Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein / Genesis of enterolithic folds in the Thuringian Zechstein

Abstract

In the Barbarossa Cave in Thuringia, Germany, stratiform folds on a centimetre scale are found in the finely laminated layers of the Werra Anhydrite, which can be subdivided into four different structural types. The genesis of these enterolithic folds (German: Schlangengips; lit. “snake gypsum”) is still debated. In this paper we report on new field work in the cave, and we present a new model for the formation of the folded gypsum layers. Special focus was placed on the structural types that are predominantly found in the Lower Werra Anhydrite. The occurrence of these enterolithic folds was increasingly observed in the vicinity of sulphate concretions, fractures, and chicken-wire-anhydrite. Based on macroscopic, microscopic and X-ray diffraction studies as well as considerations concerning the observed deformation, we propose models for the genesis of the folded layers. In all models, the genesis of the enterolithic folds is tied to the presence of fluids. Those are either released in the form of crystal water during the early diagenetic subsidence-related transformation of gypsum into anhydrite in sulphate concretions and chicken-wire-anhydrite or the fluids are transported along fractures in the anhydrite rock. These fluids can migrate into more permeable sulphate layers and cause swelling of the layers due to an increase in volume during the phase transformation from anhydrite to gypsum. In addition to this increase in volume, sulphate phases can crystallise from sulphate-saturated fluids, which lead to a further increase in volume.

Full text

Beitr. Geol. Thüringen
N.F. 28
47 – 90, 23 Abb., 4 Tab.
Jena 2022
Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein
MONIKA DICHTL, CHRISTOPH GRÜTZNER, KAMIL USTASZEWSKI
Stichworte: Schlangengipse, Faltung, Anhydrit-Gips-Umwandlung, Zechstein, Werra-
Anhydrit
Kurzfassung
In der Barbarossahöhle finden sich in den feingeschichteten Lagen der Werra-Folge stratiform
ausgebildete Falten im Zentimeter-Maßstab, welche als Schlangengipse bezeichnet werden
und sich in vier verschiedene Gefügetypen untergliedern lassen. Die Genese dieser
Schlangengipse ist noch umstritten. In dieser Arbeit dokumentieren wir Geländearbeiten in
der Barbarossahöhle und leiten aus den Ergebnissen neue Erkenntnisse zur Entstehung dieser
Gipsformen ab. Besonderer Fokus lag auf den Gefügetypen, welche überwiegend im Unteren
Werra-Anhydrit anzutreffen sind. Ein Auftreten dieser Schlangengipse wurde verstärkt in der
Nähe von Sulfatkonkretionen, Klüften und Flaseranhydrit beobachtet. Mithilfe von
makroskopischen, mikroskopischen und röntgendiffraktometrischen Untersuchungen sowie
Betrachtungen zur Verformung wurden Genesemodelle für die gefältelten Lagen konzipiert.
Die Genese der Schlangengipse basiert in allen Modellen auf Fluiden, welche entweder bei
der frühdiagenetisch versenkungsbedingten Umwandlung von Gips zu Anhydrit in
Sulfatkonkretionen und Flaseranhydrit in Form von Kristallwasser freigesetzt oder entlang
von Klüften im Anhydritgestein transportiert werden. In permeablere Sulfatlagen können
diese Fluide migrieren und dort durch eine Volumenzunahme bei der Phasenumwandlung von
Anhydrit zu Gips eine Schwellung der Lagen hervorrufen. Zusätzlich zu dieser
Volumenzunahme können aus den sulfatgesättigten Fluide Sulfatphasen auskristallisieren,
welche zu einer weiteren Volumenzunahme führen.
Genesis of enterolithic folds in the Thuringian Zechstein
Abstract
In the Barbarossa Cave in Thuringia, Germany, stratiform folds on a centimetre scale
are found in the finely laminated layers of the Werra Anhydrite, which can be
subdivided into four different structural types. The genesis of these enterolithic folds
(German: Schlangengips; lit. “snake gypsum”) is still debated. In this paper we report
on new field work in the cave, and we present a new model for the formation of the

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folded gypsum layers. Special focus was placed on the structural types that are
predominantly found in the Lower Werra Anhydrite. The occurrence of these
enterolithic folds was increasingly observed in the vicinity of sulphate concretions,
fractures, and chicken-wire-anhydrite. Based on macroscopic, microscopic and X-ray
diffraction studies as well as considerations concerning the observed deformation, we
propose models for the genesis of the folded layers. In all models, the genesis of the
enterolithic folds is tied to the presence of fluids. Those are either released in the form
of crystal water during the early diagenetic subsidence-related transformation of
gypsum into anhydrite in sulphate concretions and chicken-wire-anhydrite or the
fluids are transported along fractures in the anhydrite rock. These fluids can migrate
into more permeable sulphate layers and cause swelling of the layers due to an
increase in volume during the phase transformation from anhydrite to gypsum. In
addition to this increase in volume, sulphate phases can crystallise from sulphate-
saturated fluids, which lead to a further increase in volume.
1. Einleitung
In der Barbarossahöhle weisen die feingeschichteten Lagen des Werra-Anhydrits
einige wenige gefaltete Lagen auf, die häufig als Schlangengipse bezeichnet werden.
Diese Lagen mit Mächtigkeiten im Zentimeterbereich treten in vier verschiedenen
Gefügetypen auf. Verschiedene Gefügetypen des Schlangengipses unterscheiden sich
neben der Geometrie vor allem durch ihr Vorkommen bzw. ihre Verteilung in der
Höhle. Die Genese dieser Gefüge ist bis heute jedoch umstritten. Es wird
angenommen, dass Schlangengipse zum Beispiel durch die frühdiagenetische
Umwandlung von primärem Gips zu Anhydrit, durch subaquatische Rutschungen oder
durch mikrobielle Aktivität entstanden sein könnten. In dieser Arbeit leisten wir einen
Beitrag, die Entstehung der Schlangengipse besser zu verstehen. Der Fokus unserer
Untersuchungen lag insbesondere auf den Schlangengipsen des Unteren Werra-
Anhydrits, welche (i) an verheilten Klüften, (ii) in der Nähe von Sulfatkonkretionen
sowie (iii) an Schichtgrenzen zum grob dolomitisch gestreiften Flaseranhydrit
beobachtet werden konnten. Schlangengipse, welche charakteristisch für den
Lamellenanhydrit des Oberen Werra-Anhydrits sind, wurden nicht näher untersucht.
Mittels verschiedener Methoden klären wir, ob ein Genesemodell der Schlangengipse
infrage kommt, welches auf der durch Umwandlung von Anhydrit zu Gips bedingten
Volumenzunahme basiert. Anhand der Untersuchungsergebnisse entwickeln wir
verbesserte Modelle zur Bildung der Schlangengipse.
Im Rahmen dieser Arbeit wurde zunächst eine ausführliche Kartierung des
Schlangengipses in der Barbarossahöhle durchgeführt (DICHTL 2022). Der
Schlangengips konnte in vier Gefügetypen untergliedert werden, wobei insbesondere
auf die stratigraphische und räumliche Verbreitung der Schlangengipse geachtet
wurde. Im Zuge der Kartierung wurden Proben genommen, die mithilfe der
Röntgendiffraktometrie auf ihren quantitativen Gips- und Anhydritgehalt analysiert
wurden. An einer der Proben wurde polarisationsmikroskopisch der Mineralbestand

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 49
und das Mikrogefüge bestimmt. Zudem wurden Berechnungen zur finiten Verformung
der Schlangengipse durchgeführt, welche mit theoretischen Berechnungen zur
Volumenzunahme durch Anhydrit/Gips-Transformation verglichen wurden.
1.1 Geologischer Überblick
Bei der Barbarossahöhle im GeoPark Kyffhäuser handelt es sich um eine
Anhydrithöhle von rund 800 m Länge (KUPETZ & & KNOLLE 2019; Abb. 1). Die
Höhle wurde im Zuge der Exploration nach Kupferschiefer und der anschließenden
touristischen Nutzung zugänglich (MERTMANN & FISCHER 2011).
Abb. 1: Lage der Barbarossahöhle im Norden Thüringens.
Die Barbarossahöhle liegt im Süden des Kyffhäusers innerhalb südfallender Abfolgen
des Zechsteins. Der Kyffhäuser bildet einen Grundgebirgsaufbruch am Nordrand der
Thüringer Mulde und stellt eine asymmetrische, NE-vergente Antiklinale mit einem
steilen Nord- und einem flachen Südschenkel dar. Im Nordosten wird der Kyffhäuser
durch die Kyffhäuser-Nordrandstörung begrenzt, welche eine in der Kreidezeit
entstandene, steil nach SSW einfallende Aufschiebung darstellt und zu den Rändern
hin in eine Flexur übergeht (MALZ & KLEY, 2012; VON EYNATTEN et al., 2019). Im

50 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
Norden des Kyffhäusers stehen Granite und metamorphes Grundgebirge an, die
diskordant von oberkarbonischen Konglomeraten und Sandsteinen einschließlich
geringmächtigem Rotliegenden überlagert werden. Darüber liegen die Formationen
des Zechsteins (WAGENBRETH & STEINER 1985). Der Werra-Anhydrit ist dabei
großflächig verkarstet, weshalb das Gebiet bei Bad Frankenhausen und Rottleben von
Verkarstungserscheinungen wie Dolinen, Erdfällen, Karren und Kuppen geprägt ist
(KUPETZ & BRUST 2008; MERTMANN & FISCHER 2011).
1.1.1 Das Zechsteinprofil der Barbarossahöhle
In der Barbarossahöhle ist das gesamte Schichtenprofil der Werra-Folge vom
Zechsteinkonglomerat bis zum Oberen Werra-Anhydrit sowie der Stinkschiefer der
Staßfurt-Folge aufgeschlossen (Abb. 2). Die Schichten fallen mit durchschnittlich
217/18 nach SW ein. Das Zechsteinkonglomerat ist als Transgressionskonglomerat
anzusprechen und im alten Betriebsstollen der Höhle anzutreffen. Scharf angrenzend
steht über dem Zechsteinkonglomerat der Kupferschiefer an, auf dem der
Zechsteinkalk als erstes Schichtglied der salinaren Abfolge der Werra-Formation
lagert. Auch diese stratigraphischen Einheiten sind lediglich im alten Betriebsstollen
zu finden (KUPETZ & KNOLLE 2019).
Die zyklische salinare Abfolge des Zechsteins bildete sich bei der Eindampfung von
abgeschnürten Meeresteilen und der damit verbundenen Konzentration der
Bestandteile. Dabei findet bei jedem Zyklus die gleiche Ausscheidungsfolge statt
(HOYNINGEN-HUENE 1957). So wurden zunächst Tonschlämme, dann Kalkschlämme,
dann Gips- und Anhydritschlämme und zuletzt Stein- und Kalisalze ausgeschieden
und abgelagert (KUPETZ & KNOLLE 2019). Die Wechsellagerung von Dolomit und
Anhydrit legt nahe, dass eine stetige und rhythmische Stoffzufuhr stattgefunden haben
muss, welche beispielsweise bei periodischen Klimaschwankungen oder durch
rhythmische Fällungen auftritt (HOYNINGEN-HUENE 1957).
Aufgrund der Sedimentationsbedingungen in Salzbecken bei Temperaturen von unter
50 °C ist eine Sulfatabscheidung mit Gips als stabiler Phase wahrscheinlich (WARREN
2006). Es ist davon auszugehen, dass das im Werra-Anhydrit vorliegende
Anhydritgestein aus primären Gipsausscheidungen entstanden ist, wobei der Beginn
der Umwandlung bereits während der frühen Diagenese erfolgte (KUPETZ & KNOLLE
2019). Die Ausfällung von Ca²+ in Form von Gips begünstigt die Ausfällung von
Dolomit durch Verschiebung des Mg/Ca-Verhältnisses (WARREN 2006).
Das Werra-Steinsalz wird in der Barbarossahöhle durch anhydritische Steinsalz-
Äquivalent vertreten, das nach Lösung des geringmächtigen Werra-Steinsalzes
zurückblieb. Über den Ablagerungen der Werra-Formation steht der Stinkschiefer der
Staßfurt-Formation an (KUPETZ & KNOLLE 2019).

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 51
Abb. 2: Feinstratigraphische Firsten-Stoß-Kartierung der Barbarossahöhle und stratigraphisches
Profil. Verändert nach KUPETZ & KNOLLE (2019).
1.1.2 Werra-Anhydrit-Gefüge
Nach JUNG (1958) kann der Werra-Anhydrit in drei Gefügetypen untergliedert
werden. Der erste Typ ist der regelmäßig eng und fein dolomitisch gestreifte Anhydrit,
der oft auch als Warven-, Linien-, Schicht-, Lamellen- oder feinschichtiger Anhydrit

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angesprochen wird. Dieses Gefüge zeigt sich in den Zonen Gamma, Epsilon und Eta
des Unteren Werra-Anhydrits (Abb. 3B) und im Oberen Perllagenanhydrit und
Lamellenanhydrit des Oberen Werra-Anhydrits (Abb. 3D). Charakteristisch für dieses
Gefüge sind gefältelte Lagen, die als Schlangengipse bezeichnet werden.
Als zweiter Typ tritt unregelmäßig weit und grob dolomitisch gestreifter Anhydrit auf,
welcher als Flaseranhydrit bezeichnet wird (Abb. 3A, C). Dieser besteht aus
unregelmäßigen Konkretionen, welche durch schwarze dünne Tonlagen voneinander
getrennt sind. Als dritter Typ wird dolomitisch gemaserter Anhydrit auch
Fetzenanhydrit genannt (JUNG 1958). Diese beiden Anhydritgefüge können den Zonen
Beta, Delta, Zeta und Theta zugeordnet werden.
DEAN et al. (1975) klassifiziert Anhydritgefüge in laminierte und konkretionäre
Anhydrite, wobei er die von JUNG (1958) definierten Flaseranhydrite ebenfalls unter
konkretionären Anhydrit einordnet. Basierend auf ihrem Aussehen wird dieses
Anhydritgefüge von DEAN et al. (1975) und BALZER (1997) auch als Maschendraht-
Anhydrit („chicken-wire anhydrite“) bezeichnet. In dieser Arbeit wird der Begriff
Flaseranhydrit verwendet.
Auf Grundlage von LANGBEIN (1987, 2001) lässt sich die Entstehung des Flaser- und
Fetzenanhydrits wie folgt zusammenfassen: Wenn sich primärer Gips in Anhydrit
umwandelt, wird Kristallwasser freigesetzt. Dies hat zur Folge, dass das zu diesem
Zeitpunkt noch plastische Gestein zu einem Kristallbrei wird, sodass bereits geringe
Krafteinträge, beispielsweise ein Erdbeben, dazu führen, dass das Schichtungsgefüge
kollabiert. Vergleiche mit rezenten Sedimentationsgebieten lassen jedoch vermuten,
dass Flaser- und Fetzenanhydrit eine andere Genese haben (BALZER 1997; WARREN
2006). Bei geringer Wasserbedeckung können Algenmatten im Sedimentbecken auf
dem Beckenboden wachsen. Durch eine höhere Verdunstungsrate bei aridem Klima
fallen diese trocken, so dass sulfatgesättigte Fluide kapillar aufsteigen und unter
oberflächennahen Bedingungen Gips in die Algenmatten kristallisiert. Dieser Vorgang
wird als evaporite pumping bezeichnet. Die Bildung von Gipskristallen verdrängt das
primäre noch plastische Ablagerungsgefüge, sodass sich unter Deformation der
Filamente der Algenmatten Flasern bilden. Das primär wellig abgelagerte Gefüge wird
dabei zerstört (BALZER 1997; WARREN 2006).
Auch Sulfatkonkretionen treten im Werra-Anhydrit auf (Abb. 3E). Die Entstehung ist
dabei diagenetischen Ursprungs: An einem Kern oder Keim beginnt der Gips-
Sediment-Schlamm unter chemischer Verdrängung von Porenwasser früh zu
zementieren und das Sediment verfestigt sich. Das Sediment in der Umgebung ist
davon jedoch nicht betroffen und wird erst durch die Überlagerung von weiterem
Sediment kompaktiert. Daher verläuft die Schichtung umlaufend um die
Sulfatkonkretion und weist durch die starke Kompaktion und den damit verbundenen
relativ höheren Gehalt an Verunreinigungen eine dunklere Färbung auf als die
Sulfatkonkretion (LANGBEIN 2001).

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 53
Ein weiteres Anhydrit-Gefüge in der Barbarossahöhle sind sogenannte Gipslappen
(Abb. 3F), welche sich infolge einer Hydratationsreaktion bilden. Aufgrund der hohen
Luftfeuchtigkeit wandelt sich Anhydrit zu Gips um und löst sich
schichtungsunabhängig planparallel zur Hohlraumkontur. Die 2-5 cm dicken Lappen
können mehrere Dezimeter Durchmesser erreichen. Bei zu hohem Eigengewicht
reißen sie von der Decke ab.
Abb. 3: Gefüge des Werra-Anhydrits in der Barbarossahöhle. A) Flaseranhydrit der Zone
zWANaζ am Stoß der Barbarossahöhle (Aufschluss 19), B) Feingeschichteter Anhydrit der
Zone zWANaη am Stoß der Barbarossahöhle (Aufschluss 19), C) Flaseranhydrit der Zone
zWANaδ an der Firste der Barbarossahöhle, in der oberen rechten Bildecke befindet sich die
Schichtgrenze zum feingeschichteten Anhydrit der Zone zWANaε (Aufschluss 22), D)
Lamellenanhydrit des Oberen Werra Anhydrit zWANb am Stoß der Barbarossahöhle
(Aufschluss 27), E) Sulfatkonkretion in der Zone zWANaε an der Firste (Aufschluss 20), F)
Gipslappen in der Zone zWANaγ an der Firste (Aufschluss 1).

54 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
1.2. Grundlagen zur Gips-Anhydrit Umwandlung und Kristallisation
1.2.1 Gips-Anhydrit-Bassanit Kristallisation
Die Kristallisation der evaporitischen Sulfatphasen Anhydrit, Bassanit und Gips ist
abhängig von der Ionenaktivität, der Temperatur, dem Druck und der Konzentration
an fremdionigen Salzen der Lauge. Die Sulfatphasen werden bei einer Übersättigung
an Ca2+ und SO42- -Ionen ausgefällt.
Anhydrit ist mit steigender Konzentration und Temperatur am schwersten löslich,
während Gips bei niedrigeren Temperaturen und Konzentrationen die stabile
Sulfatphase darstellt und ausfällt. Es kommt bei etwa 40 °C bis 42 °C zu einer
Überschneidung der beiden Löslichkeitskurven (LANGBEIN et al. 1982; Abb. 4).
Abb. 4: Idealisierte Löslichkeit von Gips und Anhydrit in Abhängigkeit von der Temperatur,
verändert nach WARREN (2006).
Bassanit wird erst bei Drücken über zwei Kilobar und bei Temperaturen von
mindestens 85 °C stabil, sodass er in den meisten geologischen Regimen lediglich
eine Übergangsphase bei der Umwandlung von Gips zu Anhydrit respektive Anhydrit
zu Gips darstellt (YAMAMOTO & KENNEDY 1969; ZANBAK & ARTHUR 1968).
Bei abnehmender Aktivität der H2O-Moleküle in der Lösung sinkt die
Übergangstemperatur, bei der eine Phasenumwandlung von Anhydrit zu Gips und
umgekehrt stattfindet (HARDIE 1967). Ein Anstieg der Salinität verursacht eine
verringerte Aktivität der H2O-Moleküle und daher eine Senkung der kritischen
Temperatur, welche für eine Umwandlung benötigt wird (ZANBAK & ARTHUR 1968).

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 55
Die Umwandlungstemperatur von Gips zu Anhydrit ist von der Versenkungstiefe und
dem Wärmefluss abhängig (Abb. 5). Ab einer Tiefe von 600 m wird Gips in Kontakt
mit salinaren Porenwässern in Anhydrit umgewandelt. Bei reinem Wasser geschieht
dies erst ab 700 m Tiefe (LANGBEIN et al. 1982).
Abb. 5: Schematische Darstellung der Tiefenabhängigkeit des Phasenübergangs Anhydrit-Gips.
Gips ist jeweils links der jeweiligen Kurven die stabile Sulfatphase, wobei von einem
offenen System mit hydrostatischem Porenfluiddruck ausgegangen wird, verändert nach
LANGBEIN et al. (1982).
1.2.2 Volumenänderung bei der Gips-Anhydrit Umwandlung
Die Umwandlung von Gips zu Anhydrit und umgekehrt verursacht eine
Volumenänderung zwischen der ursprünglichen und resultierenden Phase, bei der sich
die Kristallstruktur der beiden Sulfate ändert. Daher werden Berechnungen zur
Volumenänderung auf die molaren Volumina von Gips, Anhydrit und Wasser
bezogen. Hierbei muss zwischen einem geschlossenen und einem offenen System
unterschieden werden. Bei einem geschlossenen System befindet sich vor und nach
der Umwandlung die gleiche Menge Wasser im System. In einem offenen System
hingegen kann Wasser bei der Hydratation von außen in das System gelangen und bei
einer Dehydratation das System wieder verlassen. Nach theoretischen Berechnungen
kommt es bei einer vollständigen Umwandlung von Anhydrit zu Gips in einem
offenen System zu einer Volumenzunahme von 62,6%, während diese in
geschlossenen Systemen -9,0% beträgt. Bei einer Dehydratation ändert sich das
Volumen in einem offenen System um -38,5%. In geschlossenen Systemen nimmt das
Volumen um 9,9% zu (ZANBAK & ARTHUR 1968; Abb. 6).

56 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
Berechnungen von ZANBAK & ARTHUR (1968) zufolge ist ein Schwellen von
Anhydrit auch in hohen Versenkungstiefen möglich. Bei einem angenommenen E-
Modul von 60 GPa und einer Poissonzahl von 0,4 müsste ein hydrostatischer Druck
von 52,8 GPa herrschen, um das Schwellen von Anhydrit vollständig zu unterdrücken.
Eine zusätzliche laterale Begrenzung des Anhydrits durch das Umgebungsgestein
erhöht diesen notwendigen Druck auf 80,5 GPa. Da solche Drücke in geologischen
Systemen nicht auftreten können, kann auch in großen Versenkungstiefen eine
Volumenzunahme bei der Umwandlung von Anhydrit zu Gips stattfinden.
Abb. 6: Theoretische Volumenänderung bei der Hydratation von Anhydrit in Gips sowie bei der
Dehydratation von Gips zu Anhydrit in offenen (links) und geschlossenen Systemen (rechts)
mit der Annahme einer vollständigen Umwandlung (verändert nach ZANBAK & ARTHUR,
1968).

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 57
1.3. Bisherige Theorien zur Entstehung des Schlangengipses
Das Phänomen der Schlangengipse wurde bereits häufig in der Literatur beschrieben.
Dabei ist insbesondere die Genese ein diskutiertes Thema. Bereits SENFT (1876)
versuchte die Entstehung der Gekrösefalten durch Kohlensäure und
Schwefelwasserstoff zu erklären, die sich bedingt durch Feuchtigkeit und Sauerstoff
aus den bituminösen Lagen des Anhydrits bilden sollen. Diese Theorie wurde jedoch
nicht weiter fortgeführt. Stattdessen vermutete unter anderem HERTHUM (1886), dass
die Schwellung von primärem Anhydrit durch Oberflächenwässer die Ursache für die
Schlangengipse darstellt. Ebenso entwickelte er die Theorie, dass es sich bei den
Fältelungen um Wellenrippeln handeln könnte.
VON GAERTNER (1932) lehnte die Schwellungstheorie erstmals ab, bei der vermutet
wird, dass sich Falten infolge der Volumenzunahme bei der Umwandlung von
Anhydrit zu Gips bilden. Als Grund für Ablehnung dieser Theorie führte VON
GAERTNER (1932) auf, dass die Fältelungen ebenfalls im Anhydrit zu beobachten sind.
LOTZE (1957) unterstützt die These, dass die Schlangengipse nicht durch Schwellung
entstanden sein können, da „die Einengung übermäßig stark, die „Vergenz“ und das
Streichen der Fältchen zu einheitlich, [und] das Auftreten relativ selten ist“ (LOTZE
1957). Hinsichtlich der Einengung bezieht sich LOTZE (1957) auf eine von MOYE
(1906) aufgestellte Annahme, dass sich eine Anhydritstange von 1 cm Länge auf bis
zu 1,174 cm ausdehnt.
Auch LANGBEIN (2001) hält die Schwellfältelung für falsch, führt jedoch die
Umwandlung von primärem Gips in Anhydrit als Ursache für die Entstehung der
Schlangengipse auf. Hierbei wird Kristallwasser freigesetzt, welches aufgrund des
fehlenden Porenraums nicht entweichen kann, sodass sich ein interner Druck aufbaut.
Dieser führt dazu, dass das Gestein fluidähnliche Eigenschaften erhält, wodurch sich
Fältelungen ausbilden können. Diese These vertritt ebenfalls HOYNINGEN-HUENE
(1957). Unter anderem RICHTER-BERNBURG (1955) und VON GAERTNER (1932)
interpretieren die Schlangengipse als subaquatische Rutschungen.
Ähnliche Strukturen können beispielsweise in der Saline-di-Volterra-Formation der
italienischen Toskana, im Ebro Becken und im Madrid Becken in Spanien sowie in
der Castile-Formation des Delaware Beckens in New Mexico und dem Salt Flat
Graben in West Texas beobachtet werden (ESCAVY & HERRERO 2019). Im Ebro-
Becken in Spanien wurden Fältelungen untersucht, welche stark an die
darmzottenartigen Fältelungen in der Barbarossahöhle erinnern. ESCAVY & HERRERO
(2019) interpretieren diese als mikrobiell verursachte sedimentäre Strukturen. Dabei
lagerten sich im Flachwasser mikrobielle Matten ab, die sich elastisch verhalten und
so bei starkem Wind gefaltet wurden. Durch das Ausfallen von Gips zementierten die
Lagen.

58 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
2. Methoden
2.1 Vermessung der Schlangengipse und Kartierung der Gefügetypen
Die Schlangengipse in der Barbarossahöhle wurden auf ihre Gefügetypen hin
untersucht. Zur Charakterisierung der Gefügetypen wurde die Geometrie der
Schlangengipse analysiert. Dafür wurden die Wellenlängen sowie die Höhen der
Falten ausgemessen, ebenso wie die Länge der gefalteten Schichten. Außerdem
wurden zur Berechnung der Verformung die Faltenzüge ausgemessen. Die
Klassifizierung der Anhydrittextur „Schlangengips“ basiert dabei im Wesentlichen auf
der Einteilung und Nomenklatur nach KUPETZ (1982). Die Bezeichnung
„Schlangengips" fungiert als Oberbegriff der folgenden vier Gefügetypen:
• Darmzottenartige Fältelungen
• Regelmäßige Gekrösefalten
• Unregelmäßige Gekrösefalten
• Rippelfalten
Die verschiedenen Gefügetypen des Schlangengipses wurden in den Lage- und
Höhenplan im Maßstab 1 : 250 (WITTWER 2009) eingetragen. Dabei wurden sowohl
Schlangengipse an den Stößen als auch jene an der Firste berücksichtigt. Insgesamt
wurden an 27 Stellen Vorkommen von Schlangengipsen beobachtet.
Neben der Geometrie wurden die Schlangengipse auf ihre lithologische und räumliche
Verbreitung in der Höhle hin untersucht, sodass ebenso Klüfte, Sulfatkonkretionen
und die Nähe zu Schichtgrenzen zum Flaser- und Fetzenanhydrit vermerkt wurden.
Die Einfallsrichtung und -winkel der Schichten wurden mithilfe eines Freiberger
Geologenkompasses und der App FieldMove Clino 2021 bestimmt und in der Karte
verzeichnet. Ebenso wurden der Einfallswinkel und die Einfallsrichtung der Klüfte
gemessen. Die eingemessenen Einfallsrichtung und -winkel der Schichten und Klüfte
wurden mit dem Programm Stereonet Version 11.3.0 (ALLMENDINGER 2022) in
flächengetreuen Projektionen der unteren Halbkugel dargestellt.
2.2 Probennahme
In der Höhle wurden an unterschiedlichen Lokationen insgesamt neun Proben
genommen, die polarisationsmikroskopisch sowie röntgendiffraktometrisch (XRD =
X-ray diffraction) analysiert wurden. Die Probennahmelokationen und Handstücke
sind in Tab. 1 und Abb. 7 dokumentiert. Aufschlussnummern können Abb. 10
entnommen werden.

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 59
Tab. 1: Übersicht der polarisationsmikroskopisch und pulverröntgendiffraktometrisch
untersuchten Proben. Für Aufschlussnummern siehe Abb. 10 sowie in Tab. 3.
Proben-
bezeichnung
(+Aufschluss-
Nr.)
Strati-
graphische
Einheit
Art des
Schlangen-
gipses
Analysen-
methode
Beschreibung
MD22-1 (25)
zWANaγ
regelmäßige
Gekrösefalten
Polarisations-
mikroskopie
gefältelte helle sulfatische
und dunklere
dolomitische Lagen
MD22-1S (27)
zWANb
darmzotten-
artige Fältelung
XRD
gefältelte helle sulfatische
Lage, Gipslappen
MD22-1M (27)
zWANb
/
XRD
unverfaltete
feingeschichtete
Wechsellagerung aus
dunkleren dolomitischen
und helleren sulfatischen
Lagen, Gipslappen
MD22-2S (4)
zWANaγ
regelmäßige
Gekrösefalten
XRD
gefältelte helle sulfatische
Lage, gleiche Probe
MD22-1, relativ kompakt
MD22-2M (4)
zWANaγ
/
XRD
unverfaltete
feingeschichtete
Wechsellagerung aus
dunkleren dolomitischen
und hellen sulfatischen
Lagen, gleiche Probe wie
MD22-1, relativ kompakt
MD22-3M (23)
zWANaε
/
XRD
unverfaltete
feingeschichtete
Wechsellagerung aus
dunkleren dolomitischen
und hellen sulfatischen
Lagen, feuchter Fleck
MD22-4S (1)
zWANaγ
regelmäßige
Gekrösefalten/
darmzottenarti-
ge Fältelung
XRD
gefältelte helle sulfatische
Lage, Gipslappen
MD22-4M (1)
zWANaγ
/
XRD
unverfaltete
feingeschichtete
Wechsellagerung aus
dunkleren dolomitischen
und hellen sulfatischen
Lagen, Gipslappen
MD22-1K (1)
zWANaγ
/
XRD
Kluft: grobkristallin grau,
Gipslappen
MD22-5S (5)
zWANaγ
regelmäßige
Gekrösefalten
XRD
gefältelte helle sulfatische
Lage, Gipslappen

60 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
MD22-5M (5)
zWANaγ
/
XRD
unverfaltete
feingeschichtete
Wechsellagerung aus
dunkleren dolomitischen
und hellen sulfatischen
Lagen, Gipslappen
MD22-6S (15)
zWANaγ
regelmäßige
Gekrösefalten
XRD
gefältelte helle sulfatische
Lage, relativ kompakt
MD22-6M (15)
zWANaγ
/
XRD
unverfaltete
feingeschichtete
Wechsellagerung aus
dunkleren dolomitischen
und hellen sulfatischen
Lagen
MD22-7S (9)
zWANaγ
regelmäßige
Gekrösefalten
XRD
gefältelte helle sulfatische
Lage, relativ kompakt
MD22-7M (9)
zWANaγ
/
XRD
unverfaltete
feingeschichtete
Wechsellagerung aus
dunkleren dolomitischen
und hellen sulfatischen
Lagen
2.3 Polarisationsmikroskopie
Für eine genauere Analyse der mineralogischen Zusammensetzung und des
Mikrogefüges der Handstücke wurde eine Probe polarisationsmikroskopisch
untersucht. Dazu wurde ein Dünnschliff angefertigt. Die einzelnen Mineralphasen
konnten anhand ihrer optischen Eigenschaften im Polarisationsmikroskop bestimmt
werden. Hierfür wurden mineralspezifische Parameter wie die Eigenfarbe im Hellfeld
und die Höhe der Doppelbrechung unter gekreuzten Polarisatoren herangezogen. Zur
Beschreibung des Mikrogefüges wurde auf BALZER (1997) zurückgegriffen.
2.4. Röntgendiffraktometrie (XRD)
Zur qualitativen und semi-quantitativen Bestimmung der Mineralzusammensetzung
des Schlangengipses, der umliegenden unverfalteten Schichten sowie einer Kluft
wurde die Röntgendiffraktometrie angewendet. Für die Probenpräparation wurde die
Verwitterungsschicht entfernt. Da die gefältelten Lagen sowie die unverfalteten hellen
und dunkleren Lagen einzeln untersucht werden sollen, mussten diese sorgfältig
herauspräpariert werden, um anschließend in einem Achatmörser analysefein
zerkleinert zu werden. Es wurden insgesamt sieben Handstücke ausgewählt, von
denen zwei einfach und fünf doppelt beprobt wurden. Die Untersuchungen wurden
mittels eines Diffraktometers D8 Advance der Firma Bruker AXS in der Bragg-
Brentano Geometrie durchgeführt. Die Proben wurden mit einer Cu-Kα-Röhre
(1,54060 Å) bei einem Kathodenstrom von 40 mA und einer Beschleunigungs-
spannung von 40 kV abgefahren. Die Durchführung erfolgte über einen Bereich der

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 61
Brechungswinkel 2Θ = 5° bis 90° mit einer Schrittweite von ∆2Θ = 0,02° und einer
Messzeit je 0,75 s. Mithilfe eines Ni-Filters wird die Cu-Kβ-Strahlung unterdrückt.
Die Phasenanalyse der gewonnen Pulverdiffraktometrie erfolgte qualitativ sowie
semi-quantitativ mit der Auswertungssoftware Diffrac.EVA Version 5.5 von Bruker.
Abb. 7: Pulverröntgendiffraktometrisch (A-G) und polarisationsmikroskopisch (H) untersuchte
Handstücke der Proben. Die Proben zur Röntgendiffraktometrie wurden dabei nicht
oberflächlich genommen, sondern unterhalb der Verwitterungsschicht jeweils aus der Mitte
der Handstücke.

62 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
2.5 Berechnungen zur Verformung
Da eine Verformung der Schlangengipslagen aufgrund von Volumenzunahme bei der
Umwandlung von Anhydrit zu Gips in Betracht gezogen wird, sollen die laterale
Ausdehnung k sowie der Ausdehnungskoeffizient 1+k der Gipslagen in horizontaler
Richtung bestimmt werden. Dabei wird angenommen, dass sich bei der
Volumenzunahme die Sulfatlage bei gleichbleibender seitlicher Begrenzung ausdehnt
und sich daher Falten ausbilden. Bei der Bestimmung der Verformung wurde
zwischen den vier Gefügetypen des Schlangengipses unterschieden.
Für die Bestimmung der Verformung in horizontaler Richtung wurde zunächst die
laterale Ausdehnung von gefältelten Lagen (l) sowie deren Ausdehnung im entfalteten
Zustand gegenübergestellt (l*) (Abb. 8).
Abb. 8: Schematische Darstellung der sulfatischen Lage in ihrer ursprünglichen Länge l0, im
gefältelten Zustand l sowie im nachträglich entfalteten Zustand l*.
Mithilfe der gemessenen und bestimmten Parameter wurde die laterale Ausdehnung k
und der Ausdehnungskoeffizient 1+k in horizontaler Richtung wie folgt berechnet:
𝒌 = 𝒍∗
𝒍− 𝟏 → 𝟏 + 𝒌 = 𝒍∗
𝒍
3. Ergebnisse
3.1 Gefügetypen des Schlangengipses
Repräsentative Beispiele für die vier verschiedenen kartierten Gefügetypen werden in
Abb. 9 gezeigt. Im Folgenden gehen wir detailliert auf die einzelnen kartierten
Gefügetypen ein.
3.1.1 Darmzottenartige Fältelungen
Darmzottenartige Fältelungen finden sich im Oberen Perllagenanhydrit des Oberen
Werra-Anhydrits (zWANb) sowie im Anhydrit der Zonen Gamma und Epsilon des
Unteren Werra-Anhydrits (zWANaγ und zWANaε). Es handelt sich dabei um bis zu
12 mm mächtige, reinweiße Gipslagen, welche stratiform, an Darmzotten erinnernd,
zweidimensional eingeengt sind. Die doppelte Amplitude der Falten beträgt 3-6 cm.
Im schichtparallelen Anschnitt erinnern die Gipslagen an die Furchen und Rillen der
Hirnoberfläche mit ovalen bis rundlichen Beulen. Senkrecht zur Schichtung bildet der

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 63
Gips Falten mit Wellenlängen von etwa 2-3 cm aus. Dabei handelt es sich teilweise
um Isoklinalfalten. Bereits wenige Zentimeter von den Fältelungen entfernte
Gipslagen liegen teilweise unverfaltet vor. In den umliegenden Schichten treten
jedoch ebenso weitere darmzottenartige Fältelungen auf, die deutlich geringere Höhen
von 0,5-3 cm und Mächtigkeiten von einigen wenigen Millimetern aufweisen (Abb.
9A, B). Auffällig ist, dass die darmzottenartigen Fältelungen überwiegend an Klüften
auftreten, bisweilen auch an Flaseranhydrit.
3.1.2 Regelmäßige Gekrösefalten
Schlangengipse des Gefügetyps der regelmäßigen Gekrösefalten sind in den Zonen
Gamma (zWANaγ), Eta (zWANaη) und Epsilon (zWANaε) vertreten. Ähnlich wie die
darmzottenartigen Fältelungen finden sie sich meist in unmittelbarer Nähe von
Klüften, an Anhydritknollen und in der Nähe von Flaseranhydrit. Die Einengung kann
über bis zu 2 m Länge verfolgt werden und betrifft mehrere 0,1 bis 0,8 cm mächtige,
parallele weiße Gipslagen.
Häufig nimmt die Mächtigkeit der regelmäßigen Gekrösefaltung von oben nach unten
ab, wobei die Schichtmächtigkeiten innerhalb einer Lage annähernd konstant bleiben.
Durchschnittlich weisen die Fältelungen eine Höhe (entspricht der doppelten
Amplitude) von 1,5 cm auf. Die regelmäßigen Gekrösefalten lassen sich zumeist als
sinusförmige Faltenzüge beschreiben. Die Falten sind dabei meist aufrecht, manchmal
sind wechselnde Vergenzen zu beobachten. Es treten zudem an Kofferfalten
erinnernde Strukturen auf. Selten sind diese überkippt. Es wurden Wellenlängen von
0,3-3,5 cm beobachtet. Überwiegend handelt es sich bei den regelmäßigen
Gekrösefalten um disharmonische Falten, nur an wenigen Stellen sind zwei, selten
drei Lagen harmonisch gefaltet (Abb. 9C).
3.1.3 Unregelmäßige Gekrösefalten
Schlangengipse vom Typ der unregelmäßigen Gekrösefalten können der
Liegendgrenze der Zone Zeta und der Hangendgrenze der Zone Epsilon des Unteren
Werra-Anhydrits zugeordnet werden. Sie sind an der Grenze des weit und grob
gestreiften Anhydrits (Flaseranhydrit) zu beobachten. Die Gekrösefalten treten als
einzelne etwa 10 cm lange und etwa 2-3 mm mächtige gefältelte Lagen auf.
Ebenso wie die regelmäßigen Gekrösefalten weisen die Lagen keine
Mächtigkeitsänderungen der Schichten auf. Die Gekrösefalten erreichen eine
maximale Amplitude von 2 cm und sind disharmonisch gefaltet. Zu den Seiten hin
nehmen die Amplituden ab, bis sie anschließend vollständig ausklingen. Es treten
Wellenlängen von 0,3 bis 3,5 cm auf. Der Verlauf der Faltenachsen konnte nicht
nachgewiesen werden (Abb. 9D).

64 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
3.1.4 Rippelfalten
Rippelfalten werden nur im Lamellenanhydrit des Oberen Werra-Anhydrits
angetroffen. Anzumerken ist dabei, dass die Rippeln im oberen Bereich des
Lamellenanhydrits deutlich häufiger vertreten sind als in den untersten Lagen. Ebenso
wie die regelmäßigen und unregelmäßigen Gekrösefalten sind die Rippelfalten
eindimensional eingeengt. Dabei sind 3-15 übereinanderliegende feingeschichtete
Lagen gefaltet.
Die laterale Ausdehnung dieser Falten beträgt dabei bis zu zwei Meter. Sie weisen
Amplituden von 1-6 mm auf. Die Mächtigkeit der Lagen bewegt sich in einem
Bereich von 0,5-2 mm. Es können Wellenlängen von 0,8 bis 3,6 cm auftreten. Die
Lagen in der Mitte eines gefältelten Pakets sind häufig sinusförmig gefaltet. Die
Faltenachsen der Rippelfalten sind in den meisten Bereichen geradlinig und fächern
leicht auf. An manchen Stellen sind die Faltenachsen jedoch auch konzentrisch
gekrümmt, wobei dies vermutlich auf wenige Lagen des Lamellenanhydrits
beschränkt ist (Abb. 9E, F).
Abb. 9: Vier Gefügetypen des Schlangengipses: A) Darmzottenartige Fältelungen mit ovalen
Faltenachsen (Aufschluss 9), B) Darmzottenartige Fältelungen (Aufschluss 16), C)
Regelmäßige Gekrösefalten (Aufschluss 1), D) Unregelmäßige Gekrösefalten (Aufschluss
23), E) Rippelfalten (Aufschluss 27), F) Rippelfalten mit zylindrisch gekrümmten
Faltenachsen (Aufschluss 25). Bei A) und F) handelt es sich um eine Schrägansicht von
unten.

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 65
Tab. 2: Übersichtstabelle zu den vier Gefügetypen des Schlangengipses. Vorkommen in der
Nähe von 1 = Klüften, 2 = Flaseranhydrit, 3 = Sulfatkonkretionen.
Gefügetyp
Darmzotten-
artige
Fältelungen
(Abb. 9A, B)
Regelmäßige
Gekrösefalten
(Abb. 9C)
Unregelmäßige
Gekrösefalten
(Abb. 9D)
Rippelfalten
(Abb. 9E, F)
Mächtigkeit der
Lagen [mm]
2-12
1-8
2-3
0,5-2
Durchschnitt-
liche Wellen-
länge [cm]
2-3
0,3-3,5
0,3-3,5
0,8-3,6
Durchschnitt-
liche Höhe der
Welle (doppelte
Amplitude) [cm]
3-6
1,5
0,1-4
0,2-1,2
Vertikale
Ausdehnung
[cm]
mehrere Lagen
mehrere Lagen
einzelne Lage
bis zu 15 Lagen
Laterale
Ausdehnung
[cm]
10-60, 3000
(Einzelfall)
bis 200
5-15
bis 200
Geometrie der
Faltenachse
Oval
zylindrisch
unbekannt
zylindrisch bis
konzentrisch
gekrümmt
Vorkommen
zWANaγ,
zWANaε,
zWANb
1 und 2
zWANaγ,
zWANaη,
zWANaε
1,2 und 3
zWANaε
2 und 3
zWANb

66 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
3.2 Kartierung und Geländebeobachtungen in der Barbarossahöhle
3.2.1 Kartierung
In der Barbarossahöhle wurden 27 Vorkommen von Schlangengipsen kartiert (Abb.
10 und Tab. 3). Insgesamt sind diese nur im feingestreiften homogenen Anhydrit zu
verzeichnen, in Zonen mit Flaseranhydrit sind Schlangengipse nur bei Einschaltung
von feineren Lagen zu finden.
Abb. 10: Verbreitung des Schlangengipses in der Barbarossahöhle mit Aufschlussnummern
(siehe auch Tab. 3). Karte verändert nach WITTWER (2009).

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 67
Tab. 3: wichtige Aufschlüsse und ihre Eigenschaften; 1 = darmzottenartige Fältelung, 2 =
regelmäßige Gekrösefalten, 3 = unregelmäßige Gekrösefalten, 4 = Rippelfalten. Angabe der
Gefügewerte erfolgt mit Fallrichtung und Fallwinkel. Siehe Abb. 10 für die Lage der
Aufschlüsse.
Aufschluss-
Nr.
Stratigraphische
Einheit
Gefügetyp des
Schlangengipses
Gemittelte
Gefügewerte der
Schichtung
Gefügewerte der
Klüfte
1
zWANaγ
1/2
208/14
162,77, 305/45
2
zWANaγ
1
138/11
144/85, 063/87,
201/87, 177/66
3
zWANaγ
2
197/83
4
zWANaγ
2
5
zWANaγ
2
6
zWANaγ
2
7
zWANaγ
2
221/11
8
zWANaγ
2
200/22
040/88, 276/89
9
zWANaγ
1
205/18
10
zWANaγ
1
11
zWANaγ
1/2
022/64, 225/84
12
zWANaγ
3
13
zWANaγ
2
14
zWANaε/zWANaζ
3
225/24
15
zWANaε/zWANaζ
1
253/28
115/80
16
zWANaε/zWANaζ
3
17
zWANaε
2
18
zWANaη
2
19
zWANaη
2
20
zWANaε
2
346/85, 159/87
21
zWANaγ
2
276/15
344/72
22
zWANaε
2
123/88, 102/77
23
zWANaε/zWANaζ
3
24
zWANaη
2
140/81, 149/75,
319/82, 055/86,
032/81, 123/82
25
zWANb
4
222/17
26
zWANb
1
27
zWANb
4
3.2.2 Schlangengipse in der Umgebung von Klüften
Eine Korrelation der Großkluft-Kartierung mit der Verbreitung des Schlangengipses
zeigt, dass die meisten regelmäßigen Gekrösefalten nur in den Bereichen
ausgebildeten sind, in denen durch KUPETZ & MUCKE (1989) Großklüfte kartiert
wurden (Abb. 11). Lediglich bei regelmäßigen Gekrösefalten, welche jeweils an der
Basis der lithologischen Zonen Eta und Epsilon auftreten, ist die Verbreitung nicht auf
Bereiche mit Klüften begrenzt. Dies gilt ebenfalls für Schlangengipse der

68 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
Gefügetypen Rippelfalten und unregelmäßige Gekrösefalten. Bei darmzottenartigen
Fältelungen hingegen ist eine Korrelation mit den Großklüften zu beobachten.
Abb. 11: Korrelation des Schlangengips mit Großklüften, Karte verändert nach KUPETZ &
MUCKE (1989).

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 69
Neben der Korrelation von Schlangengipsen mit der Kluftkartierung von KUPETZ &
MUCKE (1989) konnte ebenfalls ein verstärktes Auftreten von Schlangengipsen der
Gefügetypen regelmäßige Gekrösefalten und darmzottenartige Fältelungen an Klüften
beobachtet werden. Da Anhydritgestein ansteht, sind die Klüfte in der
Barbarossahöhle verheilt. An den Kluftflächen ist kein Versatz zu erkennen. Die
Schlangengipse sind meistens auf die gleichen Lagen auf beiden Seiten der Klüfte
beschränkt. Einige wenige regelmäßige Gekrösefalten lassen sich an weiß verheilten
Klüften beobachten. Die meisten Klüfte, an denen Schlangengipse der beiden
Gefügetypen auftreten, sind jedoch mit grauen idiomorphen Kristallen gefüllt, deren
mineralogische Zusammensetzung wir genauer analysiert haben. Die Öffnung der
grau verfüllten Klüfte liegt im Bereich von weniger als 1 mm bis maximal 2 mm,
weshalb keine oder nur eine minimale Einengung der Schichten bedingt durch die
Öffnung der Klüfte angenommen werden kann. Die Klüfte treten zum Teil als Scharen
auf, häufig stehen die Klüfte jedoch auch im Winkel zueinander (Abb. 12).
Abb. 12: Schematische Skizze von Klüften (schwarz) an Stößen, an denen Schlangengipse
(blau) ausgebildet sind (Aufschluss 21).
Zur Ermittlung der Raumlagerung der Klüfte wurden 23 Gefügewerte genommen
(Abb. 11). Die Klüfte sind größtenteils SW-NE sowie SE-NW orientiert und haben in
der Regel ein steiles Einfallen. Die Schlangengipse treten in unmittelbarer Nähe der
Klüfte auf und erstrecken sich meist über eine Entfernung von 20 bis 90 cm von den
Klüften, selten sind Lagen auch über einen Bereich von bis zu 2 m hinweg gefältelt.
Die durchschnittliche, von der Kluft aus gemessene seitliche Ausdehnung beträgt 35,5
cm (Abb. 13).
Abb. 13: Seitliche Ausbreitung von Schlangengipsen ausgehend von Klüften. Schlangengipse
treten verstärkt in einem seitlichen Bereich von 10-45 cm auf, die durchschnittliche seitliche
Ausbreitung beträgt 35,5 cm.

70 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
3.2.3 Schlangengipse in der Umgebung von Flaseranhydrit und Sulfat-
konkretionen
Bei der Kartierung konnte ein gehäuftes Auftreten von unregelmäßigen und
regelmäßigen Gekrösefalten sowie darmzottenartigen Fältelungen entlang von
Schichtgrenzen von feingeschichtetem zu flaserigem Anhydrit-Dolomit-Gefüge
festgestellt werden. Die Schlangengipse lassen sich an den Übergängen von Zone ε zu
Zone ζ, von Zone ε zu Zone δ sowie von Zone η zu ζ beobachten (Abb. 14A).
Abb. 14: Skizze von Schlangengipsen: A) entlang der Schichtgrenze der Zone η und Zone ζ des
Unteren Werra-Anhydrits am Stoß der Barbarossahöhle (Aufschluss 19), B) im Zwickel des
unregelmäßig weit und grob gestreiften Anhydrit der Zone ζ des Unteren Werra-Anhydrits
am Stoß der Barbarossahöhle (Aufschluss 22), C) entlang einer Sulfatkonkretion im
Lamellenanhydrit zWANb des Oberen Werra-Anhydrits am Stoß der Barbarossahöhle
(Aufschluss 27).

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 71
Häufig wirkt das Gestein in jenen Bereichen, welche von Schlangengipsen betroffen
sind, dunkler als das Umgebungsgestein. Teilweise sind feingeschichtete Laminae
aufgewölbt. Die Fältelungen treten dabei verstärkt in einem Abstand von wenigen
Millimetern bis Zentimetern, teils auch Dezimetern zur Schichtgrenze auf. Es ist keine
Einengung der Schichten zu beobachten, welche durch Flaseranhydrit hervorgerufen
sein könnte. An manchen Stellen treten ebenfalls Schlangengipse in Zwickeln des
unregelmäßig weit und grob gestreiften Anhydrits der Zone ζ am Übergang zum
feingeschichteten Anhydrit auf (Abb. 14B). Auch an Sulfatkonkretionen sind
Schlangengipse der Gefügetypen regelmäßige und unregelmäßige Gekrösefalten zu
beobachten (Abb. 14C). Ähnlich wie an der Schichtgrenze zum Flaseranhydrit treten
gefältelte Lagen vorzugsweise wenige Millimeter bis Zentimeter von der Konkretion
entfernt auf. Auffällig ist dabei, dass Schlangengipse an Sulfatkonkretionen auch im
Lamellenanhydrit des Oberen Werra-Anhydrits (zWANb) auftreten, wo sonst nur
Rippelfalten ausgebildet sind.
3.2.4 Schlangengipse ohne erkennbare Ursache
In der Barbarossahöhle finden sich zudem darmzottenartige Fältelungen, welche über
etwa 30 m hinweg durchgängig ausgebildet sind. Diese finden sich an Aufschluss 27
(Abb. 10), der im Zuge eines Verbruchs und partieller Erdfallbildung entstand. Hier
finden sich weder Klüfte noch Konkretionen, die mit dem Schlangengipsvorkommen
in Verbindung stehen.
3.3. Petrographie und Mikrogefüge regelmäßiger Gekrösefalten
Im Folgenden dokumentieren wir die detaillierte Analyse ausgewählter Proben aus der
Barbarossahöhle. Probe MD22-1 stammt aus einem Verbruch und ist ein
Schlangengips des Gefügetyps der regelmäßigen Gekrösefalten im Unteren Werra-
Anhydrit der Zone zWANaγ (Abb. 16). Die Probe wurde an Aufschluss 4 genommen
(Abb. 11). Das Handstück ist parallel zur Faltenachse orientiert. Deutlich ist eine
engständig dolomitisch-sulfatische Lamination zu erkennen, deren Laminae eine
Mächtigkeit von maximal 2 mm aufweisen. Unregelmäßig verteilt treten anhydritische
Konkretionen auf, die 1 mm Ausdehnung nicht übersteigen (Abb. 7).
Das Gestein besteht aus den Sulfaten Gips, Bassanit und Anhydrit sowie aus
bituminösem Dolomit. Ebenso wie bei der makroskopischen Betrachtung fällt im
Dünnschliff eine intakte Lamination ins Auge (Abb. 15). Im Hellfeld sind
kleinmaßstäblich gefältelte Lagen zu erkennen.
Die im Handstück auffallenden weißen sulfatischen Lagen lassen sich mikroskopisch
hauptsächlich als Anhydrit und Gips ansprechen. Anhydrit ist dabei durch seine
höhere Licht- und Doppelbrechung von Gips zu unterscheiden. Mit 70 Vol.-% bildet
Anhydrit den größten Anteil, während Gips mit 30 Volumenprozent den geringeren
Teil ausmacht. Die Volumenprozente variieren dabei innerhalb des Schliffes.

72 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
Einige Anhydritkristalle weisen an ihren Rändern randliche Umwandlungssäume zu
Bassanit auf (Abb. 16). Dieser ist durch seine blassgelben Interferenzfarben und sein
schwächeres Relief von Anhydrit zu unterscheiden. Die Umwandlung findet dabei
entlang der Kristallränder anisotrop statt, die Ausbildung der Umwandlungssäume ist
jedoch von Kristall zu Kristall verschieden.
Abb. 15: Foto des Dünnschliffs MD22-1 im Hellfeld. Die dunkleren bituminösen Laminae sind
von Dolomit-dominiert, während sich die helleren Lagen nur aus den Sulfaten Gips, Bassanit
und Anhydrit zusammensetzen. Die Lagen sind gefältelt. Siehe Abb. 16-18 für Details.
Abb. 16: Ausschnitt des Dünnschliffs MD22-1: Anhydrit-Bassanit-Gips Gefüge unter
gekreuzten Polarisatoren (links) und im Hellfeld (rechts). Anhydritkristalle weisen
Umwandlungsränder zu Bassanit auf. Die Umwandlung verhält sich entlang der
Kristallränder anisotrop.

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 73
Das Anhydritgefüge zeigt sich in Form von meist richtungslos isometrischen bis
seltener idiomorph tafeligen Kristallen mit Korndurchmessern zwischen 0,02-0,6 mm.
An der oberen und unteren Grenze der einzelnen Lagen sind die Kristalle jedoch
teilweise senkrecht zur Schichtung ausgerichtet. Im inneren Bereich der Lagen weisen
die Anhydritkristalle keine Vorzugsrichtung auf. Die Kristalle zeigen gerade
verlaufende Spaltbarkeitsflächen. Auffällig ist, dass der Anhydrit am linken und
rechten Rand des Dünnschliffs weniger Umwandlungsränder zu Bassanit aufweist als
die Anhydritkristalle in der Mitte des Schliffs.
Die Gipskristalle sind in den makroskopisch helleren Lagen idiomorph leistenförmig-
tafelig ausgebildet und mit 0,02-1,20 mm Korndurchmesser deutlich größer als die
Kristalle des Anhydrits. Teilweise treten Zwillinge auf. Besonders große Körner
zeigen senkrecht zu ihrer Längsachse Spaltflächen auf. An manchen Stellen sind die
Gipskristalle eingeregelt und bilden kleine Fältchen. Insbesondere in der Mitte des
Schliffes liegen die makroskopisch erkennbaren anhydritischen Konkretionen als
Ausbrüche vor. Entlang dieser Konkretionen verlaufen die eingeregelten Gipskristalle
faltenartig (Abb. 17).
Die dolomitischen, dunkleren Lagen im Handstück bestehen aus granularem
bituminösem Dolomit, in dem idiomorphe, leistenförmig-tafelige Gipskristalle
eingeschaltet sind. Diese bilden durch ihre Anordnung kleine Fältchen.
Abb. 17: Ausschnitt des Dünnschliffs MD22-1: Gips-Anhydrit-Bassanit-Dolomit-Gefüge unter
gekreuzten Polarisatoren (links) und im Hellfeld (rechts). Die Gipsleisten verlaufen entlang
einer vermuteten Konkretion, welche im Dünnschliff lediglich als Ausbruch erkennbar ist.
Teilweise weisen die Kristalle Spaltflächen auf.
Die Gipskristalle sind mit einem Korndurchmesser von 0,5 mm deutlich größer als die
Dolomitkristalle. Anhydrit ist mit etwa 30 Vol.-% nur wenig vertreten und genauso
wie die Gipskristalle fluidal eingeregelt. Ebenso wie in den dominant sulfatischen
Lagen weisen die Kristalle Spaltflächen auf (Abb. 18). Im gesamten Schliff ist
Drucklösung zu beobachten.

74 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
Abb. 18: Ausschnitt des Dünnschliffs MD22-1: Dolomit-Gips-Bassanit-Anhydrit-Gefüge einer
dominant dolomitischen Lamina unter gekreuzten Polarisatoren (links) und im Hellfeld
(rechts). Im unteren Bildabschnitt sind Gipsleisten fluidal zu einer Falte orientiert. Gips- und
Anhydrit sind teils poikilitisch um Dolomit kristallisiert.
An den Rändern des Dünnschliffs ist xenomorpher, mosaikartiger Gips ausgebildet, in
den reliktisch leistenförmig-tafelige und isometrische Gips- und Anhydritkristalle
eingeschaltet sind. Die mosaikartigen Gipskristalle scheinen das Gefüge sekundär
gestört zu haben. Lediglich die granularen Dolomitkristalle deuten auf die
ursprüngliche Lamination des Handstücks hin. Die xenomorph kristallisierten
Gipskristalle dringen zudem randlich in die dolomitischen Lagen des Gesteins ein und
bilden dort poikilitischen Gipszement.
3.4 Röntgendiffraktometrie (XRD)
Zusätzlich zur Anfertigung von Dünnschliffen wurden 14 Proben mithilfe von
Röntgendiffraktometrie auf ihre Phasenzusammensetzung untersucht, um qualitativ
den Gips- und Anhydritgehalt verschiedener Bereiche im Handstück zu bestimmen.
Von sechs Handstücken wurden je zwei Pulverproben hergestellt: Jeweils die erste der
beiden Proben wurde aus einer gefältelten weißen Lage entnommen. Die zweite Probe
stammt jeweils aus den unverfalteten feingeschichteten Wechsellagerungen des
Handstücks. Außerdem wurde eine Pulverprobe des grau-grobkristallinen Materials
einer Kluft angefertigt, um die mineralogische Zusammensetzung der Kluft zu
messen. Ebenso wurde ein feuchter Bereich am Stoß der Höhle beprobt.
Bei den Handstücken 1 (MD22-1S und MD22-1M), 4 (MD22-4S und MD22-4M) und
5 (MD22-5S und MD22-5M) handelt es sich um heruntergefallene Gipslappen,
welche sehr porös sind. Sowohl die gefältelten Lagen als auch die Bereiche mit
planarer Wechsellagerung dieser Handstücke bestehen zu einem Großteil aus Gips
und weisen ähnlich niedrige Anhydritgehalte von maximal 2,5% auf (Abb. 19). Die
Handstücke 2 (MD22-2S und MD22-2M), 6 (MD22-6S und MD22-6M) und 7
(MD22-7S und MD22-7M) stammen aus größeren Verbrüchen und waren daher in der
Barbarossahöhle wenig rezenter Hydratation unterworfen. Sie sind vergleichsweise
kompakt, was durch die fehlende Gipslappenbildung zu erklären ist. Im Vergleich zu

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 75
den Handstücken 1, 4 und 5 weisen die unverfalteten, feingeschichteten Lagen der
Handstücke 2, 6 und 7 einen relativ hohen Anhydritgehalt von bis zu 44,3% auf. Die
gefältelten Lagen hingegen bestehen ähnlich wie die anderen Handstücke zu einem
Großteil aus Gips.
Nur ein geringer Prozentsatz des Sulfats liegt als Anhydrit vor. In Handstück 1 wurde
neben den gefältelten und unverfalteten Lagen zudem eine etwa 1 mm breite Kluft
beprobt, die mit etwa 10% einen höheren Anhydritgehalt aufweist, als die analysierten
Lagen (MD22-1S und MD22-1M). Das Material aus dem Feuchtebereich am Stoß der
Barbarossahöhle (MD22-3M) hat mit 7,6% Anhydrit und 92,4% Gips ein ähnliches
Anhydrit/Gips Verhältnis wie die verfalteten Lagen der kompakteren Handstücke.
Insgesamt sind in allen Proben Spurenphasen enthalten, die jedoch nicht genauer
bestimmt wurden.
Abb. 19: Untersuchungsergebnisse der Röntgendiffraktometrie. Dargestellt sind die
prozentualen Anteile von Gips und Anhydrit. Stratigraphische Einheiten der Handstücke: 1)
zWANb, 2) zWANaγ, 3) zWANaε, 4) zWANaγ, 5) zWANaγ, 6) zWANaγ und 7) zWANaγ.
3.5 Verformung der Schlangengipslagen
Für die Bestimmung der Verformung der Schlangengipslagen wurden die laterale
Verformung k und der Ausdehnungskoeffizient 1+k berechnet. Die Ergebnisse sind in
Tab. 4 dargestellt.
Der Ausdehnungskoeffizient der vermessenen Schlangengipslagen variiert in einem
Bereich von 1,068 (Schlangengipslage-Nr. 9) bis 3,683 (Schlangengipslage-Nr. 7).
Der durchschnittliche Ausdehnungskoeffizient beträgt 1,712.

76 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
Tab. 4: Verformung der Schlangengipse mit lateraler Ausdehnung k sowie dem Ausdehnungs-
koeffizienten 1+k in horizontaler Richtung.
Gefügetyp des
Schlangengipses
Nr. der
Schlangengips-
lage
l0 bzw.
l in
[cm]
l* in
[cm]
laterale
Ausdehnung
k
Ausdehnungs-
koeffizient 1+k
Regelmäßige
Gekrösefalten
1
14,0
30,9
1,207
2,207
2
11,9
21,1
0,773
1,773
3
15,0
34,3
1,287
2,287
4
22,1
28,7
0,299
1,299
5
21,8
30,2
0,385
1,385
6
16,6
23,5
0,416
1,416
Darmzottenartige
Fältelungen
7
41,7
153,6
2,683
3,683
8
20,3
23,5
0,158
1,158
9
42,9
45,8
0,068
1,068
10
22,5
45,5
1,022
2,022
Unregelmäßige
Gekrösefalten
11
10,4
21,9
1,106
2,106
12
9,6
11,5
0,198
1,198
4. Diskussion
4.1 Klüfte, Sulfatkonkretionen und Flaseranhydrit als Fluidquelle
Das spezifische Auftreten der Schlangengipse der Gefügetypen regelmäßige
Gekrösefalten und darmzottenartige Fältelungen in der Umgebung von Klüften (Abb.
11) lässt darauf schließen, dass eine kausale Beziehung zwischen Klüften und
Schlangengipsen vorliegt. Röntgendiffraktometrische Untersuchungen einer
Kluftfüllung ergaben, dass diese hauptsächlich aus Gips und Anhydrit bestehen, was
auf einen kluftbezogenen Fluidtransport hinweist. Es kann daher vermutet werden,
dass Klüfte Wegsamkeiten für Fluide darstellten, die so in die Schichten des
Sulfatgesteins eindringen konnten und dort die Bildung von Schlangengipsen
hervorgerufen haben. Weiterhin kann anhand des vergleichsweise hohen
Anhydritgehalts auf ein bestimmtes Druck-Temperatur Verhältnis geschlossen werden
(vgl. Abschnitt 1.2), welches zum Zeitpunkt der Kristallisation herrschte. Bei konstant
anzunehmendem atmosphärischem Druck wird Anhydrit erst ab einer Temperatur von
40 °C bis 42 °C aus einem Fluid ausgeschieden (LANGBEIN et al. 1982), sodass davon
auszugehen ist, dass zur Zeit der diagenetischen Fällung eine höhere Temperatur als
42 °C herrschte.

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 77
Ebenso besteht ein Zusammenhang zwischen dem Auftreten von regelmäßigen und
unregelmäßigen Gekrösefalten sowie darmzottenartige Fältelungen und der Nähe zu
Flaseranhydrit. Gleiches gilt für regelmäßige und unregelmäßige Gekrösefalten und
die Nähe zu Sulfatkonkretionen. Auffällig ist, dass dabei die gleichen gefältelten
Strukturen entstehen wie an Klüften, sodass ein ähnlicher Prozess für die Bildung der
Schlangengipse verantwortlich sein dürfte. Bei der mesodiagenetischen Umwandlung
von primärem Gips zu Anhydrit wird Kristallwasser frei, welches aufgrund des
Fluiddrucks in die umliegenden Schichten gelangen könnte und dort ähnlich wie an
Klüften Schlangengipse bildet.
Die Schlangengipslage im Versturzbereich der Barbarossahöhle (Aufschluss 27), bei
der kein offensichtlicher Zusammenhang mit Klüften oder Konkretionen beobachtet
werden konnte, ist möglicherweise auf eine schichtparallele Öffnung im Gestein
zurückzuführen. Diese könnte sich postdiagenetisch infolge des Versturzes und der
damit zusammenhängenden Druckentlastung gebildet haben. Auch eine besondere
Permeabilität der Lamination könnte dazu geführt haben, dass Fluide die gesamte
Schicht durchdringen konnten.
4.2 Zeitliche Einordnung zur Bildung der Klüfte
Anhand der Orientierung der Klüfte (Abb. 11) kann auf das Paläostresssystem
geschlossen werden, welches Aufschluss über den Zeitpunkt der Kluftbildung und die
damit verbundene initiale Genese der Schlangengipse im Unteren Werra-Anhydrit
geben kann. Ein Großteil der Klüfte verläuft SW-NE oder SE-NW. Da in der
Barbarossahöhle keine Scherbrüche zu beobachten sind, muss die Öffnung der Klüfte
parallel zur größten Hauptspannungsachse σ1 und orthogonal zur geringsten
Hauptspannung σ3 verlaufen. Die Klüfte entstehen in der Ebene, welche durch σ1 und
σ2 aufgespannt ist.
Die Paläospannungsanalyse von NAVABPOUR et al. (2017) zeigt, dass im Gebiet des
Kyffhäusers ein geeignetes Spannungsfeld für SE-NW verlaufende Klüfte vom frühen
Jura bis zur frühen Kreide vorherrschte. Später herrschte ein Spannungsfeld vor, in
dem sich SW-NE verlaufende Dehnungsklüfte bilden konnten. Dies geschah
vermutlich in der späten Kreide bis ins Paläogen und/oder zwischen Oligozän und
frühem Miozän.
4.3 Permeabilitätsunterschiede der dolomitisch sulfatischen Lamination
Bei den röntgendiffraktometrischen Untersuchungen wurden insgesamt sehr hohe
Gipsgehalte der Proben festgestellt, welche durch Verwitterung in Form von
Hydratation erklärt werden können (Abb. 19).
Es fällt auf, dass die gefältelten Lagen deutlich mehr Gips enthalten als jene Lagen,
die unverfaltet vorliegen. Daher ist davon auszugehen, dass in die gefältelten Lagen
deutlich mehr Fluide eindringen konnten und so eine stärkere Hydratation des
Anhydrits verursachten. Dies könnte bedeuten, dass in den gefältelten Sulfat- und
Dolomitlagen eine deutlich höhere Permeabilität vorlag als in den unverfalteten

78 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
Lagen. Die höhere Impermeabilität der unverfalteten Lagen könnte dabei auch zu
einer Aufstauung von Fluiden in permeableren Lagen geführt haben. Das in den
dolomitreichen Lagen nachgewiesene Bitumen beeinflusst dabei maßgeblich die
Permeabilität, sodass vermutet wird, dass Fluide besonders in die sulfatischen Lagen
eindringen konnten.
4.4 Mikrogefüge der regelmäßigen Gekrösefalten
Die regelmäßigen Gekrösefalten weisen unterschiedliche Anhydrit- und
Gipsmikrogefüge auf (Abb. 16-18). Diese Gefüge liefern Informationen über die
geologische Entwicklungsgeschichte. Auf Grundlage von Interpretationen nach
BALZER (1997) wurden die Gefüge genetisch eingeordnet. In den dolomitreichen
Laminae liegt frühdiagenetisch kristallisierter Dolomit vor. Die leistenförmigen
Gipskristalle, welche poikilitisch die Dolomitkristalle einschließen, deuten auf eine
Pseudomorphose nach Anhydrit hin. Auch die Größe der Gipskristalle im Vergleich
zu Dolomit legt nahe, dass die Gipskristalle aus Anhydrit hervorgegangen sind.
Obwohl der Dünnschliff parallel zur makroskopisch erkennbaren zylindrischen
Faltenachse angefertigt wurde, fällt eine wellenförmige Anordnung der Gipskristalle
in den dolomitischen Lagen ins Auge. Diese Falten treten insbesondere an
anhydritischen Konkretionen auf. Es ist daher davon auszugehen, dass die
dolomitischen Lagen mit eingeregelten Leisten bei der Genese der Konkretionen
aufgewölbt wurden und so Falten bildeten. Das Fehlen von verbogenen Spaltflächen
der Kristalle deutet darauf hin, dass keine mechanische Deformation der Kristalle
stattfand.
Die Anhydritkristalle weisen Hydratationsränder auf (Abb. 16), bei denen sich der
Kristall über die Zwischenstufe Bassanit (CaSO4*0,5H2O) zu Gips (CaSO4*2H2O)
umwandelt. Die Transformation erfolgt dabei entlang der Kristallränder anisotrop,
eine Vorzugsrichtung der Umwandlung ist nicht zu erkennen. Nach LANGBEIN et al.
(1982) findet eine Umwandlung der Sulfatphasen Anhydrit zu Gips und umkehrt meist
ohne Zwischenstufen statt, nur in Ausnahmefällen bildet sich das metastabile Mineral
Bassanit.
Bei den xenomorph mosaikartig ausgebildeten, von BALZER (1997) als amöboid-
poikilotopisch angesprochenen Gipskristallen handelt es sich um ein rezent gebildetes
sekundäres Gipsgefüge, welches sich durch Hydratation infolge der hohen
Luftfeuchtigkeit in der Barbarossahöhle bildete. Dabei ist das primäre Gefüge nur
noch reliktisch zu erkennen. Es ist anzunehmen, dass die Sulfate kurzzeitig aufgelöst
wurden, um anschließend erneut zu kristallisieren. Das rezent gebildete Gipsgefüge
vor allem in den dolomitreichen Lagen auftritt. Daher ist davon auszugehen, dass
diese Lagen rezent eine höhere Permeabilität aufweisen als die sulfatischen Lagen.
Da regelmäßige Gekrösefalten eine ähnliche makroskopische Struktur aufweisen wie
unregelmäßige Gekrösefalten und darmzottenartige Fältelungen, wird angenommen,
dass diese Gefügetypen des Schlangengipses vergleichbare Mikrogefüge aufweisen.

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 79
4.5 Verformung der Sulfatlagen
4.5.1 Modell der Volumenzunahme
Für die Verformung der Sulfatlagen wurde die Volumenzunahme durch
Phasenumwandlung von Anhydrit zu Gips angenommen (vgl. Abschnitt 1.2). Dafür
spricht, dass ein Auftreten von Schlangengipsen an Klüften, Sulfatkonkretionen und
Flaseranhydrit beobachtet wurde, welche als Fluidlieferanten dienen können. Die im
Dünnschliff beobachteten Hydratationsränder an Anhydritkristallen (Abb. 16) sowie
die pseudomorphe Kristallisation von Gips nach Anhydrit (Abb. 17, 18) deuten
ebenfalls auf Schlangengipsbildung durch Phasenumwandlung hin. Demnach handelt
es sich bei der Verformung um eine Dehnung, bei der sich aufgrund gleichbleibender
seitlicher Begrenzung während der Volumenzunahme eine Faltung einstellt (Abb. 20).
Abb. 20: Schema für die finite Verformung unter Annahme einer Volumenzunahme anhand von
darmzottenartigen Fältelungen und regelmäßigen Gekrösefalten. Der Parameter a beschreibt
die unveränderliche Seitenlänge des Raumes, den eine Sulfatlage einnimmt, 1+k ist der
Ausdehnungskoeffizient.
Dabei findet wahrscheinlich nicht nur eine Dehnung in horizontaler Richtung statt,
weshalb eine Änderung der Schichtmächtigkeit der Lagen in Zukunft ebenfalls
untersucht werden sollte. Die Betrachtungen zur Volumenzunahme werden lediglich
für Schlangengipse der Gefügetypen regelmäßige und unregelmäßige Gekrösefalten

80 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
sowie darmzottenartige Fältelungen angenommen. Über eine mögliche Bildung von
Rippelfalten bedingt durch eine Volumenzunahme kann aufgrund fehlender
Beobachtungen keine Aussage getroffen werden.
4.5.2 Analyse der Ausdehnungskoeffizienten
Bei der Umwandlung von Anhydrit zu Gips innerhalb eines offenen Systems kommt
es nach ZANBAK & ARTHUR (1968) zu einer Volumenzunahme von 62,6%. Es wird
eine gleichmäßige Volumenzunahme in alle drei Raumrichtungen angenommen, da im
Makrogefüge der regelmäßigen Gekrösefalten keine Vorzugsrichtung der
Umwandlungsränder nachgewiesen werden konnte. Daher ergibt sich aus einer
isotropen Volumenzunahme ein lateraler Ausdehnungskoeffizient von etwa 1,176.
Dies bedeutet, dass die Kantenlänge eines Würfels bei der Phasenumwandlung um
17,6% zunimmt. Verglichen mit errechneten Ausdehnungskoeffizienten der finiten
longitudinalen Verformung in vertikaler Richtung von Schlangengipsen der
Barbarossahöhle fällt auf, dass der laterale Ausdehnungskoeffizient nach ZANBAK &
ARTHUR (1968) in den meisten Fällen deutlich geringer ist. Diese Beobachtung
machte ebenfalls LOTZE (1957), sodass dieser die Faltung durch Schwellung
ausschließt. Auch VON GAERTNER (1932), BALZER (1997) und LANGBEIN (2001)
lehnen die Genese der Schlangengipse durch Schwellung ab.
Unberücksichtigt bleibt bei dieser Betrachtung jedoch, dass das Eindringen von
Fluiden in die sulfatischen Lagen nicht nur eine Phasenumwandlung hervorruft.
Zusätzlich kristallisieren aus den gesättigten Fluiden Sulfate aus, welche durch ihr
zusätzliches Volumen in den Lagen und durch ihren Kristallisationsdruck
gleichermaßen eine Verformung hervorrufen können.
Die Genese der Schlangengipse ist somit sowohl unter dem Gesichtspunkt der
Volumenzunahme durch Phasenumwandlung als auch unter dem Aspekt der
Kristallisation von Sulfaten aus den Fluiden zu betrachten. In seltenen Fällen ist der
laterale Ausdehnungskoeffizient von 1,176 nach ZANBAK & ARTHUR (1968) größer
als der berechnete Ausdehnungskoeffizient der Schlangengipse in der
Barbarossahöhle. Dies könnte zum einen durch eine unvollständige Umwandlung von
Anhydrit zu Gips erklärt werden, was auch die röntgendiffraktometrischen und
polarisationsmikroskopischen Ergebnisse implizieren. Zum anderen verringert sich
der Ausdehnungskoeffizient der Volumenzunahme bei steigender Porosität im Gestein
(ZANBAK & ARTHUR 1968).
4.5.3 Bildung der verschiedenen Faltenachsentypen
Darmzottenartige Fältelungen weisen ovale Faltenachsen auf, während regelmäßige
Gekrösefalten zylindrisch gefaltet sind. Die Ausbildung der Faltenachsen von
unregelmäßigen Gekrösefalten konnte in dieser Studie nicht ermittelt werden. Wird
eine Sulfatlage von allen Seiten begrenzt, kann bei homogenem Umgebungsgestein
die Ausdehnung bei einer isotropen Volumenzunahme gleichmäßig durch Fältelungen
ausgeglichen werden. Die Bildung von azylindrischen runden Faltenachsen ist dabei

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 81
wahrscheinlich. Aufgrund von Inhomogenitäten kann das Ausgleichen der
Volumenzunahme mittels Falten unregelmäßig erfolgen, sodass Faltenachsen auch
ovale bis zylindrische Formen annehmen können. Offen bleibt jedoch, ob hierbei
ebenfalls eine anisotrope Volumenzunahme beteiligt ist. Zudem sollte untersucht
werden, ob insbesondere bei regelmäßigen Gekrösefalten ebenfalls ein überlagerndes
Spannungssystem wirkte, das die Bildung von zylindrischen Faltenachsen begünstigte.
Besonders ineinander verfaltete darmzottenartige Fältelungen könnten dadurch erklärt
werden, dass hier sowohl mesodiagenetisch Fluide aus angrenzendem Flaseranhydrit
eine Volumenzunahme verursachen als auch postdiagenetisch weitere Fluide die
Schlangengipse verformen.
5. Genesemodelle
5.1 Schlangengipse an Sulfatkonkretionen
Basierend auf den makroskopischen Untersuchungen rekonstruieren wir die Genese
der Sulfatkonkretionen im Zusammenhang mit den dort beobachteten
Schlangengipsen (Abb. 21) in einem Modell, dass alle unseren Beobachtungen zu
erklären vermag.
Im dolomitisch feingeschichteten Sulfatgestein des Unteren und Oberen Werra-
Anhydrits finden sich entlang von Sulfatkonkretionen Schlangengipse. Die
Sulfatkonkretionen bildeten sich frühdiagenetisch synkompaktiv aus einem
Kristallisationskeim, welcher unter chemischer Verdrängung von Porenwasser
frühzeitig zementierte (Abb. 21A). Durch Aufnahme von gesättigtem Wasser begann
die Konkretion zu wachsen, was zu einer Aufwölbung der umgebenden Lamination
führte (LANGBEIN 2001). Infolge der fortwährenden Kompaktion verringerte sich der
Porenraum nach BLATT et al. (1980) um 60% und Kristallwasser wurde frei, welches
zu weiterem Wachstum der Konkretion führte (Abb. 21B). Die dolomitischen Lagen
wurden am Rand der Sulfatkonkretion stark kompaktiert und teilweise beim
anhaltenden Wachstum inkorporiert. Die daher porenarmen, bituminösen
dolomitischen Lagen bildeten eine impermeable Hülle um die Sulfatkonkretion (Abb.
21C). Bei der weiteren Versenkung begann sich primär abgelagerter Gips ab einer
Umgebungstemperatur von 42 °C zu Anhydrit umzuwandeln (BALZER 1997).
Bei diesem mesodiagenetischen Vorgang wurde Kristallwasser freigesetzt. Aufgrund
der impermeablen Hülle konnten die Fluide nicht entweichen, sodass es sich nach
ZANBAK & ARTHUR (1968) um ein geschlossenes System handelte.

82 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
Abb. 21: Schematische Darstellung zur Bildung der Schlangengipse an Sulfatkonkretionen. A)
Bildung eines frühzeitig zementierten Kristallisationskeims, B) Wachstum der
Gipskonkretion durch Aufnahme von ionar gesättigtem Wasser und damit verbundene
Aufwölbung der umgebenden Lamination, C) Kompaktion der Sulfatkonkretion und des
Umgebungsgesteins, D) Mesodiagenetische Umwandlung von Gips (Gipskonkretion) zu
Anhydrit (Anhydritkonkretion) unter Abgabe von Kristallwasser an das Umgebungsgestein,
verbunden mit Volumenverlust der Sulfatkonkretion, E) Volumenzunahme durch
Phasenumwandlung und Kristallisation führt zur Bildung von Schlangengipsen.

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 83
Neben einer Volumenzunahme führte dies zu einem Anstieg des Fluiddrucks
innerhalb der Konkretion (siehe auch Abschnitt 1.4). LANGBEIN (2001) schlägt vor,
dass das Sulfatgestein bedingt durch den hohen Fluiddruck das Gesteinsgefüge
zerstört und dass so ein wasserführender druckgeladener Gesteinsbrei vorlag. Aus
diesem Brei sollen sekundär die Schlangengipse ausgeschieden werden. Unsere
Beobachtungen und gesteinsmechanische Überlegungen lassen jedoch
wahrscheinlicher erscheinen, dass der hohe Fluiddruck dazu führte, dass die Fluide
durch die undurchlässigen Lagen entlang der Sulfatkonkretionen entweichen konnten
(Abb. 21D). Mit steigender Entfernung sank der Fluiddruck und die sulfatgesättigten
Fluide sammelten sich entlang von impermeableren Schichten. Durch den sinkenden
Druck konnten Sulfate aus der Lösung ausgeschieden werden und Anhydrit wandelte
sich unter Volumenzunahme zu Gips um. Ist der Fluiddruck höher als der
lithostatische Druck, kann Gips trotz der vorherrschenden hohen
Umgebungstemperaturen als stabile Sulfatphase kristallisieren, da bei Druckerhöhung
die Sulfatphase nach dem Prinzip von Le-Chatelier mit dem geringeren Volumen
begünstigt wird (LANGBEIN et al. 1982; ZANBAK & ARTHUR 1968). Die Schwellung
der Sulfatlagen durch Phasenumwandlung und Kristallisation führte so zur Bildung
von Schlangengipsen (Abb. 21E). Die regelmäßigen und unregelmäßigen
Gekrösefalten entlang von Sulfatkonkretionen sind daher vermutlich
mesodiagenetischen Ursprungs.
5.2 Schlangengipse an Klüften
Anhand von makroskopischen Beobachtungen in der Barbarossahöhle und
mikroskopischen sowie röntgendiffraktometrischen Untersuchungen kann auf die
Genese der regelmäßigen Gekrösefalten und darmzottenartigen Fältelungen entlang
von Klüften geschlossen werden (Abb. 22).
Am Südrand des Kyffhäusers im Bereich der heutigen Barbarossahöhle herrschten im
frühen Jura bis zur frühen Kreide sowie in der späten Kreide bis ins Paläogen
und/oder im Oligozän Spannungsregime, die die beobachteten Extensionsklüfte
hervorgebracht haben könnten (NAVABPOUR et al. 2017). Diese wären dann
postdiagenetische Extensionsklüfte im Anhydritgestein, welches aus primär
abgelagertem Gips hervorgegangen ist (Abb. 22A). Die Klüfte dienten als
Wegsamkeiten von Fluiden durch das sonst annährend impermeable Anhydritgestein.
Als Hinweis auf einen solchen Fluidtransport sehen wir die sekundäre Kristallisation
von Anhydrit und Gips in den Klüften. Nicht festzustellen ist dabei, ob die Fluide aus
dem Liegenden oder Hangenden des Werra-Anhydrits in die Klüfte gelangen. Fluide
könnten zum einen aus dem im Liegenden verlaufenden Grundwasserleiter an der
Schichtgrenze zum wasserführenden Zechsteinkalk stammen, zum anderen könnte
auch der Grundwasserleiter an der Schichtgrenze zum Stinkschiefer der Staßfurt-Folge
als Fluidquelle infrage kommen. Bei der Migration der Fluide durch die Kluft gehen
Sulfate in Lösung. Entlang der Kluft konnte das sulfatgesättigte Fluid in permeablere
Lagen des Unteren Werra Anhydrits migrieren (Abb. 22B), wodurch sich
Anhydritkristalle bei Kontakt mit Wasser unter Volumenzunahme zu Gips

84 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
umwandelten. Dies führte neben der Erhöhung des Porenfluiddrucks zu einer
Sulfatübersättigung in der verbliebenen Lösung, aus der abhängig von Druck,
Temperatur und der Sulfatkonzentration des Fluids nach LANGBEIN et al. (1982) und
ZANBAK & ARTHUR (1968) entweder Gips oder Anhydrit ausgefällt wird.
Durch den Anstieg des Porenfluiddrucks bei der Volumenzunahme und den erhöhten
Kristallisationsdruck wurde der lithostatische Druck überschritten, was zur Bildung
von Schlangengipsen führte (Abb. 22C). Demnach handelt es sich bei der Genese von
Schlangengipsen entlang von Klüften um einen postdiagenetischen Prozess. Während
oder nach der Bildung der gefältelten Lagen verheilten die Klüfte mit Anhydrit,
welcher aus der Lösung des Fluidflusses ausfiel.
Abb. 22: Schematische Darstellung zur Bildung der Schlangengipse an Klüften. A) Öffnung
einer Kluft, B) Fluidtransport entlang von Klüften und permeableren Lagen, C)
Volumenzunahme durch Phasenumwandlung und Kristallisation, dadurch bedingte Bildung
von Schlangengipsen.

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 85
5.3 Schlangengipse an Schichtgrenzen zum Flaseranhydrit
Ähnlich wie an Sulfatkonkretionen konnten regelmäßige und unregelmäßige
Gekrösefalten sowie darmzottenartige Fältelungen an Schichtgrenzen zum
Flaseranhydrit beobachtet werden. Das folgende Genesemodell ist mit allen
Beobachtungen im Einklang (Abb. 23).
Abb. 23: Schematische Darstellung zur Bildung der Schlangengipse in der Nähe von
Flaseranhydrit. A) Bildung von Algenmatten auf dem Boden des Sedimentbeckens bei
geringer Wasserüberdeckung, B) Trockenfallen der Algenmatten und kapillarer Aufstieg von
sulfatgesättigten Fluiden, welche in die Algenmatten eindringen und dort Gips
auskristallisieren, C) Bildung von Flasern und Kompaktion, D) Mesodiagenetische
Umwandlung von Gips zu Anhydrit (Flasern) unter Abgabe von Kristallwasser an das
Umgebungsgestein (feingeschichteter Anhydrit), E) Volumenzunahme durch Phasen-
umwandlung und Kristallisation führen zur Bildung von Schlangengipsen.

86 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
Bei Flaseranhydriten handelt es sich um ein Anhydritgefüge, welches sich durch
(früh)diagenetisch-mechanische Verdrängung bildet. An der Oberfläche des
Sedimentbeckens bildeten sich bei hoher Verdunstungsrate und seichtem
Meeresspiegel Algenmatten (Abb. 23A). Bei Trockenfallen des Beckenbodens stiegen
kapillar sulfatgesättigte Fluide nach oben, welche in den Algenmatten Gips ausfielen.
Durch die Gipskristallisation wurde das noch plastische Gestein deformiert und
entschichtet (BALZER 1997; WARREN 2006; Abb. 23B).
Schlangengipse in der Nähe von Flaseranhydrit entstanden analog zu jenen an
Sulfatkonkretionen. Durch die zunehmende Überlagerung wurde das Gestein
kompaktiert, sodass der Porenraum abnahm (Abb. 23C). Durch die zunehmende
Versenkungstiefe wurde primär sedimentierter beziehungsweise kristallisierter Gips in
Anhydrit umgewandelt, wodurch Kristallwasser frei wurde. Aufgrund der
umliegenden tonigen Lagen, welche sich wie eine Membran um die Flasern legten,
konnten die Fluide nicht entweichen, was zu einem Anstieg des Porenfluiddrucks
führte. Übersteigt der Porenfluiddruck den lithostatischen Druck, beginnen die
sulfatgesättigten Fluide in das Umgebungsgestein zu strömen (Abb. 23D).
Im Gegensatz zu den in Abschnitt 8.1 beschriebenen Sulfatkonkretionen kam es hier
jedoch nicht zu einer Druckentlastung, da bei Flaseranhydriten aus den verschiedenen
Konkretionen und daher aus mehreren Richtungen Fluide in die Zwischenräume
gelangen. Erst an Schichtgrenzen zum regelmäßig eng und fein gestreiften Anhydrit
konnten sich die Fluide im Druckschatten des Flaseranhydrits sammeln. Dort
kristallisierte abhängig von Druck und Temperatur die jeweils stabile Sulfatphase aus.
Zudem fand durch Reaktion des Anhydritgesteins mit Wasser Anhydritschwellung
statt, was zu einer Ausbildung von Schlangengipsen führte (Abb. 23E).
Abhängig von der Größe der einzelnen Konkretionen und der Zusammensetzung der
tonigen Lagen wurden regelmäßige Gekrösefalten, unregelmäßige Gekrösefalten oder
darmzottenartige Fältelungen ausgebildet. Bei Flaseranhydriten mit Konkretionen
geringen Durchmessers wurden, bedingt durch die Phasenumwandlung von primärem
Gips zu Anhydrit weniger Fluide freigesetzt. Dadurch konnte kein ausreichend hoher
Porenfluiddruck aufgebaut werden, der es den Fluiden ermöglicht hätte, die
impermeablen tonigen Lagen zu überwinden. Auch können manche tonigen Bereiche
abhängig von ihrer Zusammensetzung und Mächtigkeit zu starke Barrieren darstellen,
sodass auch hier kein ausreichend hoher Porenfluiddruck entstand. Aufgrund dieser
Inhomogenitäten sind an manchen Schichtgrenzen regelmäßige Gekrösefalten und
darmzottenartige Fältelungen ausgebildet, an anderen Schichtgrenzen sind lediglich
unregelmäßig auftretende Gekrösefalten zu verzeichnen.
6. Fazit
Die Untersuchungen des Gefügetyps Rippelfalten ergaben keine neuen Erkenntnisse,
sodass von einer Interpretation ihrer Genese abgesehen wurde. Die Untersuchungen an
den Gefügetypen der Schlangengipse zeigten, dass diese vorzugsweise in der Nähe
von Klüften, Sulfatkonkretionen und Schichtgrenzen zum Flaseranhydrit auftreten.

Genese des Schlangengipses im Thüringer Zechstein 87
Zudem weisen polarisationsmikroskopische Untersuchungen auf Umwandlungen von
Anhydrit zu Gips hin. Aus den röntgendiffraktometrischen Ergebnissen kann
geschlossen werden, dass die gefältelten Lagen des feingeschichteten
Anhydritgesteins deutlich stärker vergipst wurden als unverfaltete Lagen und daher
vermutlich mehr Fluide in diese Lagen eingedrungen sein müssen. Dies deutet darauf
hin, dass die Lagen eine höhere Permeabilität aufgewiesen haben.
Die mineralogische Zusammensetzung einer Kluft zeigt einen ehemaligen
Fluidtransport in dieser an. Es wird vermutet, dass die Fluide von der Kluft aus
postdiagenetisch in die permeableren Lagen eingedrungen sind. Eine weitere
Fluidquelle stellen Sulfatkonkretionen und Flaseranhydrite dar, bei denen durch die
mesodiagenetische Phasenumwandlung von Gips zu Anhydrit Kristallwasser frei
wurde und so in das umliegende Gestein eindrang. Analysen der Verformung der
Sulfatlagen ergaben, dass sich die Schlangengipse im Zuge der Volumenzunahme bei
der reinen Phasenumwandlung von Anhydrit zu Gips in Kontakt mit Fluiden nicht
gebildet haben können.
Die These, dass aufgrund des zu hohen Ausdehnungskoeffizienten der Schlangengipse
eine Genese durch Anhydritschwellung nicht möglich sei, vertreten auch andere
Autoren. Es wird jedoch in dieser Arbeit in Betracht gezogen, dass die Fällung von
Sulfaten aus den gesättigten Fluiden das Volumen ausreichend erhöhen konnte. Daher
stellen die ermittelten Ausdehnungskoeffizienten der Schlangengipse vermutlich ein
Resultat aus Schwellung und Kristallisation dar. Offen bleibt, ob die zylindrischen
Faltenachsen der regelmäßigen Gekrösefalten bei ihrer Entstehung durch ein
übergeordnetes Spannungsfeld beeinflusst wurden, da im Zuge von Schwellung und
Kristallisation eher mit azylindrischen Faltenachsen zu rechnen ist.
Die Ergebnisse haben gezeigt, dass Fluide maßgeblich bei der Genese der
Schlangengipse beteiligt gewesen sein müssen und die gefältelten Lagen durch
Schwellung und Kristallisation hervorgerufen haben.
Danksagung
Unser Dank gilt Dr. Thomas Voigt für viele wertvolle Diskussionen. Zudem möchten
wir Herrn Patrick Haase für seine große Hilfsbereitschaft bei den
röntgendiffraktometrischen Messungen und der Auswertung danken. Wir bedanken
uns außerdem bei dem Team der Barbarossahöhle, insbesondere bei der
Betriebsleiterin Frau Anke Schreyer, welche die Befahrung in die Höhle ermöglichten
und bei Fragen jederzeit zur Verfügung standen. Unser Dank gilt ebenfalls Frau
Sandra Urban und Herrn Frank Linde, welche den Dünnschliff herstellten.

88 M. DICHTL, CH. GRÜTZNER, K. USTASZEWSKI
Abkürzungsverzeichnis
Calcium-Ion Ca2+
Magnesium-Ion Mg2+
Sulfat-Ion SO42-
Minerale und Mineralformeln:
Anhydrit Anh CaSO4
Bassanit Bss CaSO4*0,5 H2O
Calcit Cal CaCO3
Dolomit Dol CaMg(CO3)2
Gips Gp CaSO4*2 H2O
Stratigraphie:
zWANaβ Unterer Werra-Anhydrit der Zone Beta
zWANaγ Unterer Werra-Anhydrit der Zone Gamma
zWANaδ Unterer Werra-Anhydrit der Zone Delta
zWANaε Unterer Werra-Anhydrit der Zone Epsilon
zWANaζ Unterer Werra-Anhydrit der Zone Zeta
zWANaη Unterer Werra-Anhydrit der Zone Eta
zWANaΘ1 Unterer Werra-Anhydrit der Zone Theta 1
zWNA (Äqu.) Steinsalzäquivalent
zWANbΘ2 Oberer Werra-Anhydrit der Zone Theta 2
zWANb Oberer Werra-Anhydrit (Oberer Perllagenanhydrit und Lamellenanhydrit)
Literatur
ALLMENDINGER, R. W. (2022). Stereonet 11 (Version 11.3.0). Heruntergeladen über:
http://www.geo.cornell.edu/geology/faculty/RWA/programms/stereonet.html
BALZER, D. (1997). Mikrofazies-Analyse von Ca-Sulfatgesteinen des Zechstein. –
Geologisches Jahrbuch, 106, 99 S., Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe
und den Staatlichen Geologischen Diensten in der Bundesrepublik Deutschland,.
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Autorenanschriften
MONIKA DICHTL,
CHRISTOPH GRÜTZNER,
KAMIL USTASZEWSKI
Friedrich-Schiller-Universität Jena
Institut für Geowissenschaften
Burgweg 11
07749 Jena