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In a joint project the relationship of marine “lebensraum” (its tectonic origin and basic change, its shifting ecology) and biota during the geosynclinal development of the paleozoic Cantabrian Mountains (Northern Spain) has been investigated. The aim of the research is a paleoecological model of a geosyncline from its beginning till orogenesis. The transition from the geosynclinal phase to the orogenic phase took place from Givetian/Frasnian times to later Namurian times. As in most phanerozoic orogens an interval of general levelling with widely monotonous facies conditions can be recognized. Since lower Namurian until Stephanian times sedimentation accumulated under active tectonic conditions with increasing intensity. The Cantabrian orogen is of intracratonic type.

Das Forschungsziel des Teilprojekts war (und ist) „ein palökologisch untermauertes Modell für die Entwicklung eines Geosynklinalraumes bis in die Orogenese hinein“ (Kullmann & Schönenberg, 1975). In diesem Sinne wurde bisher von unserer Arbeitsgruppe der Zeitraum Givet/Frasne bis Westfal untersucht. Das geosynklinale Stadium reicht bis in das Namur E1, dann setzen „initiale“ Bewegungen ein, die schon im Laufe des Namur zu faltenartigen Deformationen führen (Boll, Kullmann & Schönenberg, 1976; Kullmann, Reuther & Schönenberg, 1977; Kullmann & Schönenberg, 1978; Reuther, 1977).

Das Thema des Kolloquiums betrifft eine Frage an die „vergleichende Geodynamik“. Bei dem Versuch, die Antworten auf diese Frage zu Papier zu bringen, stützen wir uns zwar in erster Linie auf die Beiträge und Diskussionen des Kolloquiums, beziehen aber auch manche Anregungen ein, die uns während der Druckvorbereitung zuteil wurden. In diesem Sinne sind vor allem die Beiträge des 26. Intern. Geologenkongresses in Paris 1980 und der 1982 erschienene Band „Geology of the Northwest African Continental Margin“ (herausgegeben von v. Rad, Flinz, Sarnthein & Seibold) zu nennen. Sehr hilfreich war für uns die Diskussion der geodynamischen Aspekte mit unseren Tübinger Kollegen W. Frisch und J. Loeschke. Wir zählen im folgenden zunächst unsere Ausgangspunkte für die Möglichkeit auf, die Subsidenzentwicklung des Kantabrischen Variszikums mit derjenigen der marokkanisch-iberisch-westmediterranen Kreide zu vergleichen. Es handelt sich dabei um die folgenden Übereinstimmungen: 1) In beiden Fällen handelt es sich unstreitig um kontinentale Kruste und somit um „intrakontinentale“ bzw. „ensialische“ Sedimentationsbecken. 2) Der Magmatismus ist gering oder fehlt ganz. Eine Ausnahme macht die Kreide der Baskischen Ketten. 3) Für die Subsidenzentwicklung ist in beiden Fällen die Aufeinanderfolge von Karbonatplattformen mit Riffen und deltaartigen Sandschüttungen charakteristisch. 4) Die Subsidenzentwicklung mündet — z. T. nach einer Flyschphase — in ± alpinotype Orogenese. Dies gilt nicht für die NW-afrikanischcn Küstenbecken. 5) Überall ist vor Einsetzen des Flyschs ein „Nivellierungs-Stadium“ ausgebildet mit geringmächtiger, monotoner, kondensierter pelitisch-kieseligkalkiger Sedimentation ohne nennenswerte terrigene Zufuhr. Hierzu zählen auch Schwarzschiefer-Vorkommen. 6) Dem variszischen „Nivellierungs-Stadium“ im Unterkarbon geht das globale Erlöschen der riffbauenden Korallen und vieler anderer Riffbesiedler am Ende der Frasne-Stufe voraus. Ähnliches gilt für die riffbauenden Organismen in der Mittelkreide. 7) Das kretazische „Nivellierungs-Stadium“ entspricht der weltweit verbreiteten mittel-oberkretazischen Transgression (als „mid-Cretaceous Event“). Sie wird auf die Aufwölbung und Verbreiterung des Mittelatlantischen Rückens zurückgeführt. Aus Oberdevon und Unterkarbon sind ebenfalls weltweite Transgressionen bekannt — ob hier eine vergleichbare Ursache zu Grunde liegt, bleibt eine offene Frage.

O. Ampferer hat zum erstenmal 1911 über der Lechtaldecke eine höhere tektonische Einheit, die Inntaldecke, als freischwebende tektonische Einheit bekannt gemacht und in späteren zahlreichen Veröffentlichungen den Bau der Lechtaler Alpen dargestellt. Über der Inntaldecke nahm er noch eine höhere Decke an, die Krabachjochdecke, deren bescheidene Reste als letzte der Abtragung entgangene Klippen östlich von Zürs, am Hinterseejöchl und am Laagers bei Imst angenommen wurden. Der Ansicht von Ampferer war dann einer von uns, Richter 1929, gefolgt und hatte den Bestand der Inntaldecke noch um die Freispitzmulde und das Gebiet der Wetterspitze - Vorderseespitze bis zum Kaisertal - erweitert, und Ampferer hatte sich dieser Deutung angeschlossen. 1937 freilich wurde das Vorhandensein der Krabachjochdecke am Laagers bezweifelt (Richter 1937) und C. W. Kockel 1954 hat die Richtigkeit dieser Zweifel durch neue Untersuchungen bestätigt. K. Beurlen 1944 und E. Kraus 1949 nahmen dann gegen die Inntaldecke als freischwimmende Deckeneinheit mit guten Gründen Stellung, so daß E. Spengler 1951 eine neue Deutung versuchte, die aber den tatsächlichen Gegebenheiten nicht gerecht werden konnte, da sie nur auf der geologischen Karte 1:25 000 der Lechtaler Alpen von Ampferer (1932) basierte. Leider reicht diese Karte für tektonische Deutungen nicht aus. Wir legen daher im folgenden die Ergebnisse unserer Untersuchungen vor, der Deutschen Forschungsgemeinschaft möchten wir an dieser Stelle für ihre Unterstützung danken.

Die folgenden Ausführungen befassen sich mit dem etwa dreieckig umgrenzten Devon-Karbon-Komplex nördlich der oberen Lahn bei Buchenau. Dieses Gebiet liegt am NO-Ende der Dillmulde und sinkt nach Osten unter das Perm der Hessischen Straße ab. Im Sinne der von W. Kegel (1934) gegebenen tektonischen Gliederung der Dillmulde handelt es sich speziell um die nordöstlichen Ausläufer der "Eisemröther Schuppe". Diese grenzt im Westen des Untersuchungsgebietes entlang einer SW-NO streichenden Überschiebung gegen die Kulmmulde von Kombach-Engelbach, den NO-Teil der "Herborner Kulmmulde" Kegels. Die stratigraphischen und tektonischen Aufnahmen bei Buchenau sind gedacht als Grundlage für Untersuchungen über die Beziehungen zwischen Tektonik und Vulkanismus während des devonisch-unterkarbonischen Geosynklinalstadiums der Dillmulde, und zwar in Fortsetzung ähnlicher Arbeiten im Schleizer Trog des ostthüringischen Variszikums (Schönenberg, 1951). Die großmaßstäbliche Kartierung ergab zunächst weitgehende Gliederungsmöglichkeiten des Oberdevons und damit seinen stratigraphischen Anschluß an das besser bekannte und gegliederte Oberdevon bei Biedenkopf-Laasphe. Auf dieser stratigraphischen Basis wiederum ließen sich einerseits die bretonischen Vertikalbewegungen im höheren Oberdevon nicht nur qualitativ, sondern bis zu einem gewissen Grade auch quantitativ erfassen und in Beziehung zum Deckdiabas-Vulkanismus setzen, andererseits konnte die Faltungs- und Überschiebungstektonik bis in wesentliche Einzelheiten geklärt werden. Die Spezialaufnahme des Buchenauer Gebietes hat manche Ergebnisse gezeitigt, die unsere bisherigen Kenntnisse (Bl. Buchenau der geologischen Karte von Preußen, aufgenommen durch C. W. Correns und Th. Schmierer, 1934) über diesen kleinen aber wichtigen Ausschnitt des ostrheinischen Schiefergebirges in wesentlichen Zügen erweitern und modifizieren. Darüber hinaus zeichnen sich gewisse Richtlinien ab, denen die im Gange befindlichen Untersuchungen über Tektonik und Vulkanismus im Geosynklinalstadium der Dillmulde nachzugehen haben.

Das Teilprojekt hatte 1972 seinen Ausgang genommen von der Frage der Beziehungen zwischen der im wesentlichen tektonisch bedingten Schaffung, Veränderung und Verlagerung mariner Lebensräume und ihrer Ausnutzung durch die Organismen. Im Laufe der Jahre 1973 bis 1980 wurde dieser Frage am Beispiel der variszischen Geosynklinal-Entwicklung des Kantabrischen Gebirges (Nordspanien) nachgegangen. Das Forschungsziel des Teilprojektes war und ist "ein palökologisch untermauertes Modell für die Entwicklung eines Geosynklinalraumes bis in die Orogenese hinein" (Kullmann & Schönenberg, 1975). In diesem Sinne wurde bisher von unserer Arbeitsgruppe der Zeitraum Givet/Frasne bis Westfal untersucht, Unterdevon bis Eifel sind in Angriff genommen.

Die seit etwa 6 Jahren laufenden Untersuchungen betrafen zunächst nur das Oberdevon, das in der nordöstlichen Dillmulde rein schieferig-sandig ausgebildet ist. Starke Mächtigkeitsschwankungen des Oberdevons im Streichen der Dillmulde führten zu der Annahme von NW—SE verlaufenden Querschwellen und dazwischen liegenden Spezialbecken, die bei ± rundlichem Umriß Durchmesser von etwa 8 km haben (Schönenberg 1956). Diese Untersuchungen sind in den letzten 4 Jahren im Rahmen von Doktorarbeiten unter folgenden Gesichtspunkten fortgeführt und erweitert worden: 1. Durch umfangreiche Kartierungen 1: 10000 und spezielle Profilaufnahmen sollten die paläogeographischen Verhältnisse während des Oberdevons überprüft und genauer festgelegt werden (F. Stibane 1958). 2. Entsprechende Kartierungen und Aufnahmen im Mitteldevon, um zu prüfen, ob die embryonaltektonischen Elemente des Oberdevons, d. h. die Spezialbecken und -schwellen, sich in das Mitteldevon zurückverfolgen lassen (E. Klitzsch 1958). 3. Biostratigraphische Einstufung der kartierten Horizonte des Mittel- und Oberdevons, insbesondere mit Hilfe von Ostracoden und Conodonten. Die oberdevonische Becken- und Schwellenbildung wurde an einem Spezialfall, nämlich dem Bottenhorner Becken, eingehend studiert. Mit Hilfe von Ostracoden und Conodonten gelang es, die Oberdevonstufen 1—4 auszuscheiden. Nicht nur das Oberdevon als Ganzes, sondern auch die einzelnen kartierten Horizonte haben i. a. deutliche Mächtigkeitsmaxima im Beckenzentrum und dünnen gegen die Randschwellen im NE und SW aus. Fazies und Mächtigkeit des Mitteldevons entlang dem NW-Rand der Dillmulde lassen kräftige Schwankungen hauptsächlich dort erkennen, wo später im Oberdevon die das Bottenhorner Becken begrenzenden Querschwellen zu liegen kommen. Dies zeigt sich bereits von der Eifel-Stufe des Mitteldevons ab. Seit der oberen Givet-Stufe ist zu beobachten, daß sich innerhalb des Dilltroges Spezialbecken anlegen, die sich von SW nach NE fortbauen: Obere Givet-Stufe: Im SW Einsinken des Schalsteinbeckens mit dem Kerngebiet bei Dillenburg. Adorf-Stufe: Fortdauer des Schalsteinbeckens im SW und Fortbau der Senkung nach NE unter Einbeziehung des Bottenhorner Beckens. Ab Nehden-Stufe: Anlage der eingangs erwähnten oberdevonischen Spezialbecken NE des Bottenhorner Beckens. Die Schwellen, die die einzelnen Spezialbecken begrenzen, machen sich z. T. bereits in der Eifel-Stufe als Zonen erhöhter Krustenbeweglichkeit bemerkbar. Dem Fortbau der Beckenbildung von SW nach NE folgt der initiale Magmatismus: Die Masse der Givet-Schalsteine findet sich im südwestlichen Teiltrog. Die Diabas-Keratophyr-Mischtuffe der Adorf-Stufe erfassen auch das Bottenhorner Becken bis an seine nordöstliche Randschwelle. Der kulmische Deckdiabas schließlich dringt in die oberdevonischen Teilbecken bis an das NE-Ende des Dilltroges vor.