GÖTTINGER ARBEITEN

ZUR

GEOLOGIE

UND

PALÄONTOLOGIE

Nr.47

Reinhard Töneböhn

Bildungsbedingungen epikontinentaler Cephalopodenkalke (Devon, SE-Marokko)

1991

Im Selbstverlag der Geologischen Institute der Georg- August- Universität Göttingen

Göttinger Arb. Gcol. Paläont.

114 S., 60 Abb., 2 Tab., 9 Taf.

Göttingen,

4. 2. 1991

•••

47

Reinhard Töneböhn Bildungsbedingungen

epikontinentaler

Cephalopodenkalke

(Devon, SE-Marokko)

Als Dissertation eingereicht am 02.01.1990 bei den Mathematisch-Naturwissenschaftlichen der Georg-August- Universität

erscheinen in unregelmäßiger

Fachbereichen

Folge

im Selbstverlag der Geologischen Institute der Georg-August-Universität Göttingen: Institut und Museum für Geologie und Paläontologie Institut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre

are issued irregularily by the Geological Institutes (until 1985: GeoI.-Paläont. Inst.) of Göttingen University: Institute and Museum of Geology and Palaeontology Institute of Geology and Dynamics of the Lithosphere

Redaktion Dr. Helga Uffenorde Institut und Museum für Geologie und Paläontologie Goldschmidt-Straße 3 D-3400 Göttingen

ISS

N 0534-0403

@) Geologische Institute, Universität Göttingen Offsetdruck

KINZEL, Göttingen

TOnebOhn, R. (1991): Bildungsbedingungen epikontinentaler Cephalopodenkalke (Devon, SEMarokko). [Conditions for Ibe genesis of epicontinental cephalopod limestones (Devonian, SEMorocco).)- GOllinger Arb. Geol. Paläont., 47: 114 S., 60 Abb., 2 Tab., 9 Taf~ GOttingen. Upper Emsian to Lower Frasnian sediments of the Hamar Laghdad were studied, containing typical hemipelagic cephalopod limestones, which passe laterally in a mud or reef mound. The fauna of these clearly different biotopes reflecls calm, subtidal conditions below wave-base. The cephalopod limestones were deposiled in a water depth between SO and 100m, sometimes even up 10 40m, according to micritic algal structures. Thus the hemipelagic facies realm can extend far in the photic zone. As weil as the facies analysis. the diagenepc examination allest that Ibe IIXOsessile benlbic organisms in the mound is controlled by a Imn substratum, whereas at the same time on Ibe flat ocean floor of a soft, muddy consistency only some vagile benthic organisms in a minor amount can exist in addition to tho dominating pelagic farms. Biofacies, Jilbofacies, microfacies, hemipelagic environment, ecology, balbymetry, evenls, diagenesis, cophalopod limestones, mud mound, Devonian, N-Africa. Roinhard TOnebllhn, A1bertstr. 28, D-3ooo Hannover 9J.

SUMMARY The examined sequence is situated at the eastern Hamar Laghdad, SE-Morocco, and ineludes beds ranging from the Upper Emsian to the Lower Frasnian. The lateral and vertical facies development was analised in order to understand the genesis of Middle Devonian cephalopod limestones. These passe within a short distance into a buildup, Le. a mud or reef Mound. Furthermore, the examination of the mound suggested a better assumption about the bathymetric and ecological environment also for the formation of the cephalopod limestones, since the benthic organisms occuring in the mound generally provide more relevant information than the mainly pelagic fauna of the cephalopod limestones. The cephalopod limestones and the mound represent two completly different biotopes accouring in elose association without showing significant bathymetric differences. Fixo-sessile benthos consisting of ramified tabulate corals (Auloporidae), rare small rugose corals (Cyathaxionidae), crinoids and brachiopods are the dominant fossils in the mound. Additional pelagic fauna is rare and indications of bioturbation are lacking. The cephalopod limestones are characterized by planctonic and nectonic forms. Goniatites, orthoceres and many styliolinids are present. In addition there are small gastropods, small bivalves, thin-shelled ostracodes, nowakiids and calcispheres in varying abundance. The big pelecypode "Panenka" occurs frequently and small brachiopods ("pumilio-type") are found occasionally. In certain strata trilobites, thick-shelled ostracodes and larger gastropods are found as mobile benthos. Less certain regarding their origin (autochthonous or allochthonous) are occasional fragments of bryozoans and tabulate corals, very small rugose corals (Type Syringaxon), coralline algae (all very rare) and crinoids (more often). The sediment shows intensive burrowing and disturbance of primary sedimentary structures by endobenthic organisms. The hemipelagic fossil inventory suggests a soft sediment on the ocean floor, while the fixo-sessile benthos in the mound needs a relatively firm substrate. This is substantiated and specified by fossil indentification and biostratonomic examinations, by detailed microfacies analysis, including the elassification of the sampIes into 13 facies types and 25 facies subtypes, and by lithofacies and sedimentological aspects. In this way a differentiated facies development can be reconstructed. This includes absolute bathymetric details, statements of hydrodynamic energy levels and indications of changes in the sea level. Several "EventHorizons", black packstones of styliolinids, small terebratulids and/or crinoids provided. further information. The Lower Devonian marly strata reflect relatively shallow water conditions with higher energy, which in the lower parts may have reached the wave-base (approximately 20m). Locally a ridge may have been formed on the ocean floor, possibly as a storm-induced carbonate sand shoal. The ridge became more and more pronounced and was the favoured by certain benthonic organisms for settlement. At the same time was a succession of deepening pulses leading to a distinct quantitative increase in pelagic organisms. A very significant transgressive pulse is marked by the jugleri-event at the base of the Eifelian, with which the mound development on the corals, crinoids and trilobites bearing ridge was most likely initiated. The growth of the mound continued, in slightly varying facies, into the Upper Givetian. Through several shallowing phases of the water level the mound came within the range of higher energy near the wave-base, which led to non-deposition and stagnation of the mound

II

growth. These stagnation-phases are characterized by a high density of crinoid- or Amp!exocariina-colonies around the edge of the mound or by black event-horizons in the neighbouring cephalopod limestones, which mark the next transgression pulse. There are also less obvious aspects of litho- and biofacies, indicating regressive and transgressive tendencies. The minimum water depth for the "typical" cephalopod limestones lies between 50 and 60m and the maximum depth was less than 100m. The facies in the mound (which has a topographical exposition of about 30m) also proves the low-energy subtidal conditions below wave-base. In general, a trend towards sheltered conditions with lower sedimentation rate can be observed. The highest layer in the sequence with micritic, Fe-rich oncoides reflects moderately agitated shallow water conditions of about 40m depth and simultaneously a greatly reduced sedimentation rate. Furthermore, this layer, characterized by micritic structures of algae, suggests by the composition of the fauna, the connection to the hemipelagic facies area. There was no carbonate accumulation at this time in the mound, because it had already reached the sphere of influence of wave agitation. Depending on the energy level and the sedimentation rate, cephalopod limestones can be formed up to a minimum depth of 40-50m. That means that the pelagic facies can extend weIl into the photic zone. Independently from the water depth a fixo-sessile benthos lived in this environment, if the consistency of the sediment surface was firm enough. This was the case on the mound. Diagenetic studies confirm this statement, indicate the mode of carbonate accumulation and the cementation processes and prove that the two closely neighbouring biotopes occur in two clearly differentiated diagenetic environments. Earlier cementation processes in the active diagenetic zone of the mound prevented any significant volume reduction and provided the necessary support for the fixo-sessile benthos. There was no comparable active cementation in the stagnant diagenetic zone of the cephalopod limestones on the flat sea floor. Here, compaction and pressure solution, wh ich also contributed to the topographic exposition of the mound and led to the nodular structure off the mound, were the dominant diagenetic processes. In the chemical configuration the deposition area varied upon the level of the lysocline where aragonite became unstable (often anorganic dissolution of aragonitic skeletons).

RESUME L'affleurement des couches examinees a 1'est de I'Hamar Laghdad s'etend de l'Emsien superieur au Frasnien inferieur. Dans le but d'expliquer la genese des calcaires de cephalopodes (Cephalopodenkalke) du Devonien moyen qui y sont situes, on a analyse le developpement lateral et vertical des facies. Sur un espace reduit, un "buildup", un mud mound ou reef mound, se developpe a part ir des calcaires a cephalopodes au niveau lateral. Grace a l'examen du mound on se proposait d'obtenir une idee plus precise sur la formation du milieu bathymetrique et ecologique des calcaires a cephalopodes, les organismes benthiques du mound fournissant generalement davantage de renseignements que la faune, en majeure partie pelagique, des calcaires a cephalopodes. Sur un espace tres dense, on trouve juxtaposes sans difference bathymetrique notable le mound et les calcaires a cephalopodes, deux biotopes entierement distincts. Le benthos sessilement fixe, les tabules branchus (Auloporidae), plus rarement les petits rugueux (Cyathaxionidae), des crino'ides et des brachiopodes constituent les fossiles dominants du mound. Ne s'y joignent que rarement, accessoirement, des faunes pelagiques; il n'existe aucun indice de bioturbation. Les fossiles des calcaires a cephalopodes sont caracterises par des formes planctoniques et nectoniques. Les goniatites, les orthoceres et, toujours en grande quantite, les styliolines, y sont constamment representes. S'y ajoutent a titre variable des petits gastropodes, des petits bivalves, des ostracodes a coquille fragile, des nowakias et des calcispheres. Le grand pelecypode "Panenka" est tres repandu et il apparait parfois des petits brachiopodes (du type "pumilio"). On rencontre occasionnellement, en tant que benthos mobile, des trilobites, des ostracodes a coquille ferme et des gastropodes relativement grands. De provenance incertaine (autochtone ou allochtone) sont les rares fragments des bryozoaires et des corau x tabules, des algues coralliennes et des crino'ides. I1 se revele que le sediment fut fortement travaille par des organismes endobenthiques. L'inventaire hemipelagique des fossiles indique un fonds marin soupIe, alors que le benthos fixosessile du mound necessita un substrat relativement solide. Cette determination sommaire peut etre affinee grace ades specifications de fossiles, des observations biostratonomiques, une analyse detaillee du microfacies (comprenant les echantillons de 13 types de facies et de 25 types subordonnes de facies) et les aspects lithologiques et sedimentologiques, ce qui permit de reconstituter une histoire differenciee des facies. CeIle-ci inclut egalement des indications batymetriques absolues, des specifications du

III

niveau hydrodynamique d'energie et des indices de vanatIOns relatives du niveau de la mer. Certains evenements d'horizons ("Event-Horizonte"), les Packstones noirs en styliolines, des petites "Terebratules" et des crinoi'des, apporterent un surcroit d'information. Les couches marneuses du Devonien inferieur temoignent d'un niveau d'eau peu profond, d'une energie hydrodynamique relativement elevee, pouvant en partie acceder jusqu'a la zone d'influence du niveau d'action des vagues (environ 20 metres). On peut constater localement une formation de "bosses" du fonds marin, eventuellement sous forme d'un banc de sable carbonate dü ades tempetes. Cette bosse, qui va en s'amplifiant, devient le lieu de colonisation privilegie de certains organismes benthiques. On assiste simultanement, dans certaines pulsations particulieres, a un approfondissement successif du niveau de la mer et a une nette multiplication quantitative des organismes pelagiques. Une pulsation transgressive marquante est caracterisee par 1'''Event jugleri" a la base de I'etage Eifelien. C'est a cette epoque que tres vraisemblablement s'est forme le mound a la bosse riche en trilobites, coraux et crinoi'des. Cette croissance continue en facies legerement varies jusqu'au Givetien superieur. Plusieurs phases comportant des niveaux d'eau relativement peu profonds font penetrer le mound dans le domaine proche de la base des vagues, ce qui entraine und non-sedimentation et une stagnation de la croissance du mound. Ces phases de stagnation se caracterisent par des champs denses de crinoi'des ou d'Amplexocariina au bord du mound ou bien par des "Event-Horizons" noirs, dans les calcaires a cephalopodes avoisinants, qui annoncent la prochaine pulsation transgressive. On decele egalement, a un moindre degre, dans ces calcaires, des indices de tendances regressives et transgressives. Les profondeurs marines minimales concernant les calcaires a cephalopodes "typiques" etudies comportent quelque 50 a 60 metres, les profondeurs maximales etant inferieures a 100m. Le facies du mound (qui presente une exposition topographique d'environ 30m) indique lui aussi des conditions sublittorales (subtidales) a faible energie au-dessous du niveau des vagues. Ce que I'on peut constater dans l'ensemble, c'est une tendance ades conditions sans cesse plus protegees et ades taux de sedimentations restreints. Le banc le plus eleve de la succession des oncoi'des micritiques riches en fer temoigne de la presence d'eaux peu profondes modere me nt agitees d'environ 40m. Mais ce banc, caracterise par des structures d'algues micritiques, indique, de par la composition de sa faune, une appartenance au domaine du facies dans le mound, celui-ci, vu son exposition topographique, atteignant deja la sphere d'influence de la base des vagues. Selon le niveau energetique et les taux de sedimentation, les calcaires a Cephalopodes peuvent se constituter jusqu'a des profondeurs minimales de 40 a 50 metres: le facies pelagique peut s'etendre loin dans la zone photique. Independamment de la profondeur marine, c'est dans ce meme milieu, mais dote d'un substrat plus consistant tel qu'il se presente dans le mound, que le benthos fixosessile, accoutume a la zone d'eau calme, trouve son habitat. Des etudes diagenetiques confirment ces assertions, donnent des indices quant a I'accumulation des carbonates et les processus de cimentation. Elles prouvent que les deux biotopes etroitement juxtaposes sont directement lies a deux environnements diagenetiques se distinguant nettement I'un de I'autre. Des processus de sedimentation plus anciens dans la zone diagenetique active du mound s'opposent a une considerable reduction de volume et fournissent aux organismes fixosessiIes le support necessaire. Dans la zone diagenetique stagnante des calcaires a cephalopodes, sur fond de mer plat, aucune cimentation active ne se produisit. La compaction et la solution de pression (qui contribuent en plus a I'exposition topographique du mound), constituent en I'occurrence des processus dominants, qui entrainent des stratifications noduleuses. Dans le chimisme, I'espace de sedimentation osciIIe autour du domaine OU I'aragonite devient instable (frequente solution anorganique de substances squelettiques aragonitiques). ZUSAMMENFASSUNG

Die untersuchte Schichtfolge am östlichen Hamar Laghdad reicht von der Ober-Ems- bis in die tiefere FrasneStufe. Um die Genese dort anstehender mitteldevonischer Cephalopodenkalke zu klären, wurde die laterale und vertikale Faziesentwicklung analysiert. Auf engem Raum entwickelt sich aus den Cephalopodenkalken im Streichen ein "Buildup", ein Mud Mound bzw. Reef Mound. Die Untersuchung des Mounds versprach näheren Aufschluß auch über das bathymetrische und ökologische Bildungsmilieu der Cephalopodenkalke, da die Aussagekraft der benthonischen Organismen im Mound generell größer als die der überwiegend pelagischen Fauna in den Cephalopodenkalken ist. Ohne nennenswerte bathymetrische Unterschiede liegen mit dem Mound und den Cephalopodenkalken zwei völlig unterschiedliche Biotope auf engem Raum nebeneinander. FixosessiIer Benthos aus ästigen tabulaten Korallen (Auloporidae), seltener kleinpolyparen rugosen Korallen (Cyathaxionidae), Crinoiden und Brachiopoden repräsentieren die dominanten Fossilien im Mound. Pelagische Faunen treten nur sehr selten akzes-

IV sorisch hinzu, und Bioturbationshinweise gibt es nicht. Planktonische und nektonische Formen charakterisieren die Cephalopodenkalke. Goniatiten, Orthoceren und, immer sehr häufig, Styliolinen sind durchgängig vorhanden. Hinzu kommen mit wechselndem Anteil kleine Gastropoden, kleine Bivalven, dünnschalige Ostracoden, Nowakien und Calcisphaeren. Häufig ist auch der große Pelecypode "Panenka" und mitunter kommen kleine Brachiopoden vor (Typ "pumilio"). Gelegentlich treten in einigen Horizonten Trilobiten, dickschalige Ostracoden und größere Gastropoden als vagiler Benthos hinzu. Unsicherer Herkunft (autochthon oder allochthon) sind seltene Fragmente von Bryozoen und tabulaten Korallen, corallinen Algen und Crinoiden. Das Sediment zeigt eine intensive Durchwühlung durch Endobenthonten. Das hemipelagische Fossil-Inventar weist auf einen weichen Meeresboden hin, während die fixosessilen Benthonten im Mound ein relativ festes Substrat benötigten. Diese Aussage wird spezifiziert durch Fossilbestimmungen und biostratonomische Betrachtungen, eine detaillierte Mikrofaziesanalyse (mit Zuordnung der Proben zu 13 Faziestypen und 25 Faziessubtypen), lithofazielle und sedimentologische Aspekte, und es ließ sich so die differenzierte Faziesentwicklung rekonstruieren. Dies schließt auch absolute bathymetrische Angaben, Aussagen zum hydrodynamischen Energieniveau und Hinweise auf relative Meeresspiegelschwankungen mit ein. Mehrere "Event-Horizonte", schwarze Packstones aus Styliolinen, kleinen "Terebratuliden" und/oder Crinoiden brachten zusätzliche Informationen. Flache Wasserbedingungen relativ hoher hydrodynamischer Energie, die im basalen Teil gelegentlich bis in den Einflußbereich der Wellenbasis (approximativ 20m) gelangt sein könnte, spiegeln die unterdevonischen, mergeligen Schichten wider. Lokal kam es zu einer Schwellenbildung am Meeresboden, evtI. in Form einer sturm-induzierten karbonatischen Sandbank. Diese Schwelle exponiert sich weiter und wird zum bevorzugten Siedlungsgrund bestimmter Benthonten. Gleichzeitig kommt es in einzelnen Schüben zu einer sukzessiven Meeresspiegelvertiefung mit einer deutlichen quantitativen Zunahme an pelagischen Organismen. Ein markanter Transgressionsschub wird durch den jugleri-Event an der Basis der Eifel-Stufe gekennzeichnet, mit dem sehr wahrscheinlich auch die Moundbildung auf der Korallen-, Crinoiden- und Trilobiten-reichen Schwelle eingeleitet wird. Das Moundwachstum setzt sich in leicht variierender Fazies bis ins hohe Givet hinein fort. Mehrere Einschnitte flacherer Wasserbedingungen lassen den Mound in den Bereich höherer Energie nahe der Wellenbasis gelangen, was zur Nicht-Ablagerung und Stagnation im Moundwachstum führt. Diese Stagnationsphasen sind charakterisiert durch dichte Crinoiden- oder Amplexocariina-Rasen am Moundrand, oder durch, den nächsten Transgressionsschub ankündigende, schwarze "Event-Horizonte" in den benachbarten Cephalopodenkalken. Weniger markant gibt es auch hier lithound biofazielle Hinweise auf regressive und transgressive Tendenzen. Minimale Wassertiefen für die untersuchten, "typischen" Cephalopodenkalke liegen bei ca. 50-60m und maximale Tiefen bei weniger als 100m. Auch im Mound (mit einer topographischen Exposition von ca. 30m) belegt die Fazies niedrig-energetische subtidale Bedingungen unterhalb der Wellenbasis. Insgesamt zeigt sich ein Trend zu zunehmend geschützteren Bedingungen verringerter Sedimentation. Die höchste Bank in der Abfolge mit mikritischen, Fe-reichen Onkoiden spiegelt moderat-bewegte Flachwasserbedingungen von ca. 40m bei gleichzeitig stark herabgesetzter Sedimentationsrate wider. Doch auch diese durch mikritische "Algenstrukturen" charakterisierte Bank weist durch die Faunenzusammensetzung auf eine Zugehörigkeit zum hemipelagischen Faziesbereich hin. Im Mound hat zu diesem Zeitpunkt keine Karbonatakkumulation mehr stattgefunden, da dieser, entsprechend seiner Topographie, bereits in den Einflußbereich der Wellenbasis gelangte. Je nach Energieniveau und Sedimentationsrate können Cephalopodenkalke bis in minimale Tiefen von 40-50m gebildet werden, d.h. die pelagische Fazies kann bis weit in die photische Zone hineinreichen. Unabhängig von der Wassertiefe findet in diesem Milieu bei einer festeren Konsistenz am Meeresboden, wie sie im Mound gegeben ist, auch ein fixosessiler Benthos, der an die Ruhigwasser-Zone angepaßt ist, sein Habitat. Diagenetische Untersuchungen festigen diese Aussage, geben Hinweise auf die Art der Karbonatakkumulationen und die Zementationsprozesse, und belegen, daß die beiden eng nebeneinander liegenden Biotope direkt gekoppelt sind an zwei deutlich voneinander abweichende diagenetische Environments. Frühere Zementationsprozesse in der aktiven diagenetischen Zone des Mounds wirken einer einschneidenden Volumenreduktion entgegen, und geben den fixosessilen Organismen den nötigen Halt. In der stagnanten diagenetischen Zone der Cephalopodenkalke am ebenen Meeresboden hat keine aktive Zementation stattgefunden. Kompaktion und Drucklösung, die zusätzlich zur topographischen Exposition des Mounds beitragen, sind hier dominante Prozesse, die auch zu dem nodularen Gefüge führen. Im Chemismus schwankt das Ablagerungsmilieu um den Bereich, wo Aragonit instabil wird (häufige anorganische Lösung aragonitischer

Skelettsubstanzen).

INHALTSVERZEICHNIS I

EINLEITUNG 1 2 3 4 5

11

Vorbemerkung Geländearbeiten und Probenaufbereitung Zielsetzung und Einführung in die Thematik Die Karbonatklassifikation Stratigraphie

3 4 6 8 10

Die Fossilien Trilo bita Ostracoda Cephalopoda Cricoconarida Gastropoda Lamellibranchiata Brachiopoda Bryozoa Coelen terata Rugosa Tabulata Stromatoporida Echinodermata Conodonta Foraminif era Calcisp haera Algen Ichnofossilien und Bioturbation

II 13 14 14 15 15 16 16 18 18 18 20 22 23 23 24 24 24 26

FAZIES 1

1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6 1.7 1.8 1.9 1.9.1 1.9.2 1.10 1.11 1.12 1.13 1.14 1.15 1.16

2 Faziesbereiche und Faziestypen 2.1 Der hemipelagische Fazies bereich 2.1.1 Faziestyp I: Mergelige Mudstones des Abschnittes D 2.1.2 Faziestyp 2: Wackestones des Abschnittes F 2.1.3 Faziestyp 3: Typische Cephalopodenkalke 2.1.4 Faziestyp 4: Flaserkalke mit Hinweisen auf ••Algenaktivitäten ••....................................................... 2.1.5 Faziestyp 5: "Event"- Lagen 2.1.6 Faziestyp 6: "Gipsschiefer" 2.2 Übergangs bereich 2.2.1 Faziestyp 7: Korallenführende Schichten des Abschnittes F der Profile I u. II 2.2.2 Faziestyp 8: Benthosreiche Schichten des Abschnittes F der Profile I u. II 2.2.3 Faziestyp 9: Rasenriffe 2.2.4 Faziestyp 10: Schuttkalke 2.3 Mound - Fazies 2.3.1 Faziestyp 11: Biogenarme und stromatactisreiche Mudstones 2.3.2 Faziestyp 12: Biogenärmere Mud-/Floatstones mit oder ohne Stromatactis 2.3.3 Faziestyp 13: Dichter bis dicht besetzte Floatstones :

28 32 32 33 34 37 38 38 39 39 39 40 41 42 42 42 43

3 3.1 3.2 3.3 3.4

Bath ymetrie Allgemeines Die Durchlichtung Die Fossilien als Tiefenindikator Diskussion

44 44 45 46 47

4 4.1

Die Benennung des Mounds Mud Mounds der Spanischen Sahara

48 50

2

5 5.1

Die Faziesen twicklung Die Abschnitte D und E

5.2

g:~~~~~~:~ ~~~:::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::~:::::::::::: :::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::: ::::~~

5.3 5.4

5.10

Der Der Der Der Der Der Der

6

"Event-Lagen"

7

Der "Basis-Mound"

8

Zusam menf assung zur Fazi es

5.5 5.6

5.7 5.8

5.9

III

Abschni tt Abschnitt Abschni tt Abschnitt A bschni tt Abschni tt Abschnitt

51 51

H

P

57 60 63 65 67 69 71

und Meeresspiegelschwankungen

74

J

K M N 0

und die "kess kess"-Bildungen

77 78

DIAGENESE 1

Ein lei tu ng

84

2 2.1 2.1.1 2.1.2 2.1.3 2.1.4 2.2 2.2.1 2.2.2 2.2.3 2.2.4 2.2.5 2.3 2.4

Karbonatmineral bildungen Die Grundmasse Mikrit Mikrosparit und Pseudosparit Die Peloide Die Herkunft des Karbonatschlammes Zemen t- Typen Radialer Faserzement Skalenoedrischer CaIcitzemen 1. Drusiger Mosaik - Calci tzemen t Rhom boedrischer Calci tzemen t Stromatactoid-faseriger, insbesondere radiaxial-faseriger Dolomi tbild ungen Der Eisengehai t

85 85 85 85 86 86 87 87 88 88 88 89 89 90

3

Substanz und Erhaltung der Organismenskelette

92

4

Gefüge, Drucklösung und Zementation

94

5

Sc h Iu ß bemer ku ng

98

L I T E RAT

U R VER

AN H A N G Profilaufnahmen Tafeln 1-9

Z E ICH

N I S

Calcitzement..

99 108

3 I

EINLEITUNG

Vorbemerkung Die untersuchten Aufschlüsse liegen am Ostrand des Höhenzuges Hamar Laghdad (Hamar-el-Khdad), knapp 20km ostsüdöstlich der Stadt Erfoud im Tafilalt (Tafilalet), östlicher Anti-Atlas, SE-Marokko (Abb. I u. 2). Während die nördlichen Gebirge (Meseta, Hoher und Mittlerer Atlas) Teil der variskischen Geosynkline sind, repräsentiert der Anti-Atlas, in dem paläozoische Sedimente bis ins Ober-Karbon auftreten, als nördlicher Teil des Sahara-Kratons den passiven Kontinentalrand (vergI. HOLLARD 1978; MICHARD et aI. 1982; WENDT et aI. 1984; BENSAID et aI. 1985). Im Tafilalt sind die paläozoischen Sequenzen an den Flanken der Antiklinen und der Synklinen tektonisch nur leicht gestört und schwach deformiert mit einem Einfallen von meist nur wenigen Grad (BENSAID et aI. 1985; HOLLARD 1968). Der Hamar Laghdad bildete im ehemaligen Becken des flachen Epikontinentalmeeres eine submarine Untiefe. Auf einer Plattform, aufgebaut aus vulkanischen unterdevonischen Tuffen (Lochkov- bis PragStufe), bildeten sich mächtige Crinoidenkalke (Prag- bis Zlichov-Stufe, vgI. HOLLARD 1968, MICHARD, 1976, G. ALBERT! 1981a, 1982). In der Ems-Stufe (jüngere Zlichov- bis tiefste Daleje-Stufe (ALBERT! 1981b)) entstanden dort die imposanten sogenannten "kess kess", kegelförmige "pinnacle reefs" oder Mud Mounds (MASSA et aI. 1965, HOLLARD 1968, GENDROT 1973, MICHARD 1976). HOLLARD war es, der erkannte, daß es neben diesen unterdevonischen "biohermalen" Bildungen am äußersten östlichen Ende des Hamar Laghdad auch im Mitteldevon einen riffartigen Mound, ähnlich den "kess kess" der Ems-Stufe gibt, eingebettet in verschiedene pelagische Sequenzen (vgI. BENSAID et aI. 1985), insbesondere in Cephalopodenkalke von nodularem oder dem mehr bankigen Flaserkalk-Gefüge (Abb. 3). 1.1

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300 km

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Abb. I: Übersichtskarte von Marokko mit Lage des Arbeitsgebietes nahe Erfoud (Kreuz).

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Abb. 2: Devon-Vorkommen im Tafilalt (nach BENSAID et aI. 1985)

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t Abb. 3: Die unterdevonischen "kess kess" am E Hamar Laghdad und der mitteldevonische Cephalopodenkalken (Schema).

Mound, verzahnt mit

4 Dieser lückenlose laterale Übergang von den pelagischen Cephalopodenkalken zu den benthosführenden "riffogenen" Karbonaten ist Anlaß dieser Arbeit, in der Hoffnung mit Hilfe des "buildups" konkrete Hinweise auf die Bildungstiefe und Genese von Cephalopodenkalken zu bekommen, was seit geraumer Zeit Gegenstand intensiver geologischer Diskussionen und Forschung ist (Kap. 1.3.). Erste umfassende geologische Arbeiten im Paläozoikum der Präsahara, die auch Untersuchungen im Bereich des Hamar Laghdad mit einschließen, stammen von SACAL (1963), MASSA et a1. (1965), HOLLARD (1968, 1970, 1974, 1978), GENDROT (1973) und MICHARD (1976), wobei insbesondere die detaillierten Arbeiten von HOLLARD (ab 1958) als Grundstein aller späteren geologischen Forschungen dort angesehen werden können. Es folgten spezielle Arbeiten zur Fazies, Stratigraphie und Paläontologie im Devon des Tafilalt durch BUGGISCH & CLAUSEN (1972), G. ALBERT! (1980, 1982a, b, u.a.), BENSAID (1974), BULTYNCK & HOLLARD (1980), BULTYNCK & JACOBS (1981), DROT (1982), SARTENAER (1985), BENSAID et a1. (1985), WENDT & AIGNER (1982, 1985), WENDT et a1. (1984) und WENDT (1985, 1987). Zu erwähnen ist weiterhin die Arbeit von DUMESTRE & ILLING (1968), die sich mit "riffogenen" Moundstrukturen ganz im Westen des Anti-Atlas (Spanische Sahara) befaßt, ähnlich denen am Hamar Laghdad. Mein besonderer Dank gilt Herrn Prof. Dr. O.H. Walliser für die Vergabe des Themas, die lehrreichen Geländetage in Marokko und die stete Unterstützung während des gesamten Verlaufes der Arbeit. Dank gilt auch den wissenschaftlichen Mitarbeitern Frau Dr. H. Groos-Uffenorde, Herren Dr. R. Haude, Dr. F. Langenstrassen und Dr. H. Jahnke für das konstruktive Interesse, Tips und Hilfen insbesondere bei der Bestimmung bestimmter Fossilgruppen. Danken möchte ich auch den vielen Komilitonen, von denen nur einige, Frau Dr. eh. Pöhlig, Dr. J. Michaelis, Dr. J. Schweineberg, Dr. A. Henn, Dr. J. Lottmann und Dr. E. Schindler, genannt seien. Sie haben durch die zahlreichen Diskussionen und den Erfahrungsaustausch nicht unwesentlich zum Fortgang dieser Arbeit beigetragen. Auch für die Hilfe der technischen Angestellten des IMGP bedanke ich mich; dies besonders bei Frau G. Meyer und Herrn H. Becker. Für die finanzielle Unterstützung danke ich meinen Eltern. Die Geländeaufenthalte wurden möglich im Rahmen der von Prof. Walliser seit Jahren in Marokko durchgeführten und von der Deutschen Forschungsgemeinschaft geförderten Forschungsarbeiten. In diesem Zusammenhang gilt auch dem Ministere de l'Energie et des Mines, Direction de Geologie in Rabat Dank für die Erlaubnis zur Durchführung der Geländearbeiten in Marokko. 1.2

Geländearbeiten

und Probenaufbereitung

Während der Geländeaufenthalte im Frühjahr 1982 und 1984 wurden in Zusammenarbeit mit Prof. Walliser 10 "Grund"-Profile (Profile I - VII und IX - XI) aufgenommen. Sie liegen in einem Abstand von ca. 30m bis 120m zueinander (Abb. 4). Von dem Profil I im Mound ausgehend, repräsentieren sie die laterale Faziesverteilung der am Ost-Hamar Laghdad aufgeschlossenen Schichten vom hohen Unter-Devon bis ins tiefe Ober-Devon. Vertikal gegliedert sind die Profile nach lithofaziellen Merkmalen in einzelne stratigraphische Abschnitte, die mit den Buchstaben D bis P gekennzeichnet sind (vg1. Kap. 1.5.). Bei der Profilaufnahme wurde davon ausgegangen, daß die Grenzen zwischen diesen Abschnitten als Isochrone durch alle Profile verlaufen. Aufgrund des Wüstenklimas sind die Aufschlußverhältnisse sehr gut, wenn man von der teilweise flächigen Bedeckung durch Hangschutt absieht. In diesen Fällen treten, wenn überhaupt, nur kompetentere Lagen zutage. In den Profilen I bis VII betrifft dies besonders die Abschnitte E bis F, die zudem nur einen allmählichen lithofaziellen Wechsel aufweisen. Die einzelnen Schichten sind litho- und biofaziell häufig sehr ähnlich bzw. es treten sich ähnelnde Horizonte in der Abfolge wiederholt auf, wodurch eine Parallelisierung der einzelnen Horizonte in den Profilen erschwert wird. Dies insbesondere in Richtung auf die Profile I und II, wo sich zusätzlich ein lateraler Fazieswechsel vollzieht.Es muß hier z.T. der Gesamtbefund aus größeren Teilen der Abfolge für die Interpretation herangezogen werden. In den knolligen Lagen ist es das Fehlen von Schichtfugen, das eine Orientierung erschwert, zum al die bankigeren Lagen sich in der lateralen Erstreckung in ein knolliges Gefüge auflösen können. Besonders zwischen den Abschnitten G, Hund J erschwert die relativ einheitliche Lithofazies die Grenzziehung in den moundferneren Profilen (Profile V - VII und IX - XI). Dort treten durch das knollige Gefüge die Abschnittsgrenzen nur undeutlich hervor, während die massigen Karbonatfolgen im Mound und die bankigeren Schichten im mound nahen Bereich durch deutliche Schichteinschnitte gekennzeichnet sind. Neben der durch Prof. Walliser vor Ort durchgeführten Bestimmung der als Leitfossilien dienenden und damals in hinreichender Menge vorhandenen Goniatiten erlaubten

5 die schwarzen, isochron im gesamten Aufschlußbereich auftretenden sogenannten Event-Lagen eine genaue stratigraphische Orientierung während der Profilaufnahme. Insgesamt erleichtert die Homogenität über weite Bereiche der Abfolgen die Aussagen über die laterale Faziesentwicklung.

Abb. 4: Karte des Untersuchungsgebietes Position der aufgenommenen Profile.

am E Hamar Laghdad (maßstabsgetreue

Sizze vom Luftbild)

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Abb. 5: Die geologischen Verhältnisse im Mound und Mound-nahen Bereich (stratigraphische Position der Abschnitte G-P in Kap. 1.5., Tab. 1). A: Geologische Karte im Bereich des Mounds (vereinfachte Skizze vom Luftbild; gepunktet ist die Begrenzung der Mound-Fazies). B: Interpretation des Paläoreliefs am Ende der Moundentwicklung mit Abtauchen des Mound-Scheitels nach Westen. C: Profilschnitt c - d in Fig. A (Skizze). D: Profilschnitt a - b in Fig. A (Skizze).

6 Besonders im Bereich um den Mound treten eine Vielzahl von Verwerfungen auf, an denen stets eine intensive Dolomitisierung stattgefunden hat, so daß die Versatzbeträge nicht immer zu ermitteln sind. Neben den 10 Haupt-Profilen wurden weitere Neben-Profile aufgenommen. Am Top des Mounds wurden randlich die Profile IIB, IB und IE erfaßt, um das Ende des Moundwachstums und die Verhältnisse der Moundrandfazies genau zu bekommen. Dies diente auch dem Zweck der Parallelisierung und der Erfassung der Mächtigkeitsänderungen, wobei weitgehend auf eine Probenentnahme verzichtet werden konnte. Im Bereich des Mounds (zwischen Profil I und II) wurden an der z.T. über 30m senkrecht stehenden Wand mit Hilfe eines Kletterseiles Proben genommen, um den Übergang von der "off-mound"- zur Mound-Fazies zu erfassen. Die Probennahme erfolgte im Grenzbereich der Abschnitte F/G, G/H, H/J, im basalen Teil von K und in N. Hingegen konnte auf eine Beprobung der nach Westen ausstreichenden Schichtkämme innerhalb des Mounds verzichtet werden, da sie faziell in Profil I erfaßt sind. Hier wurde nur eine Beprobung an der Basis des Abschnittes H vorgenommen, da hier ZebraKalke auftreten, die an anderer Stelle nicht beobachtet werden konnten. Einen Einblick in die leicht nach SW einfallende Abfolge westlich der Profile I bis VII erlauben mehrere erosive Einschnitte (Canons) in die Deckschichten. Hier wurden die Profile IX, X und XI, VA und VB aufgenommen. Die Profile VII' und XI' erweitern den stratigraphischen Ausschnitt nach oben durch im Hangenden der Profile VII und XI nicht aufgeschlossene bzw. erodierte Schichtfolgen. Die Profilaufnahmen befinden sich im Anhang dieser Arbeit. Insgesamt wurden weit über 1000 Gesteinsproben entnommen. Zusätzlich wurden hunderte isoliert herausgewitterter Fossilien aufgesammelt (Trilobiten, Brachiopoden, Bivalven, Korallen, Goniatiten und Orthoceren). Die Proben wurden im Institut fast alle gesägt, geschliffen und poliert, und es wurden vom größten Teil der Anschliffe Folienabzüge ("peeis") für die Durchlichtmikroskopie angefertigt. Einige Proben wurden zur halbquantitativen Bestimmung des Dolomitanteils zusätzlich mit Alizarin-S gefärbt. Insgesamt liegen ca. 900 Folienabzüge vor, die alle mikrofaziell, zum Teil mit Hilfe statistischer Methoden (quantitative bzw. halbquantitative Auswertung der Komponenten, besonders der Fossilien, und des Anteils der Ca-Zemente und des Dolomits relativ zur Matrix) im Punktzählverfahren ("point counter") oder nach Schätzbildern ausgewertet wurden. Die daraus gewonnenen Daten sind in die Kap. II.2. und II.5. eingeflossen. Daneben wurden zur Datierung einige Proben auf ihren ConodontenGehalt in Säure aufgelöst, woraus sich gleichzeitig Aussagen zum nichtkarbonatischen Anteil in den Proben ergaben. Die aufgesammelten, meist als Steinkerne erhaltenen, isolierten Fossilien ergänzen duch die genauere Bestimmbarkeit das aus der Mikrofaziesanalyse gewonnene Bild der Makrofauna (Kap. II.l.). Alle Proben mit den zugehörigen Peels wurden unter der Nr. 90-506hinterlegt (90 = Marokko-Proben; 506 = E Hamar Laghdad).

in der Sammlung des IMGP Göttingen

1.3 Zielsetzung und Einführung in die Thematik Die im Devon und Karbon weltweit verbreiteten Cephalopodenkalke sind seit geraumer Zeit Gegenstand intensiver Untersuchungen (u.a. TUCKER 1971, 1973a, 1973b, 1974, BANDEL 1972, 1974, FRANKE 1975, UFFENORDE 1975, WALLISER 1977, VAl 1980, WENDT & AIGNER 1982, FRANKE & WALLISER 1983). Der Begriff Cephalopodenkalke umfaßt ein weites Spektrum feinkörniger Karbonatgesteine, deren gemeinsames Charakteristikum die Anwesenheit pelagischer Organismen, u. a. Cephalopoden, ist. Häufig (nicht notwendigerweise) sind sie dominantes, oft auch einziges Organismen-Inventar. Gegen die hieraus resultierende weit verbreitete Ansicht, daß Cephalopodenkalke als solche Bildungen der aphotischen Zone seien, kamen bereits früh erste Bedenken auf (FRANKE 1975: 37fL). Dies wurde aus der häufig beobachteten lateralen und vertikalen Verknüpfung mit unbestrittenen Flachwasserkarbonaten geschlossen (FRANKE 1975: 39; UFFENORDE 1975: 56). Im vorliegenden Untersuchungsgebiet im Tafilalt Marokkos ist in einmaliger Weise der unmittelbare lückenlose latereale Übergang von "pelagischen" Cephalopodenkalken zu benthosreichen "riffogenen" Karbonaten aufgeschlossen. Dieser Übergang vollzieht sich sukzessive auf nur wenigen Dekametern bis Metern. So läßt sich hier an hand der benthonischen Organismen im Mound direkt auf die Bildungstiefe der Cephalopodenkalke schließen. Das Hauptaugenmerk liegt deshalb auf der Klärung der Bildungsbedingungen des Mounds. Dies erlaubt ergänzende und weiterreichende Interpretationen des genetischen, faziellen und diagenetischen Environments, als es die alleinigen Untersuchungen des pelagischen Fossilinventars der Cephalopodenkalke und der vertikalen Faziesentwicklung zulassen. Neben der biofaziellen und lithofaziellen Analyse kommen diagenetischen Hinweisen Bedeutung zu. Erst bei Kenntnis der diagenetischen Vorgänge läßt sich auf das ehemalige Environment schließen, zumal frühdiagenetische Lithifikationsprozesse das Bild des Gesamtenvironments einschneidend mitbestimmen.

7

und damit die Tiefe des Bildungsmilieus der untersuchten Cephalopodenkalke soweit wie möglich einzugrenzen. Eine eingehende Behandlung erfährt auch die Fauna im Mound und in den liegenden Karbonaten und Mergeln flacheren Wassers, da die bathymetrische Aussagekraft der dort sehr viel häufiger auftretenden benthonischen Faunen wesentlich höher ist als die der pelagischen Fauna. Es ergeben sich hieraus neue Hinweise darauf, wie weit die Cephalopodenkalke mit der photischen Zone verknüpft sind (Annahme von WALLISER 1980: 186). Faziell ist der Begriff Cephalopodenkalke mit pelagischen bis hemipelagischen (mit benthonischer Begleitfauna) Bedingungen verknüpft. In der Literatur wird der pelagische Lebensraum häufig gleichgesetzt mit der bathymetrischen Zone des Bathyals und tiefer, also jenem Bereich, der unterhalb der photischen Zone (unterhalb 150-200m) liegt. Das hemipelagische Milieu entspricht danach dem Übergangs bereich vom flachmarinen (neritischen) Schelf zu den tiefmarinen Ablagerungen des Beckens. Daß solche auf biostratonomischen Beobachtungen beruhenden Schlußfolgerungen auf absolute Wassertiefen problematisch sind, ist spätestens seit H. SCHMIDT (1956) bekannt. Es ist die Benutzung des Begriffs "Pelagial" im Sinne eines Ablagerungsmilieus unterhalb der photischen Zone nicht unbedingt synonym mit dem "pelagischen" Milieu, welches durch bestimmte (nektonische und planktonische) Organismen gekennzeichnet ist. Mit anderen Worten: pelagische Organismen können auch in der flachmarinen Zone des Neritikums (vergl. Abb. 6) vorkommen, und dort gegenüber dem Benthos dominanter oder unter Umständen auch einziger Faunenbestandteil sein. Aus diesen Gründen benutzt WALLISER (1977: 459) die Begriffe neritisch und pelagisch nach dem Faunengehalt der Sedimente, wobei sich bei einer Zonierung nach der absoluten Wassertiefe die Bereiche neritischer und pelagischer Sedimentation überschneiden. Diesen Bereich, in dem eine pelagische Sedimentation noch innerhalb der photischen Zone auftritt, bezeichnet WALLISER (1977; 1980) als Suprabathyal. Der Zusammenhang zwischen dem Gebrauch der Begriffe neritisch, pelagisch und hemipelagisch im ursprünglichen biologischen oder ökologischen Sinn, und ihrer Benutzung zur Kennzeichnung für bestimmte Sedimentations- oder Faziesräume ist in WALLISER (1981: 90) erklärt. In Anlehnung daran (s.a. FRANKE & WALLISER (1983: 77)) benutze ich den Begriff p e 1 a gis c h e Fazies für alle Sedimente mit einem deutlich überwiegenden Anteil an pelagischen (nektonischen, planktonischen, pseudoplanktonischen) Organismen. H e m i p e lag i s c h e Faziesbildungen sind charakterisiert durch pelagische Organismen plus einem gewissen Anteil an Benthonten (z. B. Trilobiten). Die n e r i t i s c h e Fazies ist durch eine überwiegend ben thon ische Fauna gekennzeichnet. Entsprechend beinhaltet auch der Begriff Cephalopodenkalke nicht ein bathymetrisches Niveau, sondern einen Faziesbereich, der bestimmt ist durch das mehr oder weniger häufige Auftreten von Cephalopoden und anderer Organismen im karbonatischen Milieu. Im Arbeitsgebiet treten Cephalopoden nahzu in allen Horizonten auf. Lithologisch als typisch für Cephalopodenkalke beschrieben wird häufig eine wolkig-fleckige Textur und ein flaseriges bis knolliges (nodulares) Gefüge. Beide Merkmale sind zusammen mit der charakteristischen pelagischen Fauna am deutlichsten in den Abschnitten G bis J und in etwas abweichender Fazies in den Abschnitten K, Mund N. Auch die Abschnitte Fund 0 bis P

N E R

K U

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Randmarin SUPRATIDAl

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Flachmarin INTERTIDAl

SUBTIDAl f1ach.s

Subtidal

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Subtidal

SUBLITORAL energ,ere,ch

energ,earm -

Hemipe/agia/-4

HochIJass erli n ie

Abb. 6: Vereinfachte Darstellung der faziellen Environments. Tatsächlich Bereich des tiefen Subtidals hineinreichen (Diskussion im Text).

kann die pelagische Fazies bis in den

8 sind in den meisten Fällen durch das Auftreten von Cephalopoden (u.a. pelagische Organismen) gekennzeichnet, und sie sind daher ebenfalls als Cephalopodenkalke anzusprechen. Durch bio- und lithofazielle Merkmale, die auf andere Milieubedingungen hinweisen (flacheres Wasser und z.T. erhöhte Strömungsaktivitäten), heben sie sich jedoch vom Normaltyp der Cephalopodenkalke im Arbeitsgebiet ab, und vermitteln zu den Karbonaten des flacheren Subtidals. Eine Diskussion zu den diversen Definitionen der pelagischen Sedimentation findet in JENK YNS (1978; 1986) statt. JENKYNS (1986: 344) benutzt den Begriff pelagisch ebenfalls in einem Qualitativ beschreibenden Sinn, unabhängig von absoluten batyhmetrischen Tiefenzonen, synonym für Bereiche der "offenen See" (mit Ausnahme von Riffen und assoziierten Ablagerungen) ohne terrigenen Einfluß. Hemipelagische Ablagerungen, gebildet entlang Kontinentalrändern, sind durch ihre Proximalität zur Küste in anderer Fazies als voll offenmarine Environments ausgebildet (JENKYNS 1986: 365). Während ich also biofazielle Merkmale für die Anwendung der Begriffe pelagisch und hemipelagisch zugrunde lege, sind es bei JENKYNS paläogeographische Deutungen, die sich erst aus einer großräumigen Gesamtanalyse ergeben. Für diese Arbeit sei vorab darauf hingewiesen, daß alle Faziesbereiche pelagische bis hemipelagische Bedingungen repräsentieren, mit Ausnahme der des Mounds und z.T. der unmittelbaren Mound-Randfazies, sowie der Schichten im Liegenden des Mounds (Schichten der Initialphase), die durch "riffogene" Benthonten charakterisiert sind. Diskussion und Festlegung der Bezeichnung für den "riffogen biohermalen" Faziesbereich erfolgt in Kap. 11.4. Zunächst finden nur die auf die topographische Expositon bezogenen und faziesneutralen Begriffe "buildup" und Mound Verwendung. Die folgenden Einzelkapitel zeigen untereinander vielfach enge genetische Querbezüge, so daß zum einen Wiederholungen nicht immer vermeidbar sind, zum anderen Fragenkomplexe, die mehrere Themenbereiche betreffen, nur in einem Kapitel erörtert werden. Mitunter werden Querbezüge zu anderen Themenkomplexen auch deshalb nicht gleich aufgezeigt, weil auch dort Fragenkomplexe noch zur Diskussion stehen, und eine Abwägung der Daten für die Interpretation aufgrund von "Zirkelschlüssen" keine objektive wissenschaftliche Argumentation sein kann. In der abschließenden Synthese aber wird versucht, aus allen gewonnenen Daten (auch den interpretativen) ein geschlossenes Bild für die Genese des heutigen Gesteins zu gewinnen. Viele der angesprochenen Fragen sind bis heute noch nicht bis ins Detail geklärt, was häufig zu kontroversen Auffassungen in der Literatur führt. So können auch die Ergebnisse dieser Arbeit nur modellhaften Charakter haben. Es ist über weite Strecken ein "Indizienprozeß", der die Diskussion um die Genese ganz bestimmter Karbonatgesteinstypen weiterbringen soll. 1.4 Die Karbonatklassifikation In Karbonatgesteinen lassen sich drei Bestandteile unterscheiden: Matrix, Zemente und Komponenten. Unter der Matrix versteht man die feinkörnige "Grundmasse" von Kalken, die alle Bestandteile bis 2mm Größe umfaßt. Komponenten sind alle synsedimentär gebildeten oder in den Sedimentationsraum verfrachteten größeren Bestandteile, wie Bioklasten, Lithoklasten, Onkoide, Ooide. Zemente sind alle in den Hohlräumen zwischen und in den Komponenten diagenetisch gebildeten Karbonatminerale. Nicht immer lassen sich einzelne Bestandteile eindeutig zuordnen. Dies gilt für die im Arbeitsgebiet häufig auftretenden euhedralen Dolomite und die Peloide. Da sie in den bearbeiteten Proben in die Grundmasse Lw.S. eingestreut sind, werden sie zunächst als groberkörnige Bestandteile der Matrix zugerechnet und ihre Genese nachfolgend gesondert diskutiert (Kap. m.2.1.3. und m.2.3.). Häufig basieren die Karbonatklassifikationen auf der Korngröße: Lutit = 1 - 4,.«.; Siltit = 4 - 6fJ-; Arenit = 63#2mm; Rudit > 2mm. Als Klassifikationen ergeben sich nach der Korngröße für überwiegend aus kiesgroßen bzw. sandkorngroßen Komponenten bestehenden Karbonate die Bezeichnung Kalkrudit bzw. Kalkarenit und für matrixdominante Gesteine die Bezeichnung Kalksiltit bzw. Kalklutit. In dieser Arbeit finden maßgeblich die Bezeichnungen Arenit und Rudit zur Unterteilung der auftretenden Organismenskelette Verwendung. Für "nicht-biogene" Partikel kommen die Korngrößenbezeichnungen von FOLK (1959) zur Anwendung: Mikrit < 4,u; Mikrosparit 5 101'; Sparit > 10ft. Mikrosparite und Sparite sind mikroskopisch im Durchlicht hell, und Mikrit ist dunkel (kryptokristallin). Mikritische Peloide sind siltkorngroße Aggregate aus einzelnen Mikritkristallen (im Durchlicht dunkel). Die Karbonatklassifikation erfolgt nach dem Schema von DUNHAM (1962) mit Ergänzungen von EMBRY & KLOVAN (1972) (Abb. 7). In dieser Klassifikation zählen zur Mikritmatrix alle Körner bis 30~ (nicht Organismenskelette) und zu den Komponenten u.a. auch Fossilien oder Ooide kleiner 2mm. Aus diesem Grunde werden häufig nachfolgend Begriffe wie arenitische Biogenkomponenten verwendet, obwohl diese im eigentlichen Sinne

9

Allochthone

Authoohthone

Kalksteine

Primäre

Primäre Komponenten wahrend der Sedimentation

Sedimentation

nicht organogen gebunden

Weniger a18 10% Komponenten größer Enthlllt

Mikrit

(kleiner

O,O)mm)

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10%

Komponenten

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(0.0) - 2 mn)

(0,03 - 2 mn)

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gebunden

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Organogen

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Kalksteine

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-

Matrix

Supported

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Component

-

Oertlstbildmr

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(•• B. Korallen)

(•• B• .0-)

( •• B. denlrolde Korallen)

Supported BOUNDSTCNE

WACKBSTONE

PACKSTONE

I

GRAINSTONE

FLOATSTONB

RUDSTONB

FRAMBSTONE

BINDSTONE

BAFFLESTONE

Abb. 7: Karbonatklassifikation nach DUNHAM (1962) mit Ergänzungen von EMBRY & KLOVAN (1972); leicht verändert aus E. FLÜGEL (1978: 301; Tab. 40). o

()

Mudstone

Floatstone

Wackestone

Framestone

Packstone bzw. Grainstone

Bindstone

Bafflestone

Abb. 8: Illustration der Texturtypen (z.T. in Anlehnung an JAMES 1979). Weitere Erläuterungen im Text. Bestandteile der Matrix sind (s.o.). Die sich aus der Karbonatklassifikation ergebenden Texturtypen sind in Abb. 8 dargestellt, wobei die Illustration der riffogenen Gesteine in Anlehnung an JAMES (1979), die wiederum auf den Beobachtungen von EMBR Y & KLOV AN (1972) beruhen, erfolgt. Nach JAMES (1979) können Riffgesteine Floatstones und Rudstones (allochthon, Schuttkalke) und Framestones, Bindstones und Bafflestones (autochthon, "in situ"-Einbettung der Organismen) sein. An dieser Stelle ist eine Anmerkung zur Frage der Allochthoniej Autochthonie angebracht. Bei den Gesteinen des Mounds im Arbeitsgebiet handelt es sich in den meisten Fällen um Floatstones. Es wird sich zeigen, daß es sich bei den mound typischen Organismen überwiegend um hoch aufwachsende, dendroide, oft bizarre Formen handelt. Bei diesen ist eine Einbettung in LebendsteIlung nach dem Absterben nicht möglich. Ihr Vorkommen im topographisch exponierten Mound schließt lange Transportwege aus. Bestenfalls dürfte es sich um einen geringen gravitativen Transport in eine stabile Lage, also um eine parautochthone Einbettung handeln. In den allermeisten Fällen aber dürfte es sich bei der Verteilung der Fossilkomponenten in der Matrix um ihre Kippung aus der LebendsteIlung, also einer Einbettung im ursprünglichen Lebensraum und damit um Autochthonie handeln. Für die fazielle Interpretation ist daher die Klassifikation dieser Proben als "Floatstone" und "Rudstone" irreführend, da diese im Sinne von JAMES (1979) als Schuttkalke Allochthonie repräsentieren. Funktionell aber haben diese Organismen (bei ausreichender Dichte) als Sedimentfänger bzw. die lagigen Tabulaten Aulopora und Chladochonus als Sedi-

10

mentbinder agiert, was LA. in Form von Bafflestones bzw. Bindstones überliefert wird. Die Aussage von JAMES, daß Floatstones und Rudstones immer allochthone Bildungen sind, ist daher zu revidieren. Weiterhin gilt zu überlegen, ob nicht auch das Schema der Karbonatklassifikation von DUNHAM (Abb. 7) in diesem Sinne korrigiert werden sollte. Auch viele der aus den pelagisch lebenden Styliolinen bestehenden Wackestones dürften eher (Par-) Autochthonie als Allochthonie widerspiegeln. Die Styliolinen- und pumilio-Packstones ("Event-Lagen", Kap. II.6) jedoch repräsentieren

allochthone Sturmablagerungen.

1.5 Stratigraphie Die stratigraphische Position der einzelnen Abschnitte (D - P) ist der Tabelle I zu entnehmen. Die Zuordnung erfolgt nach Auswertung von Conodonten-Proben, die von WALLISER in den Jahren 1982 - 84 genommen wurden. Die Lage der Abschnittsgrenzen in der Conodonten-Abfolge ist in mehreren Fällen (gestrichelte Linien) nur annähernd anzugeben, abhängig von der vertikalen Dichte der Beprobung (s. a. Kap. II. 1.2.12.). Zur Datierung hinzu kommt die zum Teil bereits im Gelände von O. H. WALLISER vorgenommene Bestimmung der Goniatiten. Weiterhin hilfreich für die stratigraphische Zuordnung im Gelände waren die als Leithorizonte dienenden "Event"-

Lagen (Kap. II.6.). Ein Oberems-Alter für den Abschnitt E und zumindest auch für einen großen Teil des Abschnittes D (Favositesführende Schichten) ergibt sich aus den von ALBERTI (1980; 1981a/b; 1982b) aufgenommenen und nach Nowakien datierten Profilen am Hamar Laghdad und dem litho- und biofaziellen Vergleich mit seinen Profilbeschreibungen. Auch zwei Conodontenproben aus dem höheren und mittleren Bereich des Abschnittes E belegen ein Oberems-Alter. Die Basis der Eifel-Stufe (jugleri Event) liegt nach Conodonten und dem erstmaligen Auftreten von Pinacites jugleri im tieferen Teil des Abschnittes F. Der jugleri Event wird im Arbeitsgebiet durch einen schwarzen Styliolinen-Packstone (Styliolinit) und einen darüber folgenden Brachiopoden-Packstone (Typ pumilio, Kap. II.1.2.7.) gekennzeichnet. In dem Styliolinit kommen auch Nowakien der sulcata-Gruppe vor, und auch das Auftreten von Thysanopeltis speciosa austromaura (ALBERT! 1981) in F belegt die basale Eifel-Stufe (vgl. Kap. 11.1.1.). Die "klassische" Basis der Givet-Stufe in der pelagischen Fazies liegt nahe der Basis der ensensis Zone und gleichzeitig nahe dem otomari Event (vgl. WALLISER 1988), der durch einen schwarzen Styliolinen-Packstone am



molarum

C

Po. ensensis Cabr. crl sp. crisplforme

Po.lTl K. australis

Suban.

coslalus

Po. e.

parti lus

Pa. c.

patulus

Po. serotinus Po. invers .• po. lalic . Po. gronbergi Po. dehlscens

P. jugleri.

:L

ultlm.

Po.(TI K kockeliana

Po. c.

V! Cl.>

F. occultus

~ :..

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macroceohalus

Mon yukonensis

0

"t:J oq;

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lunulicasta

Cabr. crisp.

.•.. ...

U

discoides Ag. Maenioc. terebratum Maenloc.

pumllio

.c )250 ? 220

>490

>170

180

165

365

420

215

205

265

535

650

G

280

385

265

245

265

635

700

2250

335

295

300

330

430

335

470-625

:>950

E

575

530 > 305

480 545

600

ca.570

1200

F

D

Tab 2:

IX

:>365

Die Mächtigkeiten der Abschnitte D - P in cm innerhalb der Profile (? die Grenzziehung der Abschnitt ist nur teilweise aufgeschlossen).

ist unsicher,

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11.5.1 Die Abschnitte D und E Auf eine intensive Beprobung der mergel reichen Abschnitte D und E wurde aus mehreren Gründen verzichtet. Zum einen sind sie nicht den typischen Cephalopodenkalken zuzurechnen, deren Genese Gegenstand der Untersuchungen sind; zum anderen ist eine Beprobung der Mergelschiefer zur Mikrofaziesanalyse methodisch äußerst aufwendig. Hinzu kommen sehr schlechte Aufschlußverhältnisse in diesen Abschnitten. Für die Entwicklung des gesamten Environments, insbesondere auch für die Initiation der mitteldevonischen Mound-Bildung und das Absterben der unterdevonischen Mud Mounds aber ist ihre Betrachtung unerläßlich. Die Organismenarmut und die geringere Karbonatproduktion ließen zunächst auf ein Ablagerungsmilieu größerer Tiefe als zu Zeiten der Cephalopodenkalk-Entstehung schließen. Eine Reihe von Hinweisen belegt aber, daß dies genau umgekehrt ist. Zunächst bestätigen die Conodontenproben die Deutung relativ flacher Meeresbedingungen. Es treten hier, entgegen allen anderen Proben aus den höheren Kalkbänken und Kalkknollen neritische Formen in deutlicher Dominanz gegenüber pelagischen Conodonten auf (Kap. 11.1.12.). Diese zunächst nur vereinzelt den Mergeln zwischengeschalteten mergeligen Kalksteine spiegeln in ihrem rhytmisch nach oben immer häufigeren Auftreten die Tendenz der insgesamt sukzessiven Zunahme in der Wassertiefe wider. An den benthonischen Organismen der Profile I - 11 dominieren in den tieferen Partien Crinoiden. Das Auftreten von häufig längeren zusammenhängenden Stielelementen läßt auf eine autochthone beziehungsweise parautochthone

52 Einbettung schließen. Vom Liegenden zum Hangenden treten in zunehmender Häufigkeit Trilobiten hinzu, die in einigen Horizonten individuenreiche Pflaster bilden. Es sind alles Formen des "Hamar Laghdad-Ökotypus" sensu ALBERTI (1981 u. 1982a.), die für relativ flaches Wasser sprechen (Kap. 1.1.1.). Auch die auf die Mergel beschränkten "rheinischen" rugosen Korallen belegen flaches Wasser (Kap. 11.1.9.1.). Sehr häufig ist in den Profilen I bis 11 Favosites. Die Wuchsform von Favosites als größere, knollige Kolonien in den mergeligen Lagen von D und E gegenüber kleineren Kolonien und bevorzugt mehr ästigen Formen in den bankigeren Kalksteinen von E und F und schließlich das Ausbleiben von Favosites in den höheren Partien spricht für die Tendenz einer zunehmenden Wassertiefe vom Liegenden zum Hangenden (Kap. 11.1.9.2.). Obwohl sich die Aussage einer eher knolligen Wuchsform von Favosites im höherenergetischen Bereich nicht generalisieren läßt (knollige Formen können sich auch im niedrig-energetischen Milieu bilden), zeichnet sich der genannte Trend im Arbeitsgebiet (auch eingegliedert in den gesamten biofaziellen Befund) doch ab. Auch wenn die unterdevonischen "Kess Kess" direkt nichts mit dem hier bearbeiteten Mound zu tun haben, sind beide Bildungen in der Genese aber meines Erachtens durchaus zu vergleichen. So auch in der Frage, welches die entscheidenden Faktoren für die Beendigung des Moundwachstums sind (s.a. Kap. 11.4.). ALBERTI (1981b: 196) zitiert für die Interpretation der die "Kess Kess" bedeckenden Mergel und die darin enthaltenen Favosites-Kolonien die bathymetrischen Aussagen von WEYER (1980; 200-1000m tief, vgl. 11.3.2.), was eine erhebliche Subsidenz nach der "Kess Kess"-Bildung bedeuten würde. Diese Aussage, die auch ALBERTI mit Fragezeichen versehen hat, muß revidiert werden. Das Ende der "Kess Kess"-Bildung wird charakterisiert durch eine deutliche Verflachung des Meeresspiegels. ALBERTI (1979: 225) selbst liefert einen Hinweis dafür, indem er sagt, daß Nowakien nicht und Viriatellinen nur selten in den durch Styliolinen charakterisierten Cephalopodenkalken auftreten, sondern bevorzugt in feinspätigen Styliolinen-Crinoiden-Kalken und seiten in Styliolinen-Mergelkalken vorkommen. Nowakien und den Großteil der Viriatellinen interpretiert er als Formen, die eher das flachere Wasser bevorzugten. Beide Formen sind in den Kalkbänken von F und den mergeligen Kalkbänken von E häufiger als in den höheren Horizonten mit Einsetzen des Abschnittes G, also den typischen Cephalopodenkalken. Das Zurücktreten der Nowakien und Viriatellinen, wie auch der Styliolinen und Cephalopoden in den Mergeln erklärt sich durch eine zu hohe hydrodynamische Energie. Mikroskopisch wurde in den mergeligen Kalklagen ein erheblicher Anteil an Karbonatdetritus festgestellt, der im FIachwasser mobilisiert wurde. Dies legt auch der erhöhte Anteil an unlöslichen Rückständen in den mehr mergeligen Conodontenproben nahe (höherer terrestrischer input). Die Abschnitte D u. E spiegeln, relativ zu den Schichten im Hangenden, ein relativ höher-energetisches Milieu geringerer Wassertiefe und relativ hoher Sedimentationsrate wider. Hier kam der Sedimentationsraum gelegentlich in den Einfluß der Wellenbasis bei Sturmwetterlage. Der Großteil der Schichten aber wurde unterhalb der Wellenbasis abgelagert, und zwar auch im Abschnitt D. Hierfür sprechen die dort häufig als längere, zusammenhängende Elemente auftretenden Crinoidenstielglieder. Gleichzeitig geben sie Hinweise darauf, daß bereits im Abschnitt D im Bereich des Profiles I eine Schwellenbildung evtl. in Form sturminduzierter karbonatischer Sandbänke i.S. TUCKER's (1985) stattgefunden hat, denn entsprechende crinoidenreiche Schichten treten in den moundferneren Profilen nicht auf; d.h. die Crinoiden siedelten auf der Schwelle im Bereich des Profiles I. Später haben sich neben Trilobiten und einzelnen "rhenotypen" rugosen Korallen insbesondere Favosites-Kolonien die exponierte Lage dieses Siedlungs grundes zu Nutze gemacht. Somit sind die Abschnitte D und E insgesamt bereits zu jener "Initialphase" zu rechnen, auf der später die Mound-Bildung einsetzen sollte.

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Abb. 19: Schwellenbildung im Bereich der Profile I und 11. Initial möglicherweise in Form sturminduzierter karbonatischer "Sandbänke", dessen exponierte Lage sich später bestimmte benthonische Besiedler zu Nutzen gemacht haben, was zur weiteren Ausprägung des Reliefs führte.

53 Der Einfluß der pelagischen Komponente wird aber in der Mudstone-Matrix bereits in D spürbar. Bei den in den Mergeln erhaltenen Biogenkomponenten (Profile V - VII) handelt es sich um die typische hemipelagische Faunenzusammensetzung, die mit im Ganzen nur leichter Varianz, aber in deutlich höherer Quantität, das Biotop (mit Ausnahme der vom Mound beeinflußten Faziesbereiche) bis ins tiefe Oberdevon bestimmen wird. Die Unterscheidung dieser mergelreichen Folge auch von den typischen Cephalopodenkalken, drückt sich in den lithofaziellen Merkmalen (Textur u. Gefüge) wesentlich markanter aus als in der Biofazies. Der durch eine Zunahme in der Wassertiefe bestimmte Fazieswechsel in der Abfolge D - E hat keinen kontinuierlichen Verlauf, sondern wird durch arythmisch verlaufende Einschnitte umgekehrter Tendenz häufig unterbrochen, so daß einzelne Sequenzen wiederholt auftreten. Dies wird besonders deutlich im Abschnitt E, dem neben den für D typischen Mergelschiefern zunehmend festere Karbonatbänke in Form von Wackestones zwischengeschaltet sind, wie sie den Abschnitt F charakterisieren. Einzelne Proben erinnern in der Textur (wolkig-fleckig) auch bereits an die typischen Cephalopodenkalke. Es ist anzunehmen, daß die einzelnen Sequenzen mit transgressiven Schüben ("deepening-pulses") einsetzen, denen eine allmähliche Verflachung bis zum nächsten transgressiven Schub folgt. Für die Thematik dieser Arbeit wesentlich ist der generelle Trend der Zunahme in der Wassertiefe, der Abnahme der hydrodynamischen Aktivität und der Abnahme der Sedimentationsrate in der Gesamtabfolge, was schließlich zur Bildung der (typischen) Cephalopodenkalke führt und die Genese des Mud Mounds ermöglicht.

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rClnsgressiv Abb. 20: Modell zur Mound-Entwicklung mit den drei wesentlichen Stadien in Abhängigkeit von der Wassertiefe (stark vereinfachtes Schema) Stadium I: Es kommt zur Schwellenbildung ("Buckel") im noch relativ flachen Wasser. Der Meeresboden gelangt gelegentlich in den Einflußbereich der Wellenbasis. Die Schwellenbildung erfolgt evt. in Form sturminduzierter karbonatischer "Sandbänke", wie es u.a. von TUCKER (1985) beschrieben wird. Es kommen die mergeligen Abschnitte D u. E zur Ablagerung. Stadium 11: Im etwas tieferen Wasser unterhalb des Welleneinflusses wird dieser Schwellenbereich bevorzugter Siedlungsgrund bestimmter benthonischer Organismen, die zu dessen weiterer Expositition beitragen. Obwohl nur selten globulösere Formen auftreten und es sich bei den Gesteinen neben Wackestones vorwiegend um Floatstones handelt, entsprechen sie funktional den "liegenden Boundstones" der Initialphase in der Moundentwicklung, wie es von WILSON (1975) und JAMES (1979) beschrieben wird. Stadium 111: Durch eine weitergehende Meeresspiegelvertiefung kommt es im niedrig-energetischen Milieu zur Ausbildung der hügelbis kegelförmigen Struktur. Nur bei sehr tiefgreifenden, seltenen Sturmereignissen gelangt der Mound in einen Bereich höherer Hydrodynamik. Der Abschnitt F Die Schichten in F belegen insgesamt kontinuierlichere Sedimentationsbedingungen als zur Zeit E. Die Matrix aus Mikrosparit und peloidalem Mikrit ohne erkennbaren detritischen Anteil spricht dafür, daß nur noch die feinstkörnigen karbonatischen Abtragungsbestandteile in den Ablagerungsraum gelangten bei gleichzeitig verringerter Sedimentationsrate. Ich nehme an, daß ein hoher Anteil am Stoffbestand sowohl der Cephalopodenkalke als auch des Mounds feinster, allochthoner Karbonatdetritus ist, was aber eine gewisse in situ CaCOrProduktion nicht ausschließt (Kap. 111.2.1.4.). Auch die hohe Packungsdichte der pelagischen Fossilkomponenten (meist Styliolinen) ist neben der Mächtigkeit ein Hinweis dafür: eine gleiche Populationsdichte und Sterbe rate gegenüber E vorausgesetzt, gibt das Verhältnis Matrix zu Biogenkomponenten Hinweise auf den allochthonen Sedimentanfall.Möglicherweise hinzu kam ein gewisser Auswaschungseffekt. Hinweise auf eine bodennahe Strömung gibt die häufig beobachtete Ineinanderschachtelung der Styliolinengehäuse. Gegenüber den höheren Schichten ab G sind diese 11.5.2

54 Hinweise auf ein gewisses, aufgrund fehlender Verletzungen der dünnen Schalen stets aber noch moderates Strömungsniveau, in F sehr viel deutlicher. Allerdings ist hier die Durchwühlung des Sedimentes durch Endobenthonten, die zur Verstellung der Gehäuse führt, sehr viel geringer. Letztlich legt aber auch das noch flachere Wasser einen leicht höheren, hydrodynamischen Energieindex nahe. In F setzt sich der generelle transgressive Trend aus den tieferen Schichten fort; d.h. F repräsentiert gegenüber D und E deutlich tieferes Wasser. Innerhalb von F liegen die größeren Wassertiefen in den basalen Schichten. Nach dem markanten, durch die "Event"-Lagen ("jugleri-Event") charakterisierten transgressiven Schub, mit dem wahrscheinlich auch die Bildung des Basis-Mounds eingeleitet wurde (Kap. 11.7.), setzt bis zum Top des Abschnittes eine zunehmende Verflachung ein. Auch diese läuft wiederum nicht kontinuierlich ab, was sich insbesondere durch die wechselnd auftretenden, auch in den moundferneren Schichten vorkommenden, trilobitenreichen Horizonte ausdrückt. Lithofaziell aber sind diese Einschnitte weniger deutlich als in dem vorangegangenen Abschnitt E. Es sind fast durchweg reine Karbonatlagen mit nur selten zwischengeschalteten Mergelschiefern. Ein reicherer, nicht riffogen beeinflußter Benthos (keine Korallen) tritt in den hangendsten Schichten auf, mit vielen größeren Gastropoden (u.a. Platyceras) und Brachiopoden, die hier vermehrt zu dem sonst üblichen, weitgehend pelagisch dominierten Fossilinventar hinzukommen. Sehr häufig, auch im Vergleich zu den unterdevonischen Schichten, sind aber auch bereits die die typischen Cephalopodenkalke repräsentierenden Orthoceren und Goniatiten. Deutlichster Leithorizont ist die Eventlage. Diese liegt im "Schwellenrandbereich" der Profile 11 und III zum Teil als Rutschung vor und ist dort daher am dicksten und deutlichsten ausgebildet. In den moundfernen Profilen V VII ist die Dicke der Lagen und zum Teil auch die Individuendichte besonders der Brachiopoden (Typ "pumilio") weitaus geringer. Aus dem Brachiopodenhorizont liegen auch Proben aus dem moundfernen Bereich vor mit überwiegend Einzelklappen (strömungsbedingt) gegenüber der sonst (auch in den givetischen "pumilio"-Horizonten) meist üblichen doppelklappigen Erhaltung. Im Profil I und auch 11' wurden die "Event"-Lagen nicht beobachtet. Deshalb und auf Grund der übrigen geschilderten Verhältnisse ist das vorab beschriebene Einsetzen der Mud Mound-Genese mit dem Vorkommen des Basis-Mounds rein interpretativ nach dem Gesamtbefund vollzogen worden (Abb. 22). Deutlich aber ließen sich in den Profilen I und 11' die als "Übergangsfazies" beschriebenen, zum Teil deutlich riffogenen (biostromartig) ausgebildeten Schichten analysieren. Bezüglich des "Basis-Mounds" dürften sie zum Teil in noch tieferen Schichten (evtl. z.T. noch in E) liegen, im höheren Teil aber auch zeitgleich mit dem Mound, das heißt am Moundrand (evtl. als Schuttfächer) gebildet worden sein. Als Moundrandfazies am Ende der Bildung des Basis-Mounds gedeutet werden die "Crinoiden"- und" Amplexocariina"-Rasen im höheren Teil von F der Profilaufnahme I (vgl. Kap. 11.1.9.1.; 11.1.11.; 11.6. und 11.7.). Deutlich zeigen die Schichten in F der Profile I und 11' biofaziell die stetige Entwicklung zu der den Mound charakterisierenden Formenzusammensetzung. Es gibt aber hervorzuhebende fazielle Unterschiede zum Mound. Es wechsellagern benthosreiche "riffogene" Schichten mit solchen, die noch deutlich den pelagischen Einfluß zeigen. Neben den im Mound häufigen fixosessilen Benthonten wie den tabulaten Korallen, Brachiopoden und Crinoiden treten in I F ("basale Übergangsfazies") zusätzlich sehr häufig Triboliten auf, die im Mound nahezu gänzlich fehlen. Der Abschnitt F der Profile I und 11' ist den Schichten der Initialphase zuzurechnen, deren zeitweise biostromaler Aufbau die zuvor wahrscheinlich hydrodynamisch gebildete Schwelle noch akzentuiert hat. Auf diesen Anreicherungen aus Organismenschutt hat sich die Moundstruktur gebildet.

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Abb. 21: Das Paläorelief am Ende der Zeit Fanhand der Mächtigkeiten (doppelt überhöht) von E u. F in den Profilen I - VII. Als Basislinie (Horizontale) wurde die Liegendgrenze des Abschnittes E gewählt. Nach der Faziesanalyse kam es zu der lokalen Schwellenbildung im Bereich der Profile I - III initial bereits im Abschnitt D (vergl. Kap. 11.5.1., Abb. 19), so daß in diesem Bereich eine tatsächlich noch stärkere Exposition als dargestellt zu vermuten ist.

55

F

Abb. 22: Schematische Darstellung der Faziesverhältnisse am Ende der Zeit F. Interpretativ und aus dem Geländebefund nur indirekt zu ermitteln ist der Beginn der Mound-Entwicklung ("Basis-Mound") innerhalb von F (vgI. Kap. 11.6. u. 11.7.). 11.5.3 Der Abschnitt G Mit Einsetzen des Abschnittes G beginnt die typische Cephalopodenkalkfazies. In den moundfernen Profilen zeigt nur noch der basale Bereich von G eine bankige Schichtung. Diese weist aber bereits die Tendenz zur Auflösung in ein nodulares Gefüge auf, welches die höheren Partien bestimmt. Der Übergang von einem bankigen zu einem knolligen Gefüge ist bedingt ein Hinweis auf eine zunehmende Wassertiefe (Kap. IIIA.). Dies deckt sich auch mit der Mikrofaziesanalyse. Der gravierendste Transgressionsschub fand aber mit Einsetzen des Abschnittes statt. In den moundferneren Profilen IV - VII liegen die Proben des Abschnittes G in der normalen hell- bis mittelgrauen wolkig-fleckigen Cephalopodenkalkfazies vor. Stets dominantes Element sind Styliolinen. Häufig sind auch Goniatiten und Orthoceren, wobei besonders letztere deutlich größer als noch im Abschnitt F sind. Nur in geringer Quantität, aber zumeist vorhanden, sind dünnschalige Ostracoden, meist kleine Gastropoden, isolierte kleine Crinoidenstielglieder, Trilobitenfragmente (meist einzelne Pleuren), wenige und stets kleine Brachiopoden (athyride Formen, selten doppelklappig) und der große Bivalve "Panenka". Nowakien treten selten, dickschalige Ostracoden gar nicht auf. Die wolkig-fleckige Textur und die Verteilung der Styliolinen in der Matrix ist ein Hinweis auf Entschichtung durch eine vollständige Durchwühlung des Sedimentes durch Endobenthonten. Gegenüber dem Abschnitt F mit Zoophycus-Bauten ist dies eine deutliche Änderung in der Ichnofazies. Sie dürfte auf einer noch langsameren, kontinuierlichen Sedimentation relativ weiter "offshore" (bzw. bathymetrisch tiefer) bei gleichzeitig sich länger schlammig-weich haltendem Substrat (langsamere Zementation, Kap. lIlA.) und niedriger-energetischen Verhältnissen beruhen. Ein batyhmetrisch tieferes Niveau belegen auch die Körperfossilien, obwohl sich ein Wechsel in der Faunenzusammensetzung nur punktuell zeigt. Bereits an der Basis von G kommen kaum noch Formen vor, die eher flachere Meeresbedingungen widerspiegeln: basal nur sehr wenige Nowakien, größere Gastropoden und neritische Conodonten, deren Anteil weiter nach oben noch geringer wird. Bestimmte, für den Abschnitt F typische Formen, wie die großen TriIobitenexemplare (Phacopiden mit großen Phacettenaugen und ScuteIIiden) und größere Brachiopoden, kommen gar nicht mehr vor. Betrachtet man die Mächtigkeiten in Relation zu der Spanne in den Conodontenzonen, die die einzelnen Abschnitte einnehmen (Tab. I), und setzt man voraus, daß jede Conodonten-Zone etwa die gleiche Zeitspanne repräsentiert (W. ZIEGLER 1978), so läßt sich pauschal sagen, daß in den typischen Cephalopodenkalken weit mehr Zeit steckt, als in den Abschnitten unterhalb von G. Innerhalb der Cephalopodenkalke wiederum weist G eine relativ hohe Sedimentationsrate auf. Der Abschnitt J hingegen ist im Mound und moundnahen Bereich stark kondensiert, während die Mächtigkeit moundfern auf ein mehrfaches ansteigt (Kap. 11.5.5.). Diese Betrachtungsweise geht im Hinblick auf die relative Wassertiefe und die Energieverhältnisse in die Interpretation der gesamten Faziesabfolge ein, und ist auch für diagenetische Aspekte von Bedeutung (Kap. IIIA.). In Profil IV treten basal einzelne sehr kleine Pyrit-Inklusionen und vereinzelte undeutliche Resedimente (Intraklasten) auf. Dies und die relativ geringe Mächtigkeit des Abschnittes in diesem Profil bei gleichzeitig einer höhe-

56 ren Besetzungsdichte an Fossilien und zudem in G nur hier vereinzelt beobachteten Ineinanderschachtelungen der Styliolinengehäuse weisen auf eine höhere Energie mit geringerer Sedimentationsrate in diesem moundnäheren, topographisch exponierteren Profil gegenüber den Profilen V - VII hin. Deutlicher bemerkbar machen wird sich diese Exposition des Profiles IV in den jüngeren Schichten, besonders während der Givet-Stufe. Biofazielle Aussagen über das Profil III lassen sich nicht machen, da die Proben dieses Abschnittes dort völlig dolomitisiert sind. Aber bereits im Bereich der Profile IV - 111wird die Bankung sehr viel besser und das knollige Gefüge tritt zunehmend zurück. Rapide vollzieht sich der Mächtigkeitsanstieg von ca. 2,70 m in den Profilen III/IV zu ca. 6,70 m im moundnahen Profil 11. Rier machen sich bereits deutlich die Ausläufer der vom Mound stammenden Schuttfächer mit einem erhöhten Anteil an Biogenkomponenten bemerkbar. Die Aufschlußverhältnisse ließen es zu, den Moundrandbereich bis ins Profil 11 gen au zu erfassen. Aus Profil I stammen Proben für den unteren Teil des Abschnittes, aufschlußbedingt nur von der tieferen Moundflanke. Erst im hohen Bereich von G stammen aus Profil I Proben, die die höhere Flankenfazies und zum Teil auch die Fazies des Moundkerns repräsentieren. Aus dem Grenzbereich G/R wurden zwischen Profil I und 11 im Streichen zusätzlich in regelmäßigem Abstand diverse Proben genommen. Am Mound (Profil I) ist der tiefere Teil von G fast ausschließlich durch dicht besetzte Float- und Rudstones der tiefen Flankenfazies charakterisiert. In den tiefsten Proben weisen sie zum Teil noch die für die Cephalopodenkalke typische fleckige Textur auf; biofaziell aber sind es Schutt kalke aus maßgeblich Crinoiden, auloporiden Korallen (meist Typ Syringopora) und sehr häufig Brachiopoden. Auszählungen verschiedener Proben ergeben für diese Schutt kalke für die ruditischen Komponenten einen Anteil von meist über 30% bis maximal 45%. In dieser dichten Besetzung unterscheiden sie sich deutlich von den übrigen Faziestypen des Mounds. Es sind Schuttkalke der tiefsten Flanke, die sich deutlich bis in den Moundrandbereich hinein erstrecken (Abb. 23). Allerdings reichen diese Schuttfächer im tiefen Teil von G entsprechend des noch nicht so weit vorgebauten Moundfußes noch nicht bis zum Profil 11. Im Randbereich des Mounds (Profil 11') lassen sich häufig verschiedene Schüttungsereignisse mit unterschiedlicher Organismendichte und -diversität erkennen, die einander mit zum Teil deutlich erosivem Charakter ablösen. Während nahezu der gesamte Moundrandbereich aus mehr oder minder dicht besetzten Schuttkalken mit den für den Mound typischen ruditischen Biokomponenten, stets aber auch mit zusätzlich einem gewissen pelagischen Anteil (besonders an Styliolinen) besteht, treten auch an der tiefen Moundflanke zunehmend häufiger weniger dicht besetzte Floatstones aus Crinoiden, tabulaten und seltener rugosen Korallen und Brachiopoden auf. Gleichzeitig treten die für den Mound untypischen Faunenelemente wie Styliolinen, Trilobiten oder Orthoceren weiter zurück, können aber als rare Einzelelemente weiterhin vorkommen. Selten beträgt in diesen Proben der Anteil an Biokomponenten viel mehr als 10%. Sie repräsentieren bereits die typische Moundfazies mit den diversen parautochthonen Faunenelementen. Im Profil 11 besteht der gesamte untere Abschnitt von G noch aus Gesteinen, die der Cephalopodenkalkfazies zu zuordnen sind. Erst etwa von der Mitte an treten Proben auf, die als Schuttkalke anzusprechen sind. Es sind rote

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Gefügeänderungen

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Den Cephalopodenkalken, und hier sollen besonders die knollig ausgebildeten Partien hervorgehoben werden, stehen isochron mächtigere, massig ausgebildete Kalksteinfolgen im Mound gegenüber. Biofaziell weisen die überwiegend sessilen Benthonten im Mound auf eine relativ feste Oberfläche hin, während entsprechende Faunen in den Cephalopodenkalken nahezu gänzlich fehlen. Die hier auftretende wolkig-fleckige Textur wird aber als Hinweis auf eine intensive Durchwühlung des Substrates durch Endobenthonten (Kap. 11.1.16) und damit auf ein weiches Substrat angesehen. Häufig wird auf die geringere Kompaktion im Riff bzw. Mound gegenüber dem "off-reef' bzw. "off-mound" - Schichten hingewiesen (z.B. DUMESTRE & ILLING 1986; KLOVAN 1974; PLAYFORD 1980; E. FLÜGEL 1987). Nach HARRIS et al. (1985) scheint die Zone aktiver Zementation in Riffen auf die äußeren wenigen Fuß (1 Fuß = ca. 30,5cm) beschränkt zu sein. Entsprechendes ist auch für Mud Mounds anzunehmen. Während in "echten" organischen Riffen das sehr flache Wasser und der hohe Organismenanteil eine sehr frühe Zementation bewirken, ist es im Mud Mound die geringe Sedimentationsrate, die es erlaubt, daß die Zementation mit der Sedimentation Schritt halten kann. Die frühe Zementation im Mud Mound wirkt der Kompaktion entgegen (s.a. MOUNTJOY & RIDING 1981; E. FLÜGEL 1987 u.a.) während in Anlehnung an HARRIS et al. (1985) für die Cephalopodenkalke keine Abwärtspenetration des Poren wassers, welche eine frühe Zementation bewirken würde, anzunehmen ist. Nach HARRIS et al. (1985) bildet sich in der Ebene tieferen Wassers der feste Kalkstein unter Bedeckung als Resultat von Drucklösung, Kompaktion und damit einhergehender Zementation. Lediglich die sehr frühe oberflächennahe initiale Zementation durch den Austausch mit dem "freien" Meerwasser dürfte im Mound und den "off-mound"-Schichten gleichermaßen stattgefunden haben (vergl. Abb. 44). LONGMAN (1980) und HECKEL (1983) unterscheiden im diagenetischen Environment eine aktive und eine stagnante Zone. In Anlehnung daran wird hier der Mound (relativ zu den "off-mound"-Schichten) der Zone einer aktiven Zementation und die Cephalopodenkalke der Zone einer stagnanten Zementation zugeordnet (Abb. 44). Innerhalb der Cephalopodenkalke tendieren die bankigen Schichten relativ zu den knolligen Folgen eher zur aktiven Zementation. Hier begünstigt (neben dem flacheren Wasser) die sehr geringe Sedimentations rate eine relativ oberflächennahe Zementation bevor durch eine erhöhte Auflast eine starke Kompaktion und auch Drucklösungsprozesse einschneidend wirksam werden können. Eine frühe (bzw. oberflächennahe) Zementation wirken der Kompaktion und Drucklösung entgegen (s.a. PLA YFORD 1980; TUCKER 1981; WILSON & JORDAN 1983 u.v.a.). Zahlreiche Arbeiten beschäftigen sich mit den möglichen Mechanismen für die Entstehung der (unterschiedlichen) Knollen- und knolligen Gefüge (u.a. NEUMANN & SCHUMANN 1974; TUCKER 1981; PRATT 1982a; WALD et al. 1983; WILSON & JORDAN 1983; DINELEY 1984; E. FLÜGEL 1985; AIGNER 1985; DOBOREK & READ 1986; MÖLLER & KVINGAN 1988 u.v.a.). Zur Diskussion stehen Annahmen früher submariner Prozesse bis hin zu späten diagenetischen Vorgängen oder ein Zusammenspiel beider. Genannt werden konkretionäre Prozesse, etwa durch Segregation von Karbonat und differentiale Zementation, differentiale Kompaktions- und Lösungsprozesse bis hin zu nicht-diagenetischen Faktoren wie eine Anlage durch Bioturbation, sedimentologische Ursachen (z.B. als "debris flow") und tektonischen Streß (z.B. durch "Boudinage"). Für die Entstehung des knolligen Gefüges im Arbeitsgebiet werden hier, wie auch von der Mehrzahl der Autoren allgemein für "nodular bedding" maßgeblich diagenetische Ursachen verantwortlich gemacht (s.a. FRANKE & WALLISER 1983:78/79). Tektonischer Streß könnte sich entlang des diagenetisch vorgezeichneten Gefüges entlastet haben und so die knollige Ausbildung sekundär akzentuiert haben, denn tektonische Brüche wie in den gebankten Folgen sind in den stark knolligen Abschnitten nicht zu beobachten.

96

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Abb. 44: Die Diagenese-Zonen im Mound und in den Cephalopodenkalken. I: Die sehr frühe oberflächennahe Diagenese, abhängig von der normalen Meerwasserchemie, findet in den Cephalopodenkalken und im Mound gleichermaßen statt. 11 - 111:Diageneseschritte die durch das konnate Porenwasser ohne Austausch mit der freien Wassersäule stattfinden. Im aktiven diagenetischen Bereich des Mounds sind die Zementationsprozesse relativ früh und oberflächennah abgeschlossen, während das altersgleich zur Ablagerung gekommene Sediment "off-mound" im stagnierenden System noch relativ weich war (11).Der Bereich, in dem die Lithifikationsprozesse stattfinden, reicht in den Cephalopodenkalken noch weit bis in ältere Schichten hinein (I1I), während der Lithifikationsprozeß für die altersgleichen Ablagerungen im Mound bereits abgeschlossen ist. IV: Der lithifizierte Untergrund. Häufig wird über Drucklösungsprozesse versucht, auf das Ausmaß der Volumenreduktion zu schliessen (z.B. BANDEL 1972; NEUMANN & SCHUMANN 1974; PLAYFORD 1980; TUCKER 1981; BATHURST 1983; WALLS & BURROWS 1985). Während lange Zeit angenommen wurde, daß die Drucklösung erst unter erheblichen Auflastungsdruck unter hoher Bedeckung während der späten Diagenese oder auch post-diagenetisch stattfindet, so weiß man heute, daß sie bereits sehr früh nach der ersten mechanischen Setzung während des Kompationsprozesses einsetzt und damit gleichfalls Teil der Kompaktion sein kann (s.a. TUCKER 1981 nach PURSER 1978). Nach MEYER (1980 aus HARRIS et al. 1985) kann Drucklösung unter wenigen zehner Metern Bedeckung stattfinden. Von der Bahama-Bank weiß man heute, daß Drucklösung unter sehr geringer Überlagerung von wenigen Metern Bedeckung stattfinden kann (nach E. FLÜGEL intradisziplinärer Kompaktkurs Frühjahr 1985). Die Kombination aus langsamer Ablagerung feinkörnigen Sediments und geringer Zirkulation des darin gefangenen Meerwassers erlauben wenig Zementation; die langsame Kompaktion treibt das Wasser aus und führt zur Reduktion der Pemeabilität und bei zunehmender Bedeckung zur Knollenbildung und Stylolithen (vergl. LONGMAN 1980; HECKEL 1983). Insgesamt ist für alle Schichten im Arbeitsgebiet aus der sehr geringen Sedimentationsrate von wenigen mm/ 1000 a auf eine relativ "frühe", d.h. oberflächen nahe Lithifikation unter nicht allzu hoher Bedeckung zu schließen (s.a. TUCKER 1973a). Umfassende Untersuchungen über Drucklösungsprozesse wurden von LOGAN & SEMENIUK (1976) und WANLESS (1979; 1982; 1983) durchgeführt. Zur Beschreibung der Gefügetypen, Stylolithausbildungen etc. wird hier die Terminologie von LOGAN & SEMENIUK (1976; s.a. FLÜGEL 1985) benutzt. Die beobachteten Gefügetypen sind in ihrer Variation der "condensed fabric", der "fitted fabric" und Übergangstypen zwischen diesen zuzuordnen (Abb. 45). In der bekannten Terminologie entsprechen diese den Knollen- und Flaserkalken, während in den gut gebankten Schichten die Auswirkungen der Drucklösung nur gering sind. Die Beobachtungen beschränken sich daher nur auf die "stylobreccoiden" Strukturen (vergl. Abb. 45). Letztendlich sind Drucklösungsprozesse eindeutig nur anhand der Stylolithsuturen nachweisbar, so daß Zusammenhänge zwischen Drucklösung und Dolomitisierung oder Hohlraumbildungen wie von LOGAN & SEMENIUK (1976) beschrieben, oder die durchdringende Lösungsverdünnung eines Gesteinsverbandes durch die "non-seam solution" nach WANLESS (1979) hier keine Beachtung finden sollen. Möglicherweise haben hier LOGAN & SEMENIUK (1976) und WANLESS (1979; 1982) Drucklösungsprozessen eine zu extreme Bedeutung beigemessen, wie es auch HARRIS et al. (1985) formulieren.

97 GetUßetnen

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CSJ

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Strukturen: anaetomosierend,

etylobreocold structure (unregelrnK81ge Styl1011then)

etylonodular etructure (Idens flaserig von Stylocumulate umgehen)

~~ - einzelne dünnschalige Zweischalerklappen l? Lamellibranchiaten ~ Gastropoden (dickerschalig) P kleine Gastropoden (dünnschalig) dJ Brachiopoden t'7 Bryozoen fl Rugosa t,r Tabulata, dünnästig LE:l Favositidae ~ Tabulata allgemein Stromatoporiden () Echinodermaten, e.g. Crinoiden @ Calcisphaeren #' corraline Rotalgen @" "Algenstrukturen", Onkoide, Thromboli the etc. c:::::1 Spurenfossilien dI "~oophyc~'

gebankt

-- Flaserkalk

-- knolliger

fltI+I+lj --

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Kalk

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Abb. 48: Profile der Moundrandfazies am Aufschlußtop. "Or" = schwarzer Crinoiden - Styliolinen - Brachiopoden Packstone (Manticoceras-Event).

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Abb. 49: Profil I < G.

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Abb. 51: Profile lI',lI" u. l' < G zwischen Profil 1I und I.

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Abb. 52: Profil III.

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16b

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"Styllol1nlt.

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d> - Bank

cf) - Benk,("iU...!!.!.!!.9:") "Styl1olinU"

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Abb. 54: Profile

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Abb. 53: Profil

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17

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PROFIL IV

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Abb. 55: Profil

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PROFIL V

V.

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VI.

1