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Impressum
Bergbau in Sachsen, Band
70
Wismut-, Kobalt-, Nickel- und Silbererze
im Nordteil des Schneeberger Lagerstättenbezirkes
Titelbild:
Gediegen Silber und Kristallnegative nach gediegen Silber
mit Proustit in gediegen Arsen, Schacht 366, Sohle -720 m,
Gang „Nelson'' Lgd. „Union-Störung"
Herausgeber.
Sächsisches Landesamt für Umwelt und Geologie (LfUG)
Öffentlichkeitsarbeit
Zur Wetterwarte 11, D-01109 Dresden
E-Mail: Abteilung2@lfug.smul.sachsen.de
Sächsisches Oberbergamt Kirchgas-
se 11, D-09599 Freiberg
Autor
Ulrich Lipp mit Ergänzungen durch Siegfried Flach
Redaktion:
Prof. Dr. H. Brause
Willi-Zachow-Weg 1, D-19370 Parchim
Dr. P Wolf, LfUG, Referat Rohstoffgeologie
Halsbrücker Str. 31a, D-09599 Freiberg
E-Mail: Abteilung6@lfug.smul.sachsen.de
Gestaltung, Satz und Repro:
c-macs publishingservice Tannen-
straße 2, D-01099 Dresden
Redaktionsschluss:
Januar 2003
Druck:
Sächsische Druck- und Verlagshaus AG
Tharandter Straße 23-27 D-01159 Dresden
Versand:
Sächsisches Digitaldruckzentrum GmbH Tha-
randter Straße 31-33, D-01159 Dresden Tel.:
0351/4203184, Fax: 0351/42031 80
E-Mail: versand@sdv.de
Auflage:
500
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Diese Veröffentlichung kann von der Sächsischen Digital-
druckzentrum GmbH gegen 12,50 EUR bezogen werden.
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Diese Veröffentlichung wird im Rahmen der Öffentlichkeits-
arbeit des Sächsischen Landesamtes für Umwelt und Geo-
logie sowie Sächsischen Oberbergamtes herausgegeben
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kampf zum Zwecke der Wahlwerbung verwendet werden.
Auch ohne zeitlichen Bezug zu einer bevorstehenden Wahl
darf die Druckschrift nicht in einer Weise verwendet wer-
den, die als Parteinahme der Ämter zugunsten einzelner
Gruppen verstanden werden kann. Den Parteien ist es ges-
tattet, die Druckschrift zur Unterrichtung ihrer Mitglieder zu
verwenden.
Copyright.
Diese Veröffentlichung ist urheberrechtlich geschützt. Alle
Rechte, auch die des Nachdrucks von Auszügen und der fo-
tomechanischen Wiedergabe, sind den Herausgebern vorbe-
halten.
Gedruckt auf 100% Recyclingpapier
März 2003
Artikelnummer:
LVI-4-1/10
Das Sächsische Landesamt für Umwelt und Geologie ist im
Internet
(www.umwelt.sachsen.de/lfug).

Wismut-, Kobalt-, Nickel- und Silbererze
im Nordteil des Schneeberger Lagerstättenbezirkes
Bergbaumonographie
ULRICH LIPP
mit Ergänzungen durch SIEGFRIED FLACH
Freiberg, Januar 2003

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Vorwort
Die Notwendigkeit der öffentlichen Information über den
stillgelegten oder in Sanierung befindlichen Erz-, Spat- und
Uranbergbau führte nach der politischen Wende 1989 zur
Gründung dieser Schriftenreihe.
Im Wettlauf um die Atombombe während des atomaren
Wettrüstens nach dem 2. Weltkrieg hat Uran aus dem
Erzgebirge eine bedeutende Rolle gespielt. Das in der
Frühzeit der damaligen „Sowjetischen Aktiengesellschaft
Wismut" gewonnene Uran stammt aus den westerzgebir-
gischen Lagerstätten der Wismut-Kobalt-Nickel-(Silber)-
Erzformation, die früher nur für Silber und Blaufarben-
erzeugung von Interesse war. Als Uran-Erzlagerstätte
war Schlema-Alberoda bis 1990 in Betrieb. Diese ist heute
weitgehend abgebaut, verwahrt und saniert.
Prof. Reinhard Schmidt
Präsident des Sächsischen Oberbergamtes
Infolge der strikten Geheimhaltung waren weder lager-
stättengeologische noch bergwirtschaftliche Fakten in der
Fachöffentlichkeit bekannt. Das galt auch für alle das
Uran begleitenden Rohstoffe. Diese Lücke soll mit der
nachfolgenden, auch zeitgeschichtlich wertvollen Pub-
likation geschlossen werden. Damit werden gleich-
zeitig die abschließenden Sanierungsarbeiten unterstützt
und Hinweise für das Monitoring in diesem Gebiet ge-
geben.
Die Veröffentlichung ist eine wichtige Grundlage für
weiterführende umweltgeologische Fragestellungen in
dem ehemaligen Bergbaugebiet um Aue und Schnee
berg.
Prof. Dr.-lng. habil. Michael Kinze
Präsident des Sächsischen Landesamtes
für Umwelt und Geologie

4
Inhaltsverzeichnis
Inhaltsverzeichnis ............................................................................................................................................................ 4
Geleitwort (S. FLACH) ...................................................................................................................................................... 7
1
Vorbemerkungen und Einleitung des Verfassers.................................................................................... 11
1.1
Vorwort
1.2.
Einleitung ........................................................................................................................................................ 11
2
Allgemeine Übersicht über das Untersuchungsgebiet.......................................................................... 12
2.1
Geographische Begrenzung des Gebietes................................................................................................... 12
2.2
Bergbauliche Entwicklung des Lagerstättenbezirkes.................................................................................. 14
3
Die geologischen Verhältnisse im Untersuchungsgebiet .................................................................... 15
3.1
Die Gesteine des Untersuchungsgebietes ................................................................................................. 15
3.1.1
Magmatische Gesteine.................................................................................................................................. 15
3.1.1.1
Granitvarietäten der Massive von Aue und Eibenstock............................................................................... 15
3.1.1.2
Lamprophyrgänge ......................................................................................................................................... 16
3.1.1.3
Das Alter der Intrusiv- und Ganggesteine.................................................................................................... 17
3.1.2
Sedimentär-metamorphe Gesteine.............................................................................................................. 19
3.1.2.1
Gesteine des Ordoviziums ........................................................................................................................... 19
3.1.2.2
Gesteine des Silurs ....................................................................................................................................... 20
3.1.2.3
Gesteine des Devons.................................................................................................................................... 22
3.1.3
Eruptiv-metamorphe Gesteine (Metabasite)................................................................................................ 22
3.1.3.1
Mandelsteinartige Metadiabase ................................................................................................................... 22
3.1.3.2
Mittelkörnige Metadiabase ........................................................................................................................... 23
3.1.3.3
Dichte bis feinkörnige Metadiabase.............................................................................................................. 23
3.1.3.4
Gebänderte metamorphe Diabase .............................................................................................................. 23
3.1.4
Die Veränderung der Gesteine durch die Kontaktmetamorphose ............................................................. 23
3.1.4.1
Die kontaktmetamorphe Veränderung der Gesteine des Ordoviziums....................................................... 24
4.1.4.2
Die kontaktmetamorphe Veränderung der Gesteine des Silurs ................................................................ 27
3.1.4.3
Die kontaktmetamorphe Veränderung der Metabasite .............................................................................. 27
3.1.4.4
Zur Geochemie des Prozesses der Kontaktmetamorphose ..................................................................... 28
3.2
Die tektonischen Verhältnisse im Untersuchungsgebiet ........................................................................... 29
3.2.1
Der tektonische Bau des Untersuchungsgebietes ...................................................................................... 29
3.2.2
Kleintektonik ........................................................................................................................................... 31
3.2.3
Granittektonik ................................................................................................................................................ 32
3.2.4
Gangtektonik
.................................................................................................................................................
33
3.2.5
Die Beziehungen zwischen Spaltentektonik und Nebengestein sowie der Einfluss
der Kontaktmetamorphose auf diese.......................................................................................................... 40
3.2.6
Die gegenseitige Beeinflussung der Gänge ................................................................................................ 40
3.2.7
Gangtexturen ................................................................................................................................................. 41
4
Die Mineralisation des Untersuchungsgebietes..................................................................................... 47
4.1
Die Paragenesen der pneumatolytisch-hydrothermalen Frühmineralisation ............................................ 47
4.1.1
Die Mineralisation der Quarz-Kassiterit-Gänge (z- bzw. qz-Formation)...................................................... 47
4.1.2
Die Mineralisation der Quarz-Wolframit-Gänge (qw-Formation).................................................................. 47
4.1.3
Die Mineralisation der Quarz-Scheelit-Gänge (qs-Formation) .................................................................... 48
4.2
Die Paragenesen der Quarz-Sulfid-Gänge (kb-Formation) .......................................................................... 50
4.2.1
Die Mineralisation der kiesigen Abfolge ...................................................................................................... 50
4.2.2
Die Mineralisation der Zn-(Sn-)Cu-Abfolge ................................................................................................. 51
4.2.3
Die Mineralisation der Pb-Abfolge ............................................................................................................... 51
4.3
Die Paragenesen der Quarz-Kalzit-Pechblende-Gänge (kku-Formation)..................................................... 52
4.3.1
Die Mineralisation der quarzigen Abfolge..................................................................................................... 53
4.3.2
Die Mineralisation der Kalzit-Pechblende-Abfolge ...................................................................................... 53
4.3.3
Die Mineralisation der sulfatischen Abfolge ................................................................................................ 54

5
4.4
Die Paragenesen der Dolomit-(Selenid-)-Gänge (mgu-Formation) ............................................................ 55
4.4.1
Die Mineralisation der Dolomit-Abfolge........................................................................................................ 56
4.4.2
Die Mineralisation der Selenid-Abfolge ....................................................................................................... 57
4.4.3
Die Mineralisation der sulfidischen Abfolge ................................................................................................. 62
4.4.4
Die Mineralisation der sulfatischen Abfolge ................................................................................................ 63
4.5
Die Paragenesen der Arsenid-Gänge (biconi-Formation) ............................................................................ 65
4.5.1
Die Mineralisation der barytischen Abfolge (eba-Abfolge) ......................................................................... 69
4.5.2
Die Mineralisation der arsenidisch-quarzigen Abfolge ................................................................................. 74
4.5.2.1
Die Paragenesen von gediegen Silber mit Co-Ni-Arseniden ..................................................................... 75
4.5.2.2
Die Paragenesen der Co-Ni-Arsenide ohne gediegene Elemente („Übergangsparagenesen")................. 78
4.5.2.3
Die Paragenesen von gediegen Wismut mit Co-Ni-Arseniden ................................................................... 79
4.5.3
Die Mineralisation der karbonatisch-arsenidischen Abfolge ...................................................................... 82
4.5.4
Die Mineralisation der karbonatisch-sulfidischen Abfolge .......................................................................... 83
4.5.5
Die Mineralisation der (fluoritisch-)barytischen Abfolge (fba-Abfolge) ...................................................... 85
4.6
Die Paragenesen der Arsen-Silbersulfid-Gänge (ags-Formation) ................................................................ 85
4.6.1
Die Mineralisation der ged. Arsen-Abfolge................................................................................................... 86
4.6.2
Die Mineralisation der Silber-Sulfid-Abfolge ................................................................................................. 90
4.6.2.1
Die Silbersulfarsenid-Paragenese ................................................................................................................. 90
4.6.2.2
Die Silbersulfantimonid-Paragenese ............................................................................................................ 92
4.6.3
Die Mineralisation der sogenannten „reinen" Kalzitgänge (k-Formation) ................................................. 94
4.6.4
Die Mineralisation der Quecksilbersulfid-Gänge (hgs-Abfolge) .................................................................. 95
4.7
Die Paragenesen der Eisen-Mangan-Gänge (e-Formation).......................................................................... 95
4.8
Bildungen der Oxydationszone ..................................................................................................................... 97
4.9
Der zeitliche Ablauf der Mineralisation ........................................................................................................ 97
4.9.1
Der zeitliche Ablauf der Ausscheidungsfolge des ersten Zyklus ............................................................... 98
4.9.2
Der zeitliche Ablauf der Ausscheidungsfolge des zweiten Zyklus.............................................................. 99
4.9.2.1
Der zeitliche Ablauf und die Ausscheidungsfolge des saxonischen Zyklus .............................................. 99
4.9.2.2
Der zeitliche Ablauf und die Ausscheidungsfolge des alpidischen Zyklus ................................................ 104
5
Die Untersuchung einiger die Verteilung der Mineralisation und der Vererzung,
insbesondere der biconi- und der ags-Formation bedingenden Faktoren......................................... 104
5.1
Die Zonalität der Mineralisation.................................................................................................................... 104
5.1.1
Die polyaszendente Zonalität der Mineralisation ........................................................................................ 105
5.1.2
Die monoaszendente Zonalität der einzelnen Gangformationen................................................................ 106
5.1.2.1
Die monoaszendente Zonalität der Paragenesen der pneumatolytisch-hydrothermalen
Frühmineralisation ......................................................................................................................................... 106
5.1.2.2
Die monoaszendente Zonalität der Paragenesen der kb-Formation ........................................................... 106
5.1.2.3
Die monoaszendente Zonalität der Paragenesen der kku-Formation ......................................................... 106
5.1.2.4
Die monoaszendente Zonalität der Paragenesen der mgu-Formation ...................................................... 107
5.1.2.5
Die monoaszendente Zonalität der Paragenesen der biconi-Formation ..................................................... 107
5.1.2.6
Die monoaszendente Zonalität der Paragenesen der ags-Formation ........................................................ 128
5.2
Die Beziehung zwischen der Mineralisation und dem Nebengestein ....................................................... 134
5.2.1
Die Beziehungen zwischen den hydrothermalen Lösungen und dem Nebengestein ............................ 135
5.2.1.1
Die Beschreibung der Nebengesteinsprofile an Gängen der biconi- und der ags-Formation ................. 137
5.2.12
Die Auswertung der Nebengesteinsprofile an den Gängen der biconi- und der ags-Formation .............. 139
5.2.2
Der lithologische Einfluss der Nebengesteine auf die Lokalisation der Mineralisation und der Vererzung ... 151
5.2.2.1
Der lithologische Einfluss der Nebengesteine auf die Lokalisation der Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung ..... 153
5.2.3
Zur Ableitung der Metalle der biconi-Formation aus dem Nebengestein ................................................ 167
5.3
Der Einfluss von tektonisch-strukturellen Faktoren auf die Lokalisation der Mineralisation
und die Vererzung .......................................................................................................................................... 169
5.3.1
Der Einfluss von tektonisch-strukturellen Faktoren auf die Lokalisation
der Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung .................................................................................................................... 170
5.3.1.1
Der Einfluss der streichenden Störungen auf die Lokalisation der Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung ............ 170
5.3.1.2
Der Einfluss von Kreuzungen und Scharungen der Gänge auf die Lokalisation
der Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung .................................................................................................................... 173
5.3.1.3
Der Einfluss von Änderungen im Streichen und Fallen der Gänge auf die Lokalisation der Bi-Co-Ni- und Ag-
Vererzung ...................................................................................................................................................... 177

6
5.4
Zur Gliederung der erzkontrollierenden Faktoren in bezug auf ihre Wirksamkeit
auf den Prozess der Abscheidung der Erze, insbesondere der Bi-Co-Ni- und Ag-Erze ............................. 177
5.4.1
Erzkontrollierende Faktoren l. Ordnung......................................................................................................... 178
5.4.2
Erzkontrollierende Faktoren II. Ordnung ....................................................................................................... 179
5.4.3
Erzkontrollierende Faktoren III. Ordnung .................................................................................................... 181
5.5
Die Aussagekraft der Ergebnisse für die Prognose der Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung
im Untersuchungsgebiet Schlema-Alberoda................................................................................................. 183
6
Zu einigen Problemen des Charakters, der Zusammensetzung und der Temperatur
der hydrothermalen Losungen der biconi-Formation ........................................................................... 184
7
Zusammenfassung ...................................................................................................................................... 187
8
Literaturverzeichnis ..................................................................................................................................... 192
9
Abbildungsverzeichnis................................................................................................................................. 200
10
Tabellenverzeichnis....................................................................................................................................... 207
11
Abkürzungen ................................................................................................................................................ 207
12
Nachtrag ..................................................................................................................................................... 208

7
„Sollte es uns nicht Pflicht sein, denen uns folgenden Gene-
rationen, über den ihnen zu hinterlassenden, theils gang-
baren, theils aufgelassenen, Bergbau so viel Licht, als uns
nur immer möglich ist, aufzubehalten und mitzutheilen?"
(Abraham Gottlob Werner, 1791
)
Geleitwort (S. FLACH)
Nachdem sich im Jahre 1990 der Schleier um den größ-
ten Bergbaubetrieb der DDR, die Sowjetisch-Deutsche
Aktiengesellschaft WISMUT langsam lüftete, war in den
Medien nur von den großen Umweltschäden zu lesen,
die der Uranerzbergbau hinterlassen hatte. Etwa 45
Jahre lang haben die Bergleute der SDAG Wismut in
harter, die Gesundheit gefährdender Arbeit das Uran-
erz aus der wohl größten hydrothermalen Uranerzlager-
stätte der Welt in Schlema-Alberoda im Erzgebirge, aus
Tausenden Erzgängen geschlagen und gefördert. Ge-
waltige Abraumhalden von Oberschlema über Nieder-
schlema bis Alberoda und Hartenstein waren bzw. sind
das Zeugnis.
Die Anstrengungen, eine verträgliche Umwelt wieder
herzustellen, sind insbesondere im berühmten Kurort
Oberschlema in vollem Gange und es wird die Zeit kom-
men, dass die großen Narben, die der Uranerzbergbau
hinterließ, umweltgerecht saniert und vom Grün der
Natur überdeckt sein werden.
Der Uranerzbergbau, der 1946 m Oberschlema begann,
wobei der Kurort zum größten Teil Opfer des damaligen
„wilden" Bergbaues wurde, zog sich mit den Jahren in
größere Tiefen nach Niederschlema, Schlema-Alberoda
und fast in die Fluren von Hartenstein hin. Während
in Oberschlema das Uranerz praktisch bis zur Tages-
oberfläche anstand, bauten die Bergleute das Erz in
den letzten Jahren des Bergbaues bis in eine Tiefe von
1800 m ab.
Die große hydrothermale Uranerzlagerstätte Schlema-
Alberoda liegt nördlich von der klassischen Erzlagerstätte
Schneeberg-Neustädtel, die in den vergangenen Jahr-
hunderten Schauplatz eines intensiven Silber- und Kobalt-
bergbaues war. Demgegenüber gab es auf der Lager-
stätte Schlema-Alberoda, die durch die mächtige Stö-
rungslinie „Roter Kamm" von der Schneeberger Lager-
stätte getrennt ist, zur damaligen Zeit nur einen beschei-
denen Bergbau auf Silber- und Kupfererze und sie schien
jahrhundertelang in Vergessenheit geraten zu sein.
Wenn die Lagerstätte Schlema-Alberoda als Uranerz-
lagerstätte bezeichnet und das Schneeberger Bergrevier
als klassische Silber-, Nickel- und Kobaltlagerstätte in der
Literatur benannt wird, ist dies nur bedingt als richtig an-
zusehen Auch die Schneeberger Lagerstätte führte in
ihren Erzgängen teils erhebliche Mengen Uranerze, die
aber in früheren Zeiten keine wirtschaftliche Bedeutung
hatten. Schon das Wort „Pechblende" (Blender) deutet
darauf hin. Die Uranerze von Schneeberg wurden in den
vergangenen Jahrhunderten nicht verwendet, blieben
in den Erzgängen oder wurden als Abraum auf die
Halden verstürzt. Erst seit Mitte des 19. Jahrhunderts
wurden Uranerze für die Herstellung von Uranfarben
ausgehalten.
In der Lagerstätte Schlema-Alberoda kann man dem-
gegenüber von einer umgekehrten Abbaumethodik
sprechen. In dieser Lagerstätte gab es fast die gleichen
Gangvererzungen wie im Schneeberger Revier, wenn
man auch von einer weitaus größeren Anzahl von Uran-
erzgängen sprechen kann. Von 1946 bis 1957 wurden
die bei der Uranerzgewinnung beibrechenden Wismut-,
Kobalt-, Nickel- und Silbererze nicht ausgehalten. Sie
blieben als Versatz in den Gruben oder wurden auf
Abraumhalden verstürzt. Waren die genannten Erze mit
Uranerz verwachsen, so wurden in den Aufbereitungs-
anlagen die Uranerze gewonnen. Die anderen Erz-
komponenten waren abgängig. Wenn in den teilweise
reichen und mächtigen Bi-Co-Ni-Ag-Erzgängen, die be-
sonders in den oberen und mittleren Teufen von Ober-
schlema und Niederschlema angetroffen wurden, keine
Uranerze festgestellt wurden, blieben diese Erzkörper
von einem Abbau ausgenommen. Erst 1957 begann die
SDAG Wismut in der Lagerstätte Schlema-Alberoda mit
einer systematischen Erfassung aller anstehenden Be-
gleiterze von wirtschaftlicher Bedeutung. Hierüber gibt
es folgende Anordnung an sämtliche Schachtleitungen:
„Betr.: Gewinnung und Bemusterung von Bunt-
metallerzvorkommen auf unserer Lagerstätte."
In Verbindung mit den Instruktionen der Generaldirektion
der SDAG Wismut vom 9.2.1957 und vom 26.6.1957
ordne ich an:
1.) den deutschen Ingenieur-Geologen ................... für
die Gewinnung und Bemusterung der Buntmetall-
vorkommen, sowie für die Dokumentation und die
Schaffung risslicher Unterlagen zu beauftragen.
2.) Einen Probenehmer (Kollektor) für die Probenahme
einzustellen, der von der Geologischen Abteilung des
Objektes benannt wird. (Außer für Schacht 13 und
186).
3.) Gemäß der Instruktion der Generaldirektion der SDAG
Wismut vom 26.6.1957 werden die Gewinnungs-
arbeiten auf Buntmetallerze neben der Erzprämie mit
der Gruppe IV der Erzkoeffizienten für die Uranerz-
gewinnung vergütet.
4.) Die Gewinnung der Buntmetallerze obliegt als
Nebenprodukt der Schachtleitung und ist in die Auf-
tragserteilung und Abrechnung einzubeziehen.
Leiter des Objektes 09
N.M. Borowikow

8
Mitverantwortlich für diese Aufgabenstellung war damals
der Diplom-Mineraloge Ulrich Lipp, geb. am 17. August
1929, der als 17-jähriger am 1. Oktober 1946 seine Tätig-
keit als Fördermann und Hauer bei der SAG Wismut
begann. 1948 schloss er einen sechsmonatigen Lehrgang
am ehem. Bergtechnikum in Freiberg mit Erfolg ab und
wurde als Steiger eingesetzt. Nach einem weiteren Lehr-
gang am ehem. Bergtechnikum in Freiberg vom Juni 1950
bis Juli 1951 legte er anschließend an der Bergakademie
Freiberg, Hauptabteilung Fernstudium, extern die Sonder-
reifeprüfung ab und wurde zum Herbstsemester 1951 an
der Bergakademie Freiberg als Fernstudent, Fachrichtung
Bergbaukunde, immatrikuliert.
Im Sommer 1952 wechselte er die Fachrichtung und
begann im Herbst 1952 das Direktstudium am Minera-
logischen Institut der Bergakademie Freiberg und legte
im Herbst 1957 mit Erfolg die Prüfung als Diplom-Mine-
raloge ab.
Nach viermonatiger Assistenzzeit wurde Ulrich Lipp als
Sachgebietsbeauftragter für Mineralogie im Objekt 09
(Bergbaubetrieb Aue) der SDAG Wismut eingesetzt und
sein Tätigkeitsbereich war u. a. die Erfassung und Unter-
suchung der Begleiterzkomponenten (u. a. Wismut-,
Kobalt-, Nickel- und Silbererze) in der Uranerzlagerstätte
Schlema-Alberoda.
Im Frühjahr 1958 wurde er als außerplanmäßiger Aspi-
rant an der Bergakademie Freiberg aufgenommen und
begann mit der systematischen Untersuchung der Lager-
stätte Schlema-Alberoda auf Bi-Co-Ni-Ag-Vererzungen
mit gleichzeitiger Untersuchung der Proben. Diese sehr
umfangreichen Arbeiten zogen sich bis Ende 1967 hin.
Anschließend arbeitete er an seiner Dissertation. Bedingt
durch innerbetriebliche Aufgaben bei der SDAG Wismut,
musste er mehrfach seine Arbeiten an der Dissertation
unterbrechen und um Verlängerung bitten, dem auch statt-
gegeben wurde. Infolge der Thematik verzögerte sich die
Reinschrift der Dissertation ebenfalls, da sie nicht außer-
halb des Bergbaubetriebes Aue (BB09) der SDAG Wis-
mut geschrieben werden durfte.
Wie seinen sehr umfangreichen privaten Unterlagen zu
entnehmen ist, arbeitete Ulrich Lipp nicht nur allein an
der Erfassung der im Abbau befindlichen Uranerzgänge,
um festzustellen, ob abbauwürdige Begleiterze mit an-
stehen. Er arbeitete gleichzeitig ältere Archivunterlagen
aus der Anfangzeit des Uranerzbergbaues, soweit sie
noch vorhanden waren, mit auf, um zu prüfen, ob Erze
der Bi-Co-Ni-Ag-Formation möglicherweise noch anste-
hen, die infolge Fehlens von Uranerzen nicht abgebaut
wurden und wo sich ein Abbau noch lohnen könnte. Er
untersuchte die Lagerstätte intensiv auf mögliche Hin-
weise, wie sich Bi-Co-Ni-Ag-Erzvorkommen an und in
den verschiedenen Gesteinsvarietäten bilden konnten,
was die Ursache war, dass es reiche Erzfälle gab und
warum sie bei Veränderung der Gesteinsserien mög-
licherweise vertaubten.
Er untersuchte mit erheblichem Zeit- und Arbeitsaufwand
die Bildung dieser Erzvorkommen, indem er die verschie-
denartigen Erzbildungen und Gangformationen mit der Ent-
fernung vom unterliegenden Granitkontakt interpolierte und
in Diagrammen aufzeichnete. Mit diesen Erkenntnissen
entschlüsselte er auch die Bildung der teilweise großen
Erzfälle und der mächtigen sogenannten Erzknoten.
Das Studium der älteren umfangreichen Literatur über
diese interessanten Erzvorkommen der Bi-Co-Ni-Ag-For-
mation im sächsischen Erzgebirge ermöglichte es ihm
auch, eigene Auffassungen auszuarbeiten, die in seiner
Dissertation, seinem Lebenswerk, aufgezeichnet sind.
Die große Lagerstätte Schlema-Alberoda mit ihren klassi-
schen Vorkommen der verschiedenen Erzvarietäten war
praktisch eine einmalige Gelegenheit, neue Erkenntnisse
zu schaffen
Leider war es Ulrich Lipp nicht vergönnt, dass seine
anliegende Dissertation mit dem angestrebten akademi-
schen Titel gekrönt wurde. Infolge der damaligen Verhält-
nisse wurde seine Arbeit, die in vier Exemplaren ange-
fertigt wurde, von seinem Arbeitgeber, der Sowjetisch-
Deutschen Aktiengesellschaft WISMUT eingezogen und
mit der Nummer 9/2162 am 23. März 1971 zur Vertrau-
lichen Verschlusssache erklärt.
Am 11. November 1970 musste Ulrich Lipp noch eine drei
Seiten umfassende Erklärung abgeben, die praktisch eine
Verteidigung seiner Dissertation darstellt. Leider im ande-
ren Sinne. Einige Passagen daraus sollen genannt sein:
1.) „Die einzelnen Abschnitte der Dissertation selbst tra-
gen nicht vertraulichen Charakter. Ihre Anfertigung er-
streckte sich über einen längeren Zeitraum.
2.) In den Hauptabschnitten 3 und 4 habe ich weit-
gehend auf Veröffentlichungen in der Fachliteratur,
die ebenfalls nicht vertraulich sind, zurückgegriffen
und im Wesentlichen nur in den Abschnitten 4.5, 4.6
und 4.9 ergänzende eigene Ergebnisse dargelegt.
Meine Untersuchungsergebnisse bilden den Haupt-
abschnitt 5 der Dissertation.
3.) Als ich im Herbst 1967 mit dem Schreiben des
Manuskriptes der Dissertation begann, besaßen An-
gaben über Begleitkomponenten keinen vertraulichen
Charakter. Diese wurde erst 1970 zur Vertraulichen
Verschlusssache erklärt.
Nach Fertigstellung der Reinschrift der Dissertation habe
ich diese einer Fachkommission des BB 09 vorgelegt. Die
Kommission stellte fest, dass die einzelnen Abschnitte
keinen vertraulichen Charakter haben. Die Gesamtarbeit
jedoch den Charakter einer Vertraulichen Verschluss-
sache besitzt.

image
9
Faksimile des Originaltitels
der zum Einreichen als Dis-
sertation fertigen Arbeit mit
der VVS-Registratur 1971 und
dem Rückstufungsstempel
auf den Charakter als nicht
mehr vertrauliche „Dienst-
sache" vom 05.05.1988
Ich möchte noch betonen, dass ich in der genannten
Zeit, in der ich an der Dissertation arbeitete und schrieb,
niemandem Einblick in die vorliegende Arbeit gab.
Meinem Betreuer an der Bergakademie Freiberg, Herrn
Prof. Dr. rer. nat. habil. H. J. Rösler, gab ich bei meinen
Rücksprachen nur mündlich Rechenschaft und infor-
mierte ihn nur in allgemeiner Form über den Fortgang der
Arbeiten und über die Art der vorgenommenen Unter-
suchungen. Detaillierte Angaben über die gewonne-
nen Ergebnisse sowie Einblick in die Arbeit selbst, ein-
schließlich des graphischen Materials erhielt er nicht von
mir."
Erst am 19. April 1988 wurde die Dissertation von Ulrich
Lipp zur Dienstsache herabgestuft und ein Exemplar
nebst Unterlagen an Ulrich Lipp wieder ausgehändigt,
nachdem die Verschlussabteilung 1989 aufgelöst wurde.
Im Sommer 1990 lernte ich Ulrich Lipp kennen, und es
entwickelte sich eine intensive Freundschaft, die bedingt
durch eine schwere Berufskrankheit mit seinem plötz-
lichen Tod am 19. Juli 1996 ihr Ende fand.
Besondere Anmerkungen, die nicht in der Dissertation
enthalten sind, heben sich vom Originaltext durch
„Kursiv-

10
schrift"
ab. Die umfangreichen Abbildungen wurden, da
sie teilweise in nicht druckfähiger Bildqualität vorlagen,
nachgearbeitet bzw. ersetzt. Das gilt insbesondere für
Abbildungen von Mineralen, die aus meiner Sammlung
stammen.
Da, weil zur damaligen Zeit verboten, keine Fundort-
angaben im Uranerzbergbau gemacht werden durften,
habe ich die Aufzeichnungen von Ulrich Lipp durch-
gearbeitet, und es gelang mir, bei einem Großteil der
Abbildungen genaue Fundortangaben nachzutragen.
Sein großes Wissen über die Uranerzlagerstätte Schlema-
Alberoda, sowie seine umfangreichen Aufzeichnungen
sollten nicht in Vergessenheit geraten. Deshalb danke ich
dem Sächsischen Landesamt für Umwelt und Geologie
und dem Sächsischen Oberbergamt für die großzügige
Aufnahme seiner Dissertation in die Reihe der Bergbau-
monographien des Freistaates Sachsens.
Damme, im Oktober 1998
Siegfried Flach

11
1
Vorbemerkungen und
Einleitung des Verfassers
1.1
Vorwort
Die Anregung zu vorliegender Arbeit ergab sich aus der Be-
fahrung und der Bearbeitung zahlreicher in den letzten Jah-
ren im Gebiet von Schlema-Alberoda neu aufgeschlossener
Bi-Co-Ni- und Ag-erzführender Gänge sowie aus der Aus-
wertung eines umfangreichen, wenn auch für die einzel-
nen in vorliegender Bearbeitung untersuchten Fragen nicht
immer vollständigen Archivmaterials des Geologischen
Dienstes des Bergbaubetriebes Aue der SDAG Wismut.
Betriebliche Schwerpunktaufgaben bedingten eine zeit-
weise Unterbrechung dieser Untersuchungen und ver-
zögerten ihre Fertigstellung. In Absprache mit dem stell-
vertretenden Hauptgeologen des Bergbaubetriebes Aue
wurde die vorliegende Arbeit bewusst etwas ausführ-
licher und umfangreicher gestaltet, um allen Mitarbeitern
des Geologischen Dienstes im Bergbaubetrieb Aue ein
Werk in die Hand zu geben, das ihnen ermöglicht, die
Aufgaben in der täglichen Arbeit und in der Produktion
besser zu lösen.
Die Untersuchungen zu vorliegender Arbeit wurden über-
wiegend innerhalb des Geologischen Dienstes des Berg-
baubetriebes Aue der SDAG Wismut durchgeführt.
Für die stetige Förderung und für viele wertvolle Hinweise
während der Durchführung vorliegender Untersuchungen
bin ich meinem verehrten Lehrer und Betreuer, Herrn Pro-
fessor Dr. rer. nat. habil. H. J. Rösler, zu tiefem Dank ver-
pflichtet, der mir die Anfertigung dieser Arbeit im Rahmen
einer außerplanmäßigen Aspirantur ermöglichte.
Mein besonderer Dank gilt dem stellvertretenden Haupt-
geologen der SDAG Wismut, Herrn Diplom-Ingenieur-
Geologen K. Feirer für die Gewährung vorliegender Unter-
suchungen und die Genehmigung, interne geologische
Unterlagen und Archivmaterial während der Anfertigung
dieser Arbeit zu benutzen.
Vom stellvertretenden Hauptgeologen des Bergbau-
betriebes Aue erhielt ich ebenfalls wertvolle Hilfe und
Unterstützung im Rahmen der vorgenommenen Unter-
suchungen.
Für wertvolle Hinweise in zahlreichen Aussprachen danke
ich den Kandidaten der Akademie der Wissenschaften
der UdSSR, Herrn W. L. Barsukow, Herrn G. B. Naumow,
Herrn N. P Jermolajew, Frau N. T. Sokolowa und Frau
S. Morotina sowie Herrn Dipl.-Min. E. Harlaß.
Ebenso gehört mein aufrichtiger Dank den Kandidaten
der Akademie der Wissenschaften der UdSSR, Herrn
B. N, Atschejew, Herrn B. Ryshow und Herrn W. B. Nau-
mow sowie Herrn Dipl.-Min. W. Büder, Herrn Dipl.-Min.
S. Märtens, Herrn Dr. rer. nat. H. Schulz, Herrn Dipl.-Min.
O. Röscher, Herrn Dipl.-Geologen U. Petschat, Herrn
Dipl.-Geologen M. Berger, Herrn Geol.-lng. E. Meichsner
und Herrn Geol.-lng. K. H. Linkert für die Einsicht in Un-
terlagen und für die Überlassung zahlreicher unveröffent-
lichter Untersuchungsergebnisse.
Die Anfertigung der Spektralanalysen erfolgte im Spektral-
labor des ZGB der SDAG Wismut in Grüna durch Herrn
Dipl.-Min. L. Weise. Zeitweise unterstützten mich be-
sonders bei der Durchführung der Probenahme, bei der
Ermittlung des Abstandes der Erzpunkte von der Granit-
oberfläche und bei der Planimetrierung der Erzflächen,
Herr Geol.-lng. W. Claus, Herr Geol.-lng. M. Hafner und
Herr Geol.-lng. W. Seltmann. Die Reinzeichnung und die
Vervielfältigung des graphischen Materials nahmen die
Mitarbeiter des Geologischen Dienstes des Bergbau-
betriebes Aue vor. Die Reinschrift der vorliegenden
Arbeit übernahm Frau l. Richter. Den genannten sowie
vielen ungenannten Kollegen des Geologischen Dienstes
des Bergbaubetriebes Aue, die mir Hinweise auf ältere
Auffahrungen und wertvolles Probematerial aus früheren
Jahren überließen, möchte ich an dieser Stelle nochmals
meinen Dank aussprechen.
1.2
Einleitung
Die arsenidische Ni-Co-Vererzung mit gediegen Wismut
und gediegen Silber nimmt schon seit der Frühzeit
geowissenschaftlicher Untersuchungen aufgrund der ihr
eigenen Besonderheiten eine gewisse Sonderstellung
ein. Die Eigenheiten dieser, abgekürzt als biconi-Forma-
tion
1
bezeichneten Gangformation im Ablauf der hydro-
thermalen Lagerstättenbildung erregte die Aufmerksam-
keit vieler Bearbeiter und reizte immer wieder zahlreiche
Geowissenschaftler zu Untersuchungen über die Gesetz-
mäßigkeiten der Bildung der biconi-Formation. Obwohl
ein umfangreiches Schrifttum über die weit verbreitete
Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung existiert, ist es bis heute
noch nicht gelungen, die Genese der von NIGGLI 1925
(145) als „anormale Bildung" und von OELSNER 1961 (153)
als „geochemisch merkwürdige Paragenese" bezeich-
neten Gangformation vollständig zu klären. Von vielen
der früheren Bearbeiter wurde die Diskrepanz zwischen
der räumlichen Abhängigkeit der arsenidischen Co-Ni-
Vererzung an die in ihrer Nähe ausgebildeten Granite
erkannt, wobei einige von ihnen die räumliche Abhängig-
keit mit einer zeitlichen und damit auch mit einer gene-
tischen Abhängigkeit gleichsetzten.
1
Unter der Schreibweise „biconi-Formation" wird das allgemeine Auftreten
dieser Gangformation verstanden, während die sonst übliche Schreibweise
auf das unmittelbare Auftreten von „Bi-Co-Ni-Vererzung" innerhalb der Gang-
formation beschränkt wird.

12
Andererseits steht die angenommene Anreicherung
von Kobalt und Nickel im Prozess der Restkristallisation
saurer Magmen im Widerspruch zu den geochemischen
Verteilungsgesetzen von Kobalt und Nickel innerhalb der
Erdkruste, in der beide Elemente in basischen Gesteinen
angereichert sind.
Zahlreiche, in den letzten Jahren entwickelte neue
Untersuchungsverfahren, wie die Bestimmung des ab-
soluten Alters, das von OELSNER 1962 (156) als phy-
sikalisches bezeichnet wurde, von Mineralen und
Gesteinen und die Bestimmung der Isotopenzusam-
mensetzung einiger Elemente sowie deren Veränderung
während der geologischen Entwicklung ergaben, dass
eine genetische Bindung der biconi-Formation an saure,
granitische Magmen nicht mehr haltbar ist. Es erscheint
daher der Versuch naheliegend, diese neuen Erkennt-
nisse über die Genese der arsenidischen Co-Ni-Ver-
erzung durch montangeologische, lagerstättenkundliche
und mineralogische Untersuchungen in einem in den
letzten Jahren neu aufgeschlossenen Grubenfeld
(ge-
meint ist die Uranerzlagerstätte, Schlema-Alberoda)
eines klassischen Bi-Co-Ni- und Ag-Lagerstättenbezirkes
zu bestätigen und zu untermauern. Außerdem ergibt
sich eine Neubearbeitung auch aus der altersmäßigen
Einstufung der Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung innerhalb
der hydrothermalen Abfolgen der erzgebirgischen Gang-
lagerstätten, deren Nichtübereinstimmung mit dem Vor-
kommen der Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung in anderen
Lagerstättenbezirken von WERNER 1966 (249) aufgezeigt
wird. Mit dieser Neubearbeitung verbindet sich gleich-
zeitig ein Beitrag zu Klärung der Gesetzmäßigkeiten der
genetisch schwierig deutbaren biconi-Formation und der
Verteilung ihrer Vererzung. Mit diesen Untersuchungen
können natürlich nicht alle, sondern nur ein Teil der
noch offenstehenden Probleme erfasst werden, zumal
die Aufschlussverhältnisse im Untersuchungsgebiet
Schlema-Alberoda keine direkten Aussagen über das
geologische Alter der arsenidischen Co-Ni-Vererzung ge-
statten.
Die Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung im Untersuchungsgebiet
weist sowohl allgemeine Tendenzen der Verteilung wie
in den anderen erzgebirgischen Ganglagerstätten als
auch einige Besonderheiten auf, die nur in einem Teil
der Lagerstätten ausgebildet sind und lässt daher Ver-
gleiche und Rückschlüsse auf die Verteilung der biconi-
Formation in anderen Lagerstättenbezirken des Erz-
gebirges zu.
Obwohl die Gewinnung der arsenidischen Co-Ni-Erze mit
gediegen Wismut und gediegen Silber in den vergange-
nen Jahrhunderten ihren Höhepunkt erreichte, besitzen
diese Erze im gegenwärtigen Bergbaubetrieb Aue der
SDAG Wismut als Begleitkomponenten eine gewisse
volkswirtschaftliche Bedeutung, die auch in Zukunft nicht
vernachlässigt werden sollte.
Nach der Beschreibung der geologischen Situation des
Untersuchungsgebietes, in der die petrographischen und
tektonischen Verhältnisse sowie die kontaktmetamorphe
Veränderung der Gesteine dargelegt werden, folgen die
Ergebnisse über die Untersuchung der Paragenesen und
des zeitlichen Ablaufes der einzelnen Abfolgen im hydro-
thermalen Mineralisationsprozess, wobei entsprechend
der Thematik vorliegender Untersuchung die Para-
genesen der biconi- und der ags-Formation einen grö-
ßeren Raum einnehmen. Besonderer Wert wird auf die
Ermittlung der zonalen Verteilung der Bi-Co-Ni- und Ag-
Vererzung sowie der Beziehungen zwischen dieser Ver-
erzung und dem Nebengestein im Untersuchungsgebiet
gelegt.
Nach der Darlegung der ermittelten Ergebnisse über die
Zonalität der Paragenesen der biconi- und der ags-For-
mation sowie der Verbreitung der genannten Erze in den
einzelnen Gesteinsarten werden
Ausführungen über
lithologische und strukturelle Faktoren, die die Loka-
lisation und Konzentration der Bi-Co-Ni- und Ag-Ver-
erzung bedingen,
gemacht. Anhand der gewonnenen
Ergebnisse werden abschließend einige neue Gesichts-
punkte zur Deutung der Genese dieses interessanten
Erztypes diskutiert.
2
Allgemeine Übersicht über
das Untersuchungsgebiet
2.1
Geographische Begrenzung des Gebietes
Die Lagerstätte Schlema-Alberoda befindet sich inner-
halb des von MÜLLER 1860 (135) definierten Schnee-
berger Lagerstättenbezirkes und liegt nördlich der
Lagerstätte Schneeberg (i. e. S.), von der sie durch die
bekannte Störung „Roter Kamm" getrennt ist (Abb. 1).
Nach Nordwesten wird die Lagerstätte Schlema-
Alberoda durch das Ausstreichen der in die Lößnitz-
Zwönitzer Mulde eingefalteten silurischen und devo-
nischen Schichten begrenzt, während die nordöstliche
Grenze etwa parallel mit der Grenze der kontaktmeta-
morphen Veränderung der Gesteine verläuft. In östlicher
und südöstlicher Richtung schließt sich an die Lager-
stätte Schlema-Alberoda die Lagerstätte Aue-Lauter, die
von BOLDUAN, MOSEL & SIPPEL 1964 (34) und von HARLASS
& SCHÜTZEL 1965 (71) beschrieben wurde, mit den bei-
den Revieren Bärengrund und Freibad-Hakenkrümme
an. Die südliche und südwestliche Begrenzung der
Lagerstätte ist durch die Granitvorkommen von Aue und
Schlema (Gleesberg) sowie durch die Störung „Roter
Kamm" festgelegt.

image
image
13
Abb. 1:
Schematisierter Ausschnitt aus der Geologischen Übersichtskarte des Westerzgebirges 1:100 000 (unter Verwendung der geo-
logischen Karten von Watznauer 1:100 000, Kremtschukow 1:10 000, Zoubek 1:200 000)
1 - Granite, 2 - Kontakthof der Granite, 3 - Skarne, 4 - tektonische Störungen, 5 - Mineral- und Erzgänge, L - Lamprophyr-
gänge, G
pu
- Granite des unterpermischen Intrusionszyklus („Erzgebirgsgranit"), Gco - Granite des oberkarbonischen
Intrusionszyklus („Gebirgsgranit"), cu - Unterkarbon (bei Wildenfels, D - Devon (bei Wildenfels), B - intrusive Epi- bis
Mesodiabase, B
E
- Epi- bis Mesobasite, effusiv, S - Silur, o - Ordovizium,
f
O - ordovizische Phyllite allgemein,
f
P – Phyl-
lite der Phycodenserie,
q
H - Hauptquarzit,
q
O - ordovizische Quarzite allgemein, mo - Chlorit-Muskowit-Glimmerschiefer,
Kambrium (bis Oberproterozoikum = ?), m, m
ab
- Glimmerschiefer, teilweise granatführend oder mit Albitporphyroblasten,
mg - graphitführender Glimmerschiefer, mw - Orthogneis, Paragneis und Glimmerschiefer von Wildenfels, mGn -
Zweiglimmerorthogneis (Schwarzenberger Augengneis u. a.),
q
K- Keilbergquarzit,
Q
E - Emmlerquarzit, K - kristalline Kalk-
steine und Dolomite, A - Metabasite

14
Tab. 1:
Einige Angaben zur geschichtlichen Entwicklung des Bergbaus im Schneeberger Lagerstättenbezirk
13. Jh.
Gewinnung von Eisenerzen der Oxidationszone von Erzgängen
urkundlich nicht
nachweisbar
1316
Belehnung einer Fundgrube am „Hohen Forst" zwischen Schneeberg
und Hartmannsdorf (Gänge der kb-Formation)
HEILFURTH 1937 (76)
SIEBER 1954 (205)
1362
Fund von Eisen- und Silbererzen bei Lößnitz
SIEBER 1954 (205)
1378
Verleihung von Zinnseifen bei Zschorlau (Endokontakt des Eibenstocker
Granitmassivs)
HEILFURT 1937 (76)
SIEBER 1954 (205)
um 1440
Erwähnung der Zeche „Silberwaage" an der Eisenbrücke im Tal der
Zwickauer Mulde zwischen Niederschlema und Alberoda (Grube ist sicher älter)
Falsche Ortsangabe: vgl. bei
SIEBER & LEISTNER
1967 (209)
SCHIFFNER & WEIDIG
1453
Erster Silberfund auf dem Schneeberg
SIEBER 1954 (205)
1463
Gewinnung von Wismut im Neustädter Revier bei Schneeberg
HEILFURTH/SIEBER
1470
Beginn des eigentlichen Silberbergbaus bei Schneeberg
HEILFURTH/SIEBER
1477
Großer Silberfund auf der Schneeberger Grube „St. Georg": Herzog Albrecht
von Sachsen speiste an einer 2 m langen, 2 m breiten und 1 m hohen Silbererzstufe,
deren Gewicht 400 Zentner betrug
HEILFURTH/SIEBER,
QUELLMALZ &
PRESCHER 1961 (173)
1481
Beginn der Auffahrung des Markus-Semmler-Stollns, dessen Gesamtlänge 1945
rund 45 km betrug
SIEBER & LEISTNER
1967 (209)
1501
Fündigwerden der Grube „König David" am Gleesberg bei Oberschlema
(Cu-reiche Fazies der kb-Formation)
SIEBER 1954 (205)
1501
Erwähnung eines Bergwerkes „am Pfannenstiel", heute Revier Bärengrund
(Gänge der kb-Formation)
SIEBER 1956 (206)
1520
Entdeckung der „Smalte" (Kobaltblau) durch Peter Weidenhammer in Schneeberg
SIEBER 1954 (205)
1529
Auffinden von Quecksilbererzen bei Hartenstein
SCHULZ 1964 (199)
1573
Aufnahme der Kobaltförderung in stärkerem Umfange im Schneeberger Revier
SIEBER 1954 (205)
1635
Gründung des Blaufarbenwerkes in Niederpfannenstiel (heute: VEB Mansfeld-
kombinat Wilhelm Pieck, Betriebsabteilung Nickelhütte Aue)
SIEBER 1954 (205)
1644
Bau des Blaufarbenwerkes in Oberschlema
SIEBER 1954 (205)
1656-1659
Bau des Floßgrabens zwischen Bockau und Oberschlema (Gesamtlänge 16 km,
Höhenunterschied 70 m)
SIEBER & LEISTNER
1967(209)
1661
Entdeckung der Zinnvorkommen am Heideisberg bei Aue
SIEBER 1959 (207)
1698
Auffinden des Kaolinvorkommens am Heideisberg bei Aue
SIEBER 1960 (208)
1823
Entdeckung der Legierung „Argentan" durch H. Geitner in Schneeberg, damit
beginnende Nutzung des Metalls Nickel
SIEBER 1954 (205)
etwa seit 1850
bescheidene Förderung von Uranerzen im Schneeberger Revier
1909-1912
Untersuchungen der Radioaktivität der Wässer im Gebiet von Schneeberg und
Oberschlema, letztere von 1920 bis 1945 für balneologische Zwecke genutzt
SCHIFFNER & WEIDIG
1908, 1909, 1911,
1912 (190)
etwa seit Beginn
des 1. Weltkrieges
Beginn der Wolframitgewinnung in den Revieren Zschorlau und Griesbach des
Schneeberger Lagerstättenbezirkes
2.2
Bergbauliche Entwicklung
des Lagerstättenbezirkes
Die Erze des Schneeberger Lagerstättenbezirkes sind
schon seit mehr als sechs Jahrhunderten Gegenstand
eines intensiven Bergbaues, der wahrscheinlich schon
im 13. Jahrhundert mit der Gewinnung von Eisenerzen
aus der Oxydationszone der Erzgänge begann, urkund-
lich aber seit dem 14. Jahrhundert nachweisbar ist.
Der Schneeberger Bergbau erlebte in seiner Vergangenheit
mehrere Perioden der Blüte und des Niederganges (Tab. 1),
deren Hauptursachen neben der in den verschiedenen
Perioden unterschiedlichen Bedeutung der in der Tab. 1
aufgeführten Metalle besonders in den wirtschaftlichen
Bedingungen der jeweiligen Zeitepoche zu suchen sind.
In den dreißiger und vierziger Jahren des 20. Jahrhun-
derts erfuhr der selbständige Bergbau auf Wismut,
Kobalt und Nickel seine letzten Anstrengungen. Nach
dem zweiten Weltkrieg begann mit der Aufnahme
umfangreicher Such- und Schürfarbeiten durch die SDAG
Wismut eine neue Blütezeit des erzgebirgischen Berg-
baues. Dabei wurde auch die Lagerstätte Schlema-
Alberoda, die trotz einiger in der Geschichte des Schnee-
berger Bergbaubezirkes frühzeitiger Versuchsarbeiten
im Schatten der benachbarten Schneeberger Lagerstätte
stand und jahrhundertslang vergessen schien, eingehend
erkundet und in Abbau genommen.
Mit der Durchführung umfassender Bergbauarbeiten
durch die SDAG Wismut ergaben sich für die Kobalt-
Nickel-Wismuterze als Begleitkomponenten des Uran-

15
erzes neue Möglichkeiten einer wirtschaftlichen Nut-
zung. Im Jahre 1957 erfolgte die Wiederaufnahme der
Gewinnung von Kobalt-Nickel-Wismut- und Silbererzen
und bis Ende 1968 konnte mehr als die dreifache Menge
an Bi-, Co- und Ni-Metall - im Vergleich zur Gewinnung
im Zeitraum von 1935 bis 1945 innerhalb der Schnee-
berger Lagerstätte - der Volkswirtschaft der DDR zur
Verfügung gestellt werden.
(In dem Zeitraum von 1946
bis 1957 wurden insbesondere die in den oberen Teufen
mit anstehenden teils reichen Vorkommen von Silber-
Kobalt-Nickel- und Wismuterzen als Abraum auf die Hal-
den verstürzt, blieben als Versatz in den Gruben oder
wurden nicht abgebaut, wenn kein Uranerz mit auf-
gefunden wurde).
3
Die geologischen Verhältnisse
im Untersuchungsgebiet
Die Lagerstätte Schlema-Alberoda befindet sich im
Bereich der Lößnitz-Zwönitzer Mulde und bildet deren
südwestlichen Teil. Die Gesteinsfolge, die am Aufbau der
Lößnitz-Zwönitzer Mulde beteiligt ist, umfasst regional-
metamorph überprägte Schichten des Ordoviziums, des
Silurs und des Devons. Petrographisch sind die Gesteine
in eine sedimentär-metamorphe und in eine eruptiv-
metamorphe (metabasitische) Serie zu untergliedern
2
.
Im südlichen Teil der Lößnitz-Zwönitzer Mulde sind in die
Schichtfolge magmatische Gesteine eingedrungen, die
eine kontaktmetamorphe Überprägung der Sedimente
und Metabasite bewirkt haben.
3.1
Die Gesteine des Untersuchungsgebietes
3.1.1
Magmatische Gesteine
Die südliche Begrenzung des Schneeberger Lager-
stättenbezirkes im Sinne von MÜLLER 1860 (135) wird
vom Eibenstocker Granitmassiv gebildet. Nordöstlich von
diesem treten die kleinen, nahe beieinander liegenden
Granitvorkommen von Schlema (Gleesberg), Aue und
Auerhammer auf, die von HERRMANN 1960, 1968 (79, 80)
aufgrund ihrer übereinstimmenden petrographischen
Ausbildung und tektonischen Verhältnisse zusammen-
gefasst und als Granitmassiv von Aue bezeichnet werden.
Die Granite des Eibenstocker Massivs unterscheiden sich
wesentlich von denen des Auer Massivs und gehören
einem anderen Intrusionszyklus an. Der magmatische
Komplex umfasst außerdem zahlreiche gangförmig aus-
2
Im Bezug auf die unterschiedliche Erzführung der Gänge in den verschie-
denen Gesteinen werden für das Untersuchungsgebiet die phyllitischen
Gesteine des Ordoviziums als „unproduktive" und die bituminösen Schiefer
des Silurs gemeinsam mit den metabasitischen Gesteinen des Devons als
„produktive" Serie bezeichnet.
gebildete Granite, Granitporphyre, „Quarzporphyre" und
Aplite, die sowohl innerhalb der Granitmassive als auch in
den Hüllgesteinen der Granite auftreten, sowie Lampro-
phyre, wobei ein Teil der Gesteinsgänge prägranitisches
bis granitisches Alter aufweist, während der größere Teil
der Gesteinsgänge postgranitische Bildungen darstellt.
3.1.1.1
Granitvarietäten der Massive
von Aue und Eibenstock
Eine Gesamtdarstellung der in den westerzgebirgischen
und in den angrenzenden böhmischen Massiven auftre-
tenden Granitvarietäten wurde erstmals von LAUBE 1876
(109), der unter den verbreitetsten den älteren „Gebirgs-
granit" und den jüngeren „Erzgebirgsgranit" unter-
schied, gegeben. Während der ersten geologischen
Landesaufnahme in Sachsen von 1880 bis etwa 1885
wurden die Granitvarietäten in den einzelnen Massiven
von DALMER 1881, 1883 (45, 46), DALMER & SCHRÖDER 1882
(53) und SCHALCH 1884 (189) beschrieben. DALMER 1900
(51) nahm die Zusammengehörigkeit der einzelnen Mas-
sive zu einem großen erzgebirgischen Zentralpluton an.
Während FRITZSCHE 1928 (64) die Granite nach ihrem Che-
mismus untersuchte, führte TEUSCHER 1934, 1935,
1936 (219, 220, 221, 222) in mehreren Untersuchungen
die Bestimmung und Beschreibung des Mineralbestan-
des sowohl in qualitativer als auch in quantitativer Be-
ziehung durch. OELSNER 1952 (149) schloss aus der Ver-
breitung der Lamprophyre auf eine im Untergrund des
Erzgebirges weitreichende Ausbildung des Granites.
WATZNAUER 1954 (241) kam aufgrund der Lagerstätten-
verteilung zu der Ansicht, dass das Erzgebirge von
einer zusammenhängenden, aber stark untergliederten
Granitmasse unterteuft wird, wobei er versuchte, die
Lage der Granitoberfläche in einer Karte quantitativ zu
erfassen.
In jüngerer Zeit erfuhren die einzelnen Granitvarietäten
von HERRMANN 1960, 1968 (79, 80) eine eingehende
mineralogische und petrographische Untersuchung.
TISCHENDORF, WASTERNACK, BOLDUAN & HÖSEL 1965 (229)
detaillierten in einer Karte die Ausbildung der Granit-
oberfläche im Untergrund und unterschieden inner-
halb der erzgebirgischen Granitmassive drei größere Teil-
plutone.
Die innerhalb des westerzgebirgischen Teilplutons im
Sinne der genannten Autoren verbreiteten Granitvarie-
täten sind auch im Untersuchungsgebiet und seiner
Umgebung ausgebildet. Das Eibenstocker Massiv, das
hauptsächlich aus mittel- bis grobkörnigem „Erzgebirgs-
granit" besteht, den DALMER 1900 (51) als Lithionit-Albit-
Granit und TEUSCHER 1936 (221) als „autometamorphen"
Hauptgranit bezeichnete, erstreckt sich bis in den süd-
lichen Teil des Schneeberger Lagerstättenbezirkes. Un-
tergeordnet sind im Eibenstocker Massiv jüngere,

image
16
feinkörnige, teilweise aplitische Nachschübe, die meist
gangförmig auftreten, ausgebildet.
Das im Zentrum des Schneeberger Lagerstättenbezirkes
gelegene und die Vorkommen von Schlema (Gleesberg),
Aue und Auerhammer umfassende Massiv von Aue be-
steht überwiegend aus mittelkörnigem Granit mit Ein-
sprengungen von Kalifeldspat. Gegen den Kontakt zu ist
nach HERRMANN 1960 (79) eine feinkörnige Randzone aus-
gebildet. Dieser Granit entspricht dem Typ des „Gebirgs-
granits" von LAUBE 1876 (109) und wurde von DALMER 1900
(51) als Biotitgranit bezeichnet. Nur im untergeordnetem
Maße treten innerhalb des mittelkörnigen Granits im Auer
Massiv jüngere, gangförmig ausgebildete feinkörnige
Varietäten auf. Die wichtigsten Unterschiede der mittel-
körnigen Granite im Eibenstocker und Auer Massiv sind
in Tabelle 2 anhand der umfangreichen Untersuchungs-
ergebnisse von HERRMANN 1960 (79) zusammengestellt.
Neben den jüngeren feinkörnigen Graniten sind in beiden
Granitmassiven noch zahlreiche Granit- und Aplitgänge
ausgebildet, die auch in den Hüllgesteinen der Massive
auftreten und meist auf den inneren Kontakthof be-
schränkt sind. Die Gänge besitzen überwiegend geringe
Mächtigkeiten (cm- bis dm-, seltener m-Bereich) und
weisen klein- bis feinkörnige oder dichte Struktur auf.
Teilweise werden derartige Gänge aufgrund ihrer hohen
Kornzahl von DALMER 1881, 1883 (45, 46), TEUSCHER 1935
(220) u. a. als Quarzporphyr oder Mikrogranit bezeichnet.
Die horizontale und vertikale Erstreckung der Granit- und
Aplitgänge ist unterschiedlich. Sie schwankt zwischen
einigen zehn und mehreren hundert m und ist nur selten,
wie beispielsweise nordöstlich des Auer Granitvorkom-
mens, größer als 1 km.
Während pegmatitische Bildungen im Eibenstocker Mas-
siv nach TEUSCHER 1935 (220) und HERRMANN 1960, 1968
(79, 80) relativ verbreitet sind, treten sie im Auer Massiv
nur untergeordnet auf. Pneumatolytische Bildungen stel-
len die im Kontakthof der Granite bei Aue-Lauter, Zschor-
lau und Griesbach verbreiteten und in den Massiven
selbst ausgebildeten Quarz-Glimmer-Gänge mit Molyb-
dänit, Wolframit, Turmalin und geringen Mengen von Sul-
fiden dar.
Von TEUSCHER 1935 (220) werden zahlreiche Greisenbil-
dungen im Eibenstocker Massiv und in dessen Kontakt-
hof beschrieben, die mit der Bildung von Turmalin, Kassi-
terit, Topas oder Fluorit verbunden sind.
Als hydrothermale Abfolgen, die im Laufe der Restkris-
tallisation vom Magma abgegeben werden und diesem
entstammen, sind gegenwärtig mit Sicherheit nur die
Quarzgänge mit meist geringer Oxid-Wolframit- oder
Silikatführung und die Quarz-Sulfid-Gänge (kb-Formation),
die gemeinsam mit ersteren den variszischen Minerali-
sationszyklus bilden, anzusehen.
3.1.1.2
Lamprophyrgänge
Im Erzgebirge sind Lamprophyrgänge in größerer Anzahl
bekannt. Sie werden bereits von den älteren Bearbeitern,
wie DALMER 1881, 1883 (45, 46), DALMER & SCHRÖDER
1882 (53), SCHALCH 1884 (189) u. a. beschrieben. Eine
zusammenfassende petrographische Bearbeitung der im
Erzgebirge auftretenden Lamprophyrtypen steht gegen-
wärtig noch aus.
OELSNER 1952 (148) schloss aus der Verbreitung der
Lamprophyrgänge im Erzgebirge auf die Ausdehnung
eines das Erzgebirge unterteufenden Granitmassivs. Zu
ähnlichen Überlegungen kam WATZNAUER 1954 (241).
Abb. 2: Kersantit l wird von Kersantit II durchtrümert,
Sohle -540 m, Feldstrecke 909, Bereich Störung „Gera"
Im Schneeberger Lagerstättenbezirk sind zwei alters-
mäßig deutlich unterscheidbare Lamprophyrtypen (Abb. 2)
verbreitet, die von ATSCHEJEW & HARLASS 1968 (1) beschrie-
ben werden. Der ältere, im folgenden als Kersantit l (Kb der
Abbildung 2) bezeichnete Lamprophyrtyp stellt ein fein-
körniges, megaskopisch dunkelgrau bis schwarzgrau ge-
färbtes Ganggestein dar, dessen Hauptgemengteile Bio-
tit und Plagioklas bilden. DALMER 1883 (46) und SCHALCH
1884 (189) bezeichnen diesen Kersantit als „Glimmer-
diorit". Mikroskopisch wurde dieses Gestein von PIETZSCH
1913 (165), GRUHL 1924 (68) und MÄRTENS 1961 (unveröff.)
beschrieben. Neben Biotit und Plagioklas als Haupt-
gemengteile sind im Kersantit l untergeordnet Pyroxen
und Amphibol ausgebildet. Apatit, Ilmenit, Quarz und
Chlorit treten als Akzessorien auf. Nach ATSCHEJEW &
HARLASS 1968 (1) spricht das Vorkommen von Pyroxen
und Amphibol für eine spessartitische Ausbildung dieses

17
Tab. 2:
Vergleich der Granite von Aue und von Eibenstock in petrographischer und struktureller Hinsicht
(zusammengestellt von BÜDER 1965 (unveröff.) nach den Angaben von HERRMANN 1960 (79)
Granitmassiv
Aue
Eibenstock
Granittyp
Gebirgsgranit
Erzgebirgsgranit
Plutonform
Granittektonik
Längspluton
granittektonische Streckungsachse
liegt ± in erzgebirgischer Richtung
Querpluton
granittektonische Streckungsachse ver-
läuft quer zur erzgebirgischen Richtung
Topasführung
maximal 0,2 %
0,5 bis 3%
Plagioklasführung
36,83 %
22,39%
Mikroklinführung
vorhanden, zuweilen ausgeprägt
fehlt
Plagioklas/Kalifeldspatverhältnis
0,76
myrmekitische Reaktionsgefüge
häufig
fehlen
Pegmatite
schriftgranitische Verwachsungen sind häufig
Kalifeldspäte besitzen Mikroklinstruktur
schriftgranitische Verwachsungen fehlen
keine Mikroklinstruktur der Kalifeldspäte
häufig mit Fluorit und Apatit
Lagerstätten
W und Mo, kein Sn (!)
geringer Phosphatgehalt
Sn oder Sn + W
höherer Phosphatgehalt
Gesteins. Die Autoren, die eine eingehende Beschreibung
dieses Kersantits geben, führen Biotit als sekundäre
Mineralbildung an und betrachten diese als eine mög-
liche kontaktmetamorphe Beeinflussung des Kersantits l
durch den Granit von Aue.
Der jüngere Lamprophyrtyp wird als Kersantit II (Kh der
Abb. 2) bezeichnet und entspricht dem „Porphyrit" DAL-
MERS 1883 (46) und dem „Glimmersyenit" von SCHALCH
1884 (189). Die mikroskopische Bearbeitung dieses
Gesteins wurde ebenfalls von PIETZSCH 1913 (165), GRUHL
1924 (68) und MÄRTENS 1961 (unveröff.) vorgenommen.
ATSCHEJEW & HARLASS 1968 (1) bringen die von MÄRTENS
1961 erhaltenen Ergebnisse der petrographischen Unter-
suchung dieses Ganggesteins. Megaskopisch weist der
Kersantit II bei meist dichter Ausbildung rötlichgraue bis
rötlichbraune Farbe auf. Der Kersantit besitzt eine sehr
feinkörnige bis dichte Grundmasse, die vorwiegend aus
Plagioklas und Chlorit besteht und untergeordnet Quarz
und Kalzit enthält. Lokal sind in diesem Ganggestein in
geringer Menge kleine Hexaeder von Pyrit eingesprengt.
Außerdem treten einsprenglingsartig Amphibol- und
Chloritaggregate auf. Biotit erscheint sehr selten und
ist nur in tieferen Aufschlussbereichen ausgebildet. Zur
Unterscheidung von Kersantit l wird dieses Ganggestein
als „chloritischer Kersantit" bezeichnet.
3.1.1.3
Das Alter der Intrusiv- und Ganggesteine
Der Zeitraum einer Intrusion lässt sich nach folgenden
Gesichtspunkten festlegen:
a. der kontaktmetamorphen Beeinflussung älterer Ge-
steine und
b. dem Auftreten von Granitgeröllen in jüngeren Ablage-
rungen.
Nach SPENGLER 1949 (211) und PIETZSCH 1956, 1963 (67,
69) sind die jüngsten noch kontaktmetamorph überpräg-
ten Gesteine devonische Schichten, während Gerölle
des Kirchberger Granites im Oberrotliegendem zu finden
sind.
Die zwei im westlichen Erzgebirge auszuhaltenden
Haupttypen der Granite besitzen ein unterschiedliches
geologisches Alter. Für die Massive, die aus „Gebirgs-
granit" im Sinne von LAUBE 1876 (109) bestehen, ist ein
oberkarbonisches Alter anzunehmen. Nach PIETZSCH 1956
(167) ist die Intrusion dieser Granite im Westfal D erfolgt.
WINOGRADOW, TUGARINOW und Mitarbeiter 1959, 1962
(252, 253) betrachten die „Gebirgsgranite" als frühvaris-
zisch und bestimmten für sie ein absolutes Alter von
300 bis 340 x 10
6
Jahre. Sie werden von ihnen als spät-
variszische Intrusionen angesehen.
Die Granit- und Aplitgänge zeigen gegenüber den „alten"
Quarzgängen verschiedenes Verhalten. Einmal treten
Quarzgänge auf, die von Granitgängen abgeschnitten wer-
den (Abb. 3). Seltener sind die granitischen Nachschübe
in der Mitte von Quarzgängen ausgebildet (Abb. 4), wäh-
rend ein Teil der Quarzgänge gegenüber den Granit- und
Aplitgängen eine jüngere Bildung ist.
Die Zuordnung der Granite zu einzelnen tektonischen Pha-
sen erscheint nach HERRMANN 1960 (79) nach den Angaben
des absoluten Alters teilweise schwierig, da sich diese
schwer in den zeitlichen Ablauf einordnen lassen und zum
anderen die K-Ar-Methode höhere Alterswerte ergibt, als
diese nach geologischen Gründen annehmbar sind. Die
westerzgebirgischen Granite sind nach HERRMANN 1960 (79)
einwandfrei posttektonische Bildungen. HERRMANN 1955,
1960 (78, 79) stellte fest, dass die Granite kleintektonische
Elemente der Querverformung diskordant abschneiden und
diese blastisch kontaktmetamorph überprägen.

image
image
image
image
18
Abb. 3:
Ein Quarz-Feldspatgang wird von einem Aplit-
gang verworfen.
Sohle-990 m, Südflanke, SW-Umfahrung
Blindschacht 366
b
bei 94-100 m, NO-Stoß
Abb. 4:
Ein Quarzgang mit einem in der Mitte aus-
gebildeten Aplittrum wird von einem jünge-
ren Quarzgang durchsetzt.
Schacht 371, Sohle -1305 m, Strecke 4/Quer-
schlag 1752
SW
, 2 m NW von der Strecke 6/
Firste/NO-Stoß, Bereich Störung „ Union "
Die beiden im Untersuchungsgebiet verbreiteten Kersantit-
typen sind in sich deutlich altersunterschiedlich (Abb. 2).
Kersantit l ist älter als Granit- und Aplitgänge und wird
von diesen geschnitten (Abb. 5). KASHPIROW & PAMPURA
1957 (unveröff.) geben für den jüngeren chloritischen
Kersantit, der die Granit- und Aplitgänge durchsetzt, an,
dass dieser jünger als die Quarz-Wolframit-Gänge ist,
die er nach ihren Beobachtungen in der Nähe der Störung
„Roter Kamm" abschneidet. ATSCHEJEW & HARLASS 1968
(1) belegen die Altersverhältnisse mit weiteren Abbildun-
gen. Sie plädieren für einen geringen Hiatus zwischen
der Bildung der Lamprophyrgänge und der der ältesten
Erzgänge und halten eine zeitliche Überschneidung
dieser beiden Prozesse für möglich. LIPP 1964 (unveröff.)
beobachtete, dass der Kersantit II von einzelnen Gängen
der Quarz-Scheelit-Abfolge und von den Gängen der
kb-Formation durchsetzt wird. Jedoch überschneidet
sich die Bildungszeit des Kersantits II mit der der Quarz-
Scheelit-Gänge, da diese seltener als eine dem Gang-
gestein gegenüber ältere Bildung vorkommen. Damit schei-
det für die im Untersuchungsgebiet ausgebildeten Lam-
prophyrgän ein tertiäres Alter, wie es von WATZNAUER
1964 (243) und von HERRMANN & WATZNAUER 1964 (77) für
die Lamprophyre der Lausitz angenommen wird, aus.
Abb. 5:
Ein Gang von Kersantit l wird von einem Aplit-
gang durchsetzt, Gebiet Oberschlema.
Sohle -480 m, Strecke auf Gang „ Sieg ",
25 m SW vom Querschlag 804
Abb. 6:
Ein Gang von Kersantit II schneidet einen
Gang der Quarz-Wolframit-Formation ab.
Schacht 371, Sohle-1305 m, Feldstrecke
1750
W
aus Querschlag 1757
SW
, NO-Stoß

image
19
3.1.2
Sedimentär-metamorphe Gesteine
Die Sedimente des Paläozoikums, die in der Hauptsache
als tonige Ablagerungen vorlagen, wurden durch die
Regionalmetamorphose in Phyllite umgewandelt. DAL-
MER 1881, 1883 (45, 46), DALMER & SCHRÖDER 1882 (53)
und SCHALCH 1884 (189) unterschieden bereits innerhalb
der Phyllite eine untere Stufe der Phyllitformation, die die
Quarz-Serizit-, Quarz-Serizit-Chlorit-, Quarz-Chlorit- und
Quarz-Albit-Phyllite ordovizischen Alters umfasst, und
eine obere Stufe der Phyllitformation, die die Gesteine
des Silurs und des Devons einschließlich der Metabasite
beinhaltet.
WOZNIAK 1969 (259) führte aufgrund seiner eigenen
Untersuchungen und des lithofaziellen Vergleiches mit
Gesteinen benachbarter Gebiete die stratigraphische
Einstufung der im Untersuchungsgebiet Schlema-Albe-
roda anstehender Gesteine durch. (Abb. 7).
Abb. 7:
Richtprofil für den Bereich der Lößnitz-Zwönitzer
Mulde (nach WOZNIAK 1969 (259))
Die Gesteine der sedimentär-metamorphen Serie zeich-
nen sich durch große Vielfältigkeit aus. Die genauere
stratigraphische Einstufung der einzelnen Gesteine
ist, bedingt durch den komplizierten tektonischen Bau
des Untersuchungsgebietes und durch das fast völlige
Fehlen von Makrofossilien, gegenwärtig nicht durch-
führbar. Faunistisch sind bisher nur einige silurische Ab-
lagerungen belegt. Eine zusammenfassende Übersicht
aller in den silurischen Schichten der Lößnitz-Zwönitzer
Mulde einschließlich des Untersuchungsgebietes be-
kannt gewordenen Graptolithenformen bringt WOZNIAK
1969 (259). PETSCHAT 1967 (163) gelang es, in den silu-
rischen Schiefern mehrere Gattungen von Chitinozoen
nachzuweisen und zu bestimmen. Die stratigraphische
Einstufung der Gesteine ist ferner dadurch erschwert,
dass nach HERRMANN 1955 (78) der Gesteinsverband
nicht nur stratigraphisch, sondern auch tektonisch be-
dingt ist.
Im regionalmetamorphen Raum liegen diese Gesteine
nach MÄRTENS 1966 (unveröff.) im Grünschieferfazies
mit Übergängen zur Albit-Epidot-Amphibolit-Fazies in den
tieferen Schichten der Serie vor. Im Groben kann die ge-
samte sedimentär-metamorphe Gesteinsserie petro-
graphisch in helle, dunkle und dunkle bituminöse Varie-
täten unterschieden werden. Diese Untergliederung ist
bereits durch die faziellen Verhältnisse im Sedimentations-
raum vorgegeben. Außerdem führt das unterschiedliche
Verhalten der ursprünglich sedimentären Schichten gegen-
über tektonischen Beanspruchungen zu unterschied-
licher Ausbildung im Gefüge und im Mineralbestand.
3.1.2.1
Gesteine des Ordoviziums
Die ordovizischen Gesteine umfassen die tiefsten Glie-
der der sedimentär-metamorphen Schichten der Phyllit-
formation, die von DALMER 1881, 1883 (45, 46), SCHALCH
1884 (189), GÄBERT 1901 (66), DANZIG 1913 (54), GRUHL
1924 (68) u. a. als Quarzphyllite der unteren Stufe aus-
gehalten und beschrieben wurden. Nach PIETZSCH 1963
(169) ist die untere Phyllitformation aufgrund des Man-
gels an besonders auffälligem Gesteinseinlagerungen
nicht weiter zu untergliedern. WOZNIAK 1969 (259) gelang
es, innerhalb dieses Gesteinskomplexes stratigraphi-
sche Horizonte des Ordoviziums auszuhalten. In die
Phyllite sind Quarzite und Quarzitschiefer eingelagert.
Innerhalb des Kontakthofes können verschiedene an-
dere Gesteine eingeschaltet sein, die in den Phylliten des
regionalmetamorphen Raumes nicht oder nur sporadisch
auftreten.
Von WOZNIAK 1969 (259) wird das Ordovizium in den
magnetitführenden Hohen-Stein-Quarzit, in Äquivalente
der Phycodenschiefer, in den „Sulfidhorizont", in untere
feinschichtige Phyllite (Griffelschiefer), in Hauptquarzit
und in obere feinschichtige Phyllite (Lederschiefer)

20
untergliedert. Im Untersuchungsgebiet sind der Hohe-
Stein-Quarzit und die tieferen Teile der Phycodenschich-
ten einschließlich des Phycodenquarzites nicht aus-
gebildet.
Helle Phyllite
Die Quarzphyllite sind durch einen großen Anteil von
Quarz im feinkristallin ausgebildeten Grundgewebe des
Gesteins gekennzeichnet. Sie enthalten daneben noch
in wechselnden Mengenverhältnissen Chlorit und Seri-
zit, der durch Zunahme der Körnigkeit mit der Teufe auch
als Muskovit vorliegen kann. Albit ist in einigen Be-
reichen etwas mehr vorhanden. Akzessorisch treten in
geringen Mengen Turmalin, Apatit, Zirkon, Rutil, Ilmenit
und lokal in Spuren auch Pyrit auf.
Nach den verschiedenen Anteilen von Serizit und Chlo-
rit kann man bereits megaskopisch drei Varietäten der
Quarzphyllite unterscheiden. Die Quarz-Serizit-Phyllite
sind hellgrau bis silbergrau gefärbte, seidigglimmrig
glänzende Gesteine mit einer deutlich bis feinlagig
ausgebildeten Schiefrigkeit. In ihnen überwiegt Serizit
gegenüber Chlorit. Die Quarz-Serizit-Chlorit-Phyllite
besitzen hell- bis dunkelgrünliche + gelblich getönte Fär-
bung und stumpfen Glanz. Sie sind meist verworren
schiefrig ausgebildet und weisen etwa gleiche Gehalte
von Serizit und Chlorit auf, wobei letzterer etwas über-
wiegen kann.
Die Quarz-Chlorit-Phyllite lassen megaskopisch keinen
Serizitanteil erkennen und zeigen bei grüngrauer bis
graugrüner Farbe und einem stumpfen Fettglanz meist
eine gröberlagige Schiefrigkeit.
Die Albitphyllite unterscheiden sich von den Quarzphyl-
liten durch das stärkere Auftreten von Albit, der durch
bis 1 mm große grauweiß bis weiß gefärbte und mehr
oder minder gerundet erscheinende Körnchen ein Intern-
gefüge aufweist.
Die hellen Phyllite umfassen im Sinne der von WOZNIAK
1969 (259) gegebenen stratigraphischen Einstufung die
hangenden Bereiche der Phycodenschiefer, den Bereich
des Griffelschiefers und wahrscheinlich auch die liegen-
den Teile des Lederschiefers. Die Albitführung charak-
terisiert mehr die tieferen Glieder der ordovizischen
Gesteinsserie.
Quarzite und Quarzitschiefer
Diese Gesteine bilden hellgrau gefärbte konkordante
Einlagerungen in den Phylliten und unterscheiden sich
von diesen durch das Überwiegen von Quarz, der lo-
kal das einzige gesteinsbildende Mineral darstellt. Die
Quarzitschiefer, die sich megaskopisch durch ihre Ban-
kigkeit und ihre schichtige bis lagige Textur deutlich von
den Phylliten unterscheiden, sind durch das Auftreten
geringer Mengen von Serizit, Chlorit und manchmal
von Albit charakterisiert. Diese Gesteine sind meist fein-
kristallin ausgebildet.
Stratigraphisch werden die Quarzite und Quarzitschiefer
von WOZNIAK 1969 (259) als Äquivalente des Haupt-
quarzites eingestuft.
Dunkle Phyllite
Von den hellen Phylliten unterscheiden sich diese
Gesteine durch ihre dunkel- bis schwarzgrüne Farbe,
durch deutliche Feinschiefrigkeit, weniger im Mineral-
bestand. Stratigraphisch treten diese Gesteine im ober-
sten Ordovizium auf und bilden den Übergang zu den
silurischen Schichten. Sie stellen die hangenden Teile
der von WOZNIAK 1969 (259) Stratigraphisch als Leder-
schiefer eingestuften Schichten dar.
Für die dunklen Phyllite ist ein geringer Gehalt an
Kohlenstoff, der vom ordovizischen Lederschiefer zum
Silur hin eine deutliche Zunahme erkennen lässt, fest-
zustellen. Gegenüber den silurischen Schichten unter-
scheiden sich die dunklen Phyllite durch ihre weniger
stumpfe schwarze Farbe, einen noch erkennbaren phyl-
litischen Charakter und durch ein schwaches, gerade
noch merkliches Abfärben auf Schieferungsflächen.
3.1.2.2
Gesteine des Silurs
Die silurischen Schichten enthalten geringmächtige,
meist nicht sehr aushaltende Einlagerungen von Kalk-
steinen und dunklen Quarziten. Die Kalksteine bilden
0,5 bis maximal 2 cm mächtige Lagen, Linsen oder
Knoten von weißgrauer Farbe, während die Quarzite in
Form schichtiger Lagen oder Bänkchen eingeschaltet
sind. Die Kalksteineinlagerungen kommen räumlich von
denen der Quarzite getrennt vor und treten in Wechsel-
lagerung mit den Lagen der dunklen Schiefer auf. TRÖ-
GER 1959 (232) beschreibt für den Bereich der Lößnitz-
Zwönitzer Mulde stark verfaltete, mit Phylliten und Feld-
spat-Chlorit-Schiefer verschuppte Kiesel- und Alaun-
schiefer mit 1 cm mächtigen Kalklagen in pyritreichem
Alaunschiefer und betrachtet diese Schichten als Äqui-
valente des Ockerkalkes.
Nach der petrographischen Ausbildung kann man
innerhalb der bituminösen Gesteine Alaun-, Kohlen-
stoff-, Kalk- und Kieselschiefer (Lydite) aushalten, für
die W
OZNIAK 1969 (259) die stratigraphische Gliederung
innerhalb der einzelnen silurischen Stufen vorgenom-
men hat. (Abb. 8).

image
21
Abb. 8:
Stratigraphisches Profil des Silurs der Lößnitz-
Zwönitzer Mulde (nach WOZNIAK 1969 (259))
Alaunschiefer (Kohlenstoffschiefer)
Nach PIETZSCH 1963 (169) gehören die Alaunschiefer auf-
grund der bisherigen Funde von Graptolithen dem unte-
ren Graptolithenhorizont an, während der Ockerkalk und
der obere Graptolithenhorizont fehlen. Diese Darstellung
entspricht der Oberflächensituation des Untersuchungs-
gebietes. Durch untertägige Aufschlüsse wurde von
WOZNIAK 1969 (259) die Existenz des Ockerkalkes in der
Lößnitz-Zwönitzer Mulde nachgewiesen und auch das
Auftreten des oberen Graptolithenhorizontes wahr-
scheinlich gemacht.
Im Untersuchungsgebiet ist die Zuordnung der Alaun-
schiefer aufgrund des komplizierten tektonischen Baues
der Lagerstätte, des sehr seltenen Auftretens von Makro-
fossilien und der kontaktmetamorphen Überprägung der
Gesteine zum unteren bzw. oberen Graptolithenhorizont
nicht eindeutig möglich.
Die Alaunschiefer sind grauschwarz bis stumpfschwarz
gefärbte Gesteine, die auf den Schieferungsflächen stark
abfärben. Häufig sind auf diesen, besonders innerhalb
der streichenden Störungen, graphitisch glänzende Spie-
gel ausgebildet. Die Alaunschiefer bilden, gemeinsam
mit den Kieselschiefern, die Füllung der streichenden
Störungen und sind tektonisch stark beansprucht und be-
wegt. Neben Quarz und bituminöser Substanz führen sie
in untergeordneten Mengen Pyrit, Serizit und manchmal
auch etwas Kalzit.
Nicht allzu häufig lassen sich innerhalb der Alaunschiefer-
pakete Bereiche abgrenzen, die Phosphoritknollen führen.
Diese Knollen zeigen schwarzgraue oder grauschwarze
Farbe und rundliche, ovale oder elliptische Formen, die
unterschiedlich ausgewalzt sind. Für die Phosphorit-
knollen ist eine dichte bis feinkristalline Ausbildung cha-
rakteristisch. Diese Bereiche werden von WOZNIAK 1969
(259) als die hangenden Teile des unteren Graptolithen-
horizontes angesehen.
Eine besondere Ausbildung stellen die Alaunschiefer dar,
in denen der Quarz bis 2 mm lange in divergentstrahliger,
wirrstrahliger oder in richtungsloser Anordnung vorlie-
gende Körner bildet.
Kohlenstoff-Kalk-Schiefer
Diese Gesteine sind als Wechsellagerungen von bitu-
minösen Schieferlagen mit feinkristallinen bis zucker-
körnigen marmorisierten Kalksteinlagen ausgebildet. Die
Kohlenstoff-Kalk-Schiefer werden von WOZNIAK 1969 (259)
im Untersuchungsgebiet als ein Äquivalent des Ocker-
kalkes angesehen. Die Mächtigkeiten der Gesteins-
bereiche mit den Wechsellagerungen der Kohlenstoff-
Kalk-Schiefer liegen meist im m-Bereich und überschrei-
ten nur selten 10 m. Die Mächtigkeiten der Kalklagen in
diesen Bereichen betragen einige mm bis wenige cm.
Diese Lagen besitzen nur geringes Aushalten in den
Schieferungsflächen und stellen ausgewalzte ehemalige
Kalkknoten dar.
Kieselschiefer (Lydite)
Die Kieselschiefer bilden dichte bis feinkristalline
schwarzgraue bis grauschwarze Gesteine, die aus kohlig-
kieseligem Material bestehen. Diese Gesteine treten im
Untersuchungsgebiet häufig auf und sind unterschiedlich
mächtig ausgebildet. Die Mächtigkeit der Kieselschiefer
schwankt zwischen einigen cm und dm, wobei nur sel-
ten Werte im m-Bereich zu beobachten sind.
Eine exakte Eingliederung in die hangenden oder liegen-
den Teile des unteren Graptolithenhorizontes, wie sie von
WOZNIAK 1969 (259) für die Lößnitz-Zwönitzer Mulde vor-
genommen wird, ist im Untersuchungsgebiet aufgrund
der komplizierten tektonischen Lagerungsverhältnisse

22
und der kontaktmetamorphen Überprägung dieser Ge-
steine nicht möglich.
Die Kieselschiefer bilden bevorzugt Einlagerungen in den
Alaunschiefern, wobei mikroskopisch, entsprechend den
Anteilen beider Gesteine in den Bereichen ihrer Wech-
sellagerungen Kieselschiefer mit Alaunschieferlagen bis
Alaunschiefer mit Kieselschieferlagen unterscheidbar
sind. Für die Kieselschiefer sind schichtige oder lagige
Texturen sowie eine Kleinbankigkeit und eine charakteri-
stische Querklüftung bzw. -absonderung typisch.
Lokal führen die Bereiche mit Wechsellagerungen von
Kiesel- und Alaunschiefern auch mm-mächtige Lagen von
Kalkstein.
3.1.2.3
Gesteine des Devons
Sedimentär-metamorphe Schichten des Devons sind im
Untersuchungsgebiet bisher nicht sicher nachgewiesen.
Sie treten aber in der Lößnitz-Zwönitzer Mulde außerhalb
des Untersuchungsgebietes auf und werden von GRUHL
1924 (68), LORENZ & HOTH 1964 (114), PIETZSCH 1963 (164)
und WOZNIAK 1969 (259) angeführt.
Dem Oberdevon werden zahlreiche im Untersuchungs-
gebiet auftretende Metabasite, die in unterschiedlicher
Ausbildung vorkommen, von GRUHL 1924 (68), HERRMANN
1955 (78), GRUHL 1963 (169) und WOZNIAK 1969 (259)
zugerechnet. Dieser Gesteinskomplex unterscheidet sich
im Mineralbestand und im Gefüge wesentlich von den
bereits beschriebenen Gesteinen der sedimentär-meta-
morphen Serie. Diese Unterschiede und der Einfluss der
Metabasite auf die Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung im Unter-
suchungsgebiet rechtfertigen eine gesonderte Betrach-
tung, die im folgenden durchgeführt wird.
3.1.3
Eruptiv-metamorphe Gesteine (Metabasite)
Die Gesteine dieser Gruppe werden bereits von DALMER
1881, 1883 (45), (46), DALMER & SCHRÖDER 1882 (53), DAN-
ZIG 1913 (54), PIETZSCH 1913 (164), GRUHL 1924 (68) u. a.
bearbeitet und entsprechend ihrer Ausbildung in ver-
schiedene Varietäten untergliedert. Dabei unterschieden
die Bearbeiter innerhalb dieser Gesteinsserie Abkömm-
linge von Intrusiv- und Effusivdiabasen sowie von Diabas-
tuffen. GRUHL 1924 (68) führt außerdem drei Typen von
Gang- und Lagerdiabasen an und beschreibt ferner Kera-
torphyrtuffe, deren Existenz von WOZNIAK 1969 (259) be-
stritten wird.
Von WOZNIAK 1969 (259) werden die oberdevonischen
Metabasite in Metadiabase intrusiver und extrusiver Her-
kunft untergliedert, wobei das Auftreten der effusiven
Glieder auf die zentralen Teile der Lößnitz-Zwönitzer
Mulde beschränkt ist. Für die von WOZNIAK 1969 (259) im
oberen Graptolithenhorizont ausgehaltenen silurischen
Tuffeinlagerungen wurden im Untersuchungsgebiet bis-
her keine Hinweise ihres Auftretens beobachtet.
Durch die Prozesse der Regionalmetamorphose, die
nach PIETZSCH 1963 (169) die Augitgesteine in chloritische
Hornblendegesteine umwandelten, liegen die Diabase
überprägt als Metabasite (Metadiabase) in Grünschiefer-
fazies mit Annäherung an die Albit-Epidot-Amphibolit-
Fazies vor. Der Metamorphosegrad der eigentlichen
Amphibolitfazies wurde nach MÄRTENS 1966 (unveröff.)
bei diesem Prozess nicht erreicht.
Nach der petrographischen Ausbildung der Metabasite
und wahrscheinlich auch in Abhängigkeit vom Edukt
dieser Gesteine kann man folgende Varietäten unter-
scheiden:
- mandelsteinartige Diabase
- grob- bis feinkörnige ± geschieferte Metadiabase,
- dichte bis feinkörnige
±
geschieferte Metadiabase,
- dichte bis feinkörnige gebänderte Metadiabase.
Letztere führen an einigen Stellen Lagen und Schlieren
mit Kalksilikatmineralen. Ein Teil der aufgeführten Varie-
täten tritt nur im regionalmetamorphen Raum auf, wäh-
rend ein anderer Teil auf den Kontakthof der Granite
beschränkt ist. Bestimmte Varietäten sind in beiden
Gebieten ausgebildet, wobei Unterschiede in der Aus-
bildung der Gesteine in bezug auf ihren Lagerungsort
nur schwer oder nicht nachgewiesen werden können.
Innerhalb eines Metadiabaskomplexes sind auch Er-
scheinungen des Nebeneinandervorkommens oder des
Überganges der aufgeführten Metabasitvarietäten zu
beobachten.
3.1.3.1
Mandelsteinartige Metadiabase
Die mandelsteinartigen Metadiabase sind meist feinkris-
tallin ausgebildet und zeigen graugrüne bis graubraun-
grüne Farbe. Charakteristisch für sie sind in der Schiefe-
rungsflächen ausgewalzte Mandeln, die aus Kalzit oder
aus Kalzit mit Albit und/oder Quarz bestehen. Die lagen-
förmige Anordnung der Mandeln führt zur Ausbildung
einer angedeuteten Bändertextur. In einigen Bereichen
ist dieses Gestein, das zum Teil mächtige Komplexe bil-
det, relativ stark verschiefert.
WOZNIAK 1969 (259) bezeichnet die mandelsteinartigen
Metadiabase als Feldspat-Chlorit-Schiefer und sieht sie
als epizonal überprägte Effusivdiabase und Diabastuffe
an. Die Verbreitung der mandelsteinartigen Metadiabase
ist auf den regionalmetamorphen Raum beschränkt.
Während nach WOZNIAK 1969 (259) in der Lößnitz-Zwö-
nitzer Mulde die Feldspat-Chlorit-Schiefer in Wechsel-

23
lagerung mit geringmächtigen Schichten auftreten, ent-
halten die mandelsteinartigen Metadiabase und ihre kon-
taktmetamorph
überprägten
Äquivalente
im
Unter-
suchungsgebiet tektonisch bedingte Einschaltungen silu-
rischer Schiefer.
Von RODYGIN & WOZNIAK 1962 (181) werden ähnliche man-
delsteinartige Bildungen in Endokontakten von Intrusiv-
diabasen, die nordwestlich des Untersuchungsgebietes
bei Wildbach in den ordovizischen Phylliten auftreten,
beschrieben. Diese Autoren weisen darauf hin, dass die
Ausbildung von mandelsteinartigen Texturen nicht immer
als ein Merkmal von effusiven Gesteinen anzusehen ist.
Das Auftreten mächtiger Gesteinspakete mit Mandel-
steintextur im regionalmetamorphen Teil der Lößnitz-
Zwönitzer Mulde spricht jedoch für eine effusive Ab-
leitung dieser Gesteine.
3.1.3.2
Mittelkörnige Metadiabase
Dieses massige und kompakt ausgebildete, meist grau
bis graugrün gefärbte Gestein tritt in größeren Komple-
xen auf und ist lokal stärker tektonisch beansprucht. Die
verschieferten Varietäten zeigen auf der Schieferungs-
fläche oft die Bildung von Chlorit. Diese Metadiabase
sind nach MÄRTENS 1966 (unveröff.) aus Intrusivdiabasen
und aus Lagergängen hervorgegangen. Sie lassen nur
selten ein mehr oder weniger reliktisch erhaltenes
Diabasgefüge erkennen. In den Randbereichen der Kom-
plexe und am Kontakt gegen die phyllitischen Gesteine ist
häufig eine feinkristalline bis dichte Ausbildung zu
beobachten.
WOZNIAK 1969 (259) bezeichnet die epizonal überprägten
Intrusivdiabase als Feldspat-Amphibol-Gesteine. Die
Intrusivdiabase sind in der gesamten silurischen Schich-
tenfolge zu finden, wobei sie nach WOZNIAK 1969 (259)
als Intrusionsniveau die Grenze Ordovizium-Silur bevor-
zugen und seltener in die ordovizischen Schichten ein-
drangen. Die körnigen Metadiabase lassen kaum eine
kontaktmetamorphe Überprägung erkennen. Sie zeigen
innerhalb des Kontakthofes, in dem sie als Amphibol-
hornfelse zu definieren sind, keine andere Ausbildung
wie im regionalmetamorphen Raum.
3.1.3.3
Dichte bis feinkörnige Metadiabase
Diese Gesteine stehen sowohl zu den mittelkörnigen
Metadiabasen, als deren Randfazies sie auftreten kön-
nen, als auch zu den gebänderten metamorphen Dia-
basen, in denen sie größere Einschaltungen bilden, in
Beziehung. Sie sind grünlichgrau bis braungrau gefärbt
und führen unregelmäßig auftretende Lagen und Schlie-
ren von Albit, die konkordant zur Schieferungsfläche
angeordnet sind. Geschieferte Varietäten kommen be-
sonders in den Randpartien der mittelkörnigen Metadia-
base vor. Durch das Auftreten von Albitlagen und mono-
mineralischen Lagen und Linsen von strahligem Amphi-
bol, besonders von Aktinolith, neigen die feinkörnigen bis
dichten Metadiabase zur Ausbildung einer undeutlichen
Bändertextur.
3.1.3.4
Gebänderte metamorphe Diabase
Die Gesteinsvarietäten dieser Gruppe weisen eine deut-
liche lagige oder gebänderte Textur auf, die im mm- bis
cm-Bereich und überwiegend in der Schieferungsfläche
ausgebildet ist. Die einzelnen Lagen und Bänder be-
sitzen eine sehr unterschiedliche Erstreckung.
Das Grundgewebe dieser Varietäten besteht aus grün-
grauen amphibol- und bräunlichgrauen biotitführenden
Lagen, zu denen sich noch hellgraue, oft etwas grünlich
gefärbte albitische Lagen gesellen, und weist dichte
bis feinkristalline Struktur auf. Das Grundgewebe ent-
spricht in seiner Ausbildung dem der feinkörnigen Meta-
diabase.
Eine Besonderheit stellt das Auftreten von Lagen mit
Kalksilikatmineralen, wie grünlichgrauer Pyroxen (Diop-
sid), rötlichbrauner Granat (Reihe Grossular-Andradit),
dunkelgrüner Epidot, weißer Albit, Kalzit und Wollasto-
nit, dar. Diese Lagen sind im Wesentlichen nur im Kon-
takthof, in dem die amphibolführenden Lagen dieser
Gesteine auch gemeine Hornblende zeigen, ausge-
bildet. Sehr selten ist die Entstehung der Kalksilikat-
minerale von Klüften aus zu verfolgen. Die Lagen mit
Kalksilikatmineralen treten überwiegend in der Schiefe-
rungsfläche auf.
3.1.4
Die Veränderung der Gesteine
durch die Kontaktmetamorphose
Die um die westerzgebirgischen Granitmassive aus-
gebildeten Kontakthöfe wurden schon mehrfach be-
arbeitet. Die älteste Untersuchung stammt von NAU-
MANN 1835 (141), während CARIUS 1855 (41) bereits
chemische Untersuchungen der kontaktmetamorphen
Gesteine im Kontakthof des Massives von Bergen
durchführte. Als ROSENBUSCH 1877 (182) in seiner klas-
sischen Arbeit die kontaktmetamorphen Veränderun-
gen der Gesteine während der Abkühlung und Erstar-
rung granitischer Magmen in den Vogesen beschrieb,
zog er auch Vergleiche mit den gleichen Erscheinungs-
bildern im westlichen Erzgebirge.
Während der ersten geologischen Landesaufnahme in
Sachsen in den 80er Jahren des vorigen Jahrhunderts
wurde von DALMER 1881, 1883 (45, 46), DALMER &
SCHRÖDER 1882 (53) und SCHALCH 1884 (189) die Zona-

24
lität der Kontakthöfe der westerzgebirgischen Granit-
massive eingehend untersucht und beschrieben. DAL-
MER 1897, 1903 (49, 50, 52) versuchte in mehreren
Veröffentlichungen, die Vorgänge, besonders die Neu-
bildung von Mineralen bei der normalen Kontakt-
metamorphose ohne Stoffzufuhr, quantitativ zu erfas-
sen. NIGGLI 1920 (144) fasste die bis dahin gewonnenen
Ergebnisse über die Kontaktmetamorphose zusammen
und ging auch auf die Gesteine der westerzgebirgi-
schen Kontakthöfe ein.
Untersuchungen über die Vorgänge und Prozesse der
Kontaktmetamorphose erfolgten im westlichen Erz-
gebirge erst wieder in jüngerer Zeit. Von LIPP 1957 (113)
wurden die Verteilung und die Veränderung der Gehalte
der Spurenelemente innerhalb der kontaktmetamorph
überprägten Phyllite untersucht. MÄRTENS 1960, 1966
(unveröff.) und SOKOLOWA 1966 (unveröff.) befassten
sich mit der Zonalität und der Bildung der Mineral-
paragenesen im Kontakthof des Granitmassivs von Aue.
Bei der Beschreibung der Ausbildung der einzelnen
Gesteine im regionalmetamorphen Raum wurde darauf
hingewiesen, dass die Prozesse der Kontaktmeta-
morphose nicht in allen der unterschiedenen Gesteins-
komplexe gleichmäßig gut ausgebildet und nachweis-
bar sind. Sie sind besonders gut in den hellen Phylli-
ten zu verfolgen, die als Leitgesteine für die einzelnen
Zonen geeignet sind. Weniger gut lassen sich die Ver-
änderungen, besonders im inneren Kontakthof, in den
dunklen Phylliten des oberen Ordoviziums und in der
Serie der Metabasite erkennen. Diese Gesteine eignen
sich aber für die Erkennung der Veränderungen in den
äußersten Zonen des Kontakthofes. Dagegen sind we-
der megaskopisch noch mikroskopisch irgendwelche
Veränderungen in den stark bituminösen Gesteinen des
Silurs nachweisbar.
3.1.4.1
Die kontaktmetamorphe Veränderung
der Gesteine des Ordoviziums
Die kontaktmetamorphen Veränderungen lassen sich in
den ordovizischen Phylliten am besten erkennen und
verfolgen. Daher unterschieden schon DALMER 1881,
1883 (45, 46), DALMER & SCHRÖDER 1882 (53), SCHALCH
1884 (189), BECK 1887 (15), GÄBERT 1898 (66) und
DANZIG 1913 (54) folgende Zonen in den Kontakthöfen
der westerzgebirgischen Granite:
1. kontaktmetamorph nicht beeinflusste Phyllite des
regionalmetamorphen Raumes,
2. Fruchtschiefer und andalusitführende Phyllite mit
unveränderter Schiefermasse,
3. Frucht- und Fleckschiefer sowie andalusitführende
Phyllite mit feinkristallinisch veränderter Schiefer-
masse,
4. schiefrige Glimmerfelse,
5. Andalusitglimmerfelse,
6. Granit.
Die genannten Bearbeiter fassen die Zonen 2 und 3 als
äußeren und die Zonen 4 und 5 als inneren Kontakthof
zusammen.
DALMER 1883 (46) ermittelte für den inneren Kontakt-
hof eine Mächtigkeit von 250 m und für den äußeren
eine Mächtigkeit von 400 m, während DANZIG 1913 (54)
die Angabe der Mächtigkeit des inneren Kontakthofes
des Auer Granitmassives auf 200-300 m im Nordostteil
und auf 600 m im Nordwestteil erweiterte. Wesentlich
detailliertere Angaben macht SOKOLOWA 1966 (unver-
öff.), deren Ergebnisse in Tabelle 3 zusammengestellt
sind. Sie unterscheidet eine Hornfelszone mit einer
Mächtigkeit von 200 m, an die sich die Andalusit-
Cordierit-Zone (Glimmerfelszone) mit einer Mächtig-
keit von 250 m anschließt, während die nachfolgende
Fruchtschieferzone eine Mächtigkeit von 300 m besitzt.
Insgesamt beträgt nach SOKOLOWA die Mächtigkeit des
Kontakthofes innerhalb der Gesteine der sedimentär-
metamorphen Serie 750 m.
Zu ähnlichen Ergebnissen wie SOKOLOWA 1966 (unver-
öff.) kommt MÄRTENS 1966 (unveröff.). SOKOLOWA unter-
scheidet im Untersuchungsgebiet innerhalb des Kon-
takthofes folgende Zonen:
1. Kontaktmetamorph nicht beeinflusste Gesteine des
regionalmetamorphen Raumes
2. Zone des Beginns der Bildung von Kalksilikatmine-
ralen in den Gesteinen,
3. Zone der Fruchtschiefer mit unverändertem bis
schwach verändertem Gefüge (Grundgewebe),
4. Zone der Fruchtschiefer mit Glimmerfelsgefüge des
Grundgewebes,
5. Glimmerfelszone,
6. Hornfelszone,
7. Granit.
MÄRTENS bezeichnet die in den hellen Phylliten nicht
nachweisbare Zone 2 als „Übergangszone" (zum
regionalmetamorphen Raum). Die Zone 3 sieht er für
die phyllitischen Gesteine als äußeren Kontakthof an.
Während die Zonen 4 und 5 von ihm als innerer Kon-
takthof zusammengefasst werden. Von MÄRTENS 1966
werden die Zonen 5 und 6 als Glimmerfelszone be-
zeichnet und, im Gegensatz zu SOKOLOWA, nicht mehr
unterteilt.

image
image
25
Tab. 3:
Paragenese der Neubildung in den Zonen der Kontaktmetamorphose innerhalb der verschiedenen Gesteine
der Lagerstätte Schlema-Alberoda (nach Sokolowa, 1966 unveröff.)
Die Veränderung der Gesteine des Ordoviziums
in der Zone der Fruchtschiefer
Für diese Zone ist die Umwandlung der hellen Phyllite in
Frucht-, Knoten-, Fleck- und Garbenschiefer charakteri-
stisch. Die Form und Größe der Ausbildung dieser Gebil-
de zeigt in sich keine Abhängigkeit vom Granitabstand.
MÄRTENS 1966 (unveröff.) postuliert ein Vorherrschen
von Flecken und Knoten in der von ihm ausgehaltenen
Zone 2 des Kontakthofes und das Auftreten von Garben in
den Fruchtschiefern mit Annäherung an seine Zone 3.
Die megaskopische Ausbildung der Fruchtschiefer wird
ausführlich von DALMER 1881, 1883 (45, 46), DALMER &
SCHRÖDER 1882 (53), SCHALCH 1884 (189), BECK 1897 (15),
WEISE 1898 (245), GÄBERT 1901 (66), DANZIG 1913 (54) u. a.
beschrieben.
Die dunklen Phyllite des oberen Ordoviziums lassen be-
reits in der „Übergangszone" eine geringe Neubildung
von Biotit beobachten. Außerdem ist in dieser Zone eine
Neubildung von Kalksilikatmineralen in dunklen Phylliten
in den Bereichen, in denen sie an Metabasite angrenzen

26
oder mit diesen wechsellagernd zu erkennen. In der
Fruchtschieferzone weisen die dunklen Phyllite neben
der bereits in der „Übergangszone" vorhandenen Neu-
bildung von Biotit eine geringe Fruchtbildung auf. DALMER
1883 (46) führt an, dass den Fruchtschiefern der oberen
Stufe der Phyllitformation, in die er auch die dunklen
Phyllite des obersten Ordoviziums einschließt, eine klei-
nere Größe der Früchte eigen ist. Außerdem enthalten
die dunklen Fruchtschiefer nach DALMER eine größere
Anzahl von Früchten, die kohliges Pigment aufweisen.
Die von BECK & Luzi 1899 (19) beschriebene Neubildung
von Graphit in bituminösen Gesteinen innerhalb des Kon-
takthofes der Granite wurde im Untersuchungsgebiet
weder in den dunklen Phylliten noch in den silurischen
Schichten festgestellt.
Die Veränderung der Gesteine des Ordoviziums
in der Zone der Glimmerfelse
In der Zone 3 nach MÄRTENS 1966 (unveröff.) zeigen die
hellen Phyllite neben der Ausbildung der Früchte, Flecken
und ähnlichen Formen sowie Garbenbildung bereits eine
deutliche Rekristallisation und Kornvergröberung des
Grundgewebes. Dagegen ist in der Zone 4 in den Äqui-
valenten der hellen Phyllite keine Fruchtbildung mehr vor-
handen. Das Grundgewebe dieser Gesteine ist nahezu
vollständig rekristallisiert und weist eine zunehmende
Kornvergröberung auf, wobei allerdings die schiefrige
Textur der Gesteine noch erhalten ist, die sich in der
Hornfelszone immer mehr verliert.
In der Hornfelszone besitzen die Glimmer- und Hornfelse
eine gröbere Bankigkeit als in der Fruchtschiefer- und
Glimmerfelszone. Die dunklen Phyllite des oberen Ordo-
viziums nähern sich in ihrer Ausbildung in der Zone 3 den
Äquivalenten der hellen Phyllite.
In der Zone der Glimmerfelse und in der der Hornfelse
wird jedoch eine Unterscheidung von hellen und dunklen
ordovizischen Gesteinen innerhalb der sedimentär-meta-
morphen Serie mit zunehmender Annäherung an den
Granit immer schwieriger und hat ihre Ursache in der
stärkeren Neubildung von Biotit in den hellen Glimmer
und Hornfelsen, die diesem Gestein eine bräunliche
Färbung, wie sie den dunkleren Varietäten eigen ist, ver-
leiht. Andalusit tritt in diesen Zonen sowohl in den hel-
len als auch in den dunklen Glimmer- und Hornfelsen
stärker auf.
Gesteinseinlagerungen innerhalb der Gesteine des
Ordoviziums im Bereich der Zone der Glimmerfelse
Südöstlich der Lößnitz-Zwönitzer Mulde werden in der
Serie der hellen Phyllite des Ordoviziums innerhalb der
Zone der Glimmerfelse und der Hornfelse in untertägi-
gen Aufschlüssen eine Reihe von meist geringmächtigen
Gesteinseinlagerungen beobachtet, die aus dem Unter-
suchungsgebiet in der Literatur kaum bekannt gewor-
den sind. Einige dieser Einlagerungen beschreibt WOZNIAK
1969 (259).
Im Liegenden der Quarzit- und Quarzitschiefereinlage-
rungen, den Äquivalenten des Hauptquarzites, treten
mehrere Einschaltungen von dunkelgraugrün gefärbten
feinkristallin ausgebildeten Amphibolhornfelsen unter-
schiedlicher Mächtigkeit (LIPP 1967, unveröff.), die zwi-
schen 0,02 und 1,5 m schwankt, auf. Bei diesen Ein-
schaltungen handelt es sich zum Teil möglicherweise um
metamorphosierte Diabase geringerer Erstreckung, die
auch vereinzelt in den nordwestlich der Lößnitz-Zwönit-
zer Mulde gelegenen ordovizischen Phylliten im Bereich
der Fruchtschieferzone bekannt sind.
WOZNIAK 1969 (259) deutet die Möglichkeit eines ordovi-
zischen Vulkanismus an, betont aber, dass der Nachweis
späteren Untersuchungen vorbehalten sein muss. Ein
anderer Teil, der die Einschaltung mit geringerer Mächtig-
keit (kleiner als 0,2 bis 0,3 m) umfasst, dürfte aus primär
chloritreichen Phylliten durch kontaktmetamorphe Be-
einflussung unter Einwirkung metasomatischer Prozesse
entstanden sein. Die Amphibolhornfelse sind in der
stratigraphischen Gliederung von WOZNIAK 1969 (259) dem
Griffelschieferhorizont zuzuordnen.
Südöstlich von den beschriebenen Einlagerungen tritt im
Glimmerfels eine 0,3 bis maximal 3 m mächtige Einlage-
rung mit größerer streichender und fallender Erstreckung
auf, die in ihrer Ausbildung den Kieslagern von BECK 1905
(16) nahe steht. Dieses Gestein, das im Wesentlichen
aus Quarz und zwei Arten von Chlorit sowie aus wech-
selnden Anteilen von Pyrit besteht, ist aus anderen Be-
reichen des Untersuchungsgebietes bisher nicht bekannt
geworden. Es wurde von LIPP 1961, 1967 (unveröff.) und
von WOZNIAK 1963 (258) als „Sulfidhorizont" bezeichnet
und entspricht nach WOZNIAK 1969 (259) stratigraphisch
dem „Unteren Eisenerzhorizont" in der „Gräfenthaler
Serie", der aus dem Vogtland und aus Thüringen beschrie-
ben ist.
(Gut aufgeschlossen war der Sulfidhorizont in
der Strecke 6161, Sohle -630m, Schacht 366).
Nach
WOZNIAK 1969 trennt der Sulfidhorizont die Serie der un-
gegliederten Phycodenschiefer (im Liegenden des Hori-
zontes) von den Gesteinen des Griffelschiefers.
Die Sulfidführung dieses Gesteines dürfte auf den Ein-
fluss metasomatischer (S-Zufuhr in das primär Fe-reiche
Gestein) und kontaktmetamorpher Prozesse zurückzu-
führen sein. Sowohl im Liegenden als auch im Hangen-
den des „Sulfid-Horizontes" sind 0,05 bis maximal 0,3 m
mächtige Einschaltungen von Granatglimmerfels, der
eine dunkelgrüne Farbe aufweist, zu beobachten. Dieses
Gestein ist grobkörniger ausgebildet als der umgebende
Glimmerfels und besteht vorwiegend aus blastisch ent-
wickelten Biotitaggregaten mit idiomorph ausgebildeten

27
Porphyroblasten von Almandin. Zu diesen Hauptkompo-
nenten gesellen sich in untergeordneten Mengen
Amphibole, Hercynit, Albit, Pyrit, Pyrrhotin, Magnetit
und Akzessorien.
(Gute Belege stammen u. a. aus der
Strecke 907 SO, Sohle -540m, Schacht 366).
Die Ge-
nese dieser Gesteinseinlagerungen steht im Zusammen-
hang mit den Vorgängen der Kontaktmetamorphose und
dürfte eine Beteiligung metasomatischer Prozesse
einschließen. Sie erscheint aber gegenwärtig, zum Teil
durch die Aufschlussverhältnisse bedingt, noch nicht ge-
klärt. Die von BAUMANN 1965 (9) südlich von Oederan
angeführten „sogen. Granatglimmerfelse", die in den Rand-
partien der Rotgneisgranite auftreten, unterscheiden sich
sowohl mineralogisch als auch genetisch von den hier
beschriebenen Granatglimmerfelsen.
Alle angeführten Gesteine, die in die hellen kontaktmeta-
morph überprägten ordovizischen Phyllite eingelagert sind,
besitzen gegenüber den Glimmerfelsen scharfe Grenzen.
3.1.4.2
Die kontaktmetamorphe Veränderung
der Gesteine des Silurs
Die bituminösen Schiefer des Silurs zeigen nach den bis-
herigen Untersuchungen kaum eine Veränderung inner-
halb des Kontakthofes der Granite. Die Gesteine mit
einem höheren Gehalt an bituminöser Substanz, wie die
Alaun-, Kohlenstoff-Kalk- und Kieselschiefer, erweisen
sich als reaktionsträge und lassen keine Mineralneubil-
dung oder -sprossungen erkennen. Das ist besonders
deutlich, wenn diese Gesteine in den streichenden Stö-
rungen ausgebildet sind. WASTERNACK 1958 (240) weist
darauf hin, dass die in den streichenden Störungen vor-
liegenden mylonitisierten Gesteinspakete megaskopisch
keine Überprägung erkennen lassen.
Die Gesteine mit geringerem Kohlenstoffgehalt zeigen in
der Zone der Fruchtschiefer eine geringe Fruchtbildung.
In der Zone der Glimmerfelse und der Hornfelse sind sie
sehr ähnlich den kontaktmetamorphen Äquivalenten der
hellen ordovizischen Phyllite ausgebildet und von diesen
schwer unterscheidbar.
Inwieweit eine Kornvergröberung oder Blastese der
Quarzmatrix dieser Gesteine, wie sie sich in der erwähn-
ten divergentstrahligen bis richtungslos stängligen An-
ordnung des Quarzes (Abschn. 3.1.2.2.1) einiger
Alaunschiefer äußert, und des Pyritanteiles der Alaun-
schiefer oder eine „Marmorisierung" der kalkigen Ein-
schaltungen in den silurischen Schichten im Rahmen
der Kontaktmetamorphose stattfinden kann, ist bis jetzt
noch nicht geklärt. Ebenso ist nicht bekannt, ob die von
MÄRTENS 1966 (unveröff.) in den dunklen Phylliten in der
„Übergangszone" beobachtete Neubildung von Kalk-
silikatmineralen im äußeren und im inneren Kontakthof
ebenfalls nachweisbar ist oder ob sie in diesen Zonen
fehlen. Derartige Untersuchungen sind nach MÄRTENS
1966 aufgrund des komplizierten tektonischen Baues des
Untersuchungsgebietes schwierig und nur mit großem
Zeitaufwand durchführbar. MÄRTENS gelangt anhand sei-
ner Ergebnisse zu der Annahme einer teufenmäßigen
Zonalität des Kontakthofes. Nach ihm treten in den obe-
ren Teufenbereichen Kalksilikatneubildungen nur in den
Metabasiten (Abschn. 3.1.4.3) auf, während er gleich-
artige Neubildungen innerhalb der dunklen Phyllite und
vereinzelt auch in den hellen Phylliten nur in den tieferen
Teufenbereichen innerhalb der Zonen 2 und 3 des Kon-
takthofes beobachtet.
3.1.4.3
Die kontaktmetamorphe Veränderung
der Metabasite
Während die kontaktmetamorphen Veränderungen der
ordovizischen Phyllite schon frühzeitig erkannt und unter-
sucht wurden, war dies bei den Gesteinen der Serie der
Metadiabase nicht der Fall. DALMER 1883 (46), der erst-
mals im Untersuchungsgebiet von der Zonalität des Kon-
takthofes innerhalb der hellen Phyllite sprach, erkannte
als Wirkung der kontaktmetamorphen Beeinflussung der
Metadiabase das Auftreten von Granat, Kalzit, Epidot
und Skapolith sowie eine Verringerung des Anteiles an
primärem Chlorit in den Metabasiten. DANZIG 1913 (54)
führt an, dass die Metabasite („Hornblendeschiefer")
im äußeren Kontakthof Granat führen, während nach
PIETZSCH 1951, 1956 (167) die Diabasgesteine und zum Teil
auch deren Tuffe durch die kontaktmetamorphe Über-
prägung in Hornblende-Pyroxen-Gesteine umgewandelt
werden. Diese Angaben genügen jedoch nicht für eine
detaillierte Darstellung der Zonalität der kontaktmeta-
morphen Einwirkung auf den Komplex der Metabasite.
Erst in jüngster Zeit beschäftigten sich SOKOLOWA 1963,
1966 (unveröff.) und MÄRTENS 1961, 1966 (unveröff.) mit
dieser Problematik und wiesen auch für die Gesteine
der eruptiv-metamorphen Serie Zonen mit charakteristi-
schen, durch die Kontaktmetamorphose entstandenen
Paragenesen nach. Nach MÄRTENS 1966 ist der Verlauf der
einzelnen Kontaktzonen in den Metabasiten wesentlich
komplizierter als in der Serie der sedimentär-metamor-
phen Gesteine.
SOKOLOWA 1966 hält innerhalb der Metabasite folgende
Zonen der kontaktmetamorphen Veränderungen aus
(in Klammer Angabe der Mächtigkeit dieser Zonen; vgl.
Tabelle 3).
(Metabasite im regionalmetamorphen Raum)
1.
Chlorit-Epidot-Zone
(200 m)
2.
Aktinolith-Epidot-Zone
(250 m)
3. Pyroxen-Epidot-Zone
(650 m)
4. Hornfelszone
(200 m)
(Granit).

28
Zu abweichenden Mächtigkeitsangaben gelangt MÄRTENS
1966. Er nimmt an, dass die Chlorit-Epidot- und die Akti-
noIith-Epidot-Zone noch Teile des regionalmetamorphen
Raumes darstellen.
Die kontaktmetamorphe Beeinflussung des Metabasit-
komplexes ist auf einen größeren Abstand vom Granit-
pluton als in den sedimentär-metamorphen Gesteinen zu
verfolgen, wie dies die Untersuchungen von SOKOLOWA
1966 und von MÄRTENS 1966 zeigen. Letzterer fasst den
Bereich der erkennbaren kontaktmetamorphen Verände-
rung der Metabasite, der außerhalb des äußeren Kontakt-
hofes (Fruchtschieferzone) liegt, als „Übergangszone"
auf. Die Grenze dieser Zone zu den im regionalmeta-
morphen Raum auftretenden Gesteinen ohne erkennbare
Beeinflussung durch den Granit wird nach MÄRTENS 1966
durch die Neubildung von gemeiner Hornblende und von
Kalksilikaten bedingt.
Typomorphe Leitminerale für die „Übergangszone" nach
MÄRTENS 1966 bzw. der Zonen 1 und 2 nach SOKOLOWA
1966 sind nach letzterer Epidot und Aktinolith, die im
gesamten Kontakthof zu finden sind. Nach MÄRTENS 1966
erfolgt in der „Übergangszone" die Neubildung von Pyro-
xen und gemeiner Hornblende. In dieser Zone sind keine
mandelsteinartigen Metadiabase zu finden, die bereits
die Paragenesen der Kontaktmetamorphose führen, und
anstelle der Kalzitmandeln treten lagig ausgebildete Kalk-
silikatminerale auf.
In den dichten bis feinkörnigen Metadiabasen ist im
Grundgewebe neben Aktinolith auch gemeine Horn-
blende ausgebildet.
In der Zone der Fruchtschiefer mit unverändertem bis
schwach verändertem Grundgewebe (Zone 2 nach
MÄRTENS 1966) äußert sich die kontaktmetamorphe
Veränderung der Metabasite in einem stärkeren Auf-
treten gebänderter Metadiabase mit Kalksilikatminera-
len. Dabei zeigt die äußere Grenze der Bildung dieses
Gesteins einen nicht parallel zur äußeren Grenze der
Fruchtbildung in der Serie der sedimentär-metamorphen
Gesteine gerichteten Verlauf.
In der Zone der Fruchtschiefer mit Glimmerfelsgefüge
des Grundgewebes sowie in der Zone der Glimmerfelse
und der Hornfelse (Zonen 3 bis 5 nach MÄRTENS 1966)
zeigen die Metadiabase im wesentlichen die gleiche Aus-
bildung, wie sie für die Zone 2 angeführt ist.
SOKOLOWA 1966 (unveröff.) fand, dass die Plagioklase in
den Metabasiten mit Annäherung an den Granit zuneh-
mend basischer werden (Tabelle 3). So gibt sie für die
Chlorit-Epidot-Zone Albit, für die Aktinolith-Epidot-Zone
Oligoklas und für die Hornfelszone Oligoklas-Andesin als
typomorphe Vertreter der Plagioklasreihe in den kontakt-
metamorph veränderten Metabasiten an.
Der Werdegang der metamorphen Diabasgesteine im
Untersuchungsgebiet Schlema-Alberoda ist in zusammen-
gefasster Form in Tabelle 4 dargestellt.
3.1.4.4
Zur Geochemie des Prozesses
der Kontaktmetamorphose
Bei der normalen Kontaktmetamorphose ohne Stoff-
zufuhr erfolgen die Prozesse der Um- und Neubildung
von Mineralen im Wesentlichen ohne größere Verschie-
bungen im Stoffbestand der Hauptkomponenten der Ge-
steine. Eine Ausnahme machen lediglich leicht mobili-
sierbare und leichtflüchtige Komponenten wie H
2
0, H
2
S,
HCI u. a., die nur in untergeordnetem Maße an der che-
mischen Zusammensetzung der Gesteine beteiligt sind.
Sie üben aber auf die Neubildung der Minerale einen
gewissen Einfluss aus. So ist z. B. die Bildung des
Andalusits im Kontakthof der Granitmassive nach ROSEN-
BUSCH 1877 (182) nur durch die Abnahme des Wasser-
gehaltes während der Kontaktmetamorphose möglich,
da die an das Wasser gebundene und dadurch frei wer-
dende AI
2
0
3
-Menge durch den Alkaligehalt der phylli-
tischen Gesteine nicht mehr abgebunden werden kann
und sich als Andalusit abscheidet.
In neuerer Zeit gelangt SCHIPULIN 1960 (191) zu der Fest-
stellung, dass während der Dauer der Kontaktmetamor-
phose im Hüllgestein der erstarrenden Intrusiva ununter-
brochen lokale differenzierte Umlagerungen stattfinden,
die durch einen ständigen Austausch zwischen der als
Porenlösung im Gestein vorhandenen Feuchtigkeit und
der Umgebung bedingt werden. Dabei können flüchtige
Komponenten aus dem Intrusiv- in das Nebengestein
wandern und umgekehrt. Die bei der Aufheizung der
Hüllgesteine durch die Intrusiva entstehenden Lösungen
können entsprechend der Wärmezufuhr im inneren Kon-
takthof in den überkritischen und im äußeren Kontakthof
in den flüssigen („hydrothermalen") Zustand übergehen.
Bis auf wenige Ausnahmen gibt es gegenwärtig keine
Angaben über das Verhalten der Spurenelemente wäh-
rend der Kontaktmetamorphose. WEDEPOHL 1956 (244)
führt an, dass der Pb-Gehalt mit steigendem Meta-
morphosegrad in der Gesteinsreihe Tonschiefer-Glimmer-
schiefer zunimmt. Im Untersuchungsgebiet wurden von
LIPP 1957 (113) Untersuchungen über Verschiebungen
des Spurenelementhaushaltes im Grenzbereich „Granit-
innerer Kontakthof" vorgenommen, die sich auf die Horn-
felszone des Kontakthofes beschränkten.
Neuere Untersuchungen von TUGARINOW & SMEJENKOWA
1960 (236) sowie von JERMOLAJEW & SHIDIKOWA 1966 (87),
die ihre Ergebnisse mit Werten aus dem Exokontakt
des Eibenstocker Granitmassives belegen, zeigen, dass
Uran und Blei durch die Prozesse der Regional- und Kon-
taktmetamorphose mobilisiert und weggeführt werden

29
Tab. 4:
Werdegang der metamorphen Diabasgesteine im Lagerstättengebiet Schlema-Alberoda nach MÄRTENS &
RZEPKA (1960, unveröff.)
Kontaktmetamorphose
morphose innerer Kontakthof
Ausgangsgestein
Regionalmetamorphose
äußerer Kontakthof
innerer Kontakthof
Fazies
Grünschieferfazies
Epidot-Amphibol-
Hornfels-Fazies
Amphibol-Pyroxen-
Hornfels-Fazies
Diabasmandelstein
metamorpher Diabas
mandelstein mit aus-
gewalzten (verschieferten)
Kalzit- bzw. Kalzit-Feldspat-
Mandeln
lagig gebänderter meta-
morpher Diabas mit
linsenförmigen Kalklagen,
zum Teil mit Kalksilikat-
mineralen
lagig gebänderter
metamorpher Diabas
mit Kalksilikatmineralen
Diabastuff mit Sediment
gebänderter Tuffschiefer
gebänderter meta-
morpher Diabas (mit
Sedimentzwischenlagen),
Kalklagen, teilweise
mit Kalksilikatlagen)
gebänderter meta-
morpher Diabas
(mit Kalksilikatlagen)
Effusive
Serie
feinkörniger bis dichter
Diabas
feinkörniger bis dichter
metamorpher Diabas
(Grünschiefer)
dichter Metadiabas (mit
gelegentlich von Klüften
ausgehenden schlierig
ausgebildeten Kalksilikat-
mineralen)
dichter Metadiabas (von
Klüften ausgehende Bil-
dung schlierig ausgebilde-
ter Kalksilikatminerale)
mittel bis grobkörniger
Metadiabas
Intrusive
Serie
mittel- bis grobkörniger
Diabas/feinkörniger
Diabas
Grünschiefer (Feldspat-
Chlorit-Schiefer)
körnige Metadiabase
körnige Metadiabase
(gelegentlich mit geringen
Mengen schlierig ausgebil-
deter Kalksilikatminerale)
Anmerkung
: In allen Diabasgesteinen können durch die Einwirkung sowohl der Regionalmetamorphose als auch der
Kontaktmetamorphose Selektionsvorgänge stattfinden, die zur Bildung von monomineralischen Albit-, Amphibol- und
Biotitschlieren bzw. -lagen führen.
können. Aus diesen Einzelbeispielen und weiteren
Untersuchungen werden von TUGARINOW 1963 (234),
SUDOWIKO 1963, 1964, 1965 (216, 217, 218), JERMOLAJEW
& SHIDIKOWA 1966 (87) u. a. neuere Anschauungen in lager-
stättengenetischer und minerogenetischer Hinsicht ge-
zogen. Daraus ergibt sich, dass den Fragen nach dem Ver-
halten der Spurenelemente oder der „Erzkomponenten"
im Sinne von TUGARINOW & SMEJENKOWA 1960 (236) im
Verlauf der Regional- und Kontaktmetamorphose große
Aufmerksamkeit und Bedeutung beigemessen wird.
Wenn auch im Rahmen vorliegender Bearbeitung diese
Fragen nicht im Einzelnen untersucht werden konnten,
so werden doch an späterer Stelle einige Überlegungen
zu diesem und in seiner Bedeutung für die Lager-
stättenbildung interessanten Fragenkomplex dargelegt.
3.2
Die tektonischen Verhältnisse
im Untersuchungsgebiet
Eine neuere umfassende Bearbeitung der tektonischen
Verhältnisse im Untersuchungsgebiet wurde von Woz-
NIAK 1969 (259) vorgenommen. Mit der Klärung des
tektonischen Baues der Lößnitz-Zwönitzer Mulde be-
schäftigten sich DANZIG 1913 (54) und GRUHL 1924 (68),
während kleintektonische Untersuchungen von HERR-
MANN 1955 (78), WASTERNACK 1958 (240) und SCHMIDT 1959
(192) durchgeführt wurden, in denen das Untersuchungs-
gebiet mit bearbeitet wurde. Einige Ergebnisse klein-
tektonischer und gangtektonischer Bearbeitung geben
BOLDUAN, HÖSEL & SIPPEL 1964 (34) aus dem Phyllitgebiet
von Aue. PETSCHAT 1967 (163) bearbeitete einen Teil des
Untersuchungsgebietes kleintektonisch.
Die tektonische Bearbeitung der Granitmassive von Aue
und Schlema (Gleesberg) wurde von HÖPFNER 1929 (83)
und HERRMANN 1960 (79) vorgenommen, während das
Eibenstocker Massiv von SCHUST 1966 (204) bearbeitet
wurde. PAECH 1966, 1967 (159, 160) führte im Kirchberger
Massiv und in den westlich von diesem gelegenen Phyl-
liten tektonische Untersuchungen durch. Einige unver-
öffentlichte Beiträge zur Gangtektonik lieferten SCHTSCHU-
ROW 1957, BERGER & MEICHSNER 1965 und ATSCHEJEW 1966.
3.2.1
Der tektonische Bau
des Untersuchungsgebietes
Die Lagerstätte Schlema-Alberoda bildet den südwest-
lichen Teil der Lößnitz-Zwönitzer Mulde, deren tekto-
nischen Bau erstmals von DANZIG 1913 (54) erkannt und
später von GRUHL 1924 (68) eingehender untersucht und

30
beschrieben wurde. GRUHL 1924, der die gesamte Synkli-
nale als Lößnitz-Zwönitzer Zwischenmulde bezeichnete,
sah diese als ein in NE-SW-Längsrichtung isoklinal gefalte-
tes Gebiet an, dessen Mulden und Sättel Südostvergenz
aufweisen und in dessen Mulden jüngere Gesteine ein-
gefaltet sind. Er unterschied innerhalb der Lößnitz-Zwönit-
zer Zwischenmulde eine Reihe von Sätteln und Mulden,
von denen die eigentliche Lößnitz-Zwönitzer Mulde so-
wie der im Nordwesten an sie angrenzende Sattel von
Stollberg und die ihr im Südosten folgende Zone von
Aue-Geyer den engeren Lagerstättenbereich bilden.
Die Lößnitz-Zwönitzer Mulde verbreitert sich in nordöst-
licher Richtung. Im Lagerstättenbereich wird sie sowohl
im Nordwesten als auch im Südosten durch streichende
Störungen („Schwebende" im Sinne von MÜLLER 1860
(135)) begrenzt. Die Verbreiterung der Lößnitz-Zwönitzer
Mulde erfolgt, wie dies von GRUHL 1924 (68) angegeben
wird, nordöstlich des Untersuchungsgebietes sowohl in
nordwestlicher als auch in südöstlicher Richtung über
die im Untersuchungsgebiet die Begrenzung der Mulde
bildenden streichenden Störungen und ist durch das
Auftreten silurischer und devonischer Gesteine gekenn-
zeichnet.
Im Südwesten des Lagerstättengebietes teilt sich die
Lößnitz-Zwönitzer Mulde in eine nördliche und eine süd-
liche Teilmulde, die durch einen Zwischensattel mit ordo-
vizischen Phylliten getrennt sind. Beide Teilmulden
erstrecken sich nach WOZNIAK 1969 (259) in nordöst-
licher Richtung über das Untersuchungsgebiet hinaus.
Während die südliche Teilmulde durch flaches Fallen der
Muldenachsen einen größeren Tiefgang und relativ
gleichbleibende Mächtigkeit der silurischen und devoni-
schen Gesteine gekennzeichnet ist, weist die nördliche
Teilmulde ein steileres Eintauchen ihrer Achse nach
Nordosten und eine Abnahme der Mächtigkeit der silu-
rischen und devonischen Gesteine sowohl in südwest-
licher Richtung als auch in der Teufe auf. Anstelle der bitu-
minösen Schiefer des Silurs und der Metabasitkörper
des Oberdevons treten in der Teufe ordovizische Phyllite
mit den in ihnen eingelagerten Quarziten und Quarzit-
schiefern auf.
Die Einfaltung der Gesteine und damit die Anlage der
Lößnitz-Zwönitzer Mulde wird von PIETZSCH 1956, 1963
(167, 169) und SCHMIDT 1959 (192) u. a. als Folge der varis-
zischen Einengungstektonik während der sudetischen
Phase angesehen. Mit der Anlage des Isoklinalfalten-
baues ist nach HERRMANN 1955 (78) eine Nebeneinan-
derstellung stratigraphisch nicht zusammengehörender
Schichten verbunden. GRUHL 1924 (68) betrachtet die
Anlage des Isoklinalfaltenbaues und die Verschuppung
der Gesteine als einen zeitlich gleichen Vorgang. Im
Ergebnis der variszischen Einengungstektonik erfolgte
die Anlage der im Untersuchungsgebiet ausgebildeten
streichenden Störungen.
Die streichenden Störungen zeigen in ihrem Aufbau weit-
gehende Analogie zu den von MÜLLER 1860, 1895 (135,
138), BECK 1912 (18), RADTKE 1959 (174) und BEYER 1960
(28) beschriebenen „Schwebenden" und „Schwarzen Flö-
zen" im Annaberger und im Marienberger Lagerstätten-
bezirk. Die streichenden Störungen im Untersuchungs-
gebiet unterscheiden sich von diesen dadurch, dass sie
einen über größere Entfernungen (mehrere km) gleich-
bleibenden streichenden Verlauf aufweisen und dass sie
in wesentlichen Teilen ihrer Ausbildung in stratigraphisch
einstufbaren silurischen Gesteinen ausgebildet sind.
Die streichenden Störungen sind nach WASTERNACK 1958
(240) im s
1
-Streichen angelegte schräge Auf- oder
Abschiebungsbahnen. Ihre Anlage erfolgte in Plan l nach
HERRMANN 1955 (78) und führte zur Verschuppung des
Faltenbaues. Nach ihrem tektonischen Aufbau lassen
sich zwei Arten von streichenden Störungen unterschei-
den. Am häufigsten sind streichende Störungen, die
konkordant zur Schieferungsebene verlaufen und über
größere streichende Erstreckungen ausgebildet sind.
Diese Störungen sind sowohl innerhalb als auch randlich
als Begrenzung der „produktiven" Gesteinsserie aus-
gebildet. Sie reichen in ihrer südwestlichen Fortsetzung
auch in die kontaktmetamorphen Äquivalente der Phyllite
und zum Teil sogar bis in den Granit.
Die andere Gruppe der streichenden Störungen sind
transversale Störungen und treten diskordant unter
einem sehr spitzen Winkel zur Schieferungsebene auf.
Während die erste Gruppe der streichenden Störungen
ein Streichen von 70 bis 90° aufweist, streichen die Stö-
rungen der zweiten Gruppe 90 bis 100°. Im Einfallen ist
zwischen beiden Gruppen kein Unterschied festzustel-
len. Die Störungen der zweiten Gruppe sind nur inner-
halb der „produktiven" Serie zu beobachten und besitzen
gegenüber den Störungen der ersten Gruppe einen kür-
zeren streichenden Verlauf. An den Störungen der ersten
Gruppe finden sie ihre Endschaft.
Nach der Ausbildung kann man die streichenden Störun-
gen in graphitische und in mylonitische Störungen unter-
teilen. Erstere treten besonders in den bituminösen silu-
rischen Gesteinen auf und bestehen aus völlig zerruschel-
ten Kiesel-, Alaun- und Kohlenstoff-Kalk-Schiefern mit
höheren Gehalten an Kohlenstoff und geringer, oft wech-
selnder Pyritführung. Sie weisen graphitische Harnische
und Spiegel mit Rillungs-, Striemungs- und gelegentlich
auftretenden lokalen Kleinfältelungserscheinungen, die
herzyn gerichtete Faltungsachsen besitzen, auf. PETSCHAT
1967 (163) führt das bevorzugte Auftreten der streichen-
den Störungen in den bituminösen silurischen Gesteinen
auf das weniger starre Verhalten dieser Gesteine gegen-
über tektonischen Beanspruchungen zurück.
Die mylonitischen Störungen sind meist als streichende
Fortsetzung der in den bituminösen silurischen Gestei-

31
nen auftretenden graphitischen Störungen in den kon-
taktmetamorph veränderten Phylliten und metamorphen
Diabasen ausgebildet und mit hellem mylonitisierten
Material dieser Gesteine in Form von Ausschram oder
Letten ausgefüllt, das nach WASTERNACK 1958 (240)
megaskopisch nicht überprägt ist und eine postkontakt-
metamorphe Bildung darstellt.
In einigen der konkordant zur Schieferungsebene ange-
legten streichenden Störungen drangen Gänge von Ker-
santit II, die über größere Entfernungen die Störungs-
zonen begleiten, ein. Jüngere Nachbewegungen auf
den streichenden Störungen widerspiegeln sich in abge-
trennten Teilen von Kersantit II und in Verwerfungen oder
im Mitschleppen von Erzgängen mit Paragenesen aller
im Untersuchungsgebiet vorhandenen Gangformatio-
nen. Im Allgemeinen besitzen die streichenden Stö-
rungen keine eigene hydrothermale Mineralisation. Sie
können allerdings in den Bereichen von anscharenden
Gängen mit herzyner Streichrichtung über kürzere Ent-
fernungen mineralisiert sein. Eine Ausnahme ist auf den
südlichsten streichenden Störungen zu beobachten, die
in den Bereichen, in denen sie in den Granit streichen
und in der innersten Zone des Kontakthofes auftreten,
Abfolgen der kb-Formation führen.
Die streichenden Störungen weisen stark schwankende
Mächtigkeiten zwischen einigen cm und mehreren m
auf. Sie bestehen häufig aus mehreren aufgetrümerten
an- und abscharenden Störungen und liegen als
Störungsbereiche vor, wobei die einzelnen Trümer zum
Teil jüngere Nachbewegungen darstellen. In ihrer strei-
chenden Erstreckung zeigen die Störungen nach PET-
SCHAT 1967 (163) häufig einen undulierenden welligen
Verlauf, wobei die konkordant in die Schieferungsebene
eingelagerten Störungen lokal, besonders in Bereichen
mit einer tektonischen Querbeanspruchung, transversal
zur Schieferungsebene der Gesteine streichen. Änderun-
gen in der Streichrichtung der Störungen sind auch bei
Wechsel in andere Gesteine zu beobachten.
Insgesamt sind im Untersuchungsgebiet ca. zwölf strei-
chende Störungen mit unterschiedlicher Erstreckung der
einzelnen Störungen bekannt. Die Abstände zwischen
den einzelnen Störungsbereichen weisen unterschied-
liche Werte auf.
Jüngeren Alters ist eine von GRUHL 1924 (68), HERRMANN
1955 (78), PIETZSCH 1956, 1963 (167, 169), WASTERNACK
1958 (240) und SCHMIDT 1959 (192) beschriebene Quer-
beanspruchung der Gesteine der Lößnitz-Zwönitzer
Mulde. GRUHL 1924 (68) führt diese Querbeanspruchung
auf durch das Umbiegen des variszischen Bogens her-
vorgerufene Einengungsbewegungen zurück. PIETZSCH
1956, 1963 (167, 169) stellt diese tektonische Beanspru-
chung in die erzgebirgische Phase der variszischen Tekto-
genese und bringt mit ihr eine stärkere orographische
Heraushebung der Antiklinalzonen und ihre Querfaltung in
Beziehung. HERRMANN 1955 (78) führt an, dass durch diese
Querelemente eine Verstellung der Längsmuldenachse
erfolgte. Nach ihm führt eine Art Querbeanspruchung nach
b-axialen Gefüge zur Entstehung von NW-SE-gerichteten
Störungen, die zum Teil Verschuppungen des s
1
-Flächen-
gefüges verursachten. Die herzynen Störungen sind nach
GRUHL 1924 (68) jünger als die streichenden Störungen.
WASTERNACK 1958 (240) bestätigt diese Angabe durch
eigene Beobachtungen und führt an, dass die herzynen
Störungen die streichenden Störungen durchsetzen, zum
Teil aber auch geringfügig an diesen versetzt sind.
Nach SCHMIDT 1959 (192) gestattet die wechselseitige
Überlagerung der erzgebirgisch und der herzyn strei-
chenden Großstrukturen keine zeitliche Relation der ein-
zelnen Richtungen für den Phyllitbereich abzuleiten, so
dass eine zeitliche Trennung in eine regional einheitliche
ältere Längs- und jüngere Querfaltung nicht möglich ist.
Die Verhältnisse im Untersuchungsgebiet widersprechen
jedoch dieser Feststellung.
3.2.2
Kleintektonik
Kleintektonische Untersuchungen wurden im Unter-
suchungsgebiet und in seiner Umgebung von HERRMANN
1955 (78), WASTERNACK 1958 (240), PAECH 1966 (189) und
PETSCHAT 1967 durchgeführt.
Nach HERRMANN 1955 (78) liegen im Bereich der Lößnitz-
Zwönitzer Mulde zwei senkrecht aufeinanderstehende
Beanspruchungspläne vor. Plan l entspricht der Faltung
und Verschuppung der altpaläozoischen Sedimente und
führte zur Bildung von S-Tektoniten mit SW-NE- (60-70°)
streichenden b-Achsen (b). Im Plan II führte die jüngere
Zusammenpressung mit einer NE-SW-gerichteten Haupt-
druckrichtung zur Querbeanspruchung der Mulde. Das
Streichen der b-Achsen (b
2
) dieses Planes beträgt
100-120°. Die Kleinfältelung wird von HERRMANN 1955 als
Ausdruck der schief zu Plan l gerichteten Einengung ge-
deutet. DANZIG 1913 (54) führt an, dass die Kleinfältelung
keine bevorzugte Streichrichtung aufweist. Mit dem
Plan II ist die Ausbildung der in die Phyllite eingelagerten
Quarzite als B-Tektonite verbunden. Bei der Einengungs-
beanspruchung blieben nach WASTERNACK 1958 (240) die
Phyllite als S-Tektonite erhalten. Die jüngeren Beanspru-
chungspläne nach HERRMANN 1955 (78) sind mit der Granit-
tektonik (Plan III) und mit der Gangtektonik (Plan IV), die alle
postgranitischen Beanspruchungen umfasst, verbunden.
WASTERNACK 1958 (240) unterteilt im Gegensatz zu HERR-
MANN 1955 (78) die regionale Anordnung der b-Achsen in
drei Gruppen:
Gruppe l: 95-105° streichende Achsen (Mehrzahl der
Faltenachsen und Runzelungswerte,

32
Gruppe II: 60-95° streichende Achsen (nur wenige
Runzelungswerte),
Gruppe III:
0-30° streichende Achsen (besitzen nur
lokalen Charakter).
Die Achsen der Gruppen l und II stellen zeitlich relativ
eng miteinander verknüpfte para- bis postmetamorphe
Beanspruchungen dar, während die Achsen der Gruppe
III von WASTERNACK 1958 zeitlich nicht genau eingestuft
werden.
DANZIG 1913 (54) schreibt, dass die ehemalige Schichtung
nur selten zu beobachten ist und dass die Schieferung als
Transversalschieferung vorliegt. In den kontaktmetamorph
überprägten Gesteinen des Untersuchungsgebietes ist
eine eindeutige primäre Schichtung nicht zu erkennen.
Nach WASTERNACK 1958 (240) ist für die höheren Teile der
tonschieferartigen Phyllite Transversalschieferung (s/ss)
charakteristisch, während die tieferen Teile der tonschiefer-
artigen Phyllite und die höheren Teile der Quarzphyllite
Parallelschieferung besitzen. Beide Schieferungsformen
sind nach WASTERNACK 1958 an verschiedene Metamor-
phosestufen gebunden. Jüngeres Alter besitzen die nur
im Bereich der Quarzphyllite auftretenden s
2
-Flächen
(Schubklüftung), die WASTERNACK 1958 als „Transversal-
schieferung zu s
1
" und als eine Art „Querbeanspruchung",
die zur Bildung von NW-SE-gerichteten Störungen führte,
auffasst. Während das s
1
-Flächengefüge annähernd pa-
rallel zu den Einfaltungen der jüngeren Gesteine streicht,
besitzt die s
2
-Schubklüftung Scherflächennatur.
Von PETSCHAT 1967 (163) durchgeführte Messungen der
s
1
-Werte ergaben für die kontaktmetamorph veränderten
Phyllite ein Maximum der Schieferungswerte von 72-96°
im Streichen und von 54-60° NW-NE im Fallen. Inner-
halb der „produktiven" Gesteinsserie ergab sich ein Maxi-
mum von 76-92° im Streichen und von 48-52° NW-NE
im Fallen.
Nach PETSCHAT 1967 streuen die s
1
-Werte innerhalb der
„produktiven" Serie mehr als innerhalb der Phyllite.
Dies führt PETSCHAT auf die gesteinsmäßig heterogene
Zusammensetzung der „produktiven" Serie zurück. Die
Granitnähe übt keinen Einfluss auf die s
1
-Flächenwerte
aus und äußert sich nur in einer zunehmenden Bankig-
keit der Gesteine, die mit einem Undeutlicherwerden
und einer Weitständigkeit der s
1
-Flächen verbunden ist.
Nach PETSCHAT 1967 besitzt die b-Lineation auf den s
1
-
Flächen bei wechselhaftem Einfallen eine hauptsächliche
Streichrichtung von E-W bis NE-SW. Harnischrillungen
sind im Untersuchungsgebiet seltener zu beobachten
und zeigen die unterschiedlichsten Werte im Streichen
und Fallen.
Von PETSCHAT 1967 (163) im Untersuchungsgebiet durch-
geführte Kleinfältelungsmessungen ergaben, dass sich
die gemessenen Werte in die Gruppe l (65-95°) und in
die Gruppe II (95-135°) nach WASTERNACK 1958 (240) ein-
ordnen lassen. Nach PETSCHAT 1967 muss die Streuung
der Kleinfältelungsachsen nicht unbedingt auf verschie-
dene tektonische Beanspruchungen zurückgeführt wer-
den, sondern kann auch durch die inhomogene Schichten-
folge innerhalb der „produktiven" Serie bedingt sein.
Quarzachsenmessungen von PETSCHAT 1967 im Unter-
suchungsgebiet ergaben maximale Belegungsdichten
zwischen 3 und 5 % und einen geringen Regelungsgrad
(im Sinne von FISCHER, nach (163)) von 5,7 bis 9,3. Es
besteht keine Abhängigkeit zwischen dem Regelungs-
grad und dem Abstand der Gesteine vom Granit. Der
Regelungsgrad ändert sich vom Granitkontakt bis zu
einem horizontalen Abstand von 1350 m vom Granit
(äußerer Fruchtschieferbereich) nur geringfügig und zeigt
kein Ansteigen. PETSCHAT 1967 nimmt als Ursache an,
dass die Entregelungswirkung des Granits weit über
die Fruchtschiefergrenze hinausreicht. Das Quarzgefüge
lässt teilweise die Anlage von Zweigürtelsystemen er-
kennen, wobei die Öffnungswinkel der Zweigürtel vor-
wiegend 40 bis 50 % betragen. Kleine Öffnungswinkel
weisen nach BEHR (in (163)) auf einen größeren
Streckungsbetrag in b hin.
3.2.3
Granittektonik
Ebenso wie sich die Haupttypen der im westlichen Erz-
gebirge verbreiteten Granite in ihrer mineralogischen
Zusammensetzung, in ihrem Modalbestand und in ihrem
Chemismus unterscheiden, sind auch in ihrem tektoni-
schen Aufbau bestimmte Unterschiede zu erkennen. Im
Eibenstocker Granit verläuft die Dehnungsachse quer zu
der NW-SE-gerichteten Längserstreckung und bildet somit
nach HERRMANN 1960 (79) einen Querpluton ab. Im Gegen-
satz dazu liegt die Streckungsachse in den von HERRMANN
1960 zum Auer Pluton zusammengefassten kleinen Granit-
massiven von Oberschlema (Gleesberg), Aue und Auer-
hammer etwa in der erzgebirgischen Richtung. Der Auer
Pluton stellt granittektonisch einen Längspluton, morpho-
logisch aber einen Querpluton dar. Die Querdehnung er-
folgte nach Erstarrung des in die Querwölbung von Aue-
Schwarzenberg diskordant intrudierten Plutons.
HÖPFNER 1929 (83) ermittelte bei seinen tektonischen
Untersuchungen im Auer Massiv ein Streichen von
35-40° für S- und von 130-135° für Q-Klüfte. Während
die S-Klüfte meist nur kurze Erstreckungen und einen
gebogenen Verlauf aufweisen, besitzen die Q-Klüfte
keine wesentlichen Änderungen im Streichen und Fallen
und setzen durch die S-Klüftung. HÖPFNER 1929 gibt über
die Häufigkeit dieser beiden Kluftrichtungen an, dass
südwestlich der Störung „Roter Kamm" S-Klüfte häufi-
ger als Q-Klüfte auftreten, während er für das Gebiet
nordöstlich des „Roten Kammes" (also für das Unter-
suchungsgebiet) gerade entgegengesetzte Häufigkeiten

image
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33
der genannten Kluftrichtungen beschreibt. Diagonalklüfte
treten im Bereich des Auer Massives stark zurück.
Ganggranite und Aplite folgen meist der Q-Klüftung,
während die Quarzgänge sowohl in der S- als auch in der
Q-Richtung auftreten. Für die einzelnen Gangformationen
gibt HÖPFNER 1929 (83) folgende Richtungen an:
z-Formation:
N-S, NNW-SSE und Q-Kluftrichtung,
kb-Formation:
meist in S-Kluftrichtung (bei Ober-
schlema und Schneeberg),
biconi-Formation:
Q-Kluftrichtung,
e-Formation:
Q- und D-Kluftrichtung.
SCHUST 1966 (204) untersuchte das Eibenstocker Massiv
granittektonisch und fand, dass seine Ergebnisse von
den Ergebnissen HÖPFNER'S 1929 abweichen. Auch
PAECH 1967 (160) kam bei tektonischen Untersuchungen
im Kirchberger Granit zu gegenüber den Angaben von
HÖPFNER 1929 abweichenden Ergebnissen, besonders in
der Frage der Anlage und im Bau des Massives, während
HERRMANN 1960 (79) die Ergebnisse von HÖPFNER 1929 im
Bereich des Auer Massivs bestätigt.
SCHUST 1966 (204) gibt für die Streichrichtung der einzel-
nen Gangformationen folgende Maxima im Bereich des
Eibenstocker Granites und seines Kontakthofes an:
z-und q-Formation: 140-150°, Nebenmaximum bis 70°,
kb-Formation:
80-90°,
biconi-Formation
90-100° bei Schneeberg und
120-140° bei Breitenbrunn
und Johanngeorgenstadt,
eba-Formation
3
:
160-170°.
Die mit der Klüftung der Granite im Zusammenhang ste-
hende tektonische Beanspruchung des Nebengesteins
ist ebenfalls eine etwas später wirkende Erscheinung
der Kontaktmetamorphose und äußert sich in der Anlage
neuer Klüfte und Spalten, die von Ganggraniten, Apliten,
Lamprophyren und älteren Abfolgen der Mineralisation
ausgefüllt werden. SCHUST 1966 (204) deutet eine Durch-
pausung der prägranitischen Klufttektonik auf die intru-
dierten Granite an. Die granittektonische Beanspruchung
bezeichnet HERRMANN 1955 (78) als Plan III, während BER-
GER & MEICHSNER 1965 (unveröff.) sie als Plan II (Tabelle 5)
ansehen. HERRMANN 1955 beschreibt innerhalb seines
Planes III eine Kleinfältelung im Kontakthof des Eiben-
stocker Granites bei Bockau.
Zusammenfassend ist festzustellen, dass sich die Erz-
gänge sowohl auf Kluftsystemen, die granittektonischer
Entstehung sind, als auch auf solchen prägranitischer
Entstehung ausbilden können.
3
SCHUST
1966 fasst unter dem Begriff der „eba-Formation" sowohl Eisen-
Mangan- als auch Roteisen-Baryt-Gänge zusammen.
3.2.4
Gangtektonik
In gangtektonischer Beziehung weist die Lagerstätte
Schlema-Alberoda gegenüber anderen Ganglagerstätten
des Erzgebirges ein abweichendes Verhalten auf, das
durch die geologische Lage und durch die prägranitische
Entwicklung des Untersuchungsgebietes bedingt ist. Die
komplizierten gangtektonischen Verhältnisse, wie sie in all-
gemeiner Form von SCHTSCHUROW & TIMOFEJEW 1965 (197)
abgehandelt werden, haben ihre Ursache darin, dass das
Untersuchungsgebiet an den Schnittbereich zweier groß-
tektonischer Elemente, der herzyn streichenden Nejdek-
Crimmitschauer Störungszone und der erzgebirgisch strei-
chenden Lößnitz-Zwönitzer Mulde, geknüpft ist. Kenn-
zeichnend für die Kompliziertheit der Gangtektonik ist die
Ausbildung von Strukturen verschiedener Größenordnung.
SCHTSCHUROW 1957 (unveröff.) unterscheidet sechs Größen-
ordnungen von tektonischen Strukturen (Abb. 9).
Zu den Strukturen l. Ordnung gehören Verwerfungen
vom Typ „Roter Kamm", die Verwerfungsbeträge von
mehr als 100 m aufweisen. Als Strukturen II. Ordnung
sieht SCHTSCHUROW 1957 solche Gänge an, die an Struk-
turen l. Ordnung anscharen und neben größerer Mächtig-
keit und Erstreckung ebenfalls noch bedeutende Ver-
werfungsbeträge, die bis 100 m betragen, aufweisen,
während Strukturen III. Ordnung solche Gänge sind, die
an Strukturen II. Ordnung anscharen. Mit der Größenord-
nung der Strukturen nimmt sowohl die streichende und
fallende Erstreckung als auch die Mächtigkeit der Gänge
ab, so dass die Strukturen V. und VI. Ordnung durch gerin-
ge Erstreckung und Mächtigkeiten gekennzeichnet sind.
Abb. 9:
Schematische Darstellung der Beziehungen
der Strukturen I. bis IV. Ordnung
(nach SCHTSCHUROW 1957, unveröff.)
Für den Absatz der Gangarten und Erzminerale auf den
Gängen spielt die Größenordnung der Strukturen eine
wichtige Rolle. So besitzen, wie dies SCHTSCHUROW &
TIMOFEJEW 1965 (197) anführen, Strukturen l. und II. Ord-
nung keine nennenswerte Vererzung und die Erzführung
ist an die Gänge III. bis VI. Ordnung gebunden, wobei die
Gange III. und IV. Ordnung von großer Bedeutung sind.

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34

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35

36
Dies gilt auch für den Absatz der Erze der biconi-Forma-
tion, die hauptsächlich in den Gängen III. und IV. Ordnung
größere Erzfälle bilden und auf den Gängen V. und VI.
Ordnung neben geringerer Häufigkeit auch kleinere strei-
chende und fallende Erstreckungen sowie kleinere Mäch-
tigkeiten aufweisen. Co-Ni-Arsenide wurden nur einmal
auf einer Struktur II. Ordnung in einem Bereich, in dem
Gänge III. Ordnung mit Co-Ni-Vererzung an diese Struk-
tur anscharten, beobachtet.
Die einzelnen Gangformationen sind an bestimmte Streich-
richtungen gebunden. Die Quarz-Wolframit-Gänge weisen
herzynes Streichen (320-340°) auf, wie dies auch von
BOLDUAN, HÖSEL & SIPPEL 1964 (34) für die Lagerstätte Aue-
Lauter und von SILVERS 1941 (210) für die Lagerstätte
Zschorlau beschrieben wird. Die Quarz-Scheelit-Gänge
bevorzugen im Allgemeinen steil erzgebirgisches Strei-
chen („Morgengänge" mit einem Bereich von 20-60°), tre-
ten aber in einigen Lagerstättenteilen auch auf herzyn
streichenden Gängen auf. Im ersteren Falle bilden diese
Gänge oft einen ausgedehnten Schwärm von geringmäch-
tigen Gängen und Klüften (Abb. 10). In den Bereichen, in
denen die Quarz-Scheelit-Gänge im Granit ausgebildet
sind, sitzen sie auf Spalten, die der Q-Klüftung (HÖPFNER
1929 (83), RESCH & SALZER 1964 (180)) angehören.
Die Abfolgen der Quarz-Sulfid-Gänge (kb-Formation) sind
auf zwei verschiedenen, räumlich getrennten Spalten-
systemen ausgebildet. Die älteste Paragenese mit Arseno-
pyrit und Pyrit bevorzugt herzyn streichende Gänge, die
später wiederbelebt wurden, während die Paragenesen
der Zn-Cu-Abfolge sowohl auf herzyn als auch auf erz-
gebirgisch streichenden Gängen ausgebildet sind. Die letz-
tere Richtung entspricht der der streichenden Störungen.
Das Auftreten von Gängen der kb-Formation auf zwei ver-
schiedenen Streichrichtungen wurde bereits von MÜLLER
1860 (135) beschrieben, der auch die räumliche Trennung
der beiden Streichrichtungen erkannte, indem er erzgebir-
gisch streichende Gänge mit kb-Formation besonders im
Gebiet von Oberschlema (Grube „König David") und vom
Revier Bärengrund der Lagerstätte Aue-Lauter anführt.
Die Paragenesen der kku-Formation bevorzugen herzyne
Streichrichtung. Die Mineralisation der jüngeren Gang-
formationen ist auf den Spalten der kku-Formation ent-
wickelt. Dabei werden die Spalten der kku-Formation von
den jüngeren, teleskopartig innerhalb der kku-Formation
aufsitzenden Gangformationen sowohl in der streichen-
den und fallenden Erstreckung als auch in der Mächtig-
keit erweitert.
Wie von BARSUKOW, NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5) und
von BERGER & MEICHSNER 1965 (unveröff.) betont wird,
erfolgte die Ausbildung der Gangspalten in den ersten
Etappen der tektonischen Aufreißungen nicht durch-
gehend. So besitzen die älteren Abfolgen der kb-Forma-
tion auf den herzyn streichenden Gängen im Allgemei-
nen nur eine streichende und fallende Erstreckung von
ca. 50 m. Die Verbreitung der Paragenesen der kku-For-
mation beträgt nur selten mehr als 300 m auf den ein-
zelnen Gängen. Die Aufreißung und Ausbildung der Spal-
ten erreichte ihren Höhepunkt zu Beginn der mgu-For-
mation, als sich die älter angelegten Bereiche zu großen
durchgehenden Gängen entwickelten. Eine Neuanlage
von Gängen erfolgte, sieht man von einigen 340-360°
streichenden Gängen ab, zu Beginn dieser Formation
nicht mehr. Mit dem Ende der mgu-Formation klang die
Gangtektonik allmählich ab, wie dies bereits in den jün-
geren Abfolgen der mgu-Formation, die auf den einzel-
nen Gängen nicht mehr durchgehend, sondern nur noch
in bestimmten Bereichen entwickelt sind, zu erkennen
ist. Ein gleiches Verhalten zeigen die Paragenesen der
biconi-Formation. Besitzt die barytische Abfolge (eba-
Abfolge) auf einigen Gängen III. Ordnung noch strei-
chende Erstreckung von 100 bis ca. 250 m, so verringert
sich die Erstreckung der jüngeren Abfolgen der biconi-
Formation aufwerte von 100 m und weniger.
Noch geringer war die Intensität der Gangtektonik zu
Beginn der ags-Formation, deren Paragenesen auf den
Gängen streichende und fallende Erstreckung bis 50 m
erreichen und nur noch lokalen Charakter besitzen.
Gegenüber den Gängen der Quarz-Wolframit-, der Quarz-
Scheelit- und der kiesig-blendigen Formation (auf erz-
gebirgisch streichenden Systemen), die von jüngeren tek-
tonischen Bewegungen fast nicht mehr berührt werden,
erweisen sich die Gänge der kku- und der mgu-Formation
gegenüber jungen Bewegungen noch als recht mobil.
Als Ursache für das Auftreten der saxonischen und alpi-
dischen Tektonik in einem Gebiet, das durch das Domi-
nieren von variszischen Elementen der Tektonik gekenn-
zeichnet ist, kann man die geologische Lage des Unter-
suchungsgebietes anführen. Die Bewegungen saxo-
nisch-alpiden Alters sind vor allem auf das Vorhanden-
sein großer herzyn streichender und tiefreichender Line-
amente, wie die Nejdek-Crimmitschauer Störungszone,
zurückzuführen. Wie das fast völlige Fehlen von Para-
genesen der fba-Formation zeigt, erfolgten im Unter-
suchungsgebiet während dieser Etappe keine wesent-
lichen tektonischen Bewegungen auf den Gangsyste-
men. Dagegen traten in der Zeit der Bildung der Eisen-
Mangan-Gänge (e-Formation) starke tektonische Bewe-
gungen vor allem auf den Strukturen l. und II. Ordnung
auf. Der „Rote Kamm" ist vollständig mit den Mineralen
dieser Gangformation ausgefüllt und lässt in den Auf-
schlüssen keine Relikte älterer Gangformationen erken-
nen. Als annähernd gleichaltrig mit der e-Formation ist
das Auftreten von jungem Quarz, der älteren Minerale,
besonders Baryt, Fluorit, Kalzit, Dolomit u. a. pseudo-
morphosiert, auf einigen Gängen im granitnahem
Bereich (Glimmerfelszone) anzusehen, das allerdings im
Untersuchungsgebiet nur lokalen Charakter besitzt.

image
37
Abb. 10:
Aufgetrümerter Gangzug mit Trümern der Quarz-Scheelit-Abfolge.
Sohle -810 m, Querschlag 1208
NO
, 2-6 m NO von Str. 26
SE
Zwischen und innerhalb der einzelnen Abfolgen der
Gangformationen lassen sich im Untersuchungsgebiet
noch eine Reihe von tektonischen Impulsen nachweisen,
die lokale Verwerfungen besitzen und in der Kataklasie-
rung einzelner Gangminerale zum Ausdruck kommen.
Eine andere Form ihres Nachweises zeigt sich in der Bil-
dung von Harnischen bei einigen Gangmineralen. Post-
mineralisch treten noch tektonische Bewegungen auf,
die sich in einer Mylonitisierung und in einem Durch-
reißen der Gänge äußern. Eine zusammenfassende
Übersicht über die tektonischen Vorgänge im Unter-
suchungsgebiet ist in Tabelle 5 zusammengestellt.
Die Intensität der Spaltentektonik und die Verbreitung
der Gangsysteme in den einzelnen Bereichen der Lager-
stätte lassen eine deutliche Zonalität der Spaltenbildung
im Untersuchungsgebiet erkennen, die von der Zonalität
der Kontaktmetamorphose abhängig ist. So sind die
Quarz-Wolframit- und die Quarz-Scheelit-Gänge nur im
inneren Kontakthof verbreitet, wie dies Abb. 11 zeigt.
Ebenso ist die kb-Formation auf den erzgebirgisch strei-
chenden Gängen nur im inneren Kontakthof ausgebildet.
Für die Gänge der kku-, mgu- und der jüngeren Gang-
formationen ist eine Verbreitung über das gesamte
Untersuchungsgebiet charakteristisch, wobei allerdings
die Intensität der Spaltenbildung und die Anzahl der Spal-
ten in den einzelnen Zonen des Kontakthofes sich mit
zunehmender Entfernung von der Granitoberfläche ver-
ringert. ATSCHEJEW 1966 (unveröff.) ermittelte folgendes
Verhältnis der Anzahl der Spalten in einem bestimmten
Bereich, das er als „spezifische Ganghäufigkeit" bezeich-
net, für die einzelnen Zonen des Kontakthofes:
Zone l
(innerer Kontakthof)
1,00
Zone II
(mittlerer Kontakthof)
0,39
Zone III
(mittlerer Kontakthof)
0,08
Zone IV (äußerer Kontakthof)
0,00 n.
Die Zonalität in der Verbreitung der Gänge, die Erz-
minerale der biconi- und der ags-Formation führen, ergibt
sich aus den Werten der Tabelle 6 (letzte Reihe). Die
Gänge der biconi- und der ags-Formation sind nicht
gleichmäßig über das Untersuchungsgebiet verteilt, son-
dern besonders häufig im äußeren Kontakthof, und
zwar in Richtung zum inneren Kontakthof vorhanden. Die
durchschnittlichen Werte für das Untersuchungsgebiet in
den 100-m-Bereichen im Abstand vom senkrechten und
vom horizontalen Granitabstand zeigen die Abbildun-
gen 12 und 13.
In Tabelle 6 wurden noch die ermittelten Werte, die die
vertikale Zonalität der Häufigkeit der Gänge der biconi-
und der ags-Formation belegen, einbezogen. (Abb. 14
und 15). Die Auswertung des horizontalen Abstandes
von der Granitoberfläche der Gänge der biconi- und der
ags-Formation (Abb. 13 und 15) lässt die Häufung im

image
image
image
38
Abb. 11:
Die Verbreitung der Quarz-Scheelit-Gänge („ Erzknoten ") auf einer Sohle im Untersuchungsgebiet.
Sohle -8W m.
Abb. 12:
Die Verteilung der Gänge mit Bi-Co-Ni und
Ag-Vererzung in Abhängigkeit vom senkrech-
ten Abstand zur Granitoberfläche im Unter-
suchungsgebiet
äußeren Kontakthof nicht so deutlich erkennen, wie dies
bei der Auswertung des senkrechten Granitabstandes
zum Ausdruck kommt. Die Auswertung des vertikalen
Abstandes der Erzpunkte zur Granitoberfläche der Gänge
der biconi- und der ags-Formation deckt sich fast voll-
ständig mit dem beim senkrechten Granitabstand erhal-
Abb. 13:
Die Verteilung der Gänge mit Bi-Co-Ni und
Ag-Vererzung in Abhängigkeit vom horizon-
talen Abstand zur Granitoberfläche im Unter-
suchungsgebiet
tenem Bild. Ein Teufenbereich in den Abb. 14 und 15 und
in der Tabelle 6 umfasst eine seigere Teufe von 200 m.
Die Verschiebung der Ganghäufigkeit mit der Teufe auf
die Granitoberfläche ergibt sich aus dem SW-gerichteten
Einfallen der Gänge und dem NE-gerichteten Einfallen
der Granitoberfläche.

image
image
39
Abb. 14:
Die Häufigkeit der Gänge mit
Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung in
100-m-Bereichen des Kontakt-
hofes (senkrechter Abstand
zur Granitoberfläche) und ihre
Veränderung mit zunehmen-
der Teufe (200-m-Bereich) im
Untersuchungsgebiet
Abb. 15:
Die Häufigkeit der Gänge mit Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung in 100-m-Bereichen des horizontalen Abstandes
von der Granitoberfläche im Kontakthof und ihre Veränderung mit zunehmender Teufe (200-m-Bereich) im
Untersuchungsgebiet
Tab. 6:
Die Häufigkeit und vertikale Verteilung der Gänge mit Bi-Co-Ni- und Ag-Vererzung in den einzelnen Zonen
des Kontakthofes
Teufenbereich
senkrechter Abstand der Zonen von der Granitoberfläche
1
'
Anteil an der Gesamt-
zahl der Gänge (%)
0-300 m
300-600 m
600-900 m
> 900 m
1
16,3
4,92)
29,1
55,2
10,6
II
37,3
12,12)
48,8
35,6
3,5
III
28,2
35,2
31,4
32,0
1,4
IV
13,8
36,5
46,2
17,3
0
V
4,4
15,2
72,7
9,1
3,0
Untersuchungsgebiet gesamt
100,0
20,9
41,4
34,1
3,6
1) Unter „senkrechtem Abstand von der Granitoberfläche" wird der kürzeste Abstand eines Ganges bzw. eines Erzpunktes von der
Granitoberfläche, der annähernd senkrecht zu dieser ermittelt wurde, verstanden. Beispiele für die Ermittlung des senkrechten
Abstandes eines Erzpunktes von der Granitoberfläche zeigen die Abb. 130-132. Daneben wurden bei der Ermittlung des senk-
rechten Abstandes von der Granitoberfläche noch der horizontale und der vertikale Abstand eines Ganges bzw. eines Erzpunktes
von der Granitoberfläche bestimmt.
2) In diesem Bereich waren die Archivunterlagen nicht vollständig. Wahrscheinlich liegen diese Werte etwas höher und die ande-
ren Werte verringern sich dadurch etwas.

image
40
3.2.5
Die Beziehungen zwischen Spaltentekto-
nik und Nebengestein sowie der Einfluss
der Kontaktmetamorphose auf diese
Das Untersuchungsgebiet ist, bedingt durch das Auf-
treten verschiedener chemisch und mechanisch sich
unterschiedlich verhaltender Gesteine sowie durch enge
Wechsellagerungen dieser Gesteine petrographisch sehr
inhomogen aufgebaut. Dieser inhomogene Aufbau der
Lagerstätte Schlema-Alberoda bedingt eine unterschied-
liche Ausbildung und Verteilung der Gänge in den einzel-
nen Gesteinen. In den gegenüber tektonischen Bean-
spruchungen spröde reagierenden Gesteinen, wie Quar-
zite, Quarzitschiefer, alle Varietäten der metamorphen
Diabase, Kersantite und Granite, ist eine Häufung der
Gänge festzustellen. Die bessere Klüftigkeit dieser Ge-
steine äußert sich auch in einer besonderen Ausbildung
und in einer stärkeren Auftrümerung der Gangsysteme.
Demgegenüber zeigen die Gänge in den sich plastisch
verhaltenden Gesteinen, wie bituminöse Schiefer, helle
und dunkle Phyllite, häufig starke Lettenführung, Ab-
nahme der Gangmächtigkeit und ein Verdrücken, so dass
diese Gesteine weniger gut für die Bildung von Gang-
spalten geeignet sind.
Durch den Einfluss der Prozesse der Kontaktmetamor-
phose werden die auf tektonische Beanspruchungen
plastisch reagierenden Gesteine in ihren physikalisch-
mechanischen Eigenschaften verändert. Diese Verän-
derungen drücken sich besonders in der Erhöhung der
Gesteinsfestigkeit und Spaltbarkeit, in der Zunahme der
Bankigkeit, in der Verringerung der Schiefrigkeit sowie
in einer Kornvergröberung der Gesteine aus und ermög-
lichen eine bessere Klüftung und damit die Erhöhung
der Spaltenbildungsmöglichkeit. Am deutlichsten lassen
sich diese Prozesse in der Serie der hellen Phyllite nach-
weisen. Sie sind aber auch in allen anderen Gesteinen
des Untersuchungsgebietes, wenn auch nicht so deutlich
wie in den hellen Phylliten, zu beobachten. Die plastisch
wirkenden Phyllite zeigen im inneren Kontakthof, in dem
sie als Glimmerfelse vorliegen, gegenüber kluft- und spal-
tentektonischer Beanspruchung ein sprödes Verhalten.
Die kontaktmetamorphe Überprägung der epizonalmeta-
morphen Gesteine besitzt im Untersuchungsgebiet für
die Ausbildung der Kluft- und Gangsysteme die gleiche
Bedeutung wie sie z. B. die katazonale Regionalmeta-
morphose für den Freiberger Lagerstättenbezirk auf-
weist. Ihre Bedeutung für die Veränderung der physi-
kalisch-mechanischen Eigenschaften der Gesteine ist
auch aus der Verringerung der Anzahl der Gangspalten
mit zunehmender Entfernung von der Granitoberfläche
(Abschnitt 3.2.4.) zu ersehen. Die nicht genügende Be-
achtung dieser Erscheinung bildet wahrscheinlich den
Grund, dass zahlreiche Autoren, wie SCHUMACHER 1933
(202), OELSNER 1952 (148) u. a., die durch die kontakt-
metamorphe Überprägung der Gesteine bedingten
räumlichen Beziehungen zwischen den Erzlagerstätten
und den Granitmassiven im westlichen Erzgebirge mit
einer genetischen Ableitung der Erzlagerstätten vom
Granit gleichsetzten.
3.2.6
Die gegenseitige Beeinflussung der Gänge
Die erzgebirgisch streichenden Störungen als die älte-
sten Systeme werden bei der Anlage der herzyn strei-
chenden Gänge II. bis III. Ordnung verworfen. Bei jün-
geren, mineralischen bis postmineralischen Bewegun-
gen auf den streichenden Störungen, die von herzyn
streichenden Gängen verworfen sind, erfolgt in der
Streichrichtung eine Fortsetzung der Struktur, die dann
meist in nicht bituminösen Gesteinen angelegt werden.
Dabei treten die jüngeren (Scher-) Bewegungen in der
erzgebirgischen Streichrichtung als mylonitische Störun-
gen in Erscheinung. Eine schematisierte Darstellung
dieser Beziehungen zwischen erzgebirgisch und herzyn
streichenden Systemen zeigt Abb. 16.
Abb. 16:
Schematisierte Darstellung der Altersbezie-
hungen zwischen Erzgängen und streichen-
den Störungen
Während Gangkreuze im Untersuchungsgebiet relativ
selten zu beobachten sind, spielt die Beeinflussung der
Gangspalten an den Kreuzungs- und Scharungsbereichen
mit streichenden Störungen eine bedeutende Rolle.
Dabei lassen sich zwei Hauptrichtungen in den Bezie-
hungen zwischen Gangspalten und den streichenden Stö-
rungen feststellen. Die eine Richtung umfasst die
Erscheinungen, die bei Durchsetzen der Gänge II. und III.
Ordnung von streichenden Störungen ausgebildet sind.
Die Beziehungen zwischen den beiden Störungssyste-
men sind dabei besonders von der Streichrichtung der

image
image
41
Abb. 17:
Schematisierte Darstellung
des Einflusses der Streichrich-
tung der herzynen Strukturen
auf die Beziehung zu den
streichenden Störungen in
Kreuzungsbereichen
herzynen Strukturen abhängig. (Abb. 17) Bei einem flach
herzynen Streichen der Gänge schleppen sich die Gänge
an den streichenden Störungen. Besitzen die Gänge
ein steileres Streichen, so werden die streichenden Stö-
rungen an den Gängen geschleppt. Bei steil herzyn
streichenden Gängen werden die streichenden Störun-
gen von den Gängen verworfen. Jüngere Bewegungen
auf den streichenden Störungen können die Verhältnisse
wesentlich komplizieren und umkehren.
An den Schnittpunkten mit den streichenden Störungen
erfahren die herzyn streichenden Gänge eine meist
fiederartig ausgebildete Auftrümerung, die sich in regel-
rechten Gang- bzw. Trümerzonen äußert und bei einigen
Gängen sogar den Charakter eines Gangstockwerkes
annehmen kann (ATSCHEJEW 1966 (unveröff.)). Gewöhn-
lich ist die Auftrümerung der herzyn streichenden Gänge
im Liegenden der streichenden Störungen intensiver als
im Hangenden der Störung entwickelt.
In der zweiten Hauptrichtung der Beziehungen zwischen
den Gängen und den streichenden Störungen finden die
Gänge an letzteren ihre Endschaft. Dieses Verhalten ist
ganz besonders charakteristisch für die Gänge V. und VI.
Ordnung, aber auch an Neben- und Paralleltrümern von
Gängen III. Ordnung zu beobachten. Einige Beispiele zei-
gen die Abbildungen 18 und 19. Häufig wird bei den End-
schaften der herzyn streichenden Gänge ein Teil des Gang-
inhaltes durch jüngere Bewegungen auf den streichen-
den Störungen in diese geschleppt und bildet in ihnen
zerrissene, linsenartige Einlagerungen (Abb. 19).
3.2.7
Gangtexturen
Angaben über die Verwachsung und die Ausbildung der
Mineralparagenesen in den Gängen werden von zahlreichen
Bearbeitern der erzgebirgischen Ganglagerstätten wie
MÜLLER 1860, 1895, 1901 (135, 138, 139), BECK 1909, 1912
(17, 18), BAUMANN 1958, 1965 (6, 9), OELSNER & KRÜGER 1959
(157), SCHULZ 1961 (198), HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (71, 72)
u. a. gemacht. BAUMANN 1965 (9) weist darauf hin, dass für
die zwei Mineralisationszyklen bestimmte Gangtexturen
typisch sind. So gibt BAUMANN 1965 für die Gangformation
des 1. Mineralisationszyklusses im Freiberger Lagerstätten-
bezirk als charakteristische Gangtexturen Durchbewe-
gungs- (Ruscheltyp), feinkörnige (eq-Typ), kompaktmassige
(normaler kb-Typ) und Übergangstexturen (eb-Typ) an,
während den 2. Mineralisationszyklus Lagen- oder Bänder-
texturen (eba-fba-biconi-Typ) charakterisieren.
Abb. 18:
Ein Gang der mgu- und
biconi-Formation wird von
einer streichenden Störung
abgeschnitten.
Schacht 66, Sohle -240 m,
Strecke 6006°, Block 101,
Höhe 8,0 m (Gang „Apo"
Alberoda II" mit Störung
„Union")

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image
42
Abb. 19:
Ein Gang der mgu- und
biconi-Formation findet an
einer streichenden Störung
seine Endschaft. In letztere
treten linsenartig eingelager-
te Teile des Ganges auf.
Schacht 38, Sohle -480 m,
Gang „Sophie" und Störung
„Union" Überhauen 11, NW-
Stoß, 28-32 m
Abb. 20: Ein Gang der kku-Formation enthält Brekzien
des Nebengesteins und eines älteren Quarz-
Turmalin-Ganges.
Schacht 371, Sohle -990 m, Gang „Dürre Henne"
Abb. 21: Nebengesteinsbruchstücke sind in einem Gang
der kku- und biconi-Formation eingelagert.
Die Brekzienbildung zu Beginn jeder Gang-
formation ist deutlich ausgeprägt.
Schacht 371, Sohle-1305 m, Strecke 10
b
aus Strecke 1 O/Feldstrecke 1751 bei 29 m,
Ortsbrust, Höhe 0,5 m

image
image
43
Abb. 22:
Harnischbildung auf Co-Ni-
Arseniden der eba-Abfolge.
Schacht 250, Sohle -330 m,
Strecke 124, 6,0 m östlich
vom Durchschuss in Strecke
725,
Gang „Schwerin II"
Foto und Sammlung: FLACH
Abb. 23:
Harnischbildung auf Co-Ni-
Arseniden.
Schacht 366, Sohle -390m,
Strecke 2719, Gang „Alber-
ode II“.
Foto und Sammlung: FLACH

image
image
image
44
Abb. 24:
Lagige Textur in einem Gang
der Quarz-Scheelit-Abfolge.
Schacht 371, Sohle -810 m,
Querschlag 1207 4 m NO
von Strecke 14
Abb. 25:
Lagige Textur von Pech-
blende und Dolomit mit
Clausthalit in einem Gang
der mgu-Formation,
dse-Abfolge.
Schacht 371, Sohle -1530 m,
Zentralfeld, Abbaublock
0336, Bereich Störung
„Erna II Ost liegend"
Foto und Sammlung: FLACH
Abb. 25a:
Gelförmige und lagige Textur
von Pechblende in Dolomit
mit Clausthalit in einem
Gang der mgu-Formation,
dse-Abfolge.
Schacht 371, Sohle -1530 m,
Zentralfeld, Abbaublock
0336, Bereich Störung
„Erna II Ost liegend"
Foto: W. Schreiber,
Neu-Isenburg, Original
in 3D-F!aumbildtechnik

image
image
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45
Abb. 26:
Gelförmig ausgebildete
Uranpechblende.
Schacht 366
Foto und Sammlung: FLACH
Abb. 27:
Kammquarz der kku-Forma-
tion mit Geltextur der mgu-
Formation, die aus lagigem
Geldolomit besteht.
Schacht 366, Sohle -1080 m
Foto und Sammlung: FLACH
Abb. 28:
Lagige Textur in einem Gang
mit Paragenesen der kku-,
mgu- und biconi-Formation
(eba-Abfolge).
Schacht 13, Sohle -210 m,
Gang „Artillerie"

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image
image
46
Abb. 29:
Pseudomorphe Textur in
einem Gang der kku- und
mgu-Formation.
Skalenoedrischer Kalzit
der kku-Formation ist
metasomatisch in Dolomit
umgewandelt.
Schacht 366
Foto und Sammlung: FLACH
Abb. 30:
Imprägnationstextur
in einem Gang der
Quarz-Scheelit-Abfolge
(Die Originale
der nachfolgenden Abb.
31 und 32 sind nicht
mehr erhalten. Es folgt
deshalb Abb. Nr. 33)
Im Untersuchungsgebiet liegen in den einzelnen Gang-
formationen komplizierte Gefügeformen vor. Massige Tex-
turen treten besonders in den älteren Gangformationen
(Quarz-Scheelit-Abfolge, kb-Formation) auf. Sie sind auch
innerhalb der Paragenesen der biconi-Formation ausgebil-
det und werden in dieser auch von VIEBIG 1912 (238), BECK
1912 (18) und von TOLLE 1964 (231) erwähnt. Formen der
Durchbewegungstextur und brekziöse Bildungen sind in
allen Gangformationen häufig zu beobachten, wobei un-
ter den Bruchstücken in den Gängen Nebengesteinsein-
schlüsse vorherrschen und Bruchstücke der älteren Mine-
ralisation innerhalb der jüngeren Gangformationen weniger
häufig auftreten (Abb. 20 und 21). Mylonitische Texturen
und Harnischbildungen (Abb. 22 und 23) sind in fast allen
Gangformationen ausgebildet. Lagige Texturen sind in
angedeuteter Form in den Gängen der Quarz-Scheelit-
Abfolge (Abb. 24) vorhanden. Sie sind für die Gänge der
kku- (Abb. 25) und der mgu-Formation die charakteristi-
schen Texturen. TOLLE 1964 (231) führt diese Ausbildung
auch für die arsenidische quarzige Abfolge der biconi-For-
mation an. HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72) erwähnen für
die Gänge der mgu-Formation eine bilateral-symmetrische
Textur, die aber auch in den Gängen der kku-Formation aus-
gebildet ist. Mit der lagigen Textur sind häufig gelförmige
Mineralausscheidungen wie Pechblende (Abb. 26) in der
kku- und „Geldolomite" in der mgu-Formation (Abb. 27)
verknüpft. Diese Texturen sind auch für die teleskopierte
Ausbildung von mehreren Abfolgen in einem Gang cha-
rakteristisch (Abb. 28). Innerhalb der eba-Abfolge und
der biconi-Formation sind lagige Texturen seltener zu be-
obachten. Besonders typische Gefügekennzeichen bilden
pseudomorphe Formen in der von der mgu-überprägten
kku-Formation (Abb. 29) und der Abfolge des jungen Quar-
zes (e-Formation).

47
Der Imprägnationstyp wird in den Gängen der Quarz-
Scheelit-Abfolge (Abb. 30), seltener in denen der kb-
Formation beobachtet. Er ist besonders typisch für die
Selenid-Abfolge der mgu-Formation. Imprägnations-
texturen treten außerdem bei dem Typ der „dispersen"
Verteilung der Erzminerale in der karbonatischen Abfolge
der biconi-Formation auf. Sie sind auch in den Para-
genesen der ags-Formation ausgebildet. Drusige Textur
ist nur in den Gängen zu beobachten, die jünger als die
kb-Formation sind.
4
Die Mineralisation
des Untersuchungsgebietes
Die Lagerstätte Schlema-Alberoda ist ein typischer
Vertreter der im Erzgebirge ausgebildeten polymetal-
lischen Ganglagerstätten mit mehreren unterschiedlich
alten Mineralisations- und Vererzungsfolgen. Die ein-
zelnen Gangformationen, die in den erzgebirgischen La-
gerstätten von WERNER 1791 (247), FREIESLEBEN 1843,
1844 (62), MÜLLER 1850, 1860, 1869, 1890, 1895, 1901,
1909 (132, 133, 135, 136, 137, 138, 139, 140), DALMER
1895, 1896 (47, 48), VIEBIG 1905 (238), BECK 1909, 1912
(17, 18), JAFFE 1912 (85), KUDIELKA 1918 (104), KRAUS 1916
(103), SCHUMACHER 1920, 1933, 1936 (201, 202, 203),
ZüCKERT 1926 (261), KEIL 1927, 1931, 1933 (94, 95, 96),
ZIMMER 1936 (260), PUFFE 1938 (170), SCHNEIDER 1938
(193), OELSNER 1930, 1952, 1958, 1961 (146, 148, 149,
150, 152, 153), SCHRÖCKE 1954 (195), TISCHENDORF 1955
(224), BAUMANN 1958, 1965, 1967 (6, 9, 10), BERGER 1957
(21), MRNA & PALVU 1958, 1960, 1963, 1964 (127, 128,
129, 130), KRAFT 1959 (102), MÜLLER 1959 (131), QUELL-
MALZ 1959 (172), OELSNER & KRÜGER 1959 (157), MRNA
1960, 1963, 1967 (122, 123, 124, 125, 126), BARSUKOW,
NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5), BOLDUAN, HÖSEL & SIPPEL
1964 (34), TOLLE 1964 (231), HARLASS & SCHÜTZEL 1965
(71, 72), CHRT, BOLDUAN und Mitarb. 1966, 1968 (42, 43),
BARSUKOW, BELJAJEW, SJERGEEWA & SOKOLOWA 1967 (4)
u. a. beschrieben wurden, sind auch im Untersuchungs-
gebiet in unterschiedlichem Maße ausgebildet. Die
folgende Beschreibung der Mineralisation des Unter-
suchungsgebietes wird im Wesentlichen entsprechend
dem relativen Alter der einzelnen Gangformationen ge-
geben.
4.1
Die Paragenesen der pneumatolytisch-
hydrothermalen Frühmineralisation
Unter
„pneumatolytisch-hydrothermaler Frühmineralisa-
tion" werden die in der Literatur unterschiedlich bezeich-
neten ältesten Gangbildungen der erzgebirgischen
Lagerstätten verstanden.
Hierunter fallen die Paragene-
sen der Quarz-Kassiterit-, der Quarz-Wolframit- und der
Quarz-Scheelit-Gänge. Ferner werden in diesen Begriff
solche Bezeichnungen wie Quarz-Turmalin-, Quarz-Feld-
spat-, Quarz-Fluorit- (nur zum Teil) und sogenannte
„taube" oder „reine" Quarzgänge, die zu einem bedeu-
tenden Teil nur erzfreie Ausbildungen der oben ange-
führten Gangformationen darstellen, einbezogen. Diese
Gänge sind im Anschluss an die Erstarrung der palin-
genen granitischen Magmen entstanden und stellen
deren Restkristallisate dar. Für die aufgeführten Gang-
formationen ist eine enge räumliche und zeitliche Bin-
dung an die Endokontaktbereiche und an die innersten
Exokontaktbereiche der Granite charakteristisch.
4.1.1
Die Mineralisation der Quarz-Kassiterit-
Gänge (z- bzw. qz-Formation)
Die Bildungen, die Kassiterit als ältestes Erzmineral in
anderen erzgebirgischen Lagerstätten führen, sind im
Untersuchungsgebiet bisher nicht nachgewiesen. In der
näheren Umgebung der Lagerstätte Schlema-Alberoda
wurden sie von MÜLLER 1860 (135) und DALMER 1895 (47)
aus der Lagerstätte Aue (Revier Heideisberg) und im
Schneeberger Erzbezirk im Endo- und im innersten Exo-
kontakt des Eibenstocker Granites beschrieben. In die-
sen Revieren überwiegen die Gangbildungen gegenüber
dem Greisentyp.
4.1.2
Die Mineralisation der Quarz-Wolframit-
Gänge (qw-Formation)
Die allgemein als tiefpneumatolytisch angesehenen
Quarz-Wolframit-Gänge, die im Erzgebirge von OELSNER
1944, 1952 (147, 149), BOLDUAN 1954, 1963 (31, 32),
HÖSEL 1959 (84), BAUMANN 1962 (7), BAUMANN & TÄGL
1963 (13), BOLDUAN & HOFFMANN 1963 (33), BOLDUAN,
HÖSEL & SIPPEL 1964 (34), BOLDUAN & SIPPEL 1964 (35) u. a.
beschrieben wurden, schließen sich an die Bildungen
des Quarz-Kassiterit-Stadiums an.
Im Untersuchungsgebiet treten Quarz-Wolframit-Gänge
nur vereinzelt im innersten Kontakthof des Granites von
Aue und Oberschlema (Gleesberg) auf und führen Wolf-
ramit nur in unbedeutenden Mengen. In der Umgebung
der Lagerstätte Schlema-Alberoda sind sie wesentlich
häufiger anzutreffen und wurden aus der Lagerstätte Aue-
Lauter von HÖSEL 1959 (84), BOLDUAN, HÖSEL & SIPPEL 1964
(34) und von HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (71), Zschorlau von
OELSNER 1952 (149) und von SILVERS 1941 (210), Griesbach
und Weißbach von OELSNER 1952 (149) beschrieben.
In der Mehrzahl liegen diese Gänge im Untersuchungs-
gebiet jedoch, wie dies bereits von MÜLLER 1860 (135) und
von DALMER 1895 (47) für die Schneeberger Lagerstätte (in
engerem Sinne) angegeben wird, als „taube" bzw. „reine"
Quarzgänge vor, die sich von ähnlichen Quarzgängen nur
durch den Fettglanz des Quarzes unterscheiden.

image
48
Abb. 33:
Molybdänit in Aplit und
Quarz.
Schacht 371, Sohle -1665 m,
Feldstrecke 2151
W
/
Querschlag 2161 .
Foto und Sammlung: FLACH
Das Wolframit bildet einzelne kleine Leisten in Quarz. In
Gängen, die im granitnahen Bereich oder im Granit auf-
treten, ist mitunter Molybdänit vorhanden (Abb. 33). In
den Mo-führenden Quarzgängen konnte Wolframit bis-
her nicht beobachtet werden. Außer Fettquarz, Wolframit
und Molybdänit wurde in den Quarzgängen noch Mus-
kovit festgestellt, während die aus Wolframit hervor-
gegangenen Minerale Scheelit, Hübnerit und Ferberit
(RAMDOHR 1947 (175) sowie gediegen Wismut und Bis-
muthinit, die nach OELSNER 1952 (149) bereits einer
hydrothermalen Nachphase zuzuordnen sind, im Unter-
suchungsgebiet nicht nachgewiesen wurden.
4.1.3
Die Mineralisation der Quarz-Scheelit-
Gänge (qs-Formation)
Scheelit aus hydrothermalen Gängen des Erzgebirges,
die kein Wolframit führen, wurden bisher nur von FRENZEL
1874 (63) BERBERICH 1914 (20) und KIRSCH 1956 (98) aus
dem Schwarzenberger Lagerstättenbezirk erwähnt. Auf-
grund der mineralogischen Besonderheiten und der
Seltenheit dieses Minerals fanden diese Gänge in der
Vergangenheit kaum Beachtung oder eine Bearbeitung.
In den letzten Jahren wiesen KURDJUKOW & FEIRER 1963
(106) in verskarnten Gesteinen des Exokontakts des Ber-
gener Granitmassivs im Vogtland und GALILÄER, HÖSEL &
UTECHIN 1964 (67) in den Skarnvorkommen von Pöhla ein
häufigeres Auftreten von Scheelit nach, wobei in letzte-
rem Gebiet auch Quarz-Scheelit-Gänge ausgebildet sind.
Im Untersuchungsgebiet wurden Quarz-Scheelit-Gänge
in größerer Anzahl von LIPP 1963 (unveröff.), RESCH &
SALZER 1964 (180) und von BRANDT & SCHUBERT 1965 (37)
nachgewiesen. Dabei wurden zum Nachweis des Schee-
lits die Fluoreszenzeigenschaften dieses Minerals aus-
genutzt, da Scheelit aufgrund seiner wenig auffälligen
Eigenschaften in den Quarzgängen leicht übersehen
werden kann, was sicher in der Vergangenheit öfters
passierte. An der mineralogischen Zusammensetzung
der Quarz-Scheelit-Gänge beteiligt sich lokal tiefpneuma-
tolytischer „Fettquarz", der meist deutlich durch eine
Neuaufreißung der Gangspalte von der jüngeren hydro-
thermalen Abfolge getrennt ist. Der Quarz dieser Gänge
liegt in körniger Ausbildung vor und ist aufgrund seiner
Ausbildung als „Milchquarz" zu bezeichnen.
Untergeordnet sind im Quarz noch Chlorit, Albit und
Kalifeldspat eingewachsen, die meist nur in mikrosko-
pischen Korngrößen vorliegen. Der Quarz überdauert fast
die gesamte Ausscheidungsfolge der Quarz-Scheelit-
Abfolge.
Außerordentlich selten und nur in geringen Mengen tritt,
meist in Salbandnähe, in den Quarz-Scheelit-Gängen als
hydrothermale Bildung, Frankolith auf. Dieses Mineral bil-
det winzige Körnchen oder Lagen, deren Größe weniger
als 1 mm beträgt und die apfelsinenfarbige Fluoreszenz
aufweisen. Nachdem Frankolith aufgrund der optischen
Daten als ein Glied der Apatitgruppe erkannt wurde,
konnte er auch in einem quarzreichen Präparat röntgeno-
graphisch bestimmt werden. Die Altersbeziehungen zu
den silikatischen Mineralen der q
s
-Abfolge sind nicht auf-
geschlossen. Frankolith ist gegenüber Muskovit eine jün-
gere Bildung. Seine Ausscheidung erfolgte vor der des
Scheelits.

image
image
49
Abb. 35
Ein Gang der Quarz-Scheelit-Abfolge führt
Scheelit, Fluorit und Kalzit.
Schacht 366, Sohle -810 m
Der Scheelit ist meist feinkörnig ausgebildet (Abb. 30)
und in Quarz eingesprengt. Meist tritt er in schnurartig
angehäuften Einlagerungen auf, die selten bis 2 cm groß
werden (Abb. 35). Er ist farblos bis weiß ausgebildet und
zeigt nur selten schwach gelbliche oder rötliche Tönun-
gen. Sehr selten tritt umgelagerter jüngerer Scheelit auf
Spaltrissen in Kalzit auf. Der Fluorit folgt auf Scheelit und
ist ebenfalls feinkörnig ausgebildet. Häufig ist er farblos
oder schwach grünlich bis bläulich getönt. Fluorit zeigt
eine gegenüber Scheelit schwächere blaue Fluoreszenz-
farbe. Er umlagert Scheelit (Abb. 24) oder bildet kleine
Körner oder geringmächtige Lagen in Quarz. Manchmal
führt Fluorit auch wurmförmig ausgebildete Chlorit-
aggregate. Gegenüber Quarz, Albit, Kalifeldspat und we-
niger stark gegen Scheelit tritt Fluorit als Verdränger auf.
Ein charakteristisches Mineral der Quarz-Scheelit-Gänge
ist Kalzit, der mengenmäßig hinter Quarz folgt. Er ist
in diesen Gängen eine junge Bildung und meist grob-
spätig bis körnig ausgebildet. Megaskopisch zeigt Kalzit
bei weißer Farbe rötliche bis rote Fluoreszenz, deren In-
tensität zwischen der des Scheelits und der des Fluorits
liegt.
Kalzit bildet Lagen in den zentralen Gangteilen, füllt aber
auch Risse und Klüfte, die quer zum Gangstreichen aus-
gebildet sind, aus. Mikroskopisch ist er stets verzwillingt
(Abb. 36), wobei manchmal mehrere Richtungen der
Verzwilligung zu beobachten sind. Quarz, Albit, Kalifeld-
spat, Scheelit und Fluorit werden von Kalzit intensiv ver-
drängt, wobei die Verdrängung häufig von Rissen aus-
geht.
Die altersmäßige Zugehörigkeit des Kalzits (älter als
kb-Formation!) zu den Quarz-Scheelit-Gängen erscheint
noch nicht vollständig gesichert, da die Altersbeziehun-
gen zu den weiter unten aufgeführten Sulfiden nicht auf-
geschlossen sind. Ebenso sind keine Aufschlüsse vor-
handen, die die Beziehungen der Quarz-Scheelit-Gänge
mit Kalzit zu den jüngeren kalzitführenden Gängen, wie
z. B. der kku-Formation, eindeutig aufzeigen. Der Kalzit
der Quarz-Scheelit-Gänge weist in seiner Ausbildung
Ähnlichkeiten mit dem von HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72)
beschriebenen Kalzit der kku-Formation auf. Die Kalzite
beider Gangtypen besitzen gleiche Körnigkeiten sowie
gleiche Fluoreszenz- und Thermolumineszenzeigenschaf-
ten (HARLASS, 1966, mündl. Mitt.). Der Kalzit der Quarz-
Scheelit-Gänge ist dagegen mikroskopisch wesentlich
stärker verzwillingt und führt, allerdings selten, umge-
lagerten Scheelit, der im Kalzit der kku-Formation bis-
Abb. 36:
Kalzit der Quarz-Scheelit-
Gänge mit Zwillingslamellie-
rung (Durchlicht, x Nic., 88x)

50
her nicht beobachtet wurde. Von den wesentlich jün-
geren Kalziten der biconi- und der ags-Formation lässt
sich der Kalzit der Quarz-Scheelit-Gänge eindeutig unter-
scheiden.
In den Quarz-Scheelit-Gängen sind selten geringe Men-
gen von Pyrit, Sphalerit und Galenit zu beobachten, die
jünger als Quarz und Scheelit sind und feinkörnige,
trümchenartige Einlagerungen in Quarz bilden. Während
bei dem Auftreten dieser jüngeren, der kb-Formation zu-
zuordnenden Sulfide im allgemeinen die Quarz-Scheelit-
Gänge keinen Kalzit führen, konnte in einem Falle die
Durchtrümerung des Kalzits durch Pyrit beobachtet
werden. Zu diesem Gangtyp sind die erwähnten Quarz-
Feldspat- und zum Teil auch Quarz-Fluorit-Gänge zu stel-
len, die als scheelitfreie Ausbildung dieser Abfolge ange-
sehen werden.
4.2
Die Paragenesen der Quarz-Sulfid-Gänge
(kb-Formation)
In allen größeren erzgebirgischen Lagerstätten sind
Quarz-Sulfid-Gänge ausgebildet, wenn auch die Häufig-
keit ihres Auftretens in den einzelnen Lagerstätten sehr
unterschiedlich ist. In einigen Lagerstätten des Erzgebir-
ges stellen die Gänge der kiesig-blendigen Bleierz-
(kb-) Formation die ältesten hydrothermalen Bildungen
dar. Besonders gut sind die Gänge im Freiberger Lager-
stättenbezirk untersucht und von MÜLLER 1901 (139),
OELSNER 1930, 1952 (146, 150), LEUTWEIN & HERRMANN
1954 (112), TOLLE 1955 (230), BAUMANN 1958, 1965 (6, 9),
KRAFFT 1959 (102), SCHRÄGE 1962 (194) u. a. beschrieben.
Im mittleren und westlichen Erzgebirge liegen meist äl-
tere Bearbeitungen von MÜLLER 1850, 1860, 1895 (133,
135, 138), DALMER 1895 (47), VIEBIG 1905 (238), BECK 1912
(18) und KUDIELKA 1918 (104) vor, während eingehendere
neuere Untersuchungen, sieht man von einigen Bemer-
kungen bei OELSNER 1958 (152), BERGER 1957 (21), OELS-
NER & KRÜGER 1959 (157), DYMKOW 1960 (59), SCHULZ
1961 (198), BARSUKOW, NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5),
BOLDUAN, HÖSEL & SIPPEL 1964 (34), HARLASS & SCHÜTZEL
4
1965 (71) ab, fast vollständig fehlen.
Im Freiberger Lagerstättenbezirk wurde innerhalb dieser
Mineralisationsperiode noch die „edle Quarzformation"
(eq-Formation) als eine selbständige Gangformation von
MÜLLER 1901 (139), OELSNER 1952 (150), ZIMMER 1936
(260) u. a. ausgehalten, die von BAUMANN 1965 (9) als eine
besondere Fazies der kb- und der eb-Formation angese-
hen wird. Die gleiche Ansicht äußerte DYMKOW 1960 (59).
Neuerdings wurde von NETSCHAJEW & FRITZSCH 1966 (142)
4
Die von H
ARLASS & SCHÜTZEL 1966 (71) für die Quarz-Sulfid-Gänge einge-
führte Abkürzung „qs-Formation" erscheint unglücklich gewählt und war
nicht notwendig, da hierfür bereits die ältere Abkürzung „kb-Formation" exi-
stiert und allgemein gebraucht wird.
im Gebiet Geyer-Hormersdorf eine antimonführende sul-
fidische Vererzung beschrieben, die von den Autoren als
ein silberfreies Äquivalent der eq-Formation gedeutet wird.
Im Schneeberger Lagerstättenbezirk besaßen die Gänge
der kb-Formation nie eine größere wirtschaftliche Be-
deutung. Ihre Erze wurden zeitweise als Begleitkompo-
nenten mitgewonnen. Die Quarz-Sulfid-Gänge treten im
Untersuchungsgebiet in räumlich getrennten Bereichen
auf und lassen sich in eine granitnahe Gruppe, wie sie be-
reits von MÜLLER 1860 (135) von Oberschlema (Grube
„König David" am Gleesberg-Granit) beschrieben wurde,
und in eine granitfernere Gruppe, die z. B. aus dem Revier
Bärengrund der Lagerstätte Aue-Lauter von MÜLLER 1860
(135), BOLDUAN, HÖSEL & SIPPEL 1964 (34) und von HAR-
LASS & SCHÜTZEL 1965 (71) erwähnt wird, trennen.
Diese beiden Gruppen unterscheiden sich im Unter-
suchungsgebiet Schlema-Alberoda in tektonischer Hin-
sicht und in ihrer Mineralparagenese. Während die Gänge
im granitnahen Bereich auf den erzgebirgisch streichen-
den Störungen ausgebildet sind und kaum Überprägun-
gen durch jüngere Gangformationen aufweisen, zeigen
die granitferneren Gänge der kb-Formation herzynes
Streichen und werden fast stets von jüngeren Mineral-
absätzen korrodiert und teilweise auch umgelagert.
Die von BAUMANN 1958, 1965 (6, 9) vorgenommene Unter-
gliederung der Mineralisation der kb-Formation in eine kie-
sige, eine Zn-Sn-Cu- und eine Pb-Abfolge lässt sich auch
im Untersuchungsgebiet auf die auftretenden Quarz-
Sulfid-Gänge übertragen. RYSHOW 1965 (unveröff.) hält ent-
sprechend der in den Gängen der kb-Formation ausgebil-
deten Mineralisation folgende Mineralassoziationen aus:
1. Quarz-Arsenopyrit-Assoziation,
2. Quarz-Pyrit-Assoziation,
3. Arsenopyrit-Bornit-Sphalerit-Fahlerz-Assoziation,
4. Chalkopyrit-Assoziation,
5. Chalkopyrit-Sphalerit-Galenit-Assoziation.
Von diesen Assoziationen gehören die beiden ersten und
die dritte zum Teil der kiesigen Abfolge an, während die Zn-
(Sn-)Cu-Abfolge die dritte (zum Teil) und die vierte Asso-
ziation umfasst. Die Pb-Abfolge im Sinne von BAUMANN
1958, 1965 (6, 9) ist in der fünften Assoziation enthalten,
indem die anderen Sulfide jüngere Umlagerungen bilden.
4.2.1
Die Mineralisation der kiesigen Abfolge
An der Mineralisation dieser Abfolge beteiligen sich
neben Quarz und Turmalin als Gangarten die sulfidischen
Minerale Arsenopyrit, Pyrrhotin, Pyrit und Markasit. Pyrr-
hotin bildet nach RYSHOW 1965 (unveröff.) sehr selten in
Arsenopyrit kleine 0,05-0,07 mm große isometrisch aus-

51
gebildete Einschlüsse. Arsenopyrit weist starke Kataklase
auf und wird von schwach anisotropem Pyrit, mit dem
am Ende der Sulfidabscheidung etwas Markasit ver-
gesellschaftet ist, zementiert. Auf einigen Gängen folgt als
letzte Bildung in dieser Abfolge auf Pyrit dichter Melnikowit.
Turmalin ist meist in Form feiner Nadelchen, die in Quarz
eingebettet sind, in den salbandnahen Gangbereichen aus-
gebildet und älter als die Sulfide. Häufig ist auch das Auftre-
ten geringmächtiger Quarz-Turmalin-Gängchen im Untersu-
chungsgebiet, die frei von Sulfiden sind.
In ihrem Auftreten nimmt die kiesige Abfolge innerhalb
der kb-Formation insofern eine Sonderstellung ein, als sie
auch außerhalb der beiden erwähnten Verbreitungsgebiete
auf
herzyn
streichenden
Gängen,
die
Minerale
der jüngeren Gangformationen führen, als ältestes Gang-
glied ausgebildet ist und außerdem in Form selbständiger
Gänge,
deren
streichende
Erstreckung
nicht
auf-
geschlossen ist, auftritt. Von den jüngeren Abfolgen der kb-
Formation und von den jüngeren Gangformationen
erfahren diese Paragenesen häufig eine intensive Kata-
klasierung und Verdrängung.
4.2.2
Die Mineralisation der Zn-(Sn-)Cu-Abfolge
Die Minerale dieser Abfolge bilden teilweise ebenfalls
selbständige Gänge oder zementieren die zerbrochenen
Minerale der kiesigen Abfolge. Die Zn-Cu-Abfolge ist im
Untersuchungsgebiet
durch
das
Vorherrschen
der
Kupfersulfide gekennzeichnet („Kupferformation" nach
MÜLLER 1860 (135) bzw. kupferreiche Fazies der kb-For-
mation). Auch innerhalb dieser Abfolge ist eine räumliche
Trennung der Paragenesen, die sich in dem räumlich
getrennten Auftreten von Bornit und Chalkopyrit äußert,
vorhanden. Dabei bevorzugt Bornit die granitferneren
Gänge, während sich Chalkopyrit besonders in den
granitnahen Gängen konzentriert.
Das älteste Mineral dieser Abfolge ist Sphalerit, der nach
RYSHOW 1965 (unveröff.) in der Zn-Cu-Abfolge in drei Ge-
nerationen auftritt, die sich mikroskopisch unterscheiden
lassen (Tabelle 7).
Sphalerit l ist mit Bornit verwachsen und wird von die-
sem verdrängt. Manchmal ist zwischen beiden Minera-
len eine schwache tektonische Bewegung nachweisbar.
Vereinzelt sitzen auf Sphalerit l kleine, idiomorph aus-
gebildete Körner von umgelagerten Arsenopyrit II und
Pyrit II auf, die auf feinen Rissen von Bornit durchzogen
werden. Der grobkörnige Sphalerit l enthält Entmischun-
gen von winzigen Körnchen von Stannin. Bornit wird von
Fahlerz (Tennantit-betont), das manchmal von Chalkopyrit
begleitet wird, durchzogen und verdrängt.
Der in Paragenese mit Chalkopyrit auftretende Sphalerit
II weicht in seiner Ausbildung und in seinen optischen Ei-
genschaften von Sphalerit l ab (Tabelle 7). Eine eindeutige
Unterscheidung dieser Paragenese von der Paragenese
Sphalerit l - Bornit lässt sich aufgrund der bereits erwähn-
ten räumlichen Trennung beider Paragenesen nicht
durchführen. Im Sphalerit II tritt Chalkopyrit in winzigen
Körnchen als Entmischung auf. Chalkopyrit bildet in dieser
Paragenese ferner derbe, mittelkörnige Aggregate und
füllt Klüfte und Risse im Sphalerit II aus. Beide Minerale
werden von netzartig angelegten Klüften und Trümchen
durchzogen, die mit Fahlerz (Tennantit), hellerem Sphale-
rit III, jüngerem Chalkopyrit und manchmal mit Galenit
ausgefüllt sind. Chalkosin ist meist nur in mikroskopi-
schen Größen ausgebildet und in Form feiner Klüfte im
Chalkopyrit und manchmal im Fahlerz vorhanden.
Quarz als Gangart überdauert die Abscheidung der Sul-
fide und weist am Ende dieser Abfolge mitunter kleine
grünlich gefärbte, wurmartig ausgebildete Einlagerungen
von Chlorit auf.
4.2.3
Die Mineralisation der Pb-Abfolge
Die Paragenesen dieser Abfolge sind auf dem granit-
nahen System der streichenden Störungen wesentlich
häufiger anzutreffen als auf den granitferneren herzyn
streichenden Gängen, auf denen sie, soweit Galenit
überhaupt in diesen auftritt, durch die Abfolgen der jün-
geren Gangformationen eine intensive Umlagerung
Tab. 7:
Unterscheidungsmerkmale der in den Quarz-Sulfid-Gängen der kb-Formation auftretenden Sphalerit-
generationen (nach RYSHOW 1965, unveröff.)
Sphalerit-
generationen
Abfolge
megaskopische
Färbungen
Isotropie/
Anisotropie
Innenreflexionen Entmischungen
Anzahl der Zwil-
lingsrichtungen
1
Zn-Cu
dunkel
anisotrop
keine
Stannin (selten, win-
zig), Chalkopyrit
netzförmig in meh-
reren Richtungen
II
Zn-Cu
dunkel
anisotrop
keine
Chalkopyrit (winzig)
meist nur eine,
selten mehrere
Richtungen
III
Zn-Cu
dunkel
anisotrop
keine bis schwer
erkennbar
keine
eine Richtung
IV
Pb
hell
isotrop
viele (hell)
keine
eine Richtung

image
52
erfahren haben. Die Minerale der Pb-Abfolge verkitten
meist kataklasierte Brekzien der älteren Abfolgen der kb-
Formation. Neben Quarz bildet Fluorit eine der ersten
Ausscheidungen dieser Abfolge. Fluorit, der häufig idio-
morph ausgebildet und bläulich, grünlich oder hellviolett
gefärbt ist, beschränkt sich in seinem Auftreten auf die
granitnahen streichenden Störungen.
Der Galenit ist meist grobspätig ausgebildet und verkittet
die älteren brekziierten Minerale. Tetraedrit bildet kleine
Entmischungskörnchen im Galenit. Lokal und nur in
geringem Maße sind auf Rissen in Galenit und als Aus-
füllung zwischen den Körnern und Aggregaten des Gale-
nits jüngere, umgelagerte Sulfide vorhanden. An diesen
Bildungen sind Fahlerz (Tennantit), Chalkopyrit, Sphale-
rit IV, Chalkosin und Quarz beteiligt.
4.3
Die Paragenesen der Quarz-Kalzit-
Pechblende-Gänge (kku-Formation)
Während von MÜLLER 1860, 1895 (135, 138), ZüCKERT
1926 (261), KEIL 1931 (95) u. a. angenommen wurde, dass
sich das Auftreten der Pechblende auf die biconi-Forma-
tion beschränkt, wies WATZNAUER 1957 (242) erstmals
darauf hin, dass mindestens zwei pechblendeführende
Paragenesen im Erzgebirge existieren und dass die älte-
1963, 1965 (8, 9), definierte diese Bildung als uq bzw. uqk
(Uranpechblende-Quarz-Kalzit-Abfolge). Einige Beiträge
über die Ausbildung dieser Gangformation lieferte OELS-
NER 1952, 1958, 1961 (148, 152, 153, 154). Er bezeichnet
diese Formation als eba- (Roteisen-Baryt-)Formation, die
jedoch von BAUMANN in die uqk- und die jüngere eba-
Abfolge (im neueren Sinne) unterteilt wurde.
BARSUKOW, NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5) untergliedern
die uranerzführenden Gänge in einfache „Uranerzpara-
genesen" und in „komplizierte Uranerzparagenesen",
wobei sie bei letzteren nochmals zwischen der Über-
lagerung und Wechselwirkung mit älteren, sulfidischen
Gängen von der Uranerzmineralisation sowie eine
jüngere Überprägung der „einfachen Uranerzpara-
genesen" durch jüngere Mineralisationen unterschei-
den. Die „einfachen Uranerzparagenesen" im Sinne der
genannten Autoren sind mit der kku-Formation gleich-
zustellen. Ebenfalls, allerdings als ein Sonderfall der
kku-Formation, ist hierher die Überprägung und die
Wechselwirkung mit älterer, sulfidischer Mineralisation
(Abb. 37) durch die „einfachen Uranerzparagenesen" zu
stellen.
Bei einer eingehenderen Bearbeitung der Quarz-Kalzit-
Pechblende-Gänge lassen sich im Untersuchungsgebiet
innerhalb der kku-Formation drei Abfolgen aushalten. Die
Abb. 37:
Pechblende auf Galenit,
Sphalerit und Pyrit;
kb-kku-Formation.
Schacht 38
Foto und Sammlung: FLACH
ren Quarz-Hämatit-Pechblende-Paragenesen gegenüber
der biconi-Formation eine selbständige Gangformation
darstellen. Quarz-Kalzit-Pechblende-Gänge wurden im
Erzgebirge von DYMKOW 1960 (59), BARSUKOW, NAUMOW &
SOKOLOWA 1963 (5), BARSUKOW, BELJAJEW, SJERGEEWA &
SOKOLOWA 1967 (4), HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72), die
sie als kku-Formation aushalten, beschrieben. BAUMANN
älteste Abfolge wird von Quarz in verschiedener Aus-
bildung charakterisiert und von BARSUKOW, NAUMOW &
SOKOLOWA 1963 (5) und DYMKOW 1960 (59) ebenfalls er-
wähnt. Die wichtigste Abfolge der kku-Formation stellt
die Kalzit-Pechblende-Abfolge dar, an die sich die sulfa-
tische Abfolge mit Anhydrit und Gips als typomorphen
Mineralen anschließt.

53
4.3.1
Die Mineralisation der quarzigen Abfolge
Die Mineralisation dieser Abfolge beginnt mit einem
chalcedonartigen dichten bis feinkörnigen Quarz, der
als „Hornstein" bezeichnet wird. BAUMANN 1958 (6) und
DYMKOW 1960 (59) halten hierbei zwei Generationen
aus. Nach DYMKOW 1960 und nach HARLASS & SCHÜTZEL
1965 (72) ist der ältere Hornstein grau gefärbt. Die
jüngere rotbraune Generation ist die häufiger auftre-
tendere. Ihre Färbung wird durch die Einlagerung von
feinst dispers verteiltem Hämatit bedingt. Hornstein
kann sich durch intensive Verquarzung und Hämatiti-
sierung des Nebengesteins (DYMKOW 1960 (59), durch
Reaktion der Lösungen mit den Sulfiden der kb-Forma-
tion, besonders mit der kiesigen Abfolge (BAUMANN 1958
(6)) und direkt durch Absatz in kolloidaler Form aus
den Lösungen bilden. Im Untersuchungsgebiet sind alle
drei Möglichkeiten der Bildung des Hornsteines nach-
weisbar.
Auf Hornstein folgt in einigen Gängen Fluorit in okta-
edrischer Ausbildung. Nach DYMKOW 1960 (59) sind die
Oktaeder des Fluorits manchmal älter als die des Horn-
steins. Häufiger tritt jedoch Fluorit nach den darauf fol-
genden dünnstängelig ausgebildeten Kristallaggrega-
ten des Kammquarzes auf, der die SiO
2
-Ausscheidung
abschließt. Sehr selten wird Kammquarz vor dem rot-
braunen Hornstein oder in diesem abgeschieden. Die
Bildung des Kammquarzes, die bis in den Anfang der
Kalzit-Pechblende-Abfolge reicht, zeigt durch Zonarbau,
Einlagerung von Hämatitschüppchen innerhalb der Kris-
tallstöcke sowie durch das Auftreten von hexaedrisch
ausgebildetem Fluorit innerhalb des Kammquarzes eine
geringe tektonische Bewegung während seines Ab-
satzes an, so dass sich auf einigen Gängen zwei Gene-
rationen von Kammquarz aushalten lassen. Die Fluorit-
generationen der kku-Formation zeichnen sich durch
lichte grüne, blaue oder blau-violette Farben und mit-
unter durch einen auf wechselnder Färbung der einzel-
nen Zonen beruhenden Zonarbau aus.
4.3.2
Die Mineralisation der
Kalzit-Pechblende-Abfolge
Am Anfang dieser Abfolge gelangt noch etwas Kamm-
quarz zur Abscheidung, der nach DYMKOW 1960 (59),
BARSUKOW, NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5) und HARLASS &
SCHÜTZEL 1965 (72) mit Adular, Hydrobiotit und manch-
mal auch mit Chlorit, die meist in mikroskopischen Di-
mensionen vorliegen, vergesellschaftet ist. Auf den End-
flächen bzw. in den letzten Lagen des Kammquarzes
sind selten Sulfide (Arsenopyrit, Pyrit, Markasit) festzu-
stellen. Häufiger treten hier jedoch Hämatit und Lepido-
krokit in schüppchenartiger Ausbildung auf. FEIRER (nach
(72]) nimmt an, dass ein Teil dieser Fe
III
-Minerale aus
den Sulfiden hervorgegangen ist.
Nach dem Abschluss der Kammquarzausscheidung
beginnt die Bildung der Pechblende, die nach BARSU-
KOW, NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5) mit Coffinit, Kalzit
und geringen Mengen von Adular vergesellschaftet ist.
Die Pechblende liegt in nierig-traubiger Form vor, wo-
bei in einigen Fällen ein Zonarbau durch wechselnden
Glanz der einzelnen gelförmigen Pechblendelagen an-
gedeutet wird. Allgemein stößt heute die Annahme
der Abscheidung der Pechblende aus kolloidalen Lö-
sungen auf Ablehnung. DYMKOW 1960 (59), BARSU-
KOW, NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5) und HARLASS &
SCHÜTZEL 1965 (72) nehmen den Absatz der Pechblende
aus echten Lösungen an. Auf Schwundrissen treten
in der Pechblende in geringen Mengen Sulfide auf,
von denen bisher Chalkopyrit, Galenit, seltener Bornit,
Fahlerz (Tennantit - betont) und Sphalerit beobachtet
wurden.
Während der Abscheidung der Pechblende beginnt der
Absatz von derbem grobspätig bis körnigem, meist
weißem, seltener gelblich gefärbtem Kalzit, der die Pech-
blendeausscheidung überdauert. In der Ausscheidungs-
folge von Kalzit und Pechblende treten also dieselben
Wechselbeziehungen, wie sie bereits in der quarzigen
Abfolge der kku-Formation zwischen Kammquarz und
Fluorit angeführt wurden, auf.
Kalzit bildet in dieser Abfolge größere skalenoedrisch
ausgebildete Kristalle, die mitunter durch einen Über-
zug von nicht mit Sulfiden vergesellschafteter Pech-
blende oder von Hämatit und Lepidokrokit in der
Gangausfüllung hervorgehoben werden und deren
Umrisse auch bei jüngeren metasomatischen Über-
prägungen erhalten bleiben. Nach HARLASS & SCHÜTZEL
1965 (72) erreichen die Skalenoeder des Kalzits Größen
bis 30 cm.
OELSNER 1961 (153, 154), BARSUKOW, NAUMOW & SOKO-
LOWA 1963 (5) sowie HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72)
führen das Vorkommen von Coffinit in der kku-Forma-
tion an. RYSHOW 1965 (unveröff.) unterscheidet Coffinit-
freie und -führende Paragenesen, die er getrennt
beschreibt. Nach OELSNER 1961 (154) ist Coffinit meist
jünger als Pechblende, während BARSUKOW, NAUMOW &
SOKOLOWA 1963 (5) Überlagerungen in der Ausscheidung
von Pechblende und Coffinit feststellen. Die Coffinit-
Aggregate besitzen meist idiomorphe tetragonale
Formen und sind häufig pseudomorph in Pechblende
umgewandelt. RYSHOW 1965 (unveröff.) beschreibt Ver-
drängungen der Pechblende durch Coffinit und häufig
auftretende Vergesellschaftungen des Coffinits mit
Sulfiden. Er beobachtete Einschlüsse von Galenit und
Chalkopyrit in Coffinit. Mit Kalzit ist häufig die Aus-
scheidung unbedeutender Mengen von Sulfiden, wie
Chalkopyrit, Bornit, Fahlerz, Galenit und hellbraunem
Sphalerit, die nicht mit Pechblende vergesellschaftet
sind und körnige Einlagerungen im Kalzit bilden, ver-

image
54
knüpft. RYSHOW 1965 (unveröff.) beobachtete in einem
Fall das Auftreten von Luzonit, der auf Chalkopyrit in
Paragenese mit Galenit aufgewachsen ist. Diese Sul-
fide dürften mit den in den Schwundrissen der Pech-
blende auftretenden Sulfiden gleichaltrig sein. Mit
weiterer Kalzitabscheidung klingt die Bildung der Sul-
fide schnell aus, wie dies auch die jüngere, sulfidfreie
Pechblende, die die Skalenoeder des Kalzites um-
krustet, zeigt. Die Sulfidführung ist in der kku-Forma-
tion nur spurenhaft und besitzt nur mineralogisches
Interesse.
Einen Sonderfall stellt die selten auftretende, von
BARSUKOW, NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5) zu den „kom-
plizierten Uranerzparagenesen" gestellte Paragenese
mit Aikinit, die durch Reaktion der Lösungen der
kku-Formation, besonders mit der Pb-Abfolge bedingt
ist, dar. Während nach OELSNER 1961 (153, 154) und
durch eigene Untersuchungen das Auftreten von Aiki-
nit gesichert ist, zeigen die Ergebnisse von BARSUKOW,
NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5) das Auftreten von
Hämatit und Lepidokrokit treten mit Unterbrechungen
während der gesamten Abfolge auf und sind am Ende
der Kalzitausscheidung etwas häufiger zu finden. Sie bil-
den innerhalb der kku-Formation niemals größere Anrei-
cherungen. Beide Fe
III
-Minerale sind als kleine Plättchen
und parallel orientierte Täfelchen auf Kammquarz und
in Kalzit sowohl auf Wachstumszonen als auch in Spalt-
rissen und auf Klüften ausgebildet.
4.3.3
Die Mineralisation der sulfatischen Abfolge
Die Minerale dieser Abfolge waren den früheren Be-
arbeitern der erzgebirgischen Lagerstätten, wie MÜLLER
1860, 1895, 1901 (135, 138, 139), DALMER 1896 (48),
BECK 1912 (18) u. a. nicht bekannt und wurden erst in
den letzten Jahren von OELSNER 1961 (153), BARSUKOW,
NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5), HARLASS & SCHÜTZEL 1965
(72) und BAUMANN 1967 (10) erwähnt oder teilweise
beschrieben. Die erste Bestimmung des Anhydrits als
Gangart der erzgebirgischen Lagerstätten erfolgte durch
Abb. 38:
Gips (var. Manenglas) mit
Kalzit und Kammquarz;
kku-Formation, sulfatische
Abfolge.
Schacht 366, Sohle -900 m,
Strecke 3 aus NW-Umfah-
rung Gesenk 3.
Foto und Sammlung: FLACH
Bismuthinit. RAMDOHR 1960 (176) beschreibt Aikinit in
dergleichen Paragenese neben Bismuthinit, Bornit und
Galenit von Schmiedeberg (Kowary) in Schlesien. Der
mit Pechblende, Coffinit, Chalkopyrit, Galenit, Kalzit und
nach OELSNER 1961 (153, 154) auch mit Pyrit vergesell-
schaftete Aikinit bildet nadlige, büschelige bis strahlige
Aggregate, die teilweise „sonnenförmige" Formen auf-
weisen. Die Aggregate sitzen häufig auf Pechblende
auf und werden von Kalzit eingebettet. Selten sind
Pseudomorphosen von Pechblende nach Aikinit zu be-
obachten.
LIPP 1959 (unveröff.). In die sulfatische Abfolge wird
auch das Auftreten von Apophyllit gestellt, dessen
Altersbeziehungen zu den Ca-Sulfaten nicht aufge-
schlossen sind.
Anhydrit und Gips, die die Hauptminerale der jüngsten
Abfolge der kku-Formation darstellen, treten räumlich
voneinander getrennt auf, wobei Gips die granitnäheren
Gänge im Bereich des inneren Kontakthofes bevorzugt,
während Anhydrit in den Gängen des äußeren Kontakt-
hofes häufiger als in den Gängen des inneren Kontakt-

image
55
hofes zu finden ist. Beide Minerale sind im Unter-
suchungsgebiet innerhalb der kku-Formation etwa in glei-
chen Mengen ausgeschieden. Der Anhydrit tritt in grauer,
weißer und bläulichweißer Farbe auf und ist in körnigen
oder parallelstrahligen Aggregaten auf Kalzit, seltener auf
Kammquarz aufgewachsen. Gips bildet weiße spätige
bis marienglasartige Platten (Abb. 38) mit Kalzit, Kamm-
quarz oder Fluorit. Vereinzelt bilden die Ca-Sulfate auch
Kristalle, die bei Anhydrit jedoch ausgesprochene Selten-
heiten und von kleinen Dimensionen sind. In allen Gän-
gen stellt Gips eine primäre Bildung dar und ist nicht aus
Anhydrit hervorgegangen. Auffallend ist die enge Asso-
ziation der Ca-Sulfate mit Fluorit in vielen Gängen der
kku-Formation, die besonders in den Gängen des inne-
ren Kontakthofes zu beobachten ist. In Spuren sind
Hämatit und Lepidokrokit auf Spaltrissen und zwischen
den Aggregaten der Ca-Sulfate sowie auf Gips ausgebil-
det, während Chalkopyrit in kleinen idiomorphen Körnern
gelegentlich auf Spaltrissen von Gips auftritt.
In einigen Fällen wurde auf den Gängen der kku-Forma-
tion Apophyllit beobachtet, der gegenüber Kalzit und
Kammquarz eine jüngere Bildung darstellt. Apophyllit
besitzt graue bis weiße Farbe und tritt derb (Abb. 39)
oder in Form kleiner Kristallaggregate auf. In letzterem
Falle zeigen die Kristalle eine Kombination von Prismen-,
Basis- und Pyramidenflächen.
4.4
Die Paragenesen der Dolomit-(Selenid-)
Gänge (mgu-Formation)
Die Dolomitgänge (mgu-Formation
5
) sind nur bedingt mit
den Gängen der eb-(Edlen Braunspat-) Formation der an-
deren erzgebirgischen Lagerstätten vergleichbar, obwohl
sie hinsichtlich ihrer Bildungszeit ein annähernd gleiches
Alter mit der von MÜLLER 1901 (139), OELSNER 1930, 1952
(146, 150) und BAUMANN 1958, 1965 (6, 9) aus dem Frei-
berger Lagerstättenbezirk beschriebenen eb-Formation
aufweisen.
Die Paragenesen dieser Gangformation fanden bei den
früheren Bearbeitern der westerzgebirgischen Lager-
stätten, wie MÜLLER 1860 (135), DALMER 1896 (48), VIEBIG
1905 (238), KUDIELKA 1918 (104) u. a., keine oder nicht
genügende Beachtung. Erst in jüngster Zeit wurden die
Paragenesen dieser Gangformation, ebenso wie die der
kku-Formation, von DYMKOW 1960 (59), BARSUKOW, NAU-
MOW & SOKOLOWA 1963 (5), BARSUKOW, BELJAJEW, SJER-
GEEWA & SOKOLOWA 1967 (4) und von HARLASS & SCHÜTZEL
1965 (72), die diese Paragenesen als dse- (Dolomit-
Selenid-) Formation
6
bezeichnen, eingehender untersucht
und beschrieben.
5
Die Bezeichnung „mgu- (Magnesiumkarbonat-Pechblende-) Formation"
wurde - ebenso wie die von HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72) in die Literatur
eingeführte Bezeichnung „kku-Formation" - erstmals von LIPP, BÜDER &
SCHULZ 1960 (unveröff.) im internen Dienstgebrauch angewendet.
Abb. 39: Apophyllit ist in der Mitte eines Ganges der
kku-Formation ausgebildet.
Anhand der Untersuchungen der Gangarten, besonders
der Ausbildung der Karbonspäte und der Erzminerale,
können im Untersuchungsgebiet innerhalb der mgu-
Formation vier Abfolgen, eine Dolomit-, eine Selenid-,
eine Sulfid- und eine Sulfat-Abfolge, ausgehalten wer-
den. Eine Parallelisierung der einzelnen Abfolgen der im
westlichen Erzgebirge ausgebildeten mgu-Formation mit
der im Freiberger Lagerstättenbezirk von OELSNER 1930,
1952 (146, 150), ZIMMER 1936 (260) innerhalb der eb- bzw.
der eq-Formation und der von BAUMANN 1958, 1965 (6, 9)
ausgehaltenen Abfolgen der eb-Formation ist aufgrund
der bestehenden Unterschiede in der Ausbildung der ein-
_____________
6
Die von H
ARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72) geprägte Bezeichnung „dse-
(Dolomit-Selenid-)Formation" umfasst die gesamte Gangformation nicht voll-
ständig und sollte auf die Selenid-Abfolge der mgu-Formation beschränkt blei-
ben.

image
56
zelnen Abfolgen gegenwärtig nicht möglich. OELSNER
1958 (152) gibt an, dass die Ag-führende Abfolge der eb-
Formation im westlichen Erzgebirge fehlt. Andererseits
sind die Selenid- und die Sulfat-Abfolge im östlichen Erz-
gebirge bisher nicht nachgewiesen.
Von WATZNAUER 1957 (232) und DYMKOW 1960 (59) werden
die Paragenesen der kku- und der mgu-Formation noch
als ein einheitliches Mineralisationsstadium angesehen.
Demgegenüber begründen BARSUKOW, NAUMOW & SOKO-
LOWA 1963 (5), BARSUKOW, BELJAJEW, SJERGEEWA & SOKO-
LOWA 1967 (4) und HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72) eine
Trennung dieser beiden Gangformationen.
4.4.1
Die Mineralisation der Dolomit-Abfolge
Für die älteste Abfolge der mgu-Formation sind die
bereits von DYMKOW 1960 (59), BARSUKOW, NAUMOW &
SOKOLOWA 1963 (5), BARSUKOW, BELJAJEW, SJERGEEWA &
SOKOLOWA 1967 (4) und von HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72)
beschriebenen metasomatischen Überprägungen der
Paragenesen der kku-Formation durch die Lösungen
dieser Abfolge charakteristisch. Das trifft besonders auf
das Verhalten des Magnesiums, des Hauptelements der
mgu-Formation, zu. Dieser enge Zusammenhang zwi-
schen dem Auftreten der kku-Formation, die im west-
lichen Erzgebirge vielfach nur noch reliktisch erhalten
ist und dem der Dolomit-Abfolge der mgu-Formation
äußert sich in der Verbreitung dieser Abfolge. Gleiches
gilt auch für das Auftreten der Selenid-Abfolge, die ihrer-
seits enge räumliche Beziehungen zur kku-Formation
und zur Dolomit-Abfolge der mgu-Formation aufweist, in
einigen Lagerstätten des westlichen und mittleren Erz-
gebirges.
Als älteste Ausscheidung der Dolomit-Abfolge beschrei-
ben HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72) einen tiefviolett
bis schwarzviolett gefärbten, idiomorph ausgebildeten
Fluorit („Stinkspat"), den sie als ein Mobilisat aus der
kku-Formation betrachten. Es kann gegenwärtig nicht
exakt entschieden werden, ob der Stinkspat die Erst-
ausscheidung der mgu-Formation oder ob er noch eine
Bildung der kku-Formation, wie sie BARSUKOW, NAUMOW
& SOKOLOWA 1963 (5) anführen, ist. In den meist hexa-
edrisch ausgebildeten Aggregaten des Stinkspates
sind in geringem Umfange kleine Kügelchen von Pech-
blende und sehr selten Chalkopyritkörner zu finden.
Weitere Uranminerale in Stinkspat, wie sie von STRUNZ
& SEELIGER 1960 (215) aus Wölsendorf beschrieben wer-
den, konnten bisher nicht mit Sicherheit nachgewiesen
werden.
Das wichtigste Mineral dieser Abfolge stellt Dolomit dar,
der intensiv die älteren, oft reliktisch oder brekziös vor-
liegenden Fragmente der kku-Formation verdrängt und in
verschiedenen Ausbildungsformen vorliegt. Der älteste
Dolomit (D
p
) tritt in nach skalenoedrischen Formen
des Kalzites der kku-Formation pseudomorphen Struktu-
ren auf. Derartige Pseudomorphosen von Dolomit nach
Kalzit wurden bereits von MÜLLER 1854, 1860 (134, 135),
PURGOLD 1889 (171) und MAUCHER 1914 (118) erwähnt,
Dieser Dolomit zeigt, wie auch die nachfolgenden
Dolomitgenerationen, eine durch dispers eingelagerten
Hämatit und Lepidokrokit bedingte kräftige braune bis
bräunliche Farbe, wobei die Intensität der Färbung und
damit die Menge der fein verteilten Fe
III
-Minerale mit ab-
nehmendem Alter der Dolomitgenerationen abnimmt,
wie dies auch von BARSUKOW, NAUMOW & SOKOLOWA 1963
(5) beschrieben wird. MAUCHER 1908 (117) führt an,
dass die intensive Rot- bzw. Braunfärbung des Dolomits
besonders in der Paragenese mit Pechblende auftritt.
Dolomit verdrängt die Minerale der kku-Formation unter-
Abb. 40 Mechanische Umlagerung von Pechblende als
Brekzien, eingebettet in Dolomit. mgu-Formation.
Schacht 38. Foto und Sammlung: FLACH
schiedlich stark, wobei neben Kalzit am intensivsten
Fluorit und weniger stark Pechblende verdrängt werden,
während sich der Kammquarz gegenüber dem Dolomit
als stabil erweist.
Die Umlagerung der Pechblende kann auf zwei Wegen
erfolgen. BARSUKOW, NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5) unter-
scheiden eine mechanische Umlagerung der Pechblende
in Form von Brekzien, die von Dolomit eingebettet wer-
den (Abb. 40) und eine chemische Umlagerung, bei der
die Pechblende gelöst und die Wiederausfällung im Dolo-
mit in Form feiner Nieren und Kügelchen in schnurartiger
Anordnung als mulmiger Absatz erfolgt.
Der von HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72) als Umhüllung der
Skalenoeder des Kalzites und als Vorstufe der Mg-Meta-
somatose des Kalzites beschriebene „Panzerdolomit" ist

image
57
häufig eine jüngere Bildung und tritt besonders in
drusigen Hohlräumen auf den Pseudomorphosen auf.
Häufiger und wichtiger als „Panzer" für die Erhaltung der
skalenoedrischen Umrisse des Kalzites bei der Pseudo-
morphosierung sind Anflüge von Hämatit und Pech-
blende auf den Skalenoedern, die in den massigen Gang-
teilen vorherrschen.
Die nächste Dolomitgeneration stellt ein fein- bis mittel-
körniger kräftig braunrot gefärbter Dolomit dar, der auf-
grund seiner Ausbildung als „hornsteinartiger" Dolomit
(D
H
) bezeichnet wird. Die Altersbeziehungen dieses sel-
tener vorkommenden Dolomits zu dem pseudomorphen
Dolomit sind nicht aufgeschlossen, jedoch ist der
hornsteinartige Dolomit gegenüber dem folgenden „Gel-
dolomit" eine ältere Bildung.
teile von FeC0
3
-Molekül festgestellt, die auf eine Über-
prägung des Geldolomites durch Fe
II
-haltige karbona-
tische Lösungen der biconi-Formation zurückzuführen
sind.
4.4.2
Die Mineralisation der Selenid-Abfolge
Obwohl bereits von FRITZSCHE 1855 (65) in Pechblende
mehrerer erzgebirgischer Lagerstätten Selen- und Vana-
diumgehalte nachgewiesen und von KERSTEN 1839 (97)
Clausthalit aus dem Freiberger Lagerstättenbezirk be-
schrieben wurde, ist das Auftreten von Seleniden erst
in den letzten Jahren durch zahlreiche Neuaufschlüsse
eingehender untersucht und bearbeitet worden. In der
Literatur werden Angaben über Selenide von BAUMANN
Abb. 41: Geldolomit der mgu-Formation. Schacht 366, Sohle -585 m, Block 903, Gang „ Brahma II".
Foto und Sammlung: FLACH
In größerer Menge treten die Dolomit-Abfolge ab-
schließende feinkörnige, primär gelförmig abgesetzte,
durch wechselnden Gehalt an dispers eingelager-
ten Fe
III
-Mineralen unterschiedlich stark gefärbte bis
„gebänderte" Dolomite (Abb. 41) auf, die von HARLASS
& SCHÜTZEL 1965 (72) als „Geldolomite" (D
G
) bezeich-
net werden. Diese Bildungen, die durch das Fehlen
von Sulfiden und von Pechblende gekennzeichnet sind,
können bis 20 und mehr 0,2-2,5 cm mächtige Lagen
führen, wobei nach LIPP 1960 (unveröff.) auch Über-
gänge zwischen dem pseudomorphen und dem Gel-
dolomit auftreten. Die Entstehung der Gelbildungen
dürfte auf eine mehrmalige plötzliche Druckentlastung
der bikarbonatischen Lösungen und der dadurch be-
dingten Ausfällung des Dolomits zurückzuführen sein.
In einigen Fällen wurden in den letzten Lagen der
Geldolomite geringe, bis 5 Mol.-% betragende An-
1958, 1965, 1967 (6, 9, 10), TISCHENDORF 1959 (225), DYM-
KOW 1960 (59), BARSUKOW, NAUMOW & SOKOLOWA 1963 (5)
und HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72) gemacht. Während
TISCHENDORF 1959 (225) aus dem Erzgebirge Clausthalit,
Naumannit und Tiemannit als Selenidminerale anführt,
veröffentlichte OELSNER 1961 (153) Mikroaufnahmen
von Clausthalit und Naumannit aus dem Marienberger
Lagerstättenbezirk. HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72) führen
die bisher in den erzgebirgischen Lagerstätten nach-
gewiesenen Selenide namentlich auf. TISCHENDORF &
UNGETHÜM 1964 (228) beschäftigten sich mit den theo-
retischen Grundlagen der Gesetzmäßigkeiten, die mit
der Bildung der Selenide in hydrothermalen Ganglager-
stätten im Zusammenhang stehen.
Im Untersuchungsgebiet Schlema-Alberoda wurden
Selenide 1958 fast gleichzeitig von FEIRER und LIPP un-

58
abhängig voneinander nachgewiesen. Eingehende Un-
tersuchungen der Selenide führten SCHULZ 1960 (unver-
öff.) und RYSHOW 1965 (unveröff.) durch. Während SCHULZ
1960 die Ausbildung der einzelnen Selenminerale
beschreibt, untersucht RYSHOW die paragenetischen Ver-
hältnisse und hält entsprechend der Ausbildung der
Selenmineralisation auf den einzelnen Gängen folgende
Mineralassoziationen aus:
-
monomineralische Aggregate von Clausthalit,
-
Naumannit-Clausthalit-Assoziation,
-
Berzelianit-Clausthalit-Assoziation und
-
Clausthalit-Umangit-Klockmannit-Eukairit-Aguilarit-
Berzelianit-Assoziation.
Diese Assoziationsreihe entspricht nach RYSHOW 1965
gleichzeitig den Beziehungen der Selenide zu älterer
reliktischer und teilweise umgelagerter Pechblende,
indem die „reinen" Clausthalitvorkommen am weites-
ten von der Pechblende auftreten. An diese schließen
sich die Naumannit-Clausthalit- und die Berzelianit-
Clausthalit-Assoziation an, während die Cu-Selenid-
Assoziation nur in unmittelbarer Verwachsung mit Pech-
blende ausgebildet ist. RYSHOW betont, dass die Selenid-
Abfolge nur in den Gängen vorkommt, die Relikte der
kku-Formation führen.
Das häufigste und wichtigste Selenid im Untersu-
chungsgebiet ist Clausthalit, an den rund 99 % des in
den Gängen vorhandenen Selens gebunden sind.
Clausthalit bildet kleine Körner, die zwischen den Aggre-
gaten des Dolomits, selten zwischen denen des Kalzits
sitzen. In Verwachsung mit Dolomit liegt Clausthalit
meist in feinkörniger, seltener in grobkörniger Ausbil-
dung vor. Nur vereinzelt zeigt er „gestrickte" (dendri-
tische) Aggregate in der Gangart. Clausthalit verdrängt
auf Schwundrissen, Klüften und in den inneren Partien
der Kügelchen die ältere Pechblende. Häufig sind Ver-
wachsungen von Clausthalit mit Naumannit anzutreffen,
während Verwachsungen mit Eukarit seltener zu be-
obachten sind.
Unter den übrigen im Untersuchungsgebiet bekannt
gewordenen Seleniden, die weniger als ein Prozent des
in den Gängen auftretenden Selens umfassen, herrscht
Naumannit vor, der zwar relativ häufig, aber stets in
geringen Mengen vorhanden ist. Neben Clausthalit ist
Naumannit bevorzugt mit Eukairit und Umangit ver-
wachsen, die er randlich korrodiert. Ein Teil des Nau-
mannits liegt als Aguilarit vor.
Eukairit und die thalliumführende Varietät Crookesit, die
in den Selenidverwachsungen auf einigen Gängen An-
reicherungen bis maximal 0,2 % Tl verursacht, sind in
feinkörnigen bis dichten Aggregaten mit Clausthalit
oder mit Berzelianit und Umangit verwachsen. Beide
Selenide treten nicht in Form von selbständigen (mono-
mineralische) Ausscheidungen auf. Eukairit verdrängt,
gemeinsam mit Umangit, intensiv Pechblende und wird
selbst von Clausthalit verdrängt. Seltener tritt Eukairit in
Assoziation mit Clausthalit als „Zwickelfüller" im Dolo-
mit auf.
Berzelianit bildet derbe massige bis seltener strahlige
Aggregate in strahligen bis myrmekitartigen Verwach-
sungen mit Eukairit oder mit Umangit. In diesen Aggre-
gaten wird er von Clausthalit verdrängt. Vereinzelt sind in
Berzelianit Entmischungslamellen von Naumannit zu
finden. Sehr selten tritt Berzelianit in feinen schnee-
flockenartig in Dolomit oder in Eukairit eingelagerten
skelettartigen Aggregaten auf.
Von den seltenen Cu-Seleniden ist Umangit das äl-
teste und Klockmannit das selenreichste Selenid. Uman-
git kann lokal in angereichertem Maße auftreten und ist
mit Klockmannit und Clausthalit verwachsen. Außerdem
kommt er in myrmekitartigen Verwachsungen mit Berze-
lianit, Eukairit und Klockmannit vor, in denen Berzelianit
teilweise orientiert im Umangit ausgebildet ist. In letz-
terer Assoziation zeigen die Selenidaggregate wechsel-
seitig zerlappte schlauchartige Formen. Der sehr seltene
Klockmannit gehört zu den ältesten Selenidausscheidun-
gen und bildet tafelförmig bis leistenartig in Umangit
eingelagerte Entmischungslamellen, die gelegentlich
auch in Eukairit zu beobachten sind. In derber Ausbildung
assoziiert Klockmannit mit Berzelianit und Eukairit, der
beide Selenide verdrängt.
Nach SCHULZ 1960 tritt zu Beginn der Selenid-Abfolge
noch etwas Eisenglanz auf. Als einziges Sulfid in dieser
Abfolge ist Chalkopyrit in Verwachsungen mit Claus-
thalit vorhanden. TISCHENDORF 1959 (225) führt für Chal-
kopyrit geringen Se-Gehalt an. Während SCHULZ 1960
keine Neubildung von Pechblende in der Selenid-Abfolge
annimmt,
beschreibt
RYSHOW
1965
(unveröff.)
neugebildete Pechblende in Form kleiner Kügelchen, die
neben älterer reliktischer („mechanisch" umgelagerter)
Pechblende auftreten.
Der in der Selenid-Abfolge als Gangart ausgebildete fein-
körnige Dolomit (D
Se
) besitzt keine intensive bräunliche
oder rötliche Färbung wie der Dolomit der älteren Abfolgen
der mgu-Formation. Er tritt meist in weißen oder grauen,
durch dispers eingelagerte feinkörnige Selenide beding-
ten Färbungen auf. Nach RYSHOW 1965 (unveröff.) beträgt
die Lichtbrechung des Dolomits der Selenid-Abfolge
N
0
= 1,700 bis 1,708. Er bezeichnet diesen Dolomit mit
geringem FeC0
3
-Anteil als „Parankerit" (im Sinne von
WINCHELL 1951 (251]). Eine chemische Analyse dieses
Dolomits liegt nicht vor. Ein weiteres Kennzeichen des
Dolomits der Selenid- und der nachfolgenden Abfolgen
ist, dass er im Gegensatz zu den Dolomitgenerationen
der älteren Abfolgen der mgu-Formation keine pseudo-
morphen oder gelförmigen Gefügekennzeichen aufweist.

59
Tab. a:
Häufigkeit der Selen-Erzpunkte
auf den einzelnen Sohlen und Kaskaden
Kaskade/Sohle
Betriebspunkte
Anzahl
%
Bemerkungen
1. Kaskade
MSS bis Sohle -
270m
keine Angaben
II. Kaskade
-270m
_
keine Angaben
-300 m
1
0,2
-330m
2
0,4
-360m
5
1,0
-390 m
11
2,3
- 20m
13
2,7
-450m
25
5,2
-480 m
35
7,3
-510m
25
5,2
-540 m
49
10,3
gesamt
166
34,7
III. Kaskade
-585 m
58
12,1
-630m
39
8,2
-675m
26
5,4
-720m
32
6,7
-765m
12
2,7
-810 m
35
7,3
-855m
21
4,4
-900m
7
1,5
-945m
3
0,6
-990 m
9
1,9
gesamt
243
50,8
IV. Kaskade
-1035m
3
0,6
- 1080 m
6
1,3
-1125m
3
0,6
-1170 m
3
0,6
-1215m
7
1,5
- 1260 m
--
--
keine Belege
- 1305 m
18
3,7
gesamt
40
8,4
V. Kaskade
- 1350 m
3
0,6
- 1395 m
2
0,4
- 1440 m
5
1,0
- 1485 m
8
1,6
-1530 m
3
0,6
-1575m
4
0,8
-1620m
--
--
keine Belege
- 1665 m
--
--
keine Belege
-1710m
4
0,8
gesamt
29
6,1
I.-V. Kaskade
474
100,0
Anmerkung zur Mineralisation der Selenid-Abfolge
In den Jahren von 1990 bis 1993 beschäftigte sich LIPP
wieder eingehend mit der Selenid-Abfolge in der Uran-
erzlagerstätte Schlema-Alberoda. Sein Wissen über die
Lagerstätte und seine umfangreichen Aufzeichnungen
ermöglichten es ihm, ein noch genaueres Bild über die
interessante Mineralparagenese handschriftlich anzu-
fertigen, die seiner vorliegenden Dissertation ungekürzt
beigefügt werden sollen.
Die räumliche Verteilung der Selenide
in der Lagerstätte Schlema-Alberoda
Die Selen-Mineralisation weist in ihrer Verteilung in der
Lagerstätte charakteristische Gesetzmäßigkeiten auf, die
im Folgenden beschrieben und gedeutet werden. Aus-
gehend von 478 Betriebspunkten (Abbaublöcken) - (mit
Ausnahme der Sohlen der I. Kaskade, von denen auf-
grund ihres frühzeitlichen Abbaues keine Angaben vorlie-
gen) - ergibt sich mit zunehmender Teufe zunächst eine
Zunahme des Auftretens, die nach einem Maximum im
Bereich der unteren Sohlen der II. und der oberen Sohlen
der III. Kaskade (Tabelle a) wieder eine deutliche Ab-
nahme der Betriebspunkte mit fortschreitender Teufe
erkennen lässt. Der tiefste Selen-Betriebspunkt wurde in
einer Teufe von ca. 1800 m von der Erdoberfläche (MSS-
Stollensohle) nachgewiesen. Das festgestellte Maximum
im obengenannten Teufenbereich deckt sich mit ande-
ren statistisch ermittelten Angaben, befindet sich aber in
einem tieferen Bereich als beispielsweise das Maximum
der Betriebspunkte mit Bi-Co-Ni-Ag-Vererzung.
Die Lage der Selenidmineralisation
in der Lagerstätte
Zur Ermittlung der räumlichen Verteilung in der Lager-
stätte und damit einer Zonalität wurde als Bezugsbasis
von LIPP 1971, 1991 die mit ca. 40° einfallende Granit-
oberfläche gewählt und der horizontale sowie der senk-
rechte (kürzeste) Abstand des Betriebspunktes von die-
ser ermittelt. Die erhaltenen Werte wurden in 100-m-
Intervallen für den senkrechten Granitabstand zusam-
mengefasst (Tabelle b).
Die Selen-Betriebspunkte liegen überwiegend im äuße-
ren Kontakthof, kommen aber auch im inneren Kontakt-
hof des Granits vor. Während die Erzgänge im Granit
keine Selenide führen, wurden auf den oberen Soh-
len der Lagerstätte in Ausnahmefällen Selenide in Erz-
gängen auch im Übergangsbereich zum regionalmeta-
morphen Raum nachgewiesen. Die Häufung der Selen-
Betriebspunkte im äußeren Kontakthof weist eine enge
Verbindung an die Nebengesteine der „produktiven"
Serie auf, die ebenfalls in diesem vorkommen.

60
Tab. b:
Häufigkeit und senkrechter Abstand der Selen-Erzpunkte in den einzelnen Kaskaden (Teufenbereichen)
Kaskade
Abstand von der Granitoberfläche (m)
0-
100
100-
200
200-
300
300-
400
400-
500
500-
600
600-
700
700-
800
800-
900
900-
1000
gesamt
Anzahl
-
1
3
12
20
28
24
14
3
1
106
%
-
1,0
2,8
11,3
18,9
26,4
22,6
12,3
2,8
1,0
100,0
II
% (Ges.)
-
0,3
0,9
3,8
6,3
8,8
7,6
4,4
0,9
0,3
33,3
Anzahl
2
4
6
27
45
43
18
4
2
_
151
%
1,3
2,7
3,9
17,9
29,8
28,5
11,9
2,7
1,3
_
100,0
III
% (Ges.)
0,6
1,3
1,9
8,5
14,1
13,5
5,7
1,3
0,6
-
47,5
Anzahl
9
9
10
7
1
-
-
-
-
-
36
%
25,0
25,0
27,8
19,4
2,8
-
-
-
-
-
100,0
IV
% (Ges.)
2,8
2,8
3,2
2,2
0,3
-
-
-
-
-
11,3
Anzahl
3
1
11
9
1
-
-
-
-
-
25
%
12,0
4,0
44,0
36,0
4,0
-
-
-
-
-
100,0
V
% (Ges.)
0,9
0,3
3,6
2,8
0,3
-
-
_
-
-
7,9
Gesamt
Anzahl
14
15
30
55
67
71
42
18
5
1
318
%
4,4
4,7
9,4
17,3
21,1
22,3
13,2
5,7
1,6
0,3
100,0
Die horizontale Entfernung der Selen-Betriebspunkte
von der Granitoberfläche
Die horizontalen Abstände der Selenerzpunkte von der
Granitoberfläche verringern sich mit zunehmender Teufe,
wie die nachstehenden Grenzwerte belegen:
Sohle
-360m weitester Abstand
1835m
Sohle
-540m weitester Abstand
1650m
Sohle
-810m weitester Abstand
1250m
Sohle
-990m weitester Abstand
1480m
Sohle
-1305m weitester Abstand
1010m
Sohle
-1710m weitester Abstand
720m
Die 100-m-Bereiche mit dem höchsten Anteil von Selen-
Betriebspunkten verschieben sich mit zunehmender Teufe
ebenfalls in Richtung Granitoberfläche. Diese Erschei-
nung wird auch beim senkrechten Abstand der Selen-
Betriebspunkte von der Granitoberfläche beobachtet.
Die senkrechte Entfernung der Selen-Betriebspunkte
von der Granitoberfläche
Insgesamt konnten von rund 2/3 der erfassten Selen-
erzpunkte (318 Punkte) die senkrechten Abstände von
der Granitoberfläche ermittelt werden, die für die einzel-
nen Teufenbereiche (Kaskaden) zusammengestellt wur-
den (Tabelle b). Die statistische Analyse zeigt nur geringe
Abweichungen zur Gesamtzahl der ermittelten Selen-
Betriebspunkte und kann als repräsentativ angesehen
werden. Aus den Angaben (Tabelle b) ergibt sich eben-
falls eine deutliche Verschiebung der 100-m-Bereiche in
Richtung Granitoberfläche mit zunehmender Teufe, ins-
besondere bei den Bereichen mit größerer Häufigkeit
von Selen-Betriebspunkten, die sich bis auf die tiefen
Sohlen der Lagerstätte fortsetzt.
Sohle
-360m weitester Abstand
950m
Sohle
-540m weitester Abstand
710m
Sohle
-810m weitester Abstand
670m
Sohle
-990m weitester Abstand
725m
Sohle
-1305m weitester Abstand
460m
Sohle
-1710m weitester Abstand
325m
In den einzelnen Kaskaden wurden auf jeweils einer
Sohle die senkrechten Abstände der Glimmerfels- und
Fruchtschiefergrenze von der Granitoberfläche ermittelt
(Tabelle c). Auch hier ergibt sich, dass der überwie-
gende Teil der Selen-Betriebspunkte an den äußeren
Kontakthof gebunden ist und die Fruchtschiefergrenze
praktisch nicht überschreitet, sich mit zunehmender
Teufe mehr in Richtung des Gebietes zur Glimmerfels-
grenze bewegt.
Tab. c:
Senkrechte Abstände der Glimmerfels- und
Fruchtschiefergrenze von der Granitoberfläche
Kaskade
Glimmerfels
Fruchtschiefer
von - bis
mittel
von - bis
mittel
II
215-355
280
750-950
815
III
0-415
240
535-845
725
IV
0-180
120
575-670
640
V
0-225
105
510-635
560
Die Verringerung des senkrechten Abstandes von der
Granitoberfläche bzw. die Annäherung der Selen-
Betriebspunkte mit fortschreitender Teufe an diese wird
einerseits dadurch bedingt, dass die Gesteine in der
Lagerstätte steiler einfallen (50-55°) als die Granitober-
fläche (40-45°). Zum anderen wirkt sich die Verringe-
rung der Mächtigkeit der „produktiven" Gesteine mit
fortschreitender Teufe ebenfalls auf die Annäherung der
Selen-Betriebspunkte aus, die die nordwestlichen Ge-

61
steinsintervalle
(von
den
streichenden
Störungen
„Gera" und „Erna") durch Auskeilen in der Teufe bzw.
mit einer NE-gerichteten teufenmäßigen Verschiebung
besonders betrifft. So bleibt nur der SE-liche „produk-
tive" Gesteinsbereich (zwischen den streichenden
Störungen „Union" und „Erna"), der sich mit annähernd
gleichbleibender Mächtigkeit bis in die tiefsten Sohlen
der Lagerstätte durchsetzt und im Westfeld der Lager-
stätte an den Granit anstreicht und von diesem abge-
schnitten wird. Damit erklärt sich auch die sprunghafte
Verringerung des senkrechten Abstandes von der Gra-
nitoberfläche der Selen-Betriebspunkte zwischen der III.
und IV. Kaskade.
Die Beziehungen der Selenidmineralisation
zum Nebengestein
In den Bereichen der Erzgänge, in denen Granit, Granit-
und Aplitgänge sowie nicht kontaktmetamorph veränder-
te Phyllite das Nebengestein bilden, treten keine Sele-
nide auf. Um eine Aussage über die Bindung der Selenid-
mineralisation in den Erzgängen der Lagerstätte an be-
stimmte Nebengesteine machen zu können, wurden
diese in vier Gruppen zusammengefasst;
1. Lamprophyrgänge (Biotit- und chloritisierte Kersantite;
(Symbole Kb und Kh]);
2. oberdevonische Metabasite (Metadiabase verschiede-
ner Ausbildung, Körnigkeit und wechselnder Mineral-
zusammensetzung (Symbole td, pdl);
3. silurische bituminöse Gesteine mit unterschiedlichen
Kohlenstoff-, Pyrit- und Quarzgehalten (Kohlenstoff-
Alaun-, Kieselschiefer, dunkle Phyllite (Symbole ks,
und cds/cdf] und lokal auftretenden geringmächtigen
Einlagerungen von Kalksteinen (Symbol kl);
4. ordovizische kontaktmetamorphe Phyllite (Hörn- und
Glimmerfelse und Fruchtschiefer); (Symbole g und f)
mit eingelagerten Quarziten und Quarzitschiefern;
(Symbol qs).
Die Gruppen 2 und 3 bilden den Komplex der „produk-
tiven" Nebengesteine, zu denen auch die basischen
Lamprophyrgänge gerechnet werden. Da die Selenid-
mineralisation in den Erzgängen Bezüge zu bestimm-
ten Nebengesteinen aufweist, wurde zunächst eine
Unterteilung
in
„monotone"
Nebengesteinsbereiche
und in Bereiche von Wechsellagerungen unterschiedlich
zusammengesetzter Nebengesteine getroffen (Tabellen
d bis f).
Tab. d:
Häufigkeit der Selen-Betriebspunkte in „mono-
tonen " Gesteinen und in Wechsellagerungen
Kaskade
„monotone"
Gesteine
Wechsel-
lagerungen
gesamt
II
Anzahl
85
70
155
%
54,8
45,2
100,0
% (Ges.)
21,4
17,6
39,0
III
Anzahl
83
103
186
%
44,6
55,4
100,0
% (Ges.)
20,8
25,9
46,7
IV
Anzahl
20
14
34
%
58,8
41,2
100,0
% (Ges.)
5,0
3,5
8,5
V
Anzahl
5
18
23
%
21,7
78,3
100,0
% (Ges.)
1,3
4,5
5,8
Tab. e:
Häufigkeit der Selen-Betriebspunkte in den „monotonen" Nebengesteinsbereichen
Kaskade
td / pd
ks / cds
df
f/g
qs
Kb
Kh
gesamt
Anzahl
36
28
16
3
-
2
85
%
42,4
32,9
18,8
3,5
_
2,4
100,0
II
% (Ges.)
18,7
14,5
8,3
1,5
_
_
1,0
44,0
Anzahl
22
35
9
11
1
5
83
%
26,5
42,2
10,3
13,2
_
1,2
6,0
100,0
III
% (Ges.)
11,4
18,1
4,7
5,7
_
0,5
2,6
43,0
Anzahl
3
7
3
7
_
-
20
%
15,0
35,0
15,0
35,0
_
_
_
100,0
IV
% (Ges.)
1,6
3,6
1,6
3,6
_
_
_
10,4
Anzahl
-
_
2
2
1
-
_
5
%
_
_
40,0
40,0
20,0
_
_
100,0
V
% (Ges.)
_
_
1,0
1,0
0,5
_
_
2,6
Gesamt-Anzahl
61
70
30
23
1
1
7
193
%
31,61
36,9
15,6
11,9
0,5
0,5
3,6
100,00

image
62
Tabelle f: Häufigkeit der Selen-Betriebspunkte in den Wechsellagerungen der verschiedenen Nebengesteine
Kaskade
td/pd
-ks
td/pd
-df
td/pd
-f/g
pd-qs ks-k
ks-df
ks-f/g
df-f/g
g-q-s
Kb-ks Kh-ks Kh df Kh f/g
ge-
samt
II
Anzahl
36
13
1
3
12
_
2
1
2
_
_
_
70
%
51,4
18,6
1,4
_
4,3
17,1
2,9
1,4
2,9
_
_
100,0
% (Ges.)
17,6
6,3
0,5
_
1,5
5,8
1,0
0,5
1,0
-
_
_
34,2
III
Anzahl
47
17
3
_
2
20
3
_
_
3
3
3
2
103
%
45,6
16,5
2,9
_
2,0
19,4
2,9
-
_
2,9
2,9
2,9
2,0
100,0
% (Ges.)
22,9
8,3
1,5
-
1,0
9,7
1,5
-
_
1,5
1,5
1,5
1,0
50,2
IV
Anzahl
5
1
2
1
_
2
_
3
_
_
_
_
_
14
%
35,7
7,1
14,3
7,1
_
14,3
-
21,5
_
-
-
_
_
100,0
% (Ges.)
2,3
0,5
1,0
0,5
1,0
_
1,5
_
_
_
6,8
V
Anzahl
6
4
2
-
_
1
-
4-
1
-
-
_
_
18
%
33,3
22,2
11,1
-
_
5,6
-
22,2
5,6
-
-
_
_
100,0
% (Ges.)
2,9
2,0
1,0
_
_
0,5
2,0
0,5
_
_
_
_
8,8
Gesamt-Anz.
94
35
8
1
5
35
3
9
2
5
3
3
2
205
% 45,9
17,0
3,9
0,5
2,4
17,0
1,5
4,4
1,0
2,4
1,5
1,5
1,0
100,0
4.4.3
Die Mineralisation der sulfidischen Abfolge
Die sulfidische Abfolge ist, ebenso wie die nachfolgende
sulfatische Abfolge, im Untersuchungsgebiet nicht so
häufig anzutreffen wie die Selenid-Abfolge. Sie tritt nur
auf einigen Gängen auf und besitzt neben geringeren
Mächtigkeiten nur kurze Erstreckungen.
Das Hauptmineral und zugleich die einzige Gangart die-
ser Abfolge ist ein meist feinkörnig ausgebildeter rosa
bis hellrötlich gefärbter Dolomit, der mikroskopisch keine
Einlagerungen von Fe
III
-Mineralen erkennen lässt, die
seine Farbe bedingen könnten. Gegenüber der Selenid-
Abfolge zeigt der Dolomit der sulfidischen Abfolge durch
seine kluft- bis trümerartige Ausbildung in letzterer sein
jüngeres Alter an. Am Ende der Abfolge erhält der fein-
körnige Dolomit durch fein verteilt eingelagerten Löllingit
oftmals eine graue Färbung.
Mit Dolomit sind im geringen Umfang Sulfide vergesell-
schaftet, die einzelne Körner oder Aggregate in der Gang-
art bilden. Unter den Sulfiden tritt Chalkopyrit am häufig-
sten auf und begleitet Dolomit während der gesamten
Abscheidung. Er bildet wenige kleine idiomorphe Körner,
die manchmal mit Fahlerz, das sich mit Chalkopyrit in der
Ausscheidungsfolge überlappt, verwachsen sind. In sel-
ten vorkommenden kleinen Drusen assoziieren sich die
Chalkopyritkriställchen mit einfachen Rhomboedern des
Dolomits. In mikroskopischen Dimensionen sind ge-
legentlich Bornit und Chalkosin, der in den Chalkopyrit-
Fahlerz-Verwachsungen angetroffen wird, zu beobachten.
HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (72) erwähnten eine in gerin-
gem Umfang auftretende Umlagerung der Pechblende
aus der kku-Formation, die gelegentlich in der sulfidischen
Abfolge zu beobachten ist. Dabei bildet Pechblende
mulmartige Einlagerungen in Dolomit, die mikroskopisch
schnurartig angeordnete Reihen von kleinen Kügelchen
aufweisen. In dieser Abfolge ist Pechblende öfters mit
Löllingit assoziiert, der sich am Ende der sulfidischen
Abfolge bildet. Löllingit tritt entweder in Form kleiner
idiomorpher Täfelchen und in Drillingen (Sternchen), die
in der Gangart fein verteilt eingelagert sind und dieser
eine graue Färbung verleihen, oder in kompakten Aggre-
Abb. 42: Ein Trum mit lagigem Dolomit der sulfati-
schen Abfolge durchtrümert ältere Abfolgen
der mgu-Formation

image
image
63
Abb. 43: Ein Trum der sulfatischen Abfolge mit lagigem
Dolomit durchtrümert ältere Abfolgen der
kku- und der mgu-Formation
Abb. 44: Whewellitkristall.
Schacht 207, Sohle -540 m.
Foto und Sammlung: FLACH
gaten auf, die mehrere cm mächtig werden können und
in denen er die gleiche Ausbildung wie in den in Dolomit
dispers verteilten Einlagerungen dieses Minerals aufweist.
4.4.4
Die Mineralisation der sulfatischen Abfolge
Die jüngste Abfolge der mgu-Formation beginnt mit wei-
ßem mittelspätigem und lagig ausgebildetem Dolomit,
dessen Mächtigkeit in den Gängen gewöhnlich nicht
zwei cm überschreitet. Die Lagentextur wird durch feine,
< 0,1 cm mächtige Lagen von Hämatit abgebildet, wobei
auf die Gesamtmächtigkeit der Dolomitlagen etwa vier bis
sechs derartige Einlagerungen kommen. In den mittleren
Lagen des Dolomits sind gelegentlich kleine Körnchen von
Chalkopyrit vorhanden. Andere Erzminerale treten in die-
ser Abfolge nicht auf. Für den Dolomit der sulfatischen
Abfolge ist das Durchsetzen der älteren Abfolgen der
mgu-Formation in Form von „Quertrümern" charakteri-
stisch (Abb. 42 und 43), während eine parallel zum Sal-
band gerichtete Ausbildung des Dolomits der sulfatischen
Abfolge seltener zu beobachten ist. Auf einem Gang
fanden sich in einer Druse bis 8 cm große Kristalle von
Whewellit teils in verzwillingter Ausbildung, die auf lagi-
gen Dolomit aufgewachsen waren (Abb. 44). MÜLLER 1901
(139) beschreibt dieses Mineral aus einem Gang der
eb-Formation der Lagerstätte Brand, in dem Whewellit
von ged. Silber durchwachsen ist. Die Kristallform dieses
Minerals aus dem Untersuchungsgebiet entspricht den
von KOLBECK, GOLDSCHMIDT & SCHRÖDER 1918 (100) abgebil-
deten Kristallen von Brand. OELSNER & KRÜGER 1959 (157)
stellen den Whewellit in die biconi-Formation.
Nicht aufgeschlossen ist die Altersbeziehung zwischen
Whewellit und den ebenfalls auf den lagigen Dolomit fol-
genden Anhydrit (Abb. 45). Letzterer unterscheidet sich
vom Anhydrit der kku-Formation durch seine rötliche und
bräunliche Färbung, die auf fein dispers eingelagerten
Hämatit und Lepidokrokit in idiomorpher Ausbildung
zurückzuführen ist und durch feinkörnige oder parallel-
bis seltener radialstrahlige Anordnung der einzelnen
Aggregate dieses Minerals. Die Menge der eingelager-
ten Fe
III
-Minerale im Anhydrit kann bis 4 % betragen, wie
Messungen des spezifischen Gewichtes dieses Minerals
ergaben (Abb. 46 und 47). Nur selten sind einzelne
Körner von Chalkopyrit in Anhydrit zu beobachten. Nega-
tive von Anhydrit in „gehackter" Form treten im Unter-
suchungsgebiet relativ selten im Dolomit-Ankerit der
biconi-Formation auf (Abb. 48). Derartige Formen werden
von MÜLLER 1860 (135) und FRENZEL 1874 (63) aus den
Gängen der Eisen-Mangan-(e-) Formation erwähnt, die
Pseudomorphosen nach Anhydrit beschreiben. Gips tritt
in dieser Abfolge nur in mikroskopischen Dimensionen in
wenigen Gängen auf, in denen er sich sekundär aus
Anhydrit bildet. Größere Aggregate dieses Minerals, wie
sie aus der kku-Formation von HARLASS & SCHÜTZEL 1965
(72) beschrieben werden, sind in der sulfatischen Ab-
folge der mgu-Formation nicht nachgewiesen.

image
image
image
image
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image
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image
64
Abb. 45: Anhydrit und Hämatit. Schacht 371, Sohle -720 m, Bereich Gang „Seim".
Foto und Sammlung: FLACH
Abb. 46: Diagramm zur Bestimmung des Anteils
an Fe
3+
-Mineralen im Anhydrit
Abb. 47: Ausschnitt aus Abb. 46

image
65
Abb. 48:
Negative von Anhydrit in „gehackter" Form
im Dolomit.
Schacht 366, Sohle -855 m.
Foto und Sammlung: FLACH
4.5
Die Paragenesen der Arsenid-Gänge
(biconi-Formation)
Die Arsenidgänge stellten in den vergangenen Jahr-
hunderten den Hauptgegenstand des Bergbaues in den
west- und mittelerzgebirgischen Ganglagerstätten dar,
auf den sich die Untersuchungen früherer Autoren kon-
zentrierten und so wichtige Beobachtungen für die Glie-
derung der Mineralisation, wie sie in den letzten Jahren
erkannt (Abschnitte 4.3 und 4.4) wurden, nicht weiter
beachteten und diskutierten.
In seiner Monographie über den Schneeberger Lager-
stättenbezirk unterschied MÜLLER 1860 (135) eine ältere
Barytformation (mit Co-Ni-Arseniden) und eine jüngere
Kobaltformation (in quarziger Gangart). Er hielt sechs
Mineralbildungsperioden (einschließlich der Oxidations-
zone) innerhalb der heute als „Telescoping" betrachteten
Gangfüllung der nach dem Absatz der kb-Formation
jüngeren Mineralisation aus, die teilweise mit den
heute gebräuchlichen Einteilungen und Begriffen in
Einklang gebracht werden können. In seinen weite-
ren Monographien der Lagerstätten Annaberg und Frei-
berg ging MÜLLER 1895 bzw. 1901 (138, 139) nicht mehr
so deutlich auf diese Zweiteilung ein und betrachtete
in der letzteren Monographie (139) die biconi-Forma-
tion (entsprechend der im Freiberger Bergbau gebräuch-
lichen Bezeichnung („Edle Geschicke")) als jüngste
Bildung und als eine besondere Fazies der fba-For-
mation. BECK 1912 (18) wendete die Bezeichnung
„barytische Co-Ag-Formation" in Anlehnung an das
Manuskript von MÜLLER 1848 über den Marienberger
Lagerstättenbezirk an und schloss wahrscheinlich die
arsenidisch-quarzige Abfolge der biconi-Formation in
diese ein.
Die erste eingehende erzmikroskopische Untersuchung
der biconi-Formation führte ZüCKERT 1926 (261) an Mate-
rial der Lagerstätte St. Joachimsthal (Jáchymov) durch,
dessen Angaben KEIL 1927, 1931, 1933 (94, 95, 96)
wesentlich erweiterte. Beide Autoren erkannten aller-
dings nicht die Pechblende als eine ältere, der biconi-For-
mation nicht angehörende Bildung. Der Untersuchung
der Gangarten wurde wahrscheinlich von beiden Autoren
nicht genügend Aufmerksamkeit geschenkt. ZüCKERT
1926 (261) unterschied eine ältere Abfolge mit den
gediegen ausgebildeten Elementen Wismut und Silber
in Paragenese mit den Co-Ni-Arseniden und Quarz als
Gangart und eine jüngere sulfidische Abfolge mit ged.
Arsen, Sulfarseniden und -antimoniden. Zwischen diese
beiden Abfolgen stellte KEIL 1931 (95) eine sulfidische
Phase und bezeichnete die jüngste Gruppe als Phase
der edlen Silbererze. Während ZüCKERT 1926 (261) zwei
Paragenesengruppen von Arseniden, die jeweils um ge-
diegen Silber bzw. um gediegen Wismut ausgebildet
sind, aushielt, fügte KEIL 1931 (95) diesen beiden
Gruppen noch eine dritte hinzu, die er als „Speiskobalt-
gruppe" bezeichnete, und stellte folgendes Paragenesen-
schema auf:
1. arsenidische Erzgruppe
= arsenidische Phase
a. Speiskobaltgruppe
b. Wismuterzgruppe
Teilphasen der arseni-
c. Silbererzgruppe
dischen Phase
2. Sulfidische Erzgruppe
= sulfidische Phase
3. Gruppe der edlen Silbererze = Phase der edlen
Silbererze
4. Gruppe der Gangarten.
In einer weiteren Arbeit befasst sich KEIL 1933 (96) mit
den Ursachen der Dendritenbildung von gediegen Silber
und gediegen Wismut sowie mit der Bildung der die
gediegenen Elemente umkrustenden Co-Ni-Fe-Arsenide.
Aus dem Vogtland beschreibt PUFFE 1938 (170) Co-Ni-
Arsenide in karbonatischer Gangart, deren Paragenesen
von QUELLMALZ 1959 (172) erzmikroskopisch bearbeitet
wurden. TISCHENDORF 1955 (224) führt aus der Lagerstätte
Halsbrücke für die Paragenesen der biconi-Formation an,
dass den arsenidischen Mineralen zunächst sideritische
und danach karbonatische Nachschübe folgen.
Aufgrund seiner Beobachtungen führt OELSNER 1952
(150) für die erzgebirgischen Ganglagerstätten die eba-

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(Roteisen-Baryt-) Formation ein, die er zwischen die
kb- und die eb-Formation stellte. BAUMANN 1963, 1965
(8, 9) wies das jüngere Alter der eb-Formation OELSNER'S
nach und stufte sie altersmäßig vor die fba-Formation
ein. Diese Einstufung deckt sich mit den Ergebnissen,
die WERNER 1958, 1966 (248, 249) bei der Untersuchung
einiger thüringischer und außererzgebirgischer Lager-
stätten saxonischen Alters erhielt. OELSNER 1958 (52) er-
kannte, dass in der biconi-Formation im Sinne der älteren
Bearbeiter mehrere ineinander teleskopierte Gangforma-
tionen enthalten waren und trennte die biconi-Formation
im alten Sinne in die eba-, fba-biconi (im engeren Sinne)
und ags-Formation. Für den Schneeberger Lagerstätten-
bezirk stellten OELSNER & KRÜGER 1959 (157) fest, dass
die spärlich auftretende fba-Formation in silberreicher
Ausbildung vorliegt. In seinen Bearbeitungen des Frei-
berger Lagerstättenbezirkes lehnt sich BAUMANN 1958,
1965 (6, 9) in der Beschreibung der biconi-Formation an
KEIL 1931, 1933 (95, 96) an.
Nachdem bereits von KRAUS 1916 (103) und ZüCKERT 1926
(261) aus der Lagerstätte St. Joachimsthal (Jáchymov)
Umlagerungen von gediegen Wismut angegeben und
von OELSNER 1958 (152) der Arsenanteil von gediegen
Arsen, Realgar und Silbersulfarseniden der ags-Forma-
tion durch Umlagerung aus der biconi-Formation abge-
leitet wurden, beschreibt KRAFT 1959 (102) Paragenesen
der biconi-Formation aus der Lagerstätte Brand, die er als
Umlagerungen betrachtet, da er deren Altersbeziehun-
gen gegenüber anderen Vorkommen als umgekehrte
Ausscheidungsfolge ansieht. Auch DYMKOW 1960, 1963
(59, 60), SCHULZ 1961 (198) und MRNA 1967 (126)
beschreiben Umlagerungen von gediegen Wismut mit
Co-Ni-Arseniden. Ebenfalls kann das von MÜLLER 1890
(137) erwähnte Vorkommen von Co-Ni-Arseniden mit
Silbermineralen und Baryt aus der Umgebung von Berg-
gießhübel in tertiärem Basalt heute nur als eine Umlage-
rung gedeutet werden.
In jüngster Zeit befassten sich mit der Untersuchung der
Mineralisation der biconi-Formation MRNA & PALVU 1958,
1960, 1963, 1964 (127, 128, 129, 130), MRNA 1960, 1963,
1967 (123, 124, 125, 126), die die Lagerstätte von Jáchy-
mov bearbeiteten, DYMKOW 1960 (59), BARSUKOW, NAUMOW
& SOKOLOWA 1963 (5) und HARLASS & SCHÜTZEL 1965 (71) in
westerzgebirgischen Lagerstätten. Eine Untersuchung der
arsenidisch-quarzigen Abfolge der biconi-Formation in der
Lagerstätte Schneeberg führte TOLLE 1964 (231) durch.
Die Mineralisation der biconi-Formation im Untersu-
chungsgebiet Schlema-Alberoda umfasst eine Anzahl
verschiedener Paragenesen, deren unterschiedliche Aus-
bildung und Häufigkeit durch zeitliche Differenzen
während des Absatzes der biconi-Formation und durch
fazielle Bedingungen, wie sie der unterschiedliche Ein-
fluss der verschiedenen Nebengesteine und der Abstand
der einzelnen Erzpunkte von der Granitoberfläche dar-
stellen, bedingt werden.
Bei der folgenden Beschreibung der einzelnen Paragene-
sen wird die Untergliederung entsprechend den ausge-
bildeten Erzmineralen und den auftretenden Gangarten
vorgenommen. Die bisher in den Paragenesen der bico-
ni-Formation nachgewiesenen Minerale und ihre relative
Häufigkeit sind in Tabelle 8 zusammengestellt.
Unabhängig von ihrer zeitlichen Stellung im Ablauf der
Mineralisation sind die unter Berücksichtigung ihrer
Häufigkeit im Untersuchungsgebiet nachgewiesenen
Bi-Co-Ni- und Ag-erzführenden Paragenesen der biconi-
Formation in Abb. 49 dargestellt. Abb. 50 zeigt eine
Untergliederung der im Untersuchungsgebiet auftretenden
erzführenden
Paragenesen
der
biconi-Formation
nach der Art ihrer Ausbildung, dem Typ der Vererzung und
der begleitenden Gangarten. Allgemein lassen sich in der
biconi-Formation erzfreie und erzführende Paragenesen
aushalten. Bei den erzführenden Paragenesen ist zwi-
schen der dispersen Verteilung der Erzminerale innerhalb
der Gangarten und dem Auftreten der Erzminerale in ein-
gesprengter oder kompakter Form (Derberze) zu unter-
scheiden. Die erzfreie Ausbildung sowie die dispers ver-
teilten Erze besitzen keine wirtschaftliche Bedeutung.
Tab. 8:
Relative Häufigkeiten der in den Paragenesen der biconi-Formation auftretenden Minerale
sehr häufig vorkommende
Minerale
häufig vorkommende
Minerale
selten vorkommende
Minerale
nur mikroskopisch
nachgewiesene Minerale
Gangarten
Erzminerale
Gangarten
Erzminerale
Gangarten
Erzminerale
Gangarten
Erzminerale
Dolomit
ged. Wismut
Quarz
ged. Silber
Kalzit
ged. Arsen
Aragonit
Maucherit
Ankerit
Skutterudit
Baryt
Nickelin
Fluorit
Löllingit
Pararammels-
Siderit
Rammelsbergit
Chalkopyrit
Bismuthinit
bergit
Safflorit
Sphalerit
Millerit
Vaesit
Fahlerz
Galenit
Wittichenit
Pyrit
Klaprothit
Markasit
Emplektit
Hämatit
Cuprobismutit
Lepidokrokit
Bournonit
Pechblende
Coffinit

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Unter „disperser" Verteilung der Erzminerale werden die
megaskopisch nicht bestimmbaren, mikroskopisch sehr
kleinen in den Gangarten fein verteilten Erzminerale, die
den Gangarten eine dunkle, meist graue Färbung ver-
leihen, verstanden. Sie tritt in der Teufe häufiger als auf
den oberen Sohlen auf und ist an die jüngeren Abfolgen
der biconi-Formation gebunden. Als „dispers" auftre-
tende Minerale wurden Safflorit, Rammelsbergit, Löllin-
git, Skutterudit, gediegen Silber, gediegen Arsen und Erz-
minerale der ags-Formation, die sich aus Umlagerungen
aus den genannten Mineralen gebildet haben, fest-
gestellt. Sie bevorzugen als „Wirtsminerale" Dolomit-
Ankerit und sind seltener in Fluorit und Kalzit zu finden,
während in Baryt, Quarz und Siderit dieser Typ der Ver-
erzung bisher nicht beobachtet wurde. Übergänge der
„dispersen" Vererzung zu Kompakterzen sind selten vor-
handen.
Die Vergesellschaftung der einzelnen Erzminerale unter-
einander kann man in fünf Typen oder Gruppen einteilen
(Abb. 49), von denen die am häufigsten auftretende Para-
genese nur aus kubischen Co-Ni-Arseniden
7
mit Ni-, Co-
und Fe- „Diarseniden" besteht. Diese Paragenese, die
der „Speiskobaltgruppe" von KEIL 1931 (95) entspricht,
kann man aufgrund ihres räumlichen Auftretens zwi-
schen den Paragenesengruppen von gediegen Wismut
und denen von gediegen Silber auch als „Übergangs-
paragenesen" bezeichnen.
7
In Übereinstimmung mit HOLMES
1947 (82) werden im Folgenden alle
kubisch kristallisierenden Co-Ni-(Fe-) Arsenide als Skutterudit bezeichnet.
Im Untersuchungsgebiet sind die Paragenesen von
gediegen Wismut mit Co-Ni-Arseniden ebenfalls häufig
ausgebildet. Gegenüber diesen beiden Gruppen werden
die Paragenesen von gediegen Silber mit Co-Ni-Arse-
niden weniger häufig angetroffen. Seltener sind die Para-
genesen von gediegen Silber mit gediegen Arsen so-
wie der Pb-Zn-Cu-Sulfide, die eine jüngere Abfolge der
biconi-Formation darstellen, zu beobachten.
In den folgenden Abschnitten werden für die einzelnen
Erztypen die folgenden Abkürzungen benutzt:
Bi-Co
für
die
Paragenesen
von
gediegen
Wismut mit Co-Ni-Arseniden,
Ni-Co
für die Paragenesen, die praktisch keine
gediegenen Elemente enthalten (teilweise
sind unter dieser Bezeichnung die Co-Ni-
Arsenid-führende eba-Abfolge und die „Über-
gangsparagenese" der arsenidisch-quarzigen
Abfolge der biconi-Formation zusammenge-
fasst),
Ni-Ag
für die Paragenese von gediegen Silber mit
Co-Ni-Arseniden,
As-Ag
für die Paragenese von gediegen Silber mit
gediegen Arsen,
Zn-Cu-Pb für die sulfidischen Paragenesen der karbo-
natischen Abfolge der biconi-Formation. (In
einigen Fällen musste bei der Auswertung
des Archivmaterials die Gruppe As-Ag bzw.
die Gruppe Ni-Ag mit den silbererzführen-
den Paragenesen der ags-Formation vereinigt
werden).

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Abb. 50: Die Untergliederung der Paragenesen der biconi-Formation nach der Führung und Ausbildung ihrer Erze,
dem Typ der Vererzung und den die Erze begleitenden Gangarten
Im
Untersuchungsgebiet
wurde anhand der gewon-
nenen Erzmenge die Häufigkeit der einzelnen Erztypen
bestimmt. Sie ergab ein Verhältnis von 10 : 12 : 3 : 1 : 0,5
für die Gruppen Bi-Co : Ni-Co : Ni-Ag : As-Ag : Pb-Zn-Cu.
Der Erztyp Ni-Co umfasst etwa zu 20 % die Ni-Co-arse-
nid-führende eba-Abfolge und zu etwa 80 % die „Über-
gangsparagenesen" der arsenidisch-quarzigen Abfolge.
Nach den in der biconi-Formation auftretenden Gangarten
kann man sechs Gruppen unterscheiden, die ungleiche
Häufigkeiten besitzen. Sie stellen „reine" Typen dar, wobei
Kalzit und Fluorit in einer derartigen Ausbildung bisher nicht
im Untersuchungsgebiet bekannt geworden sind. Neben
diesen „reinen" Typen treten noch „gemischte" Typen auf,
die Kombinationen von zwei oder mehreren Gangarten
darstellen und weiterverbreitet sind als die „reinen" Typen.
In der räumlichen Verteilung der einzelnen Gangarten der
biconi-Formation ist eine Abhängigkeit vom Nebenge-
stein und vom Abstand zur Granitoberfläche erkennbar.
Anhand einer Auswertung des vorhandenen Proben- und
Schliffmaterials wurde für die Häufigkeit der einzelnen
Gangarten der biconi-Formation für Fluorit : Quarz : Side-
rit : Dolomit-Ankerit: Kalzit: Aragonit: Baryt ein Verhältnis
von 1 : 20 : 35 : 40 : 6 : 0,1 : 12 ermittelt (Abb. 51). Das Ver-
hältnis der „reinen" zu den „gemischten" Typen im Unter-
suchungsgebiet ergibt für eine Gangart : zwei Gangarten
: drei und mehr Gangarten einen Wert von 3 : 3 : 1, wobei
die Altersbeziehungen der einzelnen Gangarten unter-
einander in der Auswertung unberücksichtigt bleiben.
Abb. 51: Die Häufigkeit der einzelnen Gangarten in der
biconi-Formation
Der von OELSNER 1958 (152), OELSNER & KRÜGER 1959
(157), DYMKOW 1960 (59) u. a. als Gangart der biconi-For-
mation aufgeführte Kohlenstoff tritt im Untersuchungs-
gebiet nicht nur in der biconi-, sondern auch in den älte-
ren Gangformationen auf und stellt ein mechanisch in
den Gang eingeschlepptes Material aus den bituminösen
Schiefern dar.
Die Verwachsungen von gediegen Wismut, gediegen Sil-
ber und den Co-Ni-Arseniden sind in der Literatur von
ZüCKERT 1926 (261), KEIL 1928, 1931, 1933 (94, 95, 96),
DYMKOW 1960 (59) u. a. ausführlich beschrieben. In Bezug
auf die Uranerzführung umfassen sie zwei Typen der Ver-
wachsungsverhältnisse von Bi-Co-Ni- und Ag- mit U-Erzen.