rhyolithisches Gestein klassifiziert werden (Abbildungen 13a, b, Repstock et al. 2018). Der von
FISCHER (1991) zum Rochlitzer Vulkansystem gezählte Planitz-Ignimbrit im Chemnitz Becken zeigt eine
ausschließlich rhyolithische Zusammensetzung mit geringen Schwankungen im SiO
2
-Gehalt, bei relativ
ausgeglichenen Na
2
O:K
2
O-Verhältnissen (vgl. REPSTOCK et al. 2019a).
Alle magmatischen Gesteine im Nordsächsischen Vulkanitkomplex weisen ein K
2
O>Na
2
O-Verhältnis auf, was
möglicherweise mit einer metasomatischen Beanspruchung oder einer Alteration in Verbindung gebracht werden
kann (vgl. Kapitel 4.2.2). Auch der relativ hohe Glühverlust in der Mehrzahl der analysierten Proben (<10,7 wt.-%),
der bei der Herstellung der Schmelztabletten entsteht, deutet auf eine solche Beanspruchung des Gesteins hin. Dies
könnte in Zusammenhang mit den großen subvulkanischen Intrusionen im Nordsächsischen Vulkanitkomplex
stehen, aber auch mit einer späteren supergenen Verwitterung. Die holokristallinen und porphyrischen Intrusionen
klassifizieren den Leisniger und den Grimmaer Porphyr als Mikrogranit und den Wurzener Porphyr als Mikrosyenit,
Mikroquarzdiorit und als Mikrogranit (Abbildung 13b).

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 34
Abbildung 12:
TAS („Total Alkali versus Silica“) - Diagramme zur Klassifikation von a) Vulkaniten (nach LE BAS et al. 1986)
und b) Subvulkaniten (Ganggesteine, nach COX et al. 1979) im Nordsächsischen Vulkanitkomplex. Daten für den
Wurzen-Ignimbrit und den Wurzener Porphyr entnommen aus REPSTOCK et al. (2018) und für den Panitz Ignimbrit
entnommen aus REPSTOCK et al. (2019a).
Die Verwendung immobiler Spurenelemente lässt eine Bestimmung trotz möglicher Alteration zu (z. B. WINCHESTER
& FLOYD 1977; PEARCE 1996). Wie der Name bereits verlauten lässt, können immobile Spurenelemente nicht leicht
von zirkulierenden Fluiden, wie hydrothermalen Wässern abgeführt werden. Dies liegt im Ionenpotential des Kations
– also der Dichte der elektrischen Ladung und der Größe des Ionenradius - begründet. So können die sogenannten
l
arge
i
on
l
ithophile
e
lements
(LILE, dt.: Großionige lithophile Elemente) leichter aus dem Gestein herausgelöst
werden, als jene der
h
igh
f
ield
s
trength
e
lements
(HFSE, dt.: Elemente mit hoher Feldstärke). Zur
Gesteinsbestimmung werden hierbei Zirkonium (Zr), Titan (Ti), Niob (Nb) und Yttrium (Y) als Maß der
Magmendifferentiation und der fraktionierten Kristallisation herangezogen (vgl. PEARCE 1996). Für die
Rochlitz-Ignimbrite bestätigen sich die dazitischen und rhyolithischen Zusammensetzungen, lediglich der Rochlitz-β
zeigt auch trachytische Zusammensetzungen, welche einen ursprünglich alkalischen Charakter andeutet und durch
die oben genannten Vorgänge verändert wurden (Abbildung 14). Eine Analyse des Rochlitz-β-Ignimbrits zeigt eine
andesitische Zusammensetzung, was womöglich ein Hinweis auf weniger differenzierte Schmelze in einem
komplexen Rochlitzer Magmensystem sein könnte. Ähnliche Beobachtungen konnten für den Wurzen- und den
Planitz-Ignimbrit gemacht werden (REPSTOCK et al. 2018; 2019a), in denen von unten zugefügte basaltische bis
(trachy-) andesitische Magmen das Magmensystem periodisch befeuern und aufheizen.

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 35
Abbildung 13:
Klassifikationsdiagramm nach PEARCE (1996) in denen Verhältnisse der immobilen Spurenelemente
(Zr/Ti und Nb/Y) gegeneinander aufgetragen sind. Die Daten für den Wurzen-Ignimbrit und dessen subvulkanischen
Porphyr sind aus REPSTOCK et al. (2018) entnommen, für den Planitz-Ignimbrit aus REPSTOCK et al. (2019a).
Spurenelemente in den Gesteinen können aber auch Hinweise auf die Prozesse in der Erdkruste und die Entwicklung
des Magmensystems geben. Eine Möglichkeit die Anreicherung oder Abreicherung eines Elementes gegenüber
einem
bestimmten
Durchschnittsgestein
zu
verdeutlichen,
bieten
die
sogenannten
Spurenelementvariationsdiagramme. Beim Aufstieg der aus dem Mantel aufsteigenden primitiven Magmen werden
diese differenziert und nehmen Elemente der Erdkruste auf. Andererseits werden durch die fraktionierte
Kristallisation der Minerale auch Elemente der aufsteigenden Schmelze entzogen.

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 36
Vergleicht man die analysierten Proben mit einer primitiven Mantelschmelze, so werden ausgeprägte negative
Anomalien bei den Elementen Niob (Nb), Tantal (Ta), Strontium (Sr) und Titan (Ti) deutlich sichtbar (Abbildung 15).
Obwohl solche Nb- und Ta-Anomalien typischerweise Subduktionszonensignaturen darstellen, sind sie im
Intraplattenvulkanismus
eher
als
eine
Kontamination
durch
Krustensegmente
zu
interpretieren
(z. B. ROMER et al. 2001; ZEGERS & VAN KEKEN 2001). Der Vergleich der Konzentrationen der immobilen
Spurenelemente Nb und Ta in den analysierten Vulkaniten mit jenen der unteren (Nb ~ 6 ppm, Ta < 1 ppm,
TAYLOR & MCLENNAN 1995) und oberen durchschnittlichen Erdkruste (Nb ~ 25 ppm, Ta ~ 11 ppm,
TAYLOR & MCLENNAN 1985) kann relative Hinweise auf Teufen von Magmenkammern geben. Die Streuung der
Nb-Konzentration im Rochlitz-α- (Nb = 9.5 bis 24.6 ppm) und im Wurzen-Ignimbrit (Nb = 9,3 bis 25,3 ppm, vgl.
REPSTOCK et al. 2018) deutet auf mehrstufige Magmensysteme in Bereichen von tiefen bis flachen
Krustensegmenten hin, welche typisch für Supervulkane mit langlebigen komplexen Magmensystemen sind. Andere
Pyroklastite, wie der Rochlitz-β-Ignimbrit (Nb = 21,1 bis 23,5 ppm) und der Planitz-Ignimbrit im Chemnitz Becken
(23 bis 25,7 ppm, vgl. REPSTOCK et al. 2019a) zeigen Nb-Konzentrationen, die eine Magmenkammer in der oberen
Kruste andeuten. Die Ta-Gehalte sind in allen permischen Vulkaniten Nordsachsens unterhalb von 2 ppm, was einer
mittleren Zusammensetzung der unteren Kruste entspricht. Das Spurenelement Strontium (Sr) wird bevorzugt in
Feldspat eingebaut, welcher unter Alteration schnell in Mitleidenschaft gezogen wird (siehe Kapitel 4.2.2). Dies erklärt
die besonders ausprägten negativen Sr-Anomalien in den Rochlitz-Ignimbriten (Abbildung 15). Die markant negative
Titanium-Anomalie ist durch die Kristallisation von Ilmenit (FeTiO
3
) und Titanomagnetit (Fe
2
TiO
4
) zu erklären. Diese
Minerale sind Bestandteil der glomerophyrischen Aggregate, welche als frühe Kristallisate (Kumulate) aus einer
weniger differenzierten Schmelze interpretiert werden können.
Abbildung 14:
Spurenelementvariationsdiagramm der Rochlitz- und Wurzen-Ignimbrite im Nordsächsischen
Vulkanitkomplex normalisiert auf den primitiven Mantel (nach Sun & McDonough 1985). Die mittlere Zusammensetzung
der unteren und oberen Erdkruste (aus TAYLOR & MCLENNAN 1985) wurde zum Vergleich ebenfalls auf den primitiven
Mantel normalisiert.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 37
4.3.2 Alteration
Die Alteration bezeichnet die mineralogische und chemische Umwandlung eines Gesteines. Diese durch erhitzte
Fluide hervorgerufenen Prozesse tragen maßgeblich zum Aussehen des Gesteins bei. Das Vulkanite im
Rochlitz Vulkansystem solchen Prozessen ausgesetzt waren ist bereits makroskopisch erkennbar. Gerade die
charakteristischen ziegelroten bis gelblichen Bänder, welche den Rochlitzer Porphyr als Werkstein und Zierstein so
ansehnlich machen, deuten auf Alteration hin. Die Gesamtgesteinszusammensetzungen (siehe Kapitel 4.2) zeigen,
dass einige der untersuchten Proben überhöhte SiO
2
-Gehalte haben (Dornreichenbacher und Leisniger Porphyr,
Rochlitz-α- und Rochlitz-N-Ignimbrit; Abbildung 13). Diese heutige chemische Zusammensetzung verrät viel über
solche Prozesse, die bereits während oder kurz nach der Eruption stattfinden können (z. B. DE GENNARRO et al. 1999;
LARGE et al. 2001; GIFKINS et al. 2005; POLA et al. 2012).
Das Diagramm nach LARGE et al. (2001) ist eine veranschaulichende Darstellung der Alterationsprozesse
(Abbildung 16). In diesem werden der Alterationsindex nach ISHIKAWA et al. (1976) und der Chlorit-Carbonat-Pyrit-Index
gegeneinander aufgetragen. Daraus lässt sich ableiten, dass der Rochlitz-Ignimbrit stark von einer kaliumbetonten
Metasomatose beeinflusst ist. Dieser Effekt kann durch aggressive Restfluide und den Wärmefluss der
subvulkanischen Körper (Grimmaer und Leisniger Lakkolith) ausgelöst werden (ähnlich wie bei den
Porphyry-Lagerstätten, z. B. SILLITOE 2000), könnte aber auch während der mesozoisch-känozoischen Verwitterung
stattgefunden haben (WALTER 1991; GILG et al. 2003). In jedem Fall bedeutet dies, dass eine wässrige fluide Phase
gewirkt haben muss, die den An- und Abtransport der chemischen Komponenten ermöglichte und durch Lösung und
Fällungsreaktionen die Bildung neuer Mineralphasen hervorrief. Ausgelöst durch - auf das Gestein aggressiv
wirkende - hydrothermale Wässer kommt es dabei zu einer Mineralumwandlung des Feldspates in Serizit und zu
einer Ausfällung einer SiO
2
-Phase (Quarz/ Chalcedon):
3NaAlSi
3
O
8
+ K
+
+
2H
+
KAl
3
Si
3
O
10
(OH)
2
+ ↑3(Na
+
)
+ ↓6SiO
2
Plagioklas (
Feldspat
) + Kalium in Lösung
+ Wasser
Serizit (
Hellglimmer
)
+ Natrium in Lösung
+ Quarz/ Chalcedon
3KAlSi
3
O
8
+ 2H
+
KAl
3
Si
3
O
10
(OH)
2
+↑2K
+
+ ↓6SiO
2
Kalifeldspat (
Feldspat
)+ Wasser
Serizit (
Hellglimmer
)
+ Kalium in Lösung
+ Quarz/ Chalcedon
Die Ausfällung der SiO
2
-Phase führt zu einer starken Beeinflussung des Gesamtgesteinsgeochemismus
(Abbildung 16). Dementsprechend ist davon auszugehen, dass die ursprüngliche Zusammensetzung des
rhyolithischen Rochlitz-α-Ignimbrits SiO
2
-ärmer war. Ob es auch ursprünglich eine trachydazitische oder trachytische
Zusammensetzung in diesem gab darf in diesem Zusammenhang nur spekuliert werden (siehe auch Kapitel 4.2.1).
Eine andere Frage, die sich aus diesen Erkenntnissen ergibt, ist warum der Wurzen-Ignimbrit von dieser K-betonten
Metasomatose nicht beeinträchtigt wurde. Eine mögliche Erklärung könnte in den klimatischen Begebenheiten
während der jeweiligen Eruption liegen. Während der Rochlitzer Supervulkaneruption könnte es humider als während
der Wurzener Supereruption gewesen sein. Im Rotliegend des südlich angrenzenden Chemnitz Becken konnte ein
Klimatrend von semihumiden zu ariden Bedingungen anhand der Fossilführung beobachtet werden
(SCHNEIDER & ROMER 2010).
Ein weiterer Einfluss auf die Zusammensetzung des Gesteins hatte die mesozoisch-känozoische Verwitterung,
welche durch die großflächige Bildung des Minerals Kaolinit (Al
4
[(OH)
8
|Si
4
O
10
]) die großen Kaolinvorkommen
Sachsens schuf. Zirkulierende meteorische Wässer lösten die Alkalimetalle (K
+
und Na
+
) aus dem Feldspatgitter und
es kommt zum Einbau der Hydroxylgruppe (OH
-
):
2K[AlSi
3
O
8
]
+11H
+
Al
2
[(OH)
4
/Si
2
O
5
]
+ ↑2K
+
+ ↑4Si
4+
+↑7OH
-
Kalifeldspat
+ Wasserstoff in Lösung
Kaolinit
+ Kalium + Silizium + Hydroxylgruppe in Lösung.

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 38
Abbildung 15: Alterationsdiagramm in dem der Chlorit-Carbonat-Pyrit-Index (CCPI) nach LARGE et al. (2001)
gegen den Alterationsindex (AI) nach ISHIKAWA et al. (1976) gegeneinander aufgetragen sind (modifiziert
nach LARGE et al. 2001). Deutlich erkennbar ist die K-betonte Metasomatose bzw. Alteration der Gesteine
im Rochlitzer Vulkansystem.
4.4 Mineralchemie
Die chemische Zusammensetzung gesteinsbildender Minerale gibt uns Aufschluss über das Wachstum des Kristalls,
die Herkunft der Magmen und die Genese des Gesteins. Anders als in den Vulkaniten der Wurzen-Caldera
(REPSTOCK et al. 2016) und dem Planitz-Ignimbrit des Chemnitz Beckens (FISCHER 1991; REPSTOCK et al. 2019a)
sind mineralchemische Untersuchungen im Rochlitzer Vulkansystem wegen der starken Alteration nur eingeschränkt
möglich (vgl. Kapitel 4.2.2). Die Untersuchungen konzentrieren sich somit auf die gesteinsbildenden Minerale
Feldspat und Biotit.
Feldspat ist eine häufig in der Erdkruste vorkommende Mineralgruppe der Silikate, welche zwei Mischkristallreihen
unterscheidet: 1-
Alkalifeldspat
- und 2 –
Plagioklas
-Mischkristallreihe. Alkalifeldspat stellt – wie der Name bereits
andeutet - eine Mischkristallreihe zwischen dem Kalium- (KAlSi
3
O
8
– Orthoklas) und Natrium-Endglied
(NaAlSi
3
O
8-
Albit) dar. Albit bildet gleichzeitig das Na-Endglied der Plagioklas-Mischkristallreihe, in der das
Alkalimetall Na durch das Erdalkalimetall Ca diadoch austauschbar ist. Da das Alkalimetall Na
+
eine andere
Ionenladung und einen anderen Ionenradius besitzt, muss der Einbau des Ca
2+
durch ein Aluminiumion zu Lasten
eines Siliziumions kompensiert werden (gekoppelte Substitution), weshalb sich eine Formel von CaAl
2
Si
2
O
8
für das
Ca-Endglied Anorthit ergibt. Die chemische Zusammensetzung des Feldspats wird in den Molanteilen der Endglieder
dargestellt. Alkalifeldspat tritt im Rochlitzer Vulkansystem stets Kalium-betont auf, wobei kleinere Unterschiede im
K : Na-Verhältnis in den einzelnen Rochlitz-Ignimbriten festzustellen sind (Abbildung 17). So hat der dominierende
Alkalifeldspat Sanidin im Rochlitz-α-Ignimbrit eine Zusammensetzung von Or
64
Ab
35
An
1
bis Or
67
Ab
32
An
1
, während der

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 39
Sanidin im Rochlitz-β-Ignimbrit eine größere K-Betonung aufweist (Or
67
Ab
29
An
4
bis Or
72
Ab
26
Ab
2
). Im
Rochlitz-N-Ignimbrit kann eine Mischkristallreihe zwischen Orthoklas (Or
91,0
Ab
8,5
An
0,5
) und Sanidin (Or
76,0
Ab
23,5
An
0,5
)
dokumentiert werden. Zusammensetzungen des Anorthoklas (Albit-reicher Alkalifeldspat) konnten als
Entmischungen in Albitkristallen des Rochlitz-N beobachtet werden (Or
23
Ab
71
An
6
und Or
16
Ab
75
An
4
; Abbildung 17).
Im Rochlitzer Vulkansystem konnte Plagioklas lediglich im Rochlitz-N-Ignimbrit gemessen werden. Hierbei handelt
es sich um Mischkristalle von Andesin (Or
5,5
Ab
65,5
An
29,0
) über Oligoklas (Or
8,5
Ab
73,0
An
18,5
) bis Albit (Or
6,0
Ab
90,5
An
3,5
).
Der jüngere Wermsdorf-Ignimbrit zeigt ausschließlich Hoch-Temperatur-Orthoklas mit einer Zusammensetzung von
Or
95,5
Ab
4,0
An
0,5
bis Or
98
Ab
2
An
0
(Abbildung 17). Hier konnte nur extrem Na-reicher Plagioklas (Albit) dokumentiert
werden (Or
0,6
Ab
99
An
0,4
bis Or
8
Ab
88
An
4
). In den höchstens geringfügig alterierten Vulkaniten des Wurzen Ignimbrits
(REPSTOCK et al. 2016) oder des Planitz-Ignimbrits im Chemnitz Becken (REPSTOCK et al. 2019a) konnten wesentlich
höhere Anorthit-Gehalte im Plagioklas dokumentiert werden, was womöglich auch in der ursprünglichen
Zusammensetzung im serizitisierten oder kaolinisierten Feldspat der Rochlitz-Ignimbrite zu erwarten, aber chemisch
nicht mehr nachzuvollziehen ist.
Abbildung 16: Klassifikationsdiagramm im ternären Orthoklas (Or)– Albit (Ab)– Anorthit (An)-System zur
Feldspatbestimmung. Im Rochlitzer Vulkansystem ist Alkalifeldspat Kalium-betont (Sanidin + Orthoklas),
nur im Rochlitz-N-Ignimbrit konnte Natrium-betonter Alkalifeldspat (Anorthoklas) dokumentiert werden.
Die Plagioklas-Mischkristallreihe tritt stets Na-betont auf (Albit, Oligoklas, Andesin). Jedoch liegt Plagi-
oklas größtenteils alteriert vor (siehe Kapitel 4.2.2), sodass ursprünglich vorhandene Ca-reiche (oder auch
An-reiche) Plagioklase nicht ausgeschlossen werden können.

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 40
Biotit ist eine Mineralgruppe der Phyllosilikate (oder auch Schichtsilikate genannt), die eine Mischkristallreihe
zwischen den Mineralen Annit (KFe
32+
AlSi
3
O
10
(F,Cl,OH)
2
), Siderophyllit (KFe
2+
2Al(Al
2
Si
2
)O
10
(F,Cl,OH)
2
), Eastonit
(KAlMg
2
(Si
2
Al
2
)O
10
(F,Cl,OH)
2
) und Phlogopit (KMg
3
AlSi
3
O
10
(F,Cl,OH)
2
) bilden. Die chemischen Formeln dieser
Endglieder deuten auf komplexe Substitutionsmechanismen im Kristallgitter des Biotits hin. So werden Silizium (Si)
und Aluminium (Al) auf der Tetraederposition diadoch ausgetauscht. Auf der Oktaederposition, die zwischen zwei
Tetraederschichten liegt, wird vor allem Magnesium (Mg
2+
) und Eisen (Fe
2+
), aber auch Aluminium (Al
2+
) diadoch
ausgetauscht. Die Zwischenlagen, welche Pakete aus je zwei Oktaeder- und einer Tetraederschicht voneinander
trennen, sind in dem Kristallgitter für das Kalium (K
+
) reserviert (Abbildung 18). Wie bei anderen ferromagnesischen
Silikaten (z. B. Amphibol, RIDOLFI et al. 2010; Pyroxen, LE BAS 1962; LETERRIER et al. 1982) eignet sich Biotit im
besonderen Maße magmatische Systeme zu rekonstruieren (z. B. GUO & GREEN 1990; ABDEL-RAHMAN 1994;
RIGHTER et al. 2002).
Abbildung 17: Schematischer Bauplan des Kristallgitters der Biotitgruppe.
Die chemische Zusammensetzung zeigt verschiedene Biotitgruppenminerale im Rochlitzer Vulkansystem. So sind
im Rochlitz-α-Ignimbrit ausschließlich eisenreiche Siderophyllite zu erkennen, während der Biotit des
Rochlitz-β-Ignimbrits ein Mg-reicher Siderophyllit und ein Mg-reicher Annit ist (Abbildung 19a). Der Chemismus des
Biotits im Rochlitz-N-Ignimbrit und im Planitz-Ignimbrit zeigt die Zusammensetzung eines Fe-reichen Annits und
seltener eines Siderophyllits. Die relativ weite Streuung des Mg : Fe-Verhältnisses in den Rochlitz-α
und -β-Ignimbriten deutet auf eine hauptsächliche Substitution auf der Oktaederposition, während im Biotit des
Rochlitz-N- und des Planitz-Ignimbrits ein bevorzugter Austausch zwischen Si und Al
IV
auf der Tetraederposition
stattfand (Abbildung 19a). Nach HILDRETH & MAHOOD (1985), deutet dies auf unterschiedliche magmengenetische
Prozesse hin. Dies hätte zur Folge, dass der Rochlitz-N-Ignimbrit – wie der Planitz-Ignimbrit im Chemnitz Becken -
als eigenständiger Ignimbrit anzusehen ist. Ein Zusammenhang mit eventuellen Alterationen kann ausgeschlossen
werden, da alle analysierten Kristalle im ternären 10*TiO
2
-MgO-FeO-System (NACHIT et al. 2005) im Feld des
primärmagmatischen Biotits plotten (Abbildung 19b). Dieser „frische“ Zustand prädestiniert den Biotit für weitere
Untersuchungen hinsichtlich seiner Genese.

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 41
Abbildung 18: a) Klassifikationsdiagramm für Biotit zeigt deutlich zwei verschiedene Substitutions-
mechanismen. Während im Biotit des Rochlitz-α- und des Rochlitz–β-Ignimbrite Substitutionen zwischen
Fe und Mg entlang der Oktaederposition dominieren, substituiert im Biotit des Rochlitz-N- und Planitz-Ig-
nimbrit Si und Al
IV
; b) ternäres Diagramm zur Bestimmung von „frischem“, unverwittertem Biotit (nach NA-
CHIT et al. 2005). Daten für den Planitz-Ignimbrit entnommen aus REPSTOCK et al. (2019a).
4.5 Kristallisationsbedingungen
Um die Bildungstemperatur und den Kristallisationsdruck der Minerale in einer Magmenkammer zu rekonstruieren,
werden sogenannte Geothermometer und Geobarometer angewandt. Hierbei werden – basierend auf der
chemischen Zusammensetzung der Minerale – entweder eine Austauschreaktion oder die Sättigung eines oder
mehrerer Elemente in einem Mineral berechnet. Eine weitere Möglichkeit der Ermittlung der Temperatur bietet die
Sättigung
eines
Elements
im
Vulkanit.
Voraussetzung
hierbei
muss
das
Nichtvorhandensein
von
Fremdgesteinseinschlüssen sein, sowie einer möglichen Alteration (siehe Kapitel 4.2.2). Da es in einem
kristallisierten und alterierten Ignimbrit schwierig ist korrespondierende Mineralpaare eines Gleichgewichts zu finden,
beschränkt sich die Geothermobarometrie im Rochlitzer Vulkansystem auf die Sättigung eines immobilen
Spurenelements im Gesamtgesteins-chemismus (Zirkonium-Sättigung) und Mineral (z. B. Ti-in-Biotit).
Eine Möglichkeit eine Temperatur des Magmas zu bestimmen, kann über die Sättigung des Zirkoniums in einer
anatektischen Schmelze ermittelt werden (WATSON & HARRISON 1983; BOEHNKE et al. 2013). Um eine größtmögliche
Homogenisierung von den grobkörnigen und kristallreichen Pyroklastiten des Rochlitzer Vulkansystems zu erzielen,
muss eine entsprechende Menge des zu untersuchenden Materials vorliegen. Dabei muss davon ausgegangen
werden, dass die analysierte Probe frei von Fremdgesteinsbruchstücken ist. Das Modell der Zirkon-Löslichkeit kann
gemäß WATSON & HARRISON (1983) mit folgender Formel angegeben werden:
/ ℎ
={−3,8−[−0,85((
+ +2 )
(
)
)−1)]}+
12900
,
wobei:
lnD
Zr
Zirkon/Schmelze
= Verhältnis der Zr-Konzentrationen zwischen stöchimetrischen Zirkon und Schmelze,
T = Temperatur an der die Zr-Sättigung erreicht ist.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 42
Da zur Berechnung das Verhältnis von mobilen Kationen (Na, K, Ca, Al, Si) verwendet wird, können nur die Proben
berücksichtigt werden, welche der K-Metasomatose kaum oder nicht ausgesetzt wurden (vgl. Kapitel 4.2.2,
Abbildung 16). Demnach eignen sich eine Probe des Rochlitz-β (Steinklippen bei Höfgen) und drei Proben des
Rochlitz-N für diese Berechnungen. Daraus können Temperaturen der Zr-Sättigung in der Schmelze bei 852°C für
den Rochlitz-β- und bei 866 bis 871°C für den Rochlitz-N-Ignimbrit errechnet werden. Zum Vergleich lässt sich aus
den Daten von REPSTOCK et al. (2018) für den Wurzen-Ignimbrit eine Temperatur von 879 ± 25 °C (n = 51) berechnen
(Tabelle 6). Lediglich die Temperaturen des kristallarmen rhyolithischen Planitz-Ignimbrit liegt mit 946 ± 7 °C (n = 10;
REPSTOCK et al. 2019a) wesentlich höher als bei den kristallreichen Ignimbriten des Nordsächsischen
Vulkanitkomplex.
Tabelle 6:
Repräsentative geochemische Analysen, die zur Berechnung der Zirkonium-Sättigungstempe-
ratur in den Gestein herangezogen wurde. Gesamtgesteinsanalysen des Planitz-Ignimbrits aus
REPSTOCK et al. (2019a), des Wurzen-Ignimbrits aus REPSTOCK et al. (2018). Die errechneten
Temperaturen (nach WATSON & HARRISON 1983) gelten nur für die aufgelisteten Analysen.
Rochlitz-β-Ignimbrit
(Steinklippen)
Rochlitz-N-Ignimbrit
Rochlitz-N-Ignimbrit
Planitz-Ignimbrit
(Zwickau-Planitz)
Wurzen-Ignimbrit
(Großsteinberg)
SiO
2
67,08 wt.%
69,65 wt.%
69,97 wt.%
70,20 wt.%
68,80 wt.%
TiO
2
0,49 wt.%
0,36 wt.%
0,36 wt.%
0,34 wt.%
0,59 wt.%
Al
2
O
3
15,25 wt.%
14,88 wt.%
14,89 wt.%
12,50 wt.%
14,95 wt.%
Na
2
O
2,95 wt.%
3,42 wt.%
3,46 wt.%
3,71 wt.%
3,18 wt.%
K
2
O
5,56 wt.%
5,52 wt.%
5,50 wt.%
3,07 wt.%
5,06 wt.%
CaO
0,87 wt.%
1,34 wt.%
1,36 wt.%
1,54 wt.%
1,65 wt.%
Fe
2
O
3
4,16 wt.%
2,82 wt.%
3,43 wt.%
2,43 wt.%
4,10 wt.%
MgO
0,73 wt.%
0,40 wt.%
0,39 wt.%
0,53 wt.%
0,96 wt.%
MnO
0,03 wt.%
0,03 wt.%
0,03 wt.%
0,03 wt.%
0,04 wt.%
Cr
2
O
3
<0,002 wt.%
0,003 wt.%
0,003 wt.%
0,01 wt.%
<0,01 wt.%
P
2
O
5
0,14 wt.%
0,09 wt.%
0,09 wt.%
0,11 wt.%
0,16 wt.%
Zr
374,2 ppm
289,4 ppm
266,2 ppm
322 ppm
326 ppm
+
+
+
+2
2+
1,26
1,43
1,45
1,41
1,41
Temperatur
852°C
866°C
871°C
861°C
844°C

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 43
Ein Mineral, dass sich im
besonderen Maß
zur
Bestimmung von Kristallisationsbedingungen
im
Rochlitzer Vulkansystem eignet, ist Biotit. Dies ist in seiner Häufigkeit (≤ 2,9 Vol.-%, siehe Kapitel 4.1) und seiner
Erhaltungsfähigkeit (vgl. Kapitel 4.3) begründet. Mögliche Alteration im Biotit der Rochlitz-Ignimbrite konnten durch
das ternäre TiO
2
-FeO*-MgO-Diagramm nach NACHIT et al. (2005) überprüft und ausgeschlossen werden. Das
Ti-in-Biotit-Geothermobarometer hat seinen Ursprung in der metamorphen Petrologie (z. B. SCHREURS 1985;
HENRY et al. 2005; WU & CHEN 2015; SALLET et al. 2018), findet aber auch Anwendung in der magmatischen
Petrologie (z. B. DOUCE 1993; BHATTACHARYA et al. 2014; ASWAD et al. 2016; REPSTOCK et al. 2019a). Die
Berechnungen des Ti-in-Biotit-Thermometers (HENRY et al. 2005) und des korrespondierenden Barometers
(WU & CHEN 2015) ergeben eine Kristallisation bei 719 ± 10°C (n=71) und 6,0 ± 0,5 kbar (n=14) im Magmensystem
des Rochlitz-α-Ignimbrits, 754 ± 17°C (n = 39) und 4 ± 2 kbar (n=23) im Rochlitz-β-, sowie 783 ± 55°C (n = 35) und
6 ± 1 kbar (n=15) im Rochlitz-N-Ignimbrit (Abbildung 20). Basierend auf der physikalischen Formel des
Gravitationsdrucks lässt sich die Tiefe der Magmenkammer berechnen. Dabei wird eine mittlere Dichte von 2,8 g/cm³
für das Grundgebirge und eine Erdbeschleunigung von 9,80665 m/s
2
angenommen. Zu Berechnung der Tiefe (d)
dient die Summe aus Dichte (ρ) und Beschleunigung (g) als Divisor, während der Druck als Divident fungiert:
=
.
Die daraus resultierenden Tiefen der Magmenkammern sind zwischen 10 und 25 km (obere bis mittlere Kruste)
anzunehmen. Zum Vergleich, der Biotit des Planitz-Ignimbrits kristallisierte bei 736 ± 12°C und 1,5 ± 0,7 kbar – was
einer Magmenkammertiefe von 6 km entspricht (REPSTOCK et al. 2019a).
Abbildung 19: Berechneter Kristallisationtemperatur (nach Henry et al. 2005) und –druck (nach Wu & Chen 2015)
für Biotit im Rochlitzer Vulkansystem. Daten von Biotit des Planitz-Ignimbrits aus Repstock et al. (2019a).

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 44
4.6 Altersdatierung
Bei den erhobenen Daten wird deutlich, dass eine chronologische Abgrenzung der Ignimbrite und der assoziierten
Subvulkanite im Rochlitzer Vulkansystem nicht leicht vorzunehmen ist (Tabelle 7). Dies liegt vor allem in der
Überlagerung der ermittelten Fehlerwerte der Alter begründet, welche zum einen durch die Auflösung der
Messgenauigkeit und zum anderen durch die Langlebigkeit der Magmenkammer erklärt ist. In langlebigen
Magmenkammern (> 1 Mio. Jahre), wie sie bei Supereruptionen von kristall-reichen Pyroklastiten vorkommen
(z. B. BACHMANN & HUBER 2016; KAISER et al. 2017), führt das permanente Aufschmelzen und wieder Abkühlen durch
erneute Magmenzufuhr (
magmatic underplating
) zu einem Zusammenspiel von Kristallisation und Resorption in den
Mineralen.
Alle Alter von einstufig gewachsenen Zirkonen liegen auf einer Kurve, welche Konkordia genannt wird und aufgrund
des U-Zerfalls gekrümmt ist. Da die meisten Zirkone aber keine einstufige Geschichte erfahren haben, sondern das
U-Pb-Isotopengleichgewicht mehrfach durch metamorphe Prozesse und Bleiverluste durch Diffusion im Gestein
gestört wurde, liegen nicht alle Messwerte auf der Konkordia. Bei der Berechnung des
238
U/
206
Pb-Zirkon-Alters
fließen deshalb lediglich Werte ein, die mindestens 95 % konkordant zur Koncordia sind, was bedeutet, dass diese
ein nahezu einstufiges Wachstum erfahren haben. Bei einer singulären Störung (zweistufiges Ereignis) etwa einer
Metamorphose kann eine sogenannte Diskordia ermittelt werden, die mit der Konkordia Schnittpunkte an dem Beginn
der jeweiligen Ereignisse hat. Der untere Schnittpunkt bildet dabei die Störung des U-Pb-Isotopengleichgewichts ab
und der obere das konkordante Alter. Das Diagramm zur Ermittlung des Isotopenalters wird Wetherill-Diagramm
oder Konkordia-Diagramm genannt. Bei der Ermittlung welches gemessene Alter, das Kristallisationsalter darstellt,
nimmt man in den meisten Fällen das jüngste Alter, um eventuelle Relikte auszuschließen.
Die errechneten
238
U/
206
Pb-Zirkon-Alter, welche mittels der LA-ICPMS erhoben wurden, ergeben Alter von 298 bis
296 Ma für die Rochlitz-Ignimbrite, welche mit den Daten aus HOFFMANN et al. (2013) übereinstimmen
(294,4 ± 1,8 Ma, Burgberg bei Lastau). Die Abgrenzung dieser Vulkanite muss also in Verbindung mit chemischen
Analysen vorgenommen werden (vgl. HILDRETH & MAHOOD 1985; Kapitel 4.2 und 4.3). Im Planitz-Ignimbrit wurde
zunächst ein
238
U/
206
Pb-Zirkon-Alter von 278 ± 5 Ma ermittelt (NASDALA et al. 1998). Dieser zu niedrig errechnete
Wert ist zum einen darauf zurückzuführen, dass Standard und Probe extrem unterschiedliche Pb-Gehalte aufweisen
und dass der gemessene Zirkon klein und zoniert war. Dieses Alter konnnte von HOFFMANN et al. (2013) auf
296,6 ± 3,0
Ma
korrigiert
werden
(Tabelle
7),
womit
eine
mögliche
Korrelation
zwischen
Rochlitzer Vulkansystem und Planitz-Ignimbrit wieder zur Diskussion steht (FISCHER 1991; SCHNEIDER et al. 2012).

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 45
Tabelle 7:
238
U/
206
Pb-Zirkon-Altersdatierungen an den permischen Vulkaniten Nordsachsens und des Pla-
nitz-Ignimbrits.
Probe
Vulkanit
Lokalität
Alter
Referenz
PLA
4
Planitz-Ignimbrit
Zwickau-Planitz
St. Egidien
296,6 ± 3,0 Ma
278 ± 5 Ma
HOFFMANN et al. (2013)
NASDALA et al. (1998)
MH-R-10
NSVC-2
Rochlitz-α-Ignimbrit
Polkenberg (Leisnig)
Burgberg (Lastau)
298 ± 3 Ma
294,4 ± 1,8 Ma
unveröff. Daten M. HÜB-
NER
HOFFMANN et al. (2013)
Ba1/66
Rochlitz-β-Ignimbrit
Bohrung Ballendorf
(Ba1/66)
296 ± 2 Ma
unveröff. Daten M. Hübner
MH-R-49/1
Rochlitz-N-Ignimbrit
Wildschütz
298 ± 3 Ma
unveröff. Daten M. Hübner
MH-O-08
Kemmlitzer Porphyr
Börtewitz (Leisnig)
297 ± 2 Ma
unveröff. Daten M. Hübner
NSVC-3
rhyolithischer Gang, Wur-
zen Vulkansystem
Tummelsberg (Oelschütz)
289.3 ± 4.1
HOFFMANN et al. (2013)
5 Erkenntnisse
5.1 Entwicklung des Nordsächsischen Vulkanit-Kom-
plexes - Chronologie der Supereruptionen
Florenfunde an der Basis der Kohren-Formation zeigen, dass sich das Nordwestsächsische Becken an der Grenze
zwischen Karbons und Perms geöffnet hat (DÖRING 1973; BARTHEL 1976). Die extensionalen Prozesse im
Nordsächsischen Becken führten zunächst zu ersten kleineren vulkanischen Eruptionen basischer und intermediärer
Zusammensetzung („Andesitoide der ersten Förderperiode“, GLÄßER 1983). Diese erste vulkanische Aktivität
beschränkt sich auf die Bornaer Senke im Westen des Nordsächsischen Vulkanitkomplex und die Altenburger
Schwelle am Übergang zum Chemnitz Becken (GLÄßER 1983). Im weiteren Zeitverlauf bauten sich mehrere
„Stockwerke“ langlebiger Magmenkammern in der Erdkruste auf (vgl. Kapitel 4.4), welche durch aus dem Erdmantel
abgeleitete Magmen periodisch gespeist wurden. Diese Magmenkammern führten zur Eruption und Ablagerung
kleinerer saurer pyroklastischer Horizonte und kleinerer Lavenvarietäten (HOHL & WILSDORF 1966; GLÄßER 1983) und
schließlich zu den großen Supereruptionen (Rochlitz-Ignimbrit, HÜBNER et al. 2016; Wurzen-Ignimbrit,
REPSTOCK et al. 2016; 2018; Planitz-Ignimbrit, REPSTOCK et al. 2019a). Eine chronologische Abfolge anhand von
Zirkon-Altersdatierungen detailiert darzustellen, gestaltet sich als schwierig, da langlebige Magmensysteme durch
zugeführte Magmen periodisch aufgeheizt werden und es über einen längeren Zeitraum zu einem Zusammenspiel

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 46
von Kristallisation und partieller Aufschmelzung (Resorption) kommt (BACHMANN & HUBER 2016; KAISER et al. 2017) und
somit die Zirkone nicht mehr das ursprüngliche Kristallisationsalter zeigen.
Der erste große Ausbruch im Nordsächsischen Vulkanitkomplex können entweder die VEI 8-Eruption des
Rochlitz-α-Ignimbrits (ca. 298 Ma, unveröffentl. Daten M. HÜBNER) oder die VEI 6-Eruption des Planitz-Ignimbrits
(ca. 297 Ma, HOFFMANN et al., 2013), dessen überhitzte pyroklastische Ströme in das Chemnitz Becken einflossen
(FISCHER 1991; HEUER 2014). Bei letzterem gilt als gesichert, dass schnell aufsteigende trockene Schmelzen aus
der unteren Kruste eine obere rhyolithische Magmenkammer - vermutlich aus dem Rochlitzer Vulkansystem -
durchschlagen haben (REPSTOCK et al. 2019a). Der Rochlitz-β-Ignimbrit (ca. 296 Ma) besitzt ähnliche chemische
Signaturen wie der Rochlitz-α-Ignimbrit (vgl. Kapitel 4.2 und 4.3), womit sehr wahrscheinlich ein Eruptionsereignis
angenommen werden kann. Die Eruption des R
N
-Ignimbrits muss als eigenständige Eruption bzw. mehrere kleinere
Einzeleruptionen angesehen werden, da sich – wie zwischen Planitz und Rochlitz-Ignimbrite - Unterschiede in den
Substitutionsmechanismen von Biotit zeigen (Substitution zwischen Al
IV
und Si an der Tetraederposition, vgl. Kapitel
4.3). Es ist demnach fraglich ob der Rochlitz-N-Ignimbrit als ein Bestandteil der Füllung der Rochlitz-Caldera
anzusehen ist. Dennoch ereignete sich diese Eruption zeitnah mit jener der Rochlitz-Ignimbrite und der des
Planitz-Ignimbrits. Am Ende der vulkanischen Aktivität steigen von den langlebigen Systemen Magmen auf
(z. B. CHIARADIA et al. 2009), welche im Rochlitzer Vulkansystem die Lakkolithe von Leisnig und Grimma bildeten.
Das Alter des Rochlitzer Vulkansystems weist mit 297 Ma ein ähnliches Alter, wie die großen Lakkolithe im Halle-
Vulkanitkomplex westlich von Leipzig auf (z. B. Schwerzer Lakkolith, 298 ± 3 Ma, BREITKREUZ et al. 2009). Die
weitere post-Rochlitz-Subsidenz des extensionalen Beckens führte zu einem mehrere hundert Meter mächtigen
Akkomodationsraum, der mit Konglomerat-Sand-Siltstein-Wechselfolgen und dazwischen geschalteten Tuffen
verfüllt wurde (WALTER 2006). Aufgrund teilweiser Erosion können die sedimentären und vulkanosedimentäre
Ablagerungen der Oschatz-Formation heute nur noch im Westen und im Osten des Nordsächsischen Vulkankomplex
erkundet werden (ZIEBELL 1980; WALTER 2006). Auf Grundlage von Bohrkernkorrelationen konnte das Volumen der
Oschatz-Formation im östlichen Bereich mit ca. 2,9 km³ und im Westen mit etwa 5,3 km³ eingegrenzt werden
(ROMMEL 2017). Dies kann als Phase der Entspannung der magmatischen und vulkanischen Aktivität im
Nordsächsischen Vulkanitkomplex angesehen werden, welche mit der Bildung der kristallreichen Pyroklastite von
Dornreichenbach und Wermsdorf wieder aktiviert wurde und schlussendlich in der gewaltigen Wurzener Eruption
mündete (289,3 ± 4,1 Ma, HOFFMANN et al. 2013, Wendt et al. 1995). Letztere bedeckt die nördliche Ausdehnung der
eigentlichen Rochlitz-Caldera, weswegen ihre tatsächliche Größe bisher unerkannt bleibt. Auch bleibt offen, ob der
Rochlitz-N -Ignimbrit möglicherweise eine eigenständige Caldera bildet, da auch der südliche und westliche Rand
durch die mächtigen Pyroklastitlagen des Wurzensystems überdeckt werden.
5.2 Diskussion über das Magmensystem
Anhand der physikalischen Formel des Gravitationsdrucks lassen sich Teufen für die Magmenkammern abschätzen,
welche durch das Ti-in-Biotit-Barometer nach WU & CHEN (2015) Tiefen von 10 bis 25 km ergeben (siehe Kapitel 4.4).
Da die Zr-Sättigung jedoch keine Bestimmung des Drucks zulässt, muss ein geothermischer Gradient anhand
vorhandener Barometer aus verschiedenen Mineralen rekonstruiert werden. Um eine möglichst große Bandbreite an
Geothermometern (Ti-in-Biotit-, Zwei-Pyroxen-, Klinopyroxen-Thermobarometrie) zu erhalten, werden Daten aus
REPSTOCK et al. (2019a) für das Planitz-System herangezogen. Dieser
Snake-River
-
Typ
-Ignimbrit eignet sich im
besonderen Maß, da sein Eruptionszentrum im Nordsächsischen Vulkanitkomplex vermutet wird (FISCHER 1991) und
seine überhitzten Magmen womöglich die kristallreichen Magmenkammern des Rochlitzer Vulkansystems
durchschlagen haben (REPSTOCK et al. 2019a). So errechnet sich von der Paläo-oberfläche bis zur Magmenkammer
in der oberen Kruste ein geothermischer Gradient von
= 130°C/km (Abbildung 21). Dieser hohe geothermische
Gradient in der oberen Kruste – der ähnlich jenem im Yellowstone Nationalpark ist - muss gerade in humideren
klimatischen Phasen meteorisches Wasser zum Zirkulieren gebracht haben, welche sich in Form von zahlreichen

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 47
Thermalquellen und brodelnden Geysiren an der Oberfläche verdeutlichten. Mit weiterer zunehmender Tiefe betrug
der geothermische Gradient in der mittleren bis unteren Kruste Nordsächsischen Becken
= 12°C/km. Zum
Vergleich der durchschnittliche geothermische Gradient in Deutschland beträgt heute 3°C/100 m. Unter Annahme,
dass das Rochlitzer Vulkansystem demselben geothermischen Pfad gefolgt ist, ergeben sich für die
Rochlitz-Ignimbrite aufgrund der Zr-Sättigung Magmenkammertiefen zwischen 12,5 und 15 km (Abbildung 21). Die
erreichte Zr-Sättigung des Planitz-Ignimbrits lässt auf eine Magmenkammer bei ca. 20 km Tiefe schließen. Hier
vermuten REPSTOCK et al. (2019a) eine andesitische bis dazitische Magmenkammer, welche durch aufsteigende
pikritische und basaltische Magmen gefüttert wurde.
Abbildung 20: Schematische Darstellung des Rochlitzer Magmensystems mit berechneten geothermischen
Gradienten.
5.3 Magnituden
Die maximale Ausdehnung der co-genetischen Rochlitz-α- und –β-Ignimbrite von Nordosten nach Südwesten beträgt
54 km (von Oschatz in Nordsachsen bis Borna im Landkreis Leipzig) und in nordwestlicher bis südlicher Richtung
20 km (von Leisnig in Mittelsachsen bis Nerchau im Landkreis Leipzig). Es ist aber durchaus davon auszugehen,
dass der nördliche Calderenrand durch den mächtigen Wurzen-Ignimbrit überdeckt wurde. Multipliziert man die sich
ergebende Fläche mit der maximalen erbohrten Mächtigkeit von 400 m erhält man ein Volumen von 432 km³, welches
einem VEI von 7 entsprechen würde. Diese Zahl ist jedoch als erodierter Rest zu interpretieren. Die Ausmaße der
ovalen Rochlitz-Caldera sind vergleichbar mit den durch VEI 8 Eruptionen entstandenen känozoischen Calderen des
Tobasees (Indonesien, 80 x 27 km), La Garita Caldera (Colorado, 75 x 35 km) oder der Long Valley Caldera
(Kalifornien, 32 x 17; Abbildung 22).

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 48
Der im Norden des Nordsächsischen Vulkanitkomplex bei Wildschütz und Schöna (Landkreis Nordsachsen)
auftretende Rochlitz-N-Ignimbrit könnte – wie es für kristallreiche großvolumige Tuffe üblich ist - ebenfalls aus einer
Caldereneruption hervorgegangen sein. Bezieht man sich auf die Verbreitung des Rochlitz-N-Ignimbrits von
13 x 10 km könnte dies womöglich die Caldera andeuten („Wildschützer Caldera“). Wie weit diese unter die Wurzen
Caldera abtaucht, ist jedoch weder durch Bohrungen noch durch Aufschlüsse dokumentiert. Eine andere mögliche
Caldera könnte den kristallreichen Wermsdorf-Ignimbrit umreissen (20 x 10 km), dessen Zentrum in den
geologischen Karten (z. B. RÖLLIG 1969; WALTER 2006) von einem subvulkanischen Körper aufgedomt wurde
(Resurgence-Caldera). Letztere wäre etwas kleiner als die Aso-Caldera auf Kyūshū (25 x 18 km), welche durch eine
VEI 7-Eruption entstanden ist (z. B. MIYABUCHI 2011; Abbildung 22). Zur Stellung dieser eigenständigen Calderen
und dem Dornreichenbacher Ignimbrit sind weitere vulkanofazielle, petrologische und geochemische
Untersuchungen notwendig.
Die Stellung und somit auch das Eruptionszentrum des Planitz-Ignimbrits im Nordsächsischen Vulkanitkomplex ist
weiterhin unklar (REPSTOCK et al. 2019a). Belege für den Einstrom pyroklastischer Ströme aus nördlicher Richtung
sind in zahlreichen Bohrungen dokumentiert (FISCHER 1991). Seine großflächige Verbreitung von 2100 km² und seine
durchschnittliche Mächtigkeit von 20 m im Chemnitz Becken (SCHNEIDER et al. 2012) lassen ein Volumen von 48 km³
berechnen, was einem VEI von 6 entspricht (REPSTOCK et al. 2019a). Da der Top-Vitrophyr des Planitz-Ignimbrits
komplett aberodiert wurde (FISCHER 1991) ist auch hier von einer größeren Stärke der Eruption auszugehen
(REPSTOCK et al. 2019a).
Mit einem Alter von ca. 289 Ma (HOFFMANN et al. 2013) bildet die etwa 30 x 25 km große Wurzen-Caldera die jüngste
Kesselstruktur des Nordsächsischen Vulkanitkomplexes (REPSTOCK et al. 2018). Diese Größe entspricht
beispielsweise der Cerro Galán Caldera (38 x 26 km), welche durch eine VEI 8 Eruption entstanden ist
(CAS et al. 2011; FOLKES et al. 2011).
Abbildung 21: Schematischer Größenvergleich der Calderen des permischen Nordsächsischen Vulkanit-
komplexes mit jenen der großen Supereruptionen des Känozoikums. Die Calderensysteme Nordsachsen
sind farbig hervorgehoben.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 49
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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2020 | 57
Anhang
Abbildung:
Vereinfachte geologische Karte des Nordsächsischen Vulkanitkomplexes ohne Deckgebirge
(verändert nach RÖLLIG 1969; WALTER 2006; ROMMEL 2017). Kreise markieren dokumentierte und beprobte
Aufschlüsse und Bohrungen mit Aufschlussnummern. Signaturen: 1 – Wurzen-Ignimbrit, 2 – Wermsdorf-Ignimbrit,
3 – Oschatz Fm. undifferenziert, 4 – Dornreichenbacher Porphyr, 5 – Buchheimer Porphyr, 6 – Frohburger Porphyr,
7 – Rochlitzer Porphyrtuff, 8 – Leisniger Porphyr, 9 – Gattersburger Porphyr, 10 – Grimmaer Porphyr,
11 – Rochlitz Ignimbrit (undiff.), 12 – Rochlitz-
α
, 13 – Rochlitz-
β
, 14 – Rochlitz-N, 15 – Kohren Fm.,
16 – Andesitoide, 17 – Subvulkanit, 18 – Cadomisches und Variszisches Grundgebirge.

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Herausgeber:
Sächsisches Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie (LfULG)
Pillnitzer Platz 3, 01326 Dresden
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Das LfULG ist eine nachgeordnete Behörde des Sächsischen Staatsministeri-
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Autoren:
Marcel Hübner
TU Bergakademie Freiberg, Institut für Geologie
Bernhard-von-Cotta-Straße 2, 09599 Freiberg
Telefon: + 49 3731 39-3299
E-Mail: marcel.huebner@geo.tu-freiberg.de
Alexander Repstock
Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie
Abteilung 10: Geologie/Referat 102: Geologische Kartierung/Geophysik
Postfach 10 05 10, 01076 Dresden
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E-Mail: alexander.repstock@smul.sachsen.de
Axel Rommel
Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie
Abteilung 10: Geologie/Referat 102: Geologische Kartierung/Geophysik
Frank Fischer
Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie
Abteilung 10: Geologie
Manuel Lapp
Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie
Abteilung 10: Geologie/Referat 101a: Sächs. Gesteinsanalytikzentrum (SGA)
Christoph Breitkreuz
TU Bergakademie Freiberg, Institut für Geologie
Bernhard-von-Cotta-Straße 2, 09599 Freiberg
Franziska Heuer
Museum für Naturkunde, Leibniz Institute for Evolution and Biodiversity
Invalidenstraße 43, 10115 Berlin
Redaktion:
Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie
Abteilung 10: Geologie
Telefon: + 49 3731|294-1001
Fotos:
Autoren oder genannte Personen in den Bildunterschriften
Redaktionsschluss:
27.04.2020
ISSN:
1867-2868
Hinweis:
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