Die Geologie Deutschlands: 48 Landschaften im Portrait 3534271297, 9783534271290

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Peter Rothe

Die Geologie Deutschlands

Das Felsenmeer bei Reichenbach im Odenwald (Adobe Stock/helmutvogler).

Peter Rothe

Die Geologie Deutschlands 48 Landschaften im Portrait 5. Auflage Mit Zeichnungen von Martin Schmitteckert



Alle Fotos von Peter Rothe, soweit nicht anders vermerkt.

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Jubiläumsausgabe 2019 wbg Academic ist ein Imprint der wbg. 5., erweiterte und aktualisierte Auflage 2019 © 2019 by wbg (Wissenschaftliche Buchgesellschaft), Darmstadt 1. Auflage 2005 Die Herausgabe des Werkes wurde durch die Vereinsmitglieder der wbg ermöglicht. Satz, Layout und Prepress: schreiberVIS, Seeheim Einbandabbildung: Findling am Strand von Rügen (picture-Alliance/Bildagentur Huber) Einbandgestaltung: Jutta Schneider, Frankfurt am Main Gedruckt auf säurefreiem und alterungsbeständigem Papier Printed in Germany Besuchen Sie uns im Internet: www.wbg-wissenverbindet.de ISBN 978-3-534-27129-0 Elektronisch sind folgende Ausgaben erhältlich: eBook (PDF): 978-3-534-74544-9 eBook (epub): 978-3-534-74545-6

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Inhalt 7 11 12 12 21 25

Vorwort Übersichtskarte

Einführung Das Variskische Gebirgssystem – Deutschlands geologisches Rückgrat Die Zeit nach der Variskischen Gebirgsbildung – ein neuer Baustil Versuch einer Gliederung

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Rechtsrheinisches Schiefergebirge

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Taunus Lahn- und Dillgebiet Westerwald Kellerwald Siegerland Sauerland und Bergisches Land Siebengebirge Ruhrgebiet

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Linksrheinisches Schiefergebirge

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60 62 63 74 76 90 94 96 98 106 117 121 125 131 132 133 139 140 141

Hunsrück Moselgebiet Eifel

Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung Harz und Harzvorland Thüringer Becken Halle und Umgebung

Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland Schwarzwald Odenwald Spessart Thüringer Wald Bayerischer Wald, Oberpfälzer Wald und Böhmerwald Fichtelgebirge Münchberger Masse Erzgebirge Erzgebirgsvorland Granulitgebirge Lausitz

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Inhalt

144 146 149 151 154 156 158 167 172 175 177 181 184 190 192 198 200 202 208 215 216 218 220 222 225 228 230 231 244 246 254

Schiefergebirge in Thüringen, in Franken, im Vogtland und im Elbetal Thüringer Schiefergebirge und Vogtland Vogtland Elbetal Elbsandsteingebirge

Süddeutsches Schichtstufenland Schwäbische Alb Fränkische Alb Nördlinger Ries Steinheimer Becken Kraichgau, Neckarland und Franken Pfalz Saarland, Pfälzer Bergland und Nahegebiet

Die Große Nord-Süd-Naht Oberrheingraben Mainzer Becken Wetterau Vogelsberg Rhön Hessische Senke Leinetalgraben und Randgebiete

Norddeutsches Tiefland und Randgebiete Münsterland Teutoburger Wald und Wiehengebirge Wesergebirge, Deister, Süntel und Hildesheimer Wald Niederrheinische Bucht Leipziger Tieflandsbucht Norddeutsches Tiefland, Nord- und Ostseeküste

Alpen und Alpenvorland Deutsche Alpen Alpenvorland (Molassebecken und Hegau)

Anhang 262 272 277 284

Literaturverzeichnis Glossar Sachregister Ortsregister

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■   Vorwort Gemäß diesem Anspruch scheint es vermessen, hier eine regionale geologische Beer hohe Bildungswert der Geologie beruht vornehmlich darauf, dass schreibung Deutschlands vorzulegen, die sie unser Auge öffnet für eine ganze Welt von natürlichen Erscheisich nicht nur an die Fachgeologen wendet. nungen und Vorgängen, an denen die meisten Menschen achtlos vorüberDie gute Aufnahme meiner Bücher ›Erdgegehen“ (Johannes Walther, Professor für Geologie an der Universität Halle schichte‹, und ›Gesteine‹ durch einen brei[1860 – 1937]. Von ihm stammt die erste Geologie Deutschlands (1910). ten Leserkreis hat mich aber bewogen, nach „Die Grundlage jeder regionalgeologischen Betrachtungsweise bildet die den stofflichen und zeitlichen Aspekten nun in einem weiteren Buch auch noch die Stratigraphie. Auf sie muss sich auch die regionaltektonische Untersuchung räumlichen aufzugreifen – und damit eine einer Landschaft stützen. Es würde aber eine Regionale Geologie sicherlich Trilogie komplett zu machen. einseitig sein, wenn man nicht auch die anderen Teile unseres Faches mit Zu Landschaften habe ich eine emotionaberücksichtigen würde. Aus diesem Grunde stellen von jeher regionalgeolole Beziehung. Zu meinem Beruf als Geologe gische Vorlesungen an Dozenten wie an Hörer die höchsten fachlichen Anin Lehre und Forschung gehört es, den interforderungen; sie bilden gewissermaßen das „Hohe Lied“ unserer Fachvorleessierten Zuhörern die Entstehung von sungen“ (Paul Dorn 1951/1960). Landschaften zu erklären. Wenn ich eine Exkursion plane, sind Karten zwar die Basis, meine Kenntnisse über Landschaften verlung, die heute nicht ohne plattentektonischen Andichten sich aber weit darüber hinaus zu inneren Bilsatz erfolgen kann. Diese Gebirge hatten schon ältere dern, die sich aus Erfahrung über Gesehenes oder Vorläufer, die allerdings nicht überall gut zu erkennen aber einer Imagination der Landschaft aus dem darsind – besser haben es zumeist die Kollegen der euroüber Gelesenen ergeben: eine vielfältige „mental päischen Nachbarländer. Über den wahrscheinlichen map“, die durchaus auch mit Erinnerungen an ErlebUntergrund des Rheinischen Schiefergebirges erfährt nisse in den betreffenden Gebieten aufgeladen sein man z. B. mehr aus dem Studium der Ardennen. kann. Die meisten der in diesem Buch geschilderten Landschaften kenne ich aus eigener GeländeerfahAuch Landschaften im Sinne der Geographie sind letztlich Konstrukte. Früher hatte ich einmal geschrierung, von Exkursionen mit Studierenden, Reisen und ben, dass sich die Erforschung von Inseln allein desWanderungen mit Freunden. Es wäre schön, wenn halb so großer Beliebtheit erfreut, weil man es auf sich für die Leser aus dem einen oder anderen Kaihnen mit klar abgegrenzten Bereichen zu tun hat. Im pitel dieses Buches ähnliche Bilder auftun würden, vorliegenden Fall ist das natürlich anders: Die Alpen im Zusammenspiel zwischen Gekanntem, selbst Ersind nicht auf Bayern beschränkt und das Rheinifahrenem und dem hier Aufgeschriebenen. sche Schiefergebirge findet zwangsläufig seine geoGeologen beginnen ihre Beschreibungen immer mit den ältesten Gesteinskomplexen, die in der belogische Fortsetzung jenseits der Landesgrenzen, z. B. in den Ardennen. Weit darüber hinaus ist es Teil handelten Gegend anzutreffen sind; das ist in jeder eines großen Gebirgssystems, das über England, die Erläuterung zu einer geologischen Karte nachzuleBretagne, das französische Zentralmassiv usw. bis sen und dieses Prinzip gilt auch für Bücher, in denach Süd-Portugal reicht und Entsprechungen selbst nen die Erdgeschichte dargestellt wird. Dies ändert noch in Marokko hat. Auch im Osten greift es weit sich nur, wenn man für die Entschlüsselung der Geüber Deutschlands Grenzen hinaus. steinsfolgen im Untergrund auf Bohrungen angewieAnders als die Erdgeschichte, die immer zunächst sen ist, deren Profile dann bei ungestörter Abfolge den zeitlichen Bezug herstellen muss, befasst sich der Schichten zunächst von oben nach unten geleRegionale Geologie mit einzelnen Gebirgen oder sen werden. Man könnte dies auch bei regionalgeoLandschaften, die sie in ihrer Entstehung zu begreilogischen Beschreibungen anwenden, wobei dann im Extremfall mit der Beschreibung der Bodenbildunfen sucht. Das ist nur möglich, wenn man zeitliche und stoffliche (d. h. die Gesteine) Gegebenheiten auch gen zu beginnen wäre. Da diese aber nur den letzten räumlich miteinander kombiniert, sozusagen die „indünnen Schleier über die Landschaft breiten, werden sie auch hier kaum einmal erwähnt. Die Entstehung nere Architektur“ einer Landschaft zu konstruieren der Landschaftsformen ist die Domäne der Physisich bemüht, um daraus das Geschehen abzuleiten, schen Geographie, die ihre Erklärungsansätze allerdas zum heute Beobachtbaren geführt hat. Ablagerungen mit einem, meist durch Fossilien, definierten dings nicht ohne die geologischen Gegebenheiten begründen kann. Von diesen Gegebenheiten soll hier Alter können in der Folgezeit auf unterschiedliche vor allem die Rede sein. Weise deformiert werden: Durch Einengung (des beAls Geologe beginne ich im Einführungskapitel mit treffenden Bereichs) der Erdkruste können sie zudem für Deutschland wichtigsten System der Varissammengedrückt, gefaltet, zerrissen oder überschokischen Gebirge und diskutiere kurz deren Entwickben werden, sodass manchmal ältere über jüngere

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Vorwort

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Vorwort

Gesteinskomplexe zu liegen kommen, oder sie werden infolge von Dehnungsprozessen auseinandergerissen, wobei dann Grabenstrukturen entstehen, wie z. B. der Oberrheingraben. Die Plattentektonik hat eine ganze Reihe solcher Prozesse erklärbar gemacht, dennoch sind bei Weitem nicht alle entsprechenden Phänomene schon endgültig ausgedeutet. Das Buch möchte dazu beitragen, die deutschen Landschaften in ihrem geologischen Werdegang ein wenig besser zu verstehen. Der Stand der Erforschung ist, obwohl manche Gegend schon seit Jahrhunderten Gegenstand geologischer bzw. „geognostischer“ Untersuchungen ist, noch immer nicht in allen Gebieten gleich. Auch der Kenntnisstand des Autors ist unterschiedlich, und schließlich bedingen auch die Komplexitätsunterschiede der geologischen Gegebenheiten die Darstellung. Dennoch habe ich versucht, zu einem einigermaßen einheitlichen Bild zu kommen. So ist es bei der Behandlung der einzelnen Landschaften für den Aufbau dieses Buches vielleicht nicht so sehr von Belang, die gesamte dort am Aufbau beteiligte Schichtenfolge mitsamt ihren Entstehungsbedingungen durchzudeklinieren. Vielmehr soll ein Gesamteindruck vermittelt und auf interessante Details hingewiesen werden, die auch zu sehen sind oder die für die Geologie der betreffenden Gegend Besonderheiten darstellen oder prägend sind. Im Text wird deshalb gelegentlich auf besonders interessante Punkte oder Orte hingewiesen, die der näheren Betrachtung lohnen. Diese Hinweise sind subjektiv und durch gewisse Vorlieben des Verfassers zumindest beeinflusst. Dennoch sind sie nicht willkürlich ausgewählt. Sie sollen einen Bezug herstellen zur Landschaft und ihrem geologischen Werdegang, und sie sollen dazu anregen, selbst auf Entdeckungsreise zu gehen. Anregungen dazu geben auch die Bilder, die mir durch den Verlag in großzügiger Weise bewilligt wurden und die in der 4. Auflage erheblich erweitert werden konnten. Bei den Abbildungen sind Fotos und Zeichnungen etwa zu gleichen Anteilen vertreten. Die Landschaftsfotos sind mit den Augen des Geologen gemacht und ich habe dabei weitgehend versucht, die Zusammenhänge zu beleuchten bzw. das Typische einer Landschaft einzufangen. Fast instruktiver noch als Fotos sind die Blockbilddarstellungen des Kollegen Wagenbreth, von denen einige fast direkt übernommen, gelegentlich noch etwas vereinfacht und mit Farben gestaltet wurden. Im Text wird immer wieder auch auf Rohstoffe verwiesen, die in ihrem Ursprung stets an die lokalen und/oder regionalen geologischen Prozesse gebunden sind. In einem Einführungskapitel wird zunächst der großgeologische Rahmen erörtert, in den dann später die einzelnen Landschaften eingeordnet und bezüglich ihrer individuellen Ausprägung dargestellt werden.

Fast alle farbigen Zeichnungen wurden neu angefertigt, wobei wir in den meisten Fällen bereits auf geeignete Vorlagen zurückgreifen konnten. Das betrifft in besonderem Maße einige der geologischen Übersichtskärtchen, die dem Buch des Kollegen Walter (›Geologie von Mitteleuropa‹) entnommen, farbig aufbereitet und gelegentlich auch verändert worden sind. Die kleine Auswahl kann aber geologische Karten nicht ersetzen, die man bei weitergehendem Studium natürlich hinzuziehen sollte. Um Platz zu sparen, werden in einigen Fällen auch Profile präsentiert, die die Schichtfolgen in einem bestimmten Gebiet darstellen. Im Text sind gelegentlich, aber eher spärlich, die Arbeiten von Kollegen zitiert, sofern sie unmittelbaren Bezug zum Thema haben; dabei habe ich mich wesentlich auf aktuelle Arbeiten beschränkt, alles andere hätte den Rahmen gesprengt. Weiterführende Literatur ist jeweils an den Kapitelenden aufgeführt. Am Ende des Buches ist ein Glossar angefügt, das wichtige Fachausdrücke erklärt. Für Leser, die mehr wissen wollen über die stofflichen Gegebenheiten und die Zeitbezüge im Werden der Landschaft, darf ich auf meine Bücher ›Gesteine‹ und ›Erdgeschichte‹ verweisen, die zuvor im selben Verlag erschienen sind. Das beträchtliche Wagnis, ein Buch wie das vorliegende zu schreiben, lässt sich ohne einen entsprechenden Mitarbeiterstab heute nicht mehr eingehen. So habe ich vielen Personen zu danken, die daran beteiligt waren. Roswitha Osthoff, meiner langjährigen Sekretärin, vorab; sie wurde niemals müde, meine nicht immer gut lesbare Handschrift in das Typoskript zu übersetzen und geduldig die ständigen Änderungen einzuarbeiten. Martin Schmitteckert hat den überwiegenden Teil der Zeichnungen ausgeführt; das beschränkte sich nicht allein auf die Digitalisierung der vorhandenen Abbildungsvorlagen, sondern er hat die meisten unter Zuhilfenahme geologischer Karten oder Profile sehr gewissenhaft überprüft und entsprechend korrigiert. So erscheint es mir gerechtfertigt, seine vorzügliche Arbeit auch durch die Erwähnung im Titel zu würdigen. Für die sorgfältige Zusammenstellung des Literaturverzeichnisses und beider Register danke ich Susanne Blattner. Ronald Burger hat im Internet herausgefunden, welcher Bergbau wann eingestellt wurde, und Constanze Blübaum hat vielfältige PCHilfe geleistet. Die meisten der behandelten Landschaften haben wir auf Exkursionen und Geländepraktika kennengelernt, und dort haben uns die örtlichen Steinbruchbetreiber ihre Betriebe zugänglich gemacht; sie einzeln hier aufzuzählen, würde den Rahmen sprengen. Viel habe ich von den Autoren profitiert, die mir während meiner langjährigen Tätigkeit als Schriftleiter für den Oberrheinischen Geologischen Verein Beiträge zu dessen Exkursionsprogramm geliefert hatten; das gilt in gleicher Weise für meine Tätigkeit als Herausgeber der „Sammlung geologischer Führer“ des Born-

Vorwort zur 5. Auflage

traeger-Verlags, und es wird auch im Literaturverzeichnis deutlich, in dem viele andere Kollegen ihre Aufsätze vermissen werden; meine diesbezügliche Auswahl ist willkürlich und vor allem auf eher verständliche Zusammenfassungen beschränkt. Einige der Fotos stammen von meinen Studenten bzw. Seniorenstudenten; deren Namen sind bei den Abbildungen angeführt. Die ganz wenigen Bilder aus den 1960er Jahren stammen aus meiner studentischen Tätigkeit im hessischen Eisenerzbergbau. Bei der WBG hat Harald Vogel als vormaliger Lektor den Gedanken einer Regionalen Geologie aufge-

griffen und mich zum Schreiben ermutigt, in seinem Nachfolger Wolfram Schwieder hatte ich stets einen freundlich-konzilianten Gesprächspartner. Das fachliche Lektorat von Gerd Hintermeier-Erhard hat dem Manuskript den nötigen Feinschliff gegeben. In der Herstellung haben anfangs Karl Ferger und dann vor allem Myriam Nothacker ganz vorzügliche Arbeit geleistet. Schließlich bin ich glücklich darüber, dass die graphische Bearbeitung auch dieses Buches in den Händen von Elke Göpfert, Marion Mayer und Joachim Schreiber lag.

■   Vorwort zur 4. Auflage Viele Leser und freundliche Rezensenten haben es ermöglicht, dass ›Die Geologie Deutschlands‹ bereits drei Auflagen erfahren hat, die sich nur durch kleinere Korrekturen voneinander unterscheiden. Für die nun vorliegende 4. Auflage hat mir der Verlag in großzügiger Weise einen ganzen zusätzlichen Druckbogen spendiert; das hat einige Texte zu aktualisieren ermöglicht, vor allem aber zusätzliche Abbildungen, die ich mir in den früheren Auflagen versagen musste. Dadurch erhält das Buch nicht nur vom Titelbild her ein neues Gesicht. Ein Buch zu beginnen, eine Idee auf zunächst leeres weißes Papier zu bringen, ist immer ein besonderes Unterfangen. Aber es ist einfacher, als sich eines schon einmal formulierten Textes neu anzunehmen: um Fehler zu beseitigen oder Sachverhalte nachzutragen, denen man sich auch aus verlegerischem Kalkül, zunächst den vorgegebenen Umfang einzuhalten, zunächst enthalten musste. In diesem Sinne hat mir der Verlag mit dem großzügigen Angebot eines ganzen zusätzlichen Druckbogens (16 Seiten!) auch eine nicht eben leichte Aufgabe gestellt. In bereits existierende Textpassagen zusätzliche Erkenntnisse einzubringen, ist schwieriger als ganz neue Texte zu formulieren. Es ist ähnlich wie in der Geologie, wo manchmal an gänzlich anderen Orten entstandene Splitter der Erdkruste, die wir Terrane nennen, zu neuen Einheiten zusammengewachsen sind, die wir heute als komplexes Puzzle studieren. In diesem Sinne habe ich versucht, neue zusätzliche Textblöcke so einzubauen, dass sie nicht sofort als „Text-Terrane“ erkennbar sind. Wesentlich schien es mir aber, die Geologie unserer Landschaften durch

eine Reihe zusätzlicher Bilder anschaulicher zu machen, ganz im Sinne des Buchtitels, der diese Landschaften in Form von „Portraits“ vorzustellen verspricht. Die Abfolge der Schichten und deren Gesteine haben sich zwar seit der letzten Auflage nicht geändert, sie sind aber gelegentlich mit neuen Namen versehen worden; manchmal lässt sich da eine regelrechte Klassifizierungswut erkennen/beobachten. Die dadurch gegenüber den früheren Auflagen eigentlich erforderlichen Änderungen habe ich hier nicht konsequent verfolgt, auch weil die Nomenklatur infolge der Arbeit der Stratigraphischen Kommissionen ständigen Änderungen unterworfen ist. Im Zweifelsfall kann man sich an der Stratigraphischen Tabelle Deutschlands (STD) von 2002 orientieren. Zusätzlich habe ich mir erlaubt, wenige weitere Blockbilder aus dem Buch von Wagenbreth &  Steiner (1990) in etwas veränderter Form aufzunehmen, weil man die entsprechenden geologischen Verhältnisse nicht besser demonstrieren kann. Meine Seniorstudenten haben auch diesmal wieder Bilder von unseren gemeinsamen Exkursionen beigetragen; die Namen sind bei den Bildern selbst aufgeführt. Peter Will von den Reiss-Engelhorn-Museen danke ich dafür, dass er mir auch diesmal geholfen hat, die Bilder vorzubereiten. Für die Gestaltung hat wieder Joachim Schreiber (schreiberVIS) mit seinem Team (Elke Göpfert und Thurid Wadewitz) gesorgt. Betreut wurde das Projekt durch den neuen Lektor Dr. Jens Seeling und dessen Assistentin Julia Rietsch, denen ich für eine angenehme Zusammenarbeit verbunden bin.

■   Vorwort zur 5. Auflage In den Vorworten zu den vorherigen Auflagen ist letztlich alles Wesentliche gesagt; sie sind deshalb auch hier noch einmal nachgedruckt, nicht zuletzt deshalb, weil die Leser dieser Auflage wahrscheinlich auch neue Leser sein werden, denen ich meine Intention zu diesem Buch gerne vermitteln möchte.

Vorwort zur 5. Auflage

Angesichts der ständig komplexeren Ergebnisse zu regionalgeologischer Forschung wird es immer schwieriger, interessierten Laien die Ergebnisse verständlich zu machen; ich habe das, mit Einschränkungen, auch in diesem Buch wenigstens ansatzweise versucht. Ein solches Buch zu schreiben hat

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Vorwort

auch mit der Schwierigkeit zu tun, die Publikationen sehr unterschiedlicher Autoren zu verarbeiten, die zudem auch in unterschiedlichen Zeiten entstanden waren. Es ging mir aber darum, die jeweiligen geologischen Verhältnisse für einen breiten Leserkreis verständlich darzustellen; ich versuche das hier, ohne zum „terrible simplifikateur“ zu werden. Das Entgegenkommen des Verlags, mir dazu 2 Druckbögen (32 Seiten!) zusätzlich zu spendieren, hat es ermöglicht, vor allem zusätzliche Abbildungen einzubauen, was wesentlich der Anschaulichkeit entgegenkommt. Im Text konnte ich auch Ergänzungen vornehmen, neuere Forschungsergebnisse berücksichtigen und frühere Darstellungen verbessern. Für die meisten der zusätzlichen Abbildungen habe ich Kollegen und meine Seniorstudenten angeschnorrt, die mir alle großzügig entgegen gekommen sind; die Namen stehen jeweils bei den Bildern. Besonders hervorheben möchte ich aber Dr. Heinz-Dieter Nesbor vom Hessischen Landesamt für Naturschutz, Umwelt und Geologie (HLNUG), der mir nicht nur Abbildungen zur Verfügung gestellt hat, sondern auch unveröffentlichte Arbeiten überlassen, und der mir auf gemeinsamen Exkursionen seinen Vogelsberg näher gebracht hat. Nur ganz wenige Bilder, die mir unerlässlich schienen, sind dem Internet geschuldet. Wieder habe ich meinem remKollegen Peter Will für seine ständige Bereitschaft zu danken, mir „elektronischem Analphabeten“ beim Umgang mit dem PC zu helfen, er hat außerdem auch wieder Handstücke von Steinen fotografiert.

Nicht zuletzt erinnere ich mich hier noch einmal gerne an meine früheren Lektoren Harald Vogel, Wolfram Schwieder, Dr. Rainer Aschemeier und Dr. Jens Seeling, die meine bisherigen Bücher bei der WBG betreut hatten – es war immer ein konstruktives und angenehmes Miteinander. Für dieses Buch war Fatoumata Diop als neue Lektorin zuständig, der ich für ihre kompetente und angenehme Zusammenarbeit danke, zu der auch die Recherche bei der Suche nach externen Bildern und deren Abdruckrechten gehörten. Joachim Schreiber (schreiberVIS), der alle meine Bücher bei der WBG begleitet hatte, hat auch dieses wieder gestaltet, und es bietet mit den von ihm vorgeschlagenen „Aufmacher-Bildern“ einen neuartigen Einstieg in die Materie, die den Lesern die Landschaften zunächst besser erschließt als die dann folgende rein fachliche Darstellung durch den Geologen. Im Zusammenspiel beider ergibt sich dann das jeweilige „Portrait“, das im Titel dieses Buches angesprochen wird. Schließlich auch hier wieder Dank an die Herren Professoren Wilfried Rosendahl und Alfried Wieczorek, dem Generaldirektor der Reiss-Engelhorn-Museen, für die „Schreibstube“. Der Rezensent einer früheren Auflage hatte einmal geschrieben, dass man sich das Buch auf die Hutablage im Auto legen solle: Wenn man dann in einer bestimmten Gegend sei, könne man sich über die Geologie dort wenigstens ansatzweise orientieren. In diesem Sinne versteht sich das Buch auch als Einführung zu Exkursionen in ganz Deutschland. Im Frühjahr 2019 Glückauf!

˘ Legende

zu geologischen Symbolen, die in Zeichnungen im Buch verwendet werden

Sattelstruktur Aufschiebung/Abschiebung Störung, nachgewiesen Störung, vermutet

Graben

Deckenbewegung

Horst Staffelbruch

Relative Schollenbewegung

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■   Geologische Übersichtskarte von Deutschland

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Kiel Ostsee

Kiel

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Nordsee Nordsee

Hamburg

Schwerin

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Norddeutsches Norddeutsches

Bremen Bremen

Abb. 1: Im Gegensatz zu Abbildung 2, die den variskischen Bauplan andeutet, sind hier die wesentlichen, im Buch behandelten Landschaften erkennbar.

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■   Einführung Deutschland ist wesentlich ein Land der Mittelgebirge, die vor Hunderten von Millionen Jahren entstanden sind und inzwischen durch Verwitterung und Abtragung ihre heutigen Formen erhalten haben. Schroffes Gelände ist nur dort zu beobachten, wo besonders harte Gesteinsbänke herauspräpariert wurden. Im Süden der Republik, in den mit Zehnermillionen Jahren jungen Alpen, lässt sich erkennen, wie die Mittelgebirge früher ausgesehen haben könnten. Der auch heute noch anhaltende Aufstieg der Alpen wird gleichzeitig von Zerstörung begleitet, von der jede Mure und jeder Felssturz kündet, über die die Medien berichten. Das war immer so und es lässt sich am augenfälligsten an den tief eingeschnittenen Tälern beobachten, welche das Gebirge zergliedern. Deutschland ist auch ein Land geologischer Bruchstrukturen, die die Gesteinskörper durchziehen. Sie sind oft nur für den Fachmann erkennbar. In einigen Fällen, wie z. B. beim Oberrheingraben, werden sie aber auch in der Landschaft so deutlich, dass selbst der geologisch nicht Vorgebildete sofort sieht, dass hier eine trennende Naht die Erdkruste durchzieht. Sein Nord-Süd-Verlauf mit den aufsteigenden Randgebirgen bestimmt hier den Flusslauf des Rheins. Die NW-Richtung wird morphologisch besonders sichtbar am Donaurandbruch, an der Fränkischen Linie und an den Begrenzungslinien des Thüringer Waldes, aber sie bestimmt auch den Verlauf des sog. Niedersächsischen Tektogens mit dem Teutoburger Wald und dem Wiehengebirge. Ähnliche, auf den ersten Blick nicht so leicht erkennbare Strukturen haben auch die Richtungen vieler Flüsse vorgeprägt. Neben der Nord-Süd-Richtung sind vor allem Nordwest-Südost und Südwest-Nordost verlaufende tektonische Linien dafür verantwortlich; sie sind teilweise das Erbe älterer Beanspruchungen der Erdkruste, die gelegentlich in geologisch jüngerer Zeit wieder aktiviert wurden. (In den Abbildungen wird Osten immer mit „E“ abgekürzt, weil es dem französischen „Este“ und dem angelsächsischen „East“ entspricht, das E als Himmelsrichtung auch auf dem Geologenkompass). Selbst unter dem Sand Norddeutschlands, unter der großen Tiefebene, gehen die Brüche weiter. Ihnen folgen hier aber nicht die oberflächlichen Täler, sondern das Salz tief im Untergrund, das die vorgezeichneten Brüche bei seinem Aufstieg benutzt hat und das die jüngeren Schichten nach oben aufgebogen, zerstückelt und vielfach zu Erdölfallen gemacht hat. Das heutige Landschaftsbild und seine Oberflächenformen sind dort im Wesentlichen durch die jungquartären Eiszeiten geprägt: Moränenwälle, Seen und Schotterfelder im Alpenvorland, Sand in der Mark Brandenburg (der früher als „Streusandbüchse des Reiches“ bezeichneten Landschaft eines Fontane), Löß und Urstromtäler. Alles in allem der

Beweis, dass einst das Inlandeis aus den Gletschern Skandinaviens bis Berlin und darüber hinaus nach Süden geflossen war und die exotischen Findlinge ortsfremder Gesteine mitgebracht hatte, mit denen man dann Kirchen gebaut und Straßen und Wege gepflastert hatte. Alles aber beginnt mit einer frühen Erdkruste, die im Bayerischen Wald ein sensationell hohes Alter hat: Hier gab es schon vor fast 4 Milliarden Jahren Festland, von dem Teile in den folgenden Gebirgsbildungsereignissen immer aufs Neue umgeformt wurden. Die wesentlich prägende Epoche war die der variskischen Gebirgsbildung, die in ganz Europa und weit darüber hinaus den Gebirgen ihren Stempel aufgedrückt hat. Ihr komplexes Muster zu entschlüsseln hat etwa 200 Jahre gedauert, und es wird erst heute, da wir das gut begründete Modell der Plattentektonik für die geologische Erklärung verfügbar haben, einigermaßen verständlich.

Das Variskische Gebirgssystem –  Deutschlands geologisches Rückgrat Variscisches, Varistisches, Variszisches oder Variskisches Gebirge – alle diese Schreibweisen werden verwendet. Der Begriff stammt von „Curia Variscorum“, wie die Stadt Hof in Bayern neulateinisch bezeichnet wurde. Dementsprechend gebrauche ich hier die deutschsprachige Schreibweise variskisch, mit Ausnahme des Begriffs „Subvariszische Saumsenke“, die schon ursprünglich so geschrieben wurde. Der österreichische Geologe Franz Kossmat hatte schon 1927 eine Gliederung des wesentlich während der Karbon-Zeit strukturierten Variskischen Gebirges vorgestellt, das man volkstümlich gelegentlich auch als „Karbonische Alpen“ bezeichnet hat. Bis heute ist aber nicht sicher erwiesen, ob das jemals ein den Alpen vergleichbares Hochgebirge gewesen ist. Zur geologischen Vorgeschichte der Varisiziden gibt es inzwischen wesentlich neue Erkenntnisse, die sich vor allem auf eine Vielzahl von Altersbestimmungen an winzig kleinen Zirkonkristallen stützen. Daraus lässt sich nun sogar die Herkunft der als ortsfremd im Gebirge erkannten Decken im südöstlichen Rheinischen Schiefergebirge rekonstruieren, die ihren Ursprung sowohl am Rand von Gondwana (also in Afrika) als auch im nördlich gelegenen Laurussia-Baltica-Kontinent haben. Das hier weiter auszuführen ginge aber zu weit, weil es mir letztlich um das geht, was man im Gelände sehen kann. Die in Abb. 2 dargestellte Einteilung in unterschiedlich ausgeprägte, großräumliche Gesteinskomplexe ist im Wesentlichen auch heute noch gültig, nur die Entstehung wird in mancher Hinsicht jetzt anders interpretiert. Der Begriff „Karbonische Alpen“ suggeriert ein Hochgebirge, dessen einstmals sicherlich

Einführung

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steileren Berge aber im Verlauf der vergangenen 300 Millionen Jahre so weit abgetragen worden sind, dass wir heute Mittelgebirge sehen, deren Formen mit der Schroffheit der Hochgebirge nicht mehr vergleichbar sind. Dennoch weiß man, dass sie in ihrer inneren Struktur und bezüglich ihrer Entstehung sich keineswegs grundlegend von den alpinen Gebirgen unterscheiden. Bei ihrer Bildung waren die gleichen Prozesse am Werk, die schon immer die Gebirge der Erde geformt hatten. Es ist auch nicht uninteressant zu wissen, dass Deckenüberschiebungen, wie sie die geologisch jungen Hochgebirge kennzeichnen, zuerst in einem Mittelgebirge erkannt wurden, nämlich schon 1883 in den Ardennen. Kossmat gliederte das Variskische Gebirge in die Großeinheiten Moldanubikum, Saxothuringikum, Rhenohercynikum und die Subvariszische Saumsenke. Bereits 1930 wurde durch H. Scholtz zusätzlich noch die Mitteldeutsche Kristallinschwelle als Teil des Saxothuringikums eingeführt und durch Brinkmann (1948) ausführlicher definiert, weil man ein Liefergebiet für zeitlich begrenzt vorkommende klastische Sedimente brauchte (Abb. 2). Die auch als Zonen (Moldanubische Zone etc.) bezeichneten Einheiten sind überwiegend in den östlichen Gebieten Deutschlands und den angrenzenden Ländern definiert worden, und ihre Namen sind durch die Geographie bedingt: Moldanubikum heißt nach der Moldau und der Donau, Saxothuringikum nach Sachsen und Thüringen, Rhenohercynikum nach dem Rhein (bzw. dem Rheinischen Schiefergebirge) und dem Harz, und die Subvariszische Saumsenke bezeichnet etwa das Gebiet, in dem die Ruhrkohlen entstanden sind. Damit lassen sich nun einzelne Gebirge in diese Zonen einordnen. Sie spiegeln deren geologische Besonderheiten: So sind die Gebirge in der Moldanubischen Zone besonders durch stark und mehrphasig metamorphe Gesteinskomplexe gekennzeichnet, vereinfacht kann man sagen, dass hier Gneise überwiegen. Die Gebirge der Saxothuringischen Zone bestehen wesentlich aus Gneisen und Graniten und die der Rhenohercynischen Zone sind allenfalls von einer schwachen Metamorphose betroffen, d. h., ihre ursprünglichen Gesteine waren im Wesentlichen Sedimente. Wenn man die räumliche Anordnung der Variskischen Gebirge durch Europa verfolgt, so zeigen sich charakteristische Richtungen. In Frankreich verläuft ein Gebirgsbogen von der Bretagne bis ins Zentralmassiv, der allgemein in nordwestlicher Richtung streicht; im Zentralmassiv dreht der Verlauf der Strukturen dann in eine Nordostrichtung und diese Richtung dominiert auch den Verlauf des Gebirges in Deutschland; wenn wir „variskische“ Richtung sagen, meint das immer ein Südwest-Nordost-Streichen. Die von Kossmat definierten Einheiten haben

alle diese Streichrichtung und sie verlaufen alle mehr oder weniger parallel zueinander. Im Zusammenhang mit ihrem Metamorphosegrad ließe sich in einem plattentektonischen Kontext behaupten, dass das Variskische Gebirge durch eine einst nach Südosten gerichtete Subduktion geprägt sein könnte. Dieses sehr grobe Bild wird aber durch eine Vielzahl von Beobachtungen modifiziert. In den letzten Jahren wird zunehmend ein neuer Erklärungsansatz diskutiert, der die Kossmat’schen Zonen als Terrane auffasst. Terrane sind Krustenteile (Mikroplatten), die eine jeweils eigene Entstehungsgeschichte haben; sie sind meist in ganz anderen Bereichen entstanden und erst danach in ihre heutige Position gewandert. So wird das Rhenohercynikum einem als Avalonia bezeichneten Terran zugeordnet, das als Krustensplitter vom südlich gelegenen Gondwanaland schon im älteren Paläozoikum nach Norden driftete und sich dort in der Zeit des Silurs mit dem aus älteren, d. h. kaledonischen Einheiten zusammengesetzten Old-Red-Kontinent vereinigte. Avalonia war im Devon dann der Schelfbereich, in dem der oft rot gefärbte Verwitterungsschutt des Kaledonischen Gebirges abgelagert wurde. Das zeitlich nachfolgende, Armorica genannte Terran, das ebenfalls vom Nordrand Gondwanas stammt, entspricht den südlich an das Rhenohercynikum anschließenden Zonen, die erst etwas später dort „angedockt“ hatten. Die Geophysik hat inzwischen Hinweise dafür geliefert, dass die Grenzen zwischen den Kossmat’ schen Einheiten bzw. den Terranen tektonische Grenzen sind. Mit der Kontinentalen Tiefbohrung (KTB) in der Oberpfalz hatte man geplant, die Grenze zwischen Moldanubikum und Saxothuringikum zu durchbohren; das ist nicht geglückt, weil die Bohrung wegen technischer Probleme in etwas über 9000 m abgebrochen werden musste. Die Grenze lag nach den geophysikalischen Daten aber tiefer und es ist bei den Kosten einer solchen Bohrung ziemlich unwahrscheinlich, dass wir sie in absehbarer Zeit direkt erreichen werden. Auch in vielen anderen Fällen muss auf die Ergebnisse geophysikalischer Untersuchungen verwiesen werden; zu den Großprojekten in dieser Hinsicht gehörten das Deutsche Kontinentale Reflexionsseismik-Programm DEKORP oder die Europäische Geotraverse EGT (Blundell et al. 1992). Unabhängig vom Schema Kossmats hatten diese Forschungsprogramme zum Ziel, mehr über den tieferen Untergrund zu erfahren. Bestätigt wurde dabei die bei etwa 30 – 35 km Tiefe liegende Grenze zwischen Erdkruste und Erdmantel unter Deutschland, die als Mohorovičić-Diskontinuität, kurz Moho bezeichnet wird; es gibt allerdings Abweichungen von diesem Bild. Sie betreffen u. a. den Alpenraum, wo unter der Auflast des jungen Hochgebirges die Erd-

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kruste bis zu einer Tiefe von 40 km „eingedellt“ ist (die alten Geologen nannten das die „Wurzelzone“ des Gebirges), oder den Oberrheingraben, unter dem ein hoch reichendes „Mantelkissen“ zu existieren scheint, das hier die Moho im Bereich des Kaiserstuhls bis auf etwa 24 km ansteigen lässt. Eine sehr markante Linie besteht im Osten, wo der Untergrund einen nach Nordwesten streichenden Verlauf annimmt: Hier grenzt Mitteleuropa an die große Osteuropäische Plattform, die durch eine über 40 km dicke Erdkruste gekennzeichnet ist. Die50

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ser Linie folgt in ihrer Richtung u. a. das Elbetal und sie setzt sich weit nach Nordwesten fort, wo sie nach ihren „Erfindern“ heute als Tornquist-TesseireZone bezeichnet wird. Man kann nun die einzelnen deutschen Gebirge bzw. Landschaften den Kossmat-Zonen zuordnen. Dann zeigt sich, dass der größte Teil des Schwarzwalds, der Bayerische Wald mit seinen Teilgebieten, aber auch die dazwischenliegenden und von jüngerem Deckgebirge überlagerten Bereiche zum Moldanubikum gehören; der nördlichste Schwarzwald,

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Postkaledonisches Deckgebirge über kaledonischem Grundgebirge

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Saxothuringikum Kambrium bis Unterkarbon Sedimente und Vulkanite,

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öhm s S die Die Gliederung Die tektonische Karte zeigt auch die jungen Einbruchszonen, u t des Variskischen Gebirges in Zonen, erw e ald m u l d geologische Geschichte haben: Ausschnitt jeweils ihre e eigene die vom Oberrheingraben bis in die Hessische Senke und k i t b t Ries aus deri Darstellung der Europäischen Geotraverse (EGT, Blundell darüber Nordnordost verlaufen, und die nach n u hinaus Richtung M aNordwesten d et al. 1992), Legende im Wesentlichen nach Franke (darin). orientierte Niederrheinische Bucht. Der Nordl Mo west-Richtung folgen auch viele der landschaftsprägenden Charakteristisch ist der Südwest-Nordost-Verlauf der einzelnen Strasbourg Brüche am Südwest-Rand von Böhmischer Masse, an den Zonen, die vor allem in Süddeutschland von mächtigem mesoe n Wald. zoischem Deckgebirge überlagert sind. Vogesen, Schwarzwald, ostbayerischen Gebirgen und am Thüringer ck e b Odenwald, Spessart und Thüringer Wald bilden große tektoniDie jungen Vulkangebiete s esind, von der Eifel über Westerl adies Rhön mit ihren Randbereichen sche Fenster, die den Blick in den Untergrund gestatten. wald, Vogelsberg o und bis München M hin zum Egergraben und in die Lausitz, auf einer weitgehend Nach Süden taucht das Variskische Gebirge unter die MolasSchwarzse ab. Reste davon sind auch in den Alpen erhalten, dort sind Ost-West ausgerichteten Linie angeordnet, deren Parallele sie aber im Zuge der Entwicklung dieses jungen Gebirges zerzu den Alpen hier Spekulationen über einen ursächlichen Zuwald lpen stückelt Vogesen worden. Münchberger Masse und wahrscheinlich auch sammenhang nahelegt. Kalka die nordöstlich davon gelegenen kleineren Einheiten bilden Das „Tertiär“ wird nomenklatorisch neuerdings in „Paläohe l i c Zeitbegriff wird ebenso wie die am Ostrand des Rheinischen Schiefergebirges gen“ und „Neogen“ gegliedert, der ältere d r N öbeibehalten, auch um die in gelegenen Komplexe der Gießen-Decke (Sägezahn-Signatur) aber in diesem Buch dennoch nahezu sämtlichen Fällen so zitierte Literatur erkennbar zu ortsfremd gelagerte Decken, die jeweils aus Südosten dorthin halten. geschoben wurden.

¯˙  Abb. 2:

Postkaledonisches Deckgebirge über kaledonischem Grundgebirge

Saxothuringikum

Devon bis Quartär

Kambrium bis Unterkarbon Sedimente und Vulkanite, teilweise hochgradig metamorph

Zechstein-Diapire

Unterkarbonischer Flysch

Rhenoherzynikum u. Subvariszische Saumsenke Kambrium bis Unterkarbon Sedimente und Vulkanite Karbon Flysch und Molasse Gießen-Harz-Decke Oberdevon und Unterkarbon mit ozeanischen Basalten (MORBs), die aus einem südlich gelegenen Ozean stammen Nördliche Phyllitzone Ordovizium bis Oberdevon Metamorphe Sedimente undVulkanite Mitteldeutsche Kristallinschwelle Metamorphe Gesteine Alter der Ausgangsgesteine weitgehend unbekannt (Paläozoikum und fragliches Proterozoikum), Metamorphose vom Oberdevon bis ins Unterkarbon Oberdevon und/oder Unterkarbon Klastische Sedimente und Vulkanite in Binnensenken, nur schwach metamorph

Granitische Gesteine Gabbros Oberkreide bis Quartär Vulkanite des Intraplattenbereichs

Münchberger Masse aus dem südlich gelegenen Tepla-Barrandium als Deckenkomplex transportiert Zentrum: Gesteine schwach bis hochgradig metamorph, Ausgangsgesteine proterozoisch bis altpaläozoisch mit ozeanischen Basalten, Metamorphose Silur bis Unterdevon Rand: Kambrium bis Unterkarbon, Sedimente und Vulkanite

Moldanubikum Tepla-Barrandium (Bohemikum) Mittel- bis hochgradig metamorphe Gesteine, Ausgangsgesteine proterozoisch bis altpaläooisch, Metamorphose Silur bis Unterdevon Cadomisches Grundgebirge mit altpaläozoischen Intrusionen Kambrium bis Mitteldevon Kontinentale, flachmarine und hemipelagische Sedimente und Vulkanite, die das ältere Grundgebirge überlagern Moldanubikum im engeren Sinne Gesteine mittel- bis hochgradig metamorph, Ausgangsgesteine proterozoisch und paläozoisch, Metamorphose im Unterkarbon Oberdevon und Unterkarbon Klastische Sedimente und Vulkanite

Tertiär (Oligozän bis Miozän) Alpine Molasse Tertiäre u. Quartäre Grabenfüllungen Alpen Subalpine Molasse, allochthon Mesozoikum bis Tertiär des Faltenjuras Perm bis Alttertiär der Helvetischen Decken Mesozoikum und Kreide bis Alttertiär Flysch, oft Decken Grundgebirgsdecken des Tauernfensters Perm bis Mesozoikum Decken Ordovizium bis Karbon Decken Decken aus hochgradig metamorphem Grundgebirge mit variskischen Granitoiden

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Odenwald, Spessart und Thüringer Wald, Fichtelgebirge, Erzgebirge und Granulitgebirge zum Saxothuringikum; Hunsrück, Taunus und alle weiteren, geographisch definierten Teile des Rheinischen Schiefergebirges sowie der Harz zum Rhenohercynikum; und das weiter nördlich gelegene westfälische Steinkohlenrevier zur Subvariszischen Saumsenke. Bergbau und Geophysik haben gezeigt, dass sich dieser Bereich bis in den Untergrund der Nordsee verfolgen lässt – insofern gehört auch der Untergrund der Norddeutschen Tiefebene dazu. Dieses Beispiel zeigt besonders deutlich, dass die variskischen Baueinheiten bzw. deren Grenzen oft nicht an der heutigen Oberfläche zu finden sind, sondern von jüngeren Schichten überlagert werden. Um es mit einem Beispiel vorwegzunehmen: Die Schwäbische Alb liegt in der Moldanubischen Zone, sie wird im Buch aber im Wesentlichen unter dem Aspekt ihrer jurazeitlichen Schichtfolge behandelt, obwohl der moldanubische, aus Kristallingesteinen bestehende Untergrund sich in Bohrungen und anhand von jungvulkanischen Auswürflingen nachweisen lässt; und auch der Meteoritenimpakt im Nördlinger Ries hat entsprechende Gesteine an die Oberfläche befördert. Die Grenzen zwischen den variskischen Baueinheiten sind gelegentlich auch unter jüngeren, postvariskischen Ablagerungen verhüllt. Die mit der Heraushebung des Gebirges einhergehende Abtragung hat zur Perm-Zeit mächtige Schuttmassen geliefert, die sich in Trögen zu viele Tausende Meter mächtigen klastischen Ablagerungen angesammelt haben. Sie sind durch eine eigene Dynamik während der Spätphasen der variskischen Gebirgsbildung entstanden, die nun statt Einengung der Erdkruste und Faltung zu einer Dehnung geführt hat; die Folge waren tief reichende Brüche, die auch wieder Magmen den Weg zur Erdoberfläche eröffnet hatten. Solche Tröge sind an ihren Gesteinen etwa von der Saar bis nach Thüringen und darüber hinaus zu verfolgen. Die regionale Geologie von Deutschland wird wesentlich durch die Variskischen Gebirge bestimmt. Das gilt nicht nur für die Bereiche, in denen deren Gesteinskomplexe zutage treten, sondern auch für die, in denen variskische Einheiten durch jüngere Ablagerungen verhüllt sind. Insofern sind selbst der Bereich der Alpen und deren Vorland durch variskische Strukturen mitbestimmt. Geographisch geschult, sind wir gewohnt, vom Schwarzwald, vom Spessart, Taunus, der Schwäbischen Alb, dem Münsterland, dem Harz oder der Norddeutschen Tiefebene zu sprechen. Es bietet sich daher auch für den Zweck dieses Buches an, auf diesen Schulkenntnissen aufzubauen und Gebirge und Tiefländer in diesem Ordnungsschema vorzustellen. Als Geologe ist man auf der anderen Seite immer geneigt, das Problem der Darstellung zunächst einmal erdgeschichtlich anzugehen und so mit den ältesten Bildungen anzufangen. Dem folgen auch die Darstellungen in den neueren Büchern

zur Geologie einzelner Bundesländer. Dann merkt man schon sehr bald, dass es mit dem Variskischen Gebirge allein nicht getan ist, weil auch die Ereignisse der wesentlich älteren kaledonischen Gebirgsbildung ihre Spuren in unseren Landschaften hinterlassen haben. Die meisten sind allerdings inzwischen so verwischt, dass man sie nur noch mit Mühe entziffern kann. Viele Kollegen führen noch heute einen erbitterten Streit, wie viele und welche der mechanischen Deformationen in den Variskischen Gebirgen eventuell einer kaledonischen Gebirgsbildung zugeschrieben werden können. Im Zuge der ständig weiter verfeinerten physikalischen Altersbestimmungen an Mineralen und Gesteinen lässt sich heute auch noch wesentlich weiter und genauer zurückschauen. Zirkone im Bayerischen Wald haben ein verlässliches Alter von > 3800 Millionen Jahren ergeben (Gebauer et al. 1989), das darauf hinweist, dass wir es hier mit ganz alter kontinentaler Erdkruste zu tun haben; man könnte sich also durchaus weitere Gebirgsbildungsphasen zwischen dieser Zeit und dem altpaläozoischen Kaledonischen Gebirge vorstellen. Alle Gebirge werden heute überwiegend im Kontext der Plattentektonik interpretiert; das muss man auch im Einzelfall berücksichtigen, wenn man Krustenstapelung, Metamorphosegrad, Deckenüberschiebungen oder fragliche Anteile ozeanischer Kruste diskutiert. Die Forschungen haben inzwischen bestätigt, dass es praktisch auch in allen unseren Mittelgebirgen eine den Alpen vergleichbare Deckentektonik gibt: in den Kristallingebieten von Schwarzwald, Harz, Erzgebirge und – besser verständlich – im Rheinischen Schiefergebirge und im Lahn-Dill-Gebiet. Damit werden diese Mittelgebirge auch bezüglich ihrer Entstehung den Alpen vergleichbar, wo die Strukturen noch besser erhalten geblieben sind. Die Kriterien in den von Sedimentgesteinen gekennzeichneten „Schiefer“-gebirgen sind überwiegend die Fossilien, die ein Übereinander von Gesteinspaketen anzeigen, bei denen gelegentlich ältere über jüngeren Schichten liegen. Dazu kommen manchmal auch Strukturen, die auf eine entsprechende mechanische Beanspruchung hinweisen, etwa Schrammen oder zermahlenes Gestein an der Basis solcher Decken. In den Kristallingebieten, wo paläontologische Alterskriterien fehlen, weil die Fossilien durch die Metamorphose zerstört sind, beruhen die Nachweise auf den an den Gesteinen ermittelten Druck- und Temperaturverhältnissen und auch der zunehmenden Anzahl von physikalischen Altersbestimmungen: Ältere und vormals unter höheren Drücken und Temperaturen gebildete Gesteine können auf weniger beanspruchten und jüngeren liegen, und solche Lagerungsverhältnisse sind vielfach erst nach den Laborstudien erkennbar. Was man bisher nicht verstanden hatte, waren Gesteinskomplexe, die nicht zu denen in ihrer unmittelbaren Umgebung zu passen schienen. Im Falle der

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Gießen-Decke war es anhand der geochemischen Charakteristik noch möglich, deren Gesteine aus einem fernen Ozean herzuleiten. Inzwischen hat man aber weitere solcher Decken erkannt, die auf sehr unterschiedliche und auch ferne Herkunftsgebiete verweisen. So sind im Rheinischen Schiefergebirge inzwischen mehrere ortsfremd entstandene Gesteinskomplexe nachgewiesen worden. Die Methode dazu lässt sich mit dem aktuellen Begriff „Provenienzforschung“ beschreiben, wie er auch bei Kulturgütern verwendet wird. Geologen arbeiten ähnlich, um den Entstehungsort von Gesteinskomplexen zu ermitteln, was im Zuge plattentektonischer Bewegungen zunehmend an Bedeutung gewonnen hat. Kriterien dafür sind die inzwischen zahlreichen Altersbestimmungen an Zirkonkristallen (Mende et al. 2018). Das hier in seinen Strukturen vorgestellte Variskische Gebirge hatte, wie alle Gebirge, eine Vorgeschichte, die sich im Wesentlichen unter Wasser abspielte. Hier ist zunächst vom Rhenohercynischen Ozean die Rede. Über altkonsolidiertem präkambrischem Untergrund, wie ihn die Schollen von Eckergneis im Harz in winzigen Ausmaßen anzeigen, die vielleicht der Granit des Brockenplutons an die Oberfläche geschleppt hatte, entwickelte sich während des Devons durch Dehnung dieser alten Kruste ein Ozean, in den vom nördlich gelegenen OldRed-Kontinent klastisches Material eingetragen wurde. Das war lange Zeit hindurch ein Flachmeer, in dem sandige Sedimente überwogen; gelegentlich kam es auch zu vulkanischen Ereignissen, die meist durch rhyolithische Tuffe und Begleitgesteine, aber auch Basalte dokumentiert sind. Mit zunehmender Krustendehnung wurde dieses Meer tiefer und die Ablagerungen wurden feiner im Korn. Diese pelagische Zeit hat nicht nur überwiegend tonige Sedimente eines tieferen Wassers hinterlassen, sondern auch eine Vielzahl sehr unterschiedlicher vulkanischer Gesteine und Riffkarbonate. Lokal kann man daraus eine Art Südsee-Szenario rekonstruieren, allerdings dürften sich kaum Tiefseeverhältnisse darin entwickelt haben. Am Schelfrand bzw. auf submarinen Vulkanschwellen, die sich vor allem im oberen Mitteldevon entwickelt hatten, wuchsen Riffkarbonatkomplexe auf, die auch kalkigen Schutt in die benachbarten Beckenbereiche geschüttet hatten. Die wesentlich aus Korallen und Stromatoporen zusammengesetzten Riffbauten sind manchmal Hunderte von Metern mächtig und zeigen damit eine kontinuierliche Absenkung des Schelfrandes bzw. des vulkanischen Untergrundes an, die durch Aufwuchs immer wieder kompensiert wurde. Der Vulkanismus war überwiegend durch Basalte gekennzeichnet und dauerte zunächst bis in das tiefere Oberdevon hinein an; heute begegnen wir den Gesteinen in der grünlich gefärbten Version, die als Diabas bezeichnet wird. Ob die grünen, auf Chlorit und/oder Epidot zurückgehenden Farben

durch eine leichte Metamorphose grünschieferfaziell überprägt wurden oder im unmittelbaren Anschluss an die Förderung der Basalte durch autometasomatische Meerwasser-Alteration entstanden sind, ist noch immer Gegenstand fachlicher Diskussionen. Erwiesen ist dagegen, dass es sich um sogenannten Intraplattenvulkanismus handelte; von tektonisch bedingten Ausnahmen abgesehen, gibt es im Rhenohercynikum keine echten ozeanischen Basalte. In diese Zeit fallen auch weltweite Ereignisse, die in den Gesteinsfolgen der Variskischen Gebirge dokumentiert sind: Der Kellwasserkalk (Abb. 3) des unteren Oberdevons im Harz und im Rheinischen Schiefergebirge zeigt mit seinen schwarzen Lagen die kurzzeitigen Ereignisse an, die u. a. zum globalen Aussterben der Stromatoporen-Korallen-Riffgemeinschaft geführt hatten. Mehrere weitere solcher „Schwarzschieferereignisse“, die auf anoxische Episoden in den devonischen und karbonischen Weltmeeren hinweisen, sind mindestens europaweit gut zu verfolgen, machen aber ein weltweites Aussterbeereignis wahrscheinlich. Als im höchsten Oberdevon die Bodenbewegungen der variskischen Gebirgsbildung einsetzten, kam es wieder zu einer verstärkt klastischen Sedimentation, die ihren Höhepunkt im Unterkarbon hatte. Dabei wurden vor allem Grauwacken gebildet, die sich während der dadurch belegten Flyschphase nach Art einer Front über das Rheinische Schiefergebirge hinweg nach Nordwesten bewegten. Wie in jeder Entwicklung von Gebirgen üblich, folgte auch in den Variskischen Gebirgen auf die Flyschphase ein Molassestadium, in dem hauptsächlich während des Oberkarbons die vor dem nun gefalteten Gebirge liegende Saumsenke mit dem Schutt der aufsteigenden Gebirgsteile aufgefüllt wurde. Das war ein Raum zwischen Land und Meer, in dem sich Küstensümpfe entwickeln konnten, deren Versenkung und Überdeckung mit klastischen Sedimenten später zur Bildung von Steinkohlen führte. Noch später wurde die gebirgsbildende Einengung wieder durch Dehnung der Erdkruste abgelöst und die landfest gewordenen Bergketten unterlagen der Abtragung, deren Schuttmassen sich während der Rotliegendzeit in den Binnensenken sammelten. Die geschilderten paläogeographischen Verhältnisse sind eigentlich nur im Rhenohercynikum gut zu verfolgen, weil die Gesteinsfolgen dort überwiegend nicht metamorph sind. Vom Old-Red-Kontinent abgesehen, sind auch die Liefergebiete für manche der sandigen Sedimentfolgen nicht immer zweifelsfrei zu rekonstruieren. Aus Vergleichen mit den Nachbarregionen ergeben sich aber vielfach schlüssige Argumente, etwa aus einer nach der Bretagne benannten Mikroplatte, die als Armorica bezeichnet wird: Von dort kamen gut sortierte Sande, die sich sogar mit silurischen und altdevonischen Faunen im Harz und bei Gießen entsprechend ein-

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˙˘ Abb. 3:

Kellwasserkalk. Nach einem Bach im Harz benannte Gesteinsassoziation, in der im Kalk dunkle Lagen schwarzer Tonschiefer vorkommen, die sehr reich an Biomasse sind. Damit haben wir auch in Deutschland einen Hinweis auf das weltweite Massenaussterben im unteren Oberdevon. Neuer Aufschluss im Kellwassertal (Harz). (Wikimedia Commons/nosmisiso)

stufen und teilweise noch bis in das Ordovizium zurückverfolgen lassen. Andere sandige Ablagerungen werden auf die südlich gelegene Mitteldeutsche Kristallinschwelle zurückgeführt, die im Devon in Erscheinung trat. Am Südrand des Rhenohercynikums schließt sich ein Streifen metamorpher Gesteine an, der im Hunsrück, im Taunus und im südöstlichen Harz aufgeschlossen ist und der zusammenfassend als Nördliche Phyllitzone bezeichnet wird (Abb. 2). Er trennt das Rhenohercynikum von der südlich anschließenden Mitteldeutschen Kristallinschwelle; die Grenze ist eine scharf ausgebildete, tief reichende Störungszone, die u. a. als Hunsrück- bzw. Taunus-Südrandstörung bezeichnet wird. Anders als es die Bezeichnung Phyllitzone nahe legt, sind die Gesteine durch eine mittelgradige grünschieferfazielle Metamorphose überprägt worden, wenn man von kleinen isolierten Gneisvorkommen absieht, deren präkambrisches Alter sie als Teil des alten Untergrundes kenntlich macht. Die Ausgangsgesteine waren tonige und sandige Sedimente und, besonders im Taunus, vielfach auch rhyolithische bis basaltische Vulkanite, woraus sich auch ein Vergleich mit einem Inselbogen ergibt. Die Altersstellung dieser Gesteinskomplexe war lange Zeit spekulativ, aus Mangel an Fossilien hatte man die infolge der Metamorphose auch alt erscheinenden Gesteine einem nicht näher bestimm-

ten „Vordevon“ zugeordnet. Nach physikalischen Altersbestimmungen und Funden von Mikrofossilien, die die Metamorphose überdauert hatten (Sporen, Acritarchen), weiß man heute, dass wenigstens ein Teil der Vulkanite ordovizisches bis silurisches Alter hat und einige der datierten Metasedimente in das Devon zu stellen sind. Unter den genannten Vulkaniten gibt es auch ozeanische Basalte. Gesteine der Nördlichen Phyllitzone sind im Harz in der Zone von Wippra aufgeschlossen; dazu gehören Grauwacken, Phyllite, Quarzite und Grünschiefer. Fossilfunde deuten an, dass mindestens ein Teil davon ordovizisches Alter hat und dass die Schichtfolgen auch devonische und eventuell sogar unterkarbonische Anteile enthalten. Neben einer Vielzahl vulkanischer Intraplatten-Gesteine, die heute als Metavulkanite vorliegen, gibt es auch in der Zone von Wippra ozeanische Basalte. Infolge ihrer vielfältigen Überprägung ist es außerordentlich schwierig, die Gesteinskomplexe der Nördlichen Phyllitzone zu einem stimmigen paläogeographischen Bild zusammenzufügen. Nachdem man festgestellt hat, dass sich die Gesteine und deren Alter von denen des nördlich anschließenden Rhenohercynikums nicht grundlegend unterscheiden, wäre die einfachste Interpretation die, dass hier nur der metamorph überprägte Südrand des Rhenohercynischen Beckens vorliegt. Im südlichsten Bereich der Phyllitzone deutet sich ein

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Gürtel von Grauwacken an, die diese von der Mitteldeutschen Kristallinschwelle trennen; in diesem Bereich kommen auch die Basalte mit Ozeanbodencharakteristik vor (sog. MOR-Basalte), wie sie, zusammen mit Grauwacken, die als Fremdkörper auf dem Rhenohercynikum liegende Gießen-Decke kennzeichnen. Danach läge dann hier deren Wurzelzone. Im Süden schließt sich die Mitteldeutsche Kristallinschwelle an, die aus metamorphen und plutonischen Gesteinskomplexen aufgebaut wird; bei den Metamorphiten lassen sich Paragesteine (aus Sedimenten entstanden) und Orthogesteine (aus Magmatiten entstanden) unterscheiden. Die Gesteine der Mitteldeutschen Kristallinschwelle kommen fensterartig am Westrand des Oberrheingrabens bei Albersweiler, im Odenwald, im Spessart, im nördlichen Thüringer Wald und im Kyffhäuser an die Oberfläche; sonst sind sie nur aus Bohrungen unter den Sedimenten der Saar-Nahe-Senke und im Untergrund der Rhön bekannt. Ein Vergleich der Geologie dieser Einzelgebiete hat ergeben, dass sie sich zwar ähneln, im Einzelnen aber doch so stark unterscheiden, dass man inzwischen sogar über eine Zusammensetzung aus einzelnen Krustensplittern (Terrane) spekuliert. Auch die Altersbestimmungen an den Gesteinen liefern sehr unterschiedliche Daten: So reichen die Vorkommen in der Pfalz vom Kambrium (Albersweiler) bis ins Karbon (Neustadt) – was etwa, soweit es die älteren Anteile betrifft, auch für den Odenwald gilt, während im Spessart und in Thüringen auch Gesteine präkambrischen Alters gefunden wurden. Bisher gibt es nur sehr wenige verlässliche biostratigraphische Einstufungen, so z. B. im Spessart, wo in Quarziten der Geiselbach-Formation Sporen silurischen Alters gefunden wurden; die daran anschließenden Gesteinskomplexe hat man aufgrund der Lagerungsverhältnisse dann vom Ordovizium bis ins obere Präkambrium zurückverfolgt. Die Metamorphose im Bereich der Mitteldeutschen Kristallinschwelle hat überwiegend die Amphibolitfazies erreicht, nur die Vorkommen in der Pfalz sind geringer beansprucht und in Bohrungen in Südbrandenburg sind sogar nicht metamorphe Grauwacken angetroffen worden. Die entscheidende Prägung geschah während der variskischen Gebirgsbildung, ältere Ereignisse sind aber wahrscheinlich. Die Verschiedenheit der einzelnen Gebiete äußert sich auch darin, dass die individuellen Krustenblöcke unterschiedliche maximale metamorphe Beanspruchung erfahren hatten und das auch noch zu unterschiedlichen Zeiten. Ihre Hebung in das heutige (oder ältere) Erosionsniveau erfolgte ebenfalls zu unterschiedlichen Zeiten. Was an Gemeinsamkeiten bleibt, die man im Gelände ohne Hilfsmittel erfahren kann, ist ihr Aufbau aus diversen metamorphen Anteilen, in die mehr oder weniger große Plutone eingedrungen sind, die ihrerseits meist auch ein ent-

sprechendes Ganggefolge hatten (Näheres bei den einzelnen Gebirgen). Mit der daran anschließenden Saxothuringischen Zone, die sowohl durch hoch‑ als auch schwachmetamorphe Gesteinskomplexe gekennzeichnet ist, betritt man auch bezüglich der Interpretation wieder etwas sichereren Boden. Der vielfach gut aufgeschlossene Bereich umfasst etwa das Thüringische Schiefergebirge, den Frankenwald und das Vogtland, und er lässt sich darüber hinaus nach Osten in das Erzgebirge bis zum Elbtalschiefergebirge verfolgen; damit ist gleichzeitig gesagt, dass auch Fichtel- und Erzgebirge sowie das Granulitgebirge zum Saxothuringikum gehören, wo teilweise hochmetamorphe Gesteine anzutreffen sind. Für die Konstitution des Saxothuringikums ist es erforderlich, einen eigenen Ozean zu rekonstruieren und diesen in einem plattentektonischen Konzept auch in eine räumliche und zeitliche Beziehung zum Rhenohercynischen Ozean zu bringen. Man kann sagen, dass dieser Ozean sein Nordufer am Südrand der Mitteldeutschen Kristallinschwelle und sein Südufer am Nordrand des anschließenden Moldanubikums hatte; im Osten war möglicherweise der Rand der Osteuropäischen Plattform seine Grenze. Der Ozean war ein Riftbecken, dessen Ablagerungen zeitlich vom Kambrium bis ins Devon reichen. Im höheren Devon und im Unterkarbon schloss sich dieser Ozean wieder, während sich gleichzeitig der Rhenohercynische Ozean zu öffnen begann; dabei wurden seine Gesteine teilweise unter das südlich angrenzende Moldanubikum subduziert – es existierte dort also ein aktiver Kontinentalrand. Vom Kambrium bis in das untere Ordovizium überwogen klastische Schelfsedimente und vulkanische Gesteine, vom oberen Ordovizium bis ins Unterkarbon folgten hemipelagische Sedimente, die eine Vertiefung des Meeres anzeigen, und im Karbon schließlich Flyschablagerungen. Diese Bildungen werden als thüringische Fazies zusammengefasst, der eine als bayerisch bezeichnete Fazies von Ablagerungen tieferen Wassers, teilweise mit Hornsteinen gegenüberstand, die sich aber ebenfalls aus küstennahen Flachwasserbildungen heraus entwickelt hatte; auch darin sind am Ende Flyschsedimente enthalten. Es hat immer erhebliche Interpretationsschwierigkeiten gegeben, die beiden, räumlich eng benachbarten Faziesbereiche in ihrer Beziehung zueinander zu erklären, obwohl schon lange vor den heute ziemlich gut abgesicherten Deckenüberschiebungen von solchen tektonischen Kontakten die Rede war (Suess 1912). So wird heute die Gesteinsfolge der bayerischen Fazies als Teil einer ortsfremd lagernden Deckeneinheit angesehen, die ihren Ursprung im südöstlich gelegenen sogenannten Tepla-Barrandium hatte, das den nördlichen Teil des Moldanubikums bildet. Zusammen damit wurden wahrscheinlich auch weitere Decken über das Fichtelge-

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birge hinweg transportiert, die den Deckenstapel der Münchberger Masse aufgebaut hatten. Die Grünschiefer und Amphibolite an deren Basis repräsentieren dabei den alten basaltischen Ozeanboden, der im Süden durch die Erbendorf-Linie mit ihren Serpentinitkörpern gekennzeichnet wird. Heute werden auch die beiden anderen kleineren Fremdelemente innerhalb des Saxothuringikums, nämlich die Gesteinskomplexe von Wildenfels und Frankenberg, als klippenartige Deckenreste interpretiert. Zu den Problemen im Saxothuringikum gehört auch die Erklärung der hochmetamorphen Kernzonen im Erzgebirge und im Granulitgebirge, in denen sogar Eklogite und Granulite vorkommen, beides Gesteine, die nur unter enormem Druck entstanden sein konnten. Die metamorphen Mantelgesteine, die diese Kerne außen umgeben, sind nämlich unter wesentlich geringeren Drücken gebildet worden. Die gemessenen physikalischen Alter zeigen mit 340 bis 360 Millionen Jahren aber für alle Einheiten variskische Alter. Um dieses Problem zu lösen, hat Franke (in Dallmeyer et al. 1995) vorgeschlagen, dass die Kernbereiche vorvariskischen Untergrund repräsentieren könnten, der schon vor Beginn der Ablagerung der paläozoischen Sedimente herausgehoben war und danach einen zweiten metamorphen Zyklus mit diesen zusammen durchlief, wobei die variskischen Alter in den entsprechenden „geologischen Uhren“ eingestellt wurden; damit entspricht das gemessene Alter dem thermischen Ereignis, gibt aber nicht in allen Fällen das ursprüngliche Alter der Gesteine selbst an. Der deutsche Anteil des südlich an das Saxothuringikum anschließenden Moldanubikums ist im Osten im Bayerischen Wald und im Westen überwiegend nur im Schwarzwald aufgeschlossen; über das Rheintal hinweg gehören auch die Vogesen überwiegend zum Moldanubikum. Man kennt entsprechende Gesteine aber auch aus Bohrungen, die das Deckgebirge der Schwäbischen Alb durchteuft haben, sowie aus dem Nördlinger Ries, sodass ein zusammenhängender Verlauf dieser Zone anzunehmen ist. Seine gut studierte Typusregion ist aber Böhmen, das außerhalb des in diesem Buch behandelten Bereiches liegt; dort gibt es in der Mulde von Prag eine als Barrandium bezeichnete Gesteinsfolge, die die nahezu einzigen Vorkommen kambrischer bis mitteldevonischer Gesteine im Moldanubikum darstellen, welche nicht metamorph überprägt wurden, weil sie auf einem altkonsolidierten präkambrischen Untergrund auflagern. Alles Übrige sind Metamorphite, die z. T. bereits cadomisch, kaledonisch und schließlich variskisch überprägt wurden. Das macht es verständlich, warum man in diesen polymetamorphen Gesteinen kaum noch etwas von den ursprünglichen Verhältnissen erkennen kann. Die Ausgangsgesteine waren wahrscheinlich Sedimente und Magmatite, deren Alter vom Jungpräkambrium bis mindestens in das Silur reichten.

Innerhalb des metamorphen Moldanubikums sind heute nicht nur in Böhmen, sondern auch im Schwarzwald und in den Vogesen Deckenüberschiebungen erkannt worden; Hauptkriterium hier ist, dass unter hohen Drücken gebildete Gesteinskomplexe über solchen niederer Metamorphose angetroffen werden. Die Deckenüberschiebungen erfolgten im Zusammenhang mit der variskischen Gebirgsbildung, während der auch die meisten granitischen Gesteine gebildet wurden. Dabei lassen sich ältere granitische Komplexe, die noch von der Tektonik betroffen und teilweise Scherbewegungen ausgesetzt waren, von jüngeren unterscheiden, die keine solche Beanspruchung mehr erkennen lassen. Es gibt Hinweise auf einen etwa spiegelbildlichen Verlauf der variskischen Zonen: Im Südosten des Böhmischen Massivs schließen sich Zonen an, die als Moravo-Silesikum und Sudetikum bezeichnet werden und nach den Landschaften in Mähren, Schlesien und den Sudeten benannt sind. Das Moravo-Silesikum gilt als Äquivalent der Saxothuringischen und das Sudetikum als das der Rhenohercynischen Zone; so kann man die Faltenstränge bogenartig um den moldanubischen Kernbereich Böhmens herum verfolgen – was allerdings, wie bereits gesagt, den Rahmen unserer Darstellung verlässt. Alle plattentektonischen Erklärungsansätze für die mitteleuropäischen Variskischen Gebirge haben mit dem Problem zu kämpfen, dass man, von wenigen Ausnahmen abgesehen, keine richtigen ozeanischen Basalte bzw. die mit ihnen zusammen sonst üblichen Ophiolithkomplexe gefunden hat. Unbestritten bleibt aber, dass es Dehnungsprozesse gegeben hat, die zur Entwicklung größerer Becken geführt haben, und ebenso unbestritten ist, dass die Füllung dieser Becken später gefaltet und zusammengeschoben wurde; die Kruste wurde also erheblich verkürzt und dabei wurde auch ein Teil dieser Beckeninhalte subduziert. Für die schon im Devon beginnenden Flyschphasen führte diese Einengung auch zu Überschiebungen, die sogar das Ausmaß von Decken erreichen konnten. Deren Transport erfolgte im Bereich der Münchberger Masse bzw. der Gießen- und Ostharz-Decken nach Norden sowie im südlichen Schwarzwald und in den Vogesen nach Süden. Damit ist ein Wandern der Bewegungen von einer inneren Kernzone des Gebirges jeweils nach außen erkennbar. Nach bzw. mit dem Aufstieg des Gebirges entstanden die Molassen, die den Abtragungsschutt darstellen, der in Binnentrögen und am Außenrand des Gebirges abgelagert wurde. Im Variskischen Gebirge entstanden so zur Zeit des Oberkarbons die Ablagerungen der Subvariszischen Saumsenke mit ihren Steinkohlen, die nachfolgend ebenfalls noch in die Faltung einbezogen wurden; entsprechendes gilt für den südöstlichen Bereich der oberschlesischen Kohlebecken. Damit endeten die Einengungsprozesse. Es folgten, im höchsten Oberkarbon und

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im unteren Perm, Scherungs- und Dehnungsprozesse in der Erdkruste, bei denen sich Nordwest-Südost und Nordnordost-Südsüdwest verlaufende Störungen entwickelten. Daneben blieb im Gebirge aber die alte, durch den Faltungsprozess verursachte Südwest-Nordost-Richtung noch erhalten. Ihr folgten die Tröge, in denen sich ebenfalls ab dem Oberkarbon, verstärkt aber während des Rotliegends, die Binnenmolassen ablagerten, zu denen u. a. auch die Saarkohlen gehören. Diese Binnentröge sind infolge des aktiven Einsinkens gelegentlich mit kilometermächtigen klastischen Sedimentfolgen verfüllt worden; ihr aktives Einsinken ist eine Folge der Dehnungstektonik, die an den nachfolgenden Störungen in diesen Ablagerungen beobachtet werden kann. Durch die Krustendehnung wurden nun auch wieder Gesteinsschmelzen die Wege geöffnet, die sich vielfach mit den permischen Sedimenten verzahnten; die meisten sind rhyolithisch, was gelegentlich zu explosivem Vulkanismus oder zum domartigen Aufdringen des zähplastischen Materials geführt hat. Solche Schmelzen haben ihren Ursprung in der Kruste, während die ebenfalls in dieser Zeit gebildeten intermediären und vor allem die basischen Gesteine durch tiefer reichende Brüche erklärbar sind, die auch Schmelzen aus dem Erdmantel als Aufstiegswege dienten. Gebirgsbildung geht immer auch mit einer Aufheizung von Gesteinen einher – infolge der Stapelung von ganzen Krustenpaketen kommt es im tieferen Teil zur Metamorphose und darüber hinaus auch zur Aufschmelzung. Die dabei entstehenden Gesteinsschmelzen steigen auf, weil sie leichter sind als ihre Umgebung, und dringen in Form von Plutonen in die Rahmengesteine ein. Solche Schmelzen haben meist eine granitähnliche Zusammensetzung und sie unterscheiden sich damit grundlegend von den basaltischen Schmelzen, die im Normalfall den Beginn und den Verlauf von ozeanischen Becken begleiten. In früheren Definitionen hatte man in diesem Fall von einem „initialen“ Vulkanismus gesprochen und die granitischen Schmelzen einem „synorogenen“ Magmatismus zugeordnet.

Die Zeit nach der Variskischen Gebirgsbildung – ein neuer Baustil Vom ausgehenden Paläozoikum an, vor allem aber seit dem Mesozoikum nimmt dann das landschaftsbildende Geschehen einen gänzlich anderen Verlauf. Gneise, Granite und die damit verwandten Gesteine der älteren Gebirgsbildungen, auch die gefalteten Sedimentgesteine, fasst man unter dem Begriff Grundgebirge zusammen. Mit dem jüngsten Paläozoikum beginnt das von solchen Deformationen nicht mehr oder kaum noch betroffene Deckgebirge. Das alte Gebirge wurde zusehends eingeebnet, es entstand zunächst eine weit reichende Landoberfläche, aus der z. B. im Schwarzwald immer

noch einzelne Höhenrücken herausragten, die als Schuttlieferanten wirksam waren. In der nachfolgenden Zechsteinzeit entwickelte sich ein Meeresbereich, dessen Ablagerungen vor allem im Untergrund von Norddeutschland zu finden sind; sie reichen insgesamt von der südlichen Nordsee bis weit nach Polen hinein. Damals wurden unter weitgehend ariden Klimabedingungen Karbonate, vor allem aber Evaporite gebildet und es entstanden Anhydrit, Gips, Steinsalz und die wertvollen Kalisalze. Dieses aus Norden eindringende Meer hatte Ausläufer bis weit nach Süddeutschland hinein, wo dann anstelle der Salze randnahe Karbonate und der vom Schwarzwald bekannte Karneoldolomit gebildet wurden. Man kann die Salzbildungsfolgen heute in insgesamt 7 Zyklen gliedern, von denen die jüngsten vor allem im Nordseebereich entwickelt sind. Seitdem man aber auch in den früher zum Unteren Buntsandstein gezählten Schichten evaporitische Bildungen angetroffen hat (meist nur in Bohrungen, wo diese noch nicht aus den Gesteinen herausgelöst sind), werden die entsprechenden Schichten heute in den Zechstein eingeordnet. Im Zusammenhang mit der zunehmenden Einebnung des Variskischen Gebirges werden am Übergang vom Perm zur Trias die im Rotliegend noch überwiegend grobklastischen Schuttablagerungen zunehmend feiner, bis im Buntsandstein Sand, Silt und Tone vorherrschen, die in Süddeutschland nur durch gelegentliche Gerölllagen unterbrochen werden. Die Sedimente stammen aus einem im Südwesten gelegenen Liefergebiet, u. a. dem Französischen Zentralmassiv, und wurden durch pendelnde Flüsse mit episodisch stark wechselnder Wasserführung über ganz Deutschland bis in den Bereich der Nordsee verteilt. Auf ihrem Weg wurden die Sedimente auch zunehmend feinkörniger. Die Flusslandschaft war von Dünen und kleinen, episodisch austrocknenden Tümpeln begleitet, in deren Schlamm gelegentlich größere Wirbeltiere ihre Fußstapfen hinterlassen haben (z. B. die Fährten des „Handtiers“ [Chirotherium]). Die Mächtigkeit des Buntsandsteins, die in Schwarzwald und Odenwald einige Hundert Meter beträgt, erreicht schon in Hessen und Niedersachsen über 1000 m und kennzeichnet damit eine Beckensituation, die weitgehend den Verhältnissen der Zechsteinzeit entspricht. In der nachfolgenden Muschelkalkzeit bestimmte dann wieder das Meer die Szenerie. Der Einbruch kam diesmal aus dem südlich angrenzenden Tethysmeer, in dem auch die Wiege der Alpen zu suchen ist. Die Ablagerungen sind, wie schon der Name sagt, wesentlich Kalke und gelegentlich Tone, die die Kalke untergliedern. Von den Beckenrändern her wurde aber auch Sand eingetragen, sodass man im Saarland z. B. von Muschelsandstein spricht. Das Muschelkalkmeer war ein Flachmeer, das gelegentlich verbrackte, mit Teilbereichen, in denen sich aus den

Dallmeyer et al. 1995, Franke 1989, 1997, 2000, Franke et al. 1995, Okrusch et al. 1990, Weber & Behr 1983

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Gesteinen auch unterschiedliche Tiefen und unterschiedlich starke Wasserbewegungen rekonstruieren lassen (z. B. Tonplattenfazies in tieferen und Schaumkalkbänke im flachen Wasser); daneben gab es Priele wie im Wattenmeer, durch Trockenrisse angezeigte Auftauchbereiche u. a.m. Im Mittleren Muschelkalk war das Becken von der Tethys weitgehend abgeriegelt, das Wasser dampfte immer wieder ein, und es kam zur Bildung von Steinsalzlagerstätten (Heilbronn, Kochendorf). Die leichte Löslichkeit des Salzes führt z. B. im Bereich des mittleren Neckartals zur Auslaugung der Salzgesteine, sodass bis heute der hangende Kalk des Oberen Muschelkalks oft in Form großer Schollen abbricht. Vollmarine Verhältnisse herrschten hauptsächlich während des Oberen Muschelkalks, wie man an den Ceratiten, deren Verwandte in der Tethys lebten, und an den berühmten Seelilienfunden erkennen kann. Im Keuper überwog dann wieder eine eher festländisch geprägte Landschaft. Die nun weiter erniedrigten Randgebiete lieferten nur in ihrer unmittelbaren Nähe noch grobes, sonst aber weitgehend feinkörniges Material, das z. T. sogar durch Winde verfrachtet wurde. Es entstanden flachgründige Playaseen, deren Wasser zeitweise eindampfte und Evaporite hinterließ (hier hat z. B. die Schichtbezeichnung „Gipskeuper“ ihren Ursprung). Phasenweise wurde die Landschaft von großen Flusssystemen geprägt, deren Hinterlassenschaften als Sandsteine rinnenförmig in die liegenden Tone eingetieft sind (Schilfsandstein und mehrere aufeinander folgende Stubensandsteine). Die Erosion hat sie heute aus den weicheren Begleitgesteinen herauspräpariert, wobei dann Bergrücken wie Heuchelberg oder Stromberg entstanden sind. Mit dem Jura erlebte auch Deutschland einen erneuten Meereseinbruch, der zu großräumigen Überflutungen führte. Zu Beginn entstanden im randlichen Bereich vor allem Sande, insgesamt überwogen aber dunkle Tone, die zur Bezeichnung Schwarzjura für den unteren Anteil geführt haben. Im Mitteljura herrschten dann Sand- und Tonablagerungen eines recht flachen Meeres, wobei im Küstenbereich und um große Inseln herum die einstmals wirtschaftlich wichtigen oolithischen Eisenerze entstanden sind (Ostalb, aber auch im Bereich des südlichen Oberrheingrabens und an der unteren Weser). Diese meist braun gefärbten (daher Braunjura) Gesteine werden im Oberjura dann durch mächtige Karbonatkomplexe abgelöst, deren helle Farben den Begriff Weißjura geprägt haben. Sie bilden die charakteristischen Landschaften der Schwäbischen und Fränkischen Alb, sind aber auch vielfach am Aufbau der Mittelgebirge im südlichen Niedersachsen beteiligt. Die Karbonate sind meistens Flachwasserbildungen, in denen neben gut gebankten und oftmals durch Mergelzwischenlagen getrennten Kalksteinen auch massige, oft dolomitische Partien entwickelt sind, die

wenigstens teilweise als Riffe interpretiert werden müssen. Auch dieses Meer drang zunächst von Süden aus dem Tethysraum vor und hat sich während des obersten Weißjura wieder dorthin zurückgezogen. Das norddeutsche Weißjurameer dagegen hatte Verbindung zum Nordseeraum, sodass dessen Gesteine und Fossilien eher eine Verwandtschaft zum Jura Englands erkennen lassen. Die Regression und die durch diese räumliche Teilung bereits eingeleiteten Verhältnisse, nämlich ein trennender Festlandsbereich zwischen beiden Teilmeeren etwa im Gebiet des Rheinischen Schiefergebirges, leitet zu den Verhältnissen der unteren Kreidezeit über, die durch brackische Ablagerungsräume, Sumpfwälder und Flusssysteme gekennzeichnet waren. Das erklärt die kohleführenden Wealden-Ablagerungen in den kleinen Gebirgen Südniedersachsens, die u. a. im Deister und in den Bückebergen entwickelt sind (und die dort zu der heute gebräuchlichen Bezeichnung „Bückeberg-Formation“ geführt haben). Erst während der Oberkreide gerieten wieder weite Bereiche unter Meereseinfluss; das betraf allerdings, von einzelnen großen Buchten im Randgebiet des Bayerischen Waldes abgesehen, vor allem Norddeutschland, wo im Münsterland und an seinen Rändern etwa 2000 m mächtige Oberkreide gebildet wurde. Darüber hinaus ist Oberkreide im Untergrund des gesamten norddeutschen Flachlands erbohrt und kommt an der Ostseeküste, z. B. auf Rügen, auch wieder an die Oberfläche. Die Gesteine sind weitgehend kalkig, meist als Schreibkreide entwickelt und enthalten lagenweise Feuersteine. Im Südosten entstanden zu dieser Zeit sandige Ablagerungen, die auf den festlandsnahen Randbereich Böhmens bzw. auf die diesen umgebenden variskischen Gebirgsteile der Sudeten zurückzuführen sind. Sie bilden die heute von der Erosion zerfressene Landschaft des Elbsandsteingebirges bzw. der südlichen Lausitz. In Richtung Dresden gehen diese küstennahen Sandablagerungen allmählich auch in die plattigkalkigen Sedimente des sogenannten Pläners über, die damit tieferes Wasser anzeigen. Das übrige Deutschland war zu dieser Zeit Festland, auf dem die chemische Verwitterung immer intensiver wurde und vor allem während des Alttertiärs unter feuchtheißem Klima die Gesteine des Untergrundes zersetzte und mächtige Tonablagerungen einer gelegentlich Zehnermeter dicken Verwitterungsdecke hinterließ. Damals entwickelten sich auch die weitläufigen Rumpfflächen der Mittelgebirge, die zeitgleich und im Anschluss an die Heraushebung von Wasserläufen zertalt wurden. Auf geologischen Karten ist oft erkennbar, dass diese tektonisch vorgeprägten Kluftsystemen folgen. Die jüngeren Tertiärablagerungen sind, von kurzzeitigen Meereseinbrüchen in zuvor entstandene Senkungsgebiete abgesehen, meist fluviatile und limnische Sedimente, unter denen vor allem die Braunkoh-

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len des älteren und des jüngeren Tertiärs (Eozän, Mio-Pliozän) eine besondere Stellung einnehmen. Die Senken, in denen sie sich bildeten, sind entweder tektonisch bedingte Grabenstrukturen oder durch Auslaugung von meist zechsteinzeitlichen Salzgesteinen im Untergrund bedingt. Viele unserer heutigen Flusssysteme wurden bereits im Pliozän, zum Teil sogar schon früher angelegt. Wie die paläozoischen Ablagerungen durch die variskische Gebirgsbildung und deren ausklingende Bewegungen strukturell geprägt wurden, so sind auch die Gesteine des Mesozoikums von einer Tektonik betroffen worden, die man nach den frühen Untersuchungen von Hans Stille in den niedersächsischen Gebirgen als Saxonische Tektonik bezeichnet. Die dabei entstehenden Gebirge hat man Bruchfaltengebirge genannt. An ihrer Genese, die sich im Gegensatz zu den „richtigen“ Gebirgen in einem sehr oberflächennahen Stockwerk abspielt, ist in vielen Fällen das Salz im Untergrund als wesentlicher Faktor beteiligt. Die Bewegungen begannen schon im obersten Jura und man konnte dabei – ähnlich wie im Paläozoikum – mehrere Phasen unterscheiden, die vor allem innerhalb der Kreideschichtenfolge erkennbar sind und bis in das Alttertiär hinein verfolgt werden können. Diese Tektonik ist im Zusammenhang mit der Entstehung der Alpen zu sehen bzw. in einem noch weiteren Rahmen mit der Erweiterung des Atlantiks. Die entsprechenden Spannungen in der Erdkruste haben zu meist Nordwest streichenden Einengungsstrukturen geführt, wie sie großräumig im sogenannten Niedersächsischen Tektogen vom Teutoburger Wald bis in den Raum des Harzvorlandes beobachtet werden können. Dabei kam es gelegentlich sogar zu kleinräumigen Deckenüberschiebungen oder zur Überkippung ganzer mesozoischer Schichtpakete wie am nördlichen Harzrand. Man spricht deshalb auch von „subhercynischen Bewegungen“, die mitunter sogar in einzelne Phasen untergliedert werden können (Wernigeröder, Ilseder Phase, beide innerhalb der Oberkreide). Den Einengungsstrukturen, die unter Mitwirkung des Salzes im Untergrund viele der Bergzüge im südlichen Niedersachsen bewirkt haben, stehen große Dehnungsfugen gegenüber, die die Landschaft in Form von tektonischen Gräben durchziehen – wie der Leinetalgraben bei Göttingen; diese haben vielfach Nord-Süd-Richtung. Das Zerbrechen der Gesteinsfolgen bedingte schließlich eine Vielzahl von Schollen, die oft auch in unterschiedliche Richtungen gekippt sind. Im Zusammenhang damit ist auch zu erklären, warum im Niedersächsischen Tektogen so viele unterschiedlich alte Gesteine in den verschiedenen kleinen Gebirgen anzutreffen sind. Die junge Tektonik hat eine Vielzahl von Brüchen verursacht, die oft auch morphologisch in der Landschaft zu verfolgen sind. Das prominenteste Beispiel ist der Oberrheingraben, dessen Bruchsystem

sich über die Wetterau und die Hessische Senke nach Norden weiterverfolgen lässt; die annähernd Nord-Süd verlaufenden Störungssysteme sind an der Oberfläche noch am Westrand des Harzes in Gestalt des Leinetalgrabens erkennbar und verlieren sich dann unter den eiszeitlichen Ablagerungen des Norddeutschen Tieflands. Ihre Fortsetzung ist, allerdings meist nur im Untergrund auch dort an ganzen Schwärmen Nord-Süd verlaufender Salzstrukturen zu erkennen, die den Störungen folgen; sie reichen bis in die südliche Nordsee (vgl. Abb. 218). Im Südwesten begrenzen Oberrheingraben und im Südosten Donaurandbruch und Fränkische Linie ein als Südwestdeutsche Großscholle bezeichnetes Areal, dessen mesozoische Schichtfolgen im Süden unter die Molasseablagerungen des Alpenvorlands abtauchen. So entsteht ein Dreieck, an dessen Rändern es letztlich bis heute immer wieder zu Bewegungen kam. An diesen Störungslinien sind einerseits beträchtliche Vertikalbewegungen nachgewiesen (das nordostbayerische Grundgebirge ist an der Fränkischen Linie um etwa 1000 m gehoben worden), andererseits auch größere Blattverschiebungen, d. h. horizontaler Versatz von Schollen gegeneinander. Der Nordwest-Verlauf von Donaurandbruch und Fränkischer Linie setzt sich in die westlichen Randstörungen des Thüringer Waldes fort, der an solchen Linien horstartig herausgehoben ist. Diese vielfach in Deutschland zu beobachtende Nordwest-Richtung der Störungen ist zwar meistens als geologisch jung einzustufen, sie hat aber geometrische Entsprechungen auch im alten Grundgebirge, wie man am entsprechenden Verlauf des Pfahls im Bayerischen Wald erkennen kann. Dessen Quarzfüllung ist zwar jung, die Störung, der er folgt, grenzt aber unterschiedliche Gneise voneinander ab und ist sicherlich schon variskisch angelegt. Während man die jungen Nordwest streichenden Störungssysteme in einer etwas gewagten plattentektonischen Argumentation als Fortsetzungen von Transformstörungen des sich öffnenden Atlantik in den Festlandsbereich hinein auffassen könnte, ist eine solche Deutung für die ältere Anlage entsprechender Richtungen nicht möglich. Die Nordwest-Richtung ist auch im Bereich des Elbetals bestimmend. Mit der Annäherung an den gleichsinnig verlaufenden Südwest-Rand der Osteuropäischen Plattform, der sich auch geophysikalisch abzeichnet und nordöstlich davon durch eine wesentlich dickere Erdkruste bestimmt wird, scheint die Nordwest-Richtung hier schon lange vorgegeben. Jüngster Ausdruck davon sind die Bewegungen an der Lausitzer Überschiebung. Außer zu den erwähnten größeren Störungen, die sich, wie z. B. der Donaurandbruch, gelegentlich auch markant in der Landschaft zeigen, haben die jungen Krustenbewegungen zu eher weitspannigen Deformationen geführt, die man in einigen der durch me-

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sozoische Gesteine geprägten Gebiete vor allem Südwestdeutschlands nachweisen kann. Da sind manchmal lang gestreckte Beulen erkennbar, furchenartige Senkungsbereiche und auch Flexuren oder Brüche, die, wie das sogenannte Schwäbisch-Fränkische Lineament, vom Schwarzwald am Nordrand der Schwäbischen Alb entlang bis über das Ries hinaus auf größere Entfernungen zu verfolgen sind. Eine Südwest-Nordost-Orientierung mancher dieser Strukturen deutet darauf hin, dass sich hier variskische Richtungen aus dem Untergrund in das Deckgebirge hinein durchgepaust haben. Die sogenannte Neckar-Jagst-Furche markiert z. B. den Grenzbereich zwischen Saxothuringikum und Moldanubikum im Untergrund. Die Vertikalbeträge der Einsenkung sind oft nur mühsam zu ermitteln und erreichen meist nicht mehr als einige Zehnermeter. Dennoch reichen solche weitspannigen Einsenkungen aus, um die Erosion jüngerer Gesteine in den Zentren zu verhindern. So sind z. B. in der an den Kraichgau anschließenden Stromberg-Mulde die höheren Keupersandsteine und in der Löwensteiner Mulde (die morphologisch die Löwensteiner Berge bildet) sogar noch Zeugenberge aus Schwarzjura erhalten geblieben. Zur Südwest-Nordost-Orientierung kommen auch hier Nordwest streichende Grabenstrukturen und Nordnordost verlaufende Brüche. Zu den Nordwest-Strukturen gehört der Bonndorfer Graben, der aus dem Schwarzwald heraus zum Bodensee verläuft, der durch seine Erdbeben berüchtigte Hohenzollern-Graben oder der Filder-Graben bei Stuttgart, wo etwa 100 m Absenkung nachweisbar sind. Die Nordnordost verlaufenden Brüche orientieren sich mit dieser Richtung am Oberrheingraben; parallel dazu sind solche Störungen noch weit davon entfernt im Odenwald (Michelstädter Graben) oder im Kraichgau nachweisbar. Am Steigerwald folgt dieser Richtung eine Gruppe von kleineren Basaltgängen, die als Heldburger Gangschar bekannt ist; das weist hier auf Dehnung der Erdkruste hin. Die dabei entstehenden Spalten haben dann die Basaltschmelzen als Aufstiegswege benutzt. Über das Alter der Bewegungen, die die Deformationen im Deckgebirge verursacht haben, gibt es kaum konkrete Hinweise. Man liegt aber mit einer Einstufung in das Jungtertiär sicherlich nicht ganz daneben, zumal die treibende Kraft von den Alpen ausgehen muss. Schnelle Änderungen im Verlauf von Flüssen zeigen darüber hinaus an, dass die Bewegungen noch bis in die heutige Zeit andauern. Sie liefern auch Hinweise darauf, dass die erwähnten tektonischen Strukturen nicht alle gleichzeitig entstanden sind (Simon 2002). Der Bereich der Südwestdeutschen Großscholle ist auch als Schichtstufenland bekannt. Die mesozoischen Sedimentgesteine fallen insgesamt flach

nach Südosten ein, sodass man von einer Schollenkippung ausgehen kann, die den gesamten Gesteinsstapel erfasst hatte. An der Donau tauchen die Schichten dann unter die Ablagerungen der Molasse in Richtung auf die Alpen ab. An ihren nördlichen Rändern griff die Erosion an, die auf unterschiedlich widerstandsfähige Gesteinsbänke traf und durch bevorzugte Abtragung der weicheren Schichten dann die härteren Stufen herauspräpariert hat. Erstaunlich ist, dass gelegentlich selbst nur 50 cm mächtige Sandsteine oder Kalksteine, etwa im Keuper, solche Stufenbildner sein können. Deutschlands Quartärlandschaft hat sich zwischen dem skandinavischen Inlandeis und der Hochgebirgsvergletscherung des Alpenraums entwickelt, wobei die nordischen Gletscher zeitweise weit bis nach Mitteldeutschland und die Alpengletscher in das als Alpenvorland bezeichnete Gebiet, das zuvor die Molasse bedeckt hatte, vorgestoßen waren. Anzeichen für eine Vergletscherung gibt es auch in einigen unserer Mittelgebirge. Bisher kündeten davon vor allem die im Schwarzwald und im Bayerischen Wald gefundenen Kare, von denen manche noch mit Seen gefüllt sind. Seit einigen Jahren sind aber auch in den weniger hohen Mittelgebirgen Hinweise gefunden worden, die eine weiterreichende mächtige Eisbedeckung wahrscheinlich machen. Die Indizien dafür sind Gletschertöpfe und Abflussrinnen in den Felsen u. a. von Nordvogesen, Nordschwarzwald, Pfälzer Wald, Vogelsberg, Thüringer Wald, Fichtelgebirge, Oberpfälzer Wald, Teutoburger Wald und im Harz sowie den kleinen Gebirgen in seinem nördlichen Vorland – Gebieten also, die bisher insgesamt zum sogenannten Periglazialen Raum gezählt wurden (Ortlam 1994). Der überwiegende Flächenanteil ist aber durch die Bildungen zwischen den großen Eisfronten gekennzeichnet: Das ist der Bereich der großen Sanderflächen, der Schmelzwasserrinnen und Urstromtäler, die parallel zum Eisrand verliefen, sowie der Frostmusterböden einer eiszeitlichen Tundra. Der Wechsel von Kalt- und Warmzeiten hat eine Fülle von unterschiedlichen Sedimenten hinterlassen, deren Über- und Nacheinander die Klimaveränderungen abbildet, die sich bei uns in den vergangenen über 2 Mill. Jahren seit Beginn der quartären Eiszeit ereignet haben. Zu den oben erwähnten Kaltzeitzeugen kommen noch die Findlinge, die mit ihrer Petrographie zugleich Auskunft über ihre unterschiedlichen Herkunftsgebiete geben; dabei sind granitische und porphyrische Gesteine spezifischer als Gneise oder Quarzite anzusehen (Dietrich & Hoffmann 2003). Warmzeitzeugen sind Torfe und Seesedimente wie Kalkmudden oder Kieselgur und die in Lößprofilen konservierten Böden. Flussterrassen bieten einigen Stoff für Diskussionen, weil ihre Höhenlage durch tektonische Vertikalbewegungen mitbestimmt ist, die durch die Erosion bzw. Aufschotterung modifiziert werden. Heute sagt man, dass die Aufschotte-

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rung vor allem während der Kaltzeiten erfolgt ist. Das nachfolgende Einschneiden des Flusses in sein Schotterbett sei indes weniger durch eine Erwärmung mit höherer Wasserführung als durch die Tieferlegung der Erosionsbasis gesteuert, die ihrerseits wieder für eine Kaltphase spricht. Immer schon ist der Löß als Kaltzeitbildung interpretiert worden, dessen chemische Verwitterung zu Lößlehm in den Warmzeiten aber erst die fruchtbaren Böden hervorgebracht hat, die vor allem die Bördenlandschaft vor dem Nordrand der Mittelgebirge bestimmen. Mächtiger Löß begleitet auch den Oberrheingraben in seinen Randbereichen, geringe Mächtigkeiten und manchmal sogar nur Spuren davon sind aber praktisch überall nachweisbar, inzwischen sind sie sogar auf der Schwäbischen Alb gefunden worden (Eberle et al. 2002). Damit ist auch gesagt, dass die Landschaft, deren geologischer Bau sich erst aus ihrem Untergrund heraus erläutern lässt, praktisch überall erst einmal von dem befreit werden muss, was ich etwas respektlos als „jungen Dreck“ bezeichne. Dazu gehören praktisch alle Quartärablagerungen und natürlich die Böden.

Versuch einer Gliederung Ähnlich wie geographisch irgendwie begründete Landschaften letztlich Konstrukte sind, ist auch eine Gliederung nach geologischen Kriterien für den Zweck dieses Buches nicht einfach. Für Geologen könnte man der sinnvollen Einteilung bei Henningsen & Katzung (2002) folgen und danach Kristallingebiete, aus überwiegend paläozoischen Schiefern aufgebaute Mittelgebirge, Karbon-, Rotliegend- und Zechstein-Landschaften, solche des Mesozoikums, Tertiär-Senken, junge Vulkangebiete, die Alpen und das Norddeutsche Tiefland nacheinander abhandeln. Für den Leser ergäbe sich daraus aber das Problem, dass er, etwa im Falle von Odenwald oder Thüringer Wald – und bei Weitem nicht nur da –,  ständig zwischen

mehreren Kapiteln hin- und herblättern müsste. Ich habe mich daher entschieden, die für den normalen Leser gewohnten Begrifflichkeiten im Zusammenhang zu belassen, beim Odenwald z. B. also Grundgebirgskristallin, Deckgebirge und junge Vulkanerscheinungen im Zusammenhang zu behandeln. Um zu einer Aufteilung in größere Kapitel zu kommen, die helfen sollen, den umfangreichen Stoff zu strukturieren, werden daher die Landschaften großräumlichen Einheiten zugeordnet, die nicht in allen Fällen auch den geologisch begründeten Einheiten entsprechen. Da die deutschen Landschaften überwiegend durch die variskische Gebirgsbildung geprägt sind, beginne ich mit dem Großkomplex des Rheinischen Schiefergebirges, dem Harz und seinen Randbereichen, arbeite mich dann zu den noch komplizierter aufgebauten südlich und östlich anschließenden Kristallingebieten vor und bespreche danach die Schiefergebirge, die von Thüringen bis ins Elbetal reichen. Einigen Raum nehmen auch die eher einfach gebauten Süddeutschen Schichtstufenlandschaften ein. Danach folgen die großen, im Wesentlichen NordSüd verlaufenden Senken und Brüche, die sich vom Oberrheingraben bis ins Leinetal erstrecken; ihnen sind auch die Vulkangebiete von Vogelsberg, Rhön und Hessischer Senke zugeordnet. Es folgen das Norddeutsche Tiefland mit seinen Randgebieten, einschließlich der Nord- und Ostseeküste und ganz am Ende die geologisch jungen Alpen mit ihrem Vorland. Dieses Vorgehen entspricht in mancher Hinsicht auch dem Denken des Geologen, der die erdgeschichtlichen Zeitvorstellungen gerne vom Älteren zum Jüngeren hin durchmisst. Auf diese Reise, die auch eine Zeitreise durch die deutschen Landschaften ist, möchte ich meine Leser nun mitnehmen. Die Einteilung in die Unterkapitel ermöglicht dabei, an jedem beliebigen Ort zuzusteigen. Zum besseren Verständnis empfehle ich aber, zuvor wenigstens die allgemeine Einführung zu lesen.

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Rechtsrheinisches Schiefergebirge  Taunus  Lahn- und Dillgebiet  Westerwald  Kellerwald  Siegerland  Sauerland und

Bergisches Land  Siebengebirge  Ruhrgebiet

Taunus (Adobe Stock/Carsten Meyer)

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Rechtsrheinisches Schiefergebirge

D

Engel et al. 1983, Franke 1991, Kirnbauer 1991, 1998, Kulick 1991, Meyer & Stets 1996, Rothe 1992, Thews 1996

as überwiegend zur Rhenohercynischen Zone gehörende Rheinische Schiefergebirge wird traditionell in einen links- und einen rechtsrheinischen Teil gegliedert, obwohl die geologischen Einheiten sich durchverfolgen lassen. Die Grenze des jungen Rheins, der ja erst im Miozän dort nachweisbar ist, ist aber wohl auch eine Grenze zwischen den Mentalitäten der einzelnen Bearbeiter (bzw. der von der Kulturhoheit der Länder bedingten geologischen Landesämter) und so sind gleich oder ähnlich aufgebaute geologische Strukturen auf beiden Seiten des Rheins mit unterschiedlichen Namen versehen worden (Abb. 5). Da es hier um die Geologie einzelner Landschaften geht, werden diese auch entsprechend ihrer Bezeichnung in einzelnen Kapiteln dargestellt, Taunus und Hunsrück also getrennt, obwohl sich manche Gesteinszüge über den Rhein hinweg direkt fortsetzen. Dabei beginne ich mit den rechtsrheinischen Gebirgen und beschreibe sie detailliert von Süden nach Norden, danach beginnt es linksrheinisch erneut im Süden. Auf besonders gut zusammenpassende Bereiche im Sinne der Fortsetzung geologischer Strukturen wird im Einzelnen verwiesen.

■   Taunus Von der Mainebene im Süden aus betrachtet, schwingt sich der Taunus, noch im 19. Jahrhundert allgemein nur „Die Höhe“ genannt, in Form großer Treppenstufen allmählich auf seine höchsten Erhebungen um 800 m hinauf, die eine von Bad Nauheim bis ins Mittelrheintal bei Assmannshausen reichende, Nordost-Südwest verlaufende Kammlinie zusammensetzen. Diese Richtung ist geologisch begründet, denn die Gesteinskomplexe folgen allesamt mehr oder weniger dem variskischen Streichen. Treppenstufen sind auch im Osten zu beobachten, wo das Gebirge an Nord-Süd verlaufenden Störungen staffelbruchartig zur Ebene der Wetterau hin absinkt. Die geographische Begrenzung im Westen bildet definitionsgemäß das Rheintal, obwohl sich die variskischen Strukturen in den Hunsrück hinein fortsetzen – der geologisch junge Rhein hat da keinen Einfluss. Der Taunus-Südrand ist durch eine steile Störungszone geprägt, die die Begrenzung zum anschließenden Saar-Nahe-Trog mit sei˘ Abb. 4:

Serizitgneis und verwandte Gesteine der Vordertaunus-Einheit vom Taunus-Südrand.

nen mächtigen permokarbonen Sedimenten markiert. So bildet das Mittelgebirge den südlichsten Teilbereich des Rechtsrheinischen Schiefergebirges. Die Nordgrenze, wiederum geographisch definiert, bildet die Lahn. Die erwähnten Treppenstufen kann man am Kapellenberg in Hofheim erlaufen, wo das am Gipfel anstehende Oligozän trepppab über Miozän und Pliozän in die Flussterrassen des Mains übergeht. Das hat vor allem mit der jungen Hebung im Tertiär zu tun, die dem geologisch alten, wesentlich aus unterdevonischen Gesteinen aufgebauten Gebirge erst seine heutige Kontur gegeben hat. Die Hebung hält bis heute noch an. Längs- und Quertäler darin sind tektonisch vorgeformt, ebenso auch die tertiären Senken, die innerhalb des Gebirges eine gewisse Sonderstellung einnehmen: Idsteiner Senke, Limburger und Usinger Becken. Alle drei sind tektonische Senkungszonen, die dem allgemeinen Hebungstrend des Gebirges entgegenlaufen und ein eigenständiges Lokalgeschehen dokumentieren. Der Taunus besteht zum überwiegenden Teil aus klastischen Gesteinen des Unterdevons, meist sind es Sand- und Siltsteine, Quarzite und Tonschiefer (Taunus-Antiklinorium, Abb. 5, 6). Im südlichen Randbereich sind ihnen streifenartig schmale Zonen metamorpher Gesteine vorgelagert, deren Ausgangsprodukte zumeist Tonschiefer, aber auch Vulkanite waren, die später in Phyllite, Grünschiefer bzw. sogenannte Serizitgneise umgewandelt wurden (vgl. Abb. 4). Sie werden heute der Nördlichen Phyllitzone des Rhenohercynikums zugerechnet (vgl. Abb. 2) und als Vordertaunus-Einheit bezeichnet (Anderle 1998). Man findet sie im gesamten Vordertaunus, von Bad Homburg bis ins Rheintal, z. B. bei Eppstein, Kronberg, Mammolshain und unter den Burgruinen von Königstein und Falkenstein.

Taunus

¯ Abb. 5:

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30 km Unterdevon

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Tertiärsedimente und -vulkanite

Metamorphe Zone von Hunsrück und Taunus

Karbon

Zechstein

Altpaläozoikum

Mittel- und Oberdevon

Rotliegend

Geologische Übersichtskarte des Rheinischen Schiefergebirges (n. Walter 1992, veränd.). Das im Wesentlichen aus Gesteinen des Unterdevons aufgebaute Gebirge ist tektonisch in zahlreiche Sättel und Mulden gegliedert, die den für die Rhenohercynische Zone des Variskischen Gebirges kennzeichnenden SüdwestNordost-Verlauf zeigen. Dieser Richtung folgen auch einzelne prominente Überschiebungen älterer auf jüngere Gesteinskomplexe. Die meist senkrecht dazu verlaufenden Querstörungen (einfache Striche) sind hier nur in wenigen Fällen dargestellt. Eine Ausnahme bildet die in der Nähe des Ostrandes eingezeichnete Gießen-Decke, deren Gesteine aus einem südlichen Bereich über den Taunus hinweg nach Norden verfrachtet worden sind. Nur am Südrand von Hunsrück und Taunus, der an die mächtige permokarbonische Füllung der Saar-Nahe-Senke grenzt, sind schmale Zonen metamorpher Gesteine entwickelt. Am Ostrand greift Zechstein der Hessischen Senke in Form der Korbacher und Frankenberger Bucht auf das Gebirge über. Im Norden geht das Schiefergebirge in das Karbon der Subvariszischen Saumsenke über, das seinerseits von Kreideschichten des Münsterlandes überdeckt ist. Im Nordwesten greift das Tertiär der Niederrheinischen Bucht tief in das Gebirge ein.

29

30

Rechtsrheinisches Schiefergebirge

RemscheidAltenaer Sattel

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Gedinnium bis Siegenium

Mittel- und Oberdevon

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5000 m

Rotliegend

˚ Abb. 6:

Querprofil durch das Rheinische Schiefergebirge vom Taunus-Südrand bis zur Subvariszischen Saumsenke (n. Walter 1992, veränd.). Das aus geophysikalischen Untersuchungen ermittelte und an Tagesaufschlüssen festgemachte Profil zeigt, dass im Untergrund des hauptsächlich aus devonischen Gesteinen aufgebauten Gebirges älteres Paläozoikum, noch tiefer wahrscheinlich sogar Präkambrium die Sockelgesteine bilden. Ältere als devonische Gesteine sind nur im Ebbe-Sattel und im Remscheid-Altenaer Sattel bis an die Oberfläche gelangt (vgl. auch Abb. 5). Im Profil zeigt sich auch der tektonische Baustil, der von nach Südosten einfallenden Schaufelflächen geprägt ist; auch die steileren Aufschiebungen folgen diesem Plan. Im südlichen Taunus-Randbereich herrschen steil einfallende tiefe Brüche, im nördlich anschließenden Ruhrkarbon lässt die tektonische Beanspruchung dagegen deutlich nach. Die Gießen-Decke ist in diesem Szenario ein Fremdelement, das einem südlich anschließenden Ozean entstammt, dessen Existenz nicht mehr nachweisbar ist.

Diese Gesteine haben durch Chlorit und Epidot vielfach grüne Farben. Frühere Altersangaben für diese Metamorphite, auch auf den geologischen Karten, erschöpften sich in dem etwas hilflosen Begriff „Vor-Devon“, was alles sein konnte, sogar Präkambrium. Inzwischen gibt es U-Pb-Altersbestimmungen an Zirkonen, die für die Vulkanite oberes Ordovizium und Silur belegen; das waren im Wesentlichen Andesite und Rhyolithe, die heute als metamorphe Grünschiefer bzw. Serizitgneise vorliegen, welche in einer neueren Nomenklatur jetzt als Meta-Andesite bzw. Meta-Rhyolithe bezeichnet werden. Ursprünglich scheinen sie in einem vulkanischen Inselbogen am Rande von Avalonia gebildet worden zu sein, als dieses Terran mit Laurentia kollidierte. Auch die heute als Phyllite vorliegenden und nach Lokalbezeichnungen Eppsteiner bzw. Lorsbacher Schiefer genannten ehemaligen Tonschiefer mit sandigen und kalkigen Einlagerungen sind jetzt datiert worden: Sporenfunde zeigen, dass sie teilweise devonisch sind (Emsium und Oberdevon), es gibt aber auch Hinweise, die sogar unteres Ordovizium belegen. Am Aufbau der metamorphen VordertaunusEinheit sind neben Sedimenten auch Vulkanite beteiligt. Die Ausgangsgesteine der Metamorphite der

Oberkreide

0

10

20 km

Vordertaunus-Einheit scheinen in einem Inselbogenmilieu über einer Subduktionszone entstanden zu sein, wobei man diesen alten Ozean allerdings nicht mehr nachweisen kann, weil die ozeanische Kruste zwischen der Avalonia genannten Platte im Norden (die den Unterbau des Rheinischen Schiefergebirges bildet) und der südlich anschließenden, vom Nordrand Gondwanas herangedrifteten Armorika-Platte verschluckt wurde. Dieser als Rheischer Ozean bezeichnete Ozean existierte bis zum Unterkarbon. Älteres Paläozoikum um Gießen scheint einen Rest von dessen ehemaligem Nordrand zu belegen (siehe unten „Lahnmulde“). Das Subduktionsgeschehen hatte auch zu gelegentlicher Stapelung von Gesteinspaketen geführt. Die abgeleiteten Druck- und Temperaturverhältnisse bei der Metamorphose werden mit etwa 4 bis 6 kb und etwa 300 °C angegeben, was einer niedrigtemperierten Grünschieferfazies entspricht. Im Norden schließt sich an die metamorphe Südrandzone der heute als Taunuskamm-Einheit bezeichnete Streifen an, der im Wesentlichen aus Sedimenten des älteren Unterdevons besteht. Im Gegensatz zu den in mehreren Phasen höchst kompliziert verschieferten Serien der Vordertaunusgesteine ist hier eine etwas einfachere Tektonik erkennbar, die nach heutigen Erkenntnissen wesentlich durch einen Schuppenbau gekennzeichnet ist; dabei sind Schichtfolgen ganz oder teilweise wiederholt und übereinander gestapelt worden. Sie bestehen (stratigraphisch von unten nach oben) aus den Grauen Phylliten, deren Schiefer und Sandsteine nach Fossilien erst vor Kurzem in das oberste Silur eingestuft wurden. Darauf folgen die Bunten Schiefer des Gedinniums, die ihre roten Farben aus den Verwitterungsprodukten des Old-RedKontinents im Norden mitgebracht haben und deren Ausgangssedimente durch Flüsse transportiert wurden. Man hat sie am Roten Kreuz (bei der Auffahrt zum Großen Feldberg) in Stollen abgebaut, um Dach-

Taunus

schiefer zu gewinnen; dieses Gesteinsband begleitet den Taunus-Südrand über Kloster Eberbach bis nach Assmannshausen, wo am Höllenberg Deutschlands teuerster Rotwein darauf wächst. Darin eingelagert gibt es auch Quarzite, die infolge ihrer Härte den Brunhildis-Felsen am Gipfel des Großen Feldbergs aufbauen. Zur tektonisch definierten Taunuskamm-Einheit gehören aber auch noch kleinere Vorkommen von Tonschiefern des Unter-Emsiums und mitteldevonische Riffkalke, die z. B. bei Köppern und Bad Nauheim angetroffen wurden. Stratigraphisch folgt der Hermeskeil-Sandstein (nach dem Hunsrück-Dorf benannt), ein eher schwach verfestigtes Gestein unterhalb des Feldberggipfels, das für die Landschaft nicht annähernd die Bedeutung hat wie der darauf folgende, nächstjüngere Taunusquarzit, der mit vielen Hundert Metern Mächtigkeit die Geologie und die Morphologie dieses Gebirges ganz wesentlich prägt. Infolge seiner Härte bildet er auch die prominenten Berge des Taunuskamms (Altkönig, Kleiner Feldberg, Glaskopf, Hohe Kanzel), die Gegend der Saalburg, Köppern (dort der riesige Steinbruch der Firma Holcim, Abb.  7) und den Winterstein bei Bad Nauheim. Die keltischen Ringwälle am Altkönig sind aus diesem Material aufgeschichtet worden.

Hermeskeil-Sandstein und Taunusquarzit gehören in das Siegenium und lassen sich als Flachmeerablagerungen deuten. Der Taunuskamm bildet eine weit reichende Überschiebungszone, wo älteres auf jüngeres Unterdevon nach Nordwesten überschoben wurde (TaunuskammÜberschiebung, vgl. Abb. 5). Durch tektonische Vorgänge während der variskischen Gebirgsbildung ist der Taunusquarzit auch eingemuldet worden; gelegentlich ist sogar eine Doppelmulde entwickelt, deren Kernbereiche aus dem harten Gestein heute zwei lokale Gebirgszüge aufbauen, die die Verwitterung in Form einer klassischen Reliefumkehr herauspräpariert hat. Die in der Schichtenfolge nächstjüngeren Ablagerungen des Emsiums sind überwiegend Sand-, Siltund Tongesteine und sie nehmen weite Bereiche vor allem im Hintertaunus ein (Abb. 8). Entsprechend werden sie heute als Hintertaunus-Einheit zusammengefasst (Anderle 1998). Darin eingeschaltete, manchmal bis zu einigen Metern mächtige Gesteinsbänke des Unter-Emsiums enthalten vulkanische Komponenten. Diese Porphyroide reichen in ihrer Zusammensetzung von rein vulkanischen Ablagerungen, die den Lenne-Vulkaniten ähneln, bis zu Mischgesteinen von rhyolithischem Material mit Schelf-

˙ Abb. 7:

Großer Steinbruch der Firma Holcim bei Köppern. Der hier seit Langem in Abbau stehende Taunusquarzit ist von einzelnen Klüften durchzogen, an denen hydrothermale Eisenlösungen aufgestiegen sind (Foto von 2011).

31

32

Rechtsrheinisches Schiefergebirge

˘ Abb.

8: Steilgestellte, gefältelte Tonschiefer des Ober-Emsiums. Taunus, an der B 275 östlich von Esch.

sedimenten. Die Vulkane vermutet man im nordöstlichen Rheinischen Schiefergebirge (Kirnbauer 1991). Zu den großflächig vorkommenden Gesteinen im südwestlichen Hintertaunus gehören die vielfach dunklen Gesteinsserien des Hunsrückschiefers; heute wird dieser zeitlich überwiegend dem Unter-Emsium zugeordnet. Als Faziesbezeichnung ist dieser Begriff allerdings weiter reichend. Die Quertäler in dieser Gegend, z. B. das Aartal, bieten teilweise schöne Aufschlüsse, in denen auch die komplizierte Tektonik anschaulich wird. Wenn man sich das Schichtpaket aus Schiefern des Gedinniums und Taunusquarzit stark vereinfacht zusammengefaltet vorstellt, so entsteht eine Mulde aus den wasserstauenden Schiefern, in deren Kern der geklüftete Quarzit liegt. Diese Situation ist im vorderen Taunus gegeben und man hat sie sich schon vor über 100 Jahren für die Wassergewinnung zunutze gemacht, indem man vom Taunus-Südrand her Stollen in die Schiefer getrieben hat, bis man zum Wasser führenden Quarzit kam. Dieses Grundwasser, das sich aus den hohen Niederschlägen am Taunuskamm speist, steht in der Muldenposition unter erheblichem hydrostatischem Druck. Durch Einbau von Dämmtüren in die Stollen konnte man diese gleichzeitig als unterirdische Reservoirs nutzen. Entsprechende Stollen gibt es inzwischen am gesamten Taunus-Südrand. So ist der Taunus in eine Folge von Gesteinsstreifen gegliedert, die überwiegend Südwest-Nordost streichen. Kompliziert wird das Bild, wenn man sich

vor Augen führt, dass die Vergenz der Falten nördlich der Taunuskamm-Überschiebung nach Nordwesten weist, während im Süden, einschließlich der metamorphen Gesteinsstapel, alles nach Südosten überkippt ist, sodass sich insgesamt eine Fächerstellung rekonstruieren lässt. Man stellt sich vor, dass die Falten zunächst einmal nordwestvergent angelegt waren und dass sie durch eine danach erfolgte Rückrotation in ihre heutige Lage gebracht wurden; dabei entstand auch eine zweite Schieferung in den Gesteinen. Infolge der gebirgsbildenden Vorgänge sind die Einheiten aber auch quer zum Streichen zerrissen, was an Nordwest-Südost verlaufenden Querstörungen erkennbar ist. Solchen Querstörungen folgen sehr oft auch die Täler, weil die Tektonik Schwächezonen geschaffen hat, die den Verlauf der Gewässer bestimmen. Man muss annehmen, dass diese Bewegungen primär ein variskisches Alter haben. Diese „Sollbruchstellen“ sind aber in geologisch jüngerer Zeit, wahrscheinlich auch im Tertiär, wiederbelebt worden, und sie sind teilweise auch mineralisiert. Zeugnis davon geben die Nordwest-Südost streichenden Quarzgänge, die im Einzelfall noch heute als prominente Härtlinge die Landschaft prägen wie die Eschbacher Klippen bei Usingen. Dieser als „Usinger Gang“ bezeichnete Gang ist mit bis zu 80 m Mächtigkeit über 5 km weit zu verfolgen. Primär war darin Schwerspat abgeschieden worden, der erst später durch Quarz ersetzt wurde; deshalb werden sie heute als Pseudomorphosenquarzgänge bezeichnet. Neue Bestimmungen haben ein Rotliegend-Alter ergeben. Es sind also Zerrspalten, die infolge einer Dehnung der Erdkruste erst nach der variskischen Gebirgsbildung aufgerissen sind. Ihr Material, meist reiner Quarz, wurde zeitweise für die optische Industrie und die Porzellanherstellung gewonnen. Heute sind die Klippen beliebte Kletterfelsen (Abb. 9). Der Taunus scheint nach der Zeit des Unterdevons, spätestens jedoch seit der variskischen Gebirgsbildung weitgehend Festland gewesen zu sein, vielleicht eine große Insel. So jedenfalls lassen sich die Riffkalke interpretieren, die zur Zeit des oberen Mitteldevons an seinen Rändern bei Bad Nauheim und Butzbach und, schon über dem Rhein, bei Stromberg am Hunsrück wuchsen. Solche Kalke bei Wetzlar gehören schon zum Ablagerungsraum des Lahntroges, den die Geologen zusammen mit entsprechenden Bildungen im Dillgebiet heute als Lahn-Dill-Synklinorium bezeichnen. Im Sinne der geographischen Abgrenzung gehört die südliche Lahnmulde aber noch zum Taunus. In der Zeit nach der variskischen Gebirgsbildung war der Taunus bis heute Hochgebiet, auf dem Verwitterung und Abtragung herrschten. Das hat zu Zehnermeter dicken Tonschichten geführt, die allerdings nur in Senkungsgebieten wie der Idsteiner Senke oder dem Limburger Becken noch weitgehend erhalten sind.

Taunus

Umlagerungsvorgänge im mittleren Tertiär haben gelegentlich die Korngrößen des Verwitterungsmaterials sortiert, wobei zum einen Kiese und Sande, zum anderen Tone abgelagert wurden, die u. a. die Rohstoffe für die Tonindustrie bilden. Auffällig sind dabei die weißen Milchquarzschotter, deren Material aus den vielen Kluftfüllungen stammt, die man überall in den devonischen Gesteinskomplexen beobachten kann. Die lange Festlandszeit hatte das Gebiet weitgehend in eine Rumpffläche verwandelt, was sich heute noch in der überwiegend ebenen Landschaft des Hintertaunus zeigt. Die Quarzitzüge der Taunuskamm-Einheit dagegen haben der Verwitterung widerstanden und bilden deshalb die höchsten Erhebungen. Die Senkungsgebiete sind durch eine junge Bruchschollentektonik geprägt, bei der durch vertikale Versätze während des Tertiärs ein sehr kleinräumiges Schollenmosaik entstanden ist; das zugehörige Störungssystem zeigt vorwiegend Nord-Süd- und

Ost-West-Richtungen. An dieses System sind auch Mineralquellen geknüpft. Die Nord-Süd verlaufenden Störungen zeigen an, dass sich die Bruchstrukturen des Oberrheingrabens bis in den Taunus hinein auswirken (Anderle 1974). Den Taunus-Südrand begleitet eine größere Anzahl an Mineral- und Thermalquellen; sie bilden eine Bäderlinie, die so klingende Namen wie Bad Homburg, Bad Soden oder Wiesbaden („Aquis Mattiacis“) vereint. Die Thermalwässer (Wiesbaden, Kochbrunnen > 65 °C) sind durch die große Störungszone bedingt, an der Oberflächenwässer bis in Tiefen von etwa 2000 m absinken und dort geothermal aufgeheizt werden. Eine weitere Wärmequelle könnten tertiäre Basaltschlote bilden, die auch CO2 liefern. Für salinare Wässer wird einerseits ein Transport aus dem Werra-Fulda-Gebiet mit seinen Zechsteinsalzen, andererseits auch eine Herkunft aus dem Miozän des Oberrheingrabens entlang von Störungen diskutiert.

Anderle 1974, Anderle 2019, Anderle & Eckert 1976, Anderle et al. 1990, Thews 1996

˙ Abb. 9:

Eschbacher Klippen bei Usingen im Taunus. Mauerartig herausgewitterte Quarzfüllung einer kilometerlangen Gangspalte in unterdevonischen Sedimentgesteinsfolgen.

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34

Rechtsrheinisches Schiefergebirge

˘ Abb. 10: Geologische Übersichtskarte zum Lahn-Dill Gebiet (Nesbor 2019). Neben den autochthonen Einheiten sind hier auch die zahlreichen neu definierten ortsfremden Decken abgebildet.

Lahn Bad Laasphe Biedenkopf

40

Allochthone Struktureinheiten Armorikanische Decken Gießen-Decke Steinhorn-Decke Lindener-Mark-Decke Lohra-Decke Hörre-Decke

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Rhenoherzynische Decken Kammquarzit-Decke Bicken-Ense-Decke und Wildestein-Decke Frankenbach-Decke

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Riffkalke des Mittel- und Oberdevons Mittel- und Oberdevon (+ lokal Unterdevon) Meta-Vulkanite (karbonischer Zyklus) Basalt (Tholeiit, wenig Alkalibasalt) Meta-Vulkanite (devonischer Zyklus) Basalt (Alkalibasalt bis Basanit) Trachyt bis Alkalirhyolith Paläozoikum des Rheinischen Schiefergebirges (undifferenziert)

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Lahn- und Dillgebiet

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Katzenelnbogen

Lahn- und Dillgebiet

■   Lahn- und Dillgebiet Wer mit aufmerksamem Blick für natürliche Bausteine durch Weilburg, Limburg oder Dillenburg geht, wird an Häusern, Kirchen und im Straßenpflaster eine ungewöhnliche Vielfalt an Gesteinen entdecken. Es sind alles Rohstoffe aus der näheren Umgebung und sie sind fast alle entstanden, als diese Gegend eine Art von äquatornah gelegener devonischer Südsee gewesen ist, mit Vulkanen, Riffen und zwischen solchen Schwellen liegenden Becken, in die Tone, Sande und Kalke geschüttet wurden. Auf kleinstem Raum lässt sich das im Stadtgebiet von Weilburg studieren, wo mittel- und oberdevonische Gesteine bis hin zu unterkarbonischen verbaut worden sind und die sowohl Sedimente als auch Vulkanite umfassen. Die Lahn bildet eine Mäanderschlinge um die Stadt, die engste Stelle ist durchtunnelt, um Eisenbahn und Schiffen den weiteren Weg zu ersparen; seit Kurzem gibt es auch einen Straßentunnel. Steilhänge und Tunnels bieten reichlich Aufschlüsse: Schalstein, Diabas, Keratophyr, Rotschiefer, Massenkalk, Plattenkalk, Kramenzelkalk, ja sogar Roteisenstein kommen in Tagesaufschlüssen im weiteren Stadtgebiet vor und vielfach gibt schon das Mauerwerk Zeugnis von der lokalen Geologie. Im Vergleich mit den unterdevonischen Taunusgesteinen lassen sich hier wesentlich engräumiger gefaltete Strukturen beobachten; vor allem in den Schiefern sind kleinräumige Spezialfalten („Knickfalten“) ausgebildet, die oft nur im Meter- bis Zentimeterbereich liegen (Abb. 11 ). Im Großbereich des Rheinischen Schiefergebirges bildet das Lahn-Dill-Gebiet zwei bzw. drei relativ schmale Zonen mit einer eigenständigen geologischen Entwicklung (vgl. Abb. 10). Geographisch liegt es zwischen Taunus und Westerwald. Tektonisch bilden die als Lahn- und Dillmulde (auch Dill-EderMulde) bezeichneten Gebiete zwei durch die geologisch eigenständige Hörre-Zone voneinander getrennte Großmulden, die ihrerseits in zahlreiche kleinere Teilmulden und die dazu gehörigen Sättel gegliedert werden. Die tektonische Teilgliederung ist auch durch das unterschiedliche Verhalten der Gesteine während der variskischen Gebirgsbildung zu erklären: Massige Gesteinskomplexe reagieren meist spröde und mit Brüchen, während Tone und Sande eher zu Faltung neigen; beides ist dort gelegentlich auf engem Raum nebeneinander zu beobachten. Großtektonisch gehört das Gebiet zum heute Avalonia genannten Terran, das letztlich einen vom südlichen Gondwanaland herangedrifteten Krustenstreifen darstellte, der wie die anderen Bereiche des Rhenohercynikums dann zum Schelfgebiet wurde (vgl. Taunus). So bilden zwar Gesteine des Unterdevons auch im Lahn-Dill-Gebiet die Basis, die Landschaft wird aber wesentlich durch mittel- bis oberdevonische und unterkarbonische Gesteine geprägt.

Im Zuge einer Vertiefung des Meeres während des Mitteldevons wurde der Schelf ausgedünnt und infolge dieser Dehnung kam es zu vulkanischen Eruptionen, die sowohl kieselsäurereiche als auch basaltische Schmelzen förderten. Dieser Vulkanismus und die ihn begleitenden Brüche hatten das untermeerische Relief beträchtlich modifiziert: Auf hoch liegenden Schollenrändern entstanden aus Trachyten und Rhyolithen aufgebaute Vulkane, die örtlich sogar über den Meeresspiegel aufragten und dort von Pflanzen besiedelt werden konnten. Die Hauptmasse aber waren Basalte, die vom oberen Mitteldevon an bis ins Oberdevon hinein große untermeerische Vulkankomplexe aufgebaut hatten. Ihre mächtigen Pillow‑Laven, die man in vielen Steinbrüchen und an Straßenböschungen beobachten kann, sind geradezu ein Kennzeichen dieser Gegend. Daneben bilden Schichtlaven grobbankige, viele Meter mächtige Gesteinsbänke. Im Zentrum der aus vielen Einzelvulkanen zusammengewachsenen Schwellen kam es auch zu Intrusionen von Lagergängen, lokal lassen sich sogar hoch liegende Magmakammern studieren, die in den älteren Sedimenten stecken geblieben und in sich geschichtet sind. Zumindest im Spätstadium sind die Eruptionen in relativ flachem Wasser erfolgt, was man aus den infolge vieler Gasblasen porösen Gesteinen ableiten kann. Durch Differenziation der Magmen sind auch hier noch einmal vergleichsweise geringe Mengen trachytischer und rhyolithischer Gesteine entstanden. Die ehemaligen Blasenhohlräume in den als Diabas bezeichneten Basalten sind später mit hellen Mineralen (meist Calcit) ausgefüllt worden; dadurch se-

˚ Abb.

11: Rotschiefer des Oberdevons mit kleinräumigen Knickfalten. Guntersau, Mündung der Weil in die Lahn.

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Rechtsrheinisches Schiefergebirge

˚ Abb.

12: Diabasmandelstein. Die millimetergroßen Blasenhohlräume sind mit Calcit gefüllt.

hen sie aus wie Mandeln im Kuchen, was zu der Bezeichnung Diabasmandelstein (Abb. 12) geführt hat. Mandeln deshalb, weil die vormals runden Blasen durch die Auflast abgeplattet wurden. Die Diabase sind überwiegend grünlich gefärbt, was auf Chlorit und/oder Epidot zurückzuführen ist. Man diskutiert noch immer, ob das durch Metamorphose oder aber durch eine Meerwasser-Alteration im Anschluss an die Förderung passiert ist. Im Zusammenhang mit den Diabasen kommen Gesteine vor, die von den alten Bergleuten wegen ihres Bruchverhaltens als „Schalstein“ bezeichnet wurden: in Platten spaltbare, geschieferte Gesteine, deren ˘ Abb.

13: Schalstein im unteren Weiltal bei Essershausen.

Bestandteile überwiegend basaltische Lapilli, Bruchstücke von Basalten und beigemischte Sedimentgesteinskomponenten (oft Riffkalkbruchstücke) sind (Abb. 13). Der Begriff Schalstein wurde früher mit Diabastuff gleichgesetzt, was sich heute nicht mehr halten lässt. Die Komponenten dieser vulkaniklastischen Gesteine können nämlich auf sehr unterschiedliche Weise transportiert worden sein, wobei neben der explosiven Tätigkeit, die echte Lapilli- und Aschentuffe liefert, auch untermeerische Schuttströme („debris flows“) wirksam gewesen sind, die von den Vulkanhängen ausgingen und dort aufgehäuftes Material, u. a. Pillow-Brekzien, in die Becken verfrachtet hatten. Schalstein bildet meist Sattelstrukturen, weil das Gestein im Gegensatz zu den in den Trögen zwischen den Vulkankomplexen abgelagerten Tonen starrer auf die Faltung reagiert. Das gilt auch für die als Keratophyr bezeichneten sauren Vulkanite (Abb. 14). Diese vulkanischen Komplexe haben Flachwasserverhältnisse geschaffen, die dann riffbildende Organismen als Siedlungsraum nutzen konnten. Das waren vor allem die kalkigen Stromatoporen, aber auch Algen, Korallen, Echinodermen und Brachiopoden. So entstanden vor allem in der Lahnmulde bis über 300 m mächtige Riffkalke, die als „Lahnmarmor“ nicht nur lokal Bedeutung als Bausteine hatten. Diese Gesteine sind allerdings kein Marmor im petrographischen Sinne, sondern schleif- und polierfähige Kalksteine. Vor allem in der bunten Versi-

Lahn- und Dillgebiet

˘ Abb.

14: Keratophyr an der Guntersau bei Weilburg. In der Umgebung von viel Diabas und Schalstein mal ein helleres Gestein, das von Quarz und Feldspat dominiert ist.

˘ Abb. 15:

Lahnmarmor, hier in der Varietät „Unica“. Bunte, durch Hämatit rot gefärbte devonische Riffkalke aus Stromatoporen, Korallen, Echinodermen und anderen Organismen, lagenweise auch Riffschutt. Alte Steinbrüche bei Villmar/Lahn. Die Varietät „Unica“ wurde u. a. in der Würzburger Residenz und im Käppele, im Schloss Bruchsal und im Berliner Dom verbaut. Naturdenkmal.

on „Unica“ (Abb. 15) sind solche Kalke in einem meterlangen Profilschnitt am rechten Ufer der Lahn gegenüber von Villmar als Geotop aufgeschlossen und weltweit an prominenten Gebäuden verbaut worden. Dazu zählt u. a. das Empire State Building, die Eremitage in St. Petersburg und der Moskauer Kreml, und in Deutschland sind sie u. a. im Dom von Trier, in der Mannheimer Jesuitenkirche, in Amorbach und in der Frankfurter Paulskirche zu finden (man sieht das, wenn dort Reden, auch anlässlich von Buchpreisverleihungen, gehalten werden). Auch der Nepomuk auf der alten Lahnbrücke in Limburg besteht aus Lahnmarmor, hier allerdings in der grauen Varietät von Wirbelau (Abb. 16 a, b), in der man sehr schön die Stromatoporen sehen kann, die die wesentlichen Riffbildner sind. Am rechten Ufer der Lahn, gegenüber von Villmar, gibt es seit 2016 ein neues Lahnmarmor-Museum. Die Steinbrüche um Limburg, Diez und bei Villmar zeugen heute noch von einer einst sehr umfangreichen Abbautätigkeit, und der Limburger Dom und die Lubentiuskirche in Dietkirchen stehen auf solchen Riffkarbonaten (Abb. 17). Bei Steeden und Dehrn gibt es darin Höhlen, die in prähistorischer Zeit besiedelt waren. Auch die Kubacher Kristallhöhle bei Weilburg ist in solchen Riffkalken entstanden. Der prominenteste Aufschluss in solchen Karbonaten ist der Großsteinbruch der Firma Schäfer Kalk in Hahnstätten (Abb. 18); er gehört geografisch zwar ¯ Abb. 16:

a) Nepomuk-Statue aus Stromatoporenkalk auf der alten Lahnbrücke in Limburg; b) Detail des Stromatoporenkalks, der die porigen Strukturen der Organismen zeigt.

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Rechtsrheinisches Schiefergebirge

˘ Abb.

17: Die romanische Lubentiuskirche von Dietkirchen an der Lahn steht auf einem Riffkalkklotz aus Lahnmarmor.

˙ Abb.

18: Kalksteinbruch in Mitteldevonischem Massenkalk der Firma Schäfer Kalk in Hahnstätten (Werksfoto freundlicherweise zur Verfügung gestellt von Dipl.-Geol. Steffen Loos).

zum Taunus, steht aber in der nach SW streichenden Fortsetzung der Lahnmulde. Die Abbauprodukte sind im Wesentlichen hochreine calcitische Riffkalke des Mittel-und Oberdevons, wobei in Spalten auch der karbonzeitliche Erdbacher Kalk anzutreffen ist. Eine Besonderheit sind hier in Karsthöhlen eingeschwemmte alttertiäre Sedimente, die nach Pollen und Sporen Paläozän-Alter haben und damit die äl-

testen Tertiärsedimente im Rheinischen Schiefergebirge bilden (Anderle 2019); entsprechende Reste werden aber in den nächsten Jahren dem Abbau zum Opfer fallen. Am Top der in der Gegend insgesamt von Löß bedeckten Schichtfolge ist sehr gut ausgebildeter Kegelkarst entwickelt. Von den Riffen aus wurde gelegentlich kalkiges Material in die benachbarten Meeresbecken ge-

Lahn- und Dillgebiet

schüttet, das dann die Kalkbänke zwischen den tonigen Sedimenten bildet. Auf tiefer gelegenen Schwellen sind Kalk und Ton auch zusammen abgelagert worden. Die Kalke bilden hier aber meist keine durchgängigen Schichten, sondern sind sekundär in diesem tieferen Wasser teilweise wieder aufgelöst worden. So entstanden allmählich isolierte Kalkknollen in einer tonigen Matrix; man spricht da von Kalkknotenschiefern, meist aber von „Kramenzelkalken“, weil die Gesteine Ähnlichkeit mit Ameisenbauten (Kramenzeln) haben. Da die Tone oft rot gefärbt sind, ergeben sich sehr reizvolle Gesteine, die man u. a. im Stadtgebiet von Weilburg (z. B. am Schiffstunnel) findet (Abb. 19). Vulkanismus und Riffkalkbildung beherrschten das Gebiet vom oberen Mitteldevon bis in das tiefe Oberdevon; danach starben die meisten Rifforganismen, wahrscheinlich infolge einer weltweiten Krise (Abkühlung? Kellwasserereignis, Abb. 3) aus. Im Gegensatz zur Lahnmulde mit ihren vielen Riffen ist für die Dillmulde nur das große Riff zwischen Langenaubach und Breitscheid zu nennen, das sich auch unter die Basaltdecke des Westerwalds fortsetzt. An der Wende vom Mittel- zum Oberdevon und während des tieferen Oberdevons kam es zur Bildung von Roteisenstein, der in dieser geologischen Position den über die Region hinaus verwendeten Begriff Lahn-Dill-Typus geprägt hat (Abb. 20). Roteisenstein wurde noch bis in das Jahr 1983 untertägig abgebaut, die Gruben sind aber bis auf das

sehenswerte Besucherbergwerk Grube „Fortuna“ bei Oberbiel und einen Stollen bei Oberscheld (Grube „Ypsilanta“) inzwischen alle geschlossen. Das Eisen wurde schon in prähistorischer Zeit gewonnen, wo die Erzlager über Tage ausbissen. Das Eisen war lange Zeit hindurch ein Wirtschaftsfaktor in der Ge˙ Abb.

20: Roteisenstein vom Lahn-Dill-Typus. Grube Lindenberg zwischen Münster und Wolfenhausen, Lahnmulde. Zollstock als Maßstab (Foto von 1961).

˚ Abb. 19:

Kalkknotenschiefer („Kramenzelkalk“) des Oberdevons am Schiffstunnel in Weilburg/Lahn.

39

40

Rechtsrheinisches Schiefergebirge

˚ Abb.

21: Halden des Dachschieferbergbaus am Ortsrand von Langhecke (Foto von 2011). Detailbild vom streifigen grauen Schiefer.

gend, der Anlass gab, noch um 1960 über einen Ausbau der Lahn für den Erztransport nachzudenken. Die Entstehung der Erze wurde früher wesentlich im unmittelbaren Zusammenhang mit dem Vulkanismus diskutiert, weil die Lager oft im Grenzbereich zwischen Diabas und hangenden oberdevonischen Sedimenten anzutreffen sind (daher der Begriff „Roteisenstein-Grenzlager“). Inzwischen hat man herausgefunden, dass die Vulkane wohl nur die Wärmequelle waren, die das Meerwasser erhitzt hatten. Das in den Gesteinen eingeschlossene heiße Wasser hatte aus dem Nebengestein Metalle mobilisiert, mit dem aufsteigenden Porenwasser abtransportiert und in Form der Erzlager wieder abgesetzt. Für diese diagenetischen Vorgänge, die im Anschluss an die Eruptionstätigkeit begannen, war der hochporöse und auch aus reaktionsfreudigem vulkanischem Glas bestehende Schalstein besonders geeignet. Dessen Kompaktion nach der Ablagerung hatte das metallgesättigte Porenwasser in Form von Schloten nach oben transportiert, was auch die außer dem Grenzlager existierenden „Schalsteinlager“ erklärt (Flick et al. 1990, Nesbor et al. 1993). Übertageausbisse von Roteisenstein kann man heute u. a. noch gegenüber dem Bahnhof von Dillenburg und in der Nähe der Weilmündung in die Lahn an der Straße nach Kirschhofen finden. Das Oberdevon ist durch eine besondere Gesteinsvielfalt gekennzeichnet: Schwarz- und Rotschiefer, Plattenkalke, Kramenzelkalke, Sandsteine, Alaun- und Kieselschiefer sowie Vulkanite wechseln sich auf kleinem Raum ab, was auf die Entwicklung des untermeerischen Reliefs zurückgeführt werden kann, das weiterhin durch die Vulkanbauten bestimmt wurde. Die Gesteinsfarben zeigen auch die

Sauerstoffverhältnisse im Wasser an: Stark reduzierende Bedingungen führten zu Alaunschiefern, oxidierende zu Rotschiefern. Mittel- bis oberdevonische Dachschiefer in der südlichen Lahnmulde wurden bei Langhecke und Weinbach früher in größerem Umfang abgebaut. Sie sind durch feinstkörnige, meist submillimeterdicke, Lagen von Quarz gebändert und heller als die Dachschiefer von der Mosel, vom Mittelrhein oder vom Sauerland und lassen sich auch nicht ganz so dünn spalten; das erfordert zwar stärkere Dachkonstruktionen, die Kosten dafür wurden aber durch längere Haltbarkeit ausgeglichen. Heute sieht man sie fast nur noch an historischen Gebäuden (Abb. 21). Schwarze Kalksteine im tiefen Oberdevon bilden das Kellwasserereignis auch hier ab, bei dem die Riffe in weltweitem Maßstab abgestorben waren (vgl. Harz). Ein Gestein, dem immer besondere Aufmerksamkeit galt, sind die früher „Dillenburger Tuffe“, heute „Dillenburg-Formation“ genannten bunt gemischten Gesteine, die jetzt als Abtragungsschutt von Vulkaninseln gedeutet werden. Im Unterkarbon wurde das kleinräumige Relief durch pelagische Sedimente dann weitgehend ausgeglichen. Die unterkarbonischen Sedimente bilden als Hangenbergschiefer, Liegende Alaunschiefer, Kulmkieselschiefer und Kulmtonschiefer und spätere Grauwacken das weitgehend klastische Ablagerungsgeschehen ab, die Grauwacken kennzeichnen schon die Flyschphase. Im Stadtgebiet von Herborn kann man am „Heiligen Berg“ u. a. schöne Muscheln in den Kulmtonschiefern finden (Posidonia becheri, ein Leitfossil für das Unterkarbon). Lokal wurden auch noch Karbonate gebildet. Im devonischen Riffkomplex von Erdbach-Breitscheid sind in der Dillmulde, mit Schichtlücke über dem im Oberdevon abgestorbenen Riff, noch Kalke des Unterkarbons nachgewiesen worden, die als ErdbachKalk sogar eine stratigraphische Stufe, das Erdbachium, mitbegründet haben. Der Erdbach-Breitscheider Riffkomplex ist stark verkarstet; die Höhlen darin waren prähistorisch besiedelt, die Forschung darin ist auch heute noch im Gange. Weitaus bedeutender für die Landschaft sind aber unterkarbonische Basalte, die als Deckdiabas bezeichnet werden und eine dem devonischen Vulkanismus ähnliche submarine Landschaft vor allem aus Pillow‑Vulkanen aufgebaut hatten. Im Gegensatz zum Devon herrschten im Unterkarbon aber wegen der größeren Wassertiefen Laven vor; diese Magmen sind relativ schnell aus dem Erdmantel hochtransportiert worden, was man vor allem aus den darin enthaltenen häufigen und großen Olivinknollen ableiten kann. In der östlichen Lahnmulde gibt es neben der „normalen“ paläozoischen Abfolge Gesteinskomplexe, denen die Begriffe „Gießener Grauwacke“ und „Pa-

Lahn- und Dillgebiet

läozoikum der Lindener Mark“ zugeordnet werden. Sie waren schon früher Geologen aufgefallen, weil sie nicht recht zu der normalen Entwicklung in ihrer Umgebung passten. Besonders deutlich wird das in der Lindener Mark am westlichen Stadtrand von Gießen, wo Quarzite (Andreasteich-Quarzit) ordovizische Fossilien und Kalke Ostrakoden und Orthoceren des Silurs enthalten, auf die unterdevonische Tonschiefer und kalkige Sandsteine folgen bzw. als Schlammstrom-Komponenten in diese eingelagert sind. Ein entsprechend aufgebautes Profil gibt es, von kleinräumigen Ausnahmen (Hörre, Kellerwald und Südharz, s. dort) abgesehen, nirgendwo sonst im Rheinischen Schiefergebirge. Lindener Mark und die jetzt als Gießen-Decke (vgl. Abb. 5, 6) bezeichnete Einheit der Gießener Grauwacke werden heute als allochthon angesehen. Der Name sagt es schon: Die Einheiten bilden die Reste einer tektonischen Decke, wobei die Gesteine der Lindener Mark möglicherweise basale, darin eingeschuppte Anteile der Gießen-Decke darstellen. Deren Gesteine sind schwarze Tonschiefer und Kieselschiefer von außerordentlich geringer Mächtigkeit: In den nur 50 m dicken Schichten steckt die gesamte Zeitspanne vom Emsium bis zum Oberdevon. Solche geringen Sedimentationsraten sind sonst im Rhenohercynikum nicht zu beobachten, sie passen nur zu hochpelagischen Bedingungen. Darin eingeschaltete Diabase, die auch am Südrand der Decke vorkommen (wo sie infolge der Tektonik stark mechanisch zerschert sind – gut sichtbar am alten Bahnhof von Kraftsolms, Abb.  22), haben geochemisch MORB-Zusammensetzung, müssen also in einem echten ozeanischen Plattenbereich gebildet worden sein. Das unterscheidet sie von fast allen anderen Diabasen im Rheinischen Schiefergebirge. Ein kleiner Teil seiner Gesteine, d. h. die Tiefwassersedimente und ozeanischen Basalte der GießenDecke sind auf den kontinentalen Schelfbereich im Nordwesten obduziert worden. Beim Deckentransport über den Taunus hinweg sind möglicherweise auch Fetzen der Phyllitzone mitgenommen worden, die in der Lahnmulde heute als Solmstaler Phyllite Teile der Gießen-Decke bilden. Sie sind tektonisch stärker beansprucht und höher metamorph als die Gesteine ihrer Unterlage.

Tektonische Beanspruchung mit einer Schubtendenz nach Nordwesten ist in der südlichen Lahnmulde vielfach zu beobachten, es gibt kleinräumige Aufschiebungen von älteren auf jüngere Einheiten und entsprechende Überschiebungen mit Schubweiten von mindestens 5 km. Diese Tektonik macht auch verständlich, warum in der Lahnmulde eine grobe Altersabfolge zu beobachten ist: Auf das Unterkarbon im Nordwesten folgen Mittel- und Oberdevon im Zentrum und im Südosten unteres Mitteldevon und schließlich das Unterdevon des Taunus. Man muss den Gesamtraum von Lahn-, Dillmulde und Hörre zusammen sehen (vgl. Abb. 5, 6). In dem nur 2 bis 8 km breiten Streifen der Hörre, der sich vom Westerwald bis nordwestlich von Marburg erstreckt, sind im Gegensatz zu Lahn- und Dillmulde keine oberdevonischen und unterkarbonischen Vulkanite entwickelt, außerdem unterscheiden sich auch die Sedimente (Grauwacken schon im Oberdevon und klastische Kalke), sodass man von einem Trog mit eigenständiger Entwicklung ausgehen muss. Dessen oberdevonische bis unterkarbonische Gesteine sind wesentlich klastische Bildungen (Grauwacken, Sandsteine, Siltsteine), aber auch Kalke und kieselige Gesteine. Charakteristisch ist ein intensiver Schuppenbau mit nach Südosten einfallenden Überschiebungen. Die Hörre hat nach neu-

˘ Abb. 22:

Diabas („vergrünter“ Basalt) des Mitteldevons, durch Tektonik stark zerschert und anschließend zu einer Brekzie verkittet. Basisbereich der Gießen-Decke, die hier nach Nordwesten auf Phyllite des Oberdevons (im Vordergrund) überschoben ist. Der Basalt der Gießen-Decke hat als fast einziges Vorkommen im gesamten Rheinischen Schiefergebirge die chemische Zusammensetzung von Ozeanbodenbasalten (MORB, Mid Ocean Ridge Basalt). Zusammen mit anderen Gesteinen ist er aus einem südlich des Taunus gelegenen, heute nicht mehr nachweisbaren Ozean als Decke hierher verfrachtet worden. Profil am alten Bahnhof Kraftsolms.

Diabasbrekzie, durch den Scherprozess entstanden (aus Birkelbach et al. 1988)

5 cm

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Rechtsrheinisches Schiefergebirge

Bender et al. 1997, Königshof et al. 2010, Krebs 1966, Mende et al. 2018, Nesbor 2004, 2007, 2019, Nesbor & Flick 1988, Nesbor et al. 1993, Rietschel 1966, Thews 1996

eren Untersuchungen heute den Status einer tektonischen Decke; die Gesteine dort sind im Unterschied zu ihrem Liegenden und Hangenden frei von Vulkaniten (Abb. 10). Die Hörre lässt sich anhand ähnlich ausgebildeter Gesteinsfolgen als eigenständiger Gebirgszug bis in den Harz (dort Acker-Bruchberg-Zug) und darüber hinaus bis Gommern bei Magdeburg verfolgen. Das erweitert den Katalog solcher ortsfremden Gesteinskomplexe, zu denen vor allem die Gießen-Decke gehört, inzwischen aber noch mehrere andere, die man mit Hilfe der in der Einleitung erwähnten Provenienz-Analyse entdeckt hat. Sie bestehen aus Ordovizischen und Devonischen Sedimentgesteinen, die während der Kollision von Laurussia mit Gondwana nach NW auf das

südliche Rhenohercynikum aufgeschoben wurden (Mende et al. 2018). Zu diesen Rhenohercynischen kommen nun noch weitere Decken, deren Merkmale auf ein westafrikanisches Hinterland verweisen; sie werden als Armorikanische Ferndecken bezeichnet (vgl. Abb. 10 und Nesbor 2019). Im Lahntal gibt es eine Reihe von Mineralquellen (Selters, Biskirchen usw.), die sich von denen am Südrand des Taunus in ihrer chemischen Zusammensetzung insofern unterscheiden, als sie wesentlich Kohlensäuerlinge sind; man führt das auf den tertiären Vulkanismus im nahen Westerwald zurück. Diese Mineralwässer scheinen wesentlich an junge, Nord-Süd streichende Verwerfungen gebunden, die sich mit Ost-West streichenden Störungen kreuzen.

■   Westerwald Mit fast 1000 km2 Flächenerstreckung ist der Westerwald nach dem Vogelsberg eines der größten zusammenhängenden tertiären Vulkangebiete Deutschlands (vgl. Abb. 1, 5). Wenn man sich diesem Mittelgebirge von Süden her nähert, ist eine treppenförmig ansteigende Morphologie deutlich, die durch übereinander gestapelte mächtige basaltische Lavaströme zustande kommt. Diese Basalte überlagern noch den südwestlichen Randbereich der Dillmulde (die auch Dill-Eder-Mulde heißt, vgl. Abb. 10) und bedecken darüber hinaus das unterdevonische Grund-

gebirge, das hier im Wesentlichen aus Quarziten, Siltsteinen und Tonschiefern des Emsiums aufgebaut wird; einzelne Basaltdurchbrüche reichen sogar bis in das Stadtgebiet von Limburg an der Lahn. Wie in vielen anderen Gebieten mit Tertiärvulkanismus in Deutschland lagern auch im Westerwald dessen Produkte nicht direkt auf dem Grundgebirge, das seit seiner Entstehung vor Hunderten von Millionen Jahren weitgehend Festland war und spätestens seit der Kreidezeit einer terrestrischen Verwitterung unterlag. Die entsprechenden Tone, die dabei überwiegend aus den devonischen Tonschiefern entstanden sind, bilden z. T. Zehnermeter mächtige Verwitterungsdecken, die noch über ihren Ausgangsgesteinen lagern, oder Ansammlungen solchen Materials, das in flache Senken umgelagert wurde. In solchen See- und Sumpflandschaften sind durch eine entsprechende Vegetation auch die Voraussetzungen für die Bildung von Braunkohlen geschaffen worden. Die Tone sind teilweise vielleicht schon im jüngeren Mesozoikum, hauptsächlich aber wohl weitgehend während des Alttertiärs entstanden, als hier noch ein feuchtheißes Tropenklima vorherrschte, das die chemische Verwitterung begünstigte. In dieser Zeit sind auch sogenannte Tertiärquarzite gebildet worden, weil gelöstes SiO2 die Sandsteine verkittet hatte. Unter den entstandenen Tonmineralen überwiegt Kaolinit, der vielen der Westerwälder Tone ihre weiße Farbe verleiht (Abb. 23). Eines der Hauptgewinnungsgebiete ist das Kannenbäckerland um Höhr– Grenzhausen, das seinen Namen den aus dem lokalen Rohstoff verfertigten Gefäßen verdankt. Einen besonders interessanten Aufschluss bietet die Wes¯ Abb.

23: Tongrube am Ortsrand von Breitscheid (Westerwald). Die überwiegend kaolinitischen, weißen Tone entstanden während des Tertiärs unter tropischem Klima durch Verwitterung paläozoischer Schiefer (Thielmann 1999: Chronik der Westerwälder Thonindustrie).

Kellerwald

terwälder Tongrube „Petschmorgen“ der Firma Sibelco bei Moschheim, weil dort Tone unterschiedlicher Ausprägung von einem Basalt überflossen wurden, der das Liegende rot „gefrittet“ hatte (Abb. 24). Oberhalb dieser Tongrube führt ein „Tonwanderweg“ mit Erläuterungstafeln vorbei (Themenweg Ton: BodenNiederahr-Moschheim-Boden). Die Datierung der Westerwälder Tone ist problematisch, weil ortsfeste Verwitterungsdecken praktisch keine Fossilien enthalten. Das wurde erst an den umgelagerten Tonen möglich, weil darin auch Pollen mit abgelagert wurden, und erst recht, als sich die Braunkohlenvegetation zu entwickeln begann, die ihren Höhepunkt im Miozän hatte. Einen Glücksfall in dieser Hinsicht stellt die Lokalität von Enspel im nordwestlichen Westerwald dar, wo man schon vor über 100 Jahren auf Fossilien in Sedimenten gestoßen war, die von Basalt überlagert waren. Mit dem fortschreitenden Abbau des Basalts wurde eine flächenhafte Verbreitung der Sedimente deutlich, die seit 1990 von Mitarbeitern des Landesamtes für Denkmalpflege Rheinland-Pfalz systematisch ergraben wurden. 1996 kam eine Forschungsbohrung hinzu, die etwa 140 m mächtige Seesedimente angetroffen hat; im tieferen Teil folgen noch 90 m vulkaniklastische Ablagerungen und darunter etwa 25 m zerbrochene Devongesteine (Felder et al. 1998). Hier ist also eine vulkanisch entstandene Hohlform (Maar) durch einen tertiären See ausgefüllt worden; die aus seinen Ablagerungen inzwischen geborgenen Fossilien geben dem Fundort den Rang einer Fossillagerstätte, die zeitlich in das Oberoligozän eingestuft ist. Im Hangenden folgen noch 100 m Basalt, der die Erosion der Seesedimente verhindert hatte. Zu den Fossilien gehören neben Pflanzen auch Insekten und Wirbeltiere, u. a. Krokodile. Besondere Bedeutung kommt einem als „Stöffel-Maus“ (der Stöffel ist der Berg an der Grabungsstelle) bezeichnetes Nagetier zu, das mit Häuten an den Extremitäten kurze Gleitflüge ausführen konnte (Storch et al. 1996). Die meist sehr gute Erhaltung der Fossilien ist auf die oft bitumenreichen, fein laminierten Seesedimente zurückzuführen, was das Vorkommen vergleichbar mit Messel oder dem Eckfelder Maar in der Eifel, bzw. Sieblos in der Rhön macht. Den Seesedimenten von Enspel sind aber immer wieder vulkanische

Komponenten eingelagert, die auf weiter anhaltende Ausbrüche während der Seephase hinweisen. Altersbestimmungen an Westerwälder Vulkaniten zeigen zwei Maxima der Ausbrüche: Die älteren erfolgten vom Oberoligozän bis ins untere Miozän (24 bis 19 Mill. Jahre) und hatten ihr Zentrum nördlich von Montabaur, die jüngeren im oberen Miozän bis Pliozän (8 bis 5 Mill. Jahre) mit einem Schwerpunkt um Rennerod. Die Förderprodukte sind überwiegend Basalte (Laven und Tuffe), es gibt aber auch im Westerwald, vor allem unter den frühen Vulkaniten, Trachyte und intermediäre Gesteine. Solche Vorkommen im Südwesten zeigen eine gewisse Ähnlichkeit zum dort anschließenden Siebengebirge. Die im östlichen und im Hohen Westerwald vorherrschenden Nephelingesteine, vor allem Olivinnephelinite, zeigen an, dass die meisten der Magmen direkt dem Erdmantel entstammen.

■   Kellerwald Wenn man die Gesteinszüge von Dill-Eder-Mulde und Hörre im Streichen nach Nordosten verfolgt, so gelangt man, die Frankenberger Bucht querend, in den Kellerwald (vgl. Abb. 5). Von der kleinen Scholle des Kellerwaldes, die praktisch schon im Bereich der Hessischen Senke liegt, hat Hans Cloos einmal geschrieben, sie sei „in einer Weise zersplittert und durcheinander geschoben, wie es im Rheinischen Schiefergebirge kaum wieder vorkommt“. Und wei-

ter: „... ob nicht der ganze Kellerwald als ein Stück der großen rheinischen Transversalflexur anzusehen ist, das zwischen den bewegten Hauptschollen zu einer riesenhaften Kluftbrekzie zerdrückt worden ist?“ Das vollständige Zitat hat der Göttinger Kollege Dieter Meischner seiner ›Kleinen Geologie des Kellerwaldes‹ vorangestellt (Meischner 1991), die damals die neueste Zusammenfassung gab (Abb. 25).

Kellerwald

˚ Abb.

24: Tongrube „Petschmorgen“ der Firma Sibelco bei Moschheim. Der weiße Ton ist hier von einem Basaltlavastrom überflossen worden, der den Ton am Kontakt „gefrittet“ hat (Foto: Dipl.-Ing. Norbert Schiedt, Exkursion 2018).

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Rechtsrheinisches Schiefergebirge

˘ Abb.

25: Zwei Meister des Rhenohercynikums: Die Kollegen Meischner (rechts) und Franke (links) mit einem der komplizierten Profile des Kellerwalds. Exkursion des Oberrheinischen geologischen Vereins 1991.

Eckelmann et al. 2014, Mende et al. 2018, dort umfangreiche Literatur, Meischner 1991, Nesbor 2019, Thews 1996

Diese Formulierung unterbindet eigentlich schon von vornherein die Absicht, die geologischen Verhältnisse mit einfachen Worten verständlich machen zu wollen; deshalb hier nur ein paar Anmerkungen. In dem quer zum NE-Streichen nur etwa 20 km breiten Gebirge sind silurische, devonische und unterkarbonische Gesteine von unterschiedlichster Fazies eng miteinander verfaltet und verschuppt. Dazu gehören Grauwacken, Kieselschiefer, Tonschiefer, Karbonate (auch der Kellwasserkalk, vgl. Abb.3) und reife reine Quarzsandsteine (Kellerwald-Quarzit), außerdem unterschiedliche Diabase in Form von Schichtund Pillowlaven, wie sie auch aus der Dillmulde bekannt sind und die ihre Fortsetzung im Oberharzer Diabaszug finden. Großräumig lassen sich diese Gesteine einem über 300 km weit reichenden Zug zuordnen, der vom Westerwald bzw. von der südwestlichen Dillmulde und der Hörre über das Marburger Bergland und den Kellerwald bis über den Harz (AckerBruchberg-Zug) hinaus in das Gebiet der FlechtingenRoßlauer Scholle, d. h. bis Gommern bei Magdeburg verläuft. Inzwischen ist auch für den Kellerwald, wie früher schon von Kossmat vermutet, Deckentektonik nachgewiesen, wobei sich mit Ausnahme der aus der

Lahnmulde bekannten Einheiten alle anderen in den Kellerwald hinein fortsetzen; dazu gehören die als Lohra- und Steinhorn-Decke bezeichneten Einheiten und der in sich stark verschuppte Kammquarzit (Abb. 10). (Diskussion bei Eckelmann et al. 2014, Nesbor 2019). Dieser Zug wurde einmal als stabiler Schwellenbereich aufgefasst, dessen Ablagerungen durch eine komplizierte, aber ortsgebundene Tektonik verfaltet, verschuppt und teilweise überschoben wurden, sodass insgesamt das komplexe Bild eines Schuppenstapels auf engstem Raum entstand; das gilt zwar noch immer, ist aber nun durch die Deckenstapel erweitert worden. Das vermag auch das unmittelbare Nebeneinander von Flach- und Tiefwasserablagerungen zu erklären, die vor der tektonischen Einengung in jeweils voneinander getrennten Becken- und Schwellenbereichen gebildet worden waren. Zu den Flachwasserbildungen gehören Cephalopodenkalke und sandige Ablagerungen, zu denen des tiefen Wassers Alaun- und Kieselschiefer bzw. die Grauwacken, die bereits vom Oberdevon an aus dem Gebiet der südlich gelegenen Mitteldeutschen Kristallinschwelle, meist als Turbidite, geschüttet wurden.

■   Siegerland Das Siegerland bildet das Kernstück des Rechtsrheinischen Schiefergebirges, und es ist ausschließlich aus Gesteinen des Unterdevons aufgebaut; sandige und tonige Ablagerungen erreichen hier Mächtigkeiten von 5000 m. Früher hatte man sogar von 10 000 m gesprochen, inzwischen ist aber erkannt worden, dass hier ein tektonischer Schuppenstapel vorliegt (die

Schichten sind ausgesprochen fossilarm, was ihre stratigraphische Einordnung sehr erschwert hat). Heute spricht man vom Siegener Antiklinorium oder vom südlichen Teil als Siegener Schuppensattel (vgl. Abb. 5). Früher hieß das Ganze Siegerländer Block, weil es der variskischen Faltung erheblichen mechanischen Widerstand leistete. Die Rekonstrukti-

Sauerland und Bergisches Land

on der geologischen Entwicklung im Rhenohercynischen Meerestrog hat gezeigt, dass hier bis zum Ende des Unterdevons Absenkung vorherrschte, die durch die sandigen Schüttungen kompensiert worden war. Vom Mitteldevon an war der Bereich Hochgebiet, der nun seinerseits Sedimente in die angrenzenden Becken lieferte. Das Siegener Antiklinorium ist durch eine weit reichende große Aufschiebung in zwei Sattelstrukturen getrennt, die jeweils noch einmal in sich stark gestört sind. Nördlich dieser Siegener Hauptaufschiebung, die sich linksrheinisch vom Osteifeler Hauptsattel bis ins rechtsrheinische Rothaargebirge verfolgen lässt, liegen Teilbereiche, die mit eigenen Namen versehen sind (Sattel von Hönningen-Seifen, MorsbachMüsener Schollensattel, vgl. Abb. 5). Allen gemeinsam ist ein Aufbau aus Schichten des Siegeniums (eine auch international verwendete Stufenbezeichnung für das mittlere Unterdevon, die im Siegerland ihre Typuslokalität hat), gelegentlich auch noch des Gedinniums. Südlich der Aufschiebung liegt der Siegener Schuppensattel, in dem weitere Aufschiebungen die Gesteine des Siegeniums in Teileinheiten getrennt haben, die dem Südwest-Nordost gerichteten variskischen Streichen folgen. Die meist sandigen, eintönigen Gesteinsfolgen des Unterdevons boten keine guten Voraussetzungen für Bodenbildung und Landwirtschaft. Der Reichtum des Siegerlandes lag unter Tage, wo vermutlich seit 2000 Jahren Eisenerze abgebaut wurden (Gerhard Solle, einer meiner akademischen Lehrer, sprach einmal von der „Waffenschmiede Karls des Großen“).

Die abbauwürdigen Erze kommen überwiegend in Form von Spateisenstein (Siderit) vor, der auf Gangspalten aus hydrothermalen Wässern ausgefällt wurde. Daneben sind auch Buntmetallsulfide (Kupferkies, Bleiglanz, Zinkblende etc.) entwickelt. Entscheidender Vorteil der Eisen-Lagerstätten war der hohe Mangananteil dieser Erze, aus dem sich besonders guter Stahl erschmelzen ließ. Die Entstehung der Gänge wurde vielfach kontrovers diskutiert, bis man mit modernen geochemischen Verfahren herausgefunden hatte, dass sie bereits vor der variskischen Faltung entstanden sein mussten und dass sich die Erzgehalte problemlos durch eine Umverteilung der Metalle aus den Nebengesteinen der Gänge erklären lassen. Das Siegener Antiklinorium taucht mit seinen Faltenachsen in nordöstlicher Richtung ein, sodass sukzessive immer jüngere Schichten an der Oberfläche beobachtet werden können: Mitteldevon im Nordwesten der Dillmulde und schließlich das Unterkarbon in der Wittgensteiner Mulde. An den Gesteinen des Mitteldevons lässt sich ein allmählicher Übergang von der sandig dominierten „rheinischen“ Fazies zu den tonigen Ablagerungen des offenen Meeres der „böhmisch-hercynischen“ Fazies beobachten. Das Mitteldevon des Nordwestrandes der Dillmulde ist an einer weiteren bedeutenden Überschiebung, der Sackpfeifen-Überschiebung, auf das Unterkarbon der Wittgensteiner Mulde aufgeschoben (vgl. Abb. 5). In der Wittgensteiner Mulde haben die tonigen Gesteine die gute Faltbarkeit begünstigt; hier herrschen enge Falten mit Nordwest-Vergenz vor. Der Kamm der 673 m hohen, namengebenden Sackpfeife wird von mitteldevonischen Quarzitklippen gebildet.

■   Sauerland und Bergisches Land Das regenreiche, grüne Sauerland ist durch devonische und unterkarbonische klastische und vulkanische Gesteinsserien geprägt, die in mehrere Sattelund Muldenstrukturen deformiert sind; allen gemeinsam ist die vorherrschende Südwest-Nordost-Richtung, die durch die variskische Gebirgsbildung zustande kam. Die tief eingeschnittenen Täler erschließen Schichtfolgen und tektonische Strukturen. Hohe Niederschläge und die lokale, geologisch bedingte Geomorphologie boten hier gute Voraussetzungen für die Anlage großer Talsperren, die neben der Gewinnung von Trinkwasser und elektrischer Energie heute auch als Erholungsgebiete Bedeutung haben (Hennetalsperre, Biggesee, Diemelsee und viele andere). Nördlich der Wittgensteiner Mulde, die sich in der nordöstlichen Fortsetzung des Siegerlandes mit gut faltbaren Tonschiefern des Unterkarbons als eigene Einheit heraushebt, leiten kleinere Sattelstrukturen und die Waldecker Hauptmulde zum Ostsauerländer Hauptsattel über, der die beherrschende Struk-

tur im nordöstlichen Rheinischen Schiefergebirge bildet (vgl. Abb. 5). Die Waldecker Hauptmulde wird wesentlich durch unterkarbonische Schichten aufgebaut, zwischen denen es kleinere Oberdevonsättel gibt. Die unterschiedliche Härte der Gesteine im Verein mit einer engen Spezialfaltung wirkt sich auch im Landschaftsbild aus. Kulmkieselschiefer und Grauwacken bilden dabei lang gestreckte bewaldete Höhenzüge, die Kulmtonschiefer und Alaunschiefer dagegen die Senken mit Äckern und Weideland. Am Nordrand der Waldecker Hauptmulde ist am alten Bahnhof Lelbach-Rhena entlang der Bahngleise fast die gesamte Schichtenfolge des Unterkarbons in einem Profil mit sehenswerten Spezialfalten aufgeschlossen (Abb. 26), die von schwarzen Kieselschiefern bis zu Kalken reicht. Die Faltenbilder sind Ausdruck eines hohen tektonischen Stockwerks, d. h. die ursprüngliche Überdeckung durch jüngere Schichten (Grauwacken) kann nicht sehr groß gewesen sein.

Sauerland und Bergisches Land

Grabert 1980, Thews 1996, Besucherbergwerk „Bindweide“ in Steinebach/Sieg

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Rechtsrheinisches Schiefergebirge

˚ Abb.

26: Falten in Gesteinen des Unterkarbons. Alter Bahnhof LelbachRhena, nordwestlich von Korbach.

Der Ostsauerländer Hauptsattel wird wesentlich aus Gesteinen des Mittel- und Oberdevons aufgebaut, dem südlich anschließend Unterkarbon folgt, das zur Waldecker Hauptmulde überleitet. Neben sandigen und tonigen Abfolgen spielen auch Karbonate und vor allem mächtige Diabase des oberen Mitteldevons eine Rolle, die zu der Bezeichnung „Hauptgrünsteinzug“ geführt haben. Daran sind, wie in der Lahn- und Dillmulde bzw. im Harz, auch hier Roteisenstein-Lagerstätten gebunden. Außerdem schufen die vulkanischen Schwellen lokale Bedingungen für das Riffwachstum südlich des großen Schelfrandriffes von Brilon (siehe unten) und haben auch die Sedimentation in diesem Raum erheblich mit beeinflusst. In der Landschaft tritt der Hauptgrünsteinzug auch morphologisch in Erscheinung und bildet das lebhaft gestaltete Waldecker Bergland mit seinen lang gezogenen von Westsüdwesten nach Ostnordosten verlaufenden, bewaldeten Bergzügen, deren Täler in den weicheren Schiefern zwischen den Diabasrücken angelegt sind. Man hat herausgefunden, dass diese Grünsteine uralte Berge sind, die auch das Zechsteinmeer nicht überfluten konnte. Das Gebiet des Ostsauerländer Hauptsattels und seiner Umgebung ist in vieler Hinsicht auch für die Geologie des Devons von allgemeiner Bedeutung.

Das Dörfchen Adorf markiert die Typuslokalität für das Adorfium, die unterste Stufe des Oberdevons. Die „Rote Klippe“ (Abb. 27), eine aufgelassene Eisenerzpinge am Martenberg bei Adorf, ist seit über 100 Jahren eine Art Wallfahrtsort für die Geologen, wo über Diabas und Schalstein des Hauptgrünsteinzuges zunächst rote Cephalopodenkalke des oberen Givetiums und tieferen Adorfiums lagern; man kann hier also die Grenze Mittel-/Oberdevon besonders gut studieren. Im Hangenden folgen graue Kalke, die noch teilweise in die Adorf-, aber auch schon in die Nehdenstufe gehören, zu der auch die darüber lagernden Tonschiefer zählen. Der Martenberg ist auch für die Rekonstruktion der devonischen Paläogeographie in diesem Raum von allgemeiner Bedeutung, weil er als Tiefschwelle aus submarinen Vulkaniten ein Hindernis für den von Norden (Brilon) eingetragenen Riffschutt bildete. Aus solchem Riffschutt bestehen viele der bankigen und plattigen Kalksteine, die aufgrund ihrer gradierten Schichtung als Kalkturbidite gedeutet werden. Dazu gehört auch der Padberger Kalk der älteren Literatur. Padberg liegt näher am Briloner Riff (s. u.), weshalb die Komponenten entsprechend gröber sind; in einem Profil über den Ostsauerländer Hauptsattel hat man festgestellt, wie die Korngrößen mit zu-

Sauerland und Bergisches Land

˘ Abb.

27: Die „Rote Klippe“ oder das „Rosenschlösschen“ am Martenberg im Sauerland erschließt das über einer Vulkanschwelle gebildete Roteisenstein-Grenzlager an der Grenze zwischen Mittel- und Oberdevon, das von Schichten des unteren Oberdevons überlagert wird (Foto: Dr. Günther Seybold, Exkursion 2004).

nehmender Entfernung vom Liefergebiet kleiner werden. Die submarine Topographie von Vulkanschwellen hat diese Materialströme im Einzelnen gesteuert. Zu den ehemals bedeutenden Erzlagerstätten dieses Gebietes zählen Gruben bei Messinghausen, die Grube Christiane am Martenberg (Roteisenstein, Besucherbergwerk) und die Blei-Zinkerz-Vorkommen von Ramsbeck (Besucherbergwerk), wo die Erzgänge mit der Tektonik von Aufschiebungen an der überkippten Nordflanke des Ostsauerländer Hauptsattels in Zusammenhang stehen. Wie in vielen anderen Fällen diskutiert man heute auch hier die Herkunft der Metalle durch eine Umverteilung aus den unterdevonischen Nebengesteinen Das nordöstlichste Sauerland wird geologisch von großen mittel- bis oberdevonischen Riffbauten bestimmt, die tektonisch jeweils Sattelstrukturen bilden (Warsteiner und Briloner Sattel   ). Diese Riffe sind, im Gegensatz zu denen der Lahnmulde, nicht auf vulkanisch vorgeprägten submarinen Schwellen, sondern am Schelfrand des nördlich gelegenen devonischen Old-Red-Festlands entstanden (vgl. Abb. 5, 28). Die bei Brilon im Abbau stehenden großen Steinbrüche vermitteln trotz der riesigen Dimensionen nur ein sehr eingeschränktes Bild, weil insgesamt viele Hundert Meter mächtige Massenkalke erbohrt sind. Die Rekonstruktion hat gezeigt, dass hier ein Atollriff mit einer internen Lagune bestanden hat, in deren innerem Bereich während des Oberdevons weitere Riffkuppen gewachsen waren. In der Landschaft sind über den Karbonaten vielfach Einsturzdolinen entstanden; die Gegend um Brilon ist als Karstlandschaft bekannt. Im Zuge der variskischen Gebirgsbildung sind die vielfach massigen Karbonate dann im Gegensatz zu den gut faltbaren tonigen Partien in einzelne Schollen zerbrochen, wobei die Störungen meist von Südwesten nach Nordosten verlaufen. Eine Störung ganz großen Ausmaßes, die als Querstörung im Gegensatz zur Hauptstörungsrichtung 28: Verbreitung devonischer Riffe im Rheinischen Schiefergebirge (n. Krebs 1971, veränd.). Die nördlich der gestrichelten Linie gelegenen Strukturen sind Schelfrandriffe (ähnlich dem Großen Barriere-Riff Australiens), die südöstlich davon im Beckenbereich liegenden sind auf vulkanischen Schwellen, ähnlich denen in der Südsee, oder am Rand einer vermuteten devonischen „Taunus-Insel“ gewachsen. Solche Riffe aus den Wohnbauten Wärme liebender Organismen (u. a. Stromatoporen und Korallen) konnten dort nur entstehen, weil das Gebiet zur Devonzeit in der Nähe des Äquators lag.

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47

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Rechtsrheinisches Schiefergebirge

von Nordwesten nach Südosten verläuft (Altenbürener Störung, vgl. Abb. 5), zerlegt den Ostsauerländer Hauptsattel in eine östliche Briloner Scholle, die gegenüber der im Westen anschließenden Ramsbecker Scholle um etwa 1000 m abgesenkt ist. Diese bedeutende Störung war im Süden bei Dreislar mit Schwerspat gefüllt, dessen Abbau nach über 200 Jahren heute auch eingestellt ist. Es gibt dort aber ein sehenswertes Museum mit einem Schaustollen. Zwischen Briloner und Warsteiner Sattel liegt ein von eng verfalteten Tonschiefern dominierter Bereich, der als Nuttlarer Mulde bezeichnet wird. Tonschiefer sind im Sauerland gelegentlich in Dachschieferqualität entwickelt. Dachschiefer des unteren Mitteldevons werden heute noch bei Fredeburg im Untertagebau gewonnen. Im weiteren Verfolgen der tektonischen Großstrukturen nach Südwesten gelangt man von Brilon bzw. vom Ostsauerländer Hauptsattel in einen Bereich, der als Attendorn-Elsper Doppelmulde bekannt ist (vgl. Abb. 5, 6); die beiden Mulden sind durch einen schmalen Sattel voneinander getrennt. Ohne auf Details einzugehen: Auch hier sind, wie im Raum Brilon, mittel- bis oberdevonische Riffkalke entwickelt, die in großen Steinbrüchen abgebaut werden und in denen sehenswerte Tropfsteinhöhlen, besonders die Atta-Höhle (Attendorner Tropfsteinhöhle) auch wegen ihrer besonders schönen Tropfsteine zu den großen Besuchermagneten zählt. Auch diese Riffe gehören zum devonischen Schelfrand. Bei Meggen ist darin eine einstmals bedeutende Erzlagerstätte entwickelt, aus der Pyrit mit Zinkblende und Bleiglanz sowie Schwerspat gewonnen wurden (1992 eingestellt). Die Erze wurden durch hydrothermale Wässer transportiert, die an Störungen gebunden waren, und in einer Lagune zwischen Riffkarbonaten abgesetzt. Im Muldenkern folgen noch unterkarbonische, in der Elsper Mulde sogar tief oberkarbonische Schiefer. Die Attendorn-Elsper Doppelmulde setzt sich im Streichen in die Großeinheit der Gummersbacher Mulde fort (vgl. Abb. 5). Bei Gummersbach selbst sind in Schichten des unteren Mitteldevons prächtig erhaltene subaquatische Rutschkörper zu beobachten. In diesem Gebiet gibt es innerhalb der Schichten des Unterdevons auffallend viele vulkanische Gesteine; in Anlehnung an das Flüsschen Lenne, das auch für den Ortssammelnamen Lennestadt steht, werden diese als Lenne-Vulkanite bezeichnet. Für diese kennt man die Ausbruchszentren und sie sind auch gut für die Gliederung der Schichten verwendbar: Es gibt eine detailliert untersuchte Abfolge von Keratophyren bzw. Keratophyrtuffen, die auch hier durch ihre spezifischen Zirkonpopulationen charakterisiert sind, was in einige Fällen zu einer stratigraphischen Neuorientierung geführt hat (Winter 2006). Die überwiegend sauren Gesteine (Keratophyre) sind aber wesentlich weiter verbreitet, vor allem im nordwestlich anschließenden Ebbe-Sattel, wo der

Vulkanismus möglicherweise schon im ältesten Unterdevon einsetzte und seine Hauptaktivität während des Ober-Emsiums entfaltete. Die oft bunten, hellen Gesteine (vielfach sind es Tuffe) kann man z. B. an der Hohen Bracht, dem fast 600 m hohen Aussichtsberg südlich von Lennestadt, und an der Burg Bilstein am Fuße dieses Berges beobachten. Vor allem sind diese regional weitreichenden Vulkanite auch geeignete Zeitmarker für die stratigraphische Einstufung. Von dort ist es nicht mehr weit bis ins Siegerland, wo es keine Spuren dieses Vulkanismus mehr gibt. Erst viel weiter im Süden, im Taunus, sind im Unterdevon mit den Porphyroiden wieder ähnliche vulkanische Gesteine anzutreffen. Im Sauerland markieren sie jedenfalls ein Zentrum mit mehreren Ausbruchspunkten, die man aufgrund der Mächtigkeiten der vulkanischen Gesteine, die von den Zentren aus abnehmen, rekonstruiert hat (Heyckendorf 1985). Der erwähnte, nach dem Ebbegebirge benannte Ebbe-Sattel (vgl. Abb. 5) ist eine weitere wichtige Großstruktur im Rechtsrheinischen Schiefergebirge, weil in seinem Kern vordevonische Gesteine aufgeschlossen sind; sie geben Auskunft über den tieferen Untergrund aus altpaläozoischen bis präkambrischen Gesteinen, der überall im Schiefergebirge unter den devonischen Schichten vermutet und durch geophysikalische Untersuchungen im Rahmen der Europäischen Geotraverse wahrscheinlich gemacht wurde. An Fossilien ist belegt, dass in Teilbereichen des Sattels ordovizische und silurische Schichten an die Oberfläche kommen. Die sowohl nach Nordosten als auch nach Südwesten abtauchenden Faltenachsen bewirken, dass der wesentlich aus unterdevonischen Gesteinen bestehende Sattel auch auf allen Seiten von Unterdevon umgeben ist, das allmählich in Mitteldevon übergeht. Eine markante Überschiebung grenzt seinen Nordrand gegen die anschließende Lüdenscheider Mulde ab. Diese Ebbe-Überschiebung könnte wieder eine Art Deckenüberschiebung sein (vgl. Abb. 5). Weiter im Norden wird die Lüdenscheider Mulde, deren Schichten wesentlich aus sandigem Mitteldevon aufgebaut werden, vom Remscheid-Altenaer Sattel abgelöst, einer weiteren Sattelstruktur, in der noch vordevonische Schichten zutage treten. Wenn man Ebbe- und Remscheid-Altenaer Sattel großräumig nach Südwesten verfolgt, wird deutlich, dass das Strukturen sind, die in den Ardennen ihre Fortsetzung haben, wo das ältere Gebirge großräumig aufgeschlossen ist. Im geographisch westlich anschließenden Bergischen Land unterscheidet sich die Ausbildung des Devons nur unwesentlich von der Entwicklung im Sauerland. Innerhalb der sonst durchgängig marinen Schichtfolgen sind aber gelegentlich nicht marine Einflüsse zu beobachten, die auf Landnähe bzw. Schwellensituationen zurückzuführen sind. Sonst sind auch hier die in großen Steinbrüchen erschlos-

Sauerland und Bergisches Land

senen mittel- bis oberdevonischen Massenkalke des Remscheid-Altenaer Sattels, der Paffrather Mulde und des Velberter Sattels erwähnenswert. In der Nähe vom Ostrand des Rheinischen Schiefergebirges macht sich allmählich auch der Einfluss der Hessischen Senke bemerkbar: Störungen verlaufen etwa Nord-Süd und die Ablagerungen des Zechsteinmeeres greifen diskordant auf das gefaltete Paläozoikum über. Zechstein und Buntsandstein bilden hier mit der nach Frankenberg an der Eder benannten Frankenberger Bucht eine der Buchten, die von der Hessischen Senke aus in das Schiefergebirge eingreifen (vgl. Abb. 5); die zweite ist die weiter nördlich gelegene Korbacher Bucht, die in den letzten Jahren durch spektakuläre Wirbeltierfunde Aufmerksamkeit erregt hat (Korbacher Spalte, mit dem oberpermischen Landwirbeltier Procynosuchus). Beide Buchten sind durch ihren alten Kupferbergbau bekannt, der hier die zechsteinzeitlichen Kupfermergel, eine mehr randnahe Bildung des Kupferschiefermeeres, zum Gegenstand hatte. Anzeichen für besondere Ufernähe sind auch Konglomerate, die z. B. am Stedefelsen oberhalb der Eder etwa 5 km südwestlich Frankenberg aufgeschlossen sind. Unter den Kupferlagerstätten im Randbereich zwischen Sauerland und Hessischer Senke war Marsberg in den 1960er Jahren in die Schlagzeilen geraten: Von dort wurden Aufbereitungsschlacken zu „Kieselrot“ bzw. „Hüttensplitt“ vermahlen, mit dem Sportplätze in ganz Deutschland bestreut wurden. Das Material hatte sich dann als hochgiftig erwiesen, es enthielt nämlich Dioxin und Furanverbindungen. Die Ursache war zunächst geologisch, denn das Perm überlagert dort, wie vielfach in der Region (vgl. Abb. 29), unterkarbonische Tonschiefer, die reich an organischem Kohlenstoff sind. Bei einem 1930 entwickelten Röstverfahren hatte man den Erzen NaCl beigemischt, dessen Cl in Verbindung mit dem natürlichen Kohlenstoff diese Produkte entstehen ließ. Die Korbacher Spalte ist, wie die Grube Messel, inzwischen auch eines der wichtigsten hessischen Bodendenkmäler. Entdeckt wurde sie von dem hessischen Landesgeologen Jens Kulick schon 1964, der sie bei weiteren Kartierarbeiten auf etwa 1 km Länge verfolgen konnte: ein SSW – NNE-verlaufender Riss in Zechsteinkarbonaten, der keilförmig ausgebildet ist, unten nur 50 cm, oben aber 3 m breit. Die Spaltenfüllung ist ein dolomitischer Siltstein mit wirr darin vorkommenden Knochenresten, der von Ton überlagert wird. Da in anderen Spaltenfüllungen in der Umgebung von Korbach schon Knochenfunde von pleistozänen Wirbeltieren bekannt waren, glaubte man zunächst auch hier an solche jungen Reste, bis die genaueren Untersuchungen neben anderen Knochen auch die von hundezahnähnlichen Reptilien erbrachten, die zu säugetierähnlichen Tetrapoden gehören, die sich als Festlandsbewohner herausstellten: Das war eine Sensation, denn diese Tiere

bilden im Sinne der Evolution ein Bindeglied zwischen den Reptilien des Perms und den ersten, noch kleinen Säugetieren der Trias, also unseren entfernten ersten Vorfahren. Vergleichbare Fossilien aus dieser Zeit des oberen Perms waren bisher nur aus Russland, Schottland und Afrika bekannt gewesen. Das „Wappentier“ der Korbacher Spalte ist Procynosuchus. Vorteilhaft war hier auch, dass die Knochen sich in marinen Karbonaten fanden, die anhand anderer Fossilien altersmäßig gut einzuordnen sind: Der Ablauf stellt sich heute so dar, dass zunächst die marinen Zechsteinkarbonate abgelagert und zu Gesteinen verfestigt wurden, danach riss die Spalte darin auf, wurde mit den knochenführenden Ablagerungen verfüllt und diese wurden danach mit zechsteinzeitlichen Tonen überlagert und dadurch konserviert. Nach der stratigraphischen Zeitskala sind sie 256 bis 258 Ma alt. Da es sich zumindest teilweise um Landwirbeltiere handelt wie den Procynosuchus, ist das auch ein Hinweis auf eine alte Landverbindung während der Zeit, als alle Kontinente noch zu einer Pangaea vereinigt waren. Mittlerweile hat eine systematische Suche weitere knochenführende Spalten in der Umgebung nachweisen können. Zwischen Frankenberger und Korbacher Bucht sind über dem unterkarbonischen Untergrund, der dort eine Schwelle bildet, mächtige Zechstein-Karbonate entwickelt, die südlich von Korbach noch in großen Steinbrüchen abgebaut werden. Korbach ist auch für

˚ Abb. 29:

Am Rand von Nieder-Werbe am Edersee überlagern Karbonate des Zechsteins mit einer klassischen Diskordanz die steilgestellten Tonschiefer des Unterkarbons (Foto: Dr. Günther Seybold, Exkursion 2004).

49

50

Rechtsrheinisches Schiefergebirge

Grabert 1980, Hesemann 1975, Richter 1971, Thews 1996, Kulick et al. 1997

seine Goldfunde bekannt, die allerdings an dunkle Gesteinsfolgen des Karbons und tektonische Strukturen gebunden sind. Das seit dem Mittelalter bekannte Vorkommen am Eisenberg bei Goldhausen gilt als größte Goldlagerstätte Deutschlands, ist aber dennoch unwirtschaftlich. Von hier stammt auch das meiste Gold in der Eder (Kulick et al. 1997).

Heute ist Goldwaschen in Korbach eine TouristenAttraktion. Den Nordrand des bis hierher diskutierten Schiefergebirges bildet das Karbon des Ruhrgebiets, das als Subvariszische Saumsenke als eigene Einheit innerhalb der Strukturen des Variskischen Gebirges behandelt wird (siehe Ruhrgebiet).

■   Siebengebirge

˘ Abb. 30:

Grundriss und Profil durch die TrachytIntrusion des Drachenfels im Siebengebirge. Anhand der eingeregelten Feldspatkristalle ist die Fließtextur der zähen Schmelze zu erkennen. Im Profil ergibt sich daraus auch, dass der höhere Teil der Kuppe bereits abgetragen ist (aus Cloos 1936).

Das kleinräumige Vulkangebiet des Siebengebirges am Mittelrhein ließe sich auch im Zusammenhang mit dem Tertiärvulkanismus der Eifel oder des Westerwaldes behandeln, gleichzeitig aber auch der Niederrheinischen Bucht zuordnen. Unter seinen Vulkanen ist der Drachenfels der berühmteste, dessen vom Rhein angeschnittene Flanke etwa 260 m über dem Fluss aufragt. Der Trachyt ist durch zentimeterlange Sanidinkristalle (oft Karlsbader Zwillinge) gekennzeichnet, deren räumliche Anordnung im Vulkankörper seinerzeit durch H. und E. Cloos eingemessen wurde (Abb. 30); dabei wurde deutlich, dass die Kristalle ein Fließgefüge abbilden, das das Eindringen der zähen Schmelze in das Nebengestein nachzeichnet. Gleichzeitig ergab sich dabei, dass die als Quellkuppe bezeichnete Struktur nicht mehr vollständig erhalten ist: Es fehlen etwa 80 m des oberen Teils, die inzwischen abgetragen sind. Der Trachyt vom Drachenfels ist ein wesentlicher Baustein für den Kölner Dom gewesen. Später, im Jahre 1900, hat man dann aber das gesamte Siebengebirge unter Naturschutz gestellt. Der zweite, bekanntere Berg dort ist die Wolkenburg, deren strukturelle Form, als „Stoßkuppe“ bezeichnet, ebenfalls in die allgemein geologische Literatur eingegangen ist; ihr Gestein (Quarzlatit) unterscheidet sich nicht allzu sehr von dem des Drachenfels. Petersberg, Nonnenstromberg, der Große Ölberg und einige andere im Norden dagegen sind aus Basalten aufgebaut (Abb. 31).

Siebengebirge

Siebengebirge

In der Fläche überwiegen aber Trachyttuffe, die den aus unterdevonischen Gesteinsfolgen gebildeten Sockel überdeckt haben. Zwischen diesem Sockel und den Vulkaniten sind allerdings noch limnische Tertiärsedimente eingebettet, die die Landschaft vor den Vulkanausbrüchen geprägt hatten. Der Beginn des Vulkanismus im Siebengebirge war explosiv und man muss annehmen, dass in hoch liegenden Magmakammern schon lange vorher Differenziationsprozesse stattgefunden hatten, aus denen die trachytische Schmelze hervorgegangen war. Die Abfolge der Förderung verlief von Trachyt über Latit schließlich zu Alkalibasalten. Eine zweite, weniger alkalische Differenziationsreihe führte von Alkalitrachyten über Foidtrachyte, Foidlatite, Foidlatitbasalte schließlich zu Phonolithen und Basaniten. Dieses „Kauderwelsch“ von petrographischen Bezeichnungen soll nur beleuchten, dass man in vielen Gesteinen des Siebengebirges Foide (Feldspatvertreter) finden kann, zu denen blauer Hauyn, Nephelin und Sodalith gehören. Die erwähnten Trachyttuffe der Anfangsphase dürften ursprünglich mehrere Hundert Meter mächtige Decken gebildet haben, die aber durch Erosion zwischenzeitlich schon weit abgetragen sind. In diese Decken sind dann nachfolgend die Trachyte, Latite und Basalte in Form von Quellkuppen, Stoßkuppen, Gängen, Lagergängen und Schlotfüllungen eingedrungen, die heute durch die spätere Erosion wieder freigelegt sind. Das gesamte Vulkanfeld, vor allem aber manche der Gänge zeigen eine ausgeprägte Nordwest-Orientierung; diese Richtung ist in der nördlich angrenzenden Niederrheinischen Bucht auch die vorherrschende Störungsrichtung, sodass sich hier ursächliche Zusammenhänge vermuten lassen. Besonders ausgeprägt ist in dieser Hinsicht der vom Stenzelberg nach Südosten verlaufende Rosenau-Gang aus Latit, aber es schlagen auch viele der kleineren Gänge diese Richtung ein. Das Alter des Vulkanismus ist überwiegend Oberoligozän (28 bis 22 Mill. Jahre), die Tätigkeit, bei der

dann überwiegend Basalte gefördert wurden, hielt aber bis in das Miozän hinein an, die jüngsten Zeugnisse sind jünger als 15 Mill. Jahre. Neben den Vulkanen ist das Siebengebirge in Geologenkreisen auch durch eine an seinem Rande gelegene Fossil-Lagerstätte bekannt. Es handelt sich dabei um Ablagerungen eines oberoligozänen Süßwassersees, die in der Gegend von Rott (heute ein Golfplatz im Ortsteil von Hennef) im 19. Jahrhundert unter Tage abgebaut wurden, um Öl und Teer aus „Blätterkohle“ zu gewinnen; Rott ähnelt darin dem Vorkommen von Sieblos (siehe Rhön). Außer Blätterkohle sind auch diatomeenreiche Gesteine und Braunkohlen kennzeichnend für Rott. Die fossile Pflanzenwelt umfasst neben den Bildungen im See selbst (u. a. Seerosen) eine reiche Vegetation aus der Umgebung, die ein warmfeuchtes subtropisches Klima belegt (u. a. Sabalpalmen). Im See lebten nur wenige Fischarten (Weißfische, Palaeorutilus). Bekannt sind vor allem Insekten (mehrere Hundert Arten, darunter auch Honigbienen) und vor allem gibt es hier Massenvorkommen von Libellenlarven. Zu den Wirbeltierfunden gehören Frösche (auch Kaulquappen), Eidechsen, Schlangen, Schildkröten, ein Riesensalamander (Andrias, vgl. Molasse von Öhningen), Krokodile, schweineähnliche Paarhufer, Hirsche, eine kleine Nashornart, ein Pfeifhase und diverse andere Nagetiere. Infolge der Einbettung in die feinschichtigen Ölschiefer sind die Wirbeltierskelette sehr gut erhalten, was sie mit vielen anderen, in entsprechenden Faulschlammablagerungen gefundenen Fossilien gemeinsam haben (z. B. Messel). Das gilt in verstärktem Maße für die Insekten, bei denen sogar die zarte Flügeladerung von Libellen erhalten geblieben ist (Lutz 1996).

˙ Abb.

31: Profile durch das Vulkangebiet des Siebengebirges (aus Geologische Karte des Siebengebirges 1  :  25 000, 1900).

Hesemann 1975, Lutz 1996, v. Koenigswald 1989, v. Koenigswald & Meyer 1994

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52

Rechtsrheinisches Schiefergebirge

■   Ruhrgebiet Graue Städte, Kohlenstaub und Schlotbarone – diese Begriffe prägten die Frühzeit der Industrialisierung des Ruhrgebiets. Inzwischen ist daraus der „blaue Himmel über der Ruhr“ geworden und „Zeche Zollverein“ als Weltkulturerbe ein Synonym für Denkmalpflege und Kunst. Ende 2018 aber war mit Schließung der letzten Zeche, Prosper Haniel in Bottrop, „Schicht im Schacht“. Der Abbau der Kohlen begann im Süden, wo die Flöze über Tage ausbissen (Abb. 32). Je weiter die Kohlenzechen nach Norden vorstießen, umso tiefer wurden die Schächte. Das hat seinen geologischen Grund darin, dass die kohleführenden Schichten nach Norden abtauchen. Mit Oberflächengeologie war da nichts mehr zu machen, zumal das Ruhrkarbon nahezu flächendeckend von den kreidezeitlichen Meeresablagerungen der Münsterländer Oberkreidemulde überdeckt ist (Abb. 32, 34). Die karbonischen Ablagerungen, die den Untergrund des Ruhrgebiets kennzeichnen, werden geologisch einer der Rhenohercynischen Zone vorgelagerten Einheit zugeordnet, die als Subvariszische Saumsenke (vgl. Abb. 2) bezeichnet wird. Sie enthält die Molassen, den Abtragungsschutt des Variskischen Gebirges, und infolgedessen sind sie auch jünger, nämlich durchweg oberkarbonisch. Im Rheinischen Schiefergebirge selbst endete die Ablagerung überwiegend mit dem Unterkarbon. Von da an herrschte dort Abtragung und die Sedimente wurden in die davor liegende Küstensenke geschüttet, die zugleich von einem vielfachen Wechsel der Meeresspiegelstände geprägt war. Diese Meeresspiegelschwankungen waren, wie man inzwischen weiß, weltweit und man führt sie heute auf Abschmelzperioden im Bereich der Südhalbkugel zurück, die in diesem Gebiet auf eine permokarbonische Eiszeit zurückzuführen sind. Dieses Kommen und Gehen des Meeres hat die Entwicklung und das Absterben von Sumpfwäldern

gesteuert, aus deren Pflanzengesellschaften durch Überlagerung mit Sedimenten und Absenkung später die Steinkohlen entstanden sind. Dass das autochthone Wälder waren, lässt sich u. a. an den Wurzelstöcken belegen, die gelegentlich noch in Lebendstellung angetroffen wurden. Die weit über 100 bekannten Kohleflöze bilden insgesamt nur einen kleinen Anteil innerhalb einer über 5000 m mächtigen Schichtfolge, die im Wesentlichen aus Sandsteinen, Grauwacken und Tonsteinen aufgebaut wird. In den Sedimenten ist eine Entwicklung von Zyklen zu beobachten, wie sie überall auf der Welt in kohleführenden, marin geprägten Ablagerungen angetroffen wird; man spricht da von Zyklothemen. Das jeweilige Ertränken der über limnisch-fluviatilen Ablagerungen gebildeten Kohlensümpfe wird durch eine Transgression gesteuert, wobei zunächst flachmarine, dann allmählich Sedimente tieferen Wassers abgelagert werden, bis eine beginnende Regression erneut zu nichtmarinen Bedingungen führt, mit denen ein neuer Sumpfwald seinen Anfang nimmt. Die Versenkung dieser Ablagerungen in größere Tiefen (wobei Absenkung des Küstengebietes und Auflast durch neue Ablagerungen zusammenspielen) führt schließlich zur Kohlebildung – ein Prozess, bei dem sich zunehmend Kohlenstoff anreichert, während die leicht flüchtigen Bestandteile Wasserstoff und Sauerstoff aus der pflanzlichen Substanz ständig weiter abnehmen. Dieser als Inkohlung bezeichnete Vorgang bewirkt stufenweise Veränderungen, die mit spezifischen Qualitätsbegriffen umschrieben werden (Gasflammkohle, Fettkohle, Anthrazit etc.), in denen sich auch der Heizwert spiegelt. Das allmähliche, flache Einfallen der kohleführenden Schichten nach Norden führt dazu, dass Oberkarbon, das man noch in der südlichen Nordsee angetroffen hat, dort in 5 bis 7 km Tiefe liegt; man weiß das aus Bohrungen, die im Zuge der Kohlenwasser-

Ruhrgebiet

Ruhrgebiet

stoffexploration niedergebracht wurden, wobei das gefundene Erdgas im Wesentlichen aus einer Nachinkohlung solcher Schichten stammt. Das einfache Bild flach nach Norden fallender Schichten stimmt allerdings nur generell. Im Detail ist das Ruhrkarbon in eine Vielzahl von Sattel- und Muldenstrukturen gegliedert, die durch lokale Überschiebungen und Verwerfungen noch weiter kompliziert werden (Abb. 32). Bezüglich der tektonischen Strukturen gibt es im Ruhrgebiet eine eigene, aus dem Bergbau stammende Nomenklatur: Überschie-

˚ Abb. 32:

Das NW – SE-Profil zeigt die für das Ruhrkarbon typischen Spitzfalten, die auch die Kohleflöze erfasst hatten. Im Hangenden wurde das Steinkohlengebirge nach der Einebnung durch die Sedimente des von Norden vordringenden Oberkreide-Meeres überdeckt (grün) (Ausschnitt aus der Flözkarte 1  :  25 000, Blatt Essen, von 1924).

bungen heißen hier Wechsel und die Querstörungen Sprünge, Klüfte innerhalb der Kohle werden als Schlechten bezeichnet. Die Deformation der Schichten nimmt in ihrer Intensität allgemein von Süden nach Norden ab. Die Mulden sind immer breiter als die Sättel, die durch

¯ Abb.

33: Über Tage anstehendes Steinkohlenflöz zwischen Sandsteinbänken. Ortseingang von Witten-Heven.

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Rechtsrheinisches Schiefergebirge

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˚ Abb.

34: Geologische Übersichtskarte des Ruhrgebiets (n. Hahne & Schmidt 1982). Am Nordrand des Rheinischen Schiefergebirges tritt flözführendes Oberkarbon an die Oberfläche; dort begann einst der Steinkohlebergbau, der sich im Laufe der Zeit immer weiter nach Norden vorgeschoben hat. Weil das Karbon in dieser Richtung abtaucht, mussten immer tiefere Schächte abgeteuft werden (bei Haltern liegt die Karbon-Oberfläche schon über 1000 m tief, im Küstenbereich und in der südlichen Nordsee bis zu 7000 m). Die spätvariskische Faltung hat die Schichten des Ruhrkarbons in Sättel und Mulden zusammengeschoben, die Strukturen sind darüber hinaus auch von Querstörungen durchzogen. Im Norden lagern mächtige Kreideschichten des Münsterlandes direkt auf dem Karbon.

Aufschiebungen geprägt sind. Das zunächst einfache Bild von großen Mulden und Sätteln wird durch eine Vielzahl von Spezialfalten noch weiter gegliedert, wobei im Normalfall Nord-Vergenz vorherrscht. Devon und Flözzu Tagesind tretendes zu verstehen, auch ein Um die Kulm Strukturen leeres des flözführendes Karbon paar WorteKohlenkalk zur Stratigraphie Oberkarbons notwendig, das man allgemein in Namurium, Westfalium und Stefanium gliedert. Das nach einer belgischen Lokalität benannte Namurium ist im Ruhrgebiet nur in seinem oberen Abschnitt flözführend, darunter liegt das Flözleere, eine stratigraphische

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Bezeichnung, die sich von selbst erklärt. Die meisten Flöze liegen im Westfalium; schon der Name weist auf die Bedeutung hin. Zur Zeit des Stefaniums wurde im Ruhrgebiet schon nichts mehr abgelagert. Die weitere Unterteilung dieser Schichten in z. B. Namurium C, Westfalium A bis D ist im Ruhrkarbon mit nahe liegenden Schichtnamen gekennzeichnet, die vom Flözleeren über Sprockhövel-, Witten-, Bochum-, Essen-, Horst- bis zu den Dorsten-Schichten reichen; jede dieser Schichten umfasst etwa 500 m, die Kohlen darin machen allerdings im Durchschnitt nur etwa 1,5 Prozent aus. Großräumlich betrachtet liegen die ältesten koh– 1300 m leführenden Schichten auch immer am tiefsten und Karbon-OberAusgehendes desnach Norden Kreide hin Tertiär u. immer von jüngeren sie werden fläche verdeckten Quartär überlagert. weiterenKarbons kohleführenden Schichten Das führt zu unterschiedlichen Inkohlungsgraden: Die Sprockhövel-Schichten sind entsprechend durch Magerkohlen, die Dorsten-Schichten durch Flammkohlen gekennzeichnet – folgerichtig unterscheiden sich auch die Heizwerte.

Ruhrgebiet

Die Tektonik des Ruhrgebiets ist auch durch eine Vielzahl von Nordwest streichenden Querstörungen geprägt, die Sättel und Mulden durchsetzen und das Gebirge in eine Reihe von Horsten und Gräben blockartig zerlegt haben; die vertikalen Versätze reichen dabei von über 200 m bis über 1000 m. Viele dieser Querstörungen zeigen außerdem horizontale Bewegungen an (Blattverschiebungen), außerdem können sie lokal durch Bleiglanz, Zinkblende und Schwerspat vererzt sein. Im südlichen Ruhrgebiet ist die Transgression des Kreidemeeres auf das flözführende Karbon im Geologischen Garten Bochum in Form einer klassischen

˚ Abb.

35: Diskordanz im Geologischen Garten Bochum. Die nach NW einfallenden Ton- und Siltsteine des Oberkarbons (Westfalium A) werden hier von Grünsanden der Oberkreide (Cenomanium) überlagert. Der ursprünglich grüne Grünsand ist allerdings infolge von Verwitterung braun (Foto: Prof. Dr. Thomas Kirnbauer, Technische Hochschule Georg Agricola, Bochum).

Diskordanz aufgeschlossen (Abb. 35). Eine sehr informative Darstellung dazu ist im Exkursionsführer des Oberrheinischen Geologischen Vereins zur Tagung in Bochum 2008 zu finden. Dort gibt es auch Informationen zum Deutschen Bergbau-Museum (Ganzelewski et al. 2008).

Ganzelewski et al. 2008, Hahne & Schmidt 1982, Hesemann 1975, Richter 1971

55

Rechtsrheinisches Schiefergebirge

Adorfium I

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von Büdesheim 50 m

Oos-Plattenkalk 30 m

KerpenSchichten RodertDreimühlen-

Ahbach-

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Schichten Schichten

JunkerbergAhrdorf-

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Nohn- Schichten Lauch- Schichten

354 Ma

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300m

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Schichten 50 –150m

SchroersbergSchichten 300 m

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Siegenium

Wüstebach-Scht. –2500 m

Pasel-Schichten

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Bunte Schiefer

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200 m

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Schichten Rauhflaser1500 – Gruppe 3000m

Tonschiefer-

Schichten 100–1000 m

Gruppe

Bunte Ebbe-Schichten 800m Bredeneck-Schichten 60 m Hüinghausen-Schichten 150 m

von Langenaubach/ Breitscheid

DillenburgSchichten

AdorfPlatten-

200m

(Limburg, 100–500m Gießen) Styliolinenschiefer-

Sandstein-Folge 250 m

Eifel-Quarzit

WissenbachSchiefer

Müsen-Schichten 800m

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Kalk von

Odershausen

„ZwischenSchichten“

40 –100 m

GünterodeKalk Ballersbachkalk

250 m

Hohenhof-Scht. 200m

Siesel-Schichten

Unt. Kellwasser-Kk.

kalk

Kalk RoteisensteinGrenzlager 2m Haupt- Massen- Styliolinen-Schf., discoidesSchalstein, grünstein kalk Kalk Keratophyr mit 500 m Roteisenstein 70 m

Finnentrop- TentaculitenBrandenSchichten Schichten Honsel-Scht. bergSchichten Selscheid–700 m Schichten MühlenbergSchichten Hobräcke-

Hemberg-Rotschiefer Hemberg-Nehden- 50m

Nehden-Schichten 25m 3– Ob. Kellwasser-Kk. 15m Adorf-Kalk und Schiefer

Flinzschiefer und

Wocklum/Dasberg Schichten –40m Sandstein 100m

NehdenSandstein 100m

Ruhrberg-

KAMBRIUM

PRÄKAMBRIUM

Heisdorf- Schichten WetteldorfBerle-Schichten Wiltz-Schichten Klerf-Schichten –1000m

SILURIUM

ORDOVIZIUM

Knollenkalke

„Cypridinen“-Schf. 25m

CürtenLoogh-

KARBON

DEVON

u. Kalkknotenschiefer 200 m

Bolsdorf-

Mittel-Devon

PERM

Cephalopoden-

Wallersheim30 m MassenDolomit Kalk Schönecken - Dolomit

JURA

TRIAS

Schiefer, Rotschiefer

KieselgallenFlaser-Schf. Laubach- Gruppe Laubach-Scht. Kondel- Gruppe

Lahnstein-Gruppe Vallendar-

1500m Singhofen-Gruppe Ulmen- (i.e.S.)

Hohenrhein-Scht.

Greifenstein-Kk.

Hemberg III, IV Nehden II

Lahn-Dill, Taunus, Mittelrhein

?

600m

Ems-Quarzit Nellenköpfchen-Scht. Rittersturz-Scht. SinghofenSchichten

Hunsrück-

(Oberer)

Schiefer

Bornhofen Schichten

Famennium

Dasberg V

Goniatiten-Schiefer Frasnium

KREIDE

Ober-Devon

TERTIÄR

Sauerland

Bomben-Schalstein

Wocklum VI QUARTÄR

Bergisches Land

Cephalopoden („Clymenien“)-Kalke 8 – 30 m

Eifeler Muldenzone

„Cypridinen“-Schf.

Stufe

–1400 m

System

Unter-Devon

56

TaunusQuarzit

–6000m

(i.w.S.)

(Unterer)

–1200m

Hermeskeil-Schichten 200 m Bunte Phyllite 200 m Graue Phyllite (Eppenhain-Scht.)

?

?

Ruhrgebiet

System

Aachen

Stufe

Ruhrgebiet Sauerland

Rhein. Schiefergeb. (Ostrand)

C

QUARTÄR

Stefanium

B

TERTIÄR

(N-Deutsche Tiefebene)

TRIAS

PiesbergVelen- Sch.

C

Dorsten- bürenSch. Sch.

Sch.

Westfalium

B

PERM

Namurium

A

ORDOVIZIUM

KAMBRIUM

PRÄKAMBRIUM

StolbergSchichten 100m

SprockhövelSchichten 600 m

Flözleeres

Walhorn- Schichten 100m

Hangende AlaunSchiefer

CU II

KulmKulm-(Rhena- GrauKk.) wacke KulmTon- –1000m PlattenSchiefer

~400 m

PosidonienSchiefer

Viséum Erdbachium

SILURIUM

U n t e r - K a r b o n (Dinantium)

CU III

Horst-Schichten 400m Essen-Schichten 500m Bochum-Schichten 600m Witten-Sch. 400m

Aprathium

325 Ma

DEVON

Kalk

50m

Kulm-Lydite

15 m

Tournaisium CU I

Mittlerer Kohlenkalk 70m

Hangenberg-

(Gattendorfia-)

Kalk

(PosidonienKk.)

Kulm-Kieselkalk und Kieselschiefer

KulmKieselkalk 50m

Oberer Kohlenkalk 70m

25m

Liegende Alaun-Schf.

Balvium

354 Ma

200 m Merkstein450 m Alsdorf-Sch. 450 m Kohlscheid-

B

KARBON

Ibben-

?

A s t u r i s c h e P h a s e

400m

A C

296 Ma

100m

–500 m

JURA

D

Deck-Diabas

KREIDE

O b e r - K a r b o n (S i l e s i u m)

A

ErdbachKalk Kulm-Lydite 30 m Lieg. Alaun-Schf.

Obere HangenbergSchichten 3m

5m

¯ Tab.

1: Schichtenfolge von Devon und Karbon im Rheinischen Schiefergebirge (aus Rothe 2009).

57

Linksrheinisches Schiefergebirge   Hunsrück   Moselgebiet   Eifel

Weinfelder Maar bei Daun in der Eifel (Adobe Stock/peisker)

60

Linksrheinisches Schiefergebirge

O v. Koenigswald & Meyer 1994, Meyer & Stets 1996, Richter 1985

bwohl viele der geologischen Großstrukturen sich vom Rechtsrheinischen Schiefergebirge in der „variskischen“ Richtung nach Südwesten über den Rhein hinweg fortsetzen, gibt es im linksrheinischen Teil der Rhenohercynischen Zone einige Besonderheiten, die sich vor allem in der Eifel bemerkbar machen. Das betrifft auch den Hunsrück, an dessen Südrand metamorphe Gesteine aufgeschlossen sind, die nicht direkt denen des Taunus entsprechen, sondern heute einer eigenständigen tektonischen Einheit zugeschrieben werden. Wie im Falle des Rechtsrheinischen Schiefergebirges werden die Mittelgebirge nachfolgend von Süden nach Norden beschrieben.

■   Hunsrück Wie der Taunus wird auch der Hunsrück im Süden durch eine prägnante Störung vom hier als NaheTrog bezeichneten Teil der Saar-Nahe-Senke begrenzt, dessen Karbon- bis Rotliegend-Füllung in Bezug zum Schiefergebirge um einige 1000 m abgesunken ist. An dieser Hunsrück-Südrandstörung (vgl. Abb. 5) haben nach neuerer Erkenntnis während des Känozoikums auch noch seitliche Scherbewegungen stattgefunden. Die allgemeine tektonische Situation ist ähnlich wie die am Taunus-Südrand, die Schichten sind nach Süden überkippt, „rückrotiert“ und zweimal geschiefert worden. Der zur Nördlichen Phyllitzone (vgl. Abb. 2) gehörende Streifen metamorpher Gesteine am Südrand

des Hunsrücks zeigt aber insofern Besonderheiten, als hier Gneise vorkommen, die im Hahnenbachtal bei Schloss Wartenstein nahe Kirn und bei Schweppenhausen kleinräumig aufgeschlossen sind. Es sind Paragneise, deren wahrscheinlich präkambrisches Alter einen Hinweis auf cadomisches „basement“ im Untergrund gibt, das hier fensterartig zum Vorschein kommt. Den größten Anteil metamorpher Gesteine bilden aber auch hier metamorphe Schiefer, Quarzite und Metavulkanite, deren früher vermutetes „vordevonisches“ Alter man, wie im Taunus, nun zu wahrscheinlichem Devon hin korrigiert hat – außerdem ist vielleicht sogar Unterkarbon beteiligt. Alle diese Serien sind steilgestellt bzw. überkippt. Im Übrigen besteht der Hunsrück fast ausschließlich aus Gesteinen des Unterdevons, wobei sich mehr sandige von tonigen Schichtfolgen trennen lassen. Zu den tonigen Gesteinspartien gehört der durch seine Fossilien weltberühmte Hunsrückschiefer, der vor allem bei Bundenbach und Gemünden als Dachschiefer abgebaut wurde. Im Zentrum seines Ablagerungstroges erreicht dieser eine Mächtigkeit von etwa 4000 m. Während früher eine Bildung in der Tiefsee diskutiert wurde, haben neuere sedimentologische Untersuchungen gezeigt, dass es sich großteils um Flachmeerablagerungen handelt. Die vor allem durch die handwerkliche Tätigkeit der Schieferspalter aufgefundene große Anzahl an Hunsrückschieferfossilien ist später durch eine systematische Suche mit Hilfe von Röntgenstrahlen erweitert worden. Die meisten Exemplare liegen in Pyrit¯ Abb. 36:

Bingen, Hafenkolonnade. Die Schallschutzmauer reflektiert die besondere geologische Situation der Stadt Bingen: In der Gegend treffen das Devon des Rheinischen Schiefergebirges, das Rotliegend der Nahe-Senke und das Kalktertiär des Mainzer Beckens zusammen; im Bauwerk sind diese Schichten übereinander gestapelt. Mit einem entsprechenden Vorschlag des Autors haben die Architekten den Wettbewerb gewonnen; das „Land Art“-Bauwerk wurde im August 2011 fertiggestellt und hat mit ca. 20 000 m3 verbautem Material eine Länge von ca. 800 m (Foto: Dipl.Ing. Raul Grüneberg, Architekturbüro Thiel, Münster).

Hunsrück

Hunsrück

erhaltung vor, dadurch unterscheiden sich ihre Umrisse im Röntgenbild vom umgebenden Gestein. Nach wie vor ist eine aufwändige Präparationstechnik nötig, um die Fossilien in ihrer ganzen Schönheit freizulegen. Zum Leidwesen vieler Paläontologen sind sie auch begehrte Handelsobjekte. Zu den vorherrschenden Tiergruppen gehören Trilobiten, Echinodermen, altertümliche Korallen, Muscheln, Cephalopoden, Krebse und die frühen Panzerfische. Die Fossilien sind durch die gebirgsbildenden Vorgänge oft deformiert worden, dennoch sind sie in den meisten Fällen gut zu bestimmen. Die feinstkörnigen Tone haben gelegentlich die Erhaltung von so zerbrechlichen Strukturen wie Antennen und sogar Weichteilen der Tiere ermöglicht. Eine Charakterform ist der den Krebsen verwandte Nahecaris stuertzi, nach dem ein früheres Forschungsprojekt am Hunsrückschiefer benannt wurde (Bartels et al. 2002). In den auch im Hunsrück als Taunusquarzit bezeichneten sandigen Serien des Siegeniums gibt es mehr Fossilien als im Namen gebenden Taunus. Allgemein kann man sagen, dass die wahrscheinlich über 1000 m mächtigen sandigen Flachmeerablagerungen ehemalige Schwellen nachzeichnen, die tonigen dagegen Beckenbereiche. Im Land des Schinderhannes sind diese Schwellen heute noch Höhenzüge und die Tröge werden von den Tälern nachgezeichnet, in denen sich viel pleistozäner Hangschutt angesammelt hat. Der Hunsrück ähnelt dem Taunus auch im Hinblick auf die Tektonik. Außer der schon erwähnten Deformation der Metamorphite am Südrand gibt es auch hier einen südlichen, stark verschuppten Bereich, der als Hunsrück-Schuppenzone bezeichnet wird. Daran schließt sich ein aus Bunten Schiefern (Gedinnium), Hermeskeil-Schichten, Taunusquarzit und lokalen Hunsrückschiefern zusammengesetzter Bereich an, der als Soonwald-Antiklinorium eine eigene tektonische Einheit bildet. Hunsrück-Schuppenzone und das ebenfalls stark verschuppte SoonwaldAntiklinorium werden durch eine Überschiebung voneinander getrennt, die der Taunuskamm-Überschiebung im Rechtsrheinischen Schiefergebirge entspricht, d. h. deren Fortsetzung bildet (vgl. Abb. 5). Diesen Überschiebungsbereich hat man auch in dem riesigen Steinbruch bei Trechtingshausen erbohrt, wo Taunusquarzit auf jüngeren Hunsrückschiefer aufgeschoben ist. Der schon seit Jahrhunderten in Abbau stehende Steinbruch liegt nahe am Rhein, was den direkten Materialtransport mit Schiffen (hauptsächlich in die Niederlande) ermöglicht. Der Taunusquarzit zeigt hier auch schöne Spezialfalten, gelegentlich regelrechte Gesteinswalzen. Die Fortsetzung von Taunusquarzit aus dem Taunus in den Hunsrück ist am Rochusberg bei Bingen zu beobachten, dessen Kirche (Rochus-Kapelle) direkt auf den steilgestellten Schichten steht, die den von Nordosten nach Südwesten verlaufenden Bergrücken aufbauen (Abb. 37).

Am nördlichen Fuß des Rochusbergs steht verkieselter Hangschutt an, der 1814 von Goethe als „Urbreccie“ bezeichnet und besammelt wurde (heute Naturdenkmal). Die Stadt Bingen hat am Rheinufer eine Schallschutzmauer (Hafen-Kolonnade) errichten lassen, die die örtliche Geologie reflektiert: Hier stoßen Gesteine des Hunsrück-Devons, des Rotliegends der Saar-Nahe-Senke und des Tertiärs des Mainzer Beckens in einer Art Tripelpunkt zusammen (Abb. 36).

˚ Abb.

37: Steilgestellter Taunusquarzit bei Bingen am Fuß des Rochusberges (Foto: Stefanie de Schryver, Exkursion 2001).

61

62

Linksrheinisches Schiefergebirge

Im Binger Loch bildet der Taunusquarzit Klippen im Rhein, die früher die Schifffahrt gefährdeten; heute sind sie überwiegend gesprengt. Dem variskischen Streichen folgt auch die nach dem gleichnamigen Ort benannte Stromberger Mulde, in der noch Massenkalke des oberen Mitteldevons und sogar oberdevonische Schiefer erhalten sind. Diese überwiegend dolomitisierten Karbonate lassen sich von Stromberg über Waldalgesheim bis nach Bingen verfolgen. Da im Dolomit Fossilien ausgesprochen selten sind, ist ein oberdevonischer Anteil an den Karbonaten nicht sicher zu belegen. Sie haben aber, ähnlich den anderen kleinen Vorkommen solcher Gesteine, wahrscheinlich Taunus und Hunsrück als Riffgürtel zumindest während des oberen Mitteldevons gesäumt; damals waren die beiden Gebirge Schwellen, vielleicht sogar Inseln. Bei Waldalgesheim ist der Dolomit durch eine Manganvererzung gekennzeichnet, die Erze lagern in Karsttaschen des Massen„kalks“ und sind dort, wie auch Dolomit, unter Tage abgebaut worden. Heute zeugt nur noch ein als Industriedenkmal erhaltener Förderturm vom Bergbau, der 1971 eingestellt wurde.

Solche Erze sind in der Festlandszeit, vor allem im älteren Tertiär gebildet worden, als das Rheinische Schiefergebirge einer tiefgründigen chemischen Verwitterung unterlag. Dazu gehören auch kleinere Eisenlagerstätten, die man in der Fachliteratur direkt als Erze vom „Hunsrücktypus“ bezeichnet. Durch die von der Oberfläche her angreifende Verwitterung sind die dunklen Schiefer des Devons auch im Hunsrück gebleicht worden; im Gelände sind, vor allem auf der Hochfläche, vielfach weißliche (Kaolinit) und rötliche Farben (Hämatit) zu beobachten. Die Quarzite dagegen sind überwiegend durch Frostverwitterung während des Quartärs mechanisch zerlegt worden und bilden kleine Blockströme, die lokal als „Rosseln“ bezeichnet werden. Mit Fossilien datierbare Meeresablagerungen des Oligozäns, die gelegentlich auch auf dem Hunsrück gefunden wurden, zeigen, dass das zu dieser Zeit noch kaum herausgehobene Gebirge zeitweise vom Meer überflutet war. Es muss eine Verbindung vom Neuwieder Becken, die über den Hunsrück bis in den Raum des Mainzer Beckens verlief, gegeben haben (Sonne 1982).

■   Moselgebiet Geologen bezeichnen das aus paläozoischen Gesteinen aufgebaute, von der Mosel durchflossene Gebiet als Moselmulde; es ist damit vor allem der zwischen Hunsrück und Eifel gelegene Raum gemeint (vgl. Abb. 5). Das enge Tal der über weite Strecken im Schiefergebirge eingeschnittenen Mosel hat der geologischen Großstruktur der Moselmulde ihren Namen gegeben. Die Mäanderbögen sind schon vor der jungen Hebung des Gebirges angelegt worden, als der Fluss noch über einer tiefer gelegenen Ebene pendelte; mit der Hebung haben sie sich dann bis heute ständig weiter eingetieft. Viele der Moselzuflüsse haben eine bevorzugte Nordwest-Südost-Orientierung, die sich mit der Anlage der variskischen Querstörungen erklären lässt. Die Moselmulde hat geologisch ihre Fortsetzung nach Nordosten über den Rhein hinweg an der unteren Lahn, und die Struktur lässt sich bis in die Dillmulde hinein weiterverfolgen. Nordwest- und Südostrand sind durch bedeutende Überschiebungen tektonisch markiert: Die nördliche bildet die Fortsetzung der Siegener Hauptaufschiebung des rechtsrheinischen Bereichs und im Süden lässt sich die als Bopparder bzw. Boppard-Dausenauer Überschiebung bezeichnete Struktur ebenfalls über den Rhein an die untere Lahn verfolgen, bis sie unter den Basaltdecken des Westerwaldes verschwindet (vgl. Abb. 5). Tektonisch ist weiterhin bemerkenswert, dass die Falten des auch als Mosel-Synklinorium bezeichneten Gebiets im Nordwesten nach Südosten überkippt sind, also eine ähnliche Rückrotation der Schichten

zeigen wie am Südrand von Taunus und Hunsrück, ohne dass man das bisher eindeutig erklären kann. Im Südosten herrscht dagegen die im Schiefergebirge normale Nordwest-Vergenz der Falten vor. Im Gebiet zwischen beiden Vergenzen stehen die Schichten senkrecht, sodass in einem Profil quer zum Streichen eine Art Fächerstruktur resultiert. Die Tektonik wird auch durch das Abtauchen der Faltenachsen nach Südwesten bestimmt, während vom Mittelrheingebiet an im rechtsrheinischen Bereich diese Achsen nach Nordosten abtauchen; hier liegt eine sogenannte Achsenkulmination vor, die sich im Schiefergebirge auch noch weiterverfolgen lässt. Das wird hier nur erwähnt, um zu erklären, warum erst bei Wittlich, d. h. im Kern der Mulde, wieder mitteldevonische Wissenbach-Schiefer vorkommen. Alle anderen Gesteine der Moselmulde gehören ins Unterdevon (Siegenium in Hunsrückschieferfazies und sandiges Emsium); im Hunsrückschiefer sind gelegentlich als Dachschiefer geeignete Partien ausgebildet, die noch bis vor kurzem bei Mayen im Untertageabbau gewonnen wurden (Wagner 2004). Dieser Bereich ist einmal als tiefster Teiltrog der Rheinischen Geosynklinale bezeichnet worden, wobei Devon-Mächtigkeiten von annähernd 10 000 m erwähnt wurden, die aber möglicherweise auf tektonische Stapelung zurückzuführen sind; jedenfalls erreicht allein der Hunsrückschiefer am Mittelrhein bei Neuwied schon 5000 m. Die Moselmulde ist damit auch strukturell ein tief eingesenkter Bereich der Erdkruste. Die starke Absenkung während des Devons hat sich in nachvaris-

Eifel

kischer Zeit noch fortgesetzt, wie man an der Wittlicher Rotliegendsenke feststellen kann, in der viele Hundert Meter Oberrotliegend abgelagert wurden (s. unten). Auch der Buntsandstein ist in dieser Gegend besonders mächtig und durch Tektonik in nachtriassischer Zeit abgesenkt worden. Selbst die oligozänen Vallendarer Schotter sind noch gestört, sodass hier eine lang anhaltende Senkungstendenz dokumentiert ist. Im Untergrund der Wittlicher Senke liegt die eigentliche Grenze zwischen Hunsrück und Eifel, die hier durch die Trennfläche der HunsrückschieferÜberschiebung markiert wird, die die südwestliche Fortsetzung der Bopparder Überschiebung bildet. In der Eifel-Scholle herrscht deutlicher Faltenbau, kaum Schieferung, in der Hunsrück-Scholle dagegen sind sogar zwei Richtungen der Schiefrigkeit ausgeprägt. Tiefes Unterdevon ist hier auf höheres Unterdevon und Mitteldevon aufgeschoben. Eine besondere geologische Struktur, die an Störungen zwischen Hunsrück und Eifel in die rhenohercynischen Gesteinskomplexe eingesenkt ist, bildet die schon oben erwähnte Wittlicher Rotliegendsenke, die sich von Trier aus etwa 20 km nach Nordosten erstreckt (vgl. Abb. 5). Sie wird von roten klastischen Sedimenten und rhyolithischen Ignimbriten und deren Begleitgesteinen aufgebaut, die an Störungen gegen das Unterdevon im Nordwesten

und Südosten grenzen. Ihre bis zu 1000 m mächtige Füllung mit kontinentalen Sedimenten, zusammen mit den Vulkaniten, ähnelt in vielem der der SaarNahe-Senke und sie wird auch stratigraphisch weitgehend damit verglichen. Neuere Forschungen gehen davon aus, dass ihre Entstehung nichts mehr mit dem variskischen Geschehen zu tun hatte, sondern eigenständig verlief, wobei jetzt von horizontalen Bewegungen entlang der Störungen ausgegangen wird, die die überwiegend aus der Eifel eingeschütteten Sedimente bereits in einer Frühphase der Entstehung um mindestens 3 km versetzt hatten (Stets 1990, 2004). Die Störungen grenzen einen im Kartenbild spindelförmigen Körper ein, was zu solchen scherenden Bewegungen passt; die Versatzbeträge der Hauptverwerfung im Nordwesten erreichen 900 m, im Südwesten bis 400 m. Die südöstliche Randverwerfung ist im Moseltal bei Trier erkennbar aufgeschlossen, wo am linken Ufer Buntsandstein der Trierer Bucht und am rechten Ufer Hunsrückschiefer anstehen. Das zeigt auch, dass die zur Zeit der Ablagerung des Rotliegends bereits aktive Tektonik noch bis in die Zeit nach der Trias weiter anhielt. Landschaftlich spricht man von der Wittlicher Talweite, an deren Ausräumung die Mosel mit ihren Zuflüssen beteiligt war; ihr Verlauf wurde mit durch die trogartige Struktur der Wittlicher Senke gesteuert.

■   Eifel An der Geologie Interessierte kennen die Eifel entweder unter dem Aspekt ihres jungen Vulkanismus oder, als Fossiliensammler, unter dem des „Eifeler Korallenmeeres“. Zwischen den grundverschiedenen geologischen Prozessen, die jeweils stattgefunden hatten, liegen etwa 400 Millionen Jahre, und der Zeitraum dazwischen ist durch mesozoische Ablagerungen nur sehr unzureichend dokumentiert.

Grundgebirge Die ältesten Gesteine sind im nordwestlichen Zipfel anzutreffen; sie gehören aber eher noch zum sattelförmigen Massiv von Stavelot und damit zu den Ardennen, an die sich nördlich davon Inde-Mulde, Wurm-Mulde und der Aachener Sattel anschließen. Hier sind noch Schichten des Altpaläozoikums vertreten (Kambrium–Ordovizium), die in die Ardennen hinein sogar in Präkambrium übergehen. Ein entscheidendes Strukturelement in diesem Bereich ist die Aachener Überschiebung (auch Eifelnordrand-Überschiebung), an der das Altpaläozoikum auf einer weit reichenden, flachen Bahn deckenartig auf jüngeres Paläozoikum geschoben ist. Sie hat ihre streichende Fortsetzung in der Faille du Midi im belgischen Kohlenrevier, wo Überschiebungsweiten von über 35 km diskutiert werden.

Wissenschaftsgeschichtlich ist interessant, dass hier im späten 19. Jahrhundert erstmals überhaupt eine Deckenüberschiebung erkannt worden war, was dann später auf die Alpen übertragen wurde (Bertrand 1892/93). Wie im Rheinischen Schiefergebirge allgemein, herrscht auch hier das variskische Streichen vor, d. h. die Gesteinszüge verlaufen mehr oder weniger in Südwest-Nordost-Richtung. Großräumig betrachtet, ergeben sich mehrere, geologisch unterschiedliche Gebiete: das sogenannte Eifel-Synklinorium im Südwesten, die Eifeler Nord-Süd-Zone und im Osten die bis an den Rhein reichenden Gebiete des Ahrtal-Sattels und des Osteifeler Hauptsattels. Die im Südosten anschließende Moselmulde ist durch eine weit reichende Überschiebung von der Eifel abgegrenzt, die rechtsrheinisch als Siegener Hauptaufschiebung eines der wesentlichen tektonischen Elemente im Rheinischen Schiefergebirge bildet (vgl. Abb. 5, 38). Die Eifeler Nord-Süd-Zone ist eine offensichtlich alt angelegte Depression, die schräg zum variskischen Streichen verläuft. Sie bestimmt wesentlich auch noch die Absenkung im Mesozoikum und Alttertiär und scheint durch einen Bruch im tieferen Untergrund angelegt zu sein. Ohne auf die durch die variskische Gebirgsbildung geprägten Gesteine zu-

Eifel

Stets 1990, 2004, Wagner et al. 2012

63

Linksrheinisches Schiefergebirge

nächst näher einzugehen, soll hier nur erwähnt werden, dass die Faltenachsen der Sättel vergleichsweise steil zur Eifeler Nord-Süd-Zone hin abtauchen. Die Eifeler Nord-Süd-Zone ist insofern der großen Depression vergleichbar, welche durch den Bruch des Oberrheingrabens und seine nördliche Fortsetzung über die Hessische Senke bis zum Leinetalgraben und darüber hinaus die geologischen Verhältnisse seit dem Paläozoikum beeinflusst hat. Das Grundgebirge in der Eifel ist wesentlich durch sandiges und toniges Unterdevon geprägt. Ältestes Unterdevon ist durch oft rot gefärbte Sandsteine des Gedinniums vertreten, die von Flüssen aus dem nördlich gelegenen Old-Red-Kontinent antransportiert und in einem südlichen, von Deltas dominierten flachen Schelfbereich abgelagert wurden (die Typuslokalität des Gedinniums liegt in den unmittelbar anschließenden Ardennen, wo auch wesentlich ältere Gesteine aufgeschlossen sind). Anhand

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¯ Abb.

Bucht

Trier 0 Vulkanite (Tertiär u. Quartär) Buntsandstein Rotliegend

50 km „Eifeler Kalkmulden“ (Mittel- u. Oberdevon) Unterdevon (ungegliedert)

he

Na

Siegeniumin „Südfazies“ Siegenium in „Normalfazies“ Gedinnium

Karbon

Unter- u. Oberemsium

Mittel- u. Oberdevon (ungegliedert)

Hunsrückschiefer (Siegenium)

von Muscheln lässt sich sagen, dass eher Süßwasserbildungen vorherrschten. Die gesamte paläozoische Schichtenfolge umfasst noch Mittel- und im Ausnahmefall sogar Oberdevon. Zusammen mit der Moselmulde und dem Hunsrück bildet die Eifel das sogenannte Linksrheinische Schiefergebirge. Das Mitteldevon ist auf ein Gebiet der Eifeler Nord-Süd-Zone beschränkt, das von den Eifeler Kalkmulden eingenommen wird; deren Umrahmung ergibt etwa die Form eines Sigmoids (Eifeler Sigmoid) (vgl. Abb. 38). Daraus und aus den fossilführenden Karbonaten leitet sich auch die Bezeichnung vom Eifeler Korallenmeer ab, das lokal noch bis in das Oberdevon hinein existierte, wie entsprechende Schichten in der großen Prümer Mulde belegen. Das höhere Unterdevon und vor allem auch das Mitteldevon der Eifel sind außerordentlich fossilreich. Dies hat schon früh zu einer sehr detaillierten biostratigraphischen Gliederung der Schichtfolgen, vor allem im Bereich der Kalkmulden, geführt, die seinerzeit besonders durch die „Frankfurter Schule“ (gemeint sind hier nicht die Soziologen!) von Rudolf Richter vorangetrieben wurde: Die Gliederung der Schichten erfolgte zunächst biostratigrafisch, wobei Trilobiten und Brachiopoden die wesentlichen Leitfossilien waren. Diese Fauna hatte schon früh das Interesse von Sammlern auf sich gezogen. Berühmt waren besonders die „Geeser Trilobitenfelder“, wo schon Anfang des 19. Jahrhunderts selbst Alexander von Humboldt maßlos gesammelt haben muss: Rudolf Richter berichtet nämlich 1930 von einer Anekdote, nach der der berühmte Forscher dort so viele Fossilien gesammelt haben soll, dass nicht mehr alle in die Taschen seines Fracks gepasst hätten. Er soll deshalb den auf dem Feld arbeitenden Bauersfrauen ihre langen Wollstrümpfe abgekauft und mit Fossilien gefüllt nach Gerolstein getragen haben. Zwei der von dort stammenden Trilobiten sind inzwischen nach Gees benannt (Geesops schlotheimi und Scutellum geesense). Paläontologisch interes-

Metamorphe Zone des Hunsrücks Altpaläozoikum

38: Geologische Übersichtskarte des Linksrheinischen Schiefergebirges (Ausschnitt nach einer Skizze von J. Stets in v. Koenigswald & Meyer 1994, veränd.). Das wesentlich aus Gesteinen des Unterdevons aufgebaute Gebiet wird im Bereich der sogenannten Eifeler Nord-Süd-Zone von den Eifeler Kalkmulden geprägt, deren Füllung aus Mittel- bis Oberdevon besteht (a: Sötenicher Mulde, b: Blankenheimer Mulde, c: Rohrer Mulde, d: Dollendorfer Mulde, e: Ahrdorfer Mulde, f: Hillesheimer Mulde, g: Prümer Mulde, h: Gerolsteiner Mulde, i: Salmerwald-Mulde). Wie im Rechtsrheinischen Schiefergebirge sind auch hier zahlreiche Auf- bzw. Überschiebungen entwickelt, die dort Entsprechungen haben. Die geologische Grenze zwischen Hunsrück und Eifel liegt in der Wittlicher Senke (nordöstlich von Trier) unter mächtigem Rotliegend verborgen. Von Norden bzw. Süden greift der Buntsandstein auf das Devon über (Mechernicher Trias-Dreieck bzw. Trierer Bucht).

Eifel

sierte Besucher der Eifel werden vielleicht auch auf den Namen Batti Dohm treffen, der 1933 einen Roman mit dem Titel ›Stielauge der Urkrebs‹ veröffentlicht hatte, in dem die Schöpfungsgeschichte aus der Perspektive der Facettenaugen eines Geeser Trilobiten dargestellt wird. Wichtiger sind aber die Versuche, die Schichten des Eifeler Devons so zu gliedern, dass nicht nur eine interne Parallelisierung zwischen den einzelnen Kalkmulden möglich wird, sondern darüber hinaus auch eine Anbindung an das Devon der Nachbarregionen. In einem wesentlichen alten „Grenzstreit“ hat die Eifel inzwischen sogar weltweite Bedeutung erlangt. Zunächst einmal ist zu sagen, dass sie Namenspate für das Untere Mitteldevon ist, das als Eifel-Stufe (heute: Eifelium) bezeichnet wurde. Sodann geht es um die Grenzziehung zwischen Unterund Mitteldevon, die jetzt nach den Untersuchungen in der Eifel den international gültigen Stand eines „Global Stratotype Section and Point (GSSP)“ bekommen hat, wobei die Grenze mit Conodonten festgelegt wurde. Die Vorarbeiten dazu gehen im Prinzip schon auf die Gliederungsversuche von Rudolf Richter und seine Schüler zurück, die noch vor dem Zweiten Weltkrieg damit begonnen hatten, bei Wetteldorf einen „Richtschnitt“ zu eröffnen, einen Schurfgraben, in dem die Gesteine Bank für Bank aufgenommen und später auf ihre Fossilien hin durchgeklopft wurden; deren paläontologische Bearbeitung war aber nur ansatzweise erfolgt, und das meiste, im Senckenberg-Museum aufbewahrte Material wurde bei Bombenangriffen vernichtet. Von einer jüngeren Generation wurde seit den 1970er Jahren die Methode der Richtschnitte wieder aufgenommen und erweitert; einer der engagiertesten Geologen war dabei mein Studienkollege Rolf Werner, die Arbeiten wurden unter seiner Leitung von Mitarbeitern der Senckenbergischen Naturforschenden Gesellschaft durchgeführt und sie mündeten schließlich darin, dass im Wetteldorfer Richtschnitt die jetzt international verbindliche Grenze zwischen Unter- und Mitteldevon ihren Platz in der Eifel hat. Für die Gliederung der Schichten des Eifeler Devons bestehen aber noch Probleme, die in der Faziesabhängigkeit der fossilen Lebenswelt begründet sind; in einem sandigen Milieu leben andere Tiere als in einem mergeligen oder tonigen – und alle drei können gleich alt sein. Hier setzen die wesentlichen Arbeiten von Josef Winter an, auch er einer meiner Frankfurter Mitstudenten, der schon früh in den Schichten vorkommende Lagen, die als „Letten“ bezeichnet wurden, als in Bentonite umgewandelte vulkanische Aschenlagen erkannt hatte. Vulkanausbrüche, die solche Produkte fördern, sind immer kurzfristige Ereignisse und damit sind diese Aschenlagen ausgezeichnete Zeitmarken, die faziell unterschiedliche Schichten überlagern. Winter konnte an Zirkon-Populationen darin belegen, dass sich die einzelnen Lagen spezifisch voneinander unterscheiden. Im

Gesteinsverband sind sie eher unscheinbar und manchmal nur wenige Zentimeter dick; nach den anfänglichen Arbeiten war danach zu erwarten, dass man später weitere entdecken würde, und das hat ihn bewogen, eine offene Nomenklatur zu schaffen: Die einzelnen Lagen hat er nach Sternbildern benannt, deren Anfangsbuchstaben mit denen der schon benannten Schichten übereinstimmen: Bentonite innerhalb der Heisdorf-Schichten heißen deshalb Horologium oder Hydra, solche der LauchSchichten Libra – und zusätzlich sind im Falle mehrerer Bentonitlagen noch Ziffern angehängt. Damit ist es nun möglich, Zeit-Horizonte von den Ardennen über die Eifel bis ins Bergische Land zu verfolgen. Anders als ursprünglich vermutet, lagen die Ausbruchszentren der Vulkane aber nicht im rechtsrheinischen Schiefergebirge, sondern im Westen der Eifel, wahrscheinlich unter der jüngeren Bedeckung im Pariser Becken: Das ergibt sich daraus, dass die Korngrößen der vom Wind vertragenen Zirkonkristalle nach Osten hin immer feiner werden. Die unterdevonischen Schichten sind gefaltet, im Gegensatz zu jenen in Hunsrück und Moselmulde aber nur in geringem Maße geschiefert. Besonders schöne Faltenbilder sind im Ahrtal zu beobachten, von wo Schichten des Siegeniums am Rupenberg westlich von Schuld und in Altenberg schon früh Eingang in die tektonische Literatur (Cloos 1950) gefunden haben (Abb. 39). Dazu kommen Aufschiebungen und kleinräumige Überschiebungen und darüber hinaus sind meist etwa 2 km lange Querstörungen entwickelt, die zeitgleich mit der Faltung entstanden sind; sie trennen unterschiedlich gefaltete Bereiche voneinander. An den südöstlichen Rändern der meisten Kalkmulden ist sandiges Unterdevon auf die karbonatische Muldenfüllung des Mitteldevons aufgeschoben. Bei den vielfach dolomitisierten Karbonaten in den Mulden hat der Gebirgsbildungsdruck nur zu schwachen Verbiegungen geführt, in einigen Fällen sind darin aber Schuppen entwickelt. Das überwiegend karbonatische Mitteldevon der Eifelkalkmulden unterscheidet diese schon durch die Gesteine von ihrem durch Sandsteine bzw. Quarzite beherrschten unterdevonischen Rahmen. Das prägt auch das Landschaftsbild, was besonders bei der am tiefsten eingefalteten Prümer Mulde zum Ausdruck kommt: Der bewaldete Rand aus Emsquarzit umrahmt die weicheren mergeligen Gesteine des Muldeninneren. Da diese leichter durch die Verwitterung ausgeräumt werden konnten, ergibt sich insgesamt das Bild einer großen Wanne. In die Mergel eingeschaltete sandige Partien und Riffkalke bilden auch Rippen im Gelände, der Dolomitklotz von Schönecken (Abb. 40) sogar ein eigenständiges, durch Wacholderbüsche und Wald geprägtes Bergmassiv; hier sind Trockentäler entwickelt. Die Dolomite gehören in das oberste Mitteldevon. Darüber sind in zwei eigenen Muldenstrukturen, der Büdesheimer und der Wallersheimer

  Winter 1965, 1997, 2001, 2006

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Mulde, noch oberdevonische Plattenkalke und Schiefer erhalten geblieben, was mit der besonders tiefen Versenkung der Prümer Mulde erklärt wird. Oberdevon ist in allen anderen Eifelkalkmulden nicht mehr erhalten, könnte aber in manchen Fällen auch durch die vorherrschende Dolomitisierung, die die Fossilien zerstört hat, kaschiert sein. Die wesentlichen Mulden sind, im Norden beginnend, Sötenicher, Blankenheimer, Rohrer, Dollendor-

˚˘ Abb. 39:

Falte in Form eines kleinen, nach Nordwesten überkippten Sattels aus unterdevonischen Grauwacken und Schiefern im Ahrtal bei Altenberg. Daran hat Hans Cloos (1950) ›Gang und Gehwerk einer Falte‹ beschrieben. Die Striemen auf den Gesteinsflächen sind durch die Gleitbewegungen im festen Gestein entstanden, und auf den aufreißenden Spalten ist später Quarz abgeschieden worden.

fer, Ahrdorfer, Hillesheimer, Prümer, Gerolsteiner und Salmerwald-Mulde, zu denen noch kleinräumige Spezialmulden hinzukommen (vgl. Abb. 38). Im NW schließt sich ein Gebiet an, das als Aachener Revier vor allem durch seine Steinkohlen bekannt ist; seine Südgrenze bildet die Eifel. Das Oberkarbon der Subvariszischen Saumsenke lässt sich hier mit dem des Ruhrreviers oft bis in den Bereich einzelner Kohleflöze parallelisieren. Strukturell unterscheidet man Inde- und Wurm-Mulde, die durch die Aachener Überschiebung voneinander getrennt sind (Abb. 38). Nach N gehen die meist nordvergent gefalteten Schichten allmählich in flachere Lagerung über. Der frühe Bergbau hatte auch hier im S begonnen, wo die Kohlen an der Oberfläche zutage traten. Querstörungen, die die Falten meist in NW-Richtung durchschneiden, führen auch im Aachen-Stolberger Raum oft Blei-Zink-Erze, die bereits in der Antike gewonnen wurden, und reiche Vorkommen von Galmei / Schalenblende (ZnCO3) waren die Grundlage für eine vor allem im Mittelalter blühende Messing-Industrie. An die Aachener Überschiebungszone sind die mindestens seit der Römerzeit genutzten Thermalquellen gebunden (mehr bei Walter 2010 a, b). Die devonischen Gesteine und Strukturen sind in vielen Fällen unter Triassedimenten, hauptsächlich Buntsandsteinschichten und/oder jungen vulkanischen Bildungen verborgen. Von Süden her greift der Buntsandstein der Trierer Bucht auf das Eifeldevon über, im Norden das sogenannte „Mechernicher Trias-Dreieck“ und zwischen Prümer und Hillesheimer Mulde das Gebiet um Oberbettingen, dessen Buntsandstein auch noch die Gerolsteiner Mulde tangiert (vgl. Abb. 38). Buntsandstein erreicht in der Eifeler Nord-Süd-Zone allgemein große Mächtigkeiten, was deren Senkungstendenz auch in der Trias anzeigt. Lokal ist hier sogar noch Muschelkalk erhalten geblieben. In diesem zentralen Bereich der Eifeler Nord-Süd-Zone häufen sich auch tertiäre und quartäre Vulkanite. Zu den gut erschlossenen Vulkanbauten des Tertiärs

Eifel

¯ Abb. 40:

Dolomitische Riffkarbonate des oberen Mitteldevons in einem aufgelassenen Steinbruch bei Schönecken (Eifel).

gehört der Arensberg (Arnulphusberg) bei Zilsdorf in der Hillesheimer Mulde, dessen Basaltschlot Buntsandstein und möglicherweise noch untersten Muschelkalk durchschlagen hat. Als quartärer Vulkanbau soll aus der Gerolsteiner Mulde nur die Papenkaule erwähnt sein, quartäre Vulkane sind in diesem Gebiet besonders dicht gesät. Der Reichtum an Fossilien ist nicht auf Korallen beschränkt, sondern umfasst eine Vielzahl von Muscheln, Cephalopoden, Brachiopoden, Trilobiten, Ostrakoden und Conodonten, um nur die wichtigsten Tiergruppen zu nennen, mit denen Stratigraphie und Fazies des Eifeldevons seit etwa zwei Jahrhunderten entschlüsselt werden. Die meisten Indizien weisen darauf hin, dass die Eifelsedimente von vielen transgressiven Meeresvorstößen aus Südosten stammen und dass fast durchweg Flachmeerbedingungen vorherrschten. Darauf weisen neben den Riffkarbonaten auch eisenreiche oolithische Kalke hin, die innerhalb der Heisdorf-Schichten des Oberemsiums vorkommen; sie sind früher sogar als Erze abgebaut worden.

Junger Vulkanismus Außer dem Fossilreichtum in den devonischen Gesteinen waren es schon immer auch die vulkanischen Bildungen, die Geologen und interessierte Laien an der Eifel begeistert haben. Die Tourismusbranche trägt heute mit Lehrpfaden und Vulkanmuseen bzw. -parks dazu bei, das Wissen der Fachleute einer breiten Öf-

fentlichkeit zugänglich zu machen. Es fehlt nicht einmal die Drohkulisse, dass der Laacher‑See-Vulkan in naher Zukunft mit einer relativ hohen Wahrscheinlichkeit wieder ausbrechen könnte. Grund genug, das Thema wenigstens kurz zusammenzufassen. Die ältesten, sogar physikalisch datierten Vulkanite sind kleine Vorkommen von Tephrit innerhalb der Wittlicher Rotliegendsenke, die trotz ihres Unterkreide-Alters (108 Mill. Jahre) als eventuelle Vorläufer des tertiärzeitlichen Vulkanismus der Hocheifel angesehen werden. Die jüngsten Bildungen, die quartären Maare, sind bereits zur Zeit des noch im frühen 19. Jahrhundert tobenden Streits zwischen Neptunisten und Plutonisten als vulkanische Bildungen erkannt worden; der Begriff selbst hat hier seinen Ursprung und so wurde die Westeifel in der ganzen Welt zum klassischen Maargebiet, dessen Erforschung auch heute noch neue Erkenntnisse liefert (zuletzt z. B. Lorenz & Lutz 2004). Regional werden in der Vulkanischen Eifel drei Gebiete unterschieden, die sich durch das Alter und die Zusammensetzung der geförderten Produkte unterscheiden: Die Hocheifel ist wesentlich durch tertiäre, basaltische Vulkanbauten geprägt, deren Eruptionen schon im Eozän begannen und bis ins Oligozän anhielten. Die Magmen differenzierten sich, sodass auch intermediäre und saure Schmelzen entstanden sind (Abb. 41), wie sie dann vor allem im benachbarten Siebengebirge auf der anderen Seite des Rheins an-

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Linksrheinisches Schiefergebirge

˚ Abb.

41: Steinbruch im Dächelsberg bei Niederbachem/Mittelrhein; es handelt sich um säuligen Basalt, der in trichterförmig eingesenkte Trachyttuffe eingedrungen ist. In Form von Xenolithen kommt hier auch Trachyt vom Drachenfelstyp vor. Der Steinbruch erschließt einen subvulkanischen Bereich, der früher an der Oberfläche wahrscheinlich vorhandene Vulkanaufbau ist bereits erodiert.

getroffen werden. Die dortigen Tuffmassen haben in der Hocheifel allerdings keine Entsprechung, möglicherweise sind sie dort abgetragen worden. Die Vorkommen in der Eifel sind meist schon so weit erodiert, dass nur noch die Schlotbereiche erkannt werden können. Bekannte Vorkommen sind die als Trichterkuppe bezeichnete Nürburg (Basalt) oder der Selberg (Phonolith). Die Vulkane der Westeifel sind ebenso wie die der Osteifel ganz junge Bildungen, die vor etwa 500 000 (Osteifel) bzw. 700 000 Jahren zu eruptieren begannen; entsprechend gut sind ihre Oberflächenformen erhalten (soweit sie nicht abgebaut sind). Das Westeifeler Vulkanfeld erstreckt sich von Ormont über Gerolstein bis Bad Bertrich an der Mosel und das der Osteifel hat sein wesentliches Zentrum am Laacher See. Beide Gebiete sind durch Vulkanreihen gekennzeichnet, die eine deutliche Nordwest-Südost-Orientierung erkennen lassen. Dabei sind in der Westeifel auf einer Strecke von 50 km etwa 270 vulkanische Förderzentren angeordnet, in der Osteifel auf 35 km noch immer etwa 100. Diese hohe Belegungsdichte wird mit dem plattentektonisch gesteuerten, regionalen Stressfeld zu erklären versucht: Die Eifelvulkane sind Intraplattenvulkane im Bereich kontinentaler Kruste. Im Gefolge von Südwest-Nordost verlaufenden Dehnungsprozessen sind im linksrheinischen Bereich des seit dem Jura,

verstärkt aber seit dem Tertiär in Hebung begriffenen Rheinischen Schildes senkrecht dazu Spalten aufgerissen, die den Magmen als Aufstiegswege dienten. Die Verteilung der unterschiedlichen Vulkanbauten, vor allem in der Westeifel, deutet aber darauf hin, dass die nordwestlich verlaufenden Strukturen bereits im Erdmantel angelegt scheinen. Die Westeifel-Magmen sind überwiegend sogenannte „primitive Magmen“, die wegen ihrer geringen SiO2-Gehalte vielfach Feldspatvertreter wie Nephelin oder Leuzit führen; außerdem sind von vielen dieser Vulkane Olivinknollen bekannt, die ihren Ursprung im oberen Erdmantel haben. Die Magmen müssen einige Zehnerkilometer lange Aufstiegswege hinter sich haben, wobei einzelne Phonolithe auch für eine Zwischenlagerung in höher liegenden Magmakammern sprechen, in denen das primitive Magma differenzieren konnte. Die räumliche Verteilung der Gesteine zeigt, dass an den Rändern der Vulkanfelder eher undifferenzierte, im Zentrum dagegen höher differenzierte Magmen vorherrschten. In Kartendarstellungen wird erkennbar, dass im zentralen Bereich Lava fördernde Vulkane häufiger sind, während an den Rändern eher Tuffvulkane und Maare vorherrschen. In der Westeifel sind weitgehend sogenannte „monogenetische“ Vulkane ausgebildet, die im weltwei-

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ten aktualistischen Vergleich nur einige Tage bis einige Jahre lang tätig waren. Dabei haben sie in der Eifel meistens Schlackenkegel ausgebildet. Die spektakulären Formen des quartären Eifelvulkanismus sind aber die eingangs schon erwähnten Maare, für deren Entstehung man heute ganz überwiegend phreatomagmatische Prozesse diskutiert, die durch das Zusammentreffen von heißem Magma mit dem Grundwasser ausgelöst wurden (Abb. 42). Die Förderung von Aschen und Lapilli hat die von den meisten Maaren bekannten Tuffringe bewirkt, die aus vielen einzelnen Schichten aufgebaut sind. Das allein spricht schon gegen eine frühere These, derzufolge die Maar-Krater durch einmalige Explosionen entstanden sein sollten, wobei sich Auswurfmassen und Kratervolumen entsprechen sollen. Auffallend war schon immer, dass die jungen Maare des Quartärs überwiegend auf die Tallagen beschränkt sind: Hier stand das Wasser zur Verfügung, dessen Mischung mit den entlang von Störungen aufsteigenden heißen Schmelzen die phreatomagmatischen Prozesse überhaupt erst verursacht hatte. Auf die komplexen Vorgänge der Maarbildung kann hier aus Platzgründen nicht eingegangen werden. Sie sind inzwischen sogar experimentell nachvollzogen worden. Eine gute Zusammenfassung gibt Lorenz (in Lorenz & Lutz 2004). In der heutigen Landschaft sind viele der Eifelmaare Seen oder verlandete Seen (Abb. 43), und manche haben eine lange Entwicklungsgeschichte, was ihre nach den vulkanischen Ereignissen beginnende (und gelegentlich bis heute anhaltende) Seephase betrifft. Die Maarsee-Sedimente sind inzwischen als ausgezeichnete Klima-Archive erkannt und untersucht worden. Ihre manchmal nur submillimeterdicken Warven-

3

1 Ta l

2

H2O

Bruchzone

Schlackenkegel

H 2O

Bruchzone Bruchzone Schlackenkegel mit initialem Maar Maar

˚ Abb. 42:

Die Entstehung von Maaren wird heute durch sogenannte phreatomagmatische Prozesse erklärt. Dabei kommt die aufsteigende, heiße Gesteinsschmelze besonders in Tälern mit Grundwasser in Berührung, wobei extrem explosive Phasen die Folge sind, die nach und nach einen entsprechenden Krater aussprengen. Bei fehlendem Wasser entstehen Schlackenkegel (n. Lorenz & Lutz 2004).

˙ Abb.

43: Weinfelder Maar (auch Totenmaar), eines der kleineren Eifelmaare (ca. 500 m Durchmesser, ca. 50 m tief, Ausbruch um 8500 v. Chr.). Die Maare werden gelegentlich auch als die „Augen der Eifel“ bezeichnet (Adobe Stock/RalfenByte).

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˚ Abb.

44: Laacher-SeeTephra am Wingertsberg bei Mendig/Eifel (aus Rothe 2010a).   Detailierte Profilbeschreibung bei Viereck 2019

lagen bilden jahreszeitliche Ereignisse ab und die Auszählung ermöglicht bereits eine Rekonstruktion der lokalen Klimaentwicklung während des Holozäns, wobei in den Sedimenten, vergleichbar den Untersuchungen an den Eisbohrkernen, auch kurzzeitige Schwankungen erkennbar sind. Besonders berühmt ist in den vergangenen Jahren das alttertiäre Eckfelder Maar geworden, aus dessen Sedimenten eine Vielzahl von Fossilien geborgen werden konnte. Zu den höheren Pflanzen darin gehören u. a. Rosengewächse, Palmen und Samen der Weinrebe; Letztere werden heute als Argument dafür verwendet, dass es nicht die Römer waren, die den Wein nach Rheinland-Pfalz gebracht haben. Bei

den niederen Pflanzen sind Diatomeen und die Ölalge Botryococcus zu erwähnen, weil sie die Natur der oft feinschichtigen Sedimente mitbestimmen. Von den Tieren sollen hier nur das spektakuläre Skelett eines trächtigen Urpferdchens, ein bisher nur von Eckfeld bekannter Halbaffe, Krokodile, Fische und vielerlei Insekten, darunter eine endemische Honigbiene, erwähnt sein. Die Grabungen des Naturhistorischen Museums in Mainz werden noch immer weitergeführt. Lutz et al. (1998) und Neuffer et al. (1994) geben gute Zusammenfassungen der bisherigen Funde. Braunkohleabbau hat schon im 19. Jahrhundert eine Datierung eozänen Alters ergeben; damit ist das Eckfelder Maar das älteste Eifelmaar überhaupt. Der durch neuere Forschungsbohrungen seit 1996 rekonstruierte Maarsee enthält u. a. Ölschiefer (Dysodil) und in teilweise jahreszeitlich geschichteten Ablagerungen eine reiche Pollenflora und Säugetierfossilien, die eine ausgezeichnete Zeitmarke für das Mittel-Eozän in ganz Europa darstellen (ca. 45 Mill. Jahre). Darüber hinaus geben die ungestörten Seeablagerungen Hinweise auf die paläoklimatische Entwicklung der Eifel im älteren Tertiär. Unter den quartären Vulkanbauten und deren Förderprodukten in der Osteifel ist der Laacher See Vulkan das sicherlich am besten untersuchte Objekt. Die Datierung auf jetzt 12 900 Jahre bildet eine wichtige Zeitmarke, die sich anhand der Tephra in vielen anderen Ablagerungen ähnlich jungen Alters wiederfinden lässt, weil der explosive Ausbruch die Aschen bis nach Skandinavien und Oberitalien gelangen ließ, wobei auch die damals in verschiedenen Höhen vorherrschenden Windrichtungen abgebildet wurden. Berechnungen haben ergeben, dass damals etwa 16 km3 Bims gefördert wurden, der durch das Aufschäumen von etwa 6 km3 Schmelze entstanden war. Die Hauptphase des Ausbruchs hat vielleicht nur ein paar Tage gedauert. Das infolge der Förderung entstandene Massendefizit hat danach zum Einbruch einer Doppelcaldera geführt, die heute vom Laacher See eingenommen wird. An dessen Ostufer steigen immer noch große Mengen CO2 auf, die neben anderen Indizien als Anzeichen dafür genommen werden, dass der Vulkanismus noch nicht ganz erloschen ist (Abb. 45). Die Laacher‑See‑Tephra zeigt eine Vielfalt an Schichtungserscheinungen, die Hinweise auf den Ausbruchsmechanismus geben, bei dem sich unterschiedliche Phasen unterscheiden lassen. Es gab episodisch phreatomagmatische Ausbrüche, die anhand von durch „base surges“ verursachte Dünenschichtung erkennbar sind, am schönsten am Wingertsberg bei Mendig (Abb. 44). Das meiste aber waren plinianische Eruptionen, die die vielen, aus Bimslapilli aufgebauten Schichten hinterlassen haben. Wie beim Ausbruch des Vesuvs 79 n. Chr., als die Bimslapilli Pompeji verschüttet hatten, gab es auch zu gleicher Zeit bei Herculaneum beobachtete

Eifel

vergleichbare heiße Aschenströme, die aus Glutwolken entstanden sind. So sind auch in der Umgebung des Laacher Sees Ignimbrite beschrieben worden, die in unterschiedlichem Maße verschweißte pyroklastische Ströme dokumentieren. Solche Ströme sind dann durch die vorhandenen Radialtäler kanalisiert worden und in den großen Talzügen des Brohltals und des Nettetals zum Rhein hin abgeflossen. Das Material wird als Trass bezeichnet, das seiner Eigenschaften wegen schon von den Römern für die Herstellung von hydraulischem Zement abgebaut wurde. Am Rhein bildeten sich durch diese Vulkanitströme und schwimmenden Bimsflöße regelrechte Staudämme, die den Fluss möglicherweise bis in den Bereich des Oberrheingebiets zu einem großen See aufgestaut hatten. Dammbrüche hatten später wahrscheinlich mehrfach katastrophale Flutwellen zur Folge (Park &  Schmincke 2009). Zu den bekannten Werksteinen der Eifel gehören auch die sogenannten Tuffsteine, z. B. der Weiberner Tuffstein (ein Ignimbrit aus dem Riedener Vulkan, der 400 000 Jahre alt ist) oder der Ettringer Tuffstein (eine poröse quartäre Basaltlava), der gut zu behauen und sehr verwitterungsresistent ist. Das Gestein vom Ettringer Bellerberg ist schon in vorgeschichtlicher Zeit abgebaut worden (bronzezeitliche Mahlsteine) und vielfach auch als Bildhauermaterial verwendet worden (u. a. Grab- und Wegkreuze). Große

Bedeutung hatten vor allem die Säulenbasalte der Niedermendiger „Mühlsteinlava“, die sogar im Tiefbau gewonnen wurden. Die daraus hergestellten Mühlsteine sind weltweit verschifft worden; ihr Abbau geht ebenfalls bereits auf die Römerzeit zurück. Ein kilometerlanges Netz von Hohlräumen unter dem Ort wurde später wegen der gleichmäßigen Kühltemperatur als Felsenkeller für die Lagerung von Bier genutzt. In letzter Zeit gilt dieser Untergrund aber als einsturzgefährdet; das geht inzwischen so weit, dass seit September 2018 einige Häuser als bedroht gemeldet sind, sodass man die Hohlräume darunter verfüllen will. Mineraliensammler begeistern sich vor allem an den Olivinknollen (z. B. vom Dreiser Weiher) oder an den leuchtend blauen Hauyn-Kristallen im LaacherSee-Bims, und die Fachleute wissen, dass der Ettringer Vulkan Einschlüsse von tertiären Kalken, Mergeln und Tonen enthält, die im Kontakt mit der heißen Schmelze zum Teil seltene Minerale geliefert haben, u. a. der nach dieser Lokalität benannte Ettringit (Ca 6 A l2[SO4 /OH 4]3 · 26 H2 O). Im Gefolge des explosiven Eifelvulkanismus sind auch massenhaft Xenolithe gefördert worden, vor allem solche, die aus dem devonischen Untergrund stammen, aber auch Triassedimente. Damit gibt der Vulkanismus, dessen Produkte große Areale in der Eifel zugedeckt haben, oft auch Auskunft über den ¯ Abb.

45: Gas-Austritte, vor allem von CO2, am Ostrand des Laacher Sees. Anzeichen für einen künftigen Ausbruch? (Foto: Dr. T. Dreher, Landesamt für Geologie und Bergbau Rheinland-Pfalz).

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˙

Abb. 46: Der KaltwasserGeysir auf dem Namedyer Werth bei Andernach anlässlich einer Sonderführung für die Reiss-Engelhorn-Museen am 15. September 2008.

prävulkanischen Untergrund. Die jüngsten vulkanischen Ereignisse waren die Eruption des Ulmener Maars, des Pulvermaars und des Strohner Maars; das Ulmener Maar gilt mit etwa 10 900 Jahren als das jüngste, und in allen drei Maaren ist der Tephra-Wall noch ausgezeichnet erhalten. In das Gefolge des Vulkanismus gehören natürlich auch hier die Austritte von Kohlensäure im Laacher See, außerdem die vielen wirtschaftlich genutzten Mineralwässer (Gerolsteiner, Brohler, Tönissteiner, Rhodius u. a.); auch Thermalwässer und Mofetten sind aus der Gegend bekannt (ausführlich bei Meyer 1988). Zu den Attraktionen gehören der neuerdings wieder zugängliche Kaltwasser-Geysir auf dem Namedyer Werth bei Andernach, der bis zu 60 m hoch sprin-

gen kann (Abb. 46) und sein kleiner Bruder, der Wallende Born bei Strohn. Junge Hebungsvorgänge im Zusammenhang mit diesen sogenannten Postvulkanischen Erscheinungen haben die oft gestellte Frage erneut aufgeworfen: „Wann kommt der nächste Ausbruch?“ Dabei ist das „Eifel-Plume“-Projekt entstanden, das federführend von Geophysikern der Universität Göttingen betrieben wurde. Ausgangs- und Angelpunkt sind dabei bestimmte Erdbebenwellen, die unter der Eifel etwas verlangsamt sind. Da es einen Zusammenhang zwischen Gesteinstemperatur und Bebenwellengeschwindigkeit gibt, ließ sich durch die Aufzeichnungen einer Vielzahl von Erdbeben ein Areal minimal höherer Temperatur eingrenzen; das bedeutet aber noch keineswegs, dass dort die Gesteine auch geschmolzen wären. Erst bei nennenswerten Mengen an Schmelze wäre dann auch mit einem neuen Ausbruch zu rechnen, den die Forscher „in einer Million Jahre“ vorhersagen, dann allerdings mit einer Wahrscheinlichkeit von 100 Prozent.

Neuwieder Becken Beim Wiederaufbau nach dem Zweiten Weltkrieg wurden in großen Mengen Hohlblocksteine verwendet, deren Rohstoff Bimsstein ist (Bimsstein bietet infolge seines hohen Porenvolumens eine ausgezeichnete Wärmeisolierung). Dieser Bims stammte zum großen Teil aus dem Neuwieder Becken. Heute sind die riesigen Abbauflächen meist rekultiviert, man sieht aber immer noch die hellen Abbauwände mit den horizontalen Schichten. Das Neuwieder Becken ist eine der größeren tektonischen Depressionen innerhalb des Rheinischen Schiefergebirges, dessen Entstehung man anhand seiner ältesten Sedimente in das Eozän datieren kann (vgl. Abb. 5). Die insgesamt etwa 350 m betragende Absenkung ist durch alttertiäre limnische Braunkohlen, Tone und Sande, dann Quarzschotter, die durch Flüsse eingetragen wurden, im Wesentlichen aber durch oligozäne Tone kompensiert worden, die marine Einflüsse dokumentieren. Letzteres wird verständlich, wenn man den weltweiten Meeresspiegelhochstand im Oligozän berücksichtigt, der auch in vielen anderen Gebieten Deutschlands seine Spuren hinterlassen hat (vgl. Oberrheingraben, Untergrund von Norddeutschland etc.). Darüber folgen wahrscheinlich miozäne sandige Tone und die weit verbreiteten mio-pliozänen Kieseloolithschotter, die große Flächen einnehmen. Kieseloolithschotter sind Gerölle verkieselter Oolithe, die von einer UrMosel aus dem Lothringischen Jura herantransportiert und in breiten Tälern der Vorläuferflüsse von Rhein und Mosel abgelagert worden sind. Diese Schotter sind im Neuwieder Becken noch von quartärer Bruchtektonik betroffen und dabei um über 100 m abgesunken, die Absenkung hält also seit dem Alttertiär, möglicherweise noch bis heute an.

Eifel

¯ Abb. 47:

Durch eiszeitliches Bodenfließen entstandene Falte am Dachsbusch-Vulkan bei Glees im Laacher-See-Gebiet.

Auch die quartäre jüngere Hauptterrasse des Rheins liegt im Becken selbst 30 m tiefer als außerhalb. Nach den vielen Hochtemperatur-Ereignissen soll hier abschließend ein Bild für eine kühlere Zeit in der Eifel stehen. Das Gebiet lag während der Eiszeiten des Quartärs im Periglazialen Raum, in dem periodisches Gefrieren und Auftauen zu Solifluktion (Bodenfließen) führte. Einem solchen Prozess ver-

dankt die Falte von Glees am Dachsbusch-Vulkan im Laacher See Gebiet ihre Entstehung. Die Ebene der Umbiegung (in der Tektonik: die Faltenachsenebene) lässt sich als fossiles Thermometer interpretieren: Der untere Bereich der Falte war ständig gefroren. Nach der Deformation wurde die Falte noch von einer dünnen Lößschicht bedeckt, in die einzelne Basaltbröckchen eingelagert sind (Abb. 47).

Hesemann 1975, Lorenz &  Lutz 2004, Meyer 1988, Richter 1985, Walter 2010 a, Schmincke 2014, Viereck 2019

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Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung 

Harz und Harzvorland



Thüringer Becken



Halle und Umgebung

Brocken, Harz (Adobe Stock, ferkelraggae)

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Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung

˘ Abb.

48: Zechenhäuser am Rammelsberg in Goslar.

■   Harz und Harzvorland Kaum ein deutsches Mittelgebirge ist schon so lange Gegenstand geologischer Forschung wie der Harz. Das liegt unter anderem auch daran, dass hier mit der berühmten Erzlagerstätte des Rammelsberges seit

Schöth Schloss

Blankenburg Teufelsmauer Heidelberg alte Steinbrüche

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Thale Elzen- Bodeaue berg KahlenNeinstedt berg

Teufelsmauer Weddersleben

Harz

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Buntsandstein

bei Blankenburg

bei Thale Oberer Muschelkalk Mittlerer Muschelkalk Unterer Muschelkalk Trias

Keuper

über 1000 Jahren wirtschaftliche Interessen verfolgt wurden, die sich bis in politische Entscheidungsfindungen hinein ausgewirkt haben. Der Silberreichtum des Harzes hatte dazu geführt, dass die Stadt Goslar eine Kaiserpfalz bekam, in der zeitweise auch europäische Geschichte geschrieben wurde. Heute gehört der Rammelsberg mit seinen Zechengebäuden zum Weltkulturerbe der UNESCO (Abb. 48). Zum anderen hat sicherlich auch eine Rolle gespielt, dass der Harz, ähnlich einer Insel, besonders gut von seiner geologischen Umgebung abgegrenzt ist. Die Gesteinseinheiten sind außerordentlich vielfältig und auf einen überschaubaren Raum konzentriert. Morphologisch wird er als Pultscholle beschrieben, wobei der nördliche Bereich stärker herausgehoben ist als der südliche. Der morphologische Nordwest-Verlauf des Gebirges ordnet sich in diese in Deutschland oft ausgeprägte Richtung ein; sie hat ihre Fortsetzung in den Gebirgszügen des sogenannten „Niedersächsischen Tektogens“, zu dem unter anderem der Teutoburger Wald gehört. Diese Gebirgsrichtung ist geologisch jung, d. h. im Wesentlichen kreidezeitlich. Ihr Nordwest-Verlauf hat, nach dem Harz, zu der Bezeichnung „hercynisches Streichen“ geführt – was gelegentlich zu Missverständnissen Anlass gibt: In der französischen geologischen Literatur versteht man den Begriff synonym mit variskisch und meint damit das Alter der Gebirgsbildung. Wenn man bei uns von „variskischem Streichen“ spricht, ist dagegen eine Nordost-Südwest-Orientierung der Gesteinszüge gemeint. ¯ Abb. 49:

Am nördlichen Harzrand sind Schichten des Mesozoikums infolge der Hebung des alten Gebirges steil aufgerichtet und teilweise sogar überkippt worden. Währenddessen griff das Kreidemeer, bei anhaltender Hebung, von Norden auf die tektonisch verstellten Schichten über (nach Wagenbreth & Steiner 1990, vereinfacht).

Harz und Harzvorland

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Diese „variskische“ Richtung ist auch in den Harzer Gesteinseinheiten zu beobachten, die mehrheitlich ihre streichende Fortsetzung im südlich anschließenden Rheinischen Schiefergebirge finden. Kossmats „Rhenohercynische Zone“ des Variskischen Gebirges hat somit auch im Harz ihre Begründung gefunden (vgl. Abb. 2). Die Abgrenzung im Norden ist spektakulär: Die Schichten des Mesozoikums, die im anschließenden Flachland weitgehend horizontal lagern, sind hier steil aufgerichtet und teilweise sogar überkippt. Sie stehen gelegentlich wie Mauern in der Landschaft: Die „Teufelsmauer“ bei Neinstedt mit ihren Sandsteinen der Oberkreide und der Bereich um Harlingerode mit der überkippten Schichtfolge von Trias bis Kreide sind gute Beispiele (Abb.  49, 50, 52). Im Westen wird das Gebirge tektonisch durch etwa Nord-Süd verlaufende Abbrüche zum Leinetalgraben begrenzt, lokal vom Gittelder Graben. Im Südosten ist ein allmählicher Übergang in das von Perm-Sedimenten bestimmte Mansfelder Land zu beobachten. Der Harz-Südrand ist durch Ablagerungen des Zechsteinmeeres gekennzeichnet, die hier teilweise diskordant auf gefalteten unterkarbonischen Grauwacken und Kieselschiefern auflagern. Am Krankenhaus von Osterode gibt es eine solche klassische Diskordanz, wo Konglomerate und Kupferschiefer auf spitz gefalteten unterkarbonischen Kieselschiefern liegen (Abb. 51). Karbonische Grauwacken am Südrand bei dem kleinen Ort Bartolfelde sind durch zechsteinzeitliche Bryozoenriffe überwachsen (Abb. 53) und in Zechsteindolomiten der Werra-Folge ist bei Scharzfeld die Einhornhöhle entstanden, die bereits vom Neandertaler bewohnt war. All das zeigt, dass der Harz im Perm bereits fertig gefaltet war. Rotliegend-Schutt, d. h. variskische Molassen, sind jedoch nur kleinräumig erhalten, so im Ilfelder Becken westlich von Bad Sachsa und im Meisdorfer Becken am Nordrand; in beiden Bereichen gibt es darin auch kleine Kohleflöze. Bis auf seine Randbereiche ist der Harz, von wenigen kleinräumigen Vorkommen wesentlich höheren Alters abgesehen, praktisch ausschließlich aus paläozoischen Gesteinskomplexen aufgebaut, die vom Ordovizium bis ins Oberkarbon reichen und durch die Rotliegend-Molassen abgeschlossen werden. Die variskische Gebirgsbildung mit Höhepunkt im Oberkarbon hat die Gesteine intensiv deformiert und in überwiegend Südwest-Nordost streichende ˘ Abb. 51:

Die klassische Lokalität Fuchshalle in Osterode / Harz zeigt spitz gefaltete Kieselschiefer des Unterkarbons, die diskordant von horizontal lagernden dunklen Shales des permischen Kupferschiefers überlagert werden (dunkles Band links oben). Die Diskordanz belegt die variskische Gebirgsbildung während des Oberkarbons, durch die die Schichten verfaltet und steilgestellt wurden. Während des Perms war der Harz Abtragungsgebiet, bis er vom Zechsteinmeer randlich überflutet wurde (aus Rothe 2009).

˚ Abb. 50:

Teufelsmauer bei Neinstedt am Harznordrand. Verkieselte und dadurch besonders harte Sandsteine der Kreide sind hier durch junge Tektonik steilgestellt worden und später mauerartig aus den begleitenden Schichten herausgewittert. Naturschutzgebiet schon seit 1852.

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Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung

˚ Abb. 52:

Überkippte Schichtfolge aus Kalksteinen und Mergeln des Oberjura am Harznordrand bei Harlingerode.

˘ Abb.

53: Am Harz-Südrand sind bei Bartolfelde auf Kulmgrauwacken zechsteinzeitliche Bryozoenriffe aufgewachsen.

Komplexe verfaltet und verschuppt. Das meiste ist autochthon, es gibt aber auch kleinräumige Deckenüberschiebungen. Die größte, als Ostharz-Decke bekannte Einheit ist etwa 25 km weit transportiert worden. Eine Sonderstellung unter den Harzgesteinen nimmt der Eckergneis ein (Abb. 54), der eine etwa 10 km2 große Scholle im Umfeld des Brockens bildet, die allseitig von plutonischen Gesteinen umgeben ist. Radiometrische Datierungen an Zirkonen ergaben ein cadomisches Alter (480 – 560 Ma) für die Hauptme-

tamorphose. Inzwischen sind aber detritische Zirkone im Gneis auf 410 Ma datiert worden, was ein mindestens teilweise nachsilurisches Alter der Metamorphose nahelegt. Es wird diskutiert, dass der Eckergneis-Komplex, der außer Paragneisen und Glimmerschiefern auch Amphibolite und Kalksilikatgesteine enthält, entweder das Unterlager des Variszikums bildet oder aber ein allochthones KristallinBruchstück, das vor- oder frühvariskisch eingeschuppt wurde (Franzke  &  Schwab 2011, Schwab in Bachmann et al. 2008).

Harz und Harzvorland

˘

Abb. 54: Eckergneis, das älteste Gestein im Harz. Der gefältelte Paragneis, der hier bei St. Andreasberg zusammen mit anderen typischen Harzgesteinen aufgestellt ist, entstammt einer Scholle, die vielleicht der granitische Pluton des Brockens an die Oberfläche gehoben hat.

Regionalgeologisch wird der Harz in drei große Einheiten gegliedert, die als Ober-, Mittel- und Unterharz bezeichnet werden und die jeweils durch markante Störungen voneinander getrennt sind (Abb. 55). Eine weitergehende Untergliederung unterscheidet im Unterharz Wippra-Zone, Harzgerode-Zone und Südharz- und Selke-Mulde, im Mittelharz Sieber-Mulde, Blankenburg-Zone, Elbingerode-Komplex und Tanne-Zone, wobei auch Teile des Brocken-Massivs und ˙ Abb. 55:

Geologische Übersichtskarte des Harzes (nach Wachendorf 1986 und Geologisches Landesamt SachsenAnhalt 1998, veränd.). Die Grenzen zwischen den Einheiten sind überwiegend durch Aufschiebungen gekennzeichnet.

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Oberharzer Devonsattel: Quarzite, Sandsteine, Tonschiefer (z.T. Wissenbach-Schiefer: dunkle Tonschiefer mit Diabaslagern), Tonschiefer mit Flinzkalken; Unterdevon bis Oberdevon Oberharzer Diabaszug: Mitteldevon bis Unterkarbon

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Lonauer Sattel: Kieselschiefer; Oberdevon Sieber-Mulde: Grauwacken, Tonschieferlagen; Unterkarbon

Clausthaler Kulmfaltenzone u. Söse-Mulde: Grauwacken u. Tonschiefer; Unterkarbon

Blankenburg-Zone: Quarzite, Sandsteine, Tonschiefer (z.T. Wissenbach-Schiefer: dunkle Tonschiefer mit Diabaslagern), Kieselschiefer u. Flinzkalke; Mitteldevon bis Unterkarbon

Acker-Bruchberg-Zug: Quarzite, Quarzit- u. Plattenschiefer; Unterkarbon

Tanne-Zone Grauwacken u. Plattenschiefer; Oberdevon bis Unterkarbon

Ostharz-Decke (Südharz- u. Selke-Mulde): Kieselschiefer, Tonschiefer, z.T. Flinzkalke, Bunt- u. Bandschiefer, Grauwacken; Oberdevon bis Unterkarbon Harzgerode-Zone: Tonschiefer mit Gleitschollen (Herzynkalke und Silurschiefer); Unterkarbon Wippra-Zone: Tonschiefer, z.T. phyllitisch, Grünschiefer, Quarzite, Metagrauwacken u. -kieselschiefer; Ordovizium bis Devon

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Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung

80

˙

Abb. 56: Engräumig gefältelter Phyllit vom südöstlichen Harz bei Wippra.

der Ramberg-Pluton dazugezählt werden; und im Oberharz Oberharzer Devonsattel, Clausthaler Kulmfaltenzone, Oberharzer Diabaszug, Söse-Mulde, Acker-Bruchberg-Zug und wiederum Teile des Brocken-Massivs. Diese „Zonen“-Gliederung hat ihre Bezeichnungen Ortschaften, Gesteinen oder dem geologischen Alter entlehnt. In allen Fällen spiegelt sich darin aber die Anordnung der in der variskischen „Geosynklinale“ entstandenen Gesteinskomplexe, wobei man von Becken und Schwellen ausgeht, die mehr oder weniger auch die spätere tektonische Richtung vorgeprägt hatten. Mit Ausnahme der schmalen Wippra-Zone ganz im Südosten sind die paläozoischen Gesteine im Harz nicht metamorph. Diese Wippra-Zone gehört im größeren regionalen Rahmen zu dem Bereich, der heute als „Nördliche Phyllitzone“ der Variskischen Gebirge bezeichnet wird, und hat ihre streichende Fortsetzung in den Gesteinen der Südränder von Taunus und Hunsrück (vgl. Abb. 2). Im Harz sind darin außerordentlich vielfältige Gesteinsserien anzutreffen, die stratigraphisch vom Ordovizium bis ins Oberdevon reichen, eventuell noch bis ins Unterkarbon. Es sind Phyllite (Abb. 56), z. T. mit eingelagerten Kalken, Quarzite, Metagrauwacken und Grünschiefer, die aus Diabasen und Diabastuffen bestehen. Bestimmte Gesteinsabfolgen in dieser Zone wiederholen sich mehrfach und belegen damit einen Schuppenbau mit einer fächerförmig angelegten Schiefrigkeit. Ihre regionalmetamorphe Überprägung haben die verschiedenen Ausgangsgesteine im Un-

ter- bis Oberkarbon erfahren, wobei eher hohe Drücke als hohe Temperaturen maßgeblich waren. Nach Nordwesten schließt sich die Harzgerode-Zone an, deren Gesteine Alter von Silur bis Unterkarbon haben. Petrographisch sind Schiefer (fossilführende Graptolithenschiefer), Grauwacken, Kalke und Diabase am Aufbau beteiligt. Auch hier herrscht Schuppenbau, aber durch Überschiebungen wird die Tektonik noch komplizierter. Deren südlichste Anteile sind noch ähnlich metamorph wie die Gesteine von Wippra, was einen kontinuierlichen Übergang in die nicht metamorphen Serien belegt, die sich im Nordwesten anschließen. Die Harzgerode-Zone ist wahrscheinlich die komplizierteste Einheit im gesamten Harz. Die Forschungen haben inzwischen deutlich gemacht, dass schon im Ablagerungsraum ganze Gesteinskomplexe „Schlitten gefahren“ sind, worauf die Bezeichnung „Harzgeröder Olisthostrom“ hinweist. Darüber hinaus sind kleinere Kalkeinlagerungen von sehr unterschiedlichem Alter in tonigen Gesteinen durch die spätere Tektonik linsig zerschert und nebeneinander angeordnet worden (sie sind oft nur zentimeter- bis dekametergroß), wobei die Überfahrung durch die Ostharz-Decke (s. u.) als Ursache angesehen wird. Die auch als Südharz- und Selke-Mulde bezeichneten Einheiten lagern nach heutigen Erkenntnissen auf den Gesteinen der Harzgerode-Zone in Form der wurzellosen Ostharz-Decke auf, deren Ursprung in der Zone von Wippra vermutet wird. Durch die Deckenüberschiebung sind die Gesteine an der Basis zu einem mylonitischen Gefüge zerschert worden. Die Bezeichnung „Mulde“ ergibt sich daraus, dass sowohl in der Südharz-Mulde als auch in der Selke-Mulde die jüngeren Rotliegend-Sedimente der Becken von Ilfeld und Meisdorf entwickelt sind. Die Region des Mittelharzes beginnt mit der Tanne-Zone, deren Gesteine vor allem aus Grauwacken (Tanne-Grauwacken) und Tonschiefern bestehen. Es ist ein nur ein paar Kilometer breiter Streifen, der nicht ganz dem im Harz üblichen Südwest-NordostStreichen folgt, sondern – möglicherweise erst nach der Faltung und Verschuppung – sigmoidal verformt wurde, sodass im Mittelteil eher West-Ost-Streichen vorherrscht. Die Tanne-Zone verläuft etwa zwischen Bad Lauterberg und Gernrode. Die Grauwacken sind als unterkarbonischer Flysch in einem eigenen Trog abgelagert worden und etwa 1000 m mächtig. Ihr Material wurde von Süden, d. h. von der Mitteldeutschen Kristallinschwelle geschüttet. In ihrer Gesamtheit ist die Tanne-Zone tektonisch gegen ihre Nachbarzone abgegrenzt, im Süden sogar von der Harzgerode-Zone überschoben. Die nördlich anschließende Blankenburg-Zone beherrscht zusammen mit dem Elbingerode-Komplex den Mittelharz. Ihre Tonschiefer- und Sandsteinserien von Silur- und Devon-Alter wiederholen sich in-

Harz und Harzvorland

˘ Abb. 57:

Söse-Grauwacke, ein Gestein aus Flyschablagerungen des Unterkarbons. Grauwacke wurde im Harz zuerst definiert. Parkplatz bei St. Andreasberg, auf dem typische Harzgesteine aufgestellt sind.

folge der Tektonik mehrfach; auch hier sind Olisthostrome nachgewiesen, die die Interpretation der ohnehin komplizierten Verbundverhältnisse erschweren. Der eigenständige Elbingerode-Komplex erscheint darin wie ein starrer Fremdkörper. Er wird aus Vulkaniten (Diabas und Schalstein) und mächtigen Riffkalken des oberen Mitteldevons und tiefen Oberdevons aufgebaut. Da diese massigen Gesteine im Unterschied zu den Schiefern weniger auf tektonische Beanspruchung reagieren, herrschen hier eher weit gespannte, flache Falten vor. Ähnlich wie in der Lahnund Dill-Mulde wurde die Tektonik durch die Gesteine vorgezeichnet, und die vulkanischen Schalstein-Schwellen wurden später zu breiten Sätteln umgeformt, die von schmalen, tektonisch eingeengten Mulden unterbrochen werden. In den Kalkkomplexen von Elbingerode, die nach wie vor abgebaut werden, sind auch die berühmten Tropfsteinhöhlen entstanden (Hermannshöhle, Baumannshöhle). In der nordwestlich anschließenden Sieber-Mulde herrschen wieder unterkarbonische Grauwacken vor (Sieber-Grauwacken). Sie bildet einen schmalen Streifen, der durch steile Randstörungen gegen die Nachbarkomplexe abgegrenzt ist und der vom Brockenpluton unterbrochen wird. An ihrem Nordrand kommen im Lonauer Sattel oberdevonische und im Kern auch mitteldevonische Gesteine des älteren Untergrundes zutage. Der Oberharz beginnt mit dem Acker-BruchbergZug, der sich infolge seiner aus harten Quarziten bestehenden oberdevonischen bis unterkarbonischen Gesteinsfolgen auch als prägnanter Höhenzug in der Landschaft bemerkbar macht. Entsprechende Quarzite sind auf über 350 km Länge vom Rheinischen Schiefergebirge bis südlich von Magdeburg zu verfolgen. Sie sind im Devon in einer markanten Schwellenregion entstanden, die die Ausbildung der Gesteine in den benachbarten Becken (nordwestlich: Kalke und Pelite, südöstlich davon: kieselig-pelitische Sedimente) gesteuert hat. Im Harz ist darin Schuppentektonik angelegt, im Nordwesten fallen die Schichten steil nach Südosten ein, im Zentralteil stehen sie seiger und im Südosten sind sie gegen Nordwesten geneigt – bilden also eine Art Fächer, wie er auch in der Wippra-Zone beobachtet werden kann. In der nordwestlich anschließenden Söse-Mulde sind vorwiegend unterkarbonische Grauwacken entwickelt, dazu kommen Ton- und Kieselschiefer (SöseGrauwacke, besonders schön im Bereich der Tal˘ Abb. 58:

Innerhalb des Oberharzer Diabaszuges sind bei Lerbach vergrünte Pillow-Basalte (Diabase) aufgeschlossen, die einen submarinen Vulkanismus im Mittel- und Oberdevon belegen, hier Mitteldevon.

sperre zu beobachten, Abb. 57). Die unterkarbonischen Gesteine werden vielfach von oberdevonischen Schieferaufbrüchen durchspießt. Auch die Gesteinsfolgen der Söse-Mulde zeigen einen intensiven Schuppenbau. Daran schließt sich im Nordwesten, zwischen Osterode und Bad Harzburg, der Oberharzer Diabaszug an, der ähnlich dem Acker-Bruchberg-Zug eine streichende Fortsetzung im Rheinischen Schiefergebirge hat. Er besteht aus Wissenbach-Schiefern (unteres Mitteldevon), die von mächtigen Diabasund Schalstein-Folgen überlagert werden (Pillows, Abb. 58), außerdem sind obermitteldevonische Massenkalke und Roteisenstein entwickelt; damit sind die Analogien etwa zur Lahn-Mulde perfekt. Die Kar-

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Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung

˚

Abb. 59: Liegende Spitzfalte aus Ton- und Kieselschiefern des Unterkarbons oberhalb Romkerhalle, die durch die Intrusion des Brockengranits teilweise in Hornfels umgewandelt worden sind.

bonate reichen bis ins Oberdevon; hierzu gehört auch der Kellwasserkalk, der als Beleg für ein weltweites Massenaussterben (eines der 5 bedeutendsten) gilt und seine Typuslokalität im Harz hat (Abb. 3). Das Profil im Kellwassertal, einem Nebental der Oker, ist inzwischen für den Geopark Harz neu geöffnet worden. Die anschließenden Einheiten des Oberharzer Devonsattels und der Clausthaler Kulmfaltenzone müssen im Zusammenhang betrachtet werden, da hier die Schichtfolgen einmal konkordant vom Unterdevon bis ins Oberkarbon zu verfolgen sind. Die ältesten Gesteine im Oberharzer Devonsattel bilden einen zeitlich dem Ober-Emsium zugeordneten Komplex, der mit seinen überwiegend sandigen Ablagerungen, die vom nördlichen Old-Red-Festland stammen, als Kahleberg-Sandstein bezeichnet wird; dieser gehört noch in einen küstennahen Flachwasserbereich. Die darauf folgenden untermitteldevonischen Wissenbach-Schiefer dagegen deuten Ausbreitung und Vertiefung des Meeres an, dessen feinkörnige Ablagerungen mit dem vom Harz abgeleiteten Begriff „hercynische Fazies“ (im Gegensatz zur sandigen „rheinischen Fazies“) bezeichnet werden. Im Südosten, d. h. weiter vom festländischen Liefergebiet entfernt, war schon das Unterdevon „hercynisch“ entwickelt. In die Wissenbach-Schiefer ist das Erzlager vom Rammelsberg eingeschaltet. Den Wissenbach-Schiefern folgen Diabas und Schalstein als Schwellenbildner und Tentakuliten-, Cypridinen-Schiefer und Cephalopodenkalke in den dazwischen liegenden Becken, wobei sich diese pela-

gischen Sedimente lückenlos weiter bis in das Unterkarbon fortsetzen und damit die Clausthaler Kulmfaltenzone bilden. Hier sind Grauwacken, Tonund Kieselschiefer mit einem nordwestvergenten Faltenbau entwickelt, der im Süden auch wieder durch Schuppentektonik überprägt wurde. Eine Sonderstellung hat der Kalkklotz des Ibergs bei Bad Grund, der als früh- bis obermitteldevonisches Atollriff zu wachsen begonnen hatte, vermutlich auf einem vulkanischen Sockel (man hat den Kalk noch immer nicht durchbohrt) und bis in das Unterkarbon hinein bestand. Seine massigen Kalke bilden eine Art Horststruktur, die, allseits von Störungen begrenzt, aus den unterkarbonischen Grauwacken der Umgebung herausragt. Im Iberger Kalk, der auch partiell dolomitisiert und von steilen, teilweise vererzten Gängen durchzogen ist, gibt es eine zugängliche Tropfsteinhöhle. Im Gegensatz zum Rheinischen Schiefergebirge, dessen Ähnlichkeit mit dem Harz an vielen der erwähnten Gesteinskomplexe abzulesen ist, sind im Harz größere plutonische Gesteinskörper aufgeschlossen, von denen der Brocken mit seinen Graniten nicht nur durch Goethe und Heinrich Heine berühmt geworden ist. Goethe hatte den Kontaktbereich am Rehberger Graben gekannt, wo der Granit des Brockenplutons seine älteren (!) Nebengesteine verändert hatte; das passt nun überhaupt nicht zu seiner Idee vom „Urgestein“, als das er den Granit ja ansah. Gut sind Kontakterscheinungen auch im Waldgebiet weit oberhalb des Romkerhaller Wasserfalls zu beobachten: Dort sind in spitze Falten gelegte Tonschiefer des Unterkarbons durch die Hitze in splittrig brechende Hornfelse umgewandelt worden (Abb.  59). Damit war auch ohne aufwändige physikalische Altersbestimmung zunächst klar ersichtlich, dass der Brockenpluton höchstens oberkarbonisches Alter haben kann; nach neuesten Zirkon-Datierungen ist er sogar nur 293 Mill. Jahre alt, gehört also in das Untere Perm; das gilt jetzt auch für den Ramberg-Pluton. Anders als früher, wo beide als Intrusionen während der variskischen Gebirgsbildung interpretiert wurden, wird deren Entstehung neuerdings mit dem Zerbrechen von Pangaea in Verbindung gesehen, als bereits Extension und Krustenverdünnung eingesetzt hatten (Zech et al. 2010). Außer dem Brocken – und dem mit ihm wahrscheinlich im Zusammenhang stehenden Okergranit (Abb.  60) sowie dem ebenfalls granitischen Ramberg-Pluton – gibt es eine Reihe anderer Tiefengesteine, zu denen der auch wirtschaftlich wichtige Harzburger Gabbro gehört; er wird oberhalb von Bad Harzburg in einem riesigen Steinbruch abgebaut. Dieser Gabbro zeigt Merkmale einer „layered intrusion“, eines magmatischen Lagenbaus in Form von Kumulaten, in die später noch mechanisch kubikmetergroße Harzburgit-Fragmente eingeschuppt wurden. Harzburgit ist ein ultramafisches Gestein (nur

Harz und Harzvorland

Olivin und Pyroxen), das im Harz zuerst beschrieben wurde; danach werden entsprechende Gesteine heute weltweit benannt. Der Gabbro ist durch die variskische Gebirgsbildung stark beansprucht worden, seine Platznahme wird aber anhand von physikalischen Altersbestimmungen als synorogen angesehen. Gabbro und Granite sind offensichtlich innerhalb einer sehr kurzen Zeitspanne von 294 ± 3 Mill. Jahren eingedrungen. Die Plutonformen der Harzer Granite und der mit ihnen zusammen vorkommenden Diorite sind unterschiedlich: Alle sind in ihre variskisch schon deformierten Rahmengesteine eingedrungen. Während Brocken und Oker-Pluton in einem oberflächennahen Intrusionsniveau Lakkolithe bilden, durchspießt der Ramberg-Pluton diapirartig seine Hüllgesteine (vgl. Abb. 55). Bei den Harzer Tiefengesteinen scheint eine magmatische Abfolge zu existieren, die mit ultramafischen Gesteinen beginnt und über Gabbros und Diorite bis zu unterschiedlichen Graniten führt. Die Gesteine stehen aber nur bedingt im Kontakt miteinander, sodass eine gesetzmäßige Abfolge, etwa im Sinne einer Bowen’schen Differenziation, höchst spekulativ bleibt. Unmittelbar nachfolgende magmatische Ereignisse in Form rhyolithischer Vulkanite von RotliegendAlter sind ähnlich entwickelt wie in den Gebirgen der Saxothuringischen Zone. Sie werden auch im Harz auf Dehnungstektonik und Schmelzprozesse im Bereich der Kruste zurückgeführt. Im Harz gehören dazu die Spaltenfüllungen der Nord-Süd streichenden sogenannten Mittelharzer Gänge, die man unter anderem im Elbingerode‑Komplex antrifft, und die Bodetal-Gänge, vor allem aber größere Schlote wie der Auerberg (mit dem großen Eisenkreuz) oder der Große Knollen sowie Deckenergüsse im Ilfelder Becken. Infolge der Härte des Rhyoliths bilden sie auch morphologisch herausragende Berge. Schon eingangs war mit dem Hinweis auf die weltberühmte Lagerstätte des Rammelsberges die Erzführung der Gesteine im Harz betont worden, die möglicherweise schon in der Bronzezeit genutzt wurde. Das Erzlager vom Rammelsberg ist in Tonschiefer des unteren Mitteldevons eingelagert und während der Gebirgsbildung gefaltet und zerbrochen worden. Die wesentlich Blei und Zink führenden Erze wurden annähernd gleichzeitig mit den Sedimenten gebildet und enthalten auch Kupfer, Silber, Gold, Cadmium und andere Metalle. Die als Oberharzer Gänge bezeichneten Lagerstätten sind dagegen jüngere Bildungen, die einen auffallenden Nordwest-Verlauf zeigen; damit streichen sie parallel zum Harz-Nordrand. Ihre silberhaltigen Blei-Zink-Erze sind nach neueren Datierungen erst im Mesozoikum entstanden (Jura-Kreide). Früher hatte man solche Vererzungen immer an die variskischen Plutone zu knüpfen versucht, während man heute die Ursache in salinaren Tiefenwässern

erkannt hat, die die Metalle bei etwa 200 – 280°C aus den Nebengesteinen ausgelaugt und in den Gängen konzentriert hatten. In den Devongesteinen des Elbingerode-Komplexes und im Oberharzer Diabaszug gibt es Roteisenstein-Lager vom Lahn-Dill-Typ (Besucherbergwerk Büchenberg), die teilweise schon seit dem Jahr 1200 abgebaut wurden. Außer den Erzgängen sind im Harz auch eine ganze Reihe von Schwerspat führenden Gängen bekannt; dieser wurde bei Bad Lauterberg noch bis 2007 abgebaut, und die dortige Grube Wolkenhügel war damit das letzte noch in Betrieb befindliche Bergwerk im Harz überhaupt gewesen. Zu den Harzer Roh-

˙

Abb. 60: Granitklippen im Bereich des Oker-Plutons; die sich kreuzenden Kluftsysteme haben hier die Wollsackverwitterung gesteuert.

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Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung

˚˘ Abb.

61: Gipsbruch am südlichen Harzrand bei Walkenried. Detailbild: Werra-Anhydrit (Foto: Prof. Dr. Stephan Kempe).

Bachmann et al. 2008, Franz et al. 1997, Mohr 1982, 1984, 1993, Wachendorf 1986, Wagenbreth & Steiner 1990, Franzke & Schwab 2011

stoffen gehören auch die Zechstein-Sulfate Gips bzw. Anhydrit; darin hat sich vor allem im südlichen Harzvorland eine ausgedehnte Gipskarstlandschaft entwickelt (Abb. 61). Aufgrund seiner hohen Niederschläge ist der Harz auch ein bedeutendes natürliches Trinkwasserreservoir. Die berühmte Rhumequelle an seinem Südrand tritt in den Gesteinen des Zechstein-Salinars aus, hat aber ein sehr weit reichendes Einzugsgebiet, das auch das Harzer Grundgebirge mit einbezieht (Abb. 62). Das Harzer Niederschlagswasser wurde schon im Zusammenhang mit dem mittelalterlichen Bergbau in künstlich angelegten Teichen gesammelt und über Gräben in die Bergwerke/Gruben geleitet, um dort den Kehr- und Kunsträdern als Aufschlagswasser zu dienen. In diesem Zusammenhang entstanden auch die ersten Talsperren, die heute weitgehend Trinkwasser bis hin nach Bremen und Leipzig liefern. Der Harz ragt mit seinen paläozoischen Gesteinen infolge der jungen Hebung während der Kreidezeit aus seiner mesozoischen Umgebung als prominente, meist gut abgegrenzte Pultscholle heraus. Nordund Westgrenze sind durch Störungen prägnant markiert, während im Süden die Zechstein-Ablagerungen allmählich unter die Buntsandstein- und Muschelkalkbedeckung des Eichsfeldes abtauchen und im Osten und Südosten sich die durch den Kupferschieferabbau gut erforschten Ablagerungen des Mansfelder Landes anschließen. Das nördlich vorgelagerte Gebiet wird in der Geologie als Nördliches Harzvorland bezeichnet; es wird nachfolgend zuerst besprochen. ¯ Abb.

62: Die Rhumequelle, deren Wasser hauptsächlich von der Oder und der Sieber stammt und durch Gipskarst und Dolomite des Südharzes fließt, ist die größte Quelle Norddeutschlands (Foto: Prof. Dr. Stephan Kempe).

Harz und Harzvorland

ver Abfälle untersucht. Auch der Ascherslebener Sattel oder der Oschersleben-Staßfurter-Sattel gehören zu diesen Strukturen. Alle diese Strukturen gleichen sich durch ihre nordwestliche Streichrichtung, und alle sind sie durch das Zechsteinsalz zu erklären, das an den ebenfalls nach Nordwesten orientierten Störungen aufgedrungen ist. Die Sättel sind meistens schmal und die Mulden breit. In den Kernbereichen der Sättel ist es lokal zu einem bis zu über 1000 m mächtigen Anstau von Zechsteinsalzen gekommen. Das hat auch hier die Tektonik stark beeinflusst, die im Prinzip auf eine geologisch junge Einengung des Raumes zwischen Harz und Flechtingen-Roßlauer Scholle hinauslief. In den Sattelzonen sind oft Auf- und Überschiebungen anzutreffen. Die breiten Muldenzonen lassen sich mit dem Abwandern des Salzes im Untergrund erklären, das dann in den Sätteln konzentriert wurde. Die Deckschichten in den Mulden sind dabei abgesunken und es tieften sich Randsenken auf beiden Seiten der Sättel ein. Am Staßfurt-Oscherslebener Sattel z. B. sind diese Randsenken schon im Alt-Tertiär mit Kiesen, Sanden, Tonen und Braunkohlen ver-

Nördliches Harzvorland Das dem Harz nördlich vorgelagerte Gebiet zeichnet sich durch Strukturen aus, die zum Gebirge weitgehend parallel verlaufen. Sie sind wesentlich aus Gesteinen von Trias, Jura und Kreide aufgebaut und in ihrer Tektonik durch das Zechsteinsalz im Untergrund beeinflusst worden. Insofern haben sie Entsprechungen im Niedersächsischen Tektogen. Geologen bezeichnen das Gebiet des nördlichen Harzvorlandes auch als Subhercyn (Abb. 63). Zwischen Harz und der ebenfalls aus Paläozoikum bestehenden Flechtingen-Roßlauer Scholle bei Magdeburg streichen im Norden ältere, im Süden jüngere Schichten an der Oberfläche aus. Unmittelbar am Harznordrand liegt das Grundgebirge 4000 m tief, was auf entsprechende Bruchstrukturen hinweist, die im Harzvorland Parallelen haben. In dessen kleinen Bergzügen bildet vor allem Muschelkalk die Höhen. Die Geologie des Untergrunds gestattet eine weitergehende Unterscheidung nach Sattel- und Muldenstrukturen, zu denen Blankenburger und Halberstädter Mulde mit dem diese trennenden Quedlinburger Sattel gehören, sodann Innerste Mulde und Salzgitterer Sattel und die Asse, die auch für ihre salztektonisch verformten Deckschichten bekannt ist (Abb. 64). Die Asse wird gegenwärtig wieder intensiv im Hinblick auf die Endlagerung radioakti-

˙ Abb. 63:

Geologische Übersichtskarte des Nördlichen Harzvorlandes (n. Walter 1992, veränd.). Das Gebiet zwischen Harz-Nordrand und Flechtinger Scholle wird von nach Nordwesten streichenden Sattel- und Muldenstrukturen bestimmt, an deren Aufbau vor allem Schichten der Kreide beteiligt sind. Die junge Tektonik wird durch Zechsteinsalze im Untergrund mitgesteuert.

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Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung

füllt worden. Die Braunkohlen, zu denen vor allem die Vorkommen von Helmstedt, Oschersleben und die in den südöstlich anschließenden Egelner Mulden gehören, sind in vielen dieser kleineren Mulden abgebaut worden. Eine im Obereozän beginnende, vor allem aber im Oligozän erfolgte Transgression hat die terrestrischen Bildungen dann mit marinen Ablagerungen zugeschüttet. Das Jungtertiär fehlt hier, sodass auf die mittel- bis alttertiären Sedimente direkt und mit Erosionsdiskordanz das Pleistozän mit Kiesen, Sanden und Geschiebemergel folgt. Aus dem Hangenden der Braunkohlen des Helmstedter Reviers stammen die berühmten Wurfspeere von Schöningen, die mit einem Alter von etwa 400 000 Jahren schon eine organisierte Großwildjagd des Homo erectus belegen (Thieme 1997). Zu den weltberühmten, durch unterirdische Salzablaugung entstandenen Braunkohlenlagerstätten gehören die eozänen Vorkommen im Geiseltal südlich von Halle, die aber bereits zu den großen Braunkohlenrevieren der Leipziger Tieflandsbucht überleiten (siehe unten: Halle und Umgebung). Die Landschaft im nördlichen Harzvorland ist weitgehend flach und von pleistozänen Sanden und Löß ˘ Abb.

64: Das Profil durch die äußerst komplizierte Sattel-Struktur der Asse zeigt eine der typischen Einengungsstrukturen des nördlichen Harzvorlandes. Die blauen und grünen Farben im Kern kennzeichnen das Zechstein-Salinar, das an den Flanken von Schichten des Mesozoikums überlagert ist; links vom Oberen Buntsandstein bis zum Keuper, rechts vom Unteren Buntsandstein bis zum Muschelkalk (Wikimedia Commons/Benedikt.Seidl).

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bedeckt; der die fruchtbare Bördelandschaft mit den besten Böden unseres Landes bedingt; zum Teil sind dort sogar Schwarzerden entwickelt. Die oben erwähnten Sattelstrukturen sind im Gelände nicht immer sichtbar, manche bilden aber kleine, Nordwest-Südost gestreckte Hügel wie Hakel, Huy oder Elm. Auch der Quedlinburger-Sattel, auf dem ein Teil der Stadt liegt, ragt topographisch teilweise heraus. Auffallend sind aber die unmittelbar vor dem Harzrand gelegenen, lang gestreckten „Mauern“ in der Landschaft, die durch die steilgestellten Schichten von Trias bis Kreide gebildet werden (z. B. Teufelsmauer bei Neinstedt, (Abb. 50) oder die durch Steinbrüche erschlossenen Bereiche am Langenberg bei Harlingerode östlich von Goslar (Abb. 52); sie bilden damit eine Art zweiter Kette von Erhebungen, die zu den erwähnten Sattelstrukturen parallel verläuft. Die Steinbrüche am Langenberg erschließen parallel zum Harz-Nordrand eine überkippte Schichtfolge, die vom oberen Buntsandstein bis in den Oberjura reicht. In den Oberjurasedimenten sind seit 1999 immer wieder Dinosaurierknochen gefunden worden, die diese Lokalität in eine Reihe mit den berühmtesten Fundplätzen dieser NE

Harz und Harzvorland

Epoche stellen. Der inzwischen berühmteste Fund ist der hier erstmalig beschriebene Dinosaurier Europasaurus holgeri von 2006 (Sander 2006), auch ein Flugsaurier ist von dort bekannt (mehr bei Joger et al. 2018). Die das nördliche Harzvorland im Nordosten begrenzende Flechtingen-Roßlauer Scholle bildet einen aus paläozoischen Gesteinen aufgebauten Streifen, in dem die aus dem Harz bekannten Gesteinseinheiten wieder auftauchen. Das gilt vor allem für Quarzite bei Gommern, die als Äquivalente des Acker-Bruchberg-Quarzits gelten, für unterkarbonische Grauwacken und für Tonschiefer, die hier das tiefste Oberkarbon repräsentieren, das im Harz selbst fehlt; außerdem sind vulkanische Gesteine und Sedimente des Rotliegends beteiligt. Morphologisch ist auch hier ein Bergzug mit Nordwest-Streichen entstanden (Flechtinger Höhenzug), der auf die Hebung des gesamten Gebiets um über 2000 m gegenüber dem nordöstlich anschließenden Vorland zurückgeht. Die Flechtingen-Roßlauer Scholle ist eine kleinere Pultscholle, an der wie im Harz das variskische Grundgebirge an die Oberfläche kommt.

Südliches Harzvorland Das südliche Vorland des Harzes wird wesentlich vom flach lagernden Buntsandstein des Eichsfeldes bestimmt, der hier über dem am Gebirgsrand in einem schmalen Streifen zutage tretenden Zechstein folgt. In diesem Gebiet ist eine Karstlandschaft entwickelt, die auf Gips und Anhydrit aufsetzt, besonders schön zu sehen bei dem kleinen Dorf Düna südlich von Osterode. Die Sulfatgesteine sind auch in vielen Steinbrüchen und an Straßenböschungen an ihren weißgrauen Farben sofort erkennbar. Am südlichen Harzrand ist durch die leichte Löslichkeit der Sulfatgesteine eine regelrechte Gipskarstlandschaft entstanden, in der sich Dolinen, Bachschwinden und Erdfälle häufen und wo es außer Höhlen sogar episodisch auftauchende Seen gibt. Eine der größten dieser Höhlen ist die Heimkehle bei Uftrungen. Das Eichsfeld war zur Perm-Zeit eine Schwellenregion, auf der vor allem Karbonate gebildet wurden. Das zeigt sich auch am südlichen Harzrand, wo bei Bartolfelde Bryozoen-Riffkalke auf unterkarbonischen Grauwacken aufgewachsen sind und bei Scharzfeld dolomitische Flachwasserkarbonate in einem großen Steinbruch abgebaut werden. In diesen Karbonaten ist die berühmte Einhornhöhle entstanden, die schon vom Neandertaler bewohnt war, außerdem die benachbarte Steinkirche, die im 9. Jahrhundert tatsächlich als Kirchenraum genutzt wurde: Kanzel und Weihwasserbecken sind aus dem Felsen herausgehauen. Andere Höhlen im südlichen Harzvorland sind dagegen in den Zechsteinsulfaten entstanden. Die schon erwähnte Rhumequelle (Abb. 62), eine der größten Karstquellen Deutschlands, entspringt in einem Bereich, in dem sich Zechsteinkarbo-

nate mit Gips verzahnen (was ebenfalls auf die alte Schwellenposition verweist); hier ist zusätzlich ein nach Nordwesten streichendes Störungssystem entwickelt, das den Buntsandstein erfasst hat. Das Wasser ist unmittelbar mit dem Harzwasser verbunden (durch Färbeversuche nachgewiesen), und bei Hochwasser der Oder oder der Sieber steigt auch die Quellschüttung an, die im Durchschnitt bis 2500  Liter/s beträgt. Das Wasser laugt die Zechsteinsalze im Untergrund ständig weiter aus, sodass Erdfälle allmählich weiter nach Süden wandern. Gegenwärtig liegt diese Front bereits 10 km südlich vom Harzrand entfernt. Auch der Seeburger See nordwestlich von Duderstadt ist durch eine solche Subrosion erklärbar. Zum permischen Randbereich am Südharz gehören auch die bei Walkenried anstehenden Walkenrieder Sande, die heute in das Rotliegend eingestuft werden. Ihr Material geht auf die Eichsfeldschwelle zurück, von der es durch Flüsse angeliefert wurde. Buntsandstein und kleinere Vorkommen von Muschelkalk im Ohmgebirge bilden im Grunde schon den nordwestlichen Randbereich des Thüringer Beckens. Im Ohmgebirge und in Teilen des westlichen Eichsfeldes sind nach Nordnordosten streichende Störungen und Grabenstrukturen entwickelt, die bereits die Nähe zur Hessischen Senke und zum Leinetalgraben anzeigen. Nach Südosten ist die am Harz-Südrand mit Zechstein beginnende Abfolge über Buntsandstein und schließlich Muschelkalk weiterzuverfolgen; sie bildet hier den nordöstlichen Rand des Thüringer Beckens, dessen Zechsteinuntergrund in einem schmalen Streifen ausstreicht.

Kyffhäuser Eine auch im Gelände deutlich wahrnehmbare Störung bildet mit einer Sprunghöhe von etwa 1000 m morphologisch die steile Nordgrenze des Kyffhäusers, den man als eine Art „Mini-Harz“ ansehen kann, der nach Süden hin flach abfällt (Abb. 65). Diese vor allem durch jungmesozoische bruchtektonische Hebung zustande gekommene Pultschollensituation führt dazu, dass am Nordrand die ältesten Gesteine des Grundgebirges herausgehoben sind, die nach Süden zu von immer jüngerem Deckgebirge überlagert werden. Im Untergrund der nördlich angrenzenden Goldenen Aue grenzt das Grundgebirge unter jungen Deckschichten verborgen an Gesteine der WippraZone; da das Kristallin des Kyffhäusers zur Mitteldeutschen Kristallinzone gehört, liegt hier eine wesentliche Grenze zur Nördlichen Phyllitzone. Das Kyffhäuser-Kristallin bildet das bekannte Grundgebirgs-Duo aus Gneis und Granit, das von vielen Stellen der Mitteldeutschen Kristallinzone wie dem Ruhlaer Kristallin, dem Spessart oder dem Odenwald bekannt ist. Im Bereich der mittelalterlichen Burgruine der Rothenburg sind steilstehende streifige Gneise aufgeschlossen, die von hellen Graniten injiziert sind. Die sedimentären Ausgangsgesteine dieser Gneise

Mohr 1982, Patzelt 2003, Wagenbreth & Steiner 1990

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Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung Brocken

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Oberer Buntsandstein Mittlerer Buntsandstein Unterer Buntsandstein Zechstein Oberkarbon u. Rotliegend des Kyffhäusers Altpaläozoikum des Unterharzes Kristallin (Gneise, Granite) des Kyffhäusers

˚ Abb. 65: Geologische Blockbilder vom Harz über den Kyffhäuser bis ins Thüringer Becken (n. Wagenbreth & Steiner 1990, veränd.). Die paläozoischen Gesteine des Harzes tauchen allmählich nach Süden ab und werden von Schichten des Oberkarbons bis zum Mesozoikum überlagert. Auch südlich vom Kyffhäuser werden die Schichten nach Süden hin immer jünger und leiten in das Thüringer Becken über. Der Kyffhäuser grenzt mit einer prominenten Störung an seiner Nordseite mit kristallinem Grundgebirge an dort aufgebogenes Perm. Hier wiederholt sich die strukturelle Situation des Harzes: Auch der Kyffhäuser bildet eine Pultscholle mit steilem Nordrand, die sanft nach Süden geneigt ist. Der Kammbereich des Kyffhäusers wird von roten grob-klastischen Sedimenten gebildet, die hauptsächlich oberkarbonisches Alter haben; aus diesen Gesteinen bestehen auch die Burgen und das Barbarossa-Denkmal. Auch in dieser Landschaft wird die Bedeutung des Zechsteinsalzes deutlich, das am Harzsüdrand oberflächennah abgelaugt ist und am Kyffhäuser Höhlen bildet. In Sondershausen wurden Stein- und Kalisalze im Tiefbau gewonnen. Bei Heringen hat die oberflächennahe Auslaugung zu Hohlformen geführt, die im Quartär mit mächtigen Kiesen aus dem Harz als Liefergebiet gefüllt wurden. Die wegen ihrer Fruchtbarkeit sogenannte „Goldene Aue“ ist eine große Auslaugungssenke.

waren Grauwacken und Karbonate, die während des unteren Ordoviziums vor 475 Mill. Jahren abgelagert wurden; deren metamorphe Umbildung und spätere Durchtränkung mit granitischen Schmelzen erfolgte während der variskischen Gebirgsbildung. Amphibolite deuten darauf hin, dass am Aufbau des noch wesentlich vielfältigeren Kyffhäuserkristallins auch Basalte beteiligt gewesen sind. An den Bärenköpfen, die schon nahe an der Nordrandstörung liegen, sind variskische Granite aufgeschlossen (Details bei Franzke et al. 2006 und Franzke & Schwab 2011). Von diesen kleinsträumigen Kristallin-Aufschlüssen abgesehen, begegnet man im Kyffhäuser überwiegend rotgefärbten grobkörnigen Sedimentgesteinen, die die variskischen Molassen des höchsten Oberkarbons (Stefanium) bilden; es sind Ablagerungen alluvialer Schwemmfächer, die auch tonige Partien enthalten, häufig sind darin Kieselhölzer und gelegentlich ganze Baumstämme zu finden, außerdem kommen der Schichtung folgende Lagen von Schwerspat darin vor. Diese roten Gesteine, die man auf den ersten Blick zunächst für Rotliegend halten könnte,

sind auch das Baumaterial für die Burgen und das Barbarossa-Denkmal. Diese Schichten gehören in das Stefanium, sie werden lokal als Mansfeld-Schichten bezeichnet und enthalten im Gebiet von Mansfeld auch kleinere Kohlenflöze. Ähnlich wie am Harzrand fallen auch auf der Südseite des Kyffhäusers die Schichten flach nach Süden ein, sodass hier auf das Oberkarbon Rotliegend und schließlich Zechstein folgt. Die weißen Felsen der Zechstein-Gipse sind das beherrschende Landschaftselement, vielfach sind darin Karren und andere Lösungserscheinungen zu beobachten, u. a. auch Höhlen wie die Barbarossahöhle. Das in der Umgebung oft kuppige Gelände ist durch die Umwandlung (Quellung) von Anhydrit in Gips zu erklären. Das teilweise noch erhaltene Salz im Untergrund liefert Solequellen für Bad Frankenhausen. Die Subrosion hat hier auch zu Gebäudeschäden geführt, weil sich das Deckgebirge über dem ausgelaugten Untergrund absenkt; deshalb steht auch der Kirchturm von Bad Frankenhausen schief.

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Harz und Harzvorland

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Südöstliches Harzvorland Im Südosten geht der Harz in ein weitgehend ebenes Gebiet über, das durch seinen seit Jahrhunderten betriebenen Bergbau auf Kupferschiefer bekannt ist. Geologisch ist es durch zwei große Muldenstrukturen geprägt, die als Mansfelder und Sangerhauser Mulde bezeichnet werden und durch den von einer Bahnlinie durchtunnelten Hornberger Sattel getrennt werden. Im Norden wird die Mansfeld-Mulde von der Hettstedter Gebirgsbrücke begrenzt, die eine geologische Verbindung zwischen dem Harz und der Gegend um Halle herstellt (Abb. 68). Der Bergbau auf permischen Kupferschiefer, der erst mit dem Ende der DDR eingestellt wurde, hat hier etwa 800 Jahre lang die Verhältnisse geprägt, und nur noch die Halden erinnern an die einst ruhmreiche Vergangenheit (Abb. 66). An den unterschiedlichen Höhen und den Formen der Halden lässt sich verfolgen, wie der Abbau, der ursprünglich am Rand der nach Südosten abtauchenden Mulde an der Oberfläche begonnen hatte, weil dort das Flöz zutage „ausbiss“, allmählich in immer größere Tiefen fortgeschritten ist (Abb. 66). In beiden, dem Mansfelder und dem Sangerhäuser Revier, sind am Ende mit den tiefsten Schächten fast 1000 m erreicht worden. Diese Bereiche sind auch durch die höchsten Halden gekennzeichnet, deren spitze Formen man schon von Weitem sehen kann; in der Gegend spricht man von den „Pyramiden des Mansfelder Landes“. Die älteren, kleineren und flacheren Halden bilden einen Halbkreis, der schon an der Oberfläche die Muldenstruktur verrät: Überall wurde dort das Flöz in gleicher Tiefe angetroffen, d. h. dass die Schichten hier überall zum Muldenzentrum hin einfallen. Bestimmte Abbaue gleicher Tiefe sind heute durch einen Kanal verbun-

den, den die Aufsichtsbeamten der Bergbehörde mit kleinen Booten befahren können. Das abgebaute Flöz, der kaum 50 cm mächtige Kupferschiefer des Zechsteins, eigentlich eher ein dünnblättrig spaltender Mergel, enthält neben dem Namen gebenden Kupfererz mit 1 bis 3 Prozent Kupfer auch eine Reihe anderer Metalle, die unter wechselnden Gegebenheiten bauwürdig waren – vor allem Silber, aber auch Gold, Blei, Zink, Nickel und Platin. Um sich ein Bild von den früheren Arbeitsbedingungen zu machen, genügt heute ein Besuch des Mansfeld-Museums in Hettstedt, das in einem Barockschloss untergebracht ist, in dem zeitweise auch

Abb. 66: Halden des Kupferschieferbergbaus im Mansfelder Land. Die alten Halden sind wegen der geringen Tiefe der Schächte flach, die neueren steil und höher.

˙ Abb. 67:

Alter Schacht und Zechenhaus bei Helbra – ein Kulturdenkmal zur Erinnerung an den Kupferschieferbergbau im Mansfelder Land.

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Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung

Spitzhalde an tiefem Schacht NO

große Flachhalde über Schacht mittlerer Tiefe kleine Halde über Schacht geringer Tiefe

Unterharz

Saaledurchbruch bei Rothenburg

Sandersleben Mansfeld

Hettstedt

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Mittlerer Buntsandstein

Bachmann et al. 2008, Hoppe  & Seidel 1974, Seidel 1995, Wagenbreth & Steiner 1990, Besucherbergwerk RöhrigSchacht Wettelrode

˚ Abb.

68: Die Muldenstruktur von Mansfeld und Sangerhausen hat den Kupferschieferbergbau geologisch gesteuert. Am Rand streicht das Flöz zutage aus, zum Kern der Mulden hin mussten die Schächte immer tiefer werden. (Wagenbreth & Steiner 1982, aus Bachmann et al. 2008 bzw. Rothe 2010).

Wilhelm von Humboldt wohnte. Eingezwängt zwischen dem „rothen todten Liegenden“ (daher der hier geprägte erdgeschichtliche Begriff Rotliegendes –  heute Rotliegend) und dem hangenden „Zächstein“ (daher Zechstein) mussten die Bergleute Könnern (oft Kinder) in dem schmalen Flöz liegend arbeiten. Zum Museum gehört ein großes Freigelände und in der Umgebung kann man HalleHettstedter auf den alten Halden nach KupferschieGebirgsbrücke ferfossilien suchen (Fische, u. a. das Leitfossil Palaeoniscum freieslebeni). Ein vom VDI gestiftetes Denkmal am ehemaligen König-Friedrich-Schacht bezeichnet die Stelle, an der 1785 Deutschlands erste Dampfmaschine wattscher Bauart zur Hebung der Tiefenwässer installiert war. Ein 200 Jahre später erfolgter funktionstüchtiger Nachbau steht in einer eigens dafür errichteten Halle. Im Mansfelder Land kann man übrigens auch auf den Spuren Martin Luthers reisen, der in Eisleben geboren wurde und dessen Vater Mansfelder Bergmann war. Im benachbarten Sangerhäuser Revier ist bei Wettelrode unmittelbar im Anschluss an die letzte Abbauphase ein Besucherbergwerk eingerichtet worden, in dem man etwa 300 m Seilfahrt absolvieren und sich unter Tage hautnah mit der harten Arbeit der Bergleute vertraut machen kann.

■   Thüringer Becken Die Fruchtbarkeit der Landschaft des Thüringer Beckens ist dem mächtigen Löß zu verdanken, der den überwiegend zur Trias gehörenden Gesteinsfolgen auflagert. Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper bilden eine weit gespannte Muldenstruktur, sodass die Geologen heute lieber von der „Thüringer Mulde“ sprechen (Voigt et al. 2002), die sich zwischen Harz, Thüringer Wald und Thüringer Schiefergebirge erstreckt. Dieser Muldenstruktur entsprechend folgen vom Rand zum Zentrum hin immer jüngere Schichten, die man in der Landschaft gut verfolgen kann: an den Rändern hauptsächlich Buntsandstein, der z. B. bei Jena in den Muschelkalk übergeht, und dieser dann zwischen Weimar und Erfurt in den Keuper (Abb. 69). Kleinere Erosionsreste zeugen davon, dass die Gegend auch während Jura und Oberkreide vom Meer überflutet war. Die weitgehend ebene Landschaft wird nur von einzelnen, lang gestreckten Höhenzügen unterbrochen. Über den tieferen Untergrund geben vor allem die Randbereiche Auskunft, in denen im Norden (Harzund Kyffhäuser-Südrand) und im Südwesten (Thüringer Wald) bzw. Südosten (zwischen Saalfeld und Gera) Zechstein ansteht; dessen Salze sind dort oberflächennah bereits abgelaugt und auch Anhydrit und Gips, die am Harz-Südrand noch heute abgebaut werden, sind schon teilweise gelöst worden (z. B. Rhume-

 Thüringer Becken

quelle im Eichsfeld). Die Kalisalze, die am südlichen Harzrand u. a. bei Sondershausen gewonnen wurden, waren bis zur Stilllegung der Gruben (zuletzt 1993) ein wichtiger Wirtschaftsfaktor. Das Kaliwerk Sondershausen hält mit 100 Jahren ununterbrochener Fördertätigkeit den Weltrekord (Junghans 1993). Die Zechsteinsalze, die im gesamten Untergrund des Thüringer Beckens vorkommen, haben wesentlich zur Deformation ihres triassischen Deckgebirges beigetragen. Im Zusammenhang mit weit reichenden Störungszonen, bei denen die Nordwest-Richtung dominiert, ergeben sich Analogien zum Niedersächsischen Tektogen (siehe Kaitel „Norddeutsches Tiefland“). In der Thüringer Landschaft sind nämlich entsprechende Höhenzüge entwickelt, in denen die Trias steil gestellt ist: Die Finnestörung z. B. ist auf einer Länge von 150 km durch das gesamte Thüringer Becken zu verfolgen. (Abb. 69, 70); Finne und Schmücke bilden hier die entsprechenden Bergzüge. Im Burggraben der Eckartsburg von Eckartsberga fällt Unterer Muschelkalk steil nach Südwesten ein. Ähnlich wie am Osning (siehe Niedersächsisches Tektogen), sind auch hier teilweise ältere auf jüngere Schichten (Buntsandstein und Muschelkalk auf den Keuper des Muldenzentrums) überschoben worden. Man erklärt die Situation durch horizontale Verschiebungen (Blattverschiebungen), zwischen de-

 Thüringer Becken

und Gotha gefördert wurde, sowie im Oberen Buntsandstein. Die Abfolge der Gesteine zeigt, dass die fazielle Entwicklung der Trias im Thüringer Becken ganz ähnlich verlaufen ist wie fast überall in Deutschland. An lokalen Profilen in Thüringen lässt sich heute ein direkter Vergleich zu den schon anderweitig etablierten Formationen und Formationsgrenzen der Trias aufzeigen; auch die entsprechenden Diskordanzen, die durch tektonische Vorgänge während der Ablagerung entstanden waren, sind hier zu beobachten – sie dienen vor allem den überregionalen stratigraphischen Vergleichen (siehe dazu Hauschke & Wilde 1999). Das gilt nicht nur für den Buntsandstein, sondern auch für den Muschelkalk, dessen unterer Abschnitt, der frühere „Wellenkalk“, heute in ganz Deutschland als Jena-Formation bezeichnet wird; die entsprechenden Aufschlüsse kennzeichnen mit ihren hellgrauen, bankigen Kalken und Mergeln die Hänge des Saaletales und die weitere Umgebung der Stadt (Abb. 72).

nen die Schichten teilweise aufgepresst wurden. Die Störungszonen sind vergleichsweise schmal, sodass man von leistenförmigen Schollen spricht. Solche großen Störungen sind u. a. auch zwischen Saalfeld, Gotha, Arnstadt und darüber hinaus nach Nordwesten und mitten im Thüringer Becken zu beobachten. Dazu gehören entsprechend streichende Gräben, sodass sich Zerrungs- und Pressungsstrukturen immer abwechseln. Diese Tektonik ist zeitlich zwischen Jura und Tertiär einzuordnen. Man nimmt an, dass vor allem das Zechsteinsalz im Untergrund eine Rolle dabei gespielt hat. Nicht immer sind dabei die erwähnten schmalen Leisten entstanden, sondern gelegentlich ist das Deckgebirge nur zu weitspannigen Antiklinalen aufgebeult worden, wie z. B. am Ettersberg bei Weimar, wo der Muschelkalk entsprechend verformt ist (Ettersberg-Gewölbe). Auch die Fahner Höhe bei Bad Langensalza oder das Tannrodaer Gewölbe gehören zu diesen Strukturen (vgl. Abb. 69) Bei den Gräben ist die Gegend nordwestlich von Arnstadt erwähnenswert, wo im Bereich der Wachsenburg eine kleine Keupermulde entwickelt ist, die beidseits von nach Nordwesten streichenden Störungen begrenzt wird. An den Störungen ist Muschelkalk hochgepresst worden, wobei Zechsteinsalz als Schmiermittel diskutiert wird; auf dieser Linie liegen auch die Drei Gleichen bei Wandersleben, wo sich in Schichten des Steinmergelkeupers Deutschlands einzige badlands erhalten haben (Abb. 71). Der Leuchtenburg-Graben bei Kahla wird als Beispiel für Reliefumkehr hervorgehoben, der Muschelkalk bildet dort einen Härtling. Weitere Gräben sind um Schlotheim und Magdala entwickelt, welche die Fortsetzungen des Leuchtenburg-Grabens bilden; auch hier also die lang gestreckten schmalen Verformungsbereiche, die auf Aufpressungsgebiete hinweisen. Hinweise auf das Salz im Untergrund geben in vielen Fällen schon Ortsbezeichnungen wie Bad Langensalza oder Bad Sulza. Nicht alles Steinsalz ist aber zechsteinzeitlich, denn es gibt auch Salz im Mittleren Muschelkalk, das sogar in Bergwerken bei Erfurt

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Geologisches Blockbild des Thüringer Beckens (aus Wagenbreth & Steiner 1990). Das Thüringer Becken ist eine großräumige, flache Muldenstruktur, die aus Zechstein- und Triasgesteinen über Rotliegend und älterem Grundgebirge aufgebaut ist. Kennzeichnend sind Südost-Nordwest verlaufende Brüche und beulenartige Aufwölbungen, die sich auch in der Landschaft bemerkbar machen. Sie sind das Ergebnis relativ junger Horizontalverschiebungen, die entlang der Störungen zu Hebungen führen können (ähnlich wie im Niedersächsischen Tektogen); dabei spielte vermutlich auch das wie ein Schmiermittel wirkende Zechsteinsalz im Untergrund eine Rolle. Die Trias kann lokal sogar steil gestellt sein – wie in einem alpinotypen Gebirge. Bei Gotha und Weimar sind Gräben eingesenkt, in denen Keuper erhalten ist. Der herausgehobene Muschelkalk ist während des Pleistozäns teilweise verkarstet, und der gelöste Kalk wurde als mächtiger Travertin während klimatischer Warmphasen ausgefällt, wobei u. a. die berühmten pleistozänen Fossillagerstätten von Burgtonna, Bilzingsleben, WeimarEhringsdorf und -Taubach entstanden sind. Die Fruchtbarkeit dieses Landstrichs geht vorrangig auf den Löß zurück. Thüringer Pforte

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Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung

˚ Abb. 70:

Steinbruch von Burgwenden am Nordostrand des Thüringer Beckens. Im Bereich der hier aufgeschlossenen Finne-Störung sind Schichten des Unteren Muschelkalks (Jena-Formation) steil gestellt worden.

˙ Abb. 71:

In der Umgebung von Wandersleben haben sich in Mergeln des Steinmergelkeupers Deutschlands einzige badlands entwickelt.

Dem Lauf der Saale nach Süden folgend wird der Muschelkalk dann ziemlich bald durch Buntsandstein abgelöst, d. h. man bewegt sich hier auf den Südrand des Beckens zu. Auch der Keuper zeigt das gewohnte Bild, mit kohligen Bestandteilen an der Basis, SchilfsandsteinSträngen und Sandsteinen des Rät, die auf dem Großen Seeberg bei Gotha seit Jahrhunderten als Werksteine abgebaut wurden (und werden). Die grauweißen bis gelblichbraunen, dickbankigen Sandsteine sind u. a. beim Bau der Gothaer Schlösser und beim Dom von Erfurt verwendet worden (Abb. 73). Die Keupersedimente gehören zur schon erwähnten Eichenberg-Gotha-Arnstadt-Saalfelder Störungszone. Der tiefere Untergrund des Thüringer Beckens ist hier nur von theoretischem Interesse, da er, abgesehen von der diskutierten Tektonik, keinen Einfluss auf die Landschaftsentwicklung hat – wenn man von der nordwestlichen Begrenzung der Eichsfeld-Schwelle absieht, deren Hochlage auch die Trias-Sedimentation beeinflusst hat. Die Region gehört im Ganzen zum Bereich der Mitteldeutschen Kristallinschwelle, deren Gesteine im Thüringer Wald (Ruhlaer Kristallin), im Harz und im Kyffhäuser an die Oberfläche kommen. Teilweise wird der Untergrund auch durch Anteile des Thüringer Schiefergebirges gebildet. Von gewisser geologischer Bedeutung sind die jüngsten Bildungen, zu denen pleistozäne Flussablagerungen und Löß sowie die bis ins Holozän reichende Bildung von Travertin gehören. Das beherrschende Fließgewässer ist die Unstrut, die von ihrer Quelle bei Dingelstädt bis zur Mündung in die Saale bei Naumburg ursprünglich als mäandrierender Fluss Kies, Sand und Auelehm abgelagert hat. Ihr Lauf ist durch die geologischen Strukturen des Untergrunds vorgezeichnet, d. h. der Fluss folgt nach Nordwesten streichenden Einheiten bis über Bad Langensalza hinaus und durchbricht dann im Vargula-Tal den Muschelkalk des Langensalzaer Gewölbes nach Nordosten. Von Artern an ist der Flusslauf wieder nach Südosten gerichtet. Diese Beschreibung gilt weitgehend für den früheren, natürlichen Flusslauf, den man heute aber kaum noch verfolgen kann; inzwischen sind Renaturierungsmaßnahmen begonnen worden (Sommer & Hesse 2002). Zu den bedeutendsten jungen Bildungen zählen Travertine, die u. a. bei Ehringsdorf (heute ein Ortsteil von Weimar) abgebaut wurden; sie sind das wesentliche Baumaterial des alten Weimars. Travertinvorkommen ziehen sich bis in den Bereich der Innenstadt und gehören dort zeitlich in das Holozän, während die Ehringsdorfer Travertine inzwischen saalezeitlich eingestuft werden. Weitere bedeutende Fundpunkte sind Burgtonna und Bilzingsleben. Die Travertine sind überwiegend an die schon mehrfach erwähnten nach Nordwesten streichenden Störungszonen gebunden, an denen zirkulierende Karstwässer aus Verwerfungsquellen austreten.

In Burgtonna sind Nord-Süd streichende Störungen an der Fahner Höhe die Wasseraufstiegswege gewesen. Die Karbonate lagern in vielen Fällen auf Flussschottern (in Weimar im Bereich des Weimarer Grabens auf saalezeitlichen Ilmschottern und Auelehm). Berühmt sind alle diese Vorkommen wegen ihrer paläontologischen Funde, die allein in Ehringsdorf in die Tausende gehen. Burgtonna hält gleich zwei Rekorde: Hier ist aus dem Jahr 1696 ein wissenschaftlicher Disput über ein Waldelefantenskelett urkundlich belegt, außerdem stammt von dort der einzige stratigraphisch gesicherte Fund eines Stachelschweins (Kahlke & Maul 2002). Es würde hier zu weit führen, die Fossillisten auch nur näherungsweise wiederzugeben, die vom Rhinozeros über Riesenhirsche und andere warmzeitliche Tiere bis zum Höhlenbären und zum Mammut der letzten Kaltzeit reichen. Durch die anhand von Faunen und Floren gliederbaren Profile ist es hier auch möglich, die klimatische Entwicklung, die mit dem Aufbau der älteren Travertine wahrscheinlich die Eem-Warmzeit abbildet, bis zur erneuten Abkühlung im WeichselGlazial zu verfolgen. Hinzu kommt, dass in den Profilen von Ehringsdorf mehrere übereinander angeordnete Brandschichten gefunden wurden, die eine episodische Rückkehr mittelsteinzeitlicher Jäger belegen. Neben entsprechenden Artefakten hat man auch Reste von Hominiden gefunden, die der Homoerectus-Gruppe angehören. In dieser Hinsicht sind vor allem Ehringsdorf und Bilzingsleben zu nennen. Bilzingsleben liegt im Bereich der Hainleite, einem kleinen Bergzug in Fortsetzung der Finne. Der Travertin lagert hier bereits auf Keuperschichten. Auch in diesem Fall ist eine nach Nordwesten verlaufende Störungszone der Grund für die Travertinbildung, weil daran aufsteigende Karstwässer die Karbonatfällung gesteuert hatten. Am Fundort Bilzingsleben ist ein

mehrfacher Wechsel zwischen Flussterrassen und Travertinen zu beobachten, die ältesten Travertine lagern dort über elsterzeitlichen Kiessanden und gehören wahrscheinlich der Holstein-Warmzeit an. Insgesamt sind dort sechs solcher Terrassentravertin-Folgen nachweisbar, die jüngsten Travertine sind auch hier im Holozän entstanden. Die größte Bedeutung hat Bilzingsleben durch die Aufdeckung eines Lagerplatzes von Homo erectus (u. a. Schädel und Zähne). Dort wurde eine Fülle von Artefakten gefunden, die auch eine Werkstatt belegen – unter ihnen bis 2,5 m lange Stangen, die vielleicht den durch Thieme (1997) beschriebenen Wurfspeeren von Schöningen entsprechen (umfangreiche Angaben zu Flora, Fauna und Artefakten der Fundstelle bei Mania 2002).

˚ Abb.

72: Muschelkalk im Steinbruch Steudnitz der Firma Dornburg-Zement. Die Schichten des Unteren Muschelkalks heißen jetzt Jena-Formation, der Steinbruch erschließt das Typusprofil. (Foto: Dr. Thomas Voigt, Universität Jena).

Hoppe & Seidel 1974, Seidel 1992, Wagenbreth & Steiner 1990

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Abb. 73: Steinbruch auf dem Großen Seeberg bei Gotha. Sandsteine des Keupers sind hier in einer Grabenstruktur nahe am Südrand des Thüringer Beckens erhalten geblieben (vgl. auch Abb. 69). Dieser Sandstein ist u. a. zum Bau des Erfurter Doms verwendet worden.

Harz, Harzvorland und die weitere Umgebung

■   Halle und Umgebung

Solequellen

Mittlerer Muschelkalk

Oberer Buntsandstein

Quartär

Unterer Muschelkalk

Mittlerer Buntsandstein

Tertiär mit Braunkohlenflöze

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Reilsberg Galgenberge

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Oberer Muschelkalk

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Unterer Buntsandstein

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Zechsteinsedimente mit Steinsalzlager Rotliegend (Sedimente, Permosiles) 0 Porphyr

Burg Giebichenstein

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0,5

Halle le

Geologisches Blockbild von Halle an der Saale und Umgebung (n. Wagenbreth & Steiner 1990, veränd.). Halle ist geologisch von Porphyr geprägt und verdankt seine Bedeutung dem Zechsteinsalz; beides sind permzeitliche Bildungen. Vulkanite und Sedimente grenzen mitten in der Stadt an einer tief reichenden Verwerfung aneinander, die auch für den Aufstieg von Salzwässern verantwortlich ist.

fläche erreicht und so gibt es neben Lavadecken und Ignimbriten (die auf hochexplosive Eruptionen zurückgehen) auch eine Vielzahl von Stöcken und Gängen, die in ihren sedimentären Rahmengesteinen stecken geblieben sind. Bei Halle unterscheidet man auch einen Unteren von einem Oberen Porphyr (Porphyr ist hier die alte Bezeichnung für Gesteine, die wir heute Rhyolithe nennen), die sich durch die Größe ihrer Einsprenglingskristalle unterscheiden: Der Untere Porphyr enthält große Feldspat- und Quarzkristalle (Abb. 75), weil er noch innerhalb der Erdkruste subvulkanisch erstarrt ist, der Obere, an der Oberfläche und damit schneller erstarrte, hat generell kleinere Kristalle. Die Porphyre unterlagen während der Kreide- und Tertiärzeit unter feuchtheißem Klima einer tiefgründigen chemischen Verwitterung, die lokal bis über 60 m hinabreichen kann. Dabei wurden die Feldspäte in Kaolinit umgewandelt, der als wertvoller Porzellanrohstoff abgebaut wurde. Das Erscheinungsbild der Porphyre in der heutigen Landschaft ist aber wesentlich ein Werk der eiszeitlichen Gletscher, welche die Verwitterungsprodukte leicht ausräumen konnten. Übrig geblieben sind Rundhöcker mit Gletscherschrammen, z. B. auf dem Galgenberg und Ochsenberg. Blanke Porphyrwände hat auch die Saale in ihrem Durchbruchstal zwischen Kröllwitz und dem Giebichenstein geschaffen. Weiter nördlich fließt sie dann überwiegend in Sedimenten des Rotliegends, die hier von Süden nach Norden mächtiger werden und schließlich von Zechstein überlagert sind. Die Zechsteinsalze im Untergrund haben in vielfältiger Weise die Landschaft in der weiteren Umgebung von Halle mitgeprägt. Das Flüsschen Salza und der Ort Salzmünde sprechen mit ihren Namen von selbst. Es gibt noch heute dort Seen, die in Subrosionssenken über dem ausgelaugten Untergrund entstanden sind, so der Süße See und der ehemalige Salzige See zwischen Halle und Eisleben. Die Quellen des für sein Goethe-Theater bekannten Bad Lauch-

Saa

˙ Abb. 74:

Das zechsteinzeitliche Salz hat der Stadt ihren Namen gegeben. In Halle steigt Sole, die bereits in der Bronzezeit genutzt wurde, an einer bedeutenden Verwerfung aus einer Tiefe von 600 m auf. Die späteren Salzsieder, die Halloren, sind die Namenspatrone der den Salzburger Mozartkugeln ähnlichen Hallorenkugeln. An der durch den Marktplatz verlaufenden Verwerfung ist der Untergrund im Westen um bis zu 1300 m tief abgesunken. Dort grenzen Zechstein und Buntsandstein mit einer scharf ausgeprägten Störungsfläche unmittelbar an Rhyolithe des Rotliegends, deren Felsen prominente Kuppen im östlich anschließenden Gebiet bilden; zu ihnen gehört u. a. der Giebichenstein mit seiner Burg oder der nahe gelegene Petersberg. Ganz anders sieht es im westlichen Bereich aus, der von den pleistozänen Sedimenten der Saaleaue bestimmt wird, die hier dem älteren Untergrund aus Buntsandstein auflagern (Abb. 74). Aus dieser Gegend stammt der Begriff „Saale-Eiszeit“: Die Ablagerungen der Saale sind in großen Kies- und Sandgruben erschlossen, und auch die umgebende Landschaft ist wesentlich durch die Tätigkeit des Eises geprägt worden. Um die vielen vulkanischen Gesteine einzuordnen, die insgesamt das als „Hallescher Porphyrkomplex“ zusammengefasste Gebiet aufbauen, muss man etwas weiter ausholen. Im Streichen des variskischen Gebirges mit seiner Südwest-Nordost-Richtung haben vom Saarland bis an die Saale die Molassen dieses Gebirges einen großen Trogbereich verfüllt, der unter dem Namen der Saar-Saale-Senke den gesamten Bereich kennzeichnet. Darin sind meist grobkörnige, rot gefärbte Sedimente abgelagert worden. Etwa zur gleichen Zeit war dieses Gebiet auch durch Bruchtektonik bestimmt. Die Brüche dienten den aufsteigenden, meist sauren Schmelzen als Aufstiegsweg und daher sind im Rotliegend entsprechende vulkanische Gesteine häufig (u. a. sind sie aus dem saarpfälzischen Raum und dem Thüringer Wald beschrieben worden). Nicht alle Schmelzen hatten die Ober-

Sa

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Hallescher Porphyrkomplex

1 km

SW Marktplatzverwerfung

Halle und Umgebung

Halle und Umgebung

städts sind dagegen keine Salzquellen, sondern liefern Mineralwasser, das als „Lauchstädter Heilbrunnen“ auch in den Handel kam. Die bedeutendsten fossilen Ablagerungen mit einer entsprechenden Entwicklungsgeschichte sind aber zweifellos die tertiären Braunkohlen des Geiseltals südlich von Halle, die vor allem durch ihre einmalig erhaltenen Fossilien weltberühmt sind. Hier haben sich während des Eozäns in einem besonders tief abgesenkten Bereich teilweise über 100 m mächtige Braunkohlen entwickelt. Die Pflanzen zeigen das entsprechend warme, subtropische Klima dieser Zeit an (u. a. Sequoien und Sumpfzypressen). Zur Fauna gehören neben Fischen, Amphibien, Reptilien und Vögeln auch Säugetiere, die in ehemaligen Senken zu regelrechten Leichenfeldern konzentriert sein können. So kann man diese BraunkohleLagerstätten ebenso gut auch als Fossil-Lagerstätten bezeichnen – die Funde gehen in die Zehntausende. Eine Aufzählung selbst größerer Gruppen würde hier zu weit führen, es soll aber erwähnt werden, dass im Geiseltal auch das von Messel bekannte Urpferdchen Propalaeotherium hassiacum gefunden wurde, dass Buprestiden (Prachtkäfer) mit ihren farbigen Flügeldecken, in Pflanzen Chlorophyll und in Eidechsen rote Blutkörperchen erhalten sind. Das Material aus den von Anfang an sehr systematisch durchgeführten Grabungen, die an große Namen wie Johannes Weigelt oder Hans Gallwitz geknüpft sind, wird im Geiseltal-Museum der Universität in Halle aufbewahrt. Ein großer Saal dort zeigt prachtvolle Exponate, die auch der Öffentlichkeit zugänglich sind. Eine detaillierte Darstellung des eozänen Geiseltals geben Krumbiegel et al. (1983). Außer im Tertiär gibt es im Raum Halle auch im Paläozoikum Kohlevorkommen (Steinkohlen), die einer Halleschen bzw. Südanhaltischen Mulde als Teilbereiche der Saale-Senke angehören. Zeitlich werden die flözführenden Schichten in das Westfalium gestellt und nach Lokalnamen in Grillenberg-, Mansfeld- und die schon ins Stefanium gehörende Wettin-Formation gegliedert, die von den permischen Vulkaniten des Halleschen Porphyrkomplexes (Halle-Formation) überlagert werden. Die Kohlebildung fand auch hier, wie im Saarland und im Thüringer Wald, in Binnensenken statt, und die Ablagerungen folgen diskordant über gefaltetem Grundgebirge. Die Vorkommen bei Löbejühn und Wettin gehören zum Bereich der Hettstedter Gebirgsbrücke und schließen damit auch an das Mansfelder Land an. Verschiedentlich ist in dieser Gegend die ebenfalls ˘

Abb. 76: Im „Tal der Heiligen Reiser“ bei Hettstedt im Mansfelder Land überlagern Fanglomerate des Oberrotliegend feinerkörnige Silt- und Tonsteine des höchsten Oberkarbons. Das Unterrotliegend fehlt hier, sodass man von der „Saalischen Diskordanz“ spricht, anderswo auch von einer „Saalischen Phase“, die Bewegungen zwischen Unter- und Oberrotliegend bezeichnet.

˚ Abb.

75: Porphyr; diese Varietät mit zentimetergroßen Feldspat- und Quarzkristallen ist typisch für den Unteren Porphyr im Raum Halle, der in einem subvulkanischen Milieu entstanden ist.

nach der Saale benannte Saalische Diskordanz zu beobachten, die Bodenbewegungen zwischen Unter- und Oberrotliegend anzeigt. Eine klassische Lokalität ist das Tal der Heiligen Reiser, wo rot gefärbtes Oberkarbon (Siltsteine der Mansfeld-Formation) von Konglomeraten des Oberrotliegend überlagert werden (Abb. 76); das Unterrotliegend fehlt hingegen.

Bachmann et al. 2008, Hoppe & Seidel 1974, Seidel 1995, Wagenbreth & Steiner 1990

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Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland  Schwarzwald  Odenwald  Spessart  Thüringer Wald  Bayerischer Wald,

Oberpfälzer Wald und Böhmerwald  Fichtelgebirge  Münchberger Masse  Erzgebirge  Erzgebirgsvorland  Granulitgebirge  Lausitz

Schwarzwald (Adobe Stock/chbaum)

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Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

D

ie nachfolgend behandelten, wesentlich aus Kristallingesteinen aufgebauten Mittelgebirge gehören zur Mitteldeutschen Kristallinschwelle bzw. zur Saxothuringischen und/oder Moldanubischen Zone (vgl. Abb. 2), die sich als breite Streifen unterschiedlich entstandener Gesteinskomplexe quer durch Deutschland erstrecken. Das Grundgebirge ist meist nur in geringem Ausmaß durch jüngere Deckschichten überlagert.

■   Schwarzwald Die räumliche Abgrenzung ist vor allem am Westrand einfach auszumachen, wo der Oberrheingraben eine scharfe tektonische Grenze bildet, die sich am westlichen Steilabfall morphologisch auch in der Landschaft gut erkennen lässt. In der Gegend von Freiburg bis Lahr ist eine breitere Vorbergzone entwickelt, die durch staffelartig zum Graben hin abtreppende Einzelschollen aus Trias- und Juragesteinen gekennzeichnet ist (Abb. 77). Im Süden markiert der Hochrhein zwischen Waldshut und Säckingen zugleich die Grenze zwischen Schwarzwald-Grundgebirge und Tafeljura. Im Norden grenzt das Rotliegend der KraichgauMulde an das Kristallin, das erst im Odenwald wieder an die Oberfläche kommt, und im Osten geht dieses allmählich und ohne scharfe Grenze in mesozoische Deckschichten über, die dann das Süddeutsche Schichtstufenland aufbauen Wie alle deutschen Mittelgebirge, an deren Aufbau kristalline Gesteinskomplexe Anteil haben, ist auch der Schwarzwald erst seit dem Tertiär zu dem Gebirge geworden, dem wir heute begegnen. Es waren junge Hebungsvorgänge, die hier mit einer großräumigen Aufbeulung der Erdkruste im Bereich des Oberrheingrabens in Zusammenhang stehen (siehe Oberrheingraben, Kapitel „Die große Nord-Süd-Naht“). Die heutige Hochlage hat schon während des Mesozoikums Vorläuferstadien gehabt, als das Gebiet seit dem Ende der variskischen Gebirgsbildung teilweise der Abtragung unterlag. Die Heraushebung erfolgte aber nicht gleichmäßig – sie ist im Süden und im Zentralteil stärker als im Norden, was an der Verbreitung der Gneise zu erkennen ist, die z. T. sehr tief versenkt gewesene Bereiche dokumentieren; der Feldberg (1493 m) als höchste Erhebung gehört dazu. Im Schema der europäischen Varisziden gehört der Schwarzwald bis auf einen ganz kleinen saxothuringischen Bereich im Norden zur Moldanubischen Zone. Dementsprechend sind neben den Gneisen und Glimmerschiefern auch zahlreiche granitische Plutone zu beobachten, die oft unterschiedliche Zusammensetzung haben und zeitlich alle dem Karbon angehören. Aufgrund physikalischer Altersdaten ist aber inzwischen bekannt, dass durchaus nicht alle gleich alt sind.

Bei den Gneisen lassen sich Ortho- und Paragneise unterscheiden, die im Schwarzwald mit Lokalnamen belegt wurden: Paragneise hießen Renchgneise und Orthogneise Schapbachgneise; hinzu kam noch die dritte Gruppe der Kinzigite, die fast schon Migmatitcharakter haben. Manche Gneise sind einst so tief versenkt gewesen, dass es zu einer Aufschmelzung der niedriger schmelzenden, hellen Komponenten Quarz und Feldspat gekommen war. Die dabei entstandenen, oft an Schlieren und kleinräumigen Falten (manchmal bis in den Handstückbereich) erkennbaren Gesteine heißen Migmatite, Diatexite oder Anatexite. Gneis-Anatexite sind im mittleren und südlichen Schwarzwald besonders häufige Gesteine. Insgesamt überwiegen Paragneise, deren Mineralbestand mit Sillimanit, Cordierit und Disthen auf eine Metamorphose unter hohen Drücken verweist. Über das Alter der Ausgangsgesteine ließ sich lange Zeit nur spekulieren. Die Gneise selbst hatte man, wie in den meisten entsprechenden Gebirgen anderswo auch, immer als „uralt“ angesehen, und damit waren sie praktisch pauschal in das Präkambrium gestellt worden. Radiometrische Altersbestimmungen haben dann für die Edukte der Orthogneise im mittleren Schwarzwald gezeigt, dass deren Schmelzen im Kambrium bis Ordovizium eingedrungen waren. Während man in der Folge auch die Vergneisung als kaledonisches Ereignis zu deuten versucht hatte, verhelfen die neueren Arbeiten dem Schwarzwald-Grundgebirge zu einer weiteren Verjüngungskur. Wesentlich daran beteiligt ist die Tatsache, dass man jetzt auch in vielen Gneisen Fossilien gefunden hat. Mit diesen Acritarchen und Chitinozoen ist es erstmals möglich geworden, mit paläontologischen Zeitmarken das Alter der Sedimente, aus denen später die Paragneise entstanden sind, genauer einzugrenzen. Erstaunliches Ergebnis ist, dass die meisten bisher damit ermittelten Sedimentationsalter paläozoisch sind, offenbar mit Schwerpunkten im Ordovizium bis Silur, sodass nun auch die Vergneisung und die Anatexis durchweg als variskische Ereignisse interpretiert werden müssen. Ausgenommen davon bleiben zunächst die relativ monotonen Gneise im mittleren Schwarzwald, die auch Relikte von Hochdruckgesteinen, nämlich Eklogit und Peridotit, enthalten und damit ein besonders tief versenktes Stockwerk anzeigen; in solchen Gneisen hat man präkambrische Acritarchen nachweisen können. Aber schon aus der durch buntere Gesteinstypen gekennzeichneten höheren Einheit sind jetzt paläozoische Acritarchen bekannt geworden. Diese alten Gneise im Zentralschwarzwald bilden den Sockel für alle darauf folgenden Gesteinskomplexe, die dort auch meistens aus Gneisen bestehen. Man muss also Gneise von Gneisen unterscheiden lernen, was meist ausgefeilter Methoden bedarf.

Schwarzwald

Eine stark verkürzte und vereinfachte Darstellung der einzelnen Großeinheiten ergibt folgendes Bild: Der nördlichste Bereich des Schwarzwalds wird landschaftlich von den roten Farben der permzeitlichen Fanglomerate beherrscht, die man u. a. im Murgtal zwischen Gaggenau und Gernsbach und in südwestlicher Richtung bis Baden-Baden verfolgen kann. Diese Schuttmassen des Variskischen Gebirges enthalten die Gneise und Granite des Grundgebirges, aber auch schon Rhyolithe des älteren Perms, die

Tertiär und Quartär

Wildbad

Muschelkalk Buntsandstein

Rhyolithe (Perm)

b e r r h e i n g r a b e n

Rotliegend-Sedimente HORNISGRINDE

Oberkarbon-Sedimente Granite, nicht deformiert Granite, variskisch deformiert Oberdevon u. Unterkarbon Frühvariskische Granitoide, Syntexite des südl. Schwarzwaldes

Offenburg Freudenstadt

Lahr

Haslach Schramberg

Orthogneise u. Mischgneise

Triberg

Paragneise

Waldkirch Freiburg

Lenzkirch

FELDBERG

Badenweiler St. Blasien Kandern

Todtmoos

Schlächtenhaus in

e Rh

Schwarzwald

Baden-Baden

Keuper

˘ Abb. 77:

Geologische Übersichtskarte des Schwarzwalds (n. Walter 1992, veränd.). Den größten Flächenanteil bilden Gneise, die von einer Vielzahl unterschiedlicher Granitplutone intrudiert wurden. Intern gibt es einige deutliche, weiter reichende tektonische Grenzen, zu denen im Norden die zwischen den Nordschwarzwälder Graniten und der Zone von Baden-Baden und im Süden die Zone von Badenweiler-Lenzkirch gehören, die hier an den Zentralschwarzwälder Gneiskomplex grenzt. Der südlich der Zone von Badenweiler-Lenzkirch anschließende Südschwarzwälder Gneiskomplex bildet eine eigene Einheit. An ihn grenzt der aus mesozoischen Sedimentgesteinen aufgebaute Dinkelberg-Block an, in dem diese jüngeren Gesteine infolge der tektonischen Tieflage erhalten sind. Im Westen besteht eine scharfe Grenze zum Oberrheingraben, wobei das frühere Deckgebirge in den Vorbergzonen staffelartig abgesunken ist. Im Osten geht der Schwarzwald allmählich in das Süddeutsche Schichtstufenland über.

Gaggenau

Jura

O

Heute liegen die ehemaligen Hochdruckgesteine meist als Amphibolite vor. In mikroskopischen Studien hat man herausgefunden, dass die Hochdruckgesteine bei ihrem Aufstieg eine retrograde Metamorphose durchlaufen haben, die bis in den Bereich der Grünschieferfazies reichen kann; die ursprünglichen Minerale der Eklogitfazies haben sich unter den geringer werdenden Drücken zu neuen Phasen umgebildet. Aus der Tatsache, dass die ehemaligen Hochdruckgesteine über solchen lagern, die unter wesentlich geringeren Drücken gebildet wurden, muss man auch für manche Areale im Schwarzwald von einer Krustenstapelung in Form von Decken ausgehen. Das Schwarzwälder Grundgebirge wird heute in eine Reihe von großräumigen Gesteinskomplexen unterteilt, die meist durch deutliche tektonische Grenzen voneinander getrennt werden. Von Norden nach Süden unterscheidet man die Baden-Baden-Zone, den Zentralschwarzwälder Gneiskomplex, die Zone von Badenweiler-Lenzkirch und den Südschwarzwälder Gneiskomplex. Jede dieser Zonen scheint eine eigenständige Entwicklung durchlaufen zu haben und im Einzelfall sind sie wohl erst im Verlauf der variskischen Gebirgsbildung zusammengekommen; im Sinne der Plattentektonik kann man sie dann als Terrane auffassen. Obwohl die physikalischen Altersbestimmungen überwiegend „variskische“, d. h. zumeist karbonische Altersdaten erbracht haben, muss gesagt sein, dass das immer nur die letzte Überprägung durch die Metamorphose während der variskischen Gebirgsbildung anzeigt, bei der es auch zu Deckenüberschiebungen und damit zur Krustenstapelung gekommen war. Erst die sehr verlässliche Datierung von Zirkonkristallen macht deutlich, dass die geologische Geschichte des Schwarzwalds doch wesentlich weiter in die Erdgeschichte zurückreicht, nämlich bis ins Präkambrium.

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0

20 km

100

Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

˚ Abb.

78: Battertfelsen bei Baden-Baden. Verkieseltes Konglomerat des Ober-Rotliegend, mit Komponenten aus Quarzporphyr und Granit, das von Klüften durchzogen ist. Beliebte Kletterfelsen (Foto: Dr. Irmgard Siede, rem).

heute noch südwestlich von Baden-Baden als zusammenhängende Felsmassive aufgeschlossen sind. Zu den bekannten dieser Felsen gehören die aus groben Rhyolith- und Granitgeröllen bestehenden Battert-Felsen, die einen durch Hydrothermalwässer verkitteten, erosiv herauspräparierten Härtling bilden –  und einen beliebten Kletterfelsen (Abb. 78). Zusammenfassend werden diese Gesteine einem als Baden-Badener Senke bezeichneten, Südwest-Nordost verlaufenden Trog zugeordnet, der schon im Oberkarbon angelegt wurde. Das Oberkarbon taucht am Südrand dieser Senke in einem schmalen Streifen auch an der Oberfläche auf. Die Versuche im 19. Jahrhundert, mögliche Kohle führende Schichten darin zu erbohren, sind fehlgeschlagen, man hatte aber warmes, salziges Wasser angetroffen und diese Thermalsole hat den Ort Rotenfels zu Bad Rotenfels gemacht, in dem zeitweise reger Kurbetrieb herrschte. Die über 800 m mächtige Trogfüllung überdeckt hier die schon erwähnte Grenze zwischen dem saxothuringischen Anteil im nördlichen Schwarzwald und dem südlich anschließenden Moldanubikum. Das Saxothuringikum hat man hier früher unter dem Begriff „Alte Schiefer“ zusammengefasst und mit entsprechend ausgebildeten Gesteinen in den nördlichen Vogesen verglichen. Es sind Gneise, Amphibolite, Glimmerschiefer, Grünschiefer, Quarzite, geschieferte Grauwacken und Karbonate, die man zu drei unterschiedlichen Gruppen zusammengefasst hat; jede dieser Gruppen hat ihre eigene geologische Geschichte, die auch durch

unterschiedliche Metamorphosebedingungen gekennzeichnet war. Heute sind sie durch tektonische Kontakte voneinander getrennt. Erst vor Kurzem konnten die Ausgangsgesteine anhand von Acritarchen altersmäßig dem oberen Kambrium bis unteren Ordovizium zugeordnet werden. In die Metamorphite ist später der Friesenberg-Granit bei Baden-Baden eingedrungen, ein Biotit-Hornblende-Granit. Alle genannten Gesteinskomplexe einschließlich des jungpaläozoischen Deckgebirges werden heute unter dem Begriff Baden-Baden-Zone zusammengefasst (Kalt et al. 2000). Die Gesteinseinheiten dieser Zone fallen generell nach Süden ein und grenzen dort mit einer Störung an moldanubische Gneise, die bereits dem Zentralschwarzwälder Gneiskomplex zuzuordnen sind. Die ebenfalls nach Süden einfallende Grenzfläche der Störung trennt also hier das Saxothuringikum vom Moldanubikum. Im Murgtal von Gaggenau aufwärts folgt bei Gernsbach der Forbachgranit auf die roten Fanglomerate der Baden-Badener Senke; die Grenze ist lokal als Störung ausgebildet, die das Einsinken des Troges gegenüber dem Grundgebirge anzeigt. An den Talwänden sieht man die Klüfte, die den meist grauen Forbachgranit in verschiedenen Richtungen durchziehen; Verwitterung und Erosion haben danach „Wollsäcke“ aus dem festen Gestein herauspräpariert. Der Forbachgranit ist ein Teil des zum Zentralschwarzwälder Gneiskomplex zusammengefassten Gebiets, in dem noch weitere solche großen Granit-

Schwarzwald

plutone vorkommen. Der Zentralschwarzwälder Gneiskomplex nimmt flächenmäßig den größten Raum im gesamten Schwarzwald ein. Wie schon die Bezeichnung andeutet, ist dieser Bereich von Gneisen dominiert, außerdem sind Migmatite häufig. Durch neuere Arbeiten hat man herausgefunden, dass sich dabei insgesamt drei als „tektonometamorphe Einheiten“ bezeichnete Komplexe unterscheiden lassen, die ihrerseits durch mylonitische Scherzonen voneinander abgegrenzt sind und die ihre jeweils eigene Vorgeschichte haben. Gemeinsam ist aber allen eine letzte metamorphe Überprägung durch hohe Temperaturen und niedrige Drücke, die vor etwa 330 Millionen Jahren in variskischer Zeit erfolgte. Allen drei Einheiten gemeinsam ist eine Vorherrschaft von Gneisen, die aus sandigen Sedimenten hervorgegangen sind; daraus resultieren die streifig aussehenden Paragneise, die das charakteristische und häufigste Gestein im Schwarzwald bilden. Die am weitesten verbreitete Einheit 1 besteht aus solchen Gneisen und Migmatiten, die zusätzlich Relikte von Hochdruckgesteinen enthalten; dazu gehören Linsen von Eklogit sowie verschiedene Peridotite; die Hochdruckgesteine sind meist in Amphibolite umgewandelt. Bemerkenswert ist, dass diese unter besonders hohen Drücken gebildete Einheit heute die höchste Position in der Abfolge der Gesteinskomplexe einnimmt, d. h. sie muss auf die darunter lagernden Gneise, die keine solchen Hochdruckrelikte führen, aufgeschoben sein. Diese Einheit 2 besteht ebenfalls aus Gneis, enthält aber nur selten Migmatite. Ihr Gesteinsspektrum ist vergleichsweise bunt. Neben Paragneisen mit Graphit, Quarzit, Marmor und Kalksilikatgesteinen gibt es darin auch Orthogneise (Haslach, Kinzigtal), deren Vorläuferintrusionen auf 520 Mill. Jahre datiert sind. Zu diesem Alter passt ganz gut, dass man in den Paragneisen ordovizische/silurische Mikrofossilien gefunden hat. Einheit 3 besteht ebenfalls aus Gneisen mit den genannten Hochdruckgesteinen, die darin aber seltener sind als in Einheit 1. Bemerkenswert ist jedoch, dass darin Granulite vorkommen, die nur im Niveau der unteren Erdkruste entstanden sein können. Die Einheit steht vor allem im Gebiet nordwestlich von Haslach an und weitere Vorkommen solcher Gesteine sind aus den mylonitischen Scherzonen bekannt, die zwischen den Einheiten 1 und 2 entwickelt sind. Das alles deutet auf entsprechende tektonische Ereignisse hin, die die Einheiten erst nach ihrer Entstehung miteinander in Kontakt gebracht hatten. Nach den jetzigen Erkenntnissen muss man also im zentralen Schwarzwald von variskischen Deckenüberschiebungen ausgehen, die einen mächtigen Krustenstapel aufgetürmt haben. Die zeitlichen Ereignisse reichen letztendlich weit in das Präkambrium zurück, wenn man die Bildung der ursprünglichen magmatischen Gesteine betrachtet, aus denen die

Sande und ähnliche Sedimente, die ihrerseits die Ausgangsgesteine für die Paragneise geliefert hatten, entstanden sind. Hier bekommt dann die Vorstellung von „uralten“ Ereignissen doch wieder ihren Sinn. Es gibt neue Datierungen an Zirkonkristallen mit der SHRIMPMethode, die magmatische Ereignisse (bei denen die Zirkone entstanden bzw. während einer erneuten Aufheizung weiter gewachsen sind) zwischen 2,9 und 2,5 bzw. 2,0 bis 1,8 Milliarden Jahren, und weitere zwischen 630 und 540 bzw. 490 bis 460 Millionen Jahren belegen; dazu kommt ein weiteres, das allerdings nur in der Einheit 3 mit 399 bis 391 Millionen Jahren nachgewiesen ist. Alle zusammen sind sie dann zwischen 340 und 330 Millionen Jahren, also während der variskischen Gebirgsbildung, noch einmal metamorph überprägt worden (Kalt et al. 2000). Der Zentralschwarzwälder Gneiskomplex ist auch von einigen Granitmassiven geprägt, die vor allem im Norden und im Westen große Flächen einnehmen. Das Nordschwarzwälder Granitmassiv, zu dem u. a. der schon erwähnte Forbachgranit gehört, ist im Norden und Süden von Störungen begrenzt und gelegentlich sind auch die kleineren, einzelnen Plutone tektonisch voneinander getrennt. Man unterscheidet regional Forbach-, Raumünzach-, Bühlertal-, Sprollenhaus-, Wildbad-, Seebach- und OberkirchGranit. Der Oberkirch-Granit, der im Westen von der Randverwerfung des Oberrheingrabens abgeschnitten wird, ist davon nicht nur der größte und älteste (etwa 325 Millionen Jahre, d. h. Grenze Unter-/Oberkarbon), sondern enthält auch mehr basische Komponenten und ist eher als Granodiorit anzusprechen. Allgemein sind die Granite Biotitgranite oder Zweiglimmergranite, die ersteren sind älter. Für den Oberkirch-Granit gilt, was man auch im Triberger Granit herausgefunden hat, dass nämlich die Platznahme der Schmelzen in mehreren Schüben stattgefunden hat. Im Triberger Granit lassen sich 4 verschiedene Granittypen unterscheiden, von denen der jüngste ein besonders heller Granit ist, in dem sogar Zinnstein und beryllführende Pegmatite anzutreffen sind. Eine in vielen der Schwarzwälder Granite beobachtbare Erscheinung sind Einschlüsse des älteren Untergrundes bzw. der Rahmengesteine (meist graue Gneise), die von den Steinbrucharbeitern gelegentlich als „Mäuse“ bezeichnet wurden. Im Süden schließt an den Zentralschwarzwälder Gneiskomplex die Zone von Badenweiler-Lenzkirch an, die sich als verhältnismäßig schmales Band in Ost-West-Richtung zwischen den genannten Ortschaften erstreckt. Hier sind unter anderem auch nicht metamorphe Sedimentserien des Paläozoikums erhalten geblieben. Es sind zunächst grünliche Tonschiefer mit Linsen von Kieselschiefern, die mit Conodonten ins Oberdevon eingestuft wurden. Darauf folgende Schiefer und Grauwacken werden

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Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

von jüngeren Konglomeraten aus vulkanischen Komponenten (Andesite und Rhyolithe) überlagert; diese gesamte, über 1200 m mächtige Abfolge gehört in das Unterkarbon. Im Verband mit dem insgesamt nicht metamorphen Paläozoikum, das die zentralen Bereiche in der Zone von Badenweiler-Lenzkirch einnimmt, stehen mehr randlich ganze Serien metamorpher, stark geschieferter Gesteine, deren Ausgangsgesteine Grauwacken, Sandsteine, Tone und basische Vulkanite waren. Gerölle von Gneis, Quarzit und Rhyolith in den Grauwacken sind infolge tektonischer Bewegungen stark ausgewalzt, die Metamorphose hat die Gesteinskomplexe bereits vor dem Oberdevon bis zur Grünschieferfazies überprägt. Im nördlichen Bereich hat man ordovizische und silurische Mikrofossilien (Chitinozoen) gefunden, die damit ein entsprechendes Alter für die sedimentären Ausgangsgesteine belegen. Der Detritus könnte vom südlichen Rand des Zentralschwarzwälder Gneiskomplexes in das Becken geschüttet worden sein. Man versucht jetzt, die für die Entwicklung des Schwarzwalds eigenständige Zone von Badenweiler-Lenzkirch auch plattentektonisch zu verstehen. Anhaltspunkte bieten dabei die Vulkanite, die man einem Inselbogenmilieu zuordnet, sowie die unterkarbonischen Grauwacken, die einer Flyschphase zugeschrieben werden könnten. Die im nördlich anschließenden Bereich vorkommenden Eklogite weisen auf eine nach Norden abtauchende Subduktionszone hin; im Süden fehlen dagegen Eklogite. Die heutigen Lagerungsverhältnisse sind hochgradig komplex. Die Kontakte zu den Nachbarzonen im Norden und im Süden sind eindeutig tektonisch: Im Norden tauchen die Serien mit steilen Winkeln unter den Zentralschwarzwälder Gneiskomplex ab, die Südgrenze ist durch eine Abschiebung gegen den Südschwarzwälder Gneiskomplex gekennzeichnet. Die Gesteinsserien innerhalb der Zone von Badenweiler-Lenzkirch sind überwiegend steil gestellt und später noch von diversen Schmelzen intrudiert worden. Auch die nicht metamorphen Serien im Südbereich sind durch Tektonik zerschert worden. Zu einer Verschuppung mit vertikalem Versatz kommen Blattverschiebungen, die offenbar schon im Oberkarbon stattgefunden hatten. Die tektonischen Kräfte hatten auch die meisten Granite innerhalb der Zone von Badenweiler-Lenzkirch erfasst. Dazu gehört einmal der im Norden anstehende, mylonitisierte „Randgranit“ (der aber im Wesentlichen ein bunt zusammengesetzter Gneiskomplex ist), zum anderen der Granit von Münsterhalden; beide sind nach ihrer Platznahme geschert worden. Nur der Bärhalde-Granit war nicht mehr von den Bewegungen betroffen, sein oberkarbonisches Alter weist ihn somit auch als „postkinematisch“ aus. In ihm hat sich die Uranerzlagerstätte von

Menzenschwand entwickelt; das gangförmig vorkommende Erz wurde allerdings nur in einem Pilotprojekt kurzfristig gefördert und in Ellweiler in der Pfalz aufbereitet. Das Wasser in dieser Gegend ist durch hohe Radioaktivität gekennzeichnet. Im Ursee-Granit ist übrigens sehr schön zu sehen, wie die Schmelze Schollen der Rahmengesteine in sich aufgenommen hat. Nach den neueren Arbeiten kann man die Zone von Badenweiler-Lenzkirch als Sutur zwischen zwei getrennten, eigenständig entwickelten Krustenblöcken sehen, die erst bei der variskischen Gebirgsbildung aufeinander trafen. Danach sind die Gesteine aber noch zusätzlich horizontal geschert worden, als diese Blöcke seitlich aneinander vorbeiglitten (Hann & Sawatzki 2000). Der im Süden anschließende Südschwarzwälder Gneiskomplex besteht wie sein Äquivalent im Zentralschwarzwald zwar auch großteils aus Gneisen und Graniten, an der Oberfläche überwiegen aber die Granite. Ein entscheidender Unterschied ist hier, dass es keine Eklogite gibt (was für die plattentektonische Rekonstruktion von Bedeutung ist, siehe  oben). Im metamorphen Bereich lassen sich zwei Großeinheiten unterscheiden: eine Gneis-Anatexit-Einheit und eine darüber lagernde komplex zusammengesetzte Einheit aus granitisierten Gneisen mit Amphibolitschollen und wenigen Gabbro-Linsen; die obere wird von jüngeren Granitadern durchzogen, die aber der unterlagernden Einheit fehlen. Daraus haben Hann & Sawatzki (2000) zwingend gefolgert, dass die oben lagernde Einheit, für deren Granitadern praktisch die Zufuhrwege abgeschnitten sind (die Schmelzen können ja nur von unten gekommen sein), die unteren Gneise als Decke überlagert. Die früher nach ihrem Vorkommen als Wehra-Wiesetal-Diatexite beschriebenen Gesteine wurden so zur Wiese-Wehratal-Decke, für die eine Schubweite von 8 km genannt wird. Altersbestimmungen der Deckengesteine (350 Mill. Jahre, Aplitgranitadern 342 Mill. Jahre) bzw. der überfahrenen, als autochthon angesehenen Liegendeinheit (324 Mill. Jahre) zeigen jedenfalls variskische Alter für den Deckentransport an, der zu einer Krustenstapelung auch im südlichen Schwarzwald geführt hat (Abb. 79). Besondere Erwähnung verdienen die wenigen Vorkommen von ultramafischen Gesteinen, die als kleine Schollen in die südschwarzwälder Gneise eingeschuppt sind; sie reichen von dezimetergroßen Xenolithen bis zu 100 m großen Körpern, und manche sind aufgrund ihrer inneren Schichtung als Kumulate anzusprechen. Diese Gesteine bildeten einmal die Basis für einen kleinen Bergbau auf Vitriol und Nickelerze (Todtmoos-Mättle) (Sawatzki 2004). Die Vorkommen liegen bei Horbach-Wittenschwand und in der Nähe von Todtmoos. Sie bilden linsenförmige Scherkörper in den Gneisen, die als Reste einer ozeanischen Kruste aufzufassen sind, die im Unterkarbon im Zusammenhang mit der Subduktion des

Schwarzwald

˘ Abb. 79:

Schematisches Profil zur Deckenüberschiebung im Kristallin des Schwarzwalds: Höher metamorphe Gesteine lagern in Form der Wiese-Wehratal-Decke auf Gneisanatexiten. Nach der Deckenüberschiebung sind in diesen Verband noch Granite eingedrungen, die Schollen der Gneisanatexite als Fremdkörper eingeschlossen haben. In einem abschließenden magmatischen Ereignis sind noch Granitporphyre in Form von Gängen in den gesamten Komplex eingedrungen (nach Hann & Sawatzki 2000).

Südschwarzwälder Gneiskomplexes unter die Zentralschwarzwälder Gneismasse und der nachfolgenden Kollision in ihre heutige Position eingeschuppt wurden. Die im südlichen Schwarzwald großflächig vorkommenden Granite werden einer Reihe von Einzelplutonen zugeordnet, von denen der Malsburg-Pluton zu den größten zählt. Albtal-Granit und der Granit von St. Blasien gehören ebenfalls noch zu den großen Vorkommen, während Schlächtenhaus‑, Blauen-, Lenzkirch-, Steina-, Schluchsee-Granit und die noch kleineren Granite von Säckingen, Hauenstein und Klemmbach zwar die differenzierte Platznahme der Schmelzen anzeigen, aber nur bei genauerem Studium auch eine unterschiedliche Zusammensetzung. So werden im Allgemeinen ältere Biotitgranite (Albtal, St. Blasien) von jüngeren Zweiglimmergraniten unterschieden. Ihre Platznahme gehört zeitlich in den Rahmen der Akkretionsprozesse, die in der Zone von Badenweiler-Lenzkirch nachzuweisen sind. Physikalisch sind Intrusionsalter von 33 bis 325 Millionen Jahren ermittelt worden. Zu den späten magmatischen Ereignissen im Schwarzwald gehört eine Reihe vulkanischer Bildungen des Rotliegends, insbesondere die schon erwähnten Rhyolithe aus dem Baden-Badener Bereich. Im plattentektonischen Kontext werden sie einer auf die Kollision folgenden Dehnungsphase zugeschrieben, bei der die Förderspalten aufrissen. Die Vorkommen zeigen, dass die magmatische Tätigkeit überwiegend mit der Förderung von Tuffen begonnen hat und erst später in Lavaströme überging. Vielfach sind die früher als Quarzporphyr bezeichneten Gesteine Ignimbrite, die z. B. im Münstertal ausgedehnte Decken bilden. Zu den bekannteren Vorkommen gehören auch Hohengeroldseck bei Lahr oder der Kesselberg bei Triberg mit seinen hydrothermal verkieselten Tuffen. In einem größerräumlichen Zusammenhang betrachtet, bilden solche permzeitlichen Vulkanite auch in den Vogesen, im Odenwald, in der Pfalz und am Donnersberg Vorkommen, die sich spekulativ NordSüd verlaufenden Strukturen zuordnen ließen: einer bereits im Jungpaläozoikum angelegten Schwächezone, die im Tertiär dann durch den Oberrheingraben wahrgenommen wurde. Die erwähnten Vulkanite gehören eher zum Deckgebirge, das in manchen Gegenden des Schwarzwalds eigentlich schon mit dem Karbon beginnt. Die

Zone von BadenweilerLenzkirch N

Südschwarzwälder Granit- und Gneismassiv

S

Präg

Granitporphyre

Sedimente

Wiese-Wehratal-Decke

Granite

Südrandkomplex Gneisanatexite Todtmoos

Abschiebung

Vulkanite

Deckengrenze

Trogfüllung der Baden-Badener Senke enthält ja unter dem mächtigen Rotliegend oberkarbonische Anteile (Stefanium mit den früher bei Umweg und Varnhalt gegrabenen Kohlen; diese Orte kennt man heute vor allem durch ihren Wein). Das allgemeine Südwest-Nordost-Streichen solcher Tröge in Deutschland ist auch im Schwarzwald zu beobachten: außer in der Baden-Badener Senke auch im Schramberger Trog (Abb. 80) und in der schmalen Zone von Diersburg-Berghaupten südlich von Offenburg, wo man sogar stark verfaltete Kohlen des Westfaliums abgebaut hat. Auch am Geroldseck bei Lahr gab es ein entsprechendes Vorkommen. Die Vorkommen um Diersburg-Berghaupten erstrecken sich über einen 2,5 km langen Streifen zwischen Gneisanatexiten. Das tektonisch stark gestörte Flöz wurde vom 18. bis zu Beginn des 20. Jahrhunderts abgebaut, die Kohlen wurden aber nur lokal verwendet.

˙ Abb.

0

2 km

80: Rote Fanglomerate des Oberrotliegend im Stadtgebiet von Schramberg.

103

104

Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

˘ Abb. 81:

Klassische Diskordanz bei Heselbach im nördlichen Schwarzwald. Das Grundgebirge aus Gneisen, die hier von steil stehenden granitischen Gängen durchzogen sind, wird von etwas Rotliegend und horizontalen Buntsandstein-Schichten des Deckgebirges überlagert. Das Grundgebirge war bereits zur Perm-Zeit zu einer alten Landoberfläche (Peneplain) eingeebnet worden, die in ganz Südwestdeutschland nachweisbar ist.

0

5 cm

Nach abgeschlossener variskischer Faltung und Metamorphose war der Schwarzwald der Abtragung unterworfen. Es kam zu einer Differenzierung in Hochgebiete (Schwellen) und Sammelbecken (Tröge), wobei die Tröge infolge spätvariskischer Dehnungstektonik aktiv einsanken und die Störungen auch den meist rhyolithischen Schmelzen Wege eröffneten. Diese Differenzierung der permischen Paläo-Landschaft hat auch dazu geführt, dass man lokal die Schichten des Mesozoikums entweder direkt auf dem Grundgebirgskristallin oder auf Perm-Sedimenten antrifft. Eine solche bilderbuchartige Diskordanz ist im Steinbruch von Heselbach im oberen Murgtal zu bewundern, wo auf den zu einer alten Landoberfläche eingeebneten Gneisen mit granitischen Gängen, von kleinen Rotliegend-Resten abgesehen, direkt der Buntsandstein folgt (Abb. 81). Ähnliche Verhältnisse gibt es vielfach im Schwarzwald; sie sind vor allem da zu beobachten, wo die Täler durch den Buntsandstein bis zum Grundgebirge hinab eingetieft sind. Die Diskordanzfläche mar¯ Abb. 82:

Karneoldolomit von Schramberg, Schwarzwald. Der fleischrote Karneol besteht aus SiO2 (ursprünglich Opal, heute meist Quarz), das durch Spuren von Hämatit gefärbt ist. Dazwischen befindet sich Dolomit. Zunächst entstanden Krustenkalke als randnahe Bildung des Zechstein-Meeres, die nachfolgend silifiziert wurden. Oft gemeinsam mit Wurzelhorizonten.

kiert meist auch einen Quellhorizont, an dem die im Buntsandstein versickernden Niederschläge als weiches Grundwasser zutage kommen (Alpirsbach mit seinem Bier ist ein gutes Beispiel). Die Grenze Paläozoikum/Mesozoikum war im Schwarzwald von jeher nicht unproblematisch: Unter dem Buntsandstein ist in den mit RotliegendSchutt (Molassen) gefüllten Trogbereichen der sogenannte Karneoldolomit entwickelt (Abb. 82), der heute als terrestrisches Äquivalent des Zechsteins in diesem Raum angesehen wird: Während das Zechsteinmeer nach Süden maximal bis Heidelberg vorgedrungen war, hatten im eingeebneten Schwarzwaldgebiet aride Verhältnisse zur Bildung von Kalkkrusten geführt, die dann verkieselt und durch Hämatit rot gefärbt wurden. Am Aufstieg zum Schramberger Schlossberg z. B. lassen sich bis zu vier solcher Karneoldolomit-Horizonte zwischen den grobklastischen Ablagerungen beobachten. Im Zusammenhang damit gibt es innerhalb der Schichten auch Hohlraumfüllungen fossiler Wurzeln, sodass man die Karneoldolomit-Horizonte im Wesentlichen als Bodenbildungen ansehen muss (Röper 1980). Der darauf folgende Buntsandstein zeigt ein ähnliches Verteilungsmuster wie im Odenwald; er nimmt im östlichen Schwarzwald größere Gebiete ein und leitet damit auch zum Süddeutschen Schichtstufenland über. Seine Schichten im Schwarzwald sind infolge der relativen Nähe zum Liefergebiet durch grobe Geröllhorizonte gekennzeichnet.

Schwarzwald

˘ Tab.

2: Schichtenfolge der Trias im Schwarzwald und Odenwald (aus Rothe 2009).

System

Schwarzwald-Odenwald

o.

Stubensandstein-Formation km4 10–140 m m.

KREIDE

Gipskeuper-Formation km1 50% Kaolinit Komplexes könnten ähnlich alt sein wie die Intrusion der Ausgangsgesteine für den im zentralen Vorspessart gelegenen Rotgneis-Komplex, und die Glimmerschiefer und Biotitgneise der Schweinheim-For¯ Abb.

102: Goldbacher Orthogneis unterhalb des Pompejanums in Aschaffenburg.

Spessart

mation sind wahrscheinlich die ältesten Gesteine im Spessart, für die proterozoisches Alter vermutet wird. Man muss sich vergegenwärtigen, dass die Sedimente, die heute als Paragesteine im Spessart vorliegen, beträchtliche Mächtigkeiten hatten: Für die Geiselbach-Formation allein werden etwa 2500 m und für die Mömbris-Formation noch einmal 2000 m angegeben, für die Schweinheim-Formation fragliche über 1000 m. Diese Sedimente unterlagen einer variskischen Regionalmetamorphose, die das Stadium der Amphibolitfazies erreicht hatte; dafür wurden etwa 320 Millionen Jahre ermittelt, was der Grenze Unter-/ Oberkarbon entspricht. Dabei wurden Temperaturen von bis zu 650 °C erreicht und Drücke bis zu 7 Kilobar. In den Metamorphiten sind Granat, Staurolith und Sillimanit enthalten. Aus den genannten Werten ergibt sich, dass das Spessartkristallin weniger als 20 km tief versenkt gewesen sein muss. Während der variskischen Gebirgsbildung wurden die Gesteine auch gefaltet und verschuppt. Schöne Falten lassen sich u. a. in den Quarziten auf dem Hahnenkamm-Gipfel beobachten. Auch die spät- bzw. postvariskische Geschichte zeigt gewisse Analogien zum Odenwald; das betrifft zunächst die permischen Vulkanite, die im Spessart aber selten sind. An der Hartkoppe bei Sailauf wird eine solche Intrusion des Rotliegends abgebaut, die eine gut entwickelte säulige Absonderung des Rhyoliths und im Handstück erkennbare Fließtextur zeigt (Abb. 103). Der Name „Hartkoppe“ für die schon weitgehend abgebaute Erhebung im Gelände spricht für sich. Weit besser als im Odenwald sind aber Sedimente des Zechsteins im Spessart entwickelt; sie lagern direkt auf tiefgründig verwittertem Kristallin. Das Rotliegend fehlt oder ist auf kaum gerundete, d. h. nicht weit transportierte brecciöse Ablagerungen beschränkt, weil die Region zur Perm-Zeit eine groß-

räumige Schwelle bildete, die sich auch weiter nach Nordosten über die Rhön bis nach Thüringen verfolgen lässt. Im Ganzen gesehen ist über dem Grundgebirge ein kleinräumiges Relief entwickelt, mit Senken, in denen bis über einen Meter mächtiger Kupferschiefer abgelagert wurde, der an den Kuppen auskeilt. Entsprechend der großräumigen Schwellensituation sind anstelle der im Zechstein üblichen Salinar-Folgen im Spessart Flachwasserkarbonate entwickelt; die Mächtigkeiten erreichen im Gegensatz zum Norddeutschen Zechstein-Becken hier aber nur ein paar Zehnermeter. Die Gesteine spalten meist plattig und sind überwiegend dolomitisiert. Die Transgression hat zunächst das Grundgebirge aufgearbeitet, sodass lokal Konglomerate anzutreffen sind. Bemerkenswert ist ein Bitumengehalt in manchen Karbonaten, den man beim Anschlagen riechen kann (Stinkdolomit im Steinbruch am Gräfenberg bei Feldkahl). Außerdem zeigen die Gesteine gelegentlich eine Kupfervererzung mit Kupferkies und sekundäre Bildungen von Malachit und Azurit (Altenmittlau, Sommerkahl). Neben dieser Vererzung einzelner Schichten gibt es im Spessart auch hydrothermale Gänge, die den nordwestlich verlaufenden Querstörungen folgen; sie sind mit Schwerspat gefüllt und sitzen sowohl dem Grundgebirge als auch dem Deckgebirge auf, müssen also relativ jung sein. Schwerspat wurde im Spessart noch bis 1975 bei Rechtenbach abgebaut; weitere Gruben lagen bei Neuhütten und Heigenbrücken. Bei Bieber wurde früher auch Kobalt aus entsprechenden Gangvererzungen gewonnen. Kupferminerale in Verbindung mit dem Zechstein sind jedoch nicht selten. Besonders auffallend sind aber die Vorkommen großflächiger Malachit-Überzüge auf zerklüfteten Orthogneisen der Grube Wilhelmine bei Sommerkahl (Besucherbergwerk) (Abb. 104). Die Bildung dieser „Tapeten“ ist wahrscheinlich auf eine frühere Überdeckung mit kupferhaltigem Zechstein

˚ Abb. 103:

Steinbruch an der Hartkoppe bei Ober-Sailauf/Spessart. Säulig abgesonderte Rhyolithe des Rotliegends (Foto: Joachim Lorenz, Karlstein am Main).

119

120

Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

¯ Abb. 104:

Tapetenartige Überzüge von Malachit auf dem klüftigen Schöllkrippener Orthogneis. Ehemalige Grube Wilhelmine bei Sommerkahl (Besucherbergwerk).

zurückzuführen; ein Hinweis darauf ist die während des Bergbaus beobachtete abnehmende Vererzung mit der Tiefe. Schon während des Zechsteins selbst kam es zu einer intensiven Verkarstung: Die tief reichenden Spalten und Schlotten, mit rötlich gefärbten Residualtonen gefüllt (z. B. Steinbruch am Gräfenberg bei Feldkahl), sind noch heute sichtbar. Danach transgredierten wieder Flachwasserkarbonate. Später während des Perms geriet der Spessart ein weiteres Mal in den Auftauchbereich, was man an einer weit verbreiteten Caliche (Kalkkrustenboden) erkennen kann. Man kann die fleckenhaft verteilten Zechsteinbildungen auf vielen geologischen Karten verfolgen. Sie lagern praktisch immer horizontal und bilden die Basis für den nachfolgenden Buntsandstein. Dabei muss man beachten, dass nach neuerer stratigraphischer Zuordnung auch der frühere Bröckelschiefer jetzt mit zum Zechstein zählt, weil man noch salinare Bildungen darin erkennen kann. Der Buntsandstein, der wesentlich den Hochspessart aufbaut, hat hier einige seiner (alten) Typuslokalitäten: Heigenbrücken-Sandstein (in der Nähe des Bahnhofs sehr schön aufgeschlossen), RohrbrunnFolge, Gelnhausen-Folge und die in unmittelbarer, südlicher Nachbarschaft (d. h. noch im Odenwald) definierte Miltenberg-Folge. Der „geflammte“ Miltenberger Sandstein wurde unter anderem zum Bau der Frankfurter Paulskirche, des Mannheimer Schlosses und des Senckenberg-Museums verwendet (Abb. 105). Der Buntsandstein erreicht im Spessart ähnliche Mächtigkeiten wie im Odenwald (400 bis 500 m). Der Obere Buntsandstein ist eher sandig ausgebildet, wodurch die landwirtschaftliche Nutzung sehr eingeschränkt ist. Der durch Verwitterung des Buntsandsteins an vielen Orten vorkommende Quarzsand bildete den Rohstoff für die im Spessart früher heimische Glasmacherei, worauf heute noch u. a. der zu Marktheidenfeld gehörende Ort Glasofen hinweist. Spätoligozäne-Miozäne Tone, die in einem Nord-Süd streichenden Graben im Buntsandstein bei Klingenberg vorkommen, wurden noch bis 2011 unter Tage abgebaut. Wegen ihrer außerordentlich hohen Qualität wurden sie u. a. für Bleistifte (Faber-Castell) und Gießformen verwendet und sogar weltweit exportiert, was der Stadt Klingenberg im 19. Jahrhundert zu beträchtlichem Reichtum verhalf. Das Deckgebirge ist in seiner Gesamtheit von junger Bruchtektonik betroffen, die wesentlich mit den Hebungen im Pliozän und Pleistozän in Zusammenhang steht. Es herrschen SE-NW-Richtungen vor, denen auch kleinere Vorkommen tertiärer Basalte ¯ Abb. 105:

„Miltenberger Sandstein“ des Unteren Buntsandsteins. Steinbruch Wassum, Miltenberg.

Thüringer Wald

zu folgen scheinen. Durch die als „schildförmig“ beschriebene Heraushebung hat der Spessart erst seinen heutigen Gebirgscharakter erhalten. Wie alle Buntsandsteingebiete liefert auch der Hochspessart weiches Grundwasser. Die Quellen von Bad Orb stehen zwar im Zechstein unter Buntsandstein, ihre salzigen Wässer können aber kaum den dort anstehenden karbonatischen Gesteinen entstammen, vielmehr müssen sie (wie im Vogelsberg) über weitere Strecken herantransportiert worden sein. Zu den Gesteinen, die im Spessart ihre Typuslokalitäten haben, gehört Spessartit, ein dunkles Ganggestein mit viel Hornblende, oder Hösbachit (nach Wenighösbach), ein Chlorit-Hornblende-Fels; außerdem ist das Mineral Spessartin, ein brauner „Mangantongranat“ (Mn3 A l2(SiO4)3) nach dem Gebirge benannt (Abb. 106). Das äußerst umfangreiche Buch von Lorenz (2010) listet zusätzlich eine Unzahl auch seltenster Minerale auf, die im Spessart vorkommen und in den meis-

˘ Abb. 106:

Der Granat Spessartin ist nach dem Gebirge benannt.

ten Fällen nur mikroskopische Größen erreichen: Dazu gehören auch das nach Bieber benannte Kobaltmineral Bieberit und der 2003 erstmals beschriebene und nach Sailauf benannte Sailaufit aus einer hydrothermal entstandenen Druse im Steinbruch der Hartkoppe, ein Arsenat-Karbonat mit einer endlos langen Formel.

■   Thüringer Wald Der Thüringer Wald erscheint als Nordwest-Südost verlaufendes, lang gestrecktes schmales Gebirge mit mittleren Höhen von einigen Hundert Metern, das sich relativ abrupt aus dem Werratal im Südwesten und dem Thüringer Becken im Nordosten erhebt. Auch die Begrenzung im Nordwesten ist einigermaßen scharf, während der Übergang zum Thüringischen Schiefergebirge im Südosten so kontinuierlich erfolgt, dass ein Nicht-Geologe gar nicht merkt, dass er sich in zwei völlig verschiedenen Strukturen bewegt. Die heutige Erscheinung des Gebirges geht auf die junge Heraushebung dieses vergleichsweise schmalen „Spans“ aus paläozoischen Gesteinen zurück, die schon während des jüngsten Mesozoikums begann und sich in mehreren Phasen bis in das Pleistozän hinein fortgesetzt hat. Der Begrenzung an überwiegend nach Nordwesten streichenden Störungen, die die heutige Morphologie mitbestimmen, steht die interne Struktur der Gesteinszüge gegenüber, die vom variskischen, d. h. Südwest-Nordost-Streichen, bestimmt ist. Diese variskischen Strukturen haben ihre Entsprechung vor allem in der Saar-Nahe-Senke und bilden praktisch das Bindeglied, über das sich vor allem die Trogablagerungen der variskischen Molassen im Streichen nach Nordosten verfolgen lassen; in diesem größeren Rahmen spricht man deshalb von der Saar-Saale-Senke. Die Hebung des Gebirges hat nicht nur Störungen bzw. ganze Störungssysteme hinterlassen, sondern die ursprünglich horizontal lagernden Schichten der Umgebung (Zechstein bis Mesozoikum) auch aufgeschleppt und vielfältig verbogen und zerbrochen. Besonders deutlich ist das am Nordostrand um Ilmenau, wo die Schichtfolgen des Zechsteins zur Zeit Goethes auch Gegenstand von Kupferbergbau waren.

Die variskische Quergliederung erlaubt eine grobe Einteilung in drei Bereiche: Eisenach-Senke, Ruhla-Kristallin und Thüringer-Wald-Senke, der sich im Süden das Schwarzburg-Antiklinorium anschließt (Martens 2003). Sie beginnt im Norden mit der Eisenach-Senke, die mit ihren etwa 500 m mächtigen roten Konglomeraten, Sand- und Siltsteinen der Eisenach-Formation ihren Namen gegeben hat; dazu gehören auch die bunten Konglomerate, die man an der Wartburg (Parkplatz) beobachten kann. In diese klastischen Ablagerungen ist die vom Eisenacher Marienthal zum Parkplatz „Hohe Sonne“ am Rennsteig oft klammartige „Drachenschlucht“ eingeschnitten. Besonders im unteren Abschnitt sind darin Strudellöcher an den Wänden erhalten, außerdem zeigt der manchmal abrupt wechselnde Schluchtverlauf die Beziehung zu einem sich kreuzenden Kluftsystem mit N – Sund SE – NW-Richtungen. Daran schließt sich im Südosten das Grundgebirge des Ruhlaer Kristallins an, ein aus Metamorphiten und Graniten äußerst kompliziert zusammengesetzter Gesteinskomplex, der einen Ausschnitt aus der zum Saxothuringikum gehörenden Mitteldeutschen Kristallinschwelle bildet. Er wird heute in mehrere Gruppen unterteilt, die nach ihren Vorkommen benannt sind: Liebenstein-, Trusetal-, Brotterode- und Ruhla-Gruppe; darüber hinaus gibt es auch schon eine weitergehende Gliederung dieser Gruppen in Formationen (Wunderlich & Zeh 2001). Neuere Untersuchungen deuten auf eine unterschiedliche Herkunft des nördlichen und südlichen Ruhlaer Kristallins: Der nördliche Teil stammt danach aus Avalonia, der südliche dagegen aus Armorica. Dieses mit Provenienzanalysen an Zirkonspektren ermittelte Er-

Thüringer Wald

Hirschmann & Okrusch 1988, 2001, Lorenz 2010, Murawski 1992, Okrusch et al. 2011

121

122

Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

NE ¯ Abb. 107:

Buntsandstein

0

5

10 km

Zechstein

Rotliegend-Sedimente Rotliegend-Vulkanite Granit

Brotterode

Metamorphite

Laudenbach Bairoda Trusetal

gebnis zeigt damit auch eine Zweiteilung der Mitteldeutschen Kristallinschwelän rG e l le an. Danach gehören auch Spesta se sart und Böllsteiner Odenwald zu u Tr Süd-Avalonia. Die Naht zwischen Avalonia und Armorica, die man bisher zwischen Saxothuringikum und Rhenohercynikum positioniert hatte, lag danach innerhalb der Mitteldeutschen Kristallinschwelle (MKS) selbst (Eckelmann et al. 2014). Innerhalb der etwa 1000 m mächtigen LiebensteinGruppe gibt es Paragneise, die zeitlich dem Neoproterozoikum zugeordnet werden und die wohl auch schon präkambrisch deformiert wurden. Die Hauptmasse der Gesteine sind hier aber Orthogneise, für die man obersilurische Intrusionsalter ermittelt hat. Ein besonders auffälliges Gestein ist ein weit verbreiteter flaseriger Augengneis, außerdem zählen Migmatite neben vielen anderen Gesteinstypen zum Inventar der Liebenstein-Gruppe. Trusetal- und Brotterode-Gruppe sind in ihrem Gesteinsspektrum bunter zusammengesetzt; neben metamorphen Grauwacken kommen hier auch Quarzite, Kalksilikatgesteine, Gneise, Graphit und Metabasit-Einlagerungen vor, wobei man eine gleichzeitige Ablagerung der Edukte in verschiedenen Faziesräumen diskutiert. Die Mächtigkeit der BrotterodeGruppe wird mit etwa 1000 m angegeben, die der Trusetal-Gruppe mit 2000 m. Die etwa 2000 m mächtige Ruhla-Gruppe mit Glimmerschiefern, Metabasiten, Quarziten und graphitischen Schiefern hat einen etwas geringeren Metamorphosegrad, enthält aber Einschaltungen von granitischen Rotgneisen, die denen im Spessart entsprechen könnten; sie werden dem Kambrium bis Ordovizium zugeordnet, manche sogar ins Silur gestellt. Die letzte Metamorphose erfolgte wohl in mehreren Phasen während des Mitteldevons und reichte bis ins Unterkarbon, wobei hohe Temperaturen in der Spätphase zu Aufschmelzung und zur Bildung von Diorit- und Granitmagmen geführt hatten. Der lokale Ruhlaer Granit ist an einer bedeutenden Störung aufgedrungen, die zwei unterschiedlich deformierte ältere Bereiche trennt (Abb. 107). ge

SW

Geologisches Blockbild des Thüringer Waldes quer zur Gebirgsrichtung Tabarz (nach Wagenbreth & Steiner 1990). MetaInselsberg morphite und Granit gehören zum Bereich des Ruhlaer Kristallins, das sich nach Nordwesten fortsetzt. Der Granit wird von den Trusetaler Gängen durchschlagen, die während des oberse ten Karbons und im Unterrotliegend Nordwest-Südost verng gä r laufende Spalten gefüllt haben. Im Nordosten grenzen klastische e g La Sedimente und rhyolithische Intrusionen des Rotliegend mit einer Störung an das Kristallin; es sind überwiegend Lagergänge, die schichtparallel in die Sedimente eingedrungen sind. Der oberste Rhyolith baut den Inselsberg mit seinen steilen Hängen auf. Im Südwesten bzw. Nordosten verlaufen die Randstörungen, an denen das Gebirge schollenartig herausgehoben wurde.

Zahlreiche Störungen zwischen den Gesteinskomplexen erschweren zusätzlich die Interpretation des ohnehin schon komplizierten Gesamtbildes. Die einzelnen Gruppen werden heute einer aktiven Plattengrenze zugeordnet, haben ihre Prägung aber in unterschiedlichen geotektonischen Bildungsräumen erfahren. Während der Kollisionsphase der variskischen Gebirgsbildung sind sie seit dem Devon übereinander gestapelt worden. Während der anschließenden Dehnungsphase vom Oberkarbon bis zum unteren Perm sind dann u. a. die vielen vulkanischen Gesteine entstanden, die maßgeblich am Erscheinungsbild des Thüringer Waldes beteiligt sind (siehe unten). Die NW-verlaufende morphologische Begrenzung des Thüringer Waldes durch entsprechende Randstörungen hat geologisch ältere Vorläufer im Bereich des Ruhlaer Kristallins, das hier das höchst komplizierte Grundgebirge bildet. Einer der berühmtesten Aufschlüsse darin ist ein alter Steinbruch am ehemaligen Bahnhof Ruhla, aus dem zwischen 1880 und 1930 Schotter für die Eisenbahn gebrochen wurden. Es sind gefaltete Metamorphite einer heute zur Ruhla-Gruppe gestellten kambrischen Gömigenstein-Formation: Amphibolite, in deren Liegendem Granat-Biotit-Schiefer, die noch von Chlorit- und Glimmerschiefern überlagert sind. Ein weiterer informativer Aufschluss zeigt in einem heute als Geotop ausgewiesenen alten Steinbruch am Ortsrand von Bairoda migmatitische Hornblende-Biotit-Gneise der sogenannten Liebenstein-Gruppe, deren Ausgangsgesteine Granite waren, die an der Wende Silur / Devon entstanden. Um die Sache noch komplizierter zu machen, sind die Migmatite ihrerseits von mitteldevonischem Granit intrudiert worden und der gesamte Grundgebirgskomplex wird mit einer deutlich sichtbaren Diskordanz von Zechsteinkarbonaten überlagert, wie sie in der gesamten Umgebung von Bad Liebenstein anstehen, den Sockel der Burg und das auf halben Wege dorthin gelegene Felsentheater bilden. Physikalische Altersbestimmungen haben ergeben, dass das Ruhlaer Kristallin schon während des Oberkarbons und frühen Perms an Störungen in drei Segmente zerlegt wurde, nämlich eine zentralen Horst, der zu beiden Seiten von

Thüringer Wald

System

Thüringer Wald

258 Ma

Rotterode200 m

251 Ma

PERM 296 Ma

274 Ma

KARBON

DEVON

SILURIUM

ORDOVIZIUM

KAMBRIUM

PRÄKAMBRIUM

˚ Tab.

Konglomerate, u.a. Wartburgkonglomerat Konglomerate, Sandsteine mit Reptilfährten, lokal Porphyre HühnbergDolerit Porphyre/ Konglomerate Saalische Phase (Playa-SeeAblagerungen) Tuffe/Porphyre

Tuffe

TRIAS

Saxonium Ober-Rotliegend

JURA

Formation TambachEisenach300 – 400 m 400 – 600 m

KREIDE

Formation ob. Gehren- Manebach- unt. Goldlauter- ob. Goldlauter- unt. Oberhof- ob. Oberhof300 – 500 m 20 – 180 m 200 – 350 m 200 – 600 m 200 – 600 m 200 – 600 m

TERTIÄR

Thuringium Zechstein

QUARTÄR

Autunium Unter-Rotliegend

Senken begleitet war, die damals auch unterschiedlichen Vertikalbewegungen unterlagen. Entscheidend ist aber, dass die Ausbildung aller drei Segmente, also die Entstehung der Horst-Becken-Situation und der Magmatismus gleichzeitig stattgefunden hatten. Die Segmente sind durch NW-verlaufende Bewegungen gegeneinander verschoben worden und haben damit die spätere Orientierung der Randbrüche bereits vorweggenommen, was vielleicht mit dem im Thüringer Wald allgemein verbreiteten Magmatimus in Verbindung gesehen werden kann (Zeh et al. 2000). Die Granite im Thüringer Wald treten nicht überall zutage, weil sie teilweise durch mächtige Sedimente des Oberkarbons bis Rotliegends, vor allem im Bereich der südlich an das Ruhlaer Kristallin anschließenden Oberhofer Mulde, der dritten Großeinheit, überlagert sind. Die Bezeichnung Thüringer Hauptgranit weist auf die Bedeutung der wahrscheinlich im Unterkarbon aufgedrungenen Plutone hin, die in der Umgebung von Suhl, am Ostrand des Ruhlaer Kristallins und im südlichen Bereich des Schleuse-Horstes flächenhaft verbreitet sind. Dieser Granit hat seine Rahmengesteine vielfach kontaktmetamorph beeinflusst. Im Gesteinsspektrum sind sehr unterschiedliche Varietäten erkennbar, sodass man besser von Granitoiden spricht; in den Spätphasen sind neben hellen, leukokraten Gesteinen auch Aplitgänge entstanden. Die oft tiefgründig verwitterten Gesteine sind tektonisch in ihre heutige Hochlage gehoben worden und bilden im zentralen Gebiet des Gebirges, der Thüringer-WaldSenke, die Unterlage der Rotliegend-Sedimente. Eine Besonderheit bildet der im nördlichen Thüringer Wald in Form eines Nordnordost-Südsüdwest verlaufenden Höhenzuges erkennbare HühnbergDolerit. Es handelt sich um ein gabbroides bis gabbrodioritisches, subvulkanisch gebildetes Gestein mit einer erbohrten Mächtigkeit von etwa 350 m, das in Form eines Lagergangs teilweise annähernd konkordant in Rahmengesteine des Unterrotliegend eingedrungen ist und diese teilweise in Hornfelse umgewandelt hat. Es wird im „Diabaswerk“ Nesselgrund bei Schnellbach in einem riesigen Steinbruch abgebaut und liefert neben qualitativ hochwertigem Schotter auch Steine für den Wasserbau. Infolge der Größe des Intrusionskörpers ist es darin zu einer Insitu-Differenziation gekommen, sodass in verschiedenen Niveaus eine unterschiedliche Gesteinsausbildung beobachtet werden kann. Man vermutet, dass hier ein tiefer Bruch im Gebirge zur Förderung von Mantelmaterial geführt hat. Der Hühnberg-Dolerit gehört zeitlich in die Periode der jüngeren Vulkanite (siehe unten). Nordwestlich vom Hühnberg sind im Trusetal eine Reihe West-Nordwest streichender Gänge im Granit aufgeschlossen, der schöne Wollsackverwitterung zeigt. Diese Trusetaler Gänge sind spätvariskische

Porphyre, u.a. Inselsberg

Konglomerate

Sand- u. Siltsteine z.T. mit Kohlen Porphyre, u.a. Sturmheide, Kickelhahn

3: Schichtenfolge des Perms im Thüringer Wald (aus Rothe 2009).

123

124

Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

Schmalwassergrund

Großer Buchen- Hubenberg stein

Brand Sperrhügel

Hühnberg

Hinterer Mittlerer Vorderer

Tambach

SW Oberes Konglomerat Tambacher Sandstein Unteres Konglomerat HühnbergDiabas/Dolerit Jüngerer Quarzporphyr Sedimente und Tuffe Porphyrit Älterer Quarzporphyr BasisSedimente

NE ˚ Abb. 108:

Über altpaläozoischem Grundgebirge stapeln sich im Tambacher Becken Rhyolithe, die auch die umliegenden Berge aufbauen, gefolgt von Konglomeraten und Sandsteinen der Tambach-Formation mit den berühmten Fossilien. Der Hühnberg-Dolerit (grün) durchschlägt diese Schichtenfolge und bildet einen markanten Bergzug (nach Wagenbreth &  Steiner 1990, verändert).

Bildungen aus dem Rotliegend, die sich scharf von ihrem Nebengestein absetzen. Neben unterschiedlichen magmatischen Gesteinen (Kersantit, Syenitporphyr), die ein komplexes Nacheinander der Intrusionen anzeigen, ist vor allem die Gangfüllung aus Schwerspat zu erwähnen; ihr früherer Abbau macht heute die alten Gangspalten wieder deutlich (vgl. Abb. 107). Die Oberhofer Mulde ist mit einer steilen Nordund einer flachen Südflanke ähnlich asymmetrisch gebaut wie die Saar-Nahe-Senke am Südrand des Rheinischen Schiefergebirges. Ihre Füllung besteht, summarisch als „Permosiles“ bezeichnet (was Oberkarbon und Perm zusammenfasst), im Wesentlichen aus terrestrischen Sedimentfolgen, die vom Stefanium (d. h. oberstem Oberkarbon) bis zum Oberrotliegend reichen und weit über 2000 m mächtig werden können; dies lässt sich mit der spätvariskischen, aktiven Absenkung infolge Dehnungstektonik erklären. Die Schicht- (bzw. jetzt Formations-) Namen sind den lokalen Dörfern entlehnt. Die älteste, neuerdings in drei getrennte Formationen weiter untergliederte Gehren-Formation (Martens 2003) und auch die folgende Manebach-Formation kennzeichnen noch graue Gesteinsfarben; dazu passen auch die kleinen, mit Sandsteinen und Tonsteinen zusammen vorkommenden Kohleflöze darin (an der Busstation Manebach als Naturdenkmal bewahrter Aufschluss mit Pflanzenfossilien), die noch unter einem zeitweise feuchten Klima entstanden sind. Erst die folgende Goldlauter-Formation zeigt dann die rotbunten Farben, die typisch für das Perm sind und die auch weitgehend die Gesteinsfarben im Thüringer Wald dominieren. Innerhalb der Oberhof-Formation ist ein über 1000 m mächtiger Vulkanitkomplex entwickelt, der sich mit Sedimenten randlich verzahnt. Dabei

spielen vielfach lokale Schuttfächer eine Rolle, deren Schüttungen von Konglomeraten bis zu feinen Siltgesteinen reichen. Im höheren Teil war es zur Ausbildung von Playaseen gekommen, deren Sedimente Pflanzenfossilien und Fische enthalten. Die folgenden Schichten der Rotterode- und Tambach-Formation sind in flachen Einzelsenken auf beiden Seiten des erwähnten Vulkankomplexes entwickelt und gehören stratigraphisch bereits zum Oberrotliegend. Die Tambach-Formation (Abb. 108) ist schon seit Längerem weltberühmt durch ihre Tetrapoden-Funde und Insektenbauten (herrliche Exponate sind vor allem im Naturkundemuseum in Gotha ausgestellt). Im Freigelände bei Tambach-Dietharz sind die Gesteine noch heute im Abbau (Steinbrüche am Bromacker). Das jüngste Schichtglied, die Eisenach-Formation, ist nur nördlich des Ruhlaer Kristallins ausgebildet. Da es sich beim Permosiles im Thüringer Wald ausschließlich um terrestrisch abgelagerte Schichtfolgen handelt, ist trotz der streichenden Fortsetzung aus dem Saar-Nahe-Trog eine Parallelisierung noch immer problematisch, weshalb es für beide Gebiete weiterhin eine eigenständige Gliederung gibt. Die vulkanischen Bildungen sind überwiegend rhyolithisch, in der Literatur ist meist von Porphyren die Rede. Es gibt Zeugen eines explosiven Vulkanismus (Tuffe) vor allem im höheren Unterrotliegend. Bei den kompakten Gesteinen lassen sich ältere (in der Gehren-Formation) von jüngeren Rhyolithen (in der Oberhof-Formation) unterscheiden. Aufgrund ihrer Härte und Verwitterungsbeständigkeit bilden sie markante Kuppen in der Landschaft, zu den älteren zählen Sturmheide- und Kickelhahn-Porphyr, die jüngeren bauen Inselsberg, Beerberg, den Großen Finsterberg und den Schneekopf auf, die alle annähernd 1000 m hoch sind; ihre steilen Hänge bekommt man auch beim Wandern deutlich zu spüren. Mesozoische Sedimente sind auf den Höhen des Thüringer Waldes meist nicht mehr erhalten. Im unmittelbar südlich anschließenden, geologisch schon zum Thüringer Schiefergebirge zählenden Gebiet gibt es aber im Bereich des Gebirgskamms kleine Schollen von Zechstein und Buntsandstein, die lokal in tektonischen Gräben erhalten geblieben sind. In den Sandsteinbrüchen von Steinheid südwestlich von Neuhaus am Rennweg wurden die für die Glasindustrie wichtigen Quarzsande (Lauscha, Glasaugen seit 1590) und auch Kaolinit für die Porzellanherstellung gewonnen. Im Übrigen gilt, dass der Thüringer Wald reich ist an armen Lagerstätten. Dazu gehörten u. a. die schon zur Goethezeit nicht rentablen Kupfervererzungen im Zechstein des Randbereichs bei Ilmenau, die Trusetaler Gänge (teilweise mit Schwerspat) und weitere Gangvererzungen, die vielfach den Randstörungen des Gebirges folgen. Solche Flussspat und Schwerspat führenden Gänge enthalten um Schmalkalden

Bayerischer Wald, Oberpfälzer Wald und Böhmerwald

auch Eisenerze, was die Stadt zu einem frühen Zentrum der Kleineisenindustrie gemacht hatte. Auf der anderen Seite des Thüringer Waldes enthalten solche Gänge, vor allem zwischen Ilmenau und Gehren, bedeutende Mengen an Flussspat, der schon zur DDR-Zeit gewonnen wurde und neuerdings im Schobsetal bei Gehren weiter erkundet wird, sodass dort in naher Zukunft vielleicht mit einem erneuten Abbau gerechnet werden kann (Kießling et al. 2007). Junge Ablagerungen gibt es mit Ausnahme von pleistozänem Schutt und ein paar Blockströmen nur

in den Randbereichen des Gebirges, vor allem im parallel dazu verlaufenden Werratal. Die Sand- und Kiesgruben erschließen hier nicht nur die örtlichen Abtragungsprodukte, sondern enthalten auch Gerölle, die aus dem weiter südlich anschließenden Schiefergebirge stammen. Bei der Erschließung von Grundwasser in den Schotterkörpern hat man im Werratal ungewöhnlich mächtige Lockersedimente erbohrt, die sich dadurch erklären lassen, dass sie in Auslaugungssenken des salinaren Zechstein-Untergrundes abgelagert wurden.

■   Bayerischer Wald, Oberpfälzer Wald und Böhmerwald Es dürfte in ganz Deutschland geologisch nur wenige so kompliziert zusammengesetzte Regionen geben wie diese im ostbayerischen Raum aus metamorphen und plutonischen Gesteinen aufgebauten Variskischen Gebirge. Da sie zumeist unter Wald und Wiesen verborgen sind, erschließen sich ihre Gesteine oft nur an Straßenanschnitten, Flussufern, Steinbrüchen oder einzelnen Bergwerken. Sie bilden den südwestlichen Randbereich der großen Böhmischen Masse und gehören großteils zur Moldanubischen Zone (vgl. Abb. 2). Man unterscheidet in diesem Bereich noch eine als Bohemikum bezeichnete Einheit von einem Moldanubikum sensu stricto. Geographisch trennt man u. a. den Oberpfälzer Wald vom vorderen Bayerischen Wald, dem der Böhmerwald als hinterer Bayerischer Wald gegenübergestellt wird; im vorderen Bayerischen Wald unterscheidet man noch Regensburger und Passauer Wald. Letztere erstrecken sich von Nordwesten nach Südosten und entsprechen damit der geologischen Hauptrichtung, die im Südwesten des großen Kristallingebietes der Böhmischen Masse zu beobachten ist; ihr folgt auch die Grenze zu Tschechien. Alles in allem ist es ein sehr altes Gebirge, das heute fast überall seiner Deckschichten beraubt ist. Am Südwestrand begleitet ein Streifen mesozoischer Sedimentgesteine das Grundgebirge, wo man an der grobklastischen Ausbildung des Permomesozoikums noch das nahe gelegene Liefergebiet der Böhmischen Masse erkennen kann (Schröder et al. 1998). Während dieser Streifen, der von Bruchschollentektonik geprägt ist, zusammen mit prominenten, weit reichenden nach Nordwesten streichenden Störungen die Grenze im Südwesten markiert, ist der Übergang in die durch die Grenze zu Tschechien nur künstlich markierten Anteile der Böhmischen Masse fließend und geologisch nicht zu begründen. Man müsste hier eigentlich zunächst eine Beschreibung die-

ses Kerngebiets voranstellen, um die Randbereiche besser zu verstehen. Da das schon aus Platzgründen nicht möglich ist, nur so viel, dass es sich hier um die Innenzone des Variskischen Gebirges handelt. In einer ersten Annäherung kann man sagen, dass das Gebiet im Wesentlichen aus Gneis und Granit besteht, dem klassischen Duo aller variskischen Grundgebirge, und dass es hier kein Deckgebirge gibt, weil die gesamte Region gegenüber ihrer Umgebung herausgehoben und schon seit sehr langer Zeit Abtragungsraum war. Jetzt ist es an tief reichenden, nach Nordwest verlaufenden Bruchlinien gegen die jüngeren, mesozoischen Gesteine im Südwesten scharf abgegrenzt; die Störungen sind als Donau-Randbruch bzw. in dessen nordwestlicher, etwas verspringender Fortsetzung als Fränkische Linie bekannt (Abb. 109).

˘ Abb. 109:

Falte in Schichten des Muschelkalks, die in der Nähe der Fränkischen Linie durch junge Tektonik gebildet wurde. Steinbruch Herlas bei Forstlahm südlich von Kulmbach (Foto: Dr. Peter Puster, Exkursion 2009).

Bayerischer Wald, Oberpfälzer Wald und Böhmerwald

Hoppe & Seidel 1974, Seidel 1995, Martens 2003, Wagenbreth & Steiner 1990

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Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

Im Regensburger Wald sind aus einem Steinbruch bei Völling vor noch nicht langer Zeit Zirkonkristalle eines Gneises mit einer äußerst professionellen Methode datiert worden, die ein Alter von über 3,8 Milliarden Jahren ergeben hat (Gebauer et al. 1989); das sind die ältesten bisher bekannten Gesteinskomponenten Deutschlands, und daraus lassen sich vielfache Folgerungen ableiten. Sie zeigen nämlich, dass zu dieser Zeit bereits eine kontinentale Erdkruste entwickelt war. Diese Kruste muss aber in einem plattentektonischen Kontext gesehen werden, der die in unserer Region heute angetroffenen Gesteine ursprünglich am Nordrand von Gondwanaland beheimatet sieht, von wo sie erst später nach Norden verfrachtet wurden. Zwischen diesen 3,8 Milliarden Jahren und der letzten variskischen Überprägung liegt eine gewaltige Zeitspanne, während der zeitlich nacheinander eine ganze Anzahl von Umbildungsprozessen auf die Gesteine eingewirkt hat. Sie sind mehrfach versenkt worden und wieder aufgestiegen und dabei durch jeweils unterschiedliche Drücke und Temperaturen umgeprägt worden. Das hohe Alter und die Beanspruchung gelten aber nicht zwingend für alle hier diskutierten Gebirgsteile. Auch der räumliche Beanspruchungsplan in diesen Gebirgen scheint sich wiederholt geändert zu haben, wie man an unterschiedlichen, heute übereinander vorkommenden Strukturrichtungen erkennen kann. Daraus wird verständlich, dass man auf großmaßstäblichen geologischen Karten auch den Sachverhalt nur sehr begrenzt darstellen kann; das Gleiche gilt hier für den vorliegenden Text, der nur als Versuch einer groben Übersicht gewertet werden sollte. Bei den Gesteinen überwiegen Paragneise und Glimmerschiefer, deren Ausgangssedimenten man im Allgemeinen jungpräkambrisches bis altpaläozoisches Alter zuordnet. Da man in den Metamorphiten praktisch niemals Fossilien findet, ist man auf die physikalischen Altersbestimmungen angewiesen, die aber wegen der mehrfachen Aufheizung der Gesteine meist wenig verlässlich sind. Einzig im Randbereich der Münchberger Masse, die als dorthin transportiertes Bohemikum gilt (siehe unten und das gleichnamige Kapitel), hat man in Phylliten einmal jungpräkambrische Mikrofossilien (Acritarchen) gefunden. Das andere Ende der Zeitskala ist durch die letzten Metamorphoseereignisse gegeben, die in jungvariskischer Zeit wirksam waren und mit etwa 320 Millionen Jahren angegeben werden können. Anhand der Gesteine lässt sich aber dennoch eine grobe Gliederung durchführen, die zunächst eine Unterscheidung in eine sogenannte „Monotone Gruppe“ und eine „Bunte Gruppe“ gestattet. In den Paragneisen lässt sich nämlich trotz der Metamorphose noch vielfach der ursprüngliche sedimentäre Lagenbau erkennen, der durch Gesteinswechsel zustande kommt. So deuten helle Marmorlagen auf ehemalige Kalkbänke, Kalksilikatgesteine auf Mergel und Graphit-

einlagerungen auf Sedimente, die reich waren an organischen Substanzen. Amphibolite sind dunkle Gesteine, die in den meisten Fällen auf basische Vulkanite zurückgeführt werden können; die geochemischen Analysen gehen hier manchmal so weit, dass man noch deren plattentektonische Zuordnung, etwa zu ehemaligen Riftbecken, versuchen kann. Die Hauptmasse der Ausgangsgesteine für die Paragneise und Glimmerschiefer dürften aber sandige und tonige Sedimente gewesen sein, für die man einen passiven Kontinentalrand bzw. einen Schelfmeerbereich als Ablagerungsraum diskutiert. Aus solchen Gesteinen sind die Gneise der Monotonen Gruppe entstanden, in die nur selten Kalksilikate oder metamorphe Vulkanite eingelagert sind. Die Bunte Gruppe dagegen hat ihre Bezeichnung von einem abwechslungsreicheren Gesteinsspektrum, in dem vermehrt Amphibolite, helle Gneise, Marmor- und Graphitlagen vorkommen, außerdem auch lateritische Bildungen. Man nimmt an, dass deren Ablagerungsraum Riftzonen, Randmeere oder kleinere ozeanische Becken waren. In solchen Bereichen könnten auch die vereinzelt gefundenen Sulfiderze mit Pyrit und Magnetkies als sogenannte SEDEX-Erze entstanden sein, die man bei Bodenmais, Lam und Pfaffenreuth als Eisenerze abgebaut hat. Der 1995 zwischenzeitlich eingestellte Bergbau auf Graphit bei Kropfmühl im Regensburger Wald ist 2012 wieder aufgenommen worden. Manche der metamorphen Gesteinskomplexe sind so tief versenkt gewesen, dass die schon bei niedrigeren Temperaturen schmelzenden Anteile wie der Quarz quasi „ausgeschwitzt“ wurden, sodass sich helle Lagen von dunklen abzusondern begonnen hatten. Die durch das einsetzende Schmelzen beweglicher gewordenen Gesteine sind dabei auch vielfach in kleinere Falten gelegt worden, es entstanden Gneis-Anatexite und Migmatite, wie man sie auch aus dem Schwarzwald kennt. Bisher hat man Belege für Metamorphosen in den Zeitspannen von 480 bis 450 Millionen Jahren, 420 bis 380 Millionen Jahren und 330 bis 320 Millionen Jahren. Es gibt aber in den Gneisen auch Relikte von Granulit und Eklogit-Amphibolit, die noch älteren Metamorphosen in wesentlich tieferen Krustenbereichen zugeordnet werden müssen. Bevor man solche Datierungen zur Verfügung hatte, galten die Gneise im Bayerischen Wald praktisch als präkambrisch. Neuere Forschungsarbeiten haben gezeigt, dass es auch hier eine weit reichende Deckentektonik gibt, die die Kristallingesteinskomplexe übereinander gestapelt hat. Wie im Schwarzwald liegen hier gelegentlich Hochdruckgesteine über solchen, die unter niedrigem Druck gebildet worden sind. Im plattentektonischen Kontext lässt sich das nur verstehen, wenn man diesen Bereich als aus Krustenteilen (Terranen) am Nordrand von Gondwanaland zusammengesetzt interpretiert, mit Subduktionszo-

Bayerischer Wald, Oberpfälzer Wald und Böhmerwald

nen und magmatischen Inselbögen, großräumig erfolgten Aufschmelzungen der Erdkruste und einem Auf und Ab, das einmal als „Fahrstuhltektonik“ bezeichnet wurde (Zulauf & Vejnar 2003); dabei wurden die Gesteinskomplexe in vielfältiger Weise deformiert und unter sehr unterschiedlichen Metamorphosebedingungen umgewandelt. Ihre letzte Prägung, die das heutige Erscheinungsbild im Aufschluss bestimmt, haben sie am Ende der variskischen Gebirgsbildung erfahren. Neben Paragneisen und Glimmerschiefern sind auch alte Orthogneise bekannt. Bei den plutonischen Gesteinen überwiegen Granite bei Weitem, es gibt aber auch Gabbros und Diorite, Gesteine, die im Bayerischen Wald auf relativ kleine, eng begrenzte Vorkommen beschränkt sind. Da ist einmal die als „Gabbro-Amphibolitmasse von Neukirchen bei Hl. Blut“ bezeichnete Einheit, die sich noch weit nach Tschechien hinein erstreckt. Sie bildet den westlichen Randbereich einer heute als Bohemikum vom Moldanubikum abgetrennten Einheit, die eine tief greifende mehrphasige Metamorphose seit dem Präkambrium erfahren hat. Im bayerischen Bereich sind es Amphibolite, die aus Basalten hervorgegangen sind, sowie Gneise. Dieser Bereich ist für Böhmen wichtiger als für Bayern. Auch dort gibt es einen Pfahl (siehe unten), der als Böhmischer Pfahl aber eher Nord-Süd streicht wie die Westgrenze dieses basischen Gesteinskomplexes, die östlich von Furth i. W. durch eine Störung markiert ist. Bedeutender für die Geologie des Bayerischen Waldes im weiteren Sinne sind Grünsteine, die den Begriff Erbendorfer Grünschieferzone geprägt hatten. Die grünen Gesteine sind durch Metamorphose aus Basalten, Gabbros und ultrabasischen Ausgangsgesteinen entstanden, die man sofort mit alter ozeanischer Kruste assoziiert. Sie bilden die Basis eines wesentlich weiter reichenden Gesteinskomplexes, der zwischen Erbendorf und Vohenstrauß entwickelt ist und als Zone von Erbendorf-Vohenstrauß (ZEV) eine bedeutende Rolle in der plattentektonischen Rekonstruktion des Variskischen Gebirges in dieser Gegend spielt. Man sieht sie, ähnlich wie die Münchberger Masse, als einen dem Bohemikum entsprechenden Deckenrest an, der seinen Ursprung in einem südlicher gelegenen, jungpräkambrischen bis altpaläozoischen Ozean mit einer adäquaten Kruste hatte. In der Nähe von Erbendorf liegt bei Windischeschenbach „Deutschland tiefstes Loch“, die Kontinentale Tiefbohrung (KTB) – mittlerweile sogar auf Straßenkarten eingetragen. Den über 80 m hohen Bohrturm, der heute ein weithin sichtbares Zeichen in der Landschaft bildet, hat man stehen lassen und das Bohrloch wird für weitere Untersuchungen offen gehalten (Abb.110). Schon 1987 hatte man eine etwa 4 km tiefe Vorbohrung abgeteuft, die dort steil stehende, gefaltete

monotone Paragneise, Amphibolite und Metabasite angetroffen hat. Die 1990 begonnene und 1994 beendete Hauptbohrung war über 9000 m tief und musste wegen unerwartet hoher Temperaturen (265 °C) schließlich eingestellt werden. Auch die im tieferen Bereich herrschenden Drücke (etwa 3000 Atm.) wurden zum Problem, weil das Bohrloch dadurch „zuwächst“. Man hatte damit den Bereich von bruchhafter zu kriechender Verformung der Erdkruste erreicht. Der Ansatzpunkt bot, nach den geophysikalischen Vorerkundungen zu urteilen, die besten Voraussetzungen zu den wesentlichen wissenschaftlichen Fragestellungen. Nicht nur die Arbeiten im Rahmen der Europäischen Geotraverse (EGT, Blundell et al. 1992) hatten nämlich gezeigt, dass in diesem Bereich die Grenze zwischen Moldanubikum und Saxothuringikum verläuft, die sich als Sutur bis in den Erdmantel verfolgen lässt; sie wird auch als Erbendorf-Linie

˚ Abb. 110:

Bohrturm der Kontinentalen Tiefbohrung bei Windischeschenbach in der Oberpfalz.

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Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

NE

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Friedenfels

Waldeck Erbendorf Alte

5

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Falkenberg

KTB 5

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10

ZEV

10 km

SW

Basalt

Altpaläozoikum (Saxothuringikum)

Oberkreide

Wetzldorf-Einheit

Trias

Erbendorfer Grünschieferzone

Rotliegend und Oberkarbon

ZEV: Metabasiteinheiten

Granit

ZEV: Wechsellagerungen

ZEV: Gneiseinheiten und ungegliedert ZEV: vermutete Erstreckung Erbendorfkörper Störungszonen (sicher, vermutet) Seismische Reflektoren

˚ Abb. 111:

Die komplizierte geologische Situation im Bereich der über 9000 m abgeteuften Kontinentalen Tiefbohrung (KTB) bei Windischeschenbach in der Oberpfalz. In diesem Gebiet grenzen Moldanubikum und Saxothuringikum aneinander. Durchbohrt wurden hauptsächlich steil stehende, gefältelte Gneise und Metabasite, die von zahlreichen Störungszonen durchzogen sind. ZEV = Zone von Erbendorf-Vohenstrauß (nach Hirschmann 1996).

bezeichnet (Abb. 111). Es spricht alles dafür, dass hier das Moldanubikum auf Saxothuringikum deckenartig aufgeschoben ist; im Gelände ist das allerdings nicht zu erkennen. Aus den oben genannten Gründen hat man diese Grenze zwischen den beiden Einheiten jedoch nicht erreicht, sondern ist im Moldanubikum stecken geblieben. Bis in die Endteufe wurden im Wesentlichen zwei Gesteinseinheiten, nämlich Gneise und Metabasite angetroffen, die steil stehen und von vielen Verschiebungsbahnen und zerrütteten Bereichen durchsetzt sind. Dort hat man auch Graphit gefunden und auf Klüften zirkulierende salzhaltige Wässer – das Gestein ist also bei Weitem nicht so dicht wie erwartet, sondern so durchlässig, dass Gase und Lösungen darin zirkulieren können. Solche Erkenntnisse sind auch wichtig für die Erklärung von Erzgängen.

Außer den erwähnten Metamorphiten und Tiefengesteinen gibt es im Bayerischen Wald nur ganz geringfügige Vorkommen paläozoischer Sedimentgesteine: Sie sind in der Nähe von Erbendorf aufgeschlossen und reichen vom Ordovizium bis ins Unterkarbon. Während man die oben erwähnten Gabbros und Diorite aus Mantelschmelzen ableitet, sind die Granite und die mit ihnen verwandten Gesteine überwiegend aus Paragesteinen abzuleiten, die innerhalb der Erdkruste aufgeschmolzen worden sind. Im großen Steinbruch von Rattenberg kann man beobachten, wie die dort anstehenden streifigen Gneise in Augengneise übergehen und wie sie mit faltenähnlichen Schlierenstrukturen, die Migmatite kennzeichnen, den Übergang zur beginnenden Aufschmelzung anzeigen (Abb. 112). Granite und verwandte Gesteine sind auch im Bayerischen Wald zu sehr unterschiedlichen Zeiten aufgedrungen. Die älteren zeigen, wie im Schwarzwald, noch den Einfluss der variskischen Deformation, die jüngeren dagegen sind von den Bewegungen nicht mehr erfasst worden. Im Regensburger Wald hat man unterschiedlich alte „Kristallgranite“ unterschieden, die wegen ihrer großen Kalifeldspäte so heißen; die älteren gehören mit 340 Millionen Jahren zu den ältesten Graniten im Bayerischen Wald. Auch im nördlichen Oberpfälzer Wald sind granitische Gesteine weit verbreitet; sie bilden hier weitgehend eigenständige Plutone, die sich nach Alter und Zusammensetzung geringfügig voneinander unterscheiden, aber alle sind im Wesentlichen im Oberkarbon aufgedrungen. Im Einzelnen lassen sich Leuchtenberg-, Zainhammer, Liebensteiner, Falkenberger, Mitterteicher, Friedenfelser, Steinwald-, Flossenbürg- und Bärnau-Granit unterscheiden, die vier letzten sind sogenannte Leukogranite, die sich durch ihre hellen Farben von normalen Graniten unterscheiden. Die Intrusionsalter liegen etwa zwischen 330 und 280 Millionen Jahren. Im Granit von Flossenbürg, der großflächig unterhalb der Burgruine aufgeschlossen ist, lässt sich sehr schön beobachten, wie das Gestein an den oberflächenparallelen Lagerklüften zwiebelschalenartig aufblättert (Abb.113). In der Nähe des Grenzübergangs Waidhaus liegt das als Hagendorfer Revier bekannte Gebiet, in > 50 % Smektit dem die Spätphase der Kristallisation von Graniten > 50 % Kaolinit in Form von Pegmatiten auch durch den früheren Bergbau gut aufgeschlossen war. Diese Pegmatite, die die umgebenden Gneise durchschlagen, zählen zu den größten Pegmatitstöcken Mitteleuropas. Sie werden als Restschmelzen des Flossenbürger Plutons angesehen. Sie sind schalenförmig aufgebaut und haben einen Kernbereich aus Quarz, wie er im benachbarten Pleystein mitten im Ort einen großen Felsen aus Rauchquarz, Milchquarz und Rosen-

Bayerischer Wald, Oberpfälzer Wald und Böhmerwald

quarz aufbaut. Der Quarz ist von einem Mantel aus Feldspat umgeben (der in Pleystein bereits erodiert ist), in dem die Kalifeldspäte und damit zusammen vorkommende Quarzkristalle metergroß waren. Außerdem sind, der Restkristallisation entsprechend, seltene Elemente angereichert (Phosphor, Lithium, Uran), die z. B. eigene Phosphorminerale aufgebaut hatten und die neben dem Feldspat Gegenstand des Bergbaus waren. Daneben existiert auch eine Reihe verschiedener Erzminerale, die aber wirtschaftlich ohne Bedeutung waren. In der Gegend gibt es außerdem Aplit- und Quarzgänge, die mit ihrer nordwestlichen Streichrichtung an den Pfahl erinnern; sie werden als Nebenpfähle bezeichnet und zeigen eine weiter reichende strukturelle Prägung des gesamten Gebietes während der variskischen Gebirgsbildung an. Der südliche Oberpfälzer Wald und das Naabgebirge östlich von Amberg ist moldanubische Zone, in der die Granite etwas geringeren Raum einnehmen als im Norden; wie fast überall in der Gegend sind sie auch hier in teilweise hochmetamorphe Rahmengesteine, meist Gneise, eingedrungen. Besonderer Beachtung wert sind die Gangmineralisationen im Wölsendorfer Flussspatrevier, südlich von Nabburg, wo noch bis 1987 Abbau betrieben wurde. Die hydrothermal entstandenen Gänge folgen auch hier überwiegend einer Nordwest-Richtung und sind an tektonische Scherzonen gebunden, die auch nach der frühen Gangfüllung noch aktiv waren; dadurch sind auch die mineralisierten Bereiche wieder zerbrochen und nachfolgend verheilt. Zu den Gangmineralen gehören neben Fluss-

spat (Abb. 114) auch Schwerspat, Quarz, Dolomit, Calcit und diverse Erzminerale, darunter Uranminerale, die im Flussspat radioaktive Höfe verursacht haben. Erwähnenswert sind auch Einschlüsse von Zinnober. Die Gangfüllung scheint, in mehreren Schüben, vor allem im Perm erfolgt zu sein. Die spektakulärste Gangfüllung im Bayerischen Wald ist ohne Zweifel der Bayerische Pfahl, der als Quarzgang auf einer Länge von über 150 km in der Landschaft zu verfolgen ist; damit hat auch Bayern seine „Teufelsmauer“. Der Pfahl verläuft völlig geradlinig von Südosten nach Nordwesten und damit

˚ Abb. 112:

Migmatit aus dem Steinbruch von Rattenberg im Bayerischen Wald. Das Gestein zeigt bereits die Trennung von dunklen und hellen Mineralphasen, die den beginnenden Übergang vom festen zum Schmelzzustand andeutet.

¯ Abb. 113:

Flossenbürg, Entlastungsklüfte im Granit unterhalb der Burg.

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Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

¯ Abb. 114:

Flussspat (Fluorit) aus einem Gang im Wölsendorfer Revier. Die tiefblaue Farbe ist durch radioaktive Strahlung bedingt und auf den Urangehalt zurückzuführen.

in einer Richtung, die vielfach an geologischen Strukturen in Deutschland zu beobachten ist, unter anderem auch in den unmittelbar benachbarten tertiären Randbrüchen, die die Kristallingebiete der südwestlichen Böhmischen Masse gegen die Südwestdeutsche Großscholle begrenzen. So läge es nahe, hier an eine junge Tektonik zu denken. Die geologi-

schen Gegebenheiten sprechen indes dagegen, weil es sich beim Pfahl um eine alte, auf den Zeitraum zwischen Oberdevon und Oberkarbon datierte, variskische Scherzone handelt. Das lässt sich u. a. an den Gneisen erkennen, die auf beiden Seiten des Pfahls unterschiedlich ausgebildet sind. Sie wurden durch Blattverschiebungen und vertikalen Versatz geschert und mechanisch zu Brekzien zertrümmert, die in der Folgezeit von Quarzlösungen durchtränkt wurden. Quarzfüllung und Nebengestein sind mehrfach zerbrochen und durch immer neue Quarzlösungen wieder verheilt; man kann das selbst im Handstückbereich noch sehen. Da der Quarz auch ein wesentliches Rohmaterial für die im Bayerischen Wald heimische Glasindustrie ist (z. B. Zwiesel), ist der Pfahl an vielen Stellen bereits abgebaut, sodass man dann eher vor einer vom Menschen verursachten Spalte steht. Die Seitenverschiebungen hatten auch aufreißende Fiederspalten zur Folge, die spitzwinklig zum Hauptpfahl verlaufen und ebenso wie die zerscherten mylonitischen Gesteine, die schieferartig aussehen und deshalb Pfahlschiefer genannt werden, mit Quarzlösungen ausgefüllt wurden. Der auch heute noch vielfach die Landschaft überragende Quarzgang kann bis zu etwa 100 m breit sein (Abb. 115). Das Alter der wahrscheinlich heißen (hydrothermalen) Quarzlösungen ist zunächst einmal spätbzw. postvariskisch. Nachdem man solche Gesteine in anderen Gegenden verschiedentlich als mesozoische Bildungen erkannt hat, könnten sie auch hier entsprechend eingestuft und möglicherweise sogar noch im Tertiär entstanden sein. Auf einer dem Pfahl parallelen Linie zwischen Cham und Amberg ist zwischen Bayerischem und Regensburger Wald die Bodenwöhrer Bucht eingetieft, die randlich Jurasedimente enthält, im Wesentlichen aber von Oberkreide bestimmt wird; es ist ein aus dem Mesozoikum Süddeutschlands in das Grundgebirge hineinreichender Ast. Die Ablagerungen reichen über Amberg hinaus nach Nordwesten und bedecken dort noch weitere Bereiche um Sulzbach-Rosenberg und Auerbach. Die Gegend ist lagerstättenkundlich vor allem durch ihre Eisenerze bekannt, deren Abbau noch bis 1987 erfolgte; das war zugleich das Ende des Eisenerzabbaus in Deutschland. Das Eisen stammte letztlich aus dem Dogger, aus dessen eisenreichen Schichten es gelöst und in karstbedingten Hohlformen im Untergrund durch die Karstwässer neutralisiert und zusammen mit Sanden und Tonen abge¯ Abb. 115:

Bayerischer Pfahl. Die Quarzfüllung einer bis über 150 km langen Gangspalte überragt (hier am Weißenstein) mauerartig die Landschaft.

Fichtelgebirge

setzt wurde. In tertiärzeitlich tektonisch angelegten Rinnen eines Ur-Naab-Systems sind in der Gegend auch miozäne Braunkohlenbecken entstanden, die überwiegend parallel zum Pfahl verlaufen. Heute sind in dem ausgekohlten Revier eine Vielzahl von Seen anzutreffen. Wie alle Mittelgebirge ist auch der Bayerische Wald mit seinen geographisch begründeten Teilgebirgen erst während des jüngeren Tertiärs an Bruchli-

nien herausgehoben und so zum morphologischen Gebirge geworden. Für die Landschaft ist bestimmend, dass auch die alten Gesteinseinheiten der Gneise und große Störungszonen oft in Nordwest-Richtung streichen. Zeugen der jüngsten geologischen Vergangenheit sind eiszeitliche Moränen, die eine Vergletscherung des Raumes andeuten, und Karseen, zu denen Arber- und Rachelsee gehören.

■   Fichtelgebirge Zusammen mit dem Erzgebirge bildet das Fichtelgebirge einen großräumig als Antiklinalzone aufgefassten Bereich des Saxothuringikums, wo im Allgemeinen metamorphe Gesteine überwiegen; entsprechend schwierig ist auch hier die zeitliche Zuordnung der Gesteine. Sie erfolgt meist durch lithologische Vergleiche, für die der Wunsiedeler Marmor eine Schlüsselstellung hat: Es sind regionalmetamorphe Karbonatgesteine, deren Ausgangsmaterial kambrische Archaeocyathidenkalke gewesen zu sein scheinen. In deren hangenden Bereichen, d. h. eher im Randbereich, ist Ordovizium mit Spurenfossilien (Phycodes circinatum) entwickelt. Die insgesamt Südwest-Nordost streichende Sattelzone des Fichtelgebirges zeigt auf den geologischen Karten ein umlaufendes Streichen der Gesteinseinheiten, die von innen nach außen jünger werden; die ältesten Gesteine liegen im Zentrum, das mindestens kambrisches, teilweise wohl auch proterozoisches Alter hat. Es ist eine metamorphe Serie von Phylliten, Glimmerschiefern, Quarziten und Amphiboliten im unteren Teil, die von Marmoren, Phylliten, Glimmerschiefern, Kalksilikatgesteinen, Graphitschiefern und Amphiboliten überlagert werden. Man hat die Gesteinskomplexe zu stratigraphischen Gruppen zusammengefasst und nach Lokalbezeichnungen benannt: Die untere ist die ArzbergSerie, die in eine Alexanderbad-, Wunsiedel- und Warmensteinach-Formation aufgeteilt wird. Entsprechend ihrem Alter haben die Gesteine mehrfache Metamorphosen durchlaufen und sind auch tektonisch in mehreren Phasen beansprucht worden. Von den Marmoren mit ihren gelegentlichen Einlagerungen von Graphit, der den Gesteinen dann ein „marmoriertes“ Gepräge gibt (das auch die kleinräumige Faltung abbildet), einmal abgesehen, sind diese Metamorphite in der Landschaft kaum auffällig. Diese wird vielmehr weitgehend von variskischen Graniten geprägt, die von den tektonischen Ereignissen nicht mehr betroffen wurden. Diese Granite sind so weit verbreitet, dass sie fast die Hälfte der Fläche des Fichtelgebirges einnehmen. Geophysikalische Untersuchungen haben eine Tiefenausdehnung bis 8 km nachgewiesen (Hecht 1998). Nach Altersbestimmungen lassen sich heute ältere (um 326 Mill. Jahre) von jüngeren (305 bis 286 Mill.

Jahre) Graniten unterscheiden, wobei die jüngeren die höchsten Erhebungen bilden (Schneeberg 1053 m, Ochsenkopf 1023 m, Kösseine 939 m, Gr. Waldstein 880 m). Das Fichtelgebirge ist aber nicht nur durch seine vielen Granite bekannt, sondern auch durch das nach der Stadt Marktredwitz benannte Gestein Redwitzit, das eine komplexe Entstehungsgeschichte hat. Es umfasst nach seinem Mineralbestand einen außerordentlich weiten Bereich, der vom Gabbro bis zum Granodiorit reicht: Hier sind Mantelschmelzen differenziert und nachfolgend durch granitische Schmelzen intrudiert und miteinander vermischt worden. Der Redwitzit ist mit 468 Millionen Jahren das älteste Tiefengestein im Fichtelgebirge. Wie überall in den Gebirgen des Saxothuringikums sind auch hier die Plutone von zahlreichen Gängen durchschlagen, die Lamprophyre, Pegmatite und Aplite umfassen sowie im Unterrotliegend Quarzporphyr (Rhyolith), der mit der spätvariskischen Bruchtektonik zusammenhängt. Deren prominentester Ausdruck in dieser Gegend ist die Nordwest-Südost streichende Fränkische Linie, die hier Fichtelgebirgsabbruch heißt und das Grundgebirge gegen die im Westen angrenzende Sedimentscholle verwirft. An dieser weiter reichenden Störung ist das tiefe Grundgebirgsstockwerk um etwa 1000 m herausgehoben worden. Erwähnenswert ist auch das tertiäre Einbruchsbecken von Mitterteich, das sich als streichende Fortsetzung des Eger-Grabens nach Südwesten auffassen lässt. Seine limnische Sedimentfüllung besteht aus oligozän-miozänen Schottern, Sanden und Tonen mit Braunkohlen, außerdem gibt es auch entsprechende Basalte, von denen der Steinbruch im Großen Teichelberg bei Groschlattengrün ein bei Mineraliensammlern beliebter Fundpunkt ist (u. a. Olivinknollen); er ist auch durch seine besonders dicken Basaltsäulen bekannt. Am Parkstein bei Weiden (24 Mill. Jahre) ist ein besonders schöner Säulenfächer ausgebildet. Die Basaltdecke vom Teichelberg (21 Mill. Jahre) überlagert Tone und Braunkohlen. Die Tertiärsedimente im Becken von Mitterteich liegen auf tief verwittertem Grundgebirge, lokal werden entsprechende Tone abgebaut. Entsprechend der vulkano-tektonischen Entwicklung wird die Ge-

Fichtelgebirge

Bayerisches Geologisches Landesamt 1996, Strunz 1975

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132

Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

Bayerisches Geologisches Landesamt 1996, Mielke 1998, Stettner 1960

gend von zahlreichen Störungen in ein kleinräumiges Schollenmosaik zerlegt. Während der jüngeren geologischen Geschichte haben sich die teilweise riesigen Wollsäcke aus verwittertem Kösseine-Granit entwickelt, die das Felsenlabyrinth der Luisenburg bei Wunsiedel (mit Freilichtbühne) zur touristischen Attraktion machen. Innerhalb der altpaläozoischen Gesteinskomplexe der erwähnten Arzberg-Serie ist noch das einst berühmte Speckstein-Vorkommen von der „JohannesZeche“ bei Göpfersgrün zu nennen, wo Steatit ([Mg3 (OH)2Si4O10]) abgebaut wurde, der wahrscheinlich durch Umwandlung von Dolomit unter Beteiligung salinarer Wässer entstanden ist. Früher hat man aus den massiven Partien Hochspannungsisolatoren und Brenner für Acetylenlampen hergestellt, bis 2003 wurde das Material noch für diverse Füllstoffe gewonnen, es soll sogar für die Herstellung von Gummibärchen verwendet worden sein. Zu den Lagerstätten in der Oberpfalz gehören vor allem die bei Hirschau und Schnaittenbach gelege-

nen Kaolin-Vorkommen. Solche Lagerstätten haben die lokale Porzellanindustrie begründet (Arzberg, Rosenthal, Selb u. a.). Der Kaolin ist hier in Arkosen des Mittleren Buntsandsteins entwickelt (Kaolinsand, sodass bei der Gewinnung auch Quarzsand und Feldspat mit anfällt – der Sand ist zum „Monte Kaolino“ aufgeschüttet). Während die Hirschau-Schnaittenbacher Kaoline als buntsandsteinzeitliche Bildungen interpretiert werden, sind andere Vorkommen in der Oberpfalz offenbar später entstanden; dazu gehören auch die Kaolintone im tertiären Mitterteicher Becken und der in situ tief verwitterte Falkenberger Granit bei Tirschenreuth. Die Grenze zwischen Fichtelgebirge und Oberpfälzer Wald und dessen Fortsetzung in den Bayerischen Wald mit seinen Teilregionen ist nirgends besonders deutlich zu ziehen. Geologisch tragen zu dieser Schwierigkeit vor allem die vielen Granitplutone bei, die diesen westlichen Rand des großen böhmischen Kristallinkomplexes kennzeichnen. So wird der Steinwald gelegentlich auch zum Fichtelgebirge gezählt.

■   Münchberger Masse Es gibt viele Namen für dieses Gebiet: Münchberger Gneismasse bzw. Gneismassiv oder Komplex sind vielleicht am besten geeignet, die außerordentlich komplizierte geologische Entstehungsgeschichte zu bezeichnen, die auch eine stark wechselnde Interpretationsgeschichte hat. Erst der jüngste, plattentektonisch argumentierende Erklärungsansatz hat zu einer einigermaßen schlüssigen Deutung geführt, die vor allem auf den Arbeiten des Kollegen Wolfgang Franke beruht. Wenn man am Gipfel des Weißensteins Eklogiten begegnet, also Gesteinen, die unter extrem hohen Druckbedingungen entstanden sind, muss man sich fragen, wo die Hangendgesteine geblieben sind, die diesen Druck erzeugt haben müssen (Abb.116).

Wenn man dann (was die kartierenden Geologen und Mineralogen herausgefunden haben) feststellt, dass unter den Eklogitgesteinen geringer metamorphe Gesteinsserien liegen, die am wenigsten beanspruchten sogar ganz unten, dann kommt man zu der heutigen Deutung, dass hier eine übereinander gestapelte Abfolge von tektonisch weitgehend horizontal bewegten Gesteinskomplexen vorliegt, die ortsfremd lagern und damit an anderer Stelle entstanden sein müssen. Aus lithologischen Vergleichen kommt dafür nur der im Süden gelegene Raum Böhmens in Frage, der bei den Fachleuten als Tepla-Barrandium bezeichnet wird. Die Gesteine sind als Decken über das Fichtelgebirge hinweg nach Norden bewegt und übereinander gestapelt worden; sie haben damit einen Weg von etwa 100 km hinter sich (Abb. 117). Man kann verschiedene Gesteinskomplexe auseinander halten, die in ihrem Metamorphosegrad vom Liegenden zum Hangenden zunehmen. Ihre Kontakte sind allesamt tektonisch. Die plattentektonische Rekonstruktion geht für die Bildung der Gesteine, die jetzt als Phyllite, Amphibolite und Gneise im Gelände verfolgt werden können, von einem jungpräkambrisch angelegten Inselbogen aus, dessen Vulkanite und Sedimente zeitlich bis in das Altpaläozoikum reichen und die mehrfach metamorph überprägt wurden; dabei sind auch Gabbros und granitische Gesteine in die Schichtfolgen eingedrungen. ¯ Abb.

116: Eklogit vom Weißenstein bei Münchberg, ein metamorphes Hochdruckgestein, das wesentlich aus Granat (rot) und Pyroxen (grün) besteht. Im Gegensatz zu Basalt (Dichte um 3,0 g/cm3) hat Eklogit eine höhere Dichte (um 3,5 g/cm3).

Erzgebirge

NW Teuschnitzer Mulde

SE Bergaer Sattel

Münchberger Masse

0

Die Platznahme der Decken erfolgte dagegen erst während der variskischen Gebirgsbildung. Im Sinne der zonierten Anordnung dieses Gebirgssystems liegt die Münchberger Masse als Teil des südlich anschließenden Moldanubikums in der Saxothuringischen Zone. Die Gesteinsfolgen der Umgebung gehören zu einer Einheit, die von Oberfranken über das Vogtland bis nach Mittelsachsen reicht und durch altpaläozoische Schiefer mit klassischer Falten- und Schuppentektonik gekennzeichnet ist. In dieser etwa Südwest-Nordost streichenden Muldenzone sind weiter nordöstlich noch zwei der Münchberger Masse vergleichbare Fremdkörper anzutreffen, die als Frankenberger und Wildenfelser Kristallinkomplexe bezeichnet werden. Auch hier sind Gneise, Amphibolite und Glimmerschiefer entscheidend am Aufbau beteiligt, der Wildenfelser Bereich bei Zwickau ist sogar stark in sich mylonitisiert, was immer auf Bewegungen in einem schon starren Gestein hinweist.

Fichtelgebirge

10

20 km

Granit, Oberkarbon Unterkarbon, Flysch-Fazies, Thüringische Fazies, Bayerische Fazies Älteres Paläozoikum in Thüringischer Fazies, im Fichtelgebirge metamorph Älteres Paläozoikum in Bayerischer Fazies Grünschiefer, Amphibolite Münchberg-Gneise

˚ Abb. 117:

Stark vereinfachtes Profil durch das Grundgebirge Nordost-Bayerns (nach Franke 1989). Wesentlich ist die darin dargestellte Überschiebung der Decken der Münchberger Masse, die aus Südosten über das Fichtelgebirge hinweg transportiert wurden.

Gneise des Tepla-Barrandiums

In Analogie zur Münchberger Masse wird auch für diese Einheiten neuerdings ein Deckentransport favorisiert. Sie bilden damit Klippen, wie man das aus den Alpen (etwa vom Rigi) kennt.

■   Erzgebirge Wenn man sich dem Erzgebirge von Norden her nähert, gewinnt man nicht den Eindruck eines Gebirges. Vielmehr steigt ganz allmählich eine von wenigen Tälern zerschnittene Ebene nach Süden hin auf etwa 1000 m Höhe an. Wäre da nicht die deutsch-tschechische Grenze, würde man ganz im Süden des Erzgebirges über eine Steilkante in den Egergraben „abstürzen“; geologisch lässt sich das Gebirge auch als eine Riftschulter des Egergrabens auffassen. Dieser Erzgebirgsabbruch bildet die Südgrenze. Nördlich vorgelagert ist die Vorerzgebirgssenke mit ihren jetzt aufgegebenen Kohlegruben um Oelsnitz, Zwickau und Chemnitz. Im Westen gehen Erzgebirge und Vogtland unmerklich ineinander über und im Osten bildet das Elbetal eine scharfe Grenze (Abb. 118). Geologisch ist das wesentlich ein altes Gebirge aus Gneis, Glimmerschiefern und Phylliten, die von Graniten durchbrochen werden. Diesem Grundgebirge sitzen ein paar junge Basaltreste mit zum Teil spektakulären Formen auf. Im Kossmat-Schema gehört es mit zum südlichsten Bereich des Saxothuringikums (Abb. 2). Die Landschaft bildet eine Hochfläche, die, wie in praktisch allen unseren Mittelgebirgen seit der Kreide, wesentlich aber im Tertiär geformt wurde. Sie wird nur in einzelnen Fällen durch höhere Kuppen

Erbendorf- Tepla-Barrandium Linie

überragt, die wie Scheibenberg, Pöhlberg, Geisingberg und Bärenstein aus Erosionsresten tertiärzeitlicher Basaltlavaströme herausmodelliert wurden, die Flussablagerungen in alten Tälern bedeckt hatten. Diese Basalte sind oft säulig abgesondert und stehen dann wie Orgelpfeifen in der Landschaft (Abb. 119). Prominentestes Beispiel ist der Scheibenberg, der eine Schlüsselrolle im Neptunistenstreit des 18. Jahrhunderts gespielt hat (A. G. Werner, Goethe). Neben den Lavaströmen gibt es auch Staukuppen wie den spektakulären „Palmwedel“ am Hirtstein bei Satzung, der zu den bekanntesten Geotopen Deutschlands zählt (Abb. 120). Ihr tertiäres Alter weist sie, zusammen mit den unterlagernden limnischen Sedimenten, als Dokumente der jüngeren Erdgeschichte in diesem Raum aus. Infolge der pultschollenartigen Heraushebung während des Tertiärs, bei dem auch der Egergraben einsank, sind im Erzgebirge als Teil des Saxothuringikums vor allem tiefere Stockwerke der Erdkruste erschlossen. Darunter lassen sich ortsfeste von mobilen Zonen unterscheiden, die ersteren unbewegt über stabilem cadomischem Basement (Lausitz-Block), die anderen bilden Bereiche, in denen während der variskischen Gebirgsbildung mehrfach ältere auf jüngere Gesteinseinheiten geschoben wurden, und höher metamorphe auf geringer bean-

Erzgebirge

Bayerisches Geologisches Landesamt 1996, Behr 1982, Franke 1984, Franke et al. 1992

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134

Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland Dö

Tertiär- u. Quartär-Vulkanite Tertiär- u. Quartär-Sedimente

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Dresden E l b ck

Zwickau E

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Annaberg Buchholz

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Zöblitz

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Scheibenberg

Eibenstock

Oberwiesenthal Jáchymov SW

118: Geologische Übersichtskarte des Erzgebirges (nach Beeger & Quellmalz 1994, erweitert und ergänzt nach Geologische Übersichtskarte des Freistaates Sachsen 1 : 400 000, 3. Aufl. 1994). Das als Südwest-Nordost streichende Antiklinalstruktur interpretierte Gebirge besteht wesentlich aus einem Kern mit alten Gneisen, die im Nordosten vorherrschen, weil dort die stärkste Heraushebung erfolgt ist. An den Rändern gehen die Gneise zunehmend in geringer metamorphe Serien des Altpaläozoikums über. In die Metamorphite sind großräumig granitische Schmelzen eingedrungen, die Plutone, aber auch gangförmige Intrusionskörper gebildet haben; die älteren sind noch von

˘ Abb. 119:

Basaltsäulen („Orgelpfeifen“) am Scheibenberg/Erzgebirge. Der Basalt überlagert hier als Erosionsrest einer Lavadecke fluviatile Tertiärsedimente (heute nicht mehr aufgeschlossen). Der Aufschluss spielte im 18. Jahrhundert eine wesentliche Rolle im Streit um die Entstehung von Basalt.

Pirna

e

Altenberg

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Pöhlberg

˚ Abb.

n

Geisingberg

Marienberg

Kirchberg

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Glashütte

Flöha Chemnitz Be es

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Freiberg

Kreide Rotliegend

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10

20

30 km

n Höheres Ordovizium bis Unterdevon Tieferes Ordovizium

Granitoide (meist Granite) postkinematisch

Kambrium Granitoide (z.T. Orthogneise) prä- u. synkinematisch

Karbon

Serpentinit, Gabbro

Devon

Präkambrium (überwiegend Paragneise)

der variskischen Tektonik betroffen. An tief reichenden Querstörungen sind u. a. auch Gabbros und Granulite entwickelt – die Gabbros sind später in Serpentinite umgewandelt worden (Zone von Flöha, Zöblitz). In Randbecken (Erzgebirgisches und Döhlener Becken) sind die Abtragungsprodukte des Variskischen Gebirges (Karbon, Rotliegend) abgelagert. Nach einer langen Abtragungszeit wurden im Tertiär Basalte gefördert (Scheibenberg, Pöhlberg, Geisingberg), die Entsprechungen im südlich anschließenden Eger-Graben haben, wo die vulkanischen Aktivitäten bis in die jüngste Zeit andauern. Im Nordosten geht das Erzgebirge mit dem Elbtalschiefergebirge schließlich in die Kreidesenke der Elbezone über.

Erzgebirge

¯ Abb.

120: Fächerförmig angeordnete Abkühlungsklüfte eines kleinen Lavadoms. Basaltische Staukuppe am Hirtstein bei Satzung. Der „Palmwedel“ ist eines der schönsten Geotope Deutschlands (Foto: Dr. Peter Puster, Exkursion 2015).

spruchte; dabei entstand ein Krustenstapel, der nur schwer zu rekonstruieren ist. Geholfen haben dabei die inzwischen zahlreichen physikalischen Altersbestimmungen, geochemische Analysen und nicht zuletzt die Erkenntnisse aus der Plattentektonik. Eine neue, ganz ungewöhnliche Interpretation hat sogar Subduktion von kontinentaler Kruste wahrscheinlich gemacht, was allen bisherigen Gesetzen zu widersprechen scheint (Mingram 1998, Kroner et al. 2007, 2015). Von allen Kristallingebieten Deutschlands ist das Erzgebirge wahrscheinlich das interessanteste  und gleichzeitig das komplizierteste, wenn es darum geht, seine Geologie wenigstens einigermaßen verständlich zu erklären. Nur hier ist bisher auch das Hochdruckmineral Coesit gefunden worden, das wir sonst nur von Meteoriteneinschlägen kennen (z. B. vom Nördlinger Ries). Noch sensationeller sind die an der Saidenbach-Talsperre entdeckten Diamanten, die als Einschlüsse in Granat- oder Zirkonkristallen vorkommen und nur bis zu 30 Mikrometer groß sind (Massonne 1998). Beide Minerale deuten an, dass die Gesteine, in denen sie gefunden wurden, aus Tiefen von etwa 150 km an die Erdoberfläche gelangt waren. Dafür gibt es den Begriff Ultra-Hochdruck-Gesteine (Ultra-High-Pressure-/UHP-rocks), wie sie 1984 erstmals aus den Italienischen Westalpen beschrieben wurden, inzwischen aber weltweit bekannt sind.

Die Gesteine müssen sehr schnell nach oben gelangt sein, weil sich Coesit sonst in Quarz, und Diamanten in Graphit, d. h. aus der jeweiligen Hochdruckphase in die Niederdruckphase, umgewandelt hätten (Coesit ist eine besonders dichte Varietät von SiO2, die nur unter sehr hohem Druck existiert). Die Aufstiegsgeschwindigkeit lag dementsprechend in einer Größenordnung von Zentimetern pro Jahr (Massonne 1998, Massonne et al. 2007). Das Grundgebirge wird wesentlich von Gneisen geprägt, die wir fast immer als uralte Gesteine anzusehen gewohnt sind. Nach ihren Ausgangsgesteinen unterscheidet man die aus Sedimenten hervorgegangenen Paragneise von den aus Magmatiten entstandenen Orthogneisen. Auch deren Bildung erfordert hohe Drücke. Neben der petrographischen Eigenart ist vor allem das Alter der Gesteinskomplexe von Bedeutung für deren Interpretation. In Gneisen und vielen anderen metamorphen Gesteinen sind Fossilien fast immer vollständig zerstört, sodass man bei deren Altersbestimmung auf physikalische Methoden zurückgreifen muss. Hier hat sich in den vergangenen Jahren vor allem die Datierung von Zirkonkristallen bewährt, weil nur diese die Beanspruchung durch hohen Druck und hohe Temperaturen, wie sie bei Gebirgsbildungsprozessen bzw. Metamorphose auftreten, unbeschadet überstehen. Diese Zirkonkristalle sind allerdings nichts für Minerali-

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Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

˙ Abb. 121:

Kalk im Erzgebirge. Untertage-Abbau von Metakarbonaten, die wahrscheinlich aus Kalken des Kambriums entstanden sind (Firma Geomin, Hermsdorf im Osterzgebirge).

ensammler, weil sie meist nur wenige Mikrometer groß sind. Vereinfacht gesagt, besteht das Erzgebirge im Wesentlichen aus unterschiedlichen Gneisen und unterschiedlichen Graniten, die großräumige Strukturen unterschiedlicher Ausprägung aufbauen. Man spricht insgesamt von einer Antiklinalstruktur, im Zusammenhang mit dem benachbarten Fichtelgebirge von der Fichtelgebirgs-Erzgebirgs-Antiklinalstruktur, deren Verlauf von SW nach NE als „Erzgebirgisches Streichen“ bekannt ist; diese Bezeichnung war dann früher auf alle Variskischen Gebirge Deutschlands übertragen worden, die einen entsprechenden Verlauf hatten. Sie wird auch von Querstrukturen durchzogen, die im Zusammenhang mit tiefen Brüchen stehen, in denen mit Serpentiniten und Granuliten auch andere besondere Gesteine vorkommen. Die prominentesten dieser Strukturen sind die Flöha-Zone und die das Gebirge im Osten begrenzende Elbtalzone, aber auch sonst durchziehen SENW- streichende Bruchlinien vielfach das Gebirge (vgl. Karte Abb. 118). In der großräumigen Betrachtung wird deutlich, dass das Grundgebirge im Verlauf von SW nach NE im NE stärker herausgehoben ist, sodass man im NE-Bereich die am tiefsten versenkten Gesteinskomplexe antrifft. Geographisch werden West- und Osterzgebirge unterschieden, die durch die Flöha-Zone voneinander getrennt sind. Die Gneiskomplexe erscheinen als Kuppeln, die von Glimmerschiefern und Phylliten, also geringer metamorphen Einheiten umgeben sind. Daraus resultiert das Bild übereinander liegender Zwiebelschalen. Die unterschiedlich stark metamorphisierten Gesteine legen unterschiedliche Versenkungstiefen nahe. Wenn man diese Gegebenheiten weiter spinnt, müsste man irgendwo auch auf die nicht metamorphen Ausgangsgesteine treffen – und die hat man in jüngerer Zeit dann auch tatsächlich gefun-

den. Der Schlüssel dazu waren geochemische Methoden, mit denen man anhand der Spurenelementverteilung herausgefunden hat, dass die paläontologisch gut datierten Sedimentfolgen aus dem Schwarzburger Sattel im Thüringischen Schiefergebirge vollständig den metamorphen Gesteinsfolgen im westlichen Erzgebirge entsprechen (Tichomirowa 2003). Sie sind also in östlicher Richtung subduziert und dabei immer stärker metamorph verdichtet geworden. Damit sind nun auch die früher oft summarisch als präkambrisch angesehenen Gneise erheblich jünger geworden. Der Freiberger Geologe Ulrich Sebastian hat das in einem äußerst detaillierten Buch zum Erzgebirge anschaulich dargestellt (Sebastian 2013). In der geologischen Übersichtskarte (Abb. 118) sind nur die petrographisch unterschiedlichen Bereiche dargestellt, die wesentlich aus Gneisen, Glimmerschiefern und Phylliten bestehen, die ihrerseits von unterschiedlichen Graniten durchbrochen wurden. Diese Granite sind, entsprechend den Verhältnissen in allen anderen Kristallingebieten Deutschlands, meist klar auf die variskische Gebirgsbildung zurück zu führen. Bei den Gneisen wurden im Erzgebirge schon im 19. Jahrhundert Grau- und Rotgneise unterschieden, wobei die Graugneise bisher immer als Paragneise gedeutet wurden und die Rotgneise als Orthogneise. Diese Deutung scheint sich trotz zwischenzeitlich geäußerter Zweifel heute wieder annähernd zu bestätigen. Nach den neueren Datierungen zeigen die Graugneise 2 Maxima (575 bzw. 540 Ma), die Ausgangsgesteine der älteren waren cadomische Granodiorite, die der jüngeren dagegen vor allem Grauwacken. Die Rotgneise werden mit 480 Ma dagegen auf ordovizische Granite bzw Rhyolithe zurückgeführt. So lassen sich einigermaßen verlässlich cadomische von ordovizischen Gneisen unterscheiden. Die Gneise bilden im räumlichen Bild große Kuppeln um Freiberg und um Reitzenhain und Katharinaberg, deren mit dem Kompass messbare Strukturen das zeigen, was wir „umlaufendes Streichen“ nennen. Die Gneise im Kern dieser Kuppeln sind von zunehmend geringer metamorphen Gesteinen, Glimmerschiefern und schließlich Phylliten, umgeben, aber diese Hüllen bedeuten nicht, dass die unterschiedlichen Gesteine der Kuppel auch das gleiche Entstehungsalter haben. In die geringer metamorphen Gesteine sind lokal auch größere Karbonatkomplexe eingeschaltet, die bei Hermsdorf, Hammerunterwiesenthal und Lengefeld unter Tage abgebaut wurden; seit 2016 ist auch dieser Bergbau Geschichte. Diese Kalk- und Dolomitmarmore waren wahrscheinlich einmal kambroordovizische Flachwasserbildungen (Abb. 121, 122). Dass Marmor im Erzgebirge schon seit dem 16. Jahrhundert abgebaut wurde, zeigt auch die wirtschaftliche Bedeutung in einem Gebiet, in dem es sonst keine derartigen Stoffe gab. Ab 1880 bzw. 1925 war man dabei sogar zum Tiefbau übergegangen.

Erzgebirge

˘ Abb.

122: Historische Kalköfen am Kalkwerk Lengefeld, heute Museum (Wikimedia Commons/Kora27).

Im Westerzgebirge sind um Kirchberg und Eibenstock große, scheinbar eigenständige Granitplutone entwickelt (vgl. Karte Abb. 118). Nach gravimetrischen Untersuchungen wird aber ein allen erzgebirgischen Graniten gemeinsamer Pluton diskutiert, in dem diese großen Gesteinskörper im Untergrund miteinander verbunden wären. Dem stehen aber Befunde in den Erzdistrikten gegenüber, die für das Ost-, Mittel- und Westerzgebirge jeweils eigene Teilplutone wahrscheinlich machen (Förster et al. 1998). Auch bei den Graniten wurden bezüglich der Altersstellung ältere und jüngere unterschieden, die mit Kürzeln als Older Igneous Complex (OIC) und Younger Igneous Complex (YIC) bezeichnet wurden. Nach neueren Datierungen besteht aber offenbar kein großer Altersunterschied zwischen diesen Gruppen, die alle zwischen 327 und 318 Ma intrudierten. Die entsprechende Unterscheidung in weniger differenzierten Gebirgsgranit und höher differenzierten, besonders sauren Erzgebirgsgraniten spiegelt sich auch darin, dass die Letzteren die Metallträger sind, in denen die Zinn- und Wolframerze gefunden werden (Abb. 123). Heute werden die Granite nach geochemischen Gesichtspunkten noch wesentlich weiter unterteilt. Die Granite im Osterzgebirge, die sich nach Tschechien hinein fortsetzen, sind ihrerseits wieder von granitischen Gängen durchzogen, die sich mit besonders großen Kalifeldspäten deutlich von ihren Wirtsgesteinen unterscheiden (schöne Aufschlüsse gibt es zum Beispiel in und um Frauenstein, wo sie Teil eines weit verfolgbaren N-streichenden Ganges bilden, der im Zusammenhang mit der TharandterWald-Caldera steht, siehe unten). Die Gneise um Freiberg werden von etwa 1000 (!) erzführenden Gängen durchörtert, deren Silberführung den Bergbau jahrhundertelang geprägt hatten. Das Alter der erzbildenden Prozesse wurde früher immer in Verbindung mit der variskischen Gebirgsbildung gesehen, nach neueren Datierungen hat sich das aber nicht bestätigt: Sie sind – wie auch die vielen ähnlichen Ganggesteine in unseren anderen Mittelgebirge – wesentlich jünger (siehe unten). Auch die Streichrichtung der Gänge weicht mit einem weitgehenden N-S-Verlauf erheblich von den variskischen Richtungen ab. Solche Gänge setzen sich öffnende Spalten voraus, die mit Dehnungsprozessen in Verbindung stehen, wie sie erst nach Ende der Vvariskischen Gebirgsbildung wirksam werden konnten. Neben einer nun weitgehend gesicherten Deckentektonik, die zum Krustenstapel Erzgebirge geführt hatte, sind auch Bruchstrukturen von Bedeutung, die das Erzgebirge in SE-NW-Richtung durchziehen. Die bedeutendste ist dabei die Flöha-Zone (Abb. 118), die im Streichen eine auffallende Parallele zur Elb-

˙ Abb. 123:

Granitklippen der Greifensteine bei Ehrenfriedersdorf im Erzgebirge. Der Granit gehört zu den fluor- und phosphorreichen Lithiumglimmergraniten, die auch als Erzgebirgsgranite bezeichnet werden; in solchen Graniten sind die Zinnerze zu finden (Fotos: Arndt von Tucher, Exkursion 2002).

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Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

talzone bildet. Es gibt auch eine Vielzahl weiterer Bruchlinien mit entsprechendem Verlauf, denen später die Flussläufe gefolgt sind. Die Gesteine in der Flöha-Zone sind insofern von Bedeutung, als sie auf besonders hohe Drücke während ihrer Bildung hindeuten: Es gibt Eklogite, die als Schollen in Muskovitgneisen vorkommen, Granulite und in Serpentinite ungewandelte Peridotite, die ihren Ursprung im Erdmantel haben müssen. Außerdem gehen dort Gneise stellenweise in Migmatite über, was sie in den Grenzbereich zur Aufschmelzung gebracht hatte. Die Deutung der Flöha-Zone ist extrem kompliziert und weiterhin durch Hypothesen bestimmt. In einem entsprechenden DEKORP-Profil zeigt sich ein deckenartiges Abtauchen eines Reflektors nach NE, und im Inneren fallen die Strukturen zum Zentrum hin ein, sodass sich eine Art Flöha-Synkline abzeichnet. Im vertikalen Aufbau existiert hier eine Deckengrenze zwischen cadomischen Gneisen und den durch Eklogite und Granulite gekennzeichneten Hochdruckdecken im Hangenden; beide sind durch eine Scherzone getrennt, wie sie auch für die weitere Umgebung wahrscheinlich ist. Das interessanteste Gestein der Flöha-Zone ist der aus granatführenden Peridotiten entstandene Serpentinit, der bei Zöblitz als mechanisch gut bearbeitbarer Rohstoff für Dekorationssteine gewonnen wurde. Er fand auch Verwendung im Kunstgewerbe (Balustraden im Foyer der Semperoper und goldgefasste Gefäße, die im Grünen Gewölbe in Dresden zu sehen sind; dazu gibt es in Zöblitz auch ein kleines Museum). Heute wird das Gestein aber nur noch zur Schottergewinnung abgebaut.

Erze im Erzgebirge Das Gebirge hat seinen Taufnamen nicht ohne Grund. Im Gegensatz zu früheren Deutungsversuchen, die alle Erze immer in einen Zusammmenhang mit den Graniten brachten, geht die Erzbildung aber auf sehr unterschiedliche geologische Prozesse zurück. Bedeutend waren anfangs vor allem gediegenes Silber und die Silbererze, die in Gängen vorkommen, und zwar überwiegend in deren obersten Bereichen, wo sie relativ leicht gewonnen werden konnten. Mit zunehmender Teufe nimmt der Silbergehalt ab. Der Bergbau begann schon im Jahr 1186, zunächst sogar mitten in Freiberg, und hat in den folgenden Jahrhunderten zu einer ganzen Reihe von weiteren Stadtgründungen geführt, die an der heute als Silberstraße ausgezeichneten Route liegen (Schneeberg, Annaberg-Buchholz, Marienberg u. a.). In deren Umgebung sind die alten Halden in der Landschaft meist noch heute zu sehen. Während man die Erzbildung früher immer im Zusammenhang mit den variskischen Graniten assoziierte, haben neuere Datierungen für deren Entstehung wesentlich jüngere Alter ergeben. So sind die Freiberger Silbererze, zusammen mit anderen Metallen, an Gänge gebunden, die mit einem N-S-verlaufenden Streichen die dortigen Graugnei-

se durchschneiden – von Graniten keine Spur! Sie haben also auch mit variskischen Richtungen nichts zu tun, sondern gehören vielmehr zu überregional wirksamen, postvariskischen Prozessen, die Spalten geöffnet hatten, die dann durch hydrothermale Lösungen mineralisiert wurden. Dabei wurden u. a. auch Blei-Zink-Erze, Flussspat, Schwerspat und Wismut, Kobalt- und Nickelerze auf oft quer d. h. E-W-streichenden Gängen abgesetzt. Insgesamt ist die Ganglagerstätte des Freiberger Reviers „eine der berühmtesten Lagerstätten der Welt“ (Sebastian 2013); man sollte hinzufügen, auch eine der komplexesten, denn die Gänge durchdringen sich gegenseitig und deren Mineralführung ist wiederholt mobilisiert worden. Querschlägig dazu, d. h. E-W streichende Störungen sind in einer späteren Phase aufgerissen und mineralisiert worden. Zum Silber kommen da auch noch Blei-Zink-Erze sowie eine Vielzahl weiterer komplexer Mineralassoziationen. Das Besucherbergwerk „Reiche Zeche“ in Freiberg bietet Gelegenheit, sich neben einer Grubenfahrt über diesen seinerzeit berühmtesten Bergbau zu informieren. In Freiberg wurde 1765 die noch immer bedeutende Bergakademie gegründet, an der viele bedeutende Geologen ausgebildet wurden. Daneben lohnt unbedingt auch ein Besuch im Schloss Friedenstein, wo mit „terra mineralia“ eine der weltweit größten Minineralsammlungen ausgestellt ist. Nach dem schon lange aufgegebenen Silberbergbau bildet Zinn einen der bis heute wichtigen Rohstoffe, die man im Erzgebirge schon seit Jahrhunderten abgebaut hat und deren Vorräte noch nicht erschöpft scheinen. Hier war um 1990 mit der „Wende“ zunächst Schluss, was wesentlich dem Preisverfall am Weltmarkt geschuldet war. Das Metall ist hier an die schon erwähnten jüngeren variskischen Granite (Erzgebirgsgranite, Abb. 123) gebunden, wo heiße, mit Säuren angereicherte Lösungen im Dachbereich die Gesteine zersetzt und mit Zinnstein imprägniert hatten; dabei entstanden u. a. auch Topas, Flussspat und die Glimmerminerale Zinnwaldit und Lithionit. Die nach ihren Gesteinen als Greisen bezeichneten Lagerstätten, in denen die metallbeladenen Lösungen auch die Nebengesteine vererzt hatten, gibt es u. a. in Altenberg, Zinnwald, Schellerhau, Sadisdorf und Ehrenfriedersdorf. Bekannt ist vor allem Altenberg, wo heute neben dem Bergbaumuseum die Altenberger Pinge auch eine touristische Attraktion bietet: ein riesiges Loch in der Landschaft, ca. 100 m tief und ein paar Hundert Meter im Durchmesser. Durch Untertageabbau war dort der Granitkörper ausgehöhlt worden wie ein Schweizer Käse und schon im 17. Jahrhundert eingebrochen. Später hat man die Zinnerz führenden Bruchmassen durch Schächte und Stollen erschlossen und noch über 300 Jahre lang gefördert, bis der Bergbau schließlich 1991 eingestellt wurde. Die Glimmerminerale Zinnwaldit und Lithionit in den Lagerstätten von Zinnwald und Altenberg sind in allerletzter Zeit so-

Erzgebirgsvorland

gar wieder Gegenstand bergbaulicher Interessen, weil sie Lithium enthalten, das ein wesentlicher Rohstoff u. a. für Lithium-Ionen-Batterien ist: Konkurrenz für die Vorkommen in den gegenwärtig besonders interessanten andinen Salzseen. Besondere lagerstättenkundliche Bedeutung hatte im westlichen Erzgebirge aber das Uran, das nach dem Zweiten Weltkrieg vor allem bei Aue und Bad Schlema für Rüstungszwecke unter Tage abgebaut wurde. Die Schächte im Bereich Pöhla und Aue erreichten dabei Teufen von >1700 m. Die Firmenbezeichnung „Wismut“ sollte das Uran nach außen hin verheimlichen helfen, und es ist nicht ohne Pikanterie, dass in der sehr gelungenen regionalen Geologie der DDR (Wagenbreth  &  Steiner 1990) im Kapitel über das Erzgebirge der Bergbau zwar ausführlich gewürdigt, das Uran dabei aber mit keinem Wort erwähnt wird. Dabei war längst bekannt, dass im benachbarten Joachimstal schon im 19. Jahrhundert Pechblende gefunden wurde, die das Ehepaar Curie benutzt hatte, um aus diesem Abfall des Silberbergbaus erstmals das Element Radium zu isolieren. Heute wird die Bergbau-Landschaft mit ungeheurem Aufwand saniert, was wahrscheinlich noch weitere Jahre in Anspruch nehmen wird. Bad Schlema ist inzwischen aber wieder Kurort und hat seine frühere Bedeutung als Radon-Heilbad zurückerlangt. Im Gefolge einer spätvariskisch einsetzenden Dehnung der Erdkruste sind auch im Erzgebirge weitere saure Gesteinsschmelzen aufgedrungen; das Ergeb-

nis waren oft gangförmige Granitporphyre und vulkanische Deckenergüsse, die altersmäßig vom Oberkarbon bis ins Perm reichen. Ein prominenter Granitporphyrgang ist in Frauenstein aufgeschlossen. Der Felsen, auf dem die Burg steht, bildet den Teil eines solchen Ganges, der sich mehrere Kilometer weit Nord-Nordwest streichend verfolgen lässt. Aus dem Oberkarbon sind auch rhyolithische Vulkanite überliefert, deren Förderung im Zusammenhang mit 2 großen Calderen im Osterzgebirge steht, der vom Tharandter Wald und der von Altenberg-Teplice. Dabei wurden auch Ignimbrite gefördert, wegen der schon weit fortgeschrittenen Abtragung sind allerdings meist nur die Förderspalten erhalten geblieben (Lapp & Breitkreuz 2015). Ein Relikt dieses Vulkanismus ist auch der berühmte Porphyrfächer von Mohorn (siehe Abb. 133). Die späteren Epochen der Erdgeschichte bis zum Tertiär sind im Erzgebirge selbst nicht belegt, denn es herrschte Abtragung, bis die Geologie im älteren Tertiär durch Flusssedimente und Sumpfwälder konkret vertreten ist und die Landschaft dann von basaltischen Lavadecken überflossen wurde. Das heutige Bild der Pultscholle, in die sich die nach Norden entwässernden Flüsse tief eingeschnitten haben, ist wesentlich erst im Pleistozän entstanden. Die anhaltende erosive Eintiefung haben nicht zuletzt die Hochwässer im Sommer 2002 deutlich gemacht, die ähnlich auch schon für frühere Zeiten dokumentiert sind.

Beeger & Quellmalz 1994, Kroner 2015, Massonne 1998, Massonne et al. 2007, Mingram 1998, Pälchen &  Walter 2008, Pietzsch 1951, Sebastian 2013, Tichomirowa 2003, Wagenbreth & Steiner 1990

■   Erzgebirgsvorland Die Landschaft im nordwestlichen Vorland des Erzgebirges heißt offiziell Vorerzgebirgssenke, aber auch Chemnitz-Becken, und weiter ausgreifend Erzgebirgisches Becken; das ist aber nur ein Sammelbegriff für mehrere kleine Teilbecken, die jeweils noch Lokalnamen haben. Hilfreich für eine so detaillierte Gliederung waren die Aufschlüsse durch den seit dem 14. Jahrhundert umgehenden Steinkohlen-Bergbau und Bohrungen, bis hin zur Wismut. Stratigraphisch sind Karbon und Perm beteiligt, mit Mächtigkeiten von 1300 m (Karbon) und

Rochlitzer Berg

1500 m (Rotliegend). Die oberkarbonischen Steinkohlen darin sind vor allem um Hainichen, Flöha, Zwickau und Oelsnitz zunächst an Tagesausbissen abgebaut worden und haben den Industriestandort Chemnitz mitbestimmt; die späteren Schächte waren bis zu 1000 m tief. Bis heute gibt es dort, wie in allen Kohlerevieren, Bergschäden, die man an den Gebäuden verfolgen kann. Kleinere Kohlenflöze gibt es auch in den Schichten des Rotliegend, das aber wesentlich aus terrestrischen klastischen Sedimenten (Konglomerate, Sand-, Silt- und Tonstei-

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Geologisches Blockbild des Granulitgebirges mit der Vorerzgebirgssenke (nach Wagenbreth & Steiner 1990, verändert).

Oberkarbon mit Steinkohleflözen Altpaläozoikum (z.T. metamorph) Gneise des FrankenbergWildenfelser Zwischengebirges

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˙ Abb. 124:

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139

140

Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

¯ Abb. 125:

Verkieselte Baumstämme („Versteinerter Wald von Chemnitz“) des Rotliegends der Vorerzgebirgssenke. Seit 2004 im Atrium des Kaufhauses Tietz in Chemnitz (Foto: Jürgen Gerhardt, Chemnitz).

Wagenbreth & Steiner 1990, Rößler 2014, Rößler et al. 2015, dort umfangreiches Literaturverzeichnis

ne) im Wechsel mit rhyolithischen Laven und Tuffen besteht. Tektonisch bildet das Gebiet eine weit gespannte großräumige Muldenstruktur zwischen Erzgebirgsnordrand und Granulitgebirge (Abb. 124). Die Kenntnis der Stratigraphie stammt vor allem aus dem Steinkohlenbergbau, in dem manche Schächte 1000 m Teufe erreicht hatten. Von größter Bedeutung sind hier aber die vulkanischen Gesteinsserien, die vor allem im Stadtgebiet von Chemnitz anstehen; darin hat man schon sehr früh verkie-

selte Baumstämme gefunden. Der allen Geologen und Bergleuten bekannte Georgius Agricola (1495– 1555), Bürgermeister und Arzt der Stadt, hatte versteinerte Bäume erwähnt, die dann vor allem im 18. Jahrhundert durch viele weitere Funde ergänzt wurden. Schließlich gelangten sie in das Chemnitzer Museum und wurden später auch als Ensemble davor ausgestellt: Das war dann „der versteinerte Wald von Chemnitz“. Systematische Grabungen von 2008 bis 2011, die auch die Schichtenfolge und die entsprechenden vulkanischen Prozesse rekonstruiert haben, werden bis heute weiter betrieben (Literatur dazu siehe vor allem Rößler et al. 2015). Mit dem Ergebnis, dass man es hier mit einer weltweit einzigartigen Fossil-Lagerstätte zu tun hat. Das auf 291 Millionen Jahre datierte Ereignis des Ausbruchs war auf einen als Zeisigwald-Vulkan bezeichneten Vulkan zurückzuführen, weil die vorwiegend in westlicher Richtung liegenden Baumstämme von base surges abgeknickt worden waren – also wusste man „woher der Wind weht“. Hinzu kamen Glutwolken und Glutlawinen, sodass das Szenario dem Ausbruch des Mount St. Helens von 1980 glich. Wurzeln belegen, dass die Bäume dort auch gewachsen waren. Durch den nachfolgenden Ascheregen wurden sie dann zugedeckt und später durch perkolierende Lösungen verkieselt; dabei entstanden sogar kleine bunte Achate, die früher bei den sächsischen Edelstein-Prospektoren gesucht waren. Aus angeschliffenen Gesteinsoberflächen, die die pflanzlichen Zellstrukturen erkennen lassen, kann man auch deren botanische Zugehörigkeit bestimmen: Es waren u. a. Baumfarne, Bärlapp-Gewächse, Schachtelhalme und frühe Formen von Coniferen. Durch die neuen Grabungen hat man nun auch etwas über die Tierwelt dieses Biotops erfahren, über die man früher kaum etwas wusste: Es gab u. a. Gliederfüßer, Amphibien und auch Reste von Landwirbeltieren, Ur-Saurier, und als Besonderheit ist hier der weltweit bisher einzige Scorpion aus dem Perm gefunden worden. Diese einmalige Fossil-Lagerstätte – ein deutscher petrified forest – ist auch als „Pompeji des Perms“ bezeichnet worden, meist jedoch als „Versteinerter Wald von Chemnitz“. Seit 2004 stehen die Bäume im Atrium des Kaufhauses Tietz in Chemnitz (Abb. 125).

■   Granulitgebirge „Das Sächsische Granulit-Gebirge ist in mehrfacher Beziehung als eine ungemein denkwürdige GesteinBildung zu betrachten“  (Karl Cäsar v. Leonhard 1835) Morphologisch entspricht auch das Granulitgebirge nicht den Vorstellungen von einem Gebirge. Es ist eher ein welliges Plateau, das von Quartär-Ablagerungen überdeckt ist, unter denen auch noch oligo-

zäne Braunkohlen vorkommen. Erst darunter kommt dann das Gestein, nach dem das Gebirge heißt. Granulit wurde wegen der hellen Farbe, die aus den beteiligten Mineralen resultiert, auch Weißstein genannt: im Wesentlichen aus zu plattigen Scheiben gepresster Quarz und Kalifeldspat, auch Disthen, Sillimanit und roter Granat (den man in dem hellen Gestein meist gut erkennen kann), seltener Pyroxen. Granulit entsteht bei enorm hohem Druck und Temperatu-

Lausitz

ren um 1000 °C unter trockenen Bedingungen: Bei Gegenwart von Wasser wäre Granit gebildet worden. In seiner Textur ähnelt das Gestein einem Gneis. Er muss also aus großer Tiefe (etwa 70 km) relativ schnell (innerhalb von 5 Millionen Jahren) aufgestiegen sein. Dafür werden Abscherungsprozesse diskutiert, die mit einer in Richtung auf das Erzgebirge erfolgten, hier kontinentalen (!) Subduktion zu tun haben (Kroner 2015). Neben den hellen gibt es auch dunkle (mafische) Granulite, die als Pyroxengranulite bezeichnet werden, und kleinere Schollen von Serpentinit, aus denen durch Verwitterung am Südrand sogar Nickel und Chrom zu einer kleinen Lagerstätte konzentriert waren. Im Gesamtaufbau besteht das Gebirge aus einem Granulitkern, der von geringer metamorphen Hüllgesteinen einer inneren und äußeren Schieferhülle in Form von Glimmerschiefern und Phylliten umgeben ist; auch hier also eine Kuppel, deren Schieferhülle nach außen zu immer geringer metamorph ist, bis sie schließlich in nicht metamorphe Schichten von Kambrium bis Silur übergeht. Das sieht so aus, als ob der Kern die Schieferhülle metamorphisiert hätte. Da aber ein tektonischer Kontakt zwischen beiden existiert, ist das nicht gut möglich. Der Kern muss aus großer Tiefe von einigen Zehnernkilometern in seine oberflächennahe Position aufgepresst worden sein, wobei die Schieferhülle tektonisch abgeschert wurde. Dieser Kern ist von Gabbros und Graniten intrudiert worden. Die innere Schieferhülle

besteht aus Gneisen und Glimmerschiefern, die äußere aus Phylliten, die nach außen allmählich in nicht metamorphe Gesteinsserien des Kambriums bis Silurs übergehen (vgl. Abb. 124). Man nimmt heute an, dass die Ausgangsgesteine der Granulite möglicherweise präkambrisches Alter haben und einer mehrfachen Metamorphose unterworfen waren. Zusammen mit ihrer Schieferhülle sind sie danach variskisch überprägt worden, wobei die Grenze zwischen Kern und Hüllgesteinen eine tektonische Scherzone bildet, die lokal teilweise von den Gabbros begleitet wird. Auch die Granite sind variskisch (350 – 335 Mill. Jahre) und bis auf die jüngsten, ebenso wie die zu Serpentinit umgewandelten Gabbros, noch von variskischer Tektonik betroffen worden. Im Granit von Mittweida, der als postorogen gilt, sind als Spätausscheidungen noch zahlreiche Pegmatitgänge ausgebildet. Die regionale Anordnung der Gesteinskomplexe lässt sich grob auch in der Landschaft beobachten, die mit ihrer flach gewellten Oberfläche dem Erzgebirge ähnelt. Diese während Kreide und Alttertiär gebildete Rumpffläche des Granulitkerns wird von einem bis zu 50 m höheren, lokal bewaldeten Wall aus Gesteinen der Schieferhülle umkränzt (vgl. Abb. 124). Die engen und steilwandigen Täler ähneln Canyons, die die Gesteine des Kernbereichs und der Schieferhülle erschließen, wobei neben Granuliten auch Cordieritgneise anzutreffen sind. Ihre Blöcke bilden wildromantische Flusslandschaften im Tal der Chemnitz.

■   Lausitz Man kann den südöstlichen, als Oberlausitz bezeichneten Teil geologisch als Fortsetzung des Erzgebirges über die Elbe hinweg ansehen. Dafür sprechen außer der starken Heraushebung am Südrand hochmetamorphe Gesteine und unterschiedlich alte Granite und die kleineren tertiären Braunkohlenbecken im Südosten, die ihre Entsprechung in denen des Eger-Grabens haben; auch der tertiäre Vulkanismus passt in dieses Bild. Im Nordwesten dagegen, in der Niederlausitz, ist das Land flach und oberflächennah von der quartären Eiszeit überprägt. Es ist heute eine von Braunkohlentagebauen beherrschte Bergbaulandschaft und schon seit Längerem auch eine Bergbaufolgelandschaft, in der der Mensch als Geofaktor sichtbar geworden ist. Andererseits kann man auch, von der die Lausitz im Südwesten begrenzenden Elbezone ausgehend, strukturell argumentieren und das Gebiet mit seinem Nordwest-Südost-Verlauf als Grenzbereich zum gleichsinnig orientierten Südwest-Rand der großen Osteuropäischen Plattform begreifen. Es liegt dementsprechend zwischen Elbezone bzw. Lausitzer Überschiebung und dem im Nordosten verlaufenden Lausitzer Hauptabbruch, den man aber im Gelände an der Oberfläche nicht verfolgen kann.

Lausitz

Neben der Einteilung in Oberlausitz und Niederlausitz, die etwa da beginnt, wo die Granite unter die jungen, pleistozänen Sedimente nach Norden abtauchen, kann man auch eine geologisch begründete Dreiteilung vornehmen. Sie lässt Landschaften unterscheiden, deren Morphologie von den anstehenden Gesteinen bestimmt ist: Im Süden herrscht im Zittauer Gebirge ein schroffes Relief, das durch die Erosion des Kluftsystems in den dort die Geologie beherrschenden kreidezeitlichen Quadersandsteinen geprägt ist. Die scharfe Klüftung hat Mauern und Türme geschaffen wie im benachbarten Elbsandsteingebirge. Im Zittauer Gebirge liegen mit der Lausche (793 m) und dem Hochwald (749 m) auch die höchsten Erhebungen der Lausitz; beide Berge sind allerdings Phonolithkuppen, die den Kreidesandsteinen aufsitzen. Die Vulkanbauten des Lausitzer Tertiärs sind aber sonst überwiegend Basalte. In der Mitte, die den Hauptanteil der Oberlausitz einnimmt, herrschen Granite vor. Die landwirtschaftlich genutzten Flächen bilden ein flachwelliges Relief mit Höhen um 500 m. Die in zahlreichen Steinbrüchen aufgeschlossenen Granite bzw. Granodiorite bauen in einem Dreieck

Kroner 2015, Pälchen & Walter 2008, Pietzsch 1951, Sebastian 2013, Wagenbreth & Steiner 1990

141

142

Kristallingebiete in Mittel- und Süddeutschland

zwischen Dresden, Görlitz und Zittau das größte zusammenhängende Granitgebiet Mitteleuropas auf. Die granitischen Intrusionen sind zu unterschiedlichen Zeiten, die jüngeren jeweils in die älteren, eingedrungen; man kann das in der Landschaft allerdings nicht unterscheiden. Vieles von dem, was regional zum Lausitzer Granit bzw. Granodiorit zählt, sind Anatexite, d. h. hochmetamorphe Gesteine, die nicht mehr weit vom Schmelzzustand entfernt waren; mit einem Alter um 550 Millionen Jahre gehören sie in die Nähe der Grenze vom Präkambrium zum Kambrium. Diese als Westlausitzer Granodiorite bezeichneten Intrusivkörper haben die schon cadomisch gefalteten Grauwacken am Kontakt metamorph umgewandelt. Bei Demitz oder Kamenz z. B. sind darin große Steinbrüche angelegt, deren Kluftsystem die Gewinnung von Werk- und Pflastersteinen begünstigt hat: Zwei sich senkrecht kreuzende Kluftrichtungen und die annähernd horizontal verlaufenden Bankfugen haben darin die gewinnbaren Blöcke tektonisch vorgeprägt. Der nächstjüngere Schmelzschub erfolgte wahrscheinlich noch vor dem höheren Ordovizium. Dieses Gestein wird als Rumburger Granit bezeichnet, der nachfolgend durch die variskische Gebirgsbildung tektonisch deformiert wurde; die Deformation nimmt ostwärts noch zu und leitet zu den Gneisen im Iser-Gebirge über. Noch jünger sind kleinere Granitstöcke, die im Oberkarbon bei Königshain und Stolpen aufgedrungen sind. In die magmatische Abfolge gehören schließlich noch lang gestreckte Lamprophyrgänge, die Spalten in den Granodioritkomplexen gefüllt hatten; deren Abbau zu dunklen Dekorationssteinen lässt die früheren Spalten heute wieder sichtbar in Erscheinung treten. Das gesamte Lausitzer Grundgebirge wurde in der späteren Festlandszeit intensiv verwittert und abgetragen, wobei lokal auch mächtigere Kaolinvorkommen bei Caminau-Königswartha entstanden sind. Während der Oberkreide-Transgression ragten einzelne Granitkuppen noch inselartig über den Meeresspiegel; an deren Flanken lagerten sich grobe Gerölle und Sandsteine ab. Der Vulkanismus in der nachfolgenden Tertiärzeit hat lokal auch zu einer Verkieselung der Kreidesandsteine beigetragen; sie wurden dadurch so hart, dass man sie zeitweise sogar für die Herstellung von Mühlsteinen abgebaut hat. Während der quartären Vergletscherung ragten die höchsten Bereiche der Lausitzer Granite noch als Nunataker aus dem Eis heraus. Charakteristische Berge in der Landschaft sind basaltischer Natur wie die Landeskrone bei Görlitz, der Löbauer Berg oder der für seine säulige Absonderung bekannte Burgberg von Stolpen. Die erwähnten Phonolithkuppen sind etwas jünger als die miozänen Basalte. Alle vulkanischen Bildungen sind im Grunde nur noch in Form der ehemaligen Förderschlote erhalten, die durch die nach-

folgende großräumige Abtragung der Landschaft herauspräpariert worden sind. Im Nordwesten schließt sich das Flachland der Niederlausitz an, dem erst durch den Braunkohlentagebau ein künstliches Relief aufgeprägt wurde. Am geologischen Aufbau des Untergrundes sind präkambrische Grauwacken beteiligt, von denen an der Oberfläche aber nur ganz geringe Anteile aufgeschlossen sind – wie z. B. die Vorkommen bei Liebenwerda, Senftenberg, Hoyerswerda oder Görlitz. Dieses Grauwacken-Gebirge ist den Granitmassiven im Nordwesten vorgelagert und meist unter Tertiär und Quartär verborgen. Strukturell bildet es eine Antiklinalzone. Zum nördlichen Bereich gehört auch das Görlitzer Schiefergebirge, in dem außer präkambrischen Grauwacken auch kambrische Kalksteine und Schiefer vorkommen. Dieses Kambrium enthält Trilobiten, „small shelly fossils“ und Archäocyathiden, und seine Faunen haben besondere Bedeutung insofern, als sie die ältesten mehrzelligen Organismen Mitteleuropas enthalten und sich bis nach Spanien hin verfolgen lassen (Elicki 2014). Das Devon hat große Ähnlichkeit mit dem im Rheinischen Schiefergebirge. Die Schichtenfolge reicht zeitlich bis zum Unterkarbon und ist variskisch gefaltet und verschuppt; hier herrscht aber ein Nordwest-Südost gerichtetes Streichen der Strukturen, was sich offensichtlich an der nahen Osteuropäischen Plattform orientiert. Entsprechend den Verhältnissen im Erzgebirge ist auch der Südrand der Lausitz im Tertiär stärker herausgehoben worden als der Norden, sodass die älteren Gesteinskomplexe flach nach Norden unter die jungen Sedimente der Niederlausitz abtauchen. In das Tertiär datiert auch die Einsenkung von Zittauer und Berzdorfer Becken, die beide vor allem durch ihre limnischen Braunkohlen bekannt geworden sind. Die vulkanischen Förderzentren liegen meist im Randbereich der Sedimentbecken, wo sie mit die höchsten Berge in der Gegend geformt haben. Wahrscheinlich stehen tektonische Vorgänge im Egergraben, Vulkanismus und die lokale Absenkung der Erdkruste, die zur Bildung der Becken geführt hat, in einem ursächlichen Zusammenhang. Die durch tonige und sandige Ablagerungen gegliederten Braunkohlen gehören zeitlich in das Miozän, dessen Gesamtmächtigkeit im Zittauer Becken etwa 200 m, im Berzdorfer Becken dagegen nur 150 m erreicht. Verglichen mit dem Braunkohlerevier der Niederlausitz sind die Vorkommen im Zittauer und Berzdorfer Becken aber nur von geringer Bedeutung. Die Niederlausitz ist weitgehend flaches Land, während die Granitlandschaft im Süden von vereinzelten Höhenzügen um etwa 100 m überragt wird. Diese bestehen aus den schon erwähnten alten Grauwacken, die durch Kontaktmetamorphose infolge der Granitintrusionen besonders verwitterungsbeständig geworden waren. Nördlich von Kamenz beginnt dann die oberflächlich von Quartärablagerungen dominierte, ganz fla-

Lausitz

che Landschaft, die ihr heutiges Relief wesentlich durch den Abbau der darunter lagernden tertiären Braunkohlen aufgeprägt bekam (Abb. 126). Tagebaue wechseln sich mit rekultivierten Bereichen (oft Seen) ab, dazwischen unterstreichen immer wieder Schornsteine von Kraftwerken, Kokereien und andere ausgedehnte Industriegebäude den Typus einer stark geschundenen Region. Hier queren auch das Magdeburger und das Baruther Urstromtal die Landschaft, deren reichliche Wasserführung vor allem für die Förderung der tiefer liegenden Braunkohlen Probleme mit sich brachte. Die Braunkohlebildung begann im mittleren Oligozän, wirtschaftlich abbaubar sind aber nur zwei von insgesamt fünf in die tonigen und sandigen Sedimentfolgen eingeschaltete Flöze, nämlich die im mittle-

ren und oberen Miozän entstandenen beiden obersten Flöze, die nach ihrer Position als Ober- bzw. Unterflöz bezeichnet werden. Das gesamte Tertiär ist etwa 200 m mächtig. Zu den gewinnbaren Rohstoffen der Gegend gehören auch die zum Ziegelbrennen tauglichen Tone und Glassande, vor allem aber Sande und Kiese für Bauzwecke. Die überall anzutreffenden Findlinge dokumentieren das einstige Vorstoßen der Gletscher, die in der Gegend von Muskau das Tertiär mit den Braunkohlen zu bogenförmigen Faltenzügen zusammengestaucht haben (Muskauer Faltenbogen). In Verbindung mit echten tektonischen Vorgängen im Zusammenhang mit dem Lausitzer Hauptabbruch sind hier komplizierte Lagerungsstörungen entstanden, die auch den Abbau beeinträchtigt haben.

˚ Abb. 126:

Braunkohlentagebau in der Niederlausitz bei Groß-Räschen.

Eissmann 2000, Pälchen & Walter 2008, Wagenbreth  & Steiner 1990

143

Schiefergebirge in Thüringen, in Franken, im Vogtland und im Elbetal  Thüringer Schiefergebirge

und Vogtland  Vogtland  Elbetal  Elbsandsteingebirge

Elbsandsteingebirge (Adobe Stock/Stefanie Eichler)

Schiefergebirge in Thüringen, in Franken, im Vogtland und im Elbetal

■   Thüringer Schiefergebirge und Vogtland

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146

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˚ Abb. 127:

Geologische Übersichtskarte des Thüringisch-Fränkisch-Vogtländischen Schiefergebirges (n. Henningsen & Katzung 2002). Die Karte zeigt nach Südwest verlaufende variskische Strukturelemente, von denen das Schwarzburg-Antiklinorium mit seinem präkambrischen Kernbereich zum Thüringer Wald überleitet. Die Synklinorien nehmen allgemein einen breiten Raum ein und bilden in sich noch einmal spezialgefaltete Bereiche. Auffällig sind quer zum Streichen, d. h. Nordwest-Südost verlaufende Störungen, besonders im Bereich der Frankenwälder Querzone, die parallel zur Fränkischen Linie angeordnet sind; daran ist dieses Grundgebirge gegen seine südwestliche Umgebung um etwa 1000 m herausgehoben worden. Im Norden wird das Gebirge von Randbildungen des Zechsteins überlagert, zu denen auch Riffe gehören. Im Nordosten schließen sich die bereits zum Erzgebirge zählenden Granite an und im Süden der über das Fichtelgebirge hinweg transportierte Deckenkomplex der Münchberger Masse.

Aus Gründen der strukturellen Zusammenhänge, der Ausbildung der Gesteine und der Stratigraphie scheint es sinnvoll, die Landschaften im südlichen Anschluss an den Thüringer Wald, den von Schiefern geprägten Bereich Nordost-Bayerns und das Vogtland gemeinsam zu besprechen. Sie gehören allesamt zur Saxothuringischen Zone, die im Sinne der neueren plattentektonischen Erklärungsansätze als Terran interpretiert wird, das vom Nordrand Gondwanas abgetrennt, verschoben und im Laufe der variskischen Gebirgsbildung wieder mit anderen Krustenteilen verschweißt wurde.

Thüringer Schiefergebirge und Vogtland

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Kambrium bis Unterkarbon (allochthon) Münchberger Masse (allochthon) (Eklogit, Gneis, Amphibolit, Grünschiefer)

Davon muss man nicht unbedingt etwas wissen – es hilft aber, die Gesteinsfolgen in der Landschaft besser zu verstehen, deren Profile auf alte Erdkruste, auf bis hierher driftende Eisberge aus der Zeit der ordovizischen Sahara-Vereisung oder, in Form von Dach- und Griffelschiefern, auf Meeresbecken mit sehr ruhiger Sedimentation verweisen. Dazu kommt ein eher noch schwacher Vulkanismus im Altpaläozoikum, der im Devon dann ähnliche Ausmaße angenommen hatte wie im Rheinischen Schiefergebirge. Im Unterschied zum Rheinischen Schiefergebirge sind aber im Thüringisch-Vogtländischen Schiefergebirge überwiegend ältere als devonische Gesteine an der Oberfläche aufgeschlossen. Strukturell lässt sich das Gebiet in mehrere großräumige, Südwest-Nordost streichende Sättel und Mulden gliedern, die lokal durch kleinere Faltenelemente und Brüche noch weiter unterteilt werden. Außerdem gibt es etwa senkrecht zum variskischen Streichen verlaufende Querelemente, die in Form von Horststrukturen die großen Mulden in kleinere Teilbereiche aufgliedern, wie z. B. die Frankenwälder Querzone, die das Teuschnitz-Ziegenrück-Synklinorium in zwei voneinander getrennte Muldenbereiche teilt. Der Richtung solcher Querstörungen folgen auch kleinere Gräben, in denen Zechstein und sogar Bunt-

Thüringer Schiefergebirge und Vogtland

sandstein im Höhenbereich auf dem Schwarzburger Sattel erhalten ist. Es werden vier große Einheiten unterschieden, deren Bezeichnungen neuerdings nicht mehr gebeugt werden (da sich der alte Begriff „Schwarzburger Sattel“ aber besser liest als „Schwarzburg-Antiklinorium“, verwende ich ihn hier weiter): Schwarzburger und Bergaer Sattel sowie Teuschnitz-Ziegenrück- und Vogtländisches Synklinorium (Abb. 127). Im Schwarzburger Sattel, dessen Gesteine südöstlich an den Thüringer Wald angrenzen, ist im Kern Präkambrium aufgeschlossen. Man kann die durch mehrfache Gebirgsbildungsvorgänge zerquälten sandig-tonigen Gesteinskomplexe z. B. an der Bushaltestelle Zirkelstein im oberen Schwarzatal beobachten. Der Definition eines Sattels entsprechend, sollten die Gesteine vom Kern aus nach beiden Flanken hin immer jünger werden, es müssten also zunächst kambrische Schichten folgen. Nach neueren Arbeiten erscheinen die Verhältnisse aber komplizierter: Schon die Kernzone war von Scherprozessen gestört worden und die NW- und die SE-Flanke passen nicht direkt zusammen, sie sind gegeneinander verschoben. In der bisher als vollständig angesehenen paläozoischen Schichtenfolge der SE-Flanke fehlt nach neueren Altersbestimmungen wahrscheinlich fast das gesamte Kambrium; über dem präkambrischen, cadomischen Untergrund folgt gleich mächtiges Ordovizium (Details bei Linnemann 2003) und erst von da an gehen die Schichten kontinuierlich bis in das Unterkarbon des Teuschnitz-ZiegenrückSynklinoriums über (Abb. 127). Die Schwarza erschließt talabwärts nacheinander auch die jüngere Schichtenfolge, deren Gesteine im Einzelnen die Morphologie beeinflussen. Wesentlich sind hier die Quarzite und Schiefer des Ordoviziums, die von Schwarzburg bis Bad Blankenburg das enge Tal mit Felsen an den Rändern und im Flussbett bedingen. Die weicheren Tonschiefer des unteren Ordoviziums, die im Oberlauf anstehen, führen dagegen zu einem breiteren Tal, das bis Katzhütte reicht. Entsprechend der Sattelstruktur lässt sich verfolgen, dass die Schichten nach Nordwesten einfallen, man gelangt so abwärts der Schwarza in immer jüngere Anteile. Um die Schichtenfolge zu verstehen, die in dieser Vollständigkeit vom Präkambrium bis zum Unterkarbon in Deutschland sonst nirgendwo ausgebildet ist, sind ein paar Worte zur paläogeographischen Situation des Gebiets im Paläozoikum hilfreich. Das Kambrium ist nur lokal vorhanden, was entweder auf kleinere getrennte Becken während der Ablagerung oder auf spätere Abtragung zurückgeführt werden kann. Während des Ordoviziums wurden in einem Schelfmeer Sande und Tone abgesetzt, außerdem oolithische Eisenerze und als Besonderheit glaziomarine Sedimente, die auf die schon erwähnte Sahara-Vereisung zurückgehen. Damals wurden bis

30 cm messende Gesteinsblöcke und feineres Fernmaterial mit treibenden Eisbergen am GondwanaNordrand abgelagert, die durch die spätere Nordwanderung kontinentaler Kruste bis nach Thüringen gelangten. Diese Komponenten sind im sogenannten „Lederschiefer“ eingebettet, der wegen seiner braunen Verwitterungsfarbe so heißt. Die Eisenerze sind flachmarine oolithische Bildungen wie die Lothringische Minette, aber eben wesentlich älter. Es müssen während des obersten Ordoviziums mehrmals entsprechende Bedingungen geherrscht haben, weil man einen unteren, mittleren und oberen Erzhorizont unterscheiden kann. Wahrscheinlich hatten hier kurzfristige Meeresspiegelschwankungen die Bedingungen gesteuert, die im Zusammenhang mit dem episodisch abschmelzenden Eis auf der Südhalbkugel standen. Der Ortsname Schmiedefeld findet in diesen Eisenerzen, die dort im Tagebau gewonnen wurden, seine Begründung. Im Bereich des Schwarzburger Sattels sind während der ordovizischen Meeresbedeckung auch die Voraussetzungen für die Ausbildung von Dachschiefern geschaffen worden; die Halden bei Oberweißbach, nahe der großen Talsperre von Leibis-Lichte, zeugen noch von den alten Abbauen. Die Ausgangssedimente, außerordentlich feinkörnige Tone, sind vor allem im unteren Teil der sogenannten PhycodesSchichten abgelagert worden; der Name steht für das Spurenfossil Phycodes circinatum und die Schichten können weit über 1000 m mächtig werden. Im tieferen Ordovizium sind am Schwarzburger Sattel auch Griffelschiefer entwickelt, die durch zwei einander kreuzende Schieferungsprozesse gebildet wurden (Abb. 128). Die daraus hergestellten Schreibgriffel sind früher in alle Welt exportiert worden, der

˙ Abb. 128:

Griffelschiefer des Ordoviziums im Tagebau Westfeld, Schmiedefeld im Thüringer Schiefergebirge. Das als Geotop ausgewiesene Gelände ist wegen Einsturzgefahr leider nicht mehr zugänglich (Foto von 2007).

147

Schiefergebirge in Thüringen, in Franken, im Vogtland und im Elbetal

10

20 km

Erfurt

Muschelkalk

Weimar

er

0

lst

Keuper

W .E

Die Abbildung zeigt das in Abb. 127 skizzierte Gebiet zusammen mit dem im Norden anschließenden Thüringer Becken (nach Wagenbreth & Steiner 1990).

le

˙ Abb. 129:

ne Fazies unterscheiden. Die Sedimente wurden ja in einem südlich vom Rhenohercynischen Ozean gelegenen, eigenständigen Becken abgelagert. Mit Beginn des Oberdevons, d. h. der allmählich einsetzenden variskischen Gebirgsbildung, erfolgte aber auch hier eine Aufgliederung des Ablagerungsraumes in einzelne Becken- und Schwellenbereiche. Dazu hat nicht zuletzt der intensive submarine Vulkanismus beigetragen, von dem Diabas und Schalstein im Vogtland zeugen. Mit dem Oberdevon begann auch eine verstärkte Bildung von Karbonaten; ein entsprechender Übergang von tonigen zu kalkhaltigen Gesteinen ist auch im Südosten des Schwarzburger Sattels zu beobachten. Im Unterkarbon setzten dann wieder mehr klastische Schüttungen einer Flyschphase ein, die man mit dem Begriff Kulmfazies umschreibt: Grauwacken, Tonschiefer, Konglomerate und gelegentlich auch Kalke. Die Schichtfolge ist weit über 1000 m mächtig und kennzeichnet die großen Muldenbereiche des Teuschnitz-Ziegenrücker bzw. des Vogtländischen Synklinoriums, die jeweils wieder durch kleinere Sättel unterteilt werden. In dieser Abfolge sind auch Dachschiefer-Horizonte entwickelt, die vor allem bei Lehesten und Unterloquitz seit dem 14. Jahrhundert einen bedeutenden Bergbau zur Folge hatten, der bis heute fortbesteht. Schon die vielen Schieferdächer und Fassadenverkleidungen der Häuser in der weiteren Umgebung, aber auch riesige Halden, auf denen wie überall in Dachschieferabbaugebieten der immense Abfall ungeeigneten Materials aufgeschüttet liegt, weisen den Weg. Bei Lehesten ist mittlerweile ein sehr informatives Freilichtmuseum zum Thema eingerichtet worden, in dem vom alten Tagebau über die Förderung mittels Göpel bis zur Spaltwerkstatt alles über den Dachschiefer dargestellt wird. Die Abbaugebiete von Lehesten und Unterloquitz liegen im Süden bzw. Norden der Nordwest-Südost

Abbau in der Umgebung von Steinach war noch bis 1968 in Betrieb. Neben diesen eintönigen Schiefern sind mehrfach innerhalb des Ordoviziums Quarzite anzutreffen, die heute verwitterungsbedingte Felsrippen bilden können (Frauenbach-Quarzit). Solche ordovizischen Quarzite sind europaweit verbreitet; nach der Bretagne (Armorica) spricht man auch vom Armorikanischen Quarzit, dessen Ursprung in Sandbarren eines flachen Schelfmeeres gesehen wird, die durch gut sortierte Quarzkörner und entsprechende Schichtungsphänomene belegbar sind. Nur noch historisch von Bedeutung sind Funde von Gold im Schwarzatal. Das Metall stammt aus Quarzadern in den Quarziten und ist schließlich auch in die jungen Flusssedimente gelangt. Das Dorf Goldisthal hat seinen Namen davon, der heute auch eine Quarzit-Formation des Kambriums bezeichnet. Aus Schwarza-Gold wurden sogar Dukaten geprägt, auch ein Pokal im Schloss von Sondershausen ist daraus hergestellt. Die Entwicklung im Silur ist durch Alaunschiefer und Kieselschiefer geprägt. Sie sind Ablagerungen tieferer mariner Bereiche und anhand von Graptolithen gut zu gliedern; darin sind auch ockerfarben verwitternde Kalksteine eingeschaltet. Die Alaunschiefer standen vom 16. bis ins 19.Jahrhundert im Abbau. Alaun entsteht durch Verwitterung von Schwermetallsulfiden, die mit Tonmineralen reagieren. Zeugen dieses Bergbaus sind heute noch die touristisch in Szene gesetzten „Feengrotten“ bei Saalfeld, in denen sich durch Schwermetalle in Verbindung mit Sickerwässern bunt gefärbte Tropfsteine entwickelt haben. Das Devon ist in den hier behandelten Gebieten zunächst noch durch weitgehend dunkle Tentakulitenschiefer und durch mit Quarzitlagen gebänderte Schiefer vertreten, die sich vom eher sandigen Devon im Rheinischen Schiefergebirge durch eine pelagische, d. h. uferfer-

Saa

148

Gera

Jena

Buntsandstein

W

Zechstein

E

Oberkarbon u. Rotliegend

Berga

Granit

Präkambrium u. Kambrium

Saale

er

Frauenbach- u. PhycodenFormation, Ordovizium

Saalfeld

lst

Gräfenthal-Gruppe, Silur u. Devon

Greiz

.E W

Schleiz

Unterkarbon

Plauen Hildburghausen

Vogtland

streichenden Frankenwälder Querzone (vgl. Abb. 127), an der auch die älteren, ordovizischen bis devonischen Gesteine herausgehoben sind. Die Landschaft ist eine Hochebene mit tiefen Tälern, die schon seit dem Oberkarbon, vor allem aber während Kreide und Tertiär entstanden war. Nur der Henneberg überragt mit seinem variskischen Granit die Hochebene zwischen Probstzella und Lobenstein. Beim Aufdringen seiner Schmelze im Oberkarbon hat er die umgebenden unterkarbonischen Tonschiefer kontaktmetamorph verändert und teilweise in Hornfels umgewandelt. Im Tertiär wurde der Granit von einer der Störungen, die zur Frankenwälder Querzone gehört, durchschnitten. Die variskischen Faltenbilder (Abb. 129), die auch die erwähnten Dachschiefer prägen (dort aber nur schwer zu erkennen sind), sind besonders schön bei Ziegenrück zu beobachten, wo eine „Culmfalte“ schon lange unter Naturschutz steht (Abb. 130). Im Südosten des durch die Querzone zweigeteilten Teuschnitz-Ziegenrück-Synklinoriums schließt sich der Sattel von Berga an. Dessen Kern bilden Gesteine des Ordoviziums, die nach außen, d. h. Nordwesten, in Silur und Devon übergehen. Im Südosten grenzt das Vogtländische Synklinorium mit einer großen, Südwest-Nordost verlaufenden Störung an den Sattel, sodass die silurisch-devonischen Anteile dort nur im Südwesten ausstreichen (vgl. Abb. 127). Der Sattel ist auf den vogtländischen Muldenbereich aufgeschoben, wodurch die jüngeren Schichten tektonisch unterdrückt wurden. Im Großen lässt sich aber die Sattelstruktur auch in der Landschaft verfolgen, weil die verschieden alten Gesteine unterschiedlich verwittern. Das Unterkarbon der Muldenzone im Nordwesten bildet eine

weit gespannte Hochfläche, das Devon verwittert leichter und ist gegenüber dem Karbon in der Landschaft abgesenkt, infolge von sehr unterschiedlichen Gesteinen aber in sich morphologisch differenziert, während Silur und Ordovizium des engeren Sattelbereichs wieder Bergzüge bilden.

■   Vogtland Im Südosten schließt das Vogtländische Synklinorium an, das morphologisch durch eine flachwellige, leicht nach Norden geneigte Ebene gekennzeichnet ist. Die meist landwirtschaftlich genutzte Fläche wird von kleineren bewaldeten Hügeln überragt, die aus devonischem Diabas oder Quarzit aufgebaut sind. Das Vogtland besteht aber überwiegend aus paläozoischen Schiefern, die nach Südosten hin in zunehmend metamorphe Serien übergehen, zunächst Phyllite, dann Glimmerschiefer und schließlich sogar Gneise. Stratigraphisch sind Kambrium, Ordovizium, Silur und Devon beteiligt, und der Kern des Synklinoriums besteht auch hier aus Unterkarbon (vgl. Abb. 127, 129). Geologisch wird das Vogtland als „Vogtländisches Synklinorium“ bezeichnet, es besteht also vor allem aus einer Reihe von Mulden, die durch Sättel getrennt sind. Im Norden vom Bergaer Sattel begrenzt, im Süden vom Fichtelgebirge mit seinen Graniten, und nach Nordosten grenzt es an der aus Eibenstocker und Kirchberger Granit bestehenden Granit-

linie an das Erzgebirge. Die wesentlichsten Bauelemente sind Schichten des Altpaläozoikums: Kambrium, Ordovizium, Silur und vor allem Devon, das hier fast vollständig entwickelt und mit Fossilien gegliedert worden ist. Die Schichten entsprechen in vieler Hinsicht der Entwicklung in Thüringen. Im Gegensatz zum Devon des Rheinischen Schiefergebirges überwiegen im Vogtland pelagische Sedimente, selbst das sonst von Kalken geprägte obere Mitteldevon (Givetium) ist hier durch tonige Ablagerungen bestimmt. Die Schichtenfolge beginnt mit wahrscheinlichem Kambrium, „wahrscheinlich“ deshalb, weil das metamorphe Gesteine sind, die wegen fehlender Fossilien nur durch Vergleiche mit ähnlichen Schichtfolgen benachbarter Regionen näherungsweise eingestuft werden können. Das Ordovizium entspricht der Entwicklung im Schwarzburger Sattel, die vergleichbare Schichtenfolge umfasst Phycodenschiefer, Griffelschiefer, Hauptquarzit und Lederschiefer, auch Horizonte mit Eisenerzen. Vor al-

Vogtland

˚ Abb.

130: Culmfalte in Ziegenrück. 

149

150

Schiefergebirge in Thüringen, in Franken, im Vogtland und im Elbetal

lem aber gibt es über dem mittleren Erzhorizont einen für das Vogtland bedeutenden Fossilfundpunkt bei Unterhermsgrün, wo mit Brachiopoden, Conodonten und Acritarchen eine Einstufung in das Arenigium bis Llanvirnium möglich ist. Gute Aufschlüsse, auch im Silur, bietet vor allem das Göltzschtal bei Reichenbach und die Umgebung von Altmannsgrün. Das Devon ist mit dunklen Tongesteinen des Unter- und Mitteldevons ziemlich unauffällig, erst im Oberdevon hatte sich der Ablagerungsraum stark differenziert und eine intensive vulkanische Tätigkeit förderte vor allem im Bereich von Plauen und Ölsnitz untermeerische Diabase (Pillowlaven und sills) und diese begleitende vulkanoklastische Gesteine, auch entsprechende Schlammstromablagerungen, die sich mit Sedimenten zu vulkano-sedimentären Komplexen vereinigten, die zeitweise sogar über den Meeresspiegel ragten und von Pflanzen besiedelt waren. Solche Diabase wurden und werden im Vogtland in vielen Steinbrüchen abgebaut und meist zu Straßenschotter verarbeitet, etwa im Diabaswerk Bösenbrunn. In oberdevonischen Karbonaten sind auch Karsthöhlen entstanden (Drachenhöhle bei Syrau). Alle Schichten sind variskisch gefaltet und teilweise auch in Schuppen zerlegt, und die große Muldenstruktur wird durch viele kleinere Sättel und Mulden weiter untergliedert. Auch hier herrscht das in den Variskischen Gebirgen fast überall ausgeprägte Südwest-Nordost-Streichen vor. Im Süden ist eine der Frankenwälder ähnliche Querzone ausgeprägt, die letztlich das Fichtelgebirge vom Erzgebirge trennt. Auch im Vogtland zeigt sich eine Differenzierung des Ablagerungsraumes im Oberdevon, die sich in einer Aufteilung in kleinere Becken und Schwellen, vor allem aber einem starken, an südwestlich verlaufende Störungen gebundenen Vulkanismus äußert. Es handelt sich um viele damals entstandene Diabase, die heute in großen Steinbrüchen gewonnen werden bzw. in den Hügeln landschaftsbildend in Erscheinung treten. Auf den submarinen Vulkanbauten hatten sich, ähnlich wie im Rheinischen Schiefergebirge, auch Riffe gebildet. Das variskische Schiefergebirge unterlag auch hier im Oberkarbon und während des Rotliegends der Abtragung. Der Schutt dieser Molassen ist aber nur noch in relativ kleinräumigen Randsenken um Gera und östlich von Sonneberg erhalten; dort war bei Stockheim sogar ein abbauwürdiges Kohleflöz entwickelt. Die Hauptmasse des Ablagerungsschutts ist aber im Thüringer Wald zu finden. Von besonderem Interesse sind Mineralisationen, die mit den Spätphasen im Gefolge von variskischen Graniten in Zusammenhang gesehen werden. Das sind einmal die auf etwa Nordwest streichenden steilen Gangspalten angeordneten Flussspat-Lagerstätten von Schönbrunn und Bösenbrunn, Schwerspat bei Brunndöbra, und ganz besonders hervorzuheben ist der Topasfelsen des Schneckensteins, der im Randbereich des Eibenstocker Granits liegt.

Der Schneckenstein liegt auf einer Südwest-Nordost streichenden Struktur, die durch mehrere ähnliche Vorkommen gekennzeichnet ist. Hier sind altpaläozoische Schiefer durch Topas, Turmalin und Quarz miteinander verkittet worden. Die nach der Platznahme des Granits zirkulierenden Lösungen haben so einen scharf gegen seine Nebengesteine abgegrenzten schlotförmigen Brekzienkörper gebildet. Es war Europas bedeutendste Gewinnungsstätte von Topas im 18. Jahrhundert, die Steine zieren u. a. die sächsische Königskrone. Man sprach dabei auch von den „Sächsischen Diamanten“, aber dieser Begriff ist jetzt nicht mehr verwendbar, seit man tatsächlich Diamanten im Erzgebirge gefunden hat. Der Schneckenstein ist heute ein Geotop mit Besucherzentrum. Metallische Rohstoffe haben nur noch historische Bedeutung. Neben den schon erwähnten oolithischen Eisenerzen des Ordoviziums spielte auch Roteisenstein vom Lahn-Dill-Typ im Bereich des Sattels von Berga eine Rolle. Im Raum von Klingenthal und Schöneck wurde auch auf Magnetit prospektiert, der dort schichtförmig in oberkambrische Quarzite eingelagert vorkommt. Solche Lagerstätten werden heute mit metallreichen hydrothermalen Meerwasseraustritten nach Art der „black smokers“ interpretiert (Berger 1998). Bis in die jüngere Zeit hinein war aber Uran von Bedeutung, das an silurische Schwarzschiefer im Raum Ronneburg und Seelingstädt bzw. an terrestrische Zechsteinbildungen in Grabenstrukturen auf dem Bergaer Sattel gebunden ist; heute ist man dort mit einer entsprechenden Umweltproblematik konfrontiert, die unter anderem das Grundwasser betrifft (Geletneky & Büchel 2002). Die Halden prägen das gegenwärtige Landschaftsbild, ähnlich denen des Kupferschiefers im Mansfelder Land. Das Vogtland ist auch durch verstärkte Erdbebenaktivität bekannt, die sich in Form sogenannter „Schwarmbeben“ äußert. Sie sind seit 1552 sogar urkundlich belegt. Für eines der jüngeren Beben (2008) mit einer Stärke von 4,2 hat man bei Novy Kostel im benachbarten Tschechien einen Herd in 7 km Tiefe lokalisiert. Als Ursache für die Schwarmbeben wird jetzt vulkanische Aktivität diskutiert, ein der Eifel ähnlicher Mantel-Plume; dafür sprechen neben der Nähe des jungvulkanisch aktiven Eger-Grabens auch ungewöhnlich hohe 3He-Konzentrationen in den Gasen der Mofetten von Franzensbad. Das gesamte hier behandelte Schiefergebirge ist erst während des Tertiärs an der nach Nordwesten verlaufenden großen Störung der Fränkischen Linie um etwa 1000 m herausgehoben worden, und nur deswegen ist man überhaupt in der Lage, dieses tiefere Stockwerk an der Oberfläche zu studieren. Diese Störungszone hat Parallelen, zu denen auch die Frankenwälder Querzone gehört. Aufschlüsse in der morphologisch relativ eintönigen alten Hochebene, die sich erst nach dem Unterkarbon zu entwickeln

Elbetal

¯˙  Abb. 131:

Geologisches Profil der Bohlen-Wand bei Saalfeld-Obernitz. Das gefaltete, meist steil stehende und von mehreren Verwerfungen durchsetzte Variskische Gebirge (im Foto überwiegend rötlich) wird diskordant von horizontal lagernden Karbonaten des Zechsteins (im Foto fast weiß) überlagert.

340 m

NW Köditz

begann, sind selten. Nur die Täler, die sich um etwa 100 m darin eingeschnitten haben, ermöglichen den Einblick in die geologischen Verhältnisse des Untergrundes: Schwarza, Schleuse, Steinach, vor allem aber die obere Saale und die Weiße Elster. Deren Talverlauf und Morphologie werden vielfach von den Gesteinen bestimmt, die sie durchfließen. Am Nordrand von Saalfeld bis Gera wird das alte Faltengebirge von den südlichen Randbildungen des Zechsteinmeeres überdeckt, die dann auch zum Mesozoikum des Thüringer Beckens überleiten. Den besten, international bekannten Aufschluss dafür bietet die über 100 m hohe, steile Felswand des Obernitzer Bohlens bei Saalfeld: Gefaltetes und von Verwerfungen durchsetztes Paläozoikum (Mitteldevon bis Unterkarbon) wird dort diskordant von Zechsteinkarbonaten überlagert (Abb. 131). An der Zechsteinbasis enthalten die Karbonate noch Gerölle des aufgearbeiteten Untergrundes. Dieser war zwar zur Zechsteinzeit schon weitgehend eingeebnet, lokale

0 Pleistozäne Flussschotter

Oberdevon IV–VI

Mitteldevon

Unterkarbon

Oberdevon II – III

Zechstein

Oberdevon I

Störung/ Verwerfung

Aufragungen haben aber die fazielle Ausprägung der Karbonate noch am gesamten Schiefergebirgsrand beeinflusst. So sind auf Klippen von harten Grauwacken Algen- und Bryozoenriffe aufgewachsen, ähnlich wie am südlichen Harzrand. Die weicheren Ablagerungen in den Lagunenbereichen zwischen einzelnen Riffstrukturen hat die Verwitterung inzwischen ausgeräumt, sodass das zechsteinzeitliche Meeresrelief wieder in der heutigen Landschaft erkennbar wird. Viele der aus Riffen bestehenden Berge tragen Burgen und Schlösser (Ranis, Könitz, Brandenstein, auch Pößneck).

■   Elbetal Gemeint ist hier das Gebiet, in dem sich der Fluss zwischen Riesa und der tschechischen Grenze bewegt; sein Verlauf von Südosten nach Nordwesten lässt sich letztlich bis über Hamburg hinaus verfolgen. Seit Langem ist bekannt, und durch geophysikalische Untersuchungen erst kürzlich wieder bestätigt worden, dass hier eine der ganz wesentlichen strukturellen Grenzen liegt, die den Rest Europas von der stabilen Osteuropäischen Plattform trennt, wo eine wesentlich dickere Erdkruste nachweisbar ist. Eine solche Trennlinie wird als „Lineament“ bezeichnet, und sie ist als Störungszone bis in die Gegenwart hinein vielfältig aktiv gewesen. Entlang des Elbe-Lineaments, das offensichtlich alt angelegt ist, haben sich im Verlauf der geologischen Geschich-

Elbetal

te immer wieder Bewegungen vollzogen, die sich aus den Ablagerungen rekonstruieren lassen. Die hier verkürzt als Trennlinie bezeichnete Region meint einen bis zu 35 km breiten Streifen zwischen Erzgebirge und Lausitz, der seit dem jüngeren Präkambrium eine komplizierte eigenständige geologische Entwicklung durchlaufen hat. Im Gegensatz zur sonst in Deutschland beobachteten „variskischen“ Richtung mit überwiegend von Südwesten nach Nordosten verlaufendem Streichen der Gesteinszüge streichen die variskischen Einheiten hier „hercynisch“, d. h. von Südosten nach Nordwesten. Die Elbezone, wie das Gebiet wissenschaftlich heißt, trennt zwei völlig verschiedene geologische Einheiten: das variskisch strukturierte, in Sättel und

SE Mühltal

100m

Bankwitz & Bankwitz 1995, Berger 1998, Hoppe & Seidel 1974, Linnemann et al. 2002, Seidel 1995, Wagenbreth & Steiner 1990

151

152

Schiefergebirge in Thüringen, in Franken, im Vogtland und im Elbetal

Meißen NE Radeberg Freital

Dresden

Elbe

z sit Lau SW 0

5

10 km

Dippoldiswalde Lausitzer Überschiebung

rge ebi g z E r

˚ Abb. 132:

Geologisches Blockbild der Elbezone (nach Wagenbreth & Steiner 1990). Die Südost-Nordwest verlaufende Elbezone zwischen Erzgebirge und Lausitz ist in ihrem südöstlichen Bereich landschaftlich von den kreidezeitlichen Felsengruppen des Elbsandsteingebirges geprägt. Ihr älterer Anteil ist aber wesentlich von den sehr kompliziert gebauten Einheiten des variskischen Elbtalschiefergebirges bestimmt. Im Nordwesten werden diese von den Molassen des Rotliegend überlagert und von Graniten und Porphyren durchdrungen. Die Granite der Lausitz sind erst während der Kreidezeit auf die Elbezone überschoben worden.

Mulden gegliederte Erzgebirge im Südwesten vom großen Granitgebiet der Lausitz im Nordosten (Abb. 132). Die Grenzen gegen diese Nachbargebiete sind nun tatsächlich scharfe Trennflächen: Die Mittelsächsische Störung trennt das Erzgebirge vom Elbtalschiefergebirge bzw. dem Nossen-Wilsdruffer Gebirge (siehe unten) und die Lausitzer Überschiebung begrenzt die Elbezone gegen den Lausitzer Granit. Wenn hier vom Elbtalschiefergebirge die Rede ist, dann ist auch ein Landschaftsvergleich mit dem Rheinischen Schiefergebirge nicht allzu weit hergeholt, der geologisch begründet werden kann; die Verhältnisse im Elbetal sind aber vielfältiger und der Bau ist noch komplizierter. Die Trogfüllung aus paläozoischen Gesteinen lagert im Südwesten auf den alten Gneisen des Erzgebirges und im Nordosten auf jungpräkambrischen Grauwackenserien, die nach der Lokalität beim Bahnhof von Weesenstein im Müglitztal als Weesensteiner Grauwacken bezeichnet werden. Die paläozoischen Schichtfolgen sind nicht überall gleich ausgebildet und auch nicht überall vollständig. Daraus lassen sich differenzierte Bewegungen ableiten, die immer wieder zu faziellen Unterschieden im Ablagerungsraum geführt hatten, außerdem waren auch hier untermeerische Vulkane aktiv, deren Basalte heute als Diabase vorliegen. Das Altpaläozoikum ähnelt dem des Vogtlandes. Die wesentliche tektonische Prägung erfolgte variskisch; dabei wurde dieses Schiefergebirge zwischen Erzgebirge und Lausitzer Block zusammengepresst, engräumig gefaltet und verschuppt. Ursprünglich weit voneinander entfernt gebildete Gesteine

Hauptgranit (Monzonit)

Oberkreide

Lausitzer Granit

Ro tliegend

Elbtalschiefergebirge

Rhyolith

Erzgebirgskristallin

Riesensteingranit

bzw. solche aus Flach- oder Tiefwasserbereichen sind dadurch eng miteinander verzahnt worden. Man kann diese Verhältnisse in den Talanschnitten und in Steinbrüchen beobachten. Im Südwesten ist dieses Gebirge auf den östlichen Erzgebirgsrand aufgeschoben worden. Im Nordosten dagegen ist der Lausitzer Granit auf die Elbezone überschoben. Regional werden in der Elbezone das Elbtalschiefergebirge und das Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirge unterschieden, die durch ein mit RotliegendAblagerungen gefülltes Gebiet, das Döhlener Becken, voneinander getrennt sind. Beide Schiefergebirge gehören aber geologisch zusammen, d. h. sie stehen unter der Bedeckung des Döhlener Beckens miteinander in Verbindung; das Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirge ist tektonisch etwas weniger beansprucht worden als das Elbtalschiefergebirge. Wesentlichen Anteil am Aufbau der Landschaft haben granitische Tiefengesteine und Rhyolithe, die vor allem im nördlichen Bereich um Meißen und Dresden aufgedrungen sind. Diese Tiefengesteine sind spätvariskische Bildungen, die die älteren Komplexe des Schiefergebirges in hohem Maße kontaktmetamorph verändert haben. Der großräumige Meißener Pluton zeigt eine besondere Ausbildung: Von außen nach innen sind darin unterschiedliche Gesteine entwickelt, die in dieser Richtung immer reicher an Quarz werden: außen Syenodiorit, wie er z. B. in Dresden und im Triebischtal angetroffen wird, gefolgt von Biotit-Granodiorit, der im Elbetal bei Meißen steile Wände bildet, und schließlich im Zentrum der quarzreiche Riesenstein-

Elbetal

¯ Abb. 133:

„Porphyrfächer“ von Mohorn. Rotliegendzeitliche Intrusion im Bereich der nördlichen Elbezone.

granit. Die im Wesentlichen auch hier oberkarbonischen Schmelzen erstarrten wahrscheinlich in einem flachen Krustenniveau. Noch im jüngsten Oberkarbon sind solche Schmelzen dann an die Oberfläche gelangt und haben rhyolithische Ignimbrite, Laven und Tuffe gefördert. Bemerkenswert daran ist, dass diese Produkte teilweise als Pechstein, d. h. wasserreiches, rhyolithisches Gesteinsglas, entwickelt sind. Solche Vorkommen liegen bei Garsebach und Zehren bzw. Spechtshausen. Grüne Varietäten wurden früher zur Herstellung von Flaschenglas abgebaut (Beeger & Quellmalz 1994). Zu den vielfach abgebildeten Motiven gehört der bei Mohorn aufgeschlossene „Porphyrfächer“ (Abb. 133); der geologisch eher zur Tharandter Wald-Caldera und damit zum nördlichen Erzgebirge gehört. Die Landschaft wird von steilwandigen Tälern bestimmt, die in ein flachwelliges Plateau eingeschnitten sind. Die Hochfläche (Meißener Hochland) hat eine lange Verwitterungszeit hinter sich, deren Produkte lokal zu dekameterdicken Tonschichten angereichert sind. Prominentes Beispiel ist der bei dem Dörfchen Seilitz seit über 200 Jahren abgebaute Kaolin, der die Rohstoffbasis für die Meißener Porzellanmanufaktur bildet (Abb. 134). ˘ Abb. 134:

Kaolinit-Tagebau Seilitz in der Nähe von Meißen. Der Kaolinit (Rohstoff für die Porzellanmanufaktur) ist hier durch tiefgründige Verwitterung des Porphyrs entstanden.

Die während der Kreide- und Tertiärzeit bei feuchtheißem Klima gebildeten Verwitterungsprodukte werden noch von Löß überlagert; im Elbetal oberhalb von Diesbar-Seußlitz liegen mächtige Lößschichten direkt auf dem Granit, der dort Steilwände bildet. Von der Hochfläche ist eine bedeutende bronzezeitliche Burganlage bekannt. Südlich schließt sich an das Meißener Massiv das Döhlener Becken an, das als Molassetrog innerhalb

153

154

des variskischen Elbtalschiefergebirges aufzufassen ist. Seine Füllung mit klastischen Sedimenten und einzelnen Vulkaniten im ältesten Abschnitt begann schon im Oberkarbon, ist aber zeitlich überwiegend Rotliegend. In diesem Binnenbecken sind mehrfach Steinkohleflöze entwickelt, die Gegenstand eines jahrhundertelangen Abbaus waren. Man kann die geologischen Verhältnisse an zwei Aufschlüssen einsehen: Am „Backofenfelsen“, einer über 50 m hohen Wand im Weißeritztal bei Freital (Abb. 135), sind in den Rotsedimenten Gerölle von Erzgebirgsgneis, aber auch solche vom Typ der Meißener Porphyre enthalten. Dieser Aufschluss steht unter Naturschutz und bildet hier auch den größten Übertageaufschluss des Rotliegends. Ein zweiter wichtiger Aufschluss ist im Museumsgarten von Schloss Burgk oberhalb von Freital zu sehen, wo ein Kohleflöz zutage ausstreicht; der Abbau erfolgte von 1800 bis 1966. Insgesamt liegen im Döhlener Becken etwa 700 m mächtige Sedimente. ¯ Abb. 135:

„Backofenfelsen“ im Weißeritztal bei Freital. Klastische Sedimente des Rotliegends im Döhlener Becken mit groben Geröllen von Erzgebirgsgneis und Meißener Porphyr.

■   Elbsandsteingebirge Gänzlich anders sieht die Landschaft im Süden der Elbezone aus, die ihrer steilen Felsen wegen Sächsische Schweiz bzw. Elbsandsteingebirge heißt. Dominierend sind hier Sandsteine der unteren Oberkreide, welche die Erosion entlang von Kluftsystemen in bizarre Felsengruppen und Einzelfelsen zersägt hat. Die Elbe durchquert diese Landschaft, die sich noch weit nach Tschechien hinein erstreckt (Abb. 136). Der geologische Hintergrund ist zunächst wieder einmal die Tatsache, dass ein Meer in diese Schwächezone eindringen konnte. Diesmal, nach Vorläufern im oberen Jura, von dem noch Reste in den Randbereichen der Lausitzer Überschiebungszone erhalten sind, erfolgte die Überflutung während der Oberkreide-Transgression. Vorangegangen war eine Festlandszeit, aus der rote Verwitterungsprodukte erhalten sind. Im Elbsandsteingebirge (Name!) herrschen Sandsteine vor, die aus küstennahen Ablagerungen entstanden sind. Die durch Glaukonit manchmal grünlich getönten Sandsteine werden aber immer wieder durch tonige und mergelige Zwischenlagen unterbrochen. Dieser Gesteinswechsel bedingt zunächst die Wasserführung und führt schließlich im Verein mit einem ausgeprägten Kluftsystem zur Erosion der vormals zusammenhängenden Sedimentdecke und damit zu den Formen, die dieses Gebiet für Landschaftsfotographen und Kletterer so interessant machen. Die Felsen sind also nur das, was Verwitterung und Ero-

Elbsandsteingebirge

sion – und schließlich auch der Steinbruchbetrieb – übrig gelassen haben. Große Klötze sind Königstein (mit einer bedeutenden Festung) oder Lilienstein, und manche der kleineren verdanken ihren Namen dem Vergleich mit bekannten Formen wie „Lokomotive“, „Lamm“, „Bienenkorb“ oder „Türkenkopf“. Dresdens Baumeister haben sich (bis in die Gegenwart der Rekonstruktion der Frauenkirche) reichlich aus diesen Vorkommen bedient, und manche Steilhänge im Elbetal, etwa bei Postelwitz, sind nicht allein das Produkt natürlicher Erosion. Die Erosion der weicheren Schichten hat gelegentlich Schichthöhlen entstehen lassen, von denen der „Kuhstall“ die bekannteste ist. An Erosionsresten im östlichen Erzgebirge und auf dem Lausitzer Granit wird deutlich, dass die Kreidesedimente der Elbezone ursprünglich wesentlich weiter verbreitet waren. Ihre Mächtigkeit wird mit 600 bis 900 m angegeben, von denen die Sandsteine im Elbsandsteingebirge allein schon bis zu 400 m umfassen. Sie sind über einer Landoberfläche abgelagert worden, die vor der Oberkreide-Transgression von einer Fluss- und Seenlandschaft geprägt war. Bei Niederschöna sind daraus pflanzenführende Tone bekannt, die eine berühmte Flora geliefert haben (u. a. Crednerien, Platanen-Vorläufer). Die Sedimentation folgte nach Nordwesten gerichteten Becken, d. h. der alten tektonischen Richtung der Elbezone; die Störungen, die später die verfestigten Gesteine mit einem dichten Kluftnetz durch-

zogen haben, zeigen die gleiche Ausrichtung, wobei allerdings noch eine zweite Richtung hinzukommt, die diese unter etwa rechten Winkeln schneidet. Das Sedimentationsbecken wurde asymmetrisch gefüllt und im Nordosten, am Rand zur Lausitzer Überschiebung, sind die größten Mächtigkeiten zu finden (vgl. Abb. 132). Die Gesteine zeigen eine deutliche fazielle Differenzierung: Im Südosten herrschen Sandsteine vor, die nach Nordwesten hin in sogenannte „Pläner“, d. h. tonige Kalke übergehen, die damit tieferes Wasser anzeigen. Die Bezeichnung Pläner kommt aus dem Plauenschen Grund bei Dresden, wo diese Gesteine zuerst beschrieben wurden. Die dickbankigen Sandsteine heißen Quader und schon die alten Steinbrecher hatten Unteren Quader, Oberen Quader und den noch höher liegenden Überquader unterschieden. Stratigraphisch gehören alle Kreideablagerungen in das Cenomanium, Turonium und Coniacium. Die bezeichnenden Leitfossilien sind Muscheln, Belemniten und Ammoniten. Bei den Muscheln sind es besonders die Inoceramen, die gelegentlich die Schichtnamen prägen (z. B. labiatus-Pläner nach Inoceramus labiatus) oder die aberrante Ammonitengattung Scaphites, eine im Laufe der Evolution sekundär entrollte Form, die für den stratigraphischen Begriff Scaphiten-Ton namengebend ist. Der fazielle Übergang von teilweise groben bis hin zu konglomeratischen Sandsteinen im Südosten in die Plänerkalke im Nordwesten spiegelt auch die paläogeographische Situation zur Oberkreidezeit. Das

Liefergebiet lag im Südosten, und in der Gegend von Pirna, wo Sandsteine mit Kalken und Tonen wechsellagern, erfolgte der Übergang in das tiefere Wasser. Tektonische Bewegungen in jüngster Zeit haben vor allem zur Überschiebung des Lausitzer Granits auf die Kreidegesteine geführt. Die Überschiebung muss also frühestens während der späten Oberkreide erfolgt sein; sie ist im Bereich des Harzvorlandes definiert und als subhercyne Phase bezeichnet worden. Zeitlich lässt sie sich auf das Coniacium datieren, als im Elbetal die Kreidesedimentation aufgehört hatte, während gleichzeitig Erzgebirge und Lausitz herausgehoben wurden. Für das Tertiär sind einzelne Basaltdurchbrüche zu erwähnen, von denen der Burgberg von Stolpen mit seinen prächtig entwickelten Säulen der bekannteste ist. Letztlich gehören in die Reihe dieser Vorkommen auch die Basalte im Erzgebirge (Pöhlberg, Scheibenberg, Geisingberg) bzw. die im Zittauer Gebirge. Während der Eiszeit rückten elsterzeitliche Gletscher bis Bad Schandau vor, saalezeitliche noch bis Meißen. Störungen in elsterzeitlichen Moränen zeigen an, dass sich die tektonische Aktivität entlang der Lausitzer Störungszone auch in jüngster geologischer Zeit noch fortgesetzt hat. Auch das Elbsandsteingebirge hat sein Umweltproblem. Bei Königstein wurde bis 1990 Uran durch Laugung mit Schwefelsäure gewonnen, das dort sowohl in Form imprägnativ vererzter Kreidesandsteine, als auch auf Klüften vorkommt. Die Sanierung erfolgt hier durch eine gesteuerte Flutung.

˚ Abb. 136:

Elbsandsteingebirge: Küstennah gebildete Sandsteine der Kreide sind durch senkrechte Klüfte gespalten, die sich durchkreuzen. Die Erosion erfolgt vorzugsweise entlang solcher Klüfte und hinterlässt die Sandsteintürme. Im Zusammenhang mit der auf Materialunterschieden beruhenden Schichtung entstehen die auch für Bauzwecke gewonnenen Quadersandsteine (Foto: Dora Sand, Seniorstudentin, Exkursion 2000).

Beeger & Quellmalz 1994, Pälchen & Walter 2008, Pietzsch 1951, Wagenbreth & Steiner 1990

Süddeutsches Schichtstufenland  Schwäbische Alb  Fränkische Alb  Nördlinger Ries  Steinheimer Becken  Kraichgau, Neckarland

und Franken  Pfalz  Saarland, Pfälzer Bergland

und Nahegebiet

Blick vom Hörnle bei Kirchheim/Teck, Schwäbische Alb (Adobe Stock/Jürgen Fälchle).

158

Süddeutsches Schichtstufenland

S

chichtstufenlandschaften sind überall dort entwickelt, wo sich mächtige Folgen von Gesteinen unterschiedlicher Verwitterungsstabilität übereinander stapeln und wo diese als Paket insgesamt leicht gekippt sind. Das klassische Beispiel in Deutschland ist die Süddeutsche Schichtstufenlandschaft, die aus Schichten von der Trias bis zum Weißen Jura aufgebaut ist. Hauptstufenbildner sind vor allem der Mittlere Buntsandstein, der Obere Muschelkalk, im Keuper Teile des Schilfsandsteins, Kiesel- und Stubensandstein, Lias-Sandsteine und Weißjura-Karbonate, die den Stufenrand von Schwäbischer und Fränkischer Alb krönen. Die Stufenränder sind oft – aber nicht immer – geradlinig, vor allem da, wo die Entwässerungssysteme parallel zum Stufenrand verlaufen oder im Falle tektonischer Lineamente (Neckar-Jagst-Furche oder Schwäbisches Lineament, siehe unten); diese Ausbildung kennzeichnet die Nordränder von Schwäbischer und Fränkischer Alb. Kleinerräumige Schichtstufen haben sich vor allem in geologischen Muldenstrukturen herausgebildet, in denen oft eine Reliefumkehr zu beobachten ist; so etwas gilt z. B. für die Stromberg-Mulde, die Heilbronner oder die Löwensteiner Mulde, deren Berge entsprechend herauspräpariert wurden. Bei steilerem Einfallen der harten Schichten spricht man von Schichtkämmen oder Schichtrippen, wie sie etwa die Hils-Mulde mit den Ith-Klippen im südlichen Niedersachsen zeigt. Schichtstufenlandschaften sind

auch besonders prägnant im Pariser Becken entwickelt, dessen Randbereiche bei uns z. B. noch das Saarland betreffen. Im Folgenden werden hier Schwäbische und Fränkische Alb einschließlich der Meteoritenkrater von Nördlinger Ries und Steinheimer Becken, der Kraichgau und seine Nachbarregionen, die Pfalz, das Pfälzer Bergland, das Saarland und das Nahegebiet auch unter dem Aspekt, dass sie überwiegend durch Schichtstufen geprägt sind, nacheinander behandelt. Fast alle diese Gebiete sind Teile einer geologischen Großeinheit, die als Südwestdeutsche Großscholle bezeichnet wird (Carlé 1950). Sie besteht aus Deckgebirge, dessen mesozoische Schichten meist nur geringfügig gestört sind. Es überwiegen weitspannige Verbiegungen, die zu flachen Mulden und Aufwölbungen sowie zu kleinräumigen Gräben geführt haben, die selten mehr als 100 m abgesenkt sind. Nur die Randbereiche, in denen Deckgebirge und Kristalliner Rahmen aufeinandertreffen, sind tektonisch stärker beansprucht worden. Die vom Alpenraum vor allem seit dem Tertiär ausgehenden Bewegungen haben die insgesamt etwa dreieckige Großscholle deformiert und dabei die zahlreichen kleineren Einzelstrukturen verursacht. Unter dem Deckgebirge sind in vielen Fällen die Grundgebirgseinheiten des Moldanubikums und des Saxothuringikums aus Bohrungen und Auswürflingen des tertiären Vulkanismus nachgewiesen (Abb. 137).

■   Schwäbische Alb Kaum ein deutsches Mittelgebirge scheint mir ähnlich detailliert untersucht worden zu sein, und es ist in diesem Zusammenhang nicht verwunderlich, dass Geologie einmal zu den Schulfächern an württembergischen Gymnasien zählte. Der wesentliche Grund dürfte der Fossilienreichtum der Juragesteine gewesen sein, die auch den wandernden Naturfreunden nicht verborgen bleiben konnten. Dazu zählten auch Pfarrer, Ärzte und Apotheker, unter denen der Pfarrer Theodor Engel, der 1908 einen „geognostischen“ Führer für die Gegend geschrieben hatte, eine herausragende Stellung einnimmt. Anders als in Sachsen, wo Abraham Gottlob Werner nach den Gesteinsarten zu ordnen begann, hatte in Schwaben vor allem Friedrich August Quenstedt im 19. Jahrhundert begonnen, die Schichten nach den darin enthaltenen Fossilien zu gliedern. Dadurch konnte die schon in der Landschaft durch die Gesteinsfarben gegebene auffällige Dreiteilung in Schwarzen, Braunen und Weißen Jura erheblich verfeinert werden. Als bedeutendes Schichtenpaket bildet die Schwäbische Alb mit Höhen bis zu 1000 m auch einen

markanten Bereich des Süddeutschen Schichtstufenlandes. Über den von weitgehend tonigen Schwarzjuragesteinen bestimmten Ebenen ihres Vorlandes (den Fildern) steigt das Gebirge vom Norden her über die durch tonige und sandige Gesteine des Braunen Juras geprägten Hänge schließlich bis zur Steilstufe aus Weißjurakarbonaten an. Gesteinsunterschiede haben eine Vielzahl kleinerer Stufen bedingt, die auch innerhalb von Schwarzem und Braunem Jura zu finden sind (Abb. 138). Die Erosion, für die vor allem der Neckar verantwortlich ist, hat den Nordrand der Schwäbischen Alb seit dem Tertiär ständig zurückverlegt und im Zusammenspiel mit der Tektonik in einzelne Zeugenberge aufgelöst. Die bekanntesten sind die aus Weißjura aufgebauten drei Kaiserberge Hohenstaufen, Rechberg und Stuifen sowie die Achalm bei Reutlingen. Zu den Abtragungserscheinungen, die mit zur Rückverlegung des Albrandes beigetragen haben, gehören auch Rutschmassen und Bergstürze. Im Niveau des Braunen Juras vorkommende Blöcke von Weißjurakarbonaten können beträchtliche Ausmaße haben; sie lösen sich oft an hangparallelen Klüften ab.

Schwäbische Alb

Schwäbische Alb

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Trümmergesteine des Ries und des Steinheimer Beckens

137: Das meist von Störungen begrenzte Gebiet der Südwestdeutschen Großscholle umfasst den im Wesentlichen aus mesozoischen Sedimentgesteinen aufgebauten Raum zwischen dem ostbayerischen Grundgebirge im Nordosten sowie Spessart, Odenwald und Schwarzwald im Nordwesten und Westen und grenzt im Süden an das Alpenvorland (Molassebecken).

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Tertiäre und quartäre Basalte

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Rotliegend-Sedimente

Quarz des Bayerischen Pfahls

Variskische und prävariskische Gebirgsrümpfe

Strukturell sind darin kleinräumige Sättel, Beulen, Mulden und Störungszonen zu beobachten, die vor allem mit dem nach Norden gerichteten Schub erklärt werden können, der von den Alpen ausgeht. Schwäbische und Fränkische Alb sind leicht nach Süden gekippt, sodass ihre Schichtfolgen unter die jungen Molassesedimente abtauchen. Bei den Strukturen herrschen Nordnordost-, Nordwest- und Ostnordost-Richtungen vor.

ch

159

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Süddeutsches Schichtstufenland

Viele solcher Bergsturzmassen sind seit dem Pleistozän niedergegangen, als Frostverwitterung größere Blöcke vom Steilrand des Albtraufs abgespalten hatte. Die Hauptmasse rutschte aber im Holozän ab, und die Vorgänge reichen bis in die Gegenwart hinein. Bergstürze können aber auch älter sein, wie die als „Spielburg“ bezeichnete Scholle am Westhang des Hohenstaufen zeigt, die aus Karbonaten des Weißjura δ besteht, während die Schichtfolge am Hohenstaufen selbst nur noch bis zum Weißjura γ reicht; die Scholle muss also abgebrochen sein, als dort noch die jüngeren Schichten anstanden (Geyer & Gwinner 1979). Die tonigen Gesteine des Braunen Juras neigen dagegen eher zu Rutschungen. Während der Nordrand mit einer Steilkante zum Vorland abbricht, fallen die Schichten nach Südosten hin flach zum Molassebecken hin ein: Die gesamte Albtafel ist als Paket leicht gekippt worden. Differenzierte Hebungsvorgänge haben dazu geführt, dass der Südwesten stärker herausgehoben wurde als der Nordosten. Der als Albtrauf bezeichnete Stirnbereich liegt dementsprechend im westlichen Bereich (Westalb) 800 bis 1000 m, in der Mittleren Alb 700 bis  800 m und im Osten (Ostalb) etwa 700 m hoch. Die südliche Begrenzung wird näherungsweise durch die Donau markiert, die sich im Verlauf der jungen Hebungsbewegungen immer tiefer eingeschnitten hat und möglicherweise infolge der Kippung der gesamten Scholle auf dieser „abgeglitten“ ist. Alte Schotter hoch über dem heutigen Tal begleiten den gesamten Südrand der Alb und belegen die Entstehung der Ur-Donau im obersten Miozän. Die Details der Stratigraphie des Schwäbischen Juras sollen hier nicht im Einzelnen behandelt, wohl

X Hänge mit häufig auftretenden Rutschungen 7 Schichtflächenalb (Bankkalke im Gebiet der Kuppenalb) 6 Kuppenalb in Schwammkalken 5 Weißjura-β-Trauf und -Flächen (Westalb) 4 Braunjura-γ-(Blaukalk)-Flächen (Mittlere u. Westalb) 3 Braunjura-β-Sandsteinflächen (Ostalb) 2 Filderflächen 3 1 Knollenmergelhänge X

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aber auf Besonderheiten hingewiesen werden, die zum Verständnis der Landschaft beitragen. Neben der geographisch-geologisch vorgenommenen Einteilung in eine Westliche Alb, Mittlere Alb und Ostalb, in denen der Ausstrich der Juraschichten aufgrund von Lagerung und Erosion unterschiedlich breit ist (im Westen 10 bis 15 km, in der Mitte und im Osten bis 50 km), werden auch Schichtflächenalb, Flächenalb und Kuppenalb unterschieden. Das hat vor allem mit der unterschiedlichen Faziesausbildung der Weißjuragesteine zu tun, die allesamt in einem Flachmeerbereich über dem stabilen Untergrund des moldanubischen Grundgebirges entstanden sind. Dieses Grundgebirge ist in verschiedenen Bohrungen (u. a. bei Urach, siehe unten) unter dem Jura angetroffen worden und die Vorkommen im Nördlinger Ries belegen seine Fortsetzung in Richtung auf die Böhmische Masse; im Südwesten taucht es im Schwarzwald wieder auf. Der Schwäbische Jura ist mit etwa 800 m insgesamt wesentlich mächtiger als der Fränkische. Die Ausbildung seiner Gesteine ändert sich von Westen nach Osten, was auch in der räumlichen Unterscheidung zumindest zwischen West- und Ostalb ausgedrückt werden soll. Der Schwarze Jura bildet mit seinen namengebenden dunklen Tongesteinen die Verebnungen im Albvorland. Das Schild „Urweltfunde“ an der Autobahn zwischen Stuttgart und Ulm weist auf das Museum Hauff in Holzmaden hin, dessen weltberühmte Fossilien (Ichthyo- und Plesiosaurier, Seelilien, Fische, Krokodile, Ammoniten, Belemniten etc., auch Treibholz) dort in exemplarisch präparierten Stücken ausgestellt sind. Sie stammen aus den Steinbrüchen der Umgebung, die plattige Tonsteine des Lias ε („Posidonienschiefer“) ausbeuten, u. a. um Tischplatten aus bestimmten Bänken, heute 6 7 aber vor allem Fossilien zu gewinnen. Bei ε 6 Dotternhausen werden in großem Umfang δ γ noch Zementrohstoffe abgebaut. Diese Gesteine bilden auch durch ihren a r 5 er Ju Weiß hohen Anteil an organischer Substanz eine Besonderheit. Noch im Zweiten Weltα krieg hatte man versucht, sie in der Nähe ε von Balingen zu verschwelen, um daraus Jura δ Treibstoffe zu destillieren. Ihre Entstehung r e n Brau γ in sauerstoffarmem Meerwasser hat auch zur Bildung von Pyrit geführt, der vielen Jura zer r Fossilien die goldenen Farben verleiht. Fesa w α Sch tere Gesteinsbänke im Schwarzen Jura, die per u ebenfalls kleine Schichtstufen bilden köne ε K nen, sind meistens durch die dickschaligen Gryphaeen (Muscheln) oder durch eingelagerte Sandsteine bedingt. Auf der Ostalb überwiegen Sandsteine, was auf die Fest¯ Abb. 138: Schematische landsnähe zum Vindelizisch-Böhmischen Darstellung der Stufenbildner Land zurückzuführen ist. in den Schichtstufen des Schwäbischen Der Braune Jura bildet in der Landschaft Jura (aus Geyer & Gwinner 1991). die nicht so steilen Hänge am Fuß der

Schwäbische Alb

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Weißjurafelsen. Seine durch Eisenverbindungen gefärbten Tone, Mergel und Sandsteine werden oft noch landwirtschaftlich genutzt; auf den steileren Hangpartien wachsen meist Obstbäume (wir lernten, dass man den Braunen Jura nach den Kirschbäumen kartieren könne). Auf der Ostalb sind vielfach oolithische Eisenerze zu abbauwürdigen Lagerstätten konzentriert, die einmal die Grundlage für die heutigen Industriestandorte geliefert hatten (Aalen, Geislingen, Wasseralfingen). Auch das sind festlandsnahe Flachwasserbildungen. Aufschlüsse gibt es u. a. im Besucherbergwerk Tiefer Stollen. Der Weißjura wird, von gelegentlichen mergeligen Sedimenten abgesehen, überwiegend aus ziemlich reinen Karbonatgesteinen aufgebaut, die im Einzelfall dolomitisch entwickelt sein können. Ihr Erscheinungsbild reicht von „wohlgeschichteten“ Bankkalken mit dünnen Mergelfugen über Partien mit dicken Bänken bis zu massigen, weitgehend ungeschichteten Komplexen, die aufgrund der vielen darin gefundenen Schwämme bis vor Kurzem noch generell als Riffbildungen angesehen wurden. Man sprach von einer „Schwamm-Stromatolith-Magnafazies“, die durch solche Riffe gekennzeichnet wird, und unterschied davon die regelmäßig geschichteten Kalk-Mergel-Folgen (die vor allem die Ammoniten führen) als „Normalfazies“. Im Gelände bilden die herausgewitterten massigen Partien eine kuppige Landschaft, die Kuppenalb (Abb. 139). Inzwischen hat man herausgefunden, dass die bisher als Schwamm-Algen-Riffbildungen interpretierten Massenkalke wesentlich komplexer aufgebaut sind. Eigentliche Riffe im Sinne von Biokonstruktionen bilden nur einen geringen Anteil, während das meiste aus zementierten Karbonatsanden aufgebaut ist, die meist aus Peloiden (schlecht definierten Kalkkörnern), Lithoklasten (aufgearbeiteten, schon verfestigten Kalkpartikeln) und Ooiden bestehen, die in Zeiten geringer Sedimentation durch Mikrobenmatten fixiert wurden. Die Pionierarbeiten dazu hat Roman Koch mit seinen Schülern geleistet (zusammenfassende Darstellungen u. a. in Koch et al. 1994, Koch & Senowbari-Daryan 2000); danach kann man heute nur noch in einigen wenigen Fällen von Schwammriffen sprechen. Die heute als Schwamm-Algen-Mudmounds bezeichneten Riffanteile sind eher Stillwasserbildungen, die meist breiter als hoch sind (1 bis 3 m hoch, Zehnermeter in der horizontalen Ausdehnung). Bei Arnegg, im Blautal zwischen Ulm und Blaubeuren, gibt es allerdings auch ein „anständiges“ Riff mit Korallen und einer steil ausgebildeten Flanke, die durch groben Riffschutt gekennzeichnet ist. Lokal lässt sich verfolgen, wie die Massenkalke lateral in die gebankte Fazies übergehen. Man hat beobachtet, dass das Phänomen der „Verschwam-

Tuttlingen

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40 km

Klifflinie des miozänen Molassemeeres Ungefähre Südgrenze der geschlossenen Weißjuratafel

mung“ (wie es früher genannt wurde) im Norden der Schwäbischen Alb bereits im unteren Weißjura einsetzt und im Laufe der Zeit allmählich nach Süden, d. h. in stratigraphisch immer höhere Schichten wandert. Jedenfalls ist die Morphologie weiter Gebiete der Albhochfläche durch diese Massenkalke geprägt, die hier vor allem in den höheren, d. h. jüngeren Schichtgliedern vorkommen. Auch bezüglich des Weißjuras gibt es in der Ostalb zumindest eine Besonderheit: Nahe Heidenheim ist hier eine durch Ooide und Intraklasten geprägte Fazies flachsten Wassers entwickelt. Das Gestein wird nach dem Vorkommen als Brenztal-Oolith bezeichnet; darin sind neben den genannten Komponenten auch Echinodermen häufig, deren Bruchstücke im Gestein charakteristisch glitzern. Auf der Ostalb sind auch als Besonderheit mächtige Lehmdecken entwickelt, die als Feuersteinlehm bezeichnet werden; das kieselige Material dieser Feuersteine stammt aus Weißjurakieselkalken, die Kieselsäure letztlich von den darin häufigen Kieselschwämmen. In manchen Gebieten, etwa um Münsingen, kann man das jurazeitliche Meeresrelief noch heute nachempfinden, weil die Erosion die weicheren Mergelpartien zwischen den massigen Kalkklötzen ausgeräumt hat. Die in Lagunen zwischen den „Riffen“ abgelagerten Mergel gehören mit zu den jüngsten Bildungen im Weißjura (Zementmergel). Nachdem sich mit Ende der Jurazeit das Meer in den Alpenraum zurückgezogen hatte, war die Schwäbische Alb Festland geworden. Vom tertiären Molassemeer war in der Folge nur der Südrand betroffen, wie man an Verebnungsflächen sehen kann, die als marine Abrasionsflächen interpretiert werden, nicht zuletzt deshalb, weil sie südlich der sogenannten Klifflinie liegen. Diese Ebenen haben den

˚ Abb. 139:

Morphologische Merkmale der Schwäbischen Alb (aus Geyer &  Gwinner 1991). Am Nordrand werden die Flächen durch Schichtflächen gebildet, im Süden dagegen sind sie infolge der flächenhaften Erosion durch das tertiäre Molassemeer unter flachem Winkel in die leicht nach Süden einfallenden Schichten eingeschnitten; die Klifflinie zeigt den entsprechenden ehemaligen Küstenverlauf. Die Kuppenalb wird durch riffähnliche, massige Karbonatkomplexe geprägt, zwischen denen die weicheren Schichten aus tonigen und mergeligen Gesteinen durch Erosion entfernt worden sind.

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Süddeutsches Schichtstufenland

sehr unterschiedlich waren; die Höhenlage im Südwesten erklärt sich dabei aus der Heraushebung des Schwarzwalds.

Karst und Höhlen

˚ Abb. 140:

Das miozäne Kliff von Heldenfingen, das am Südrand der Schwäbischen Alb vom Molassemeer in die Weißjurakalke eingeschnitten ist. Die Kalke sind von bohrenden Organismen hier siebartig durchlöchert worden. Im Vorfeld ist durch Abrasion eine Brandungsplattform entstanden.

Begriff von der Flächenalb begründet (vgl. Abb. 139). Das Kliff ist am besten bei der Ortschaft Heldenfingen (nördlich von Ulm) erhalten, wo in Weißjura-Kalken eine Brandungshohlkehle ansteht, die von tertiären Muscheln angebohrt ist; im Bereich davor liegen Sande (Naturdenkmal, Abb. 140). Das Kliff begleitet als Linie den gesamten Alb-Südrand als markante Geländestufe und markiert die nördliche Küste des Molassemeeres. Seine heutige unterschiedliche Höhenlage (in der Ostalb 500 m, im Südwesten bis annähernd 900 m) ist ein Beleg dafür, dass die Hebungsvorgänge seit dem mittleren Miozän örtlich ˘ Abb. 141:

Bärenhöhle bei Erpfingen in der Schwäbischen Alb mit dem Skelett des Höhlenbären (Ursus spelaeus), der im Lauf des Pleistozäns ausgestorben ist (Foto: Dr. Wilfried Rosendahl).

Auf der Hochfläche hatten vermutlich schon zur Kreidezeit Verwitterungsvorgänge eingesetzt, die einen Teil der jüngsten Juraschichten beseitigt haben. Sicher nachgewiesen ist das für das Tertiär. In vielen Steinbrüchen kann man tief reichende Karstspalten sehen, die mit Rotlehm, der gelegentlich auch Bohnerze enthält, gefüllt sind (u. a. auch am Riff von Arnegg). Darin sind Reste von Landwirbeltieren nicht selten, die zusammen mit den roten Gesteinsfarben auf das vor allem im Alttertiär herrschende feuchtwarme Klima hinweisen, unter dem die Böden entstanden waren. Auch Kaolinit und gelegentlich sogar Gibbsit sprechen für tropisches Klima (Kallis 2001). Diese vorwiegend chemische Verwitterung hat die Kalke gelöst und die hier besonders ausgeprägten Karstphänomene verursacht. Dolinen mit oft aktiven Schlucklöchern, Karstspalten und Trockentäler gehören zu den an der Oberfläche sichtbaren Erscheinungen, die Höhlen mit ihren Tropfsteinbildungen zum unterirdischen Inventar. Oft sind Klüfte oder Schichtfugen für den Höhlenverlauf maßgebend. Die bekanntesten dieser Höhlen sind die bei Erpfingen gelegene Bärenhöhle (Abb. 141), die mit 5 km Länge längste, als Falkensteiner Höhle bei Grabenstetten bekannte Schichtfugenhöhle, die als eine der wenigen von einem Bach durchflossen wird, die Nebelhöhle bei Genkingen, die schon seit 1486 bekannt ist und mit Hauffs ›Lichtenstein‹ in die Literatur eingegangen ist, und die mit 80 m tiefste Höhle, die Laichinger Tiefenhöhle, deren Entstehung an ein enges Kluftnetz gebunden ist. Von der Vielzahl weiterer solcher Karsthöhlen in Weißjurakarbonaten der Schwäbischen Alb soll hier

Schwäbische Alb

noch auf die erst 1998 neu entdeckte Zaininger Höhle auf der Mittleren Alb hingewiesen werden (LópezCorrea & Rosendahl 2002). Es ist eine wahrscheinlich im Pliozän entstandene Flusshöhle, die bis zu 38 m unter das Einstiegsniveau reicht; ihre Gesamtlänge beträgt über 500 m. Ein mit modernen Datierungsmethoden analysierter Stalaktit daraus ergab, dass das Wachstum im ausgehenden Spätglazial begonnen hatte und erst vor über 2700 Jahren beendet war. Das gestattet auch Aussagen zur Klimaentwicklung während dieser Zeitspanne, die gut mit der beginnenden nacheiszeitlichen Erwärmung im Einklang steht. Während diese Höhlen durch die Verkarstung von Weißjurakarbonaten entstanden sind, sind die Olgahöhle bei Honau und die Höhlen bei Zwiefaltendorf sogenannte „Kalktuffhöhlen“, die erst im Zuge der Sinterbildung selbst geschaffen wurden. Sie sind in größerem Umfang auch vom Ermstal bei Urach bekannt (siehe unten); so steht der Ort Honau zum Teil auf Sinterterrassen. Besondere Aufmerksamkeit haben in letzter Zeit wieder die Höhlen des Hohle Fels bei Schelklingen, der Hohlenstein bei Asselfingen und die kleinen Vogelherdhöhlen bei Niederstotzingen gefunden, die alle nicht weit von der Donau entfernt sind. Aus der Stadel-Höhle im Hohlenstein stammt die schon 1939 gefundene, aus Mammutelfenbein geschnitzte, fast 30 cm hohe Statuette des „Löwenmenschen“, die inzwischen durch ein nur 2,5 cm hohes entsprechendes Exemplar aus dem Hohle Fels ergänzt wurde. Von dort stammen auch figürliche Schnitzereien von einem Vogel und einem möglichen Pferd. Mit 14C-Altern von 31 000 bis 33 000 Jahren gehören diese Funde in das Aurignacium und sie sind vor Ort gefertigt worden (Conard 2003, Sinclair 2003). Inzwischen sind im Hohle Fels weitere sensationelle Neufunde geborgen worden: eine auf > 35 000 Jahre datierte „Venus“ aus Mammutelfenbein (Abb. 143) (Conard 2009); außerdem sind dort und im benachbarten Geißenklösterle aus dem gleichen Material und aus Tierknochen gefertigte Flöten gefunden worden, die wahrscheinlich die bisher weltweit bekannten ersten Musikinstrumente der Menschheit darstellen (Conard et al. 2009). Die Funde ergänzen weitere Kleinplastiken, die schon aus den Vogelherdhöhlen bekannt waren, und sie belegen das weltweit erste und offenbar spontane Vorkommen von schon weit entwickelter Kunst, die offensichtlich mit einem Homo sapiens schwäbischer Provenienz in Verbindung zu sehen ist. Huth (2002) listet noch weitere Höhlen auf. Lösung und Fällung von Karbonatgesteinen gehen bis heute weiter. Das bekannteste Beispiel dafür ist der Uracher Wasserfall, wo Calcit weitgehend anorganisch gefällt wird (Irion & Müller 1968). Viele Bäche, die in Tälern des Weißjuras fließen, haben durch Kalkfällung ihre Betten selbst erhöht und kleine Terrassen aus Sinterkalken gebildet. Besonders schön

kann man das im Ermstal oberhalb von Bad Urach beobachten, wo das Gefälle an den so entstandenen Geländestufen sogar zur Elektrizitätsgewinnung genutzt wurde. Die Kalkbildung hat wesentlich im älteren Holozän begonnen und hält unvermindert an. Die stark porösen und dadurch gut wärmeisolierenden Gesteine sind auch als Baumaterial gewonnen und meist in der Umgebung verbaut worden (z. B. die Kirche in Bad Urach). Im bergfeuchten Zustand lassen sie sich leicht sägen und härten danach an der Luft aus. Die Ortschaft Seeburg im mittleren Ermstal hat ihren Namen von einem auf natürliche Weise entstandenen Stausee; dieser hatte sich durch Fällung von Sinterkalk gebildet, als die Erms damit das Nachbartal abgedämmt hatte. Der See wurde schon im 17.  Jahrhundert durch einen künstlichen Stollen zeitweise abgelassen und liegt seit dem frühen 19. Jahrhundert trocken.

˘ Abb. 143:

Ein sensationeller Fund aus dem Jahr 2008: Die „Venus vom Hohle Fels“. (Foto: Hilde Jensen, © University of Tübingen). Die nur 6 cm große Statuette ist im Urgeschichtlichen Museum (urmu) Blaubeuren ausgestellt.

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Abb. 142: Blautopf bei Blaubeuren, eine der bedeutenden Karstquellen der Schwäbischen Alb (Foto: Dr. Wilfried Rosendahl).

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Süddeutsches Schichtstufenland

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˚

Abb. 144: Tuffschlot in Weißjurakalken bei Hülben, Schwäbische Alb. Im miozänen Tuff (links) Xenolithe vom Kalk der durchschlagenen Schichtfolge; die Kalksteine lagern horizontal.

Über diese eher touristisch interessanten Erscheinungen hinaus ist besonders das Karstwasser von großer Bedeutung, zum einen in Form von Schichtquellen, die mehr im Bereich des nördlichen Albrandes ausfließen, zum anderen als Karstquellen, die auch im Zusammenhang mit der Flussgeschichte zu sehen sind. Der als Tiefer Karst bezeichnete Bereich, der im südlichen Abschnitt der Albtafel überwiegt, ist durch wasserstauende Schichten unterhalb eines Vorfluters charakterisiert, mit der Folge, dass das Wasser in Form von Karstquellen austritt, von denen der Blautopf mit seinem Höhlensystem die bekannteste ist (Abb. 142). Die von der Schüttung her stärkste dieser Quellen in ganz Deutschland ist die Aachquelle im Hegau. Ihr Wasser stammt, wie man schon lange anhand von Färbeversuchen herausgefunden hat, aus dem Wasser der oberen Donau, das bei Fridingen und Emmendingen versickert und zusätzlich noch durch die Niederschläge eines großen Einzugsgebiets mit verkarsteten Weißjurakalken gespeist wird. Das Gebiet der Schwäbischen Alb ist auch der Grenzbereich, in dem sich unterirdisch der „Kampf um die Wasserscheide“ (Georg Wagner) zwischen Donau und Rhein vollzieht. Eine Hinweistafel an der Autobahn von Stuttgart nach Ulm zeigt die heutige Europäische Wasserscheide zwischen Rhein und Donau auf der Albhöhe an. Die Flussgeschichte ist sehr anschaulich durch Eckhard Villinger in vielen Aufsätzen beschrieben worden. Eine Kurzfassung enthalten die Erläuterun-

gen zur 2011 neu aufgelegten geologischen Schulkarte von Baden-Württemberg. Die Ur-Donau floss noch im Obermiozän am Nordrand des Molassebeckens entlang und hatte alle Gewässer aus dem Alpenraum und der Alb aufgenommen; die hoch liegenden alten Schotter dieser Zeit enthalten eindeutig alpine Gerölle. Schwarzwaldmaterial im Wutachtal zeigt aber, dass auch von dort Zuflüsse kamen. So hatte die Ur-Donau zwei wesentliche Äste, die als Aare-Donau (weil sie auch das Schweizer Mittelland mit Aare und Reuß entwässerte) und Feldberg-Donau in der Gegend von Blumberg zusammenkamen. Aus dem Bereich der Schwäbischen Alb kamen unterhalb dieses Zusammenflusses auch noch Zuflüsse, die man anhand von Weißjuraschottern verfolgen kann: Ur-Eschach, Ur-Lone und Ur-Brenz – Flüsse, die dann im Altpleistozän ihre Richtung umkehrten und nach Norden zum Neckar hin entwässerten; auch der Ur-Main gehörte dazu. Zu den Donau-Zuflüssen zählte auch der im oberen Miozän bei Blaubeuren mündende Alpenrhein, der heute in den erst während des mittleren Pleistozäns durch den Rheingletscher ausgetieften Bodensee mündet. Die Entwicklung des Rheins ist im Zusammenhang mit der des Oberrheingrabens zu sehen. Dessen Einsinken hatte vor allem seit dem Jungtertiär zunehmend Einfluss auf das zuvor zur Donau bzw. nach Westen und Süden zum Mittelmeer entwässernde Flusssystem von Aare, Reuß und Limmat genommen, sodass sich die Aare schließlich zum Quellfluss des Ur-Rheins entwickelte (zum Rhein siehe Kapitel „Oberrheingraben“). Die eiszeitlichen Ereignisse, vor allem der Vorstoß des Rheingletschers ins Alpenvorland, haben dann auch den Alpenrhein an dieses Flusssystem angeschlossen und damit die wesentlichen Züge der heutigen Flusslandschaften geprägt.

Vulkanische Erscheinungen Während des Miozäns war der weitere Bereich um Urach auch Schauplatz vulkanischer Tätigkeit. Den überwiegend pyroklastischen Gesteinen zufolge, die dabei gefördert wurden, war dieser Vulkanismus explosiv und möglicherweise durch phreatomagmatische Prozesse gesteuert: Aufsteigendes heißes Magma kam mit Grundwasser in Berührung, was eine erhebliche Sprengkraft zur Folge hatte. In einer etwas späteren Phase ist dann lokal auch etwas Magma in den Schloten aufgedrungen. Seine mineralogische Zusammensetzung (Melilith-Basalt) weist darauf hin, dass die Schmelze aus dem Erdmantel kam. Schon vor über hundert Jahren waren hier etwa 125 solcher „Durchschussröhren“ (Diatreme) bekannt, deren Anzahl inzwischen durch geophysikalische Untersuchungen auf über 350 anstieg: Die Schlote haben meist nur 100 bis 300 m Durchmesser und stecken vielfach noch in Weißjuragesteinen, ohne die Oberfläche je erreicht zu haben. Diese

Schwäbische Alb

kleinen Vulkane waren einmal als „Vulkan-Embryonen“ bezeichnet worden (Branca 1894/95), und das gesamte Feld wurde einem „Schwäbischen Vulkan“ zugeordnet; heute spricht man vom Urach-Kirchheimer Vulkangebiet (vgl. Abb. 144, 137). Dass dieser Vulkanismus während des oberen Miozäns aktiv war (17 bis 11 Mill. Jahre nach radiometrischen Datierungen), hatte mit dazu beigetragen, das etwa gleich alte Nördlinger Ries siehe unten) früher als vulkanische Bildung zu interpretieren. Für die Besiedlung der infolge der Verkarstung wasserarmen Albhochfläche waren die vulkanischen Förderprodukte von einer gewissen Bedeutung, weil deren Verwitterung sehr lokal wasserundurchlässige Bereiche schuf. In diesen sogenannten „Hülen“ sammelt sich das Regenwasser und ermöglichte bei dem früher bescheidenen Bedarf die Entstehung von Dörfern. Ein Blick auf die geologischen Karten zeigt, dass diese Siedlungen praktisch immer über den Vulkanschloten liegen; manchmal ist sogar heute noch ein kleiner Dorfteich vorhanden (Hülben, Grabenstetten, Erkenbrechtsweiler und andere). Solche vulkanischen Tuffe sind in einigen Fällen auch im Albvorland erhalten; wo sie in die weicheren Gesteine des Braunjuras eingedrungen waren, ist dieser erodiert worden und die Vulkanite erscheinen nun als Quasi-Härtlinge. Prominente Beispiele sind der Aichelberg oder der Jusi. Von den größeren Vorkommen ist vor allem das Randecker Maar (etwa 1200 m Durchmesser) erwähnenswert, von dem infolge der rückschreitenden Erosion am Albnordrand nur noch ein kleiner Teil erhalten ist. Hier war einmal ein Maarsee entwickelt, dessen Sedimente durch die Erosion inzwischen weitgehend ausgeräumt sind, sodass man den Kessel heute nachempfinden kann. Reste von Blätterkohle (Dysodil), feinschichtige Tone und Tuffe und eine reiche Fauna, auch Wirbeltiere (Pferde), haben das Randecker Maar als tertiäre Fossilfundstätte bekannt gemacht. Das nach Urach benannte Vulkangebiet ist nach wie vor durch eine geothermische Anomalie gekennzeichnet, die man inzwischen zu nutzen begonnen hat. Seitdem man dort Thermalwasser erschlossen hat, ist Urach zu Bad Urach aufgestiegen. Inzwischen ist ein Projekt auf den Weg gebracht worden, die Erdwärme auch zur Gewinnung elektrischer Energie zu nutzen, indem man auf die Erfahrungen im elsässischen Soultz-sous-Forêts zurückgreifen will. Die geothermische Tiefenstufe, d. h. die vertikale Distanz, an der die Temperatur um 1 °C zunimmt, beträgt hier nur 10 bis 18 m, im Gegensatz zur durchschnittlichen von etwa 30 m. Diese Wärmeanomalie ist möglicherweise im Zusammenhang mit den vulkanischen Aktivitäten zu sehen. Die Bohrtätigkeit bei Bad Urach hat in etwa 1600 m Teufe (bei über 4444 m Gesamtteufe 1992) auch das Grundgebirge unter der Schwäbischen Alb

˚ Abb. 145:

Böttinger Marmor. Füllung einer Gangspalte in Weißjurakarbonaten, verursacht durch Thermalwässer im Gefolge des miozänen Vulkanismus. Dabei wurden im Wesentlichen Calcit und Aragonit abgeschieden, die rote Farbe geht auf Spuren von Hämatit zurück. Das Gestein ist petrologisch kein Marmor, die Bezeichnung deutet aber auf die frühere Verwendung als Dekorationsstein hin.

erschlossen, das hier eine Verbindung des Moldanubikums vom Schwarzwald bis nach Böhmen anzeigt, wie sie bereits vom Nördlinger Ries und aus Xenolithen des Urach-Kirchheimer Vulkangebiets her bekannt war. Im Gefolge der miozänen Vulkantätigkeit ist in der Nähe von Münsingen, das schon wegen seiner Zementmergelschüssel erwähnt wurde, bei dem kleinen Ort Böttingen der sogenannte Böttinger Marmor entstanden (Abb. 145). Es handelt sich hier um eine Spaltenfüllung aus Thermalsinterkalken, die infolge ihrer auffälligen rot-weißen Farbbänderung auch einen für prominente Bauten (Stuttgarter Neues Schloss) verwendeten Dekorationsstein bildeten. Die ungefähr 30 m breite Spalte ist in Weißjurakalke eingetieft und mit etwa 30 °C warmem Wasser einer Quellspalte durchströmt worden; dabei wurden die aus dem Weißjura gelösten Karbonate in Form von Calcit und Aragonit wieder ausgefällt. Das Vorkommen liegt im Randbereich eines Vulkankraters, in dessen Zentrum auch eine Hüle entwickelt ist (detailliert bei Rosendahl et al. 2003).

Tektonik Das Gebiet der Schwäbischen Alb ist auch von einer Reihe tektonischer Linien betroffen, von denen die des Hohenzollern-Grabens die bekannteste ist (Abb. 146). Sie sind alle letztlich im Zusammenhang mit plattentektonischen Prozessen zu sehen, die vom nordwärts gerichteten Schub der Alpen ausgehen

165

Süddeutsches Schichtstufenland

h ac Ey

HO

HE

ZO

LL

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Alb

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Onstmettingen

5

10 km

St ar ze l

Hohenzollern

N-

Bissingen

Balingen

0

Hechingen

Trochtelfingen Burladingen

N-

3.9.1978

Ve h

la

28.5.1943 GR

AB

Albstadt-Ebingen

Gammertingen EN

EN

166

Ms = 5,0–5,4

Ms = 4,5–4,9

Ms = 5,5–5,9

Quelle: Landeserdbebendienst Baden-Württemberg

Herdtiefen 2–20km Herdmechanismus: NNE-streichende Horizontalverschiebung

RTG CHE

ha iec

Ms = 4,0–4,4

Veringenstadt

LAU

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Meßstetten Epizentren der Erdbeben auf der westlichen Schwäbischen Alb mit Magnituden über 4,0

RAB

16.11.1911

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und die wesentlichen Strukturen an den Rändern und innerhalb der Südwestdeutschen Großscholle bestimmen. Diese Störungen sind Nord-Süd bzw. Südost-Nordwest gerichtet: Im Süden ist es der 4 bis 5 km breite Lauchert-Graben, der sich von Sigmaringen ausgehend auf 20 km nach Norden bis über Gammertingen hinaus erstreckt, mit Sprunghöhen, die an seiner Ostflanke 100 m und im Westen noch 80 m erreichen. In einem großen Steinbruch bei Jungnau ist zu beobachten, wie die Weißjurakalke von einem dichten

˘ Abb. 147:

Steinbruch bei Jungnau zwischen Sigmaringen und Gammertingen. Die senkrechten Klüfte (nicht mit Schichtung zu verwechseln) sind durch tektonische Beanspruchung zu erklären. Der Lauchert-Graben ist Erdbebengebiet.

¯ Abb. 146:

Karte der Erdbeben-Epizentren im Bereich der westlichen Schwäbischen Alb (nach Geyer & Gwinner 1991). Eingezeichnet sind auch die wesentlichen geologischen Grabenstrukturen: der etwa Nord-Süd verlaufende Lauchert-Graben und der Nordwest-Südost verlaufende Hohenzollern-Graben, in dem auch die Burg steht.

Schwarm von nahezu senkrechten Klüften durchzogen sind, die durch diese Tektonik verursacht wurden (man muss genau hinsehen, um sie nicht mit Schichtung zu verwechseln; die Schichten lagern horizontal!) (Abb. 147). Der nach Nordwesten streichende, etwa 1500 m breite Hohenzollern-Graben verläuft auf einer Länge von 30 km von Veringenstadt über Onstmettingen bis in das Gebiet südwestlich von Hechingen. Der „Zollern“ selbst mit der Burg ist ein WeißjuraZeugenberg, der durch Reliefumkehr im Graben herauspräpariert wurde. Auch hier sind Sprunghöhen um 100 m entwickelt. Am Nordrand der Alb zieht sich ein weit reichendes, komplexes Störungssystem entlang, das als Schwäbisches Lineament bezeichnet wird; sein Verlauf ist wesentlich West-Südwest/Ost-Nordost gerichtet und ist vom Schwarzwaldrand bei Freudenstadt bis über das Nördlinger Ries hinaus zu verfolgen (vgl. Abb. 137). Im Bereich der drei Kaiserberge (Hohenstaufen, Rechberg, Stuifen) spricht man auch von der Albrandverwerfung; diese hatte auch Einfluss auf die Bildung dieser Weißjura-Zeugenberge, die nur durch ihre Tieflage infolge der Tektonik erhalten geblieben sind.

Fränkische Alb

¯ Abb. 148:

Erdbebenschäden im Ortskern von Onstmettingen, die durch das Beben vom 3. September 1978 verursacht wurden. Aufnahme vom Abend desselben Tages. Onstmettingen, heute ein Ortsteil von Albstadt, liegt am Hohenzollern-Graben (vgl. Abb.  146).

Eine neuere Studie zum Hohenzollern-Graben hat jetzt gezeigt, dass der Ursprung der Erdbeben in einer Nord-Süd verlaufenden Struktur im Untergrund zu liegen scheint, die als Albstadt-Scherzone bezeichnet wird; dort finden horizontale Verschiebungen statt, während das Deckgebirge davon abgekoppelt als nach Nordwesten streichende Dehnungszone nur passiv reagiert. Diese Dehnungszonen bilden ein ganzes System, zu dem auch der Filder-Graben und

die weiter südwestlich beobachteten Strukturen im Bereich des Bodensees und im Hegau gehören. Sie sind frühestens im Pliozän entstanden. Die Hauptbewegungen sind derzeit auf den Hohenzollern-Graben konzentriert und halten, wie die dortigen Erdbeben zeigen, bis in unsere Tage hinein an (Abb. 148). Die seismische Quelle liegt damit nicht, wie sonst immer dargestellt, an den Grabenrändern selbst (Reinecker & Schneider 2002).

■   Fränkische Alb Wie die Schwäbische gehört auch die Fränkische Alb zu den bekanntesten Bergzügen des Süddeutschen Schichtstufenlandes, die wesentlich aus Gesteinen der Jurazeit bestehen. Im Landschaftsbild überwiegen die Karbonatgesteinskomplexe des Weißjuras, die hier in stärkerem Maße durch Dolomite vertreten sind als im schwäbischen Bereich. Unterschiedlich sind auch die Mächtigkeiten der Jura-Schichten, die in Franken nur knapp 400 m erreichen, während sie im Schwäbischen etwa doppelt so hoch sind. Ein Grund dafür könnte die Nähe zum Grundgebirge Böhmens sein, also ein etwas näher zur Küste gelegener Ablagerungsbereich, der auch die in Franken verstärkte Dolomitbildung, die meist an flacheres Wasser gebunden ist, zu erklären vermag. Berühmt ist die Fränkische Alb für ihre gelegentlich bizarren Felsen, die durch die oft tief eingeschnittenen Täler aus den tafelartig lagernden Gesteinspaketen im Wechsel mit massigen Partien herausmodelliert wurden. In der dafür beispielhaften Landschaft der Fränkischen Schweiz sind darüber hinaus einige berühmte Tropfsteinhöhlen beheimatet, die sich als Dolomit-Höhlen durch meist bräunlich gefärbte Speläotheme von den weißlichen Karbonaten anderer

Fränkische Alb

Höhlen unterscheiden. In der schon im 18. Jahrhundert bekannten Zoolithenhöhle bei Burggaillenreuth, die auch die Typuslokalität bildet, wo der Höhlenbär (Ursus spelaeus) erstmals beschrieben wurde, sind erst nach 1970 neue Räume entdeckt worden, deren Fauneninhalt und Gesteine noch heute Gegenstand der Forschung sind. Die Höhlensysteme sind an Störungen und Klüfte gebunden, die Nordwest-Südost bzw. etwa Nord-Süd verlaufen. Eine Datierung ist auch bisher nur annäherungsweise möglich; danach erfolgte die Höhlenbildung zwischen 120 000 und 30 000 Jahren vor heute (Groiss 2003). Die prägenden Gesteine des Mesozoikums in der weiteren Region sind, von unten beginnend, zunächst Sandsteine, die biostratigraphisch zwar dem Schwarzjura zugeordnet werden, faziell aber eher noch dem Keuper angehören. Sie sind auf ein Flusssystem zurückzuführen, das vom Vindelizisch-Böhmischen Land nach Nordwesten entwässerte und dort ins Meer mündete. Dieser, nach einem Altmeister bayerischer Geologie als „Gümbelscher Sandstein“ bezeichnete Anteil ist in der Gegend ein geschätzter Baustein gewesen. Im Vorland der Fränkischen Alb dominieren Keuper-Sedimente, von denen vor allem die Gipsvor-

Geyer et al. 2011, Geyer &  Gwinner 1979, 1991, Reiff 1989, Villinger & Sauter 1999, Villinger 2011, Rosendahl et al. 2006

167

Süddeutsches Schichtstufenland

144 Ma

JURA

PERM

KARBON

Mitteljura (Brauner Jura, Dogger)

TRIAS

ε

Bajocium

δ

SILURIUM

˘ Tab.

Pliensbachium

parkinsoni-Oolithe Tonmergel und Oolithe

γ

Ton, Blaukalk

β

Sandsteine und Fe-Oolithe

α

opalinum-Ton

ζ

jurense-Mergel

ε

Posidonienschiefer

δ

Amaltheen-Ton

γ

numismalis-Mergel

β

oxynotum-Ton turneri-Ton

Sinemurium

α Hettangium

Tonmergel

Oberer Massenkalk Zementmergel-Form. –170 m bis >100 m Lieg. Bankkalke-Form. 10 – 150 m Unterer Massenkalk Ob. Felsenkalke-Form. 10–30 m bis – 200 m Unt. Felsenkalke-Form. 20 – 60 m Lacunosamergel-Form. 20 –80 m LochenFormation Wohlgeschichtete Kalke-Form. 10 –150 m bis >200 m Impressamergel-Formation GrenzkalkFormation < 2m

Ornatenton-Formation bis >35 m

Gebankte Kalke

Werk-Kalk Mergel, Mergelkalk

„Ornaten“-Ton Macrocephalen-Ton

Dentalienton-Formation

8 – 36 m

Hamitenton-Formation bis >40m Ostreenkalk-Formation –30 m Wedelsandstein-Formation – 40m

Fe-oolithische Kalke Mergel und Sandsteine Kalk

Murchisonae-Oolith-Form. Ludwigienton-Formation Sandsteine und 10 – 30m 15 – 80m Fe-Oolithe Opalinuston-Formation 100 – 150 m Jurensismergel-Formation – 50 m Posidonienschiefer-Formation 5 – 40 m Amaltheenton-Formation – 40 m Numismalismergel-Formation –15 m Obtususton-Formation 30 – 70 m

Arietenton und -kalk

Arietenkalk-Formation bis >25 m

Angulaten-Sandstein

Angulatenton-Form. –10m

Psilonoten-Ton

50 –110 m

SolnhofenPlattenkalk Massenkalk und Dolomit 200 m

„Ornaten“-Ton

Bathonium

Toarcium

PRÄKAMBRIUM

ζ

Macrocephalen-Ton

DEVON

KAMBRIUM

α

Wohlgebankte Kalke Sandmergel, Mergelton

Oxfordium β

Aalenium

ORDOVIZIUM

Kalke und Mergel

Massenkalk und Dolomit 150 m

δ γ

–150 m

Kimmeridgium ε

Callovium

208 Ma

Gebankte Kalke/ Zementmergel Felsenkalk

ζ

Franken

Neuburg-Bankkalk Rennertshofen-Sch. Hangende Bankkalke-Form. 100 – 200 m Usseltal-Schichten

Tithonium

–240 m

KREIDE

Schwaben

– 60 m

TERTIÄR

Oberjura (Weißer Jura, Malm)

QUARTÄR

Stuf e

Oolithkalk-Formation

System

Unterjura (Schwarzer Jura, Lias)

168

Arietensandstein-Form. bis < 3m Angulatensandstein-Form. bis >20 m

Psilonotenton-Formation –15 m

4: Schichtenfolge des Juras in der Schwäbischen bzw. Fränkischen Alb (aus Rothe 2009).

opalinum-Ton Mergel und Kalk Posidonienschiefer Tonmergel Mergel und Kalk Mergel

Arieten-Sandstein

Fränkische Alb

¯ Abb. 149:

In Tüchersfeld in der Fränkischen Schweiz sind die Karbonatgesteine des Oberjuras oft massig ausgebildet; die Verwitterung hat die dazwischen liegenden weicheren Mergel ausgeräumt und die Türme stehen lassen (Foto: Dipl. Ing. Norbert Schiedt, Exkursion 2009).

kommen um Bad Windsheim noch heute wirtschaftliche Bedeutung haben. Gips bildet dort auch einen charakteristischen Baustoff. Tone des Schwarzjuras sind vielfach zu Ziegeln gebrannt worden; heute sind noch abgesoffene Tongruben Zeugnisse dieser Tätigkeit. Bei allen Fossiliensammlern genießt die Dactylioceras-Bank im Posidonienschiefer des Lias ε hohe Aufmerksamkeit, deren Fossilien man auf den Äckern unterhalb des Walberla – eines vor dem Albtrauf gelegenen Zeugenberges – bei dem Dorf Schlaifhausen sammeln kann (Dactylioceras athleticum); die Fossilien sind dort so zahlreich, dass sie nur mit einer Zusammenschwemmung erklärbar sind. Der Braunjura ist u.a. durch Tone und Brauneisen-Oolithe (Eisensandstein) gekennzeichnet; die Erze sind aber ihrem Ausmaß nach nicht mit den bauwürdigen Vorkommen der schwäbischen Ostalb vergleichbar, obwohl der Braunjura in der Fränkischen Alb insgesamt mächtiger ist. Im Gelände ist die Dogger-Stufe bis auf den härteren Eisensandstein meist an ihrer sanfteren Hangneigung erkennbar, die Hänge sind auch hier vielfach mit Obstbäumen bestanden. Die darauf folgende Steilstufe kennzeichnet den Weißjura, dessen Karbonate ganz wesentlich die Landschaft prägen. Sie umfassen im Wesentlichen Oxfordium und Kimmeridgium: Faziell sind darin bankige und massige Partien unterscheidbar, sodass man auch hier, wie in Schwaben, als Landschaftselemente Flächenalb und Kuppenalb beobachten kann.

Die in früheren Darstellungen einfache Gliederung in Riffbereiche (Massenkalke) und dazwischen liegende bzw. mit diesen verzahnte Bankkalke (Normalfazies) lässt sich allerdings nach den neuesten Studien nicht mehr aufrechterhalten (v. a. Koch et al. 2003). Wie im Schwäbischen hat man auch hier, allerdings zunächst nur im nördlichen Bereich, Folgendes herausgefunden: Es existieren nur ganz wenige kleine, echte Riffstrukturen, meist aus Schwämmen aufgebaut, während die Mehrzahl der Massenkalke ursprünglich Karbonatsedimente aus transportierten Einzelkomponenten waren, die dann im flachen Wasser einer Karbonatrampe zementiert wurden. Entscheidend für die Ausbildung unterschiedlicher Gesteinstypen ist vor allem die Wasserenergie, die im Falle von Partikelkalken der Karbonatsandfazies hoch, bei den oft umgelagerten Schwämmen mittelhoch und bei den Mergel- und Bankkalken im Beckenbereich gering gewesen sein muss. So ist die früher im Bereich des Tales der Wiesent postulierte „Wiesent-Riff-Schranke“ (Meyer & Schmidt-Kaler 1992) jetzt in Frage gestellt. Dieses „Riff“ verläuft etwa Nord-Süd zwischen Streitberg und Gößweinstein und wird vom Ost-West verlaufenden Wiesenttal durchschnitten, sodass hier allgemein gute Aufschlüsse vorliegen. Das gilt auch für das Trubachtal, in dessen Bereich das „Riff“ eher einen Ost-West-Verlauf nimmt. Die Schranke sollte die unterschiedlich zusammengesetzten Sedimente im Nordwesten bzw. im

169

170

Süddeutsches Schichtstufenland

˙ Abb. 150:

Weißjurakarbonate im Trubach-Tal, Fränkische Alb. Kleinräumige Schwammriffe und Riffschutt verzahnen sich im Zehnermeter-Bereich.

Südosten erklären helfen: Die von Nordwesten angelieferte Tontrübe, die dort die Ablagerung mergeliger Sedimente zur Folge hatte, sei durch die Riffschranke aufgehalten worden, sodass dahinter, d. h. im Südosten, reine mergelarme Bankkalke entstehen konnten. Nach den noch laufenden Studien bleibt zwar die alte Dreiteilung der Fränkischen Fazies des Weißjuras in einen nördlichen, mittleren und südlichen Bereich bestehen, die Interpretation der Gesteine folgt nun aber dem neuen Modell, das sich vornehmlich auf die Wasserbewegung im Ablagerungsraum stützt. Um die faziellen Änderungen zu verfolgen, ist ein Zeitbezug unumgänglich; in der Fränkischen Alb werden dazu zwei Horizonte herangezogen, die mergelig und reich an Ammoniten sind: Die als platynota- bzw. crussoliensis-Mergel bezeichneten Zeithorizonte kennzeichnen Bänke innerhalb des Kimmeridgiums (im Malm γ der alten Gliederung). Diese Mergelhorizonte lassen sich in vielen der Profile beobachten und sichern so den zeitlichen Rahmen. Darüber hinaus sind es auch Tonminerale, die –  wie die auch im Schwäbischen bekannte Glaukonitbank – einen zeitlichen Bezug herstellen lassen. Nun räumen allerdings selbst die neueren Bearbeiter ein, dass es innerhalb der massigen Fazies auch echte, von Kieselschwämmen aufgebaute Riffe gibt; entgegen der bisher für großräumig gehaltenen Entwicklung haben sie aber offenbar nur lokale Bedeutung. Besonders gut ist das an den Felsen im Trubachtal zu erkennen, die zwischen Ziegelmühle und Schlöttermühle fast dreidimensionale Einblicke in solche Riffstrukturen ermöglichen. Die heute her-

ausgewitterten rundlichen Riffstrukturen sind von grobem und feinem Schutt umgeben, der in kleinen Becken abgelagert wurde – alles spielt sich hier im Bereich von wenigen Metern ab (Abb. 150). Andere Profile in der Gegend, für die man gelegentlich die im Wald aufragenden Felsen suchen muss, zeigen eine dichte Ansammlung von Schwämmen, die sich parallel übereinander angeordnet hatten. Hier wird statt der bisher diskutierten autochthonen Riffbildung eine Zusammenschwemmung abgestorbener Schwämme angenommen; deren geringes spezifisches Gewicht spräche dann eher für eine Art flotierenden Transport in weniger bewegtem Wasser. In den Weißjura-Profilen ist auch zu erkennen, dass die Wasserenergie allgemein vom Liegenden zum Hangenden zugenommen hat, was mit einer Abnahme der Wassertiefe erklärbar ist. Allgemein kann man für die Weißjuragesteine der Fränkischen Alb von sehr geringen Wassertiefen ausgehen, wenn man einmal von der Beckenfazies absieht, wie sie um Ebermannstadt entwickelt ist (Abb. 151). Ohne hier auf Details eingehen zu können, ist anzumerken, dass die Karbonate überwiegend in Dolomit umgewandelt sind („Frankendolomit“). Neben dichten, bankigen, gelegentlich „dicktafelbankigen“ sind vielfach löcherige Dolomite ausgebildet, die die massigen Felsen aufbauen. Auf ihrem Grund stehen zahlreiche Burgen, und manche sind auf alten Darstellungen so überzeichnet, dass sie bedrohlich für die Häuser wirken, die unter ihnen stehen. Die Felsen sind, auch zur Freude der Kletterer, oft in einzelne Türme aufgelöst, was durch eine weitgehend senkrechte Klüftung zustande kommt. Bestimmte Dolomite sind allerdings bereits zu lockerem Sand zerfallen. Durch die Aufforstung sind die Felsen in der Landschaft heute vielfach nur noch schlecht zu sehen. Man hat aber begonnen, manche Gruppen freizuhauen, um so wieder den alten Darstellungen zu entsprechen. Das Gebiet ist irgendwann im höchsten Jura dann landfest geworden. Im großen Maßstab zeigt sich, dass die Schichten nach Süden hin mächtiger werden. Die Fränkische Alb ist – ähnlich der Schwäbischen Alb – als Tafel leicht nach Süden gekippt, und der Weißjura taucht auch hier allmählich unter die jüngeren Ablagerungen des Molassebeckens ab. Der in der nördlichen Frankenalb entwickelten Fazies stehen im Süden die durch die Funde des „Urvogels“ Archaeopteryx berühmt gewordenen Lagunensedimente von Solnhofen gegenüber. Die alte Bezeichnung „Lithographenschiefer“ ist nicht korrekt, weil es sich um feinstkristalline homogene Kalksteine handelt (Mikrit), die sich aufgrund ihrer Feinschichtung so gut spalten lassen. Sie dienten früher als Druckplatten für den Steindruck (Lithographie). Die Vorkommen im Altmühltal bilden eine ganze Reihe von Lagunen („Wannen“) zwischen Riffbereichen (auch mit Korallen) des höheren Weißjuras (Abb.  152). Hier sind im Gegensatz zur nördlichen Fränki-

Fränkische Alb

171

¯ Abb.

151: Steinbruch oberhalb von Ebermannstadt, Fränkische Alb. Die durch Mergelzwischenlagen gut gebankten Kalke des oberen Weißjuras kennzeichnen die Beckenfazies, in der nur geringe Wasserbewegung herrschte.

schen Alb noch Ablagerungen des Malm  (Tithonium) erhalten, die im Norden bereits weitgehend abgetragen wurden. Etwa 200 m im Norden stehen hier ungefähr 400 m Weißjura gegenüber. Aus der Kreidezeit sind nur noch Relikte erhalten, die anzeigen, dass das Gebiet vor dem Tertiär flächenhaft überflutet gewesen sein muss. Zunächst waren es limnische Ablagerungen, die bereits verkarstete Oberjura-Karbonate überdeckten. Die Kreide-Ablagerungen sind im Bereich zwischen Fränkischer Alb und dem östlich gelegenen Grundgebirgsareal zusammenhängend erhalten. Hier sind durch Lösung von Eisen aus dem Braunjura und nachfolgender Ausfällung während der Kreidezeit die Eisenerzvorkommen von Amberg und Sulzbach-Rosenberg bzw. Auerbach gebildet worden, die eine ähnliche Entstehung haben wie die Trümmererze von Salzgitter. Das aus dem Alpenraum vordringende Meer hatte schließlich im Turonium die Fränkische Alb vollständig überdeckt. Die marine Sedimentation begann aber schon früher, wobei der Regensburger Grünsand als küstennahes Sediment seine Farbe durch Glaukonit erhalten hat (Baustein u. a. des Regensburger Doms). Gut sichtbare Zeugnisse des Tertiärs sind in Form von mit Rotlehm gefüllten Karstschlotten in einigen

der großen Weißjurakalksteinbrüche erhalten. Die schon seit der Unterkreide begonnene Karstbildung hatte sich während des Tertiärs unter feuchtwarmem Klima fortgesetzt. Während des Quartärs hat sie eine dritte Phase durchlaufen, bei der auch neue Höhlen entstanden und manche der schon im Tertiär angelegten Höhlen wieder ausgeräumt und vertieft worden sind. Zu den Tertiärbildungen gehören auch Reste von Terrassenschottern auf einem Niveau von 450 m, die Gerölle von schwarzen Kieselschiefern enthalten; diese können nur aus dem Frankenwald stammen. Sie belegen einen alten Flusslauf, der als „Moenodanuvius“ bezeichnet wurde und praktisch die erste Anlage des Mains dokumentiert, der die Fränkische Alb damals durchflossen hat (Schirmer 1984). Im Quartär erfolgte eine rasche Eintiefung der Hauptflüsse (z. B. der Wiesent) mit der Folge, dass die kleineren Nebenflüsse trocken fielen und auch heute noch als Trockentäler fortbestehen, die nur bei Schneeschmelze Wasser führen. Auffallend ist der geradlinige Talverlauf, in dem Nordwest-, Nordostund Nord-Süd-Richtungen vorherrschen. Die schon früh vermutete Begründung dafür liefern die entsprechend orientierten Störungen, die auch für die

0

5

10

˙ Abb. 152:

Fazies-Darstellung für die Zeit des obersten Weißjura in der südlichen Frankenalb. Zwischen Bereichen mit massigen, ungeschichteten Riffkarbonaten waren vielfach Lagunen ausgebildet, in denen fein geschichtete Sedimente, vor allem die durch ihre Fossilien (Archaeopteryx) berühmten Plattenkalke abgelagert wurden (nach Keupp 1977, verändert).

15 km

Treuchtlingen Solnhofen

Kipfenberg Eichstätt

Riedenburg

Bad Abbach Kehlheim

Monheim Riff-Fazies

Ingolstadt

Wannen-Fazies Plattenkalke

172

Süddeutsches Schichtstufenland

Meyer & Schmidt-Kaler 1992, Schröder 1992

Anordnung der Höhlensysteme maßgeblich waren. Die Nordwest-Richtung bestimmt auch eine großräumig angelegte Muldenstruktur in der Fränkischen Alb, in deren Verlauf die Weißjurakarbonate eingesenkt sind. Da diese stark wasserdurchlässigen Gesteine auf einer tonigen Unterlage liegen, ergibt sich ein bedeutendes Trinkwasserreservoir im Untergrund. Die Hochfläche des Weißjuraplateaus ist gleichwohl außerordentlich wasserarm, weil die Entwässerung unterirdisch erfolgt. Wasseransammlungen gibt es nur da, wo Verwitterungslehm zusammengeschwemmt wurde, sodass die auch von der Schwäbischen Alb bekannten Hülen entstehen konnten. Dementsprechend sind auch Karstquellen häufig und Ortschaften und Mühlen liegen praktisch immer in den Tälern. Diese Muldenstruktur reicht in ihrer geologischen Bedeutung noch weit über die eigentliche Fränkische Alb hinaus: Im Osten tauchen in Richtung auf das Grundgebirge nämlich auch die im westlichen Vorland anstehenden Schichtfolgen der Trias bis zum Buntsandstein wieder auf (vgl. Abb. 137).

Kennzeichnend ist dort auch eine durch Brüche geprägte kleinräumige Schollentektonik, sodass man vom Oberfränkisch-Oberpfälzischen Bruchschollengebiet spricht, dessen wesentliche Störungen parallel zur Nordwest-Südost verlaufenden Fränkischen Linie angelegt sind; daran sind Schollenbewegungen ab Ende Jura und in der unteren Kreide erfolgt. Die ungewöhnliche Ausbildung der Triasgesteine dort mit ihren vielen groben Komponenten, vor allem im Buntsandstein, ist einerseits auf die Nähe zum Liefergebiet zurückzuführen, andererseits zeigt sie, dass es entlang der Fränkischen Linie auch schon im älteren Mesozoikum zu synsedimentärer Tektonik gekommen war (Schröder et al. 1998). Zu den jüngsten Erscheinungen gehören neben den Höhlen auch Bergsturzmassen. So kann man gelegentlich im Niveau des Braunjuras liegende Schollen von Weißjurakalk beobachten, die dort morphologische Fremdkörper bilden und sich durch eine eigenständige Vegetation kalkliebender Pflanzen auszeichnen.

■   Nördlinger Ries „Der härglaufene Chinäs, der au noch en Ami is  ...“ So oder so ähnlich – wird kolportiert – sollen anfangs die schwäbischen Riesforscher abschätzig Edward Chao bezeichnet haben, der als Erster den klaren

˘ Abb. 153:

Suevit mit schwarzen „Flädle“, verbaut in der St.-GeorgsKirche in Nördlingen.

Nördlinger Ries

Nachweis erbracht hatte, dass das Nördlinger Ries durch einen Meteoriteneinschlag entstanden sein musste. Das war, als Shoemaker & Chao 1961 die Hochdruckmodifikationen von SiO2, nämlich Coesit und Stishovit, in dem als Suevit bekannten Riesgestein nachgewiesen hatten. Danach passten endlich die Geländebeobachtungen der jahrzehntelang dort kartierenden bayerischen und schwäbischen Landesgeologen in das Bild, das sich wie ein Puzzlespiel zusammenfügen ließ. Die zuvor herrschende Interpretation als Vulkankrater hatte aber durchaus gute Gründe, die nicht zuletzt durch die Gesteine und durch die Gleichzeitigkeit mit dem miozänen Vulkanismus im Uracher Vulkangebiet (vgl. Abschnitt „Schwäbische Alb“) gegeben waren. Das als Suevit („Schwabenstein“) bezeichnete Gestein hat nämlich große Ähnlichkeit mit vulkanischen Tuffen. Die oft länglichen, zentimeter- bis dezimetergroßen Glaspartikel („Flädle“) und die poröse Matrix erinnern gelegentlich sogar an Ignimbrite bzw. an Tuffbrekzien (Abb. 153). Mit über 20 km Durchmesser bildet das Ries einen kreisrunden Krater im Grenzbereich zwischen Schwäbischer und Fränkischer Alb, der von einem Wall umgeben ist, den bei entsprechenden Wetterlagen ein Kranz von Wölkchen markiert. Im Südwesten liegt Nördlingen, dessen gotische St.-Georgs-Kirche überwiegend aus Suevit gebaut ist. Da man zusätzlich zu Coesit und Stishovit inzwischen auch Diamanten als Hochdruckminerale gefunden hat, hat jemand ausgerechnet, dass im Suevit der Kirche 500 bis   1000 g davon stecken müssten; sie sind allerdings so winzig, dass sie nicht einmal als Industriediamanten taugen würden. Suevit war bereits von den Römern genutzt worden, und das Gestein wird bis heu-

Nördlinger Ries

¯ Abb. 154:

Gesteine der Bunten Brekzie werden von Suevit überlagert. Steinbruch Aumühle im Nördlinger Ries.

te abgebaut, weil es als Zuschlagstoff zur Herstellung von hydraulischem Zement dient. Die jetzt als Impakt-Krater bezeichnete Struktur ist durch eine Reihe von Besonderheiten gekennzeichnet, die sie auch über die Funde von Coesit und Stishovit hinaus als nicht vulkanische Bildung ausweist. Dazu gehören die Auswurfmassen, vor allem die sogenannte Bunte Brekzie (vgl. Abb. 154), die nicht ballistisch, d. h. durch die Luft fliegend, sondern schiebend über den präriesischen Untergrund aus Weißjurakalken transportiert wurden. Bei diesem Vorgang ist der Untergrund geschrammt worden wie bei einem Gletscher. Diese Striemen bilden im Bereich außerhalb des Kraters ein etwa strahlenförmiges Muster. Besonders schön sind solche Strukturen z. B. im Steinbruch der „Marmorwerke“ bei Gundelsheim zu beobachten (auf Exkursionen nehmen wir immer einen Besen mit, um die oft verschmutzten Striemen freizukehren) (Abb. 155). Die Bunte Brekzie ist jedoch nur ein Teil der insgesamt als Bunte Trümmermassen bezeichneten Auswurfprodukte. Diese bestehen aus den vormals im Kraterbereich anstehenden Gesteinen, zu denen neben sedimentärem Mesozoikum und Tertiär auch Kristallin gehört, das man in einem kleinen Steinbruch bei Wengenhausen heute noch stark gestört im Kraterbereich selbst beobachten kann. Dieses Kristallin gilt zugleich als Nachweis für die Fortsetzung des moldanubischen Grundgebirges zwischen Schwarzwald und Böhmischer Masse, das man auch in Bohrungen bei Urach im Untergrund der Schwäbischen Alb angetroffen hat. Die Sedimentgesteine der Auswurfmassen reichen von Staubkorngrößen bis zu Schollen von > 1 km Durchmesser. Solche Großschollen oder Megablöcke können überkippt sein (was man an Ammoniten

führenden Weißjurakalken festgestellt hat, wo die älteren Schichten heute oben liegen), durch den Druck gefaltet oder geschert und in sich stark zerrüttet, sodass man in manchen Fällen von „Gries“ spricht. Manches sieht auch aus wie durch Mörtel miteinander verkittet („Mörtel-Textur“). Ein weiteres Charakteristikum bilden shatter cones („Strahlenkalke“). Wie der Name sagt, sind es kegelförmige Strukturen mit strahlig geriefter Oberfläche, die durch Kompression überaus unterschiedlicher Gesteine durch die Stoßwelle zustande kamen. Zu den Impaktindizien gehören auch geschockte Quarz- und Feldspatkristalle, deren feinlamellarer

˙ Abb. 155:

Steinbruch der Jura-„Marmorwerke“ Gundelsheim: Geschrammter Untergrund aus Weißjurakarbonaten, der durch schiebend darüber transportierte Gesteinsblöcke während des Ries-Ereignisses gekritzt wurde (der Pfeil – entspricht 15 cm –  zeigt in Schubrichtung).

173

174

Süddeutsches Schichtstufenland

Bohrung Nördlingen 1973 Teufe: 1206 m

W

E

0 Kristallines Grundgebirge, teilw. zerbrochen

Trias:

Muschelkalk Keuper

Jura:

Lias

5

Malm

Dogger

˚ Abb. 156:

Profil durch das Nördlinger Ries (nach Maxwell & Moises 1971, aus Pösges & Schieber 1994, verändert). Der Vertikal-Maßstab ergibt sich aus der eingezeichneten Bohrung, die etwa 300 m Riessee-Sedimente durchteuft und insgesamt über 1200 m Endteufe hatte. Im Zentralbereich ist das Grundgebirge nach geophysikalischen Untersuchungen noch bis in 3 km Tiefe durch den Schock beansprucht (Strichsignatur). Die Bereiche mit den Blöcken markieren den inneren Kraterring, innerhalb dessen auch die Hauptmasse des Suevits und die tertiären Seesedimente liegen.

Bau nicht zu ihrer üblichen Kristallstruktur passt; sie sind durch sogenannte Planare Elemente gekennzeichnet, die man allerdings nur unter dem Mikroskop erkennen kann. Belemniten-Rostren aus den Weißjurakalken sind oft so zerbrochen, dass die noch zusammenhängenden Bruchstücke die Scherbewegungen im festen Gestein erkennen lassen („Ries-Belemniten“). Das Inventar ist damit nur bezüglich der wichtigsten, ungewöhnlichen Erscheinungen erfasst. Zahlreiche Publikationen zum Thema geben weitere Details, auf die aus Platzgründen hier nicht näher eingegangen werden kann (u. a. Bayerisches Geologisches Landesamt 1977, 1999, Chao et al. 1978, Hüttner &  Schmidt-Kaler 1999, Höfling 2003). Im Gelände bilden die Trümmermassen eine Art Ring um den überwiegend ebenen Rieskessel, dessen hügelige Topographie die durch Megablöcke bestimmte Zone abbildet, die nachträglich auch noch durch die Erosion modifiziert wurde. Der Bereich außerhalb dieser Zone wird als Vorries bezeichnet; hier sind die Bunten Trümmermassen nur noch im Süden und im Osten vorhanden, weil sie im Norden möglicherweise längst abgetragen sind. Spuren des Impakts sind auch weit außerhalb des Rieses zu beobachten: Ortsfremde Blöcke von Weißjurakalken sind noch in 70 km Entfernung innerhalb von Ablagerungen der Süddeutschen Molasse anzutreffen. Außerdem werden Glasmeteoriten (Tektite) in Böhmen und Mähren, die nach der Moldau als Moldavite bezeichnet werden, auf das Ries-Ereignis zurückgeführt. Es sind meist zentimetergroße, ovale

Tertiär:

Bunte Brekzie Suevit

10 km RiesseeSedimente

bis flache flaschengrüne Glaskörper, die aus aufgeschmolzenen silikatischen Gesteinen entstanden sind. Nach diversen physikalischen Altersbestimmungen an Riesgläsern wird der Impakt auf 14,3 bis 15 Millionen Jahre vor heute datiert; das gleiche Alter haben auch die Moldavite. Wesentliche Erkenntnisse verdankt die Riesforschung u. a. einer 1973 niedergebrachten Bohrung, die zunächst die über 300 m mächtigen Sedimente eines miozänen Kratersees erschlossen hat, die über stark zertrümmertem Grundgebirge lagern. In der über 1200 m tiefen Bohrung sind auch an den Gesteinen im Bereich der Endteufe noch Einwirkungen des Schocks erkennbar (Abb. 156). Außerdem sind in einer Teufe von etwa 600 m auch winzige Metalläderchen aus Eisen, Chrom und Nickel entdeckt worden, die aus dem verdampften Material eines Steinmeteoriten stammen, der damit als Verursacher des Impakts gelten muss (Chao & El-Goresy 1977). Man nimmt an, dass sein Durchmesser etwa 1  km, die Auftreffgeschwindigkeit 70 000 km/h und die beim Aufprall entstandene Temperatur etwa 20 000 °C betragen haben könnten. Diese hohe Temperatur führte im Zentrum zu partieller Aufschmelzung von Kristallingesteinen. Aus der bis in die Stratosphäre schießenden Glutwolke bildeten sich auch die aus Glas bestehenden „Flädle“ und danach wurde durch die Stoßwelle zerbrochenes Material vom Zentrum weg horizontal nach außen transportiert. Dieses wahrscheinlich innerhalb weniger Sekunden ablaufende Ereignis traf eine im Jungtertiär reliefierte Landschaft, deren Untergrund durch Sedimente bestimmt war, die wahrscheinlich vom Buntsandstein bis in das Alttertiär reichten. Diese Gesteine mit ihren oft unterschiedlichen Farben sind heute nur noch als Trümmermassen, z. B. in der Bunten Brekzie am Riesrand erhalten. In dem ursprünglich bis zu 4 km tiefen Krater hatte sich nach dem Einschlag allmählich ein flachgründiger Süßwassersee gebildet, der vielleicht nur 1 bis

Steinheimer Becken

2 Mill. Jahre lang Bestand hatte. Die insgesamt etwa 300 m mächtigen Post-Impakt-Sedimente sind an der Oberfläche meist nicht sichtbar, wohl aber die Bildungen, die am Rande dieses Sees entstanden sind. Die erbohrten tonigmergeligen Seeablagerungen sind oft äußerst feinschichtig, wobei manche rhythmisch gebänderten Bereiche durch saisonale Schwankungen gesteuert erscheinen. Phasenweise ist eine Zunahme des Salzgehalts erkennbar, die in den jüngeren Ablagerungen bis zu einem Salzseestadium geführt hatte. Wesentliche Fossilien sind Diatomeen (Kieselalgen), die auch für die durch häufigen Pyrit angezeigte Eutrophierung verantwortlich waren. Der Anteil an organischer Substanz erreichte zeitweise so hohe Gehalte, dass man das Ries als potenzielle Erdöllagerstätte bezeichnet hat, wozu sogar Konzessionen vergeben wurden. Daneben kam es in den oberen 50 m zeitweise auch zur Bildung kleiner Braunkohleflöze, die sich aus dem Material von eingeschwemmten Landpflanzen entwickelt hatten. Größere Fossilien sind eher selten; neben eingeschwemmten Pflanzen sind unter anderem Süßwasserschnecken, Ostrakoden und vereinzelte Fische bekannt. Dieser See ist im Spätstadium dann wieder ausgesüßt, als ein Durchfluss die Verhältnisse in dem zuvor unter ariden Klimabedingungen isolierten Wasserkörper änderte. Die Seerandbildungen sind an vielen Oberflächenaufschlüssen noch heute gut erkennbar (vor allem am Büschelberg bei Hainsfarth, am Goldberg

bei Pflaumloch, wo neolithische Siedlungsspuren bekannt sind, und im alten Steinbruch bei Wengenhausen). Es sind massige Kalke, die überwiegend durch Algen bzw. Cyanophyceen aufgebaut wurden. Zwischen deren Biokonstruktionen gibt es schichtige Kalksedimente, die vor allem salztolerante Kleinschnecken (Hydrobien), Ostrakoden, eingeschwemmte Landschnecken und vereinzelte Ooide führen. Insgesamt sind es aus einer artenarmen Flora und Fauna gebildete Kalke, die in flachstem Wasser unter dem Einfluss schwankender Seespiegelstände entstanden sind, wobei sie manchmal auch in den Auftauchbereich gerieten. Die biogenen Karbonate werden zudem durch löchrig-poröse Travertinbildungen ergänzt, die den Wallersteiner Burgfelsen aufbauen. Kalkreiches Seewasser muss hier wie eine artesische Quelle aufgestiegen sein, sodass der Travertin unter Beteiligung von Mikroben gefällt wurde. Zu den jüngsten Bildungen im Nördlinger Ries gehören wahrscheinlich würmzeitlicher Löß und Dünensande. Die Lößlehmböden sind für die im Ries noch immer bedeutende Landwirtschaft maßgebend. Die ältesten Siedlungsspuren dieser Landschaft reichen bis in die Altsteinzeit (Paläolithikum) zurück. Wahrscheinlich mesolithisch sind die in der großen und kleinen Ofnet-Höhle (in Weißjurakalken) gefundenen Schädel und neolithisch die Siedlungsspuren am Goldberg.

■   Steinheimer Becken Nur etwa 30 km vom Nördlinger Ries entfernt liegt südwestlich davon bei Heidenheim an der Brenz der wesentlich kleinere Kessel des Steinheimer Beckens. Passend zu seiner Entstehung haben in einer reich bebilderten Monographie die Autoren Heizmann &  Reiff (2002) ›Der Steinheimer Meteorkrater‹ als Titel gewählt (das Buch ist zugleich Führer durch das gleichnamige Museum in Steinheim am Albuch). Man kann die Kraterform besonders gut vom südlichen Randbereich aus erkennen, wenn man auf die Felsrippe am Burgstall steigt. Am Fuß der aus zertrümmerten und teilweise verkieselten Weißjurakarbonaten aufgebauten Erhebung liegt ein alter Steinbruch, der auch zeigt, dass diese Gesteine schräggestellt sind. Das Becken ist sozusagen der „kleinere Bruder“ des Rieses, das wahrscheinlich zur gleichen Zeit entstanden ist und nach neuerer Auffassung vielleicht sogar auf einen vom Ries-Meteoriten abgebrochenen Teilkörper zurückgeht. Das ist, wie auch die Gleichzeitigkeit, zwar nicht direkt zu beweisen; es wäre aber wenig wahrscheinlich, wenn zwei kosmische Körper so dicht nebeneinander und in einer kaum messbaren Zeitdifferenz voneinander auf der Erde eingeschlagen wären.

Steinheimer Becken

Die heutige Geländeform ist eine annähernd kreisrunde Schüssel mit einem Durchmesser von 3,5 km, die etwa 100 m in die benachbarten Weißjuragesteine eingetieft ist. Charakteristisch ist eine Erhebung im Zentrum (der Steinhirt-Klosterberg) (Abb. 158). Wie beim Nördlinger Ries hatte es auch um die Entstehung des Steinheimer Beckens heftige Diskussionen gegeben, da auch hier Vulkanismus als eine der möglichen Ursachen angenommen worden war. Die Liste der Belege für einen Impakt liefert aber genügend Beweise, und sie enthält einige Parallelen zu denen im Nördlinger Ries: Dazu gehören in ähnlicher Weise zertrümmerte Weißjuragesteine und Brekzien, auch „Gries“ wie im Ries, zerbrochene Fossilien, Quarze mit planaren Elementen, shatter cones oder Strahlenkegel (die im Steinheimer Becken übrigens früher entdeckt wurden als im Ries) und bankige Kalksteine am Kraterrand, die nicht die übliche horizontale Lagerung auf˘ Abb. 157:

Strahlenkegel (shatter cones) im Weißjurakalk vom Steinheimer Becken (Heizmann & Reiff 2002).

Bayerisches Geologisches Landesamt 1977, Chao 1977, Chao et al. 1978, Gall et al. 1977, Groiss et al. 2000, Höfling 2003, Pösges & Schieber 1994

175

176

Süddeutsches Schichtstufenland

Quartär Miozäne Seeablagerungen Rückfallbrekzie

Steinheim

Verlagerter Brauner und Unterer Weißjura des zentralen Hügels Schollen aus Oberem Weißjura

SteinhirtKlosterberg

Lias

Sontheim

Oberer Weißjura 0

1 km

S

t

u

b

e

n

t

a

l

˚ Abb. 158:

Geologisches Kärtchen des Steinheimer Beckens (Groschopf & Reiff 1980, nach Geyer & Gwinner 1991).

Heizmann & Reiff 2002

weisen, sondern gekippt sind. Schließlich sind auch die Schichten in dem erwähnten Zentralhügel gestört. Das alles weiß man auch hier im Wesentlichen aus Bohrungen, von denen eine über 600 m, die anderen über 350 m tief vor allem die Verhältnisse im Bereich des Zentralhügels deutlich gemacht haben. Die Gesteinsschollen sind dort durch die Aufwärtsbewegung – eine Art von „Rückfedern“ nach dem Impakt – eng ineinander verschuppt worden. Neue Analysen an Bohrkernen, die im Meteorkratermuseum aufbewahrt werden, haben inzwischen auch Suevit und Fe-Ni-Co-reiche Partikel nachweisen können, die wahrscheinlich dem Impaktor entstammen (Buchner & Schmieder 2010). Zu den charakteristischen Gesteinen gehört auch die sogenannte Primäre Beckenbrekzie, die im Bereich des ehemaligen Kraterbodens meist nur durch die Bohrungen erschlossen wurde. Sie besteht aus Trümmern von Weißem und Braunem Jura (u. a. Eisenoolithe), die beim Impakt miteinander vermengt wurden. In diesen Sedimenten sind häufig Strahlenkegel gefunden worden, was sich mit der besonders starken Beanspruchung erklären lässt. Wie das Nördlinger Ries hat sich auch der Steinheimer Meteorkrater als Hohlform allmählich mit Wasser gefüllt und einen See entstehen lassen. Dessen Sedimente sind partienweise ähnlich reich an organischer Substanz, so dass auch hier an ein potenzielles Erdölmuttergestein gedacht wurde. Wesentlich sind hier Karbonatablagerungen, fein gebändert wie in vielen ähnlich isolierten Seen (Eckfelder Maar, Messel, Sieblos). In der alten Pharionschen Sandgrube bzw. einem als „Sammleraufschluss“ gekennzeichneten Gelände oberhalb des Steinheimer Friedhofs stehen hauptsächlich Sande an. Es gab aber weitere Scheuersandgruben im Bereich des Zentralhügels, aus denen früher Scheuersand gewonnen wur-

de. Heute sind noch etwa 35 m Seeablagerungen über der Primären Beckenbrekzie im Steinheimer Becken erhalten. Die Seesedimente sind berühmt geworden durch die darin enthaltenen miozänen Tellerschnecken, die innerhalb der Schichtfolge eine allmählich sich ändernde Entwicklung ihrer Gehäuseformen erkennen lassen – ein geradezu klassischer Fall für Evolution, die hier wahrscheinlich durch Salinitätsschwankungen des Seewassers gesteuert wurde (Bajor 1965). Die unterschiedlichen Gehäuseformen haben auch eine stratigraphische Gliederung der Seeablagerungen ermöglicht, die allerdings nur lokale Bedeutung hat. Neben den für die Gliederung der Schichten bedeutenden Tellerschnecken (Planorben) sind auch noch andere Wasser- und Landschnecken bekannt, außerdem gehören Ostrakoden zum Inventar der wirbellosen Tiere; sie zeigen ähnliche, evolutiv bedingte Formänderungen ihrer Schalen wie die Planorben. Eine weitere Parallele zum Ries sind Algenkarbonate, die u. a. den Felsen des „Steinhirts“ im Zentrum des Kraters aufbauen. Das Steinheimer Becken ist auch für seine Wirbeltierfunde berühmt, die noch immer Gegenstand der Forschung sind. Dazu gehören Fische, die mit Schleien und Barben in einzelnen Lagen zwar massenhaft angereichert sind, aber eben ausgesprochen artenarm, was sich aus der isolierten Lage des Gewässers von selbst ergibt (Sieblos in der Rhön ist da direkt vergleichbar, siehe Abschnitt „Rhön“). Die in den nach der Menge der Reste so benannten Fischschichten dokumentieren wahrscheinlich Sauerstoffarmut infolge von Eutrophierung. Frösche, Schlangen, Eidechsen, Schildkröten und Knochenreste von Vögeln sind bekannt, außerdem verschiedene Kleinsäugerreste. Bedeutend sind aber viele der gefundenen Großsäugerfossilien: Steinheim ist bezüglich seiner mittelmiozänen Säugetiere eine Referenzlokalität, die weltweiten Vergleichen dient. Ohne auch hier auf Einzelheiten eingehen zu können, sollen nur die wichtigen Urpferde, Rüsseltiere (Mastodonten), Hirschverwandte, Nashörner, Schweine und die der Nahrungskette entsprechend in geringerer Anzahl gefundenen Raubtiere erwähnt werden (ausführlich bei Heizmann 1995). Die große Zahl der Funde erstaunt nur auf den ersten Blick. Wenn der See nämlich ähnlich lange bestanden hat wie der Riessee, genügt es, dass gelegentlich ein Tier abstürzt oder stecken bleibt; hier gilt das für die pleistozänen Bärenskelette in den Höhlen der Schwäbischen und Fränkischen Alb Diskutierte entsprechend. Die jüngste geologische Entwicklung wird auch im Steinheimer Becken durch Lößböden repräsentiert, die zusammen mit der klimatisch geschützten Lage im Krater schon früh eine landwirtschaftliche Nutzung ermöglicht hat; das Becken war mindestens schon zur Hallstattzeit besiedelt.

Kraichgau, Neckarland und Franken

■   Kraichgau, Neckarland und Franken Die genannten Gebiete gehören alle mehr oder weniger zum Süddeutschen Schichtstufenland. Der Kraichgau hat darin eine gewisse Sonderstellung, weil er eine schon alt angelegte Senkungszone bildet. Dieses verhältnismäßig kleine, hügelige Gebiet zwischen nördlichem Schwarzwald und südlichem Odenwald wird im Westen vom Oberrheingraben tektonisch begrenzt und geht nach Osten eher unmerklich in das weitere Süddeutsche Schichtstufenland über (vgl. Abb. 137). Geologisch auch als KraichgauMulde bezeichnet, ist es eine der bedeutenderen Senkungszonen, die unmittelbar im Anschluss an die variskische Gebirgsbildung angelegt wurde. Von seinen oberflächennah anstehenden Schichten her dominieren Muschelkalk und Keupersedimente, die lokal von relativ mächtigem Löß überdeckt werden; das hat seinen Grund in der nach Westen offenen Flanke, über die die Westwinde während der Kaltzeiten den Staub aus dem Rheintal herantransportiert hatten. Die tieferen Schichten sind nur durch Bohrungen erschlossen. Dabei spielt vor allem das Rotliegend eine Rolle, das in der Bohrung Ingelfingen in einer Mächtigkeit von insgesamt fast 300 m über Oberkarbon und kristallinem Grundgebirge erschlossen wurde. Auch die Mächtigkeit des Buntsandsteins mit etwa 500 m und der hier ebenfalls besonders mächtige Muschelkalk zeigen die Bedeutung dieser Region als alte Senkungszone an. In Analogie zum Schwarzwald ist auch Karneoldolomit in der Bohrung angetroffen worden; die Südgrenze des Zechsteinmeeres lag ja bei Heidelberg in der Nähe. Die Keuperschichten sind im Kraichgau vom Lettenkeuper (heute: Erfurt-Formation) bis zum Rhät ausgebildet; am Letzenberg sogar mit dem Leitfossil Rhaetavicula contorta. Ohne hier auf die Stratigraphie näher einzugehen, lassen sich die oft bunt gefärbten Schichten in der Landschaft meist gut erkennen: Die Grenzzone Muschelkalk/Keuper wird in Steinbrüchen durch einen Wechsel von Kalk zu Sandstein deutlich, auf die die oft roten Tone des Gipskeupers folgen, auf denen meist Weinbau betrieben wird (Abb. 159). Darüber lagert der noch heute abgebaute Schilfsandstein (Steinbruch in Weiler am Steinsberg) und weiter nach Osten folgen dann zunehmend Kieselsandstein, Bunte Mergel und Stubensandstein. (Abb. 160). Im Südwesten geht der Kraichgau im engeren Sinne in die Landschaften von Stromberg und Heuchel-

Kraichgau, Neckarland und Franken

berg über, die von den erosiv herauspräparierten „Sandsteinsträngen“ des Schilfsandsteins und Stubensandsteins dominiert werden, die auch als lang gestreckte Höhenzüge in der Landschaft hervortreten. In der Nordwest-Ecke stehen sogar noch Schwarzer und Brauner Jura an, was auf eine tektonische Absenkung im Bereich der Langenbrückener Senke zurückzuführen ist. Die hier ausgebildeten schwarzen Tonsteine (Shales) vor allem des Schwarzjuras mit ihren pyritisierten Fossilien und Pyritkonkretionen verursachen Schwefelquellen (Östringen, H2S) und am Grabenrand zirkulieren zusätzlich salzhaltige Thermalquellen – das alles bedingt die Heilwässer von Bad Schönborn. Das bei Ubstadt und Bruchsal vorkommende Salz wird aus dem Mittleren Muschelkalk hergeleitet, während die etwas kaliumreicheren Wässer der Kraichgau-Senke eher mit oligozänen Salinarbildungen des Oberrheingrabens in Zusammenhang gebracht werden. Die Wässer zirkulieren vielfach auf Störungen, die in der Langenbrückener Senke meistens Parallelstörungen zum benachbarten Oberrheingraben sind. Im großtektonischen Zusammenhang hat die Kraichgau-Mulde ihre südwestliche Fortsetzung im Bruchfeld der Zaberner Senke auf der anderen Seite des Oberrheingrabens (vgl. Abb. 170). Die geophysikalischen Untersuchungen weisen hier auf eine alte Blattverschiebung von etwa 30 km lateralem Versatz hin, die ein tektonisches Lineament während des Permokarbons bezeichnet, das schon lange vor der Anlage des Oberrheingrabens bestand. In diesem Zusammenhang werden auch die permischen Vulkanite gesehen, die heute entlang des Oberrheingrabenrandes aufgereiht sind (z. B. Schwarzwald, Odenwald, Donnersberg). Im Falle der großräumigen Zuordnung spricht man von der „Vogesen-Kraichgau-MainSenke“. Morphologisch wird der Kraichgau u. a. durch den Vulkan des Steinsberges überragt (333 m); man sieht ihn fast immer, wenn man dort unterwegs ist, sodass er mit seiner staufischen Burganlage oft als „Kompass des Kraichgaus“ bezeichnet wird. Der durch die Verwitterung herauspräparierte Steinsberg durchschlägt als Basaltschlot eine etwa 1000 m mächtige Sedimentfolge über dem Grundgebirge, die Perm und Trias bis zum Niveau der Roten Wand im mittleren Keuper umfasst, beinhaltet aber in seinem Tuff-

˙ Abb. 159:

Grenze zwischen den tonigen Schichten des Gipskeupers, die die Grundlage für den Weinbau bilden, und dem nährstoffarmen, von Wald bestandenen Schilfsandstein im Raum Heilbronn. Entsprechende Verhältnisse sind u.a. auch im Kraichgau zu beobachten.

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Süddeutsches Schichtstufenland

˚ Abb.

160: Bunte Keupermergel (Lehrberg-Schichten) im Stromberg, durch eine Störung versetzt. Diese Rotsedimente sind jünger als der Schilfsandstein.

mantel auch noch Gesteine des Schwarzen Juras. Sein nach physikalischen Bestimmungen ermitteltes Alter von 55 Mill. Jahren zeigt auch, dass die Gegend während des Alttertiärs (Paläozän) noch von Juraschichten bedeckt gewesen sein muss (eine Parallele zum Katzenbuckel, vgl. Abschnitt „Odenwald“). Dominierend und für die Fruchtbarkeit der Landschaft maßgebend ist der Löß, von dem allein bis 15 m dem jüngeren Würm angehören. In den älteren Lößen sind viele Kalkkonkretionen (Lößkindl) enthalten, die in einigen der Löß-Hohlen vor allem in basisnahen Bereichen vorkommen. Löß-Schnecken sind praktisch in allen Primärlößen zu finden. Wie schon von der „Weißen Hohl“ bei Nußloch erwähnt (siehe Abschnitt „Odenwald“), sind auch im Kraichgau solche Lößschluchten entwickelt. Kraichgau und Stromberg (Mulde) gehen östlich des Neckars in das weitere Schichtstufenland über, das geologisch durch eine Vielzahl von eher weit gespannten Sattel- und Muldenstrukturen bestimmt wird und die insgesamt das Dreieck der Südwestdeutschen Großscholle kennzeichnen (vgl. Abb. 137). Dieses Gebiet wird näherungsweise vom Oberrheingraben, den Störungszonen am Südwestrand der Böhmischen Masse und dem Molassebecken eingerahmt. Die von den Alpen ausgehende Tektonik hat hier das Mesozoikum beansprucht, seine Schichten verbogen und lokal auch zerbrochen. Dabei sind Aufwölbungen wie der Fränkische Schild oder Brüche und Gräben wie die Neckar-Jagst-Furche, die Kissingen-Haßfurter-Zone oder der Staffelstein-Graben entstanden. Die vorherrschenden Störungsrichtungen sind Nord-Nordost, d. h. parallel zum Oberrheingraben, Nordwest-Südost (vor allem die Gräben), aber auch West-Südwest/Ost-Nordost; letztere führt man, wie z. B. die Neckar-Jagst-Furche oder das Schwäbische Lineament, auf tektonische Elemente der variskischen Zeit zurück, die sich ins

Deckgebirge durchgepaust haben. An der Oberfläche sind Muschelkalk- und vor allem Keupergesteine die prägenden Elemente. In der hier behandelten Landschaft sind vor allem die Schichten des Muschelkalks und des Keupers in Form von Schichtstufen entwickelt; besonders die Keuper-Sandsteine haben, z. B. im Steigerwald, die geradezu klassische Entwicklung dominiert. Die eingangs erwähnten tektonischen, meist nur den Geologen vertrauten Begriffe lassen sich aber auch in Landschaften und deren Erscheinungsbild übertragen. So schließt die Löwensteiner Mulde auf der anderen Neckarseite an die Stromberg-Mulde an; geographisch sind das die Löwensteiner Berge. Sie werden wesentlich aus Keuper-Sandsteinen (u. a. Stubensandstein und Knollenmergel) aufgebaut und haben im Gipfelbereich ihrer lang gestreckten Hügelkette sogar noch Zeugenberge aus dem ältesten Schwarzjura. Diese sind nur erhalten, weil die Muldenposition sie in eine tektonische Tieflage versetzt hatte, wo sie vor weiterer Erosion geschützt waren. In den benachbarten Limpurger Bergen fehlt dieser Jura schon. Das Gebiet um Heilbronn wird ebenfalls vom Keuper bestimmt. Man kann hier, wie auch an Stromberg und Heuchelberg, die geologischen Verhältnisse in erster Näherung am Bewuchs erkennen: Die Weinberge mit ihren roten, tonigen Böden liegen im Gipskeuper, der vom bewaldeten Schilfsandstein überragt wird (Abb. 159). Die Gegend wird geologisch als Heilbronner Mulde bezeichnet, zu der nach neueren Erkenntnissen letztlich auch die oben erwähnte Löwensteiner Mulde gehört, die jetzt als flache Ostflanke der Heilbronner Mulde aufgefasst wird (Bachmann & Brunner 1998). Interessanter als diese mehr nomenklatorischen Zuordnungen ist die Tatsache, dass hier Senkungsbewegungen bis in die jüngste Zeit nachweisbar sind: Die pleistozänen Hochterrassenschotter des Neckars sind im Muldentiefsten bei Großgartach mit bis zu 35 m ungewöhnlich mächtig. Diese als Frankenbacher Sande mit den Mauerer Sanden (Homo-erectus-heidelbergensis-Fundschichten) gleich alten Ablagerungen sind ihrerseits schon wieder tektonisch beeinflusst; gegenwärtig sind sie auch wieder Gegenstand paläontologischer Untersuchungen. Außer den ganz jungen Ablagerungen ist in dieser Gegend auch der Mittlere Muschelkalk von besonderer Bedeutung, weil er die bis zu 40 m mächtigen, wirtschaftlich wichtigen Steinsalzlager von Heilbronn bzw. Kochendorf enthält. Nach der über 100jährigen, in Kochendorf 1994 eingestellten Förderung wird das Salz heute nur noch in Heilbronn bergmännisch gewonnen (Bohnenberger et al. 2005). Die Nutzung in Form von Sole erfolgt auch in der weiteren Umgebung (Bad Rappenau, Bad Wimpfen, Schwäbisch Hall). Die Erhaltung von Steinsalz in der Heilbronner Mulde ist der tektonischen Tieflage zu verdanken, wo entsprechend mächtige Deckschichten

Kraichgau, Neckarland und Franken

dessen Auflösung verhindert haben. Weiter südlich gibt es bei Stetten eine ähnliche Situation, in der Steinsalz des Mittleren Muschelkalks noch heute unter Tage abgebaut wird (siehe auch Simon 1995). Das Steinsalz und die mit ihm zusammen vorkommenden leicht löslichen Sulfatgesteine haben in manchen Gegenden auch Einfluss auf die Landschaftsgestaltung: Bei Besigheim und Hessigheim durchschneidet der Neckar eine Muschelkalk-Aufwölbung und erreicht dort auch das Niveau des Mittleren Muschelkalks mit solchen Evaporiten. Deren Subrosion hat, zusammen mit der Erosion am Talhang, zu einem an hangparallelen Klüften orientierten Nachbrechen und Abrutschen von Schollen des Oberen Muschelkalks geführt, der die als Naturschauspiel berühmten „Hessigheimer Felsengärten“ entstehen ließ. Mit diesen „Felsengärten“ ist man bereits im Raum Stuttgart, der wenigstens kurz skizziert werden soll, weil es auch hier einige geologische Besonderheiten gibt. Die Landschaft wird durch das tektonische Geschehen im Nordwest-Südost streichenden Fildergraben bestimmt, in dem Sprunghöhen von etwa 100 m beobachtet werden. Die Störungen an den Grabengrenzen sind auch in der Landschaft erkennbar: Die am Nordost-Rand gelegenen Keuperberge des Schurwaldes mit ihrer Kappe aus Lias überragen die ebenfalls aus Schwarzjura bestehende Filderebene, und am Südwest-Rand markiert eine Bruchstufe den über den Schwarzjura herausgehobenen Keuper des Schönbuchs, auf dessen Höhen sogar noch Sandsteine des Oberen Keupers zu finden sind. Der Fildergraben ist etwa 10 km breit und entspricht in seinem Verlauf der in Südwestdeutschland häufigen nordwestlichen Strukturrichtung, der man auch im Schwarzwald, auf der Schwäbischen Alb und im Bodenseeraum begegnet (vgl. Abb. 137). Im Graben selbst reichen die Schichten bis zum unteren Braunjura. Die Filderlandschaft ist für ihre Fruchtbarkeit bekannt, die durch eine mächtige Lößauflage über den tonigen Gesteinen des Schwarzjuras bedingt ist. Als Besonderheit ist hier auch ein miozäner Vulkanschlot bei Scharnhausen zu erwähnen, der den nördlichsten Ausläufer des Urach-Kirchheimer Vulkangebietes markiert. Auswürflinge von Weißjurakalk in seinen Tuffen zeigen an, dass auch diese Gegend während des Tertiärs noch davon bedeckt war. Stuttgart liegt in einem Talkessel, dessen Hänge aus Gesteinen des Mittleren Keupers bestehen; seine Sandsteine bilden dort auffällige Felsterrassen. Zu den jüngsten Bildungen gehören pleistozäne Travertine, die als „Sauerwasserkalke“ bekannt sind. Die Hauptvorkommen liegen im Raum Bad CannstattMünster, wo auch sehr ergiebige Mineralquellen austreten. Sie sind an Störungen geknüpft, vor allem an die nach Nordwesten verlaufende Schurwald-Verwerfung. Ihre Lösungsfracht entstammt hauptsächlich dem Mittleren, aber auch dem Oberen Muschel-

kalk und Gipskeuper, die im Untergrund anstehen; die Kohlensäure geht wahrscheinlich auf tiefere Herde des miozänen Vulkanismus zurück. Die Auslaugung löslicher Gesteine hat auch zur Bildung von Hohlräumen im Untergrund geführt, sodass vielfach das Deckgebirge, aber auch der schon gebildete Travertin nachgebrochen sind. Die Mineralquellen führen neben dem gelösten Kalk u. a. auch Eisen, das die braune Farbbänderung im Travertin bedingt. Örtliche Anreicherungen haben zu kleineren Ocker-Lagerstätten geführt, die hauptsächlich im 19. Jahrhundert sogar untertägig abgebaut wurden, sodass heute außer den natürlichen Höhlungen auch immer wieder alte Stollen angetroffen werden (Reiff 1991). Die Bildung der Travertine erfolgte hauptsächlich während des Riß-Würm-Interglazials und hat nach Abschätzung von warvenähnlichen Jahreslagen wohl kaum viel mehr als 10 000 Jahre gedauert (Reiff 1955). Die Vorkommen pleistozäner Wirbeltiere (u. a. Waldelefanten) und Artefakte ergänzen das Bild einer insgesamt warmzeitlichen Epoche. An nach Nordwesten streichenden Störungen grenzt das als Fränkischer Schild bekannte Gebiet zwischen Schwäbisch Hall, Rothenburg und Bad Mergentheim an die Löwensteiner Berge (vgl. Abb. 137). Wie der Name schon andeutet, liegt hier eine großräumige Aufbeulung der Schichten vor, die aus Muschelkalk und Unterem Keuper bestehen. Infolge dieser Hochlage sind sie stark zertalt worden. Hier liegen Assamstadt und Schrozberg, die beide für eigenständige Teilbereiche des Fränkischen Schildes stehen, die durch die Südwest-Nordost streichende Hollenbacher Mulde voneinander getrennt werden. Dieser Bereich hat durch eine neue Studie über Beziehungen zwischen Tektonik und Talbildung eine weit über die lokalen Verhältnisse des hier untersuchten mittleren Kocher-Jagst-Gebietes hinausgehende Bedeutung (Simon 2002). Der Autor weist im Schrozberger Sattel und in der Hollenbacher Mulde quartäre Tektonik nach, die im Assamstädter Sattel weitgehend fehlt; die genannten Strukturen sind auch nicht, wie bisher angenommen, gleich alt. Ihre Entstehung wird auf Vorgänge im tieferen Untergrund zurückgeführt, in dem die Erdkruste durch Schub nach Norden gestapelt wird (DEKORP). Die Bewegungsbahnen erscheinen im Deckgebirge als Mulden bzw. Lineamente. Entsprechend der Beanspruchungsrichtung, die im Süden nordgerichtet ist, weiter nördlich aber nach Nordwesten weist, ergeben sich vom West-Südwestl streichenden Schwäbischen Lineament im Süden bis zur Südwest-Nordost verlaufenden BaulandMulde alle Übergänge. Die im Nordwesten an den Fränkischen Schild anschließende Bauland-Mulde ist durch Muschelkalk geprägt, der zusammen mit dem Muschelkalk des anschließenden Thüngersheimer Sattels den nordwestlichen Stufenrand bildet. Dieser Muschelkalk-Stufenrand zieht weiter nach Nordosten über Würzburg hin-

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˚ Abb. 161:

Gipstagebau Possenheim bei Iphofen. Die Gipslagen sind durch dünne Tonschichten voneinander getrennt und der gesamte Schichtenstapel ist hier durch eine Verwerfung zerschnitten, entlang derer sich später erneut Gips abgeschieden hat (Exkursion 2009).

aus bis zur Rhön, in dem jedoch einige nach Nordwesten streichende Grabenstrukturen entwickelt sind (vgl. Abb. 137). Die Muschelkalkvorkommen der berühmten Weinhänge von Würzburg bieten im Maintal aufwärts sehr gute Profile, und entlang der Autobahn nach Nürnberg lässt sich auch beobachten, wie die Schichten gelegentlich schräg lagern oder von nach Nordwesten verlaufenden Störungen betroffen sind. Im Muschelkalk dieser Gegend, z. B. bei Tiefenstockheim in der Nähe von Marktbreit, sind als Besonderheit in der sonst bankigen Ausbildung der Kalksteine kleine Riffstrukturen entwickelt, die von austernähnlich übereinander gewachsenen Muscheln aufgebaut wurden (Placunopsis-Riffe). Die Nordwest-Richtung zeigt sich auch in der nordöstlich von Würzburg gelegenen Schweinfurter Mulde, an deren Nordost-Flanke die Struktur des Kissingen-Haßfurter Sattels anschließt, der seinerseits von zahlreichen Verwerfungen betroffen ist, sodass man von der Kissingen-Haßfurter Störungszone spricht, die sich bis Bamberg verfolgen lässt. In den Muldenbereichen ist Keuper vorherrschend, der auch den weiteren Raum Frankens nach Südosten bis an den Jura-Rand der Fränkischen Alb bestimmt (vgl. Abb. 137). Ein bedeutendes Landschaftselement des hier behandelten Bereichs bildet der Steigerwald mit Höhen von > 400 m bis fast 500 m (Zabelstein 488 m). Seine klassisch ausgeprägte Schichtstufenmorpho-

logie zwischen dem Aischtal im Süden und dem Main wird von Gesteinen des Keupers bestimmt, die überwiegend nach Südosten einfallen; im südlichen Bereich ist die sonst geschlossene Stufe in eine Reihe von Zeugenbergen aufgelöst. Über dem im Untergrund erbohrten Muschelkalk folgen im Steigerwald einige Hundert Meter Keuper, die den Letten-(Kohlen-)Keuper, den Gipskeuper und den Sandstein-Keuper der alten Gliederung umfassen. Der Gipskeuper mit seinen Sulfaten und bunten Tonsteinen ist hier so bedeutend, dass der Abbau der Sulfate bis heute einen bedeutenden Wirtschaftsfaktor in der Gegend bildet (Abb. 161). Gipssteine sind früher direkt als Werksteine verbaut worden und an vielen alten Häusern zu studieren. Alabaster hat man als Schmuckstein in Kirchen verwendet. In den Gipsbrüchen sind außer der oftmals feinen, durch Tonmittel verursachten Bänderung der Gesteine auch oft Faltenbildungen zu sehen, die meist auf subaquatische Rutschungen zurückgehen; im kleineren Maßstab ist in manchen Bänken auch „Gekrösegips“ entwickelt. Knollige Formen lassen sich als aufgearbeitete Gipskrusten deuten (Aigner & Bachmann 1989). Der früher bedeutende Abbau der verschiedenen Keupersandsteine als Werksteine lässt sich noch an den Bauwerken auch der weiteren Umgebung bis hin zum Bamberger Dom verfolgen; heute sind nur noch wenige Steinbrüche in Betrieb. Der Gips (bzw. Anhydrit) hatte auch Folgen für die Entwicklung der Landschaft: Infolge seiner guten Löslichkeit haben sich darin Karsterscheinungen gebildet, die man in Form von Schlotten in manchen Steinbrüchen oder als Dolinen im Gelände beobachten kann. Zu den Besonderheiten gehören Gipshöhlen, die sich in Beziehung zu nordwestlich und nordöstlich verlaufenden Kluftsystemen entwickelt hatten. In manchen Höhlen sind Zeugnisse einer jungsteinzeitlichen und späteren Besiedlung entdeckt worden. Nicht zuletzt ist auch der Weinbau erwähnenswert, der hier auf den bunten Tonen des Mittleren Keupers betrieben wird (z. B. Castell, Iphofen). Der Steigerwald setzt sich nach Norden in die ähnlich aufgebauten Haßberge und nach Süden in die Frankenhöhe fort. Der Durchbruch des Mains zwischen Steigerwald und Haßbergen hat eine auffällige Nordwest-Richtung, die mit grabenartigen Einbrüchen in der Fortsetzung der ebenso verlaufenden Kissingen-Haßfurter Störungszone erklärt werden kann. Den gleichen Verlauf hat auch die nordöstlich anschließende Heustreuer Störungszone, die bereits in der südöstlichen Rhön ihren Anfang nimmt. Eine gänzlich andere Richtung, nämlich Nord-Nordost, hat die innerhalb der Grabfeld-Mulde im Nordosten der Großscholle entwickelte Heldburger Gangschar (vgl. Abb. 137). Es ist ein ganzes System fiederartig angeordneter basaltischer Gänge von meist weniger als 1 m Breite, die sich im Einzelfall über einige 100 m Länge verfolgen lassen. Daneben sind

Pfalz

auch einzelne Schlote entwickelt. Insgesamt erstreckt sich diese Zone aber über 70 km und sie kann 10 bis 20 km breit sein. Die Basalte sind Nephelin- oder Melilith-Basalte, deren Schmelzen sich direkt aus dem Erdmantel ableiten lassen. Einschlüsse von Jura und Oberkreide zeigen auch hier die jetzt abgetragene, frühere Überdeckung des Gebiets mit jüngeren Deckschichten an. Ihre Entstehung verdankt die Heldburger Gangschar einem tief reichenden Kluftsystem, das sich bis nach Römhild in Thüringen verfolgen lässt; auch Heldburg, nach dem die Bezeichnung gewählt wurde, liegt in Thüringen. Das oligozäne bis miozäne Alter dieses Vulkanismus ist durch physikalische Bestimmungen auf 42 bis 16 Millionen Jahre datiert worden. Neue Ar/Ar-Bestimmungen haben das Alter des Vulkanismus in der thüringischen Rhön auf einen Zeitraum von 20 bis 18 Millionen Jahren eingrenzen können und die Heldburger Gangschar selbst auf 14 Millionen Jahre (Abratis et al. 2005).

Der Steigerwald geht nach Osten in das Mittelfränkische Becken über, in dem überwiegend Mittlerer Keuper, auch mit Sandsteinen, die Landschaft prägt. Ein auffallendes Landschaftselement in den östlichen Keupergebieten um Nürnberg, Erlangen und Bamberg sind Sanddünen, die vielfach in westöstlicher Richtung gestreckt sind. Die pleistozänen Quarzsande stammen überwiegend aus den Flussterrassen der Regnitz und sind durch vorherrschende Westwinde transportiert worden; die RegnitzSande sind letztlich aus verwitterten Keuper-Sandsteinen herzuleiten. Die gelegentlich bis zu 8 m hohen Dünen können aneinander gereiht Längen von 1 bis 2 km erreichen; Einzeldünen sind meist 100 bis 200 m lang. Die einstige Windrichtung spiegelt sich im inneren Aufbau der Sandkörper wider, in denen flache Hänge (Luv) in West- und steilere Hänge (Lee) im Ostrichtung entwickelt sind. Solche Dünensande und die ebenfalls häufigen Flugsanddecken sind vielfach mit Kiefernwald bestanden.

■   Pfalz Zum Bereich zwischen Hunsrück und Vogesen gehört das Südwest-Nordost streichende und durch variskische Gesteine im Untergrund gekennzeichnete Gebiet der als Pfälzer Mulde bezeichneten Struktur. Dieser Untergrund ist allerdings nur an wenigen Stellen aufgeschlossen, weil die linksrheinischen Gebiete des Oberrheingrabenrandes allgemein weniger gehoben wurden als die rechtsrheinischen, wo im Schwarzwald und im Odenwald das Grundgebirge großflächig zutage kommt. In der Pfalz sind wegen der geringen Heraushebung daher nur an wenigen Orten entsprechende Gesteine zugänglich. Dazu gehört vor allem der durch einen riesigen Steinbruchbetrieb sehr gut aufgeschlossene Gneis von Albersweiler (Abb. 162) sowie Schiefer in der Nähe von Edenkoben (Burrweiler) und Weiler bei Weißenburg. Außerdem sind am Schieferkopf (Name!) bei Hambach und bei Neustadt an der Weinstraße Tonschiefer und Sandsteine des Unterkarbons bekannt, die in ähnlicher Ausbildung auch im Untergrund von Bad Dürkheim durch Bohrungen erschlossen worden sind. Altersmäßig reicht dieses Grundgebirge von den möglicherweise schon prävariskischen Gneisen bei

Albersweiler über die Phyllite und Glimmerschiefer bei Burrweiler und Weiler bis zum nicht metamorphen Unterkarbon. Die letzte Prägung haben auch die Gesteine von Albersweiler während der variskischen Metamorphose erfahren. Dazu kommen granitische Gänge in den metamorphen Schiefern und kleine Einzelvorkommen entsprechender Gesteine im Tiefenbachtal bei Edenkoben und im Kaiserbachtal bei Klingenmünster. Im Steinbruch von Albersweiler ist heute vor allem die Grenze zwischen Grund- und Deckgebirge sehr

˘ Abb. 162:

Steinbruch Albersweiler/Pfalz. In diesem größten Aufschluss des linksrheinischen variskischen Grundgebirges sind die von Gängen durchschlagenen Gneise bzw. Migmatite zu beobachten, die von mächtigen Fanglomeraten des Rotliegends überlagert werden. Hier ist auch die Morphologie der alten Landoberfläche zu erkennen: Die Rotliegendsedimente im Hangenden füllen ein Tälchen aus. Auf dem Bild nicht sichtbar sind basaltische Gesteine, deren Abtragungsprodukte örtlich als grobe Gerölle in den Fanglomeraten anzutreffen sind.

Pfalz

Bachmann & Brunner 1998, Geyer & Gwinner 1991, Geyer 2002, Hagdorn & Simon 1985, Reimann & Schmidt-Kaler 2002, Schweizer & Kraatz 1982

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Süddeutsches Schichtstufenland

˚ Abb. 163:

Der Teufelstisch bei Hinterweidenthal, Wahrzeichen der Pfalz. Schräg geschichtete Sandsteine des Mittleren Buntsandsteins sind entlang von Klüften durch Verwitterung herauspräpariert. Die härtere Tischplatte besteht aus geröllführendem, durch Kieselsäure zu besonders festem Gestein verkittetem Sandstein.

gut aufgeschlossen: Der von Gängen durchschlagene Gneis lässt das frühere Grundgebirgsrelief erkennen, dessen Täler durch Fanglomerate des Rotliegends ausgefüllt wurden. Melaphyre des Rotliegends, die altersmäßig dem Grenzlager-Vulkanismus der Saar-Nahe-Senke entsprechen, sind noch vereinzelt im Hangenden des Gneises entwickelt. Gerölle der Lavaströme gehören mit zum Spektrum der Oberrotliegend-Fanglomerate und Arkosen, die ihrerseits noch von Dolomiten und Tonsteinen des marinen Zechsteins überlagert werden (vgl. Abb. 162). Auch im Kaiserbachtal ist über einem Granodiorit mit dunklen Einschlüssen von Schiefern ein ähnliches Profil entwickelt. Dass das Zechsteinmeer so weit südlich noch seine Spuren hinterlassen hat, ist

auch für die Neukartierung der gesamten Pfalz von Bedeutung, die gegenwärtig vom Geologischen Landesamt Rheinland-Pfalz durchgeführt wird. Dabei hat sich nämlich herausgestellt, dass ein beträchtlicher Anteil der bisher zum Buntsandstein gestellten Gesteinsfolgen noch dem Zechstein zuzurechnen ist. Die für den Buntsandstein in geologischen Karten verwendeten Brauntöne werden also in Zukunft an der Basis durch die blaue Farbe des Zechsteins ersetzt werden (dazu u. a. Dittrich 1996). Diese Randfazies des Zechsteins ist lokal durch grobklastische Sedimente gekennzeichnet, die mit Winkeldiskordanz über dem Oberrotliegend folgen: Die Diskordanz belegt die schwachen tektonischen Bewegungen der spätestvariskischen „Pfälzischen Phase“. Geographisch werden Pfälzer Wald und die am Rande des Oberrheingrabens gelegene Haardt unterschieden. Der Pfälzer Wald besteht wesentlich aus Unterem und Mittlerem Buntsandstein; die Schichten fallen, wie im gesamten linksrheinischen Mesozoikum, insgesamt schwach nach Westen ein und lassen dadurch ein Spiegelbild zur Süddeutschen Schichtstufenlandschaft entstehen, die letztlich zum Pariser Becken überleitet. Weiter westlich folgt dann Muschelkalk, dessen östlichste Reste bei Pirmasens gefunden werden, und die in einer als SaargemündZweibrückener Senke bezeichneten Struktur, wo sie eine plateauartige Landschaft formen, weit verbreitet sind. Der in der Pfalz etwa 400 m mächtige Buntsandstein mit seinen nährstoffarmen Böden begünstigt eine große zusammenhängende Waldbedeckung. Seine frühere Gliederung in den heute zum Zechstein gezählten Annweiler Sandstein (früher Unterer Buntsandstein), das dann folgende Ecksche Konglomerat, Trifels-, Rehberg- und Karlstal-Schichten haben in der Gegend zu einer eigenständigen Stratigraphie geführt. Der Untere Buntsandstein beginnt jetzt mit den Trifels-Schichten, und mit den Rehberg-Schichten setzt in der Pfalz nach der neuen Gliederung der Mittlere Buntsandstein ein. Der Obere Buntsandstein wird hier und in den angrenzenden Gebieten als Voltzien-Sandstein bezeichnet, weil er zahlreiche Pflanzenfossilien, u. a. die namengebende Konifere Voltzia heterophylla enthält. Aus dem Buntsandstein im Pfälzer Wald haben Verwitterung und Erosion eine Reihe spektakulärer Landschaftsbilder geformt. Zu den bekanntesten Erscheinungen gehören der als Wahrzeichen der Region betrachtete, aus Rehberg-Schichten bestehende Teufelstisch bei Hinterweidenthal (Abb. 163) sowie viele ähnliche Felstürme im Dahner Felsenland (Trifels-Schichten). Die „Tischplatte“ des Teufelstisches besteht aus stark durch Kieselsäure verkittetem geröllführendem Sandstein, die eckige Form ist durch eine Kreuzung von senkrechten Klüften bedingt. Die Rehberg-Schichten sind allgemein durch einen Wechsel zwischen grob- und feinerkörnigen Lagen mit gut ausgeprägter Schrägschichtung gekennzeichnet, die

Pfalz

¯ Abb. 164:

Zum Oberrheingraben hin gekippter Muschelkalk bei Gleishorbach. Das Vorkommen zeigt, ähnlich wie auch anderswo am Grabenrand erhaltene Reste, dass einst im gesamten Pfälzer Wald noch eine Decke von Muschelkalk über dem Buntsandstein entwickelt war.

hier, wie im gesamten Dahner Felsenland, durch die Verwitterung herausmodelliert wurden. Selektive Verwitterung führt auch zu den oft beobachteten Wabenstrukturen, die durch Auflösung von Bindemitteln und deren Ausfällung entlang von Klüften und Schichtflächen entstehen. Am Rand des Oberrheingrabens ist der sonst überall rote Buntsandstein in auffallender Weise gebleicht. Im Steinbruch von Frankweiler wird am Ringelsberg nahezu weißer Sandstein der Trifels-Schichten abgebaut und auch bei Forst gibt es große Partien von gebleichtem Buntsandstein. Über die Ursachen wurde viel diskutiert, bis man durch eindeutig hydrothermale Vererzungen in Randverwerfungen des Oberrheingrabens weiter südlich, wo der Sandstein ebenfalls gebleicht ist, eine Entfärbung durch aufsteigende Thermalwässer nachweisen konnte. In den Buntsandstein sind in Gipfellagen (z. B. auf dem Kesselberg) gelegentlich dezimetergroße Rundformen eingetieft, die neuerdings in einem größeren Zusammenhang mit ähnlichen Vorkommen in deutschen Mittelgebirgen als quartäreiszeitliche Gletschertöpfe interpretiert werden. Da zu ihrer Bildung eine mächtige Eisbedeckung erforderlich ist, wird damit die Lage solcher Gebiete in einem periglazialen Raum fragwürdig (Ortlam 1996). Der schon erwähnte Muschelkalk ist hier in einer Beckenrandlage gebildet worden: In die Kalksedimente wurden Sandkörner aus festländischem Detritus eingetragen, sodass vielfach Muschelsandstein ausgebildet ist, den man übrigens auch verbreitet im Saarland findet. Auch der Mittlere Muschelkalk ist nur bedingt mit seinem süddeutschen Äquivalent zu vergleichen; in der Saargemünd-Zweibrückener Senke sind allerdings Steinsalzlager entwickelt und Steinsalz-Pseudomorphosen gehören zum häufig anzutreffenden Inventar in den Karbonaten. Der Verdacht, dass Muschelkalk früher einmal das gesamte Gebiet überdeckt haben muss, wird an den

¯ Abb. 165:

Battenberger „Blitzröhren“: Oligozäne Quarzsande am Westrand des Oberrheingrabens sind durch möglicherweise hydrothermale Eisenlösungen sekundär verkittet worden. Die resultierenden röhrenförmigen Eisenschwarten haben mit Blitzeinschlägen allerdings nichts zu tun.

Randschollen deutlich, die bei Gleishorbach aus Mittlerem und Oberem Muschelkalk bestehen; sie sind durch die Grabenrandtektonik schräg gestellt worden und werden von mehreren Störungen durchzogen (Abb. 164). Auch bei Forst ist in der Nähe des Grabenrandes noch kleinräumig Unterer Muschelkalk in einer tektonischen Tieflage erhalten, der dort vom tertiären Basalt des Pechsteinkopfs durchschlagen wurde. Der Pechsteinkopf mit seinen in schönen Säulen abgesonderten Basalten gehört zu einer Reihe von Vulkanen, die den Oberrheingraben an seinen Rändern begleiten (Steinsberg, Katzenbuckel).

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Süddeutsches Schichtstufenland

Spuhler 1957, Eisbacher & Fielitz 2010

Tertiär-Ablagerungen dominieren den pfälzischen Randbereich des Oberrheingrabens. Sie sind allerdings durch die junge, bis heute anhaltende Tektonik meist in ein kleinräumiges Schollenmosaik zerstückelt und dabei abgesenkt oder auch gehoben worden. Eine solche prominente Horstscholle bildet die aus oligozänen bis miozänen Gesteinen (meist Kalke) aufgebaute Kleine Kalmit bei Landau. Im Rahmen der Pfalz sollten noch die sogenannten Battenberger „Blitzröhren“ erwähnt werden, bei de-

nen es sich nicht um Folgen von Gewittern, sondern um eine lokale Umverteilung von Eisen im oligozänen Quarzsand handelt (Abb. 165). Die eisenhaltigen Lösungen könnten auch hydrothermaler Herkunft gewesen sein, zumal neben Kieselsäure auch Hämatit und Schwerspat als Komponenten im Bindemittel vorkommen; damit gehören sie auch zu den Bildungen, die mit der Tektonik am Grabenrand zu erklären sind. Das Tertiär und die Tektonik werden im Abschnitt über den Oberrheingraben besprochen.

■   Saarland, Pfälzer Bergland und Nahegebiet Was hier im Titel als Landschaftsbezeichnungen aufgeführt ist, gehört geologisch einem in seiner Entwicklung relativ einheitlichen Raum an, der als SaarNahe-Senke (auch Saar-Nahe-Becken) bzw. SaarSaale-Senke bezeichnet wird. Die Senke ist einer der Binnentröge innerhalb des Variskischen Gebirges, der zur Mitteldeutschen Kristallinzone gerechnet wird, die sich hier vom Karbon an in einen Senkungsraum umgebildet und viele Tausend Meter Sedimente aufgenommen hat. Insgesamt sind über 4000 m Oberkarbon und noch einmal fast 3500 m Rotliegend nachgewiesen. Darunter folgen noch Unterkarbon und Devon, die in der über 5600 m tiefen Bohrung Saar 1 bei Saarbrücken angetroffen wurden. Von lokalen Besonderheiten abgesehen, zeigen alle Schichten Südwest-Nordost-Streichen, d. h. die schon mehrfach erwähnte „variskische“ Richtung. In einem größeren Zusammenhang gesehen nimmt die Senke den Raum zwischen Vogesen und Hunsrück ein. Das hier diskutierte Paläozoikum ist aber in weiten Teilen unter einer mächtigen Bedeckung aus Buntsandstein verborgen. Im Nordwesten wird das Gebiet durch die Hunsrück-Südrandstörung begrenzt, die nach Südosten hin einfällt und wahrscheinlich schon vor der Ablagerung des Karbons angelegt war. Im Südosten erfolgt ein allmählicher Übergang in die von TriasSchichten beherrschte Pfälzer Mulde. Die Saar-Nahe-Senke ist bei einer mittleren Breite von 40 km etwa 100 km lang und ihre Rotliegendfüllung bildet mit dem nordöstlich anschließenden Niersteiner Horst auch noch den Untergrund des Tertiärs im Mainzer Becken und setzt sich bis in den nördlichen Odenwald hinein im Sprendlinger Horst fort. Den südwestlichen Teil bildet wesentlich das durch seine Steinkohlen bekannte Saarland. Die beherrschende Struktur ist hier der Saarbrücker Hauptsattel, an dem die Steinkohle führenden Schichten so weit herausgehoben sind, dass man manche Flöze an der heutigen Oberfläche finden kann. Oberkarbon kommt innerhalb des Pfälzer Sattelgewölbes (das die streichende Fortsetzung des Saarbrücker Hauptsattels bildet und landschaftlich das Nordpfälzer Bergland) noch mehrfach unter der Bedeckung durch das jüngere Rotliegend zutage.

Damit sind bereits Strukturen angesprochen, die den Gesamtraum in kleinere Teilgebiete gliedern. Nördlich an das große Sattelgewölbe schließen sich Prims- und Nahe-Mulde an, die durch mächtige Vulkangesteinskomplexe des Rotliegends voneinander getrennt sind (Abb. 166). In einem Querprofil wird erkennbar, dass die große Saar-Nahe-Senke asymmetrisch gebaut ist: Die Mächtigkeit der Füllung ist am Hunsrückrand am größten, und dort ist auch der Untergrund der Trogfüllung am tiefsten abgesunken. Die Faltung der Karbonschichten erfolgte gegen Ende des Westfaliums, im Zusammenhang damit fand auch eine Heraushebung statt. Es gab aber auch noch später tektonische Aktivitäten. Es folgte zunächst eine zentrale Aufwölbung, die mit der Förderung von Vulkaniten verbunden war; sie entspricht etwa dem, was in Thüringen als „Saalische Phase“ bezeichnet wird, die zeitlich zwischen Unter- und Oberrotliegend eingeordnet wird. Noch jüngere, nach dem Oberrotliegend erfolgte Bewegungen, die gelegentlich einer „Pfälzischen Phase“ zugeordnet werden, haben zu einer weiteren Einengung und zu einer südwärts gerichteten Aufschiebung des Saarbrücker Hauptsattels auf jüngere Schichten geführt. Die Schichtenfolge im Saar-Nahe-Becken soll nachfolgend in ihrer zeitlichen Abfolge kurz vorgestellt werden.

Oberkarbon Goethe schreibt schon in ›Dichtung und Wahrheit‹ vom Brennenden Berg bei Dudweiler im Saarland, wo Steinkohlen in Schwelbrand geraten waren. Die Förderung der Saarkohlen wurde auch damals schon im Schachtbau betrieben, obwohl auch Flöze zutage ausbissen, wie man noch heute, etwa am Sportplatz von Elversberg, beobachten kann. Die Saarkohlen sind, anders als die im Ruhrrevier, im limnischen, von Flüssen durchzogenen Bereich einer Binnensenke entstanden, die man, da sie zwischen Bergzügen lag, auch als „intramontane Senke“ bezeichnet. Die wesentlich von Sandsteinen und Tonsteinen bestimmte Schichtfolge mit den Kohleflözen enthält vielfach grobe Gerölle und manchmal

Saarland, Pfälzer Bergland und Nahegebiet

Saarland, Pfälzer Bergland und Nahegebiet

klastischen Sedimente wieder aus dem südlichen Moldanubikum. So hat das Saar-Nahe-Becken ein wechselvolles Zusammenspiel aus Absenkung und Hebung seiner Randgebiete erfahren, die sich während des Rotliegends weiter fortsetzte. Doch zunächst zum Karbon. Infolge der unterschiedlichen Bildungsräume der Steinkohlen an der Ruhr und im Saarland ist auch eine zeitliche Parallelisierung nur näherungsweise möglich. Ähnlich wie im Ruhrgebiet sind auch hier die Kohle führenden Schichten mit Lokalbezeichnungen versehen worden, die heute zu Gruppen zusammengefasst werden. Die dem Westfalium angehörenden, zur Saarbrücker Gruppe zusammengefassten Schichten heißen, von unten nach oben: Neunkirchen-, St.-Ingbert-, Rothell-, Sulzbach-, Geisheck-, Luisenthal- und Heiligenwald-Schichten. Die jüngeren Schichten des Stefaniums bilden die Ottweiler Gruppe mit Göttel-

˙ Abb. 166:

Prims

Geologische Übersichtskarte des Saar-Nahe-Gebiets (nach Walter 1992, verändert). Die ältesten Schichten kommen im Saarbrücker Hauptsattel und in dessen streichender Fortsetzung im Bereich der Pfälzer Kuppeln an die Oberfläche. Nach Nordwesten folgen immer jüngere Sedimente des Rotliegends. Vor allem während des Oberrotliegends herrschte hier Vulkanismus, dessen intrusive und effusive Produkte großflächig verbreitet sind. Die südlich anKirn schließende Pfälzer Mulde beginnt nach k c neueren Untersuchungen jetzt mit den rü s Randbildungen des Zechsteins, un e H h über denen der BuntNa sandstein folgt.

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sind regelrechte Konglomeratbänke ausgebildet, die für einen meist nur kurzen Transportweg der Sedimente durch Flüsse sprechen. Diese variskischen Molassen, zu denen auch das Rotliegend gehört, bilden die wesentlichen Gesteine im Saar-Nahe-Becken. Der Eintrag von Verwitterungsprodukten erfolgte anfangs, d. h. während des untersten Oberkarbons, von Süden her; die Gesteinskomponenten stammen aus moldanubischen und saxothuringischen Liefergebieten. Im Westfalium dagegen sind bereits Gesteine aus dem nördlich gelegenen Rhenohercynikum zu beobachten, die auch durch die nach Süden gerichtete Strömungssignatur belegt werden können. In dem ständig sich senkenden Becken erfolgte dann auch die Bildung von Kohlesümpfen. Mit dem Ende des Westfaliums ist das Gebiet teilweise gehoben und danach wieder verstärkt abgesenkt worden, wobei nochmals Kohleflöze entstanden sind. Jetzt kamen die

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30 km

185

Süddeutsches Schichtstufenland

System

Saarland

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C

QUARTÄR

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B

Gruppe

A

(Kongl. von Holz)

Göttelborn

TERTIÄR

KREIDE

TRIAS

Ober-Karbon (Silesium)

JURA

D C

Westfalium

B

A C

PERM

Heiligenwald

SaarbrückenGruppe Luisenthal

Geisheck Sulzbach, Rothell St. Ingbert

Nur in Bohrungen

WestfalNamurSchichten (ungegliedert)

Namurium

296 Ma

B

~ 500m

KARBON A

DEVON

CU III SILURIUM

KAMBRIUM

PRÄKAMBRIUM

˚ Tab. 5:

Viséum

(Namur?-Konglomerate) 20 m

AlaunSchiefer 100m

born-, Dilsburg-, Heusweiler- und Breitenbach-Schichten. Im Gegensatz zum Ruhrkarbon hat sich im Saarland die Kohlebildung im höchsten Oberkarbon und noch darüber hinaus fortgesetzt. An den Gesteinsfarben zeigt sich aber bereits die allmähliche Klimaveränderung hin zu einem Trockenklima: In den Luisenthal-Schichten sind schon bunte Farben zu erkennen, die dann später im Rotliegend die Landschaft prägen. Zwischen Westfalium und Stefanium ist im Saarland ein markanter Konglomerathorizont entwickelt, der nach dem Ort Holz als „Holzer Konglomerat“ bezeichnet wird und lokal eine Schichtlücke dokumentiert; das „Holzer Konglomerat“ wird heute an die Basis des Stefaniums gestellt. Die Konglomerate sind im Saarland weit verbreitet, die Gerölle sind gut gerundet und auf einer schon weitgehend eingeebneten Landoberfläche von Flüssen abgelagert worden. Sie bilden infolge ihrer Verwitterungsresistenz oft markante Höhenzüge (gut zu sehen u. a. an der Wackenmühle bei Püttlingen). Karbon kommt auch im Bereich des Nordpfälzer Berglandes noch einmal an die Oberfläche: An den durch permische Rhyolith-Intrusionen verursachten Pfälzer Kuppeln von Königsberg, Potzberg und Herrmannsberg sind Heusweiler- und untergeordnet Breitenbach-Schichten aufgeschlossen. Sie enthalten dort mächtige grobe Konglomerate, die auch in der Landschaft als Felsrippen und -wände herauswittern. Dieses Karbon umgibt die Intrusivgesteinskörper von Königsberg und Herrmannsberg mit umlaufendem Streichen, was anzeigt, dass die zähen Rhyolithschmelzen beim Aufstieg die älteren Sedimente kuppelartig aufgebogen haben. In den BreitenbachSchichten sind hier früher wenig ergiebige Kohleflözchen abgebaut worden. Den Kuppelbau kann man an steil gestellten Karbonschichten auf wenigen Kilometern an einem Straßenprofil entlang der B  270 bei Wolfstein verfolgen, die im Süden nach Südosten und im Norden nach Nordwesten einfallen (vgl. Abb. 166).

Rotliegend CU II

Erdbachium

ORDOVIZIUM

Aprathium

325 Ma

Tournaisium CU I

Balvium

354 Ma

Unter-Karbon (Dinantium)

186

Schichtenfolge des Karbons im Saarland (aus Rothe 2009).

?

Vom Saarbrücker Hauptsattel mit seinen Steinkohlen abgesehen, wird das Gebiet der Saar-Nahe-Mulde landschaftlich vor allem durch die Sedimente und Vulkanite der Rotliegendzeit geprägt. Die alten Schichtenbezeichnungen Kuseler, Lebacher, Söterner, Waderner und Kreuznacher Schichten sind inzwischen nicht mehr gültig und durch Formationsnamen ersetzt worden, die ihrerseits zu nur noch zwei Gruppen zusammengefasst werden: Glan-Gruppe und Nahe-Gruppe. Nördlich vom Saarbrücker Hauptsattel kann man sehr schön beobachten, wie die Schichten nach Nordwesten zu immer jünger werden (vgl. Abb. 166). Das saarpfälzische Rotliegend ist in seiner Entwicklung durch sehr unterschiedliche Stadien ge-

Saarland, Pfälzer Bergland und Nahegebiet

gangen, bei Weitem nicht alles ist grober Gebirgsschutt. Zunächst ist festzuhalten, dass am Übergang vom Karbon zum Rotliegend der Feldspatgehalt in den Sedimenten so weit zunimmt, dass man vielfach Arkosen antrifft. Das erklärt sich aus dem trockener werdenden Klima, in dem nun die chemische Verwitterung weitgehend eingeschränkt war. Der Molassecharakter des Rotliegends zeigt sich natürlich an einer Vielzahl von Konglomeraten und Grobsandsteinen innerhalb der Schichtfolgen, die einerseits durch Hebungen in den Liefergebieten, andererseits auch durch kürzerfristige Klimawechsel mit erhöhter Wasserführung gesteuert sein könnten. Alluviale Fächer in den Randgebieten gehen in Playaseen über, in die lokal auch die Flüsse ihre Deltas vorgeschoben hatten. Es gab wiederholt Stadien in der Entwicklung der im Rotliegend gebildeten Seen, in denen es aufgrund der hohen Produktion von organischer Substanz zur Ausbildung von Schwarzpeliten kam. Gleich zu Beginn der Glan-Gruppe, deren älteste Anteile heute als RemigiusbergFormation bezeichnet werden, kam es neben den Konglomeraten und Arkosen auch zur Bildung von Karbonaten, die innerhalb eines RemigiusbergseeSystems kleine stromatolithische Riffstrukturen aufgebaut hatten; auch diese Fazies wiederholt sich mehrfach innerhalb der Schichtfolge (Stapf 1990). Solche Wiederholungen haben inzwischen die Rekonstruktion von Ablagerungszyklen ermöglicht, die jeweils mit rot gefärbten fluviatilen Konglomeraten, groben Sandsteinen und Arkosen beginnen, die in Sandsteine und Sandstein-Tonstein-Folgen übergehen, bei denen eher graue und braune Farben dominieren. Zum Hangenden hin folgen dunkle Tonsteine und lokal auch Wurzelböden, Kohlen oder bituminöse Kalkbänke. Diese zyklische Entwicklung ähnelt in manchem den Zyklothemen des Karbons, auf das das Unterrotliegend ohne Unterbrechung durch eine Diskordanz folgt. Die Situation ändert sich aber entscheidend an der Grenze zwischen Unter- und Oberrotliegend, die durch die tektonischen Ereignisse der „Saalischen Phase“ bestimmt wird. Jetzt begannen tief reichende Brüche den Magmen des in der Gegend weit verbreiteten Oberrotliegend-Vulkanismus die Aufstiegswege zu öffnen. Das tiefste Schichtglied des Oberrotliegends wird hier nicht zufällig als „Grenzlager“ bezeichnet, das aus vulkanischen Gesteinen besteht. Der Magmatismus des Oberrotliegends hat zu einer großen Vielfalt an Gesteinen geführt, die sowohl für die Landschaft bestimmend als auch von wirtschaftlicher Bedeutung sind. Intermediäre und basische Gesteine nehmen einen breiten Raum zwischen Prims- und Nahe-Mulde ein, und Rhyolithe sind unter anderem bestimmend für das prominente Massiv des Donnersbergs (nach dem jetzt eine Formation benannt ist) oder die steilen, bis 200 m hohen Felswände des Rotenfels bei Bad Münster am Stein.

Die Magmatite und die ihnen vorausgehenden Brüche hatten auch die Paläogeographie im SaarNahe-Raum verändert. Das heute als Nahe-Gruppe zusammengefasste Oberrotliegend ist aus Lavaströmen, subvulkanischen Domen und Tuffen zusammen mit Sedimenten (Konglomeraten, Arkosen und Tonsteinen) etwa 1800 m mächtig. Die Nahe-Gruppe umfasst die Donnersberg-Formation mit dem Grenzlager, die Wadern-Formation mit mächtigen Konglomeraten, deren Material zum Teil aus dem Hunsrück stammt, und die Standenbühl-Formation mit Konglomeraten an der Basis und hauptsächlich roten Tonsteinen, die die Landschaft um den Donnersberg prägen. Die Vulkanite bilden vielfach stratigraphische Leithorizonte. Inzwischen hat man auch nachgewiesen, dass am Vulkanismus lokal phreatomagmatische Prozesse beteiligt waren. In der Prims-Mulde sind Ignimbrite bekannt, die Entsprechungen im Wittlicher Trog haben; sie werden auf einen Ausbruchspunkt im Hunsrück zurückgeführt. Die neueren Forschungen haben eine Fülle von Daten geliefert, Bohrungen im Donnersberg-Raum lassen nun auch die Landschaftsentwicklung besser verstehen. Das aus vielen subvulkanischen Einzelintrusionen aufgebaute Donnersberg-Massiv besteht im Wesentlichen aus Rhyolithen, die bereits kurz nach ihrer Förderung teilweise abgetragen wurden und große Mengen von Schutt in die Umgebung geliefert hatten – zeitweise mag der Donnersberg während des obersten Rotliegends völlig in Schutt „ertrunken“ gewesen sein. Heute ragt der fast 700 m hohe Berg wieder über seine Umgebung aus roten, tonigen Sedimenten der Standenbühl-Formation hinaus, die die jüngsten Ablagerungen der Nahe-Gruppe bilden. Die Vielfalt der Gesteine hat auch zu einer entsprechenden Begriffsvielfalt geführt und der Lokalpatriotismus zu Lokalbezeichnungen wie Palatinit (ein Paläo-Andesit), Kuselit oder Weiselbergit. Auch der heute für bestimmte Basalte gebräuchliche Begriff Tholeiit stammt aus dem saarpfälzischen Raum, nämlich vom Schaumberg bei Tholey, wo Tholeyit (so die ursprüngliche Schreibweise) lagergangartig in Tonsteine eingedrungen ist (der Tholeiit dort hat allerdings eine dioritische Zusammensetzung). Die jungpaläozoischen basaltischen Vulkanite wurden und werden meist als Melaphyre bezeichnet und sind oft durch Blasenhohlräume gekennzeichnet, deren Füllungen mit Achaten, Amethysten, Jaspis und Zeolithen bei Mineraliensammlern beliebt sind (Melaphyr-Mandelsteine, riesiger Steinbruch z. B. bei Niederwörresbach nördlich von Idar-Oberstein, (Abb. 167). Der Abbau der seit dem 14. Jahrhundert erwähnten Achatvorkommen hat die noch heute in Idar-Ober-

˙ Abb. 167:

Melaphyr-Mandelstein. Blasenhohlräume in der Lava ausgelängt und sekundär verfüllt. Die Füllung kann aus Karbonat, Zeolithen oder kleinen Achaten bestehen. Rotliegend, Saar-Nahe-Gebiet.

187

Süddeutsches Schichtstufenland

System

Saar-Nahe-Becken

258 Ma

296 Ma

274 Ma

KARBON

SILURIUM

ORDOVIZIUM

KAMBRIUM

PRÄKAMBRIUM

˚ Tab.

Formation

DEVON

Nahe-Gruppe

Eisenach400 –600m Tambach300 –400m

NiersteinerHorst-Formation

SponheimFormation

Standenbühl-F.

WadernFormation 570–580 m Donnersberg~1000 m

Quarzitkonglomerat Tuffe, darin Karbonatbank mit Acanthodes, Rhyolithkonglomerate, Lavaserien (Basalte, Andesite, Dazite), Grenzlager Basisarkose

Thallichtenbergrote Ton-, Silt-, Formation graue Sandsteine > 260 m Geröllführender GrobOberkirchensand, Formation Kies (Rote Farben) 150m DisibodenbergFormation 130m OdernheimSubf. 155m

MeisenheimFormation

PERM

(i. d. Pfälzer Mulde)

KreuznachFormation

Formation

Glan-Gruppe

251 Ma

(i. d. NaheMulde)

Rotterode200m

TRIAS

Saxonium Ober-Rotliegend

JURA

ob. Gehren- Manebach- unt. Goldlauter- ob. Goldlauter- unt. Oberhof- ob. Oberhof300 –500m 20–180m 200– 350 m 200–600 m 200–600 m 200– 600m

KREIDE

Formation

TERTIÄR

Thuringium Zechstein

QUARTÄR

Autunium Unter-Rotliegend

188

Ton-, Silt-, Sandsteine Sand-, Silt-, Tonsteine, mit Schwarzpelit-Horizonten

geröllführender JeckenbachGrobsand, Subf. Sand-, Silt-, Ton600m steine, Schwarzpelite gelbbraune GrobsandLautereckenFormation und Tonsteine, Kohlen, Kalksteine, Konglomerate 220m

QuirnbachFormation 170–350m WahnwegenFormation 120–230m AltenglanFormation 20–130m RemigiusbergFormation 60–130m

graue-graubraune Feinsandst., Tonsteine, rote Sandst., Schwarzpelite rote Sandsteine und Konglomerate graue u. graugrüne Feinsandsteine, Kalkst., Kohlen, Schwarzpelite Arkosen, Konglom., Feinsandst., rhyolith. Tuffe, Kohlen, Kalke

6: Schichtenfolge des Perm im Saar-Nahe-Becken (aus Rothe 2009).

stein beheimatete Edelsteinindustrie begründet. Außer dem Edelsteinmuseum gibt es dort am Steinkaulenberg auch ein Schaubergwerk, das als Europas einzige Edelsteinmine gilt. Die Steinschleifer sind infolge von Armut und Erschöpfung guter Rohstoffe schon im 19. Jahrhundert oft nach Südamerika ausgewandert, wo es u. a. in Brasilien und Uruguay ähnliche Vorkommen gibt. Nebenbei bemerkt, haben sie später aus der Pampa die Technik des Spießbratens in die Pfalz importiert  … Magmatische Gesteine wie im Saar-Nahe-Becken sind in allen deutschen Oberrotliegend-Vorkommen ähnlich entwickelt und werden heute nach den weltweit üblichen Prinzipien eingeteilt, d.h. es gibt, von Basalten angefangen, alle Übergänge bis zum Rhyolith. Die Schmelzen haben ihren Ursprung innerhalb der Erdkruste. Im Gefolge dieses Magmatismus sind viele kleinräumige Metalllagerstätten entstanden, die lokal vielleicht bereits in römischer Zeit, mindestens aber seit dem frühen 14. Jahrhundert abgebaut wurden; heute sind sie nur noch von wissenschaftlicher Bedeutung. Alle wesentlichen Vererzungen stehen im Zusammenhang mit hydrothermalen Lösungen vulkanischer Herkunft, die Metallverbindungen über einen weiten Temperaturbereich hinweg abgesetzt hatten. Eine Besonderheit sind dabei die einzigen deutschen Quecksilbervorkommen, vor allem bei Mörsfeld und Obermoschel am Landsberg (von dort ist u. a. Moschellandsbergit, ein Amalgam in Verbindung mit Silber, beschrieben worden). Erwähnenswert sind auch Uranerze, die an saure Gesteine gebunden sind. Das bedeutendste Vorkommen war der Rhyolith von Nohfelden, wo vor allem die Randbereiche vererzt sind. Diese Uranerze wurden früher bei Ellweiler abgebaut und in einer lokalen Anlage aufbereitet, die auch aus dem Schwarzwald (Menzenschwand) angelieferte Erze verarbeitete. Sie ist 1989 abgerissen und das Gelände inzwischen saniert worden. Auch vom Donnersberg sind aus Rhyolithen und entsprechenden Vulkaniklastiten Uranvererzungen bekannt. Ebenfalls im Donnersberg gab es abbauwürdige Kupfermineralisationen (Gänge im Rhyolith, daneben auch Kobalt, Arsen, Silber und Eisen. Bergwerk „Weiße Grube“ bei Imsbach; Näheres in Hofmeister & Haneke 1996). Die sauren magmatischen Gesteine bedingen auch einen höheren Gehalt an Radium, was sich in manchen Quellen bemerkbar macht, die z. B. in Bad Kreuznach für Kurzwecke genutzt werden. Zu den nutzbaren Gesteinen gehören bis heute stark verwitterte Rhyolithe des Nohfeldener Massivs, die als Keramikrohstoffe für die Firma Villeroy & Boch in der Grube Haumbach seit etwa 150 Jahren abgebaut werden. In Bad Kreuznach und Umgebung gibt es einige Vorkommen feinkörniger, meist auffällig roter Sandsteine, die zudem durch eine großbogige Schräg-

Saarland, Pfälzer Bergland und Nahegebiet

˘ Abb. 168:

Großbogig schräg geschichtete Sandsteine des obersten Rotliegends, heute als Unterwasser-Dünen interpretiert. Rote Lay bei Bad Kreuznach, Kreuznach-Formation.

schichtung gekennzeichnet sind. Diese Gesteine waren früher einmal unter dem Namen Kreuznacher Schichten stratigraphisch zeitweise auch dem Zechstein zugeordnet und als äolische Dünenbildung interpretiert worden; sie werden heute als jüngste lithostratigraphische Einheit des obersten Rotliegends im Saar-Nahe-Becken eingestuft und als Kreuznach-Formation bezeichnet. Die Typuslokalität ist eine Felswand am Stadtrand von Bad Kreuznach, die „Rote Lay“ (Abb. 168). Nach neueren Untersuchungen werden die Sandsteine als Unterwasser-Dünen aufgefasst. Ein weiteres, gut aufgeschlossenes Vorkommen solcher Gesteine sind Felswände bei der „Eremitage“ zwischen Langenlonsheim und Guldental (Abb. 169). Haneke 1987, Schäfer 1986, Schneider & Jung 1991, Stapf 1990

¯ Abb. 169:

Die Rotsandsteine der Kreuznach-Formation im ehemaligen Steinbruch an der „Eremitage“ zwischen Langenlonsheim und Guldental im NaheGebiet.

189

Die Große Nord-Süd-Naht  Oberrheingraben  Mainzer Becken  Wetterau  Vogelsberg  Rhön  Hessische Senke  Leinetalgraben

und Randgebiete

Rhön (Adobe Stock/morgem)

Die Große Nord-Süd-Naht

kam erst im Oligozän (vor etwa 35 Mill. Jahren) und er hinterließ maximal fast 1000 m weitgehend tonige und sandige Sedimente. Im Miozän fand noch mindestens eine weitere Transgression statt, deren Ablagerungen u. a. in Oberflächenaufschlüssen des Mainzer Beckens intensiv untersucht wurden. Man kann dort auch noch an den Sedimenten den Wechsel der Salinität verfolgen, als auf die Meerwassereinbrüche jeweils eine Aussüßung folgte. Während die Mächtigkeit der Schichtenfolge im Graben in der Größenordnung von Kilometern liegt, beträgt sie im Mainzer Becken nur wenige 100 m (hier sollte eher von einer Plattform gesprochen werden als von einem Becken – der weit über 100 Jahre alte Begriff wird aber beibehalten). Die Plattform zeigt sich im Kartenbild als trompetenför-

D

eutschland wird von einer eindrucksvollen Bruchstruktur durchschnitten, die näherungsweise von Süden nach Norden verläuft, bei Basel beginnt und sich bis in den Untergrund der Norddeutschen Tiefebene verfolgen lässt. Sie ist Teil eines tektonischen Störungssystems, das vom unteren Rhônetal bis in die Gegend nördlich von Oslo reicht. Es gibt plattentektonische Spekulationen darüber, dass an dieser Naht in einer fernen Zukunft Europa gespalten werden könnte. Zu diesem Strukturelement gehören in Deutschland der Oberrheingraben mit seinen Randbereichen, die Wetterau, die Hessische Senke mit dem Vogelsberg sowie die Rhön und der Leinetalgraben.

■   Oberrheingraben Auf jeder Schulwandkarte ist die 300 km lange und örtlich etwas über 30 km breite Nord-Süd verlaufende Senkungszone zwischen Frankfurt und Basel mit ihren Randgebirgen auch morphologisch sofort zu erkennen. Das mesozoische Deckgebirge von Odenwald und Pfälzer Wald bzw. von Schwarzwald und Vogesen fällt unter flachen Winkeln auf beiden Seiten des Oberrheingrabens nach Osten bzw. Westen hin ein und deutet damit eine Aufwölbung an, in deren Scheitel der Graben eingebrochen ist (Abb. 170). Die Grabenfüllung besteht großteils aus Sedimenten des Tertiärs und Quartärs und erreicht lokal Mächtigkeiten von über 3000 m. Wenn man das einmal grob zum Ansatz für Berechnungen wählt, so ergeben sich für 30 Millionen Jahre etwa 0,1 mm Absenkung pro Jahr. Heutige Feinnivellements weisen auf 0,1 bis 0,7, im Ausnahmefall sogar 1,8 mm pro Jahr hin und liegen damit zumindest im Bereich solcher Größenordnungen. Die ältesten Sedimente sind aber etwa 50 Millionen Jahre alt und zunächst nur Verwitterungsbildungen. Der erste Meereseinbruch

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Tertiär u. Quartär TertiärVulkanite TertiärSedimente Salzstrukturen im Untergrund

n

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Pechelbronn

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˘ Abb. 170:

er

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Offenburg

Trias u. Jura

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Kristallines Grundgebirge

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Mulhouse

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Freiburg

Perm (vorwiegend Rotliegend) Devon des Rheinischen Schiefergebirges

ald

Zone

Ob Kaiserstuhl

n

Geologische Übersichtskarte des Oberrheingra-bens mit seinen Randgebieten (nach Walter 1992). Im Süden sind einige der Salzstrukturen eingezeichnet, die im elsässischen Kalirevier und bei Buggingen abgebaut wurden. Nach Norden erweitert sich der Graben zum Mainzer Becken mit seinen fossilreichen Tertiärschichten unter der Quartärdecke; solches Tertiär ist lokal in Form von oligozänen Küstenkonglomeraten auch am Grabenrand selbst entwickelt. Colmar Der miozäne Vulkanismus des Kaiserstuhls hat Entsprechungen in kleineren Vulkanen am Rand (nicht eingezeichnet).

sr

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192

0

Belfort Basel

20

40 km

Oberrheingraben

mige Erweiterung des Oberrheingrabens, deren Absenkung etwa zehnmal langsamer erfolgte als die des Grabens selbst (vgl. Abb. 170). Die Grabenfüllung ist vor allem anhand von Bohrungen auf Erdöl und im südlichen Bereich auf Kalisalze erkundet worden; deren Profile hat man durch Oberflächenaufschlüsse am Grabenrand vervollständigt. Diese Profile haben auch deutlich gemacht, dass die Sedimentfolgen später in ein Mosaik von Einzelschollen zerbrochen sind, von denen manche nur einige Hundert Meter Kantenlänge haben. Die Rekonstruktion der Ablagerungen zeigt, dass der Oberrheingraben vom Eozän (vor 55 Mill. Jahren) bis ins Oligozän (vor 31 Mill. Jahren) zunächst weitgehend ein Süßwassersee war, der sich allmählich in einen Salzsee verwandelt hatte, in dem unter anderem die Kalisalze im Elsass und in Buggingen ausgefällt wurden (vgl. Abb. 170). Untersuchungen mit Hilfe der Schwefelisotope (δ 34S) haben für die Salze jedoch Perm-Werte ergeben, sodass die Salzlösungen auch entlang von Bruchstrukturen am Grabenrand aus dem Norden herantransportiert worden sein könnten; damit wäre eine lokale Eindampfung während des Tertiärs nicht notwendig. Mit der Transgression des oligozänen Meeres änderte sich das: Nun wurden fast überall tonige Sedimente (Tone, Mergel, auch Sande) abgelagert, nur von den Rändern her wurde gröberklastisches Material geschüttet. Am Rand von Schwarzwald und Vogesen entstanden dabei regelrechte Küstenkonglomerate, deren Material durch Flüsse eingetragen und bei steigendem Wasser von Stromatolithenkalken überwachsen wurden (Duringer 1995). Aus Platzmangel wird statt einer ausführlicheren Aufzählung der tertiären Schichtfolgen hier nur eine Tabelle und ein Querprofil gegeben (Abb. 171). Die Schichtmächtigkeiten sind im südlichen und nördlichen Bereich jedoch unterschiedlich: Die Absenkung und ihre Kompensation durch Sedimente hatte im Süden begonnen; hier ist vor allem das Oligozän mächtig entwickelt (ca. 1000 m). Später senkte sich der Norden schneller, wo Miozän-Ablagerungen über 1600 m erreichen. Man sagt, dass der Gra-

193

ben während seiner tertiären Entwicklung eine Art „Schaukelbewegung“ durchlaufen hatte. Zum Miozän kommen vor allem im mittleren Grabenbereich noch etwa 200 m jüngeres Tertiär und schließlich ein paar 100 m Quartär hinzu; das sind im Wesentlichen limnische Sedimente und fluviatile Kiese und Sande. Mit zu den jüngsten Ablagerungen gehören Dünensande und Löß, die aus den während der Kaltzeiten vegetationslosen Rheinablagerungen ausgeblasen wurden. Bei Mannheim haben sie sogar bronzezeitliche Kulturreste zugeschüttet. Diese Dünen sind noch in vielen Bereichen des Oberrheingrabens landschaftsprägend, z. B. am Darmstädter Autobahnkreuz, bei Seeheim an der Bergstraße oder bei Sandhausen. Es gehört nicht viel Phantasie dazu, die Dünen bei fehlender Vegetation erneut wandern zu sehen. Die tektonischen Ereignisse, die das Bild des Grabens bestimmen, sind durch umfangreiche interdisziplinäre Forschungsarbeiten vor allem in den 1970er Jahren analysiert worden. Danach lässt sich zumindest darüber spekulieren, ob der Oberrheingraben „Europa spaltet“. Doch zunächst einige Fakten: Die Grabenränder werden von Verwerfungen begrenzt, deren Sprunghöhen lokal über 1000 m erreichen. Damit ergeben sich relative Höhenunterschiede zwischen Grabentiefstem und Randgebirgen von über 4500 m. Die Randverwerfungen (oft mehr als eine) sind auch keine vertikalen Flächen, sondern fallen unter steilen Winkeln zum Graben hin ein, sind also Abschiebungen, die eine Dehnung der Kruste anzeigen. Am Rand sind dabei örtlich Schollen hängen geblieben, die sich auch in der Landschaft bemerkbar machen – besonders deutlich in der sogenannten Vorbergzone bei Freiburg, wo eine Art Schollentreppe staffelbruchartig vom Schwarzwaldrand zum Graben überleitet. Im Loretto-Tunnel ist dort 1929 die steile Trennfläche zwischen zertrümmertem Schwarzwaldgneis, Rotliegend und Buntsandstein während des ˙ Abb. 171:

Profil durch den mittleren Oberrheingraben (nach Doebl & Teichmüller 1979 vereinfacht, aus Rothe 2007).

W

O Neustadt

Rhein

Sandhausen

50

50

1000

1000

2000

2000

3000

3000

4000

0 1

5000 m

Perm und älter

Oberrheingraben

Trias

Lias

PechelbronnSchichten u. älteres Tertiär

4000

2 3 4 5 km

Graue Schichtenfolge

Bunte NiederrödernSchichten

5000 m

Aquitan

Jungtertiär

Pliozän und Pleistozän

194

Die Große Nord-Süd-Naht

˚ Abb. 172:

Verwerfung am Westrand des Oberrheingrabens zwischen Forst und Deidesheim. An einer Wegböschung im Bereich zwischen Waldrand und Weinbergen ist ein Profil aufgeschlossen, an dem Mittlerer Buntsandstein an ein Lößprofil mit Bodenbildungen grenzt; die Störungsfläche fällt steil zum Graben hin ein. Der hier bräunlich gefärbte Buntsandstein (rechts) ist stark zerrüttet, gefältelt und in unmittelbarer Nähe der Störung in kleine Bröckchen aufgelöst. Am Waldrand fallen zusammenhängende Schichtpakete steil nach Osten ein. Im Störungsbereich liegt auf dem Buntsandstein zunächst Solifluktionsschutt, dann folgt schichtiger Löß. Im Verlauf des Profils nach Osten haben sich im Löß braune Böden entwickelt, die ebenfalls von abschiebenden Störungen betroffen sind (Foto: Dr. Michael Weidenfeller, Landesamt für Geologie und Bergbau Rheinland-Pfalz).

Eisenbahnbaus freigelegt worden (Hans Cloos hat das in seinem ›Gespräch mit der Erde‹ eindrucksvoll und poetisch beschrieben). Villinger (1999) gibt dazu ein instruktives Profil; seit 2002 steht auch eine Hinweistafel im Freiburger Stadtgarten. Am pfälzischen Rheingrabenrand ist eine solche Störung oberhalb der Weinbergszone zwischen Forst und Deidesheim gut sichtbar aufgeschlossen, an der gestörter Buntsandstein an Löß grenzt; die Störungsfläche fällt steil zum Oberrheingraben hin ein, sie ist aber nicht die Hauptverwerfung (Abb. 172). So begleiten oft Schollen des mesozoischen Deckgebirges die Grabenränder, die im Graben selbst tief versenkt wurden. Neben den Vertikalbewegungen sind für den Oberrheingraben auch Horizontalbewegungen erkennbar, die die Grabenränder in Form großräumiger Blattverschiebungen gegeneinander versetzt haben; dabei hat sich der östliche Bereich relativ zum westlichen nach Norden bewegt. Als Hinweis darauf wird seit Längerem diskutiert, dass die grabenrandnahen Bereiche von Kraichgau und Zaberner Senke zusammenpassen, wenn man diese Bewegung rückgängig macht; sie liegen heute etwa 30 km voneinander getrennt (vgl. Abb. 170). Im kleinräumigen Bereich geben

horizontale Harnischstriemen Hinweise, und die Störungen an den Grabenrändern bilden oft meterbreite Brekzienbereiche. Das entsprechende Stressfeld, das man auch durch rezente Messungen zu verfolgen versucht, wird mit dem vom Alpenraum ausgehenden Schub in Zusammenhang gebracht. Zu den Horizontalbewegungen im weiteren Sinne gehören auch Dehnungsvorgänge senkrecht zur Achse des Grabens, die auf knapp 5 km geschätzt werden. Die schon erwähnten Feinnivellements haben in einigen Regionen sogar geringfügige Hebungstendenzen aufgezeigt, die man in Analogie zur Situation im Niedersächsischen Tektogen oder im Thüringer Becken mit der Scherbewegung der Ränder erklären kann, zwischen denen die Grabenfüllung aufgepresst wird. Die Interpretation der Senkungstendenz bezieht heute auch die Möglichkeit mit ein, dass dabei eine Kompaktion toniger Sedimente und die oberflächennahe Entnahme großer Mengen von Grundwasser eine Rolle spielen könnte. Über die tieferen Ursachen der Verhältnisse im Oberrheingraben bzw. seiner Entstehung gibt es eine Modellvorstellung, die sich vor allem auf die Ergebnisse der Geophysik stützt. Diese haben gezeigt, dass die Erdkruste hier relativ dünn ist, wenn man sie mit den östlich und westlich anschließenden Bereichen vergleicht. Die Moho liegt im Graben bei 29 km und steigt im südlichen Graben im Gebiet des vulkanischen Kaiserstuhls bis auf 24 km an, während sie nach Osten und Westen schnell auf 30 bis 31 km zunimmt. Unter dem Graben liegt offenbar eine Art von länglichem Kissen aus Mantelmaterial. Durch dessen Eindringen kam es zur Aufwölbung und zum Zerreißen der Kruste, die dann nach beiden Seiten hin abgeglitten ist (Illies 1972). Die dabei entstehenden Spalten sind im Falle des Kaiserstuhls danach von Magmen zum Aufstieg benutzt worden und haben das Vulkangebiet aufgebaut. Die entsprechenden Anomalien müssen im Erdmantel gesucht werden und ihr Ursprung muss wesentlich älter sein, weil schon zur Kreidezeit vulkanische Aktivität belegt ist. Dabei ist noch nicht berücksichtigt, dass der wesentlich ältere permische Vulkanismus, dessen Gesteine den Oberrheingraben auf beiden Seiten begleiten, an eine Vorläufer-Bruchstruktur gebunden sein könnte. Der Kaiserstuhl (vgl. Abb. 170) wird von Geologen wie von Weinliebhabern gleichermaßen geschätzt, wobei oft eine Personalunion vorliegt. Der Wein wächst überwiegend auf Löß, der mit 80 Prozent Flächenanteil die vulkanischen Gesteine überdeckt (Abb. 173).Leider sind die früher die Landschaft prägenden kleinen Terrassen vielfach gewaltigen maschinellen Materialumschichtungen zum Opfer gefallen, die unter dem Begriff „Flurbereinigung“ verkauft werden. Der mit 18 bis 13 Millionen Jahren datierte miozäne Vulkanismus hat hauptsächlich Alkaligesteine

Oberrheingraben

¯ Abb. 173:

Lößprofil mit Bodenhorizonten hinter der alten Brauerei in Riegel am nordwestlichen Kaiserstuhl (Foto: Dr. Peter Puster, Exkursion 2010).

gefördert. Eine Besonderheit sind die im Zentrum am Badberg und bei Schelingen anstehenden Karbonatite, die praktisch aus Kalkschmelzen kristallisiert sind; sie enthalten sehr seltene Minerale und Elemente wie z. B. Niob. Karbonatite sind charakteristische Gesteine der Riftzonen, und in Ostafrika sind sie u. a. als rezente Lavaströme bekannt, die so dünnflüssig sind, dass sie wie Wasser fließen. Im Kaiserstuhl sind es überwiegend subvulkanische Intrusionen, die die jüngsten vulkanischen Ereignisse dort repräsentieren. Die Magmen werden aus dem tieferen Erdmantel abgeleitet und der Vergleich mit Ostafrika passt gut in die für den Oberrheingraben diskutierte Riftzone. Auch die anderen dort aufgeschlossenen Gesteine sind im Wesentlichen nur noch die Wurzelzonen der ehemaligen Vulkane, die einmal aus einem großen und mehreren kleinen Förderzentren entstanden waren; solche gibt es auch in der weiteren Umgebung (z. B. am Tuniberg). Lavaströme und Tuffe sind selten. Zu den bekannten Vorkommen zählen die vom Limberg bei Sasbach ganz im Nordwesten, wo die Typuslokalität für den Limburgit liegt, ein basaltisches Gestein, das durch seine glasige Grundmasse gekennzeichnet ist. Die Erklärung für die Lage der Vulkanzentren liefert zum einen die Tatsache, dass die Moho hier nur 24 km tief liegt, der Erdmantel ist also unter dem Kaiserstuhl besonders hoch aufgewölbt. Zum anderen liegt dieses Gebiet im Kreuzungspunkt zweier bedeutender Störungszonen: Im Untergrund ist eine Nord-Süd streichende Störung mit 1000 m Sprunghöhe bekannt und die Nord-Süd-Richtung vergittert sich hier mit der Fortsetzung der aus dem Schwarzwald kommenden, Nordwest streichenden Bonndorfer Grabenzone.

Kleinere Basaltvorkommen am oder in der Nähe des Grabenrandes sind der Pechsteinkopf bei Forst an der Weinstraße, Steinsberg im Kraichgau und der Katzenbuckel im Odenwald (siehe dort). Der Oberrheingraben gehört mit zu den Gebieten in Deutschland, die durch Wärmeanomalien gekennzeichnet sind. Am westlichen Rand sind im Erdölfeld Landau Temperaturzunahmen von 1 °C auf nur 11 bis 15 m gemessen worden, während die normale geothermische Tiefenstufe bei etwa 30 m liegt (Doebl 1970). Im weiter südlich gelegenen Gebiet von Pechelbronn, das aufgrund der Ölförderung schon im 19. Jahrhundert als das „elsässische Texas“ bezeichnet wurde, gibt es ähnliche Anomalien. Das hatte dort zu einem

˙ Abb. 174:

Erdölpumpe, sogenannter „Pferdekopf“ zwischen Weinbergen im Ölfeld Landau (Foto: Dr. Günther Seybold, Exkursion 2010).

195

Die Große Nord-Süd-Naht

Mainzer Becken

Mainzer Becken

Oberrheingraben

Kriegsheimer Sande Dorn-Dürkheim-Formation EppelsheimFormation LautersheimFormation

5,3 Ma

arvernensis-Schotter – 20 m

Wiesbaden-Formation

RüssingenFormation BudenOberrad-Formation heim-

Hydrobien-Schichten – 80

Oppenheim-Formation F.

inflata-Schichten – 25 m

ORDOVIZIUM

˚ Tab.

AlzeyFormation

Obere PechelbronnSchichten EbertsheimMittlere Formation PechelbronnSchichten

Eisenberger Klebsand Sandige Eisenberger Tonfolge

Untere PechelbronnSchichten

33,7 Ma

Ältere Eisenberger Tonfolge

Rupelton / Unterer Meeressand ~ 200 m

Eisenberger Klebsand –100 m Lymnäen-

~15 m Eozäner Basis-

Mergel – 30 m

ton „Eozäne“ Basistone und -sande

Unreine Sand- und Tonschichten

55 Ma

Pechelbronn-

Mittlere Pechelbronn-Schichten 40 m

Eisenberger Ton

Lymnäenmergel

Ältere Kiese, Sande, und Tone

KAMBRIUM

PRÄKAMBRIUM

BodenheimFormation

Oligozän

Selztal-Gruppe

Eozän

SILURIUM

Stadecken-Formation

Paläozän

DEVON

Pechelbronn-Gruppe

KARBON

Sulzheim-Formation

Landschneckenmergel bis > 500 m

23,8 Obere Cerithien-Schichten – 40 m Niederrödern-Schichten Ma Mittlere Cerithien-Sch. Landbis > 1300 m schneckenk. Untere Cerithien-Sch. Graue Schichtenfolge Süßwasser-Schichten – 40 m Cyrenenmergel 15 m – 500 m Schleichsand / Ob. Meeressand

Eozän

Weisenau-Formation Jakobsberg-Formation

Oligozän

PERM

Dinotheriensande bis >15 m

Dinotheriensande

Hochheim-Formation TRIAS

bis > 700 m

Miozän

Miozän

Mainz-Gruppe

JURA

Frankfurt-Formation SchulbergFormation

Fluviatile Ablagerungen

Dorn-Dürkheim-Schichten

65 Ma KREIDE

Mitte/Süden

Magmatite des Kaiserstuhls

Arvernensis-Schotter

20 –300 m

Eozäner Basissand

Schichten –950 m

Jüngere Magmatite des Odenwaldes und Kraichgaus

TERTIÄR

Ältere Weisenauer Sande

Pliozän

2,6 Ma

Bohnerztone

QUARTÄR

Pliozän

Norden

Süßwasserschichten –600 m

Elsässer Molasse –190 m

Bunte Mergel – 370 m Streifige Mergel – 500m

Lymnäenmergel

Tertiärkonglomerat – 200m

Gips, Anhydrit, Steinsalz, Kalisalze – 300 m

– 900 m

MesselSchichten –180m

Planorbis-Kalk von Bouxviller 10m Bohnerz-Formation bis > 50 m

Jüngere Magmatite des Rheingrabenrandes und Südschwarzwaldes

System

Paläozän

196

7: Schichtenfolge des Tertiärs im Mainzer Becken und im Oberrheingraben. Die linke Spalte zeigt die aktuelle Gliederung in Formationen (Schäfer 2012), daneben die bisherige, die wegen des Vergleichs mit dem Oberrheingraben beibehalten wurde (aus Rothe 2009).

Oberrheingraben

europäischen Pilotprojekt zur Gewinnung von Geothermalenergie bei Soultz-sous-Forêts geführt (Sittler et al. 1995), wo man zunächst in einer 3600 m tiefen Bohrung salzhaltiges bis 160 °C heißes Wasser angetroffen hat, das in künstlich erweiterten Klüften im Granit zirkuliert. Mit dieser, als hot-dryrock-Verfahren bekannten Technik wird dort seit 2008 ein kleines Kraftwerk betrieben. Erdöl im Oberrheingraben ist, nach den Anfangserfolgen bei Pechelbronn im Elsass, auch in vielen anderen Gebieten dort erschlossen worden. Neben Landau (Abb. 174) spielten auch die Ölfelder von Stockstadt und Eich-Königsgarten bei Pfungstadt eine Rolle (Plein 1992), und die Älteren unter den Lesern werden sich möglicherweise noch an den brennenden Bohrturm von Wolfskehlen bei Stockstadt erinnern, wo 1951 Erdgas in Brand geraten war und tagelang als nächtliche Fackel die Gegend erleuchtet hatte (Abb. 175). Neuere Prospektionsarbeiten haben inzwischen auch Öl bei Speyer erschlossen, auf das man 2003 bei Geothermie-Bohrungen zufällig gestoßen war. Seit 2008 wird es dort gefördert. Die Muttergesteine im nördlichen Oberrheingraben sind Tone des Rupeliums und Teile der Pechelbronn-Schichten, im südlichen Oberrheingraben kommen neben den Pechelbronn-Schichten auch Tone des Lias ε in Frage und die Speichergesteine sind vor allem sandige Lagen des Jungtertiärs. Die Kenntnisse aus der Entwicklung von Erdölfeldern hat man auch genutzt, um natürliche Speichergesteine für die Lagerung von Erdgas zu verwenden (Frankenthal, Sandhausen, Stockstadt und Hähnlein). Das Erdöl wandert vor allem auf Störungsbahnen in die porösen Speichergesteine ein. Die Erdölreife scheint im südlichen Oberrheingraben allein schon durch die Auflast erreicht worden zu sein, mit Sicherheit spielten aber auch die Wärmeanomalien eine Rolle, die die in den Muttergesteinen vorhandenen hohen Gehalte an organischem Kohlenstoff in Kohlenwasserstoffe umgewandelt hatten. Das Erdgas in den Feldern des nördlichen Grabens ist dagegen auf bakteriellen Zersatz zurückzuführen. Die Wanderung (Migration) des Öls scheint schon in der Frühzeit der Grabenbildung begonnen zu haben, hat sich aber vor allem im Pliozän verstärkt und scheint bis heute anzuhalten (Plein 1992). Zu den gewinnbaren Bodenschätzen zählten auch die Salze im südlichen Grabenbereich, die vor allem im elsässischen Kalirevier und auf deutscher Seite in Buggingen abgebaut wurden (Abb. 176). Stratigraphisch gehören sie zwar in die Tertiär-Schichtfolge (Oligozän), der Ursprung der Salzlösungen scheint aber nach Analyse der Schwefelisotopen in Permsalzen zu liegen, die auf weiten Wanderwegen in den Oberrheingraben gelangt sind. Die wichtigsten Rohstoffe im Oberrheingraben dürften heute die Flussablagerungen von Sand und Kies sein, die noch immer in großem Maßstab gewonnen

werden. Aus diesen Ablagerungen stammen auch die vielen pleistozänen Wirbeltierfunde, die u. a. das wechselnde Klima dieser Zeit abbilden. Die Mächtigkeiten der Sedimente sind lokal sehr unterschiedlich, was man mit entsprechenden Absenkungsunterschieden erklärt; sie reichen von weniger als 100 m bis zu etwa 500 m unter Heidelberg, sodass man das frühere „Heidelberger Loch“ inzwischen in ein Heidelberger Becken umgetauft hat, das anhand neuer Bohrungen untersucht wird. Die Schichtenfolge gestattet jetzt auch eine Gliederung in mehrere Formationen, für die Lokalnamen eingeführt wurden (Gabriel et al. 2008).

˚ Abb. 175:

Erdgasausbruch von Wolfskehlen bei Stockstadt im Sommer 1951 (Foto: Prof. Dr. Ernst Plewe †).

¯ Abb. 176:

Steinsalz und Kalisalz (siegellackrot) in Wechsellagerung. Aufgelassenes Bergwerk Buggingen/Oberrheingraben; Bildhöhe 30 cm (aus Rothe 2010a).

Doebl 1970, Doebl & Teichmüller 1979, Doebl et al. 1974, Gabriel et al. 2008, Illies 1972, 1974, 1975, Mangold 1892, Pflug 1982, Wimmenauer 2003

197

198

Die Große Nord-Süd-Naht

■   Mainzer Becken Das Mainzer Becken ist ein Teilbereich des nördlichen Oberrheingrabens; seine flach lagernden Tertiärgesteine bilden die Landschaft, die auch als Rheinhessisches Plateau bezeichnet wird (vgl. Abb. 170). Gegenüber dem Oberrheingraben mit seiner kilometermächtigen Füllung sind die Mächtigkeiten hier auf lediglich einige Hundert Meter reduziert, was mit der wesentlich langsameren Absenkung dieses Grabenrandbereichs erklärt werden kann. Das Tertiär liegt fast überall auf den RotliegendSedimenten der Saar-Nahe-Senke, die bei Nierstein und Oppenheim den an Störungen herausgehobenen Alzey-Niersteiner Horst aufbauen; über den Rhein hinweg setzt sich diese Struktur in den Sprendlinger Horst des nördlichen Odenwalds fort. Die roten Gesteine, meist Silt- und Tonsteine, bilden an der Rheinfront von Nierstein bis Nackenheim gute Weinbergsböden. Im Rheingau greifen örtlich Tertiärsedimente in Form von Küstenkonglomeraten und -sanden auf das Paläozoikum des Taunus über. Die Schichtenfolge des Tertiärs beginnt mit fraglichem Paläozän im südwestlich gelegenen Eisenberger Becken, das einen gesonderten Ablagerungsraum mit einer vom übrigen Mainzer Becken abweichenden Entwicklung bildet. Dort sind über verwittertem ˙ Abb. 177:

Steinbruch Mainz-Weisenau der Heidelberger Zement AG. Aufgeschlossen sind wesentliche Schichten des Kalktertiärs im Mainzer Becken: an der Basis blaugraue Tone der Cerithien-Schichten, darüber karbonatische Anteile, gefolgt von bankigen Kalken und Mergeln der Corbicula-(jetzt inflata)-Schichten und schließlich Hydrobien-Schichten. Die Vegetation auf halber Höhe der Steinbruchwand links zeigt tonige Cerithien-Schichten (Wasserstauer), das dunkle Band im obersten Drittel die tonig-mergelige Basis der Hydrobien-Schichten. Alles andere sind bankige Kalk- und Mergelsteine. Im Hintergrund der Taunus mit Großem Feldberg und Altkönig (Foto: François Quazza, Seniorstudent, Exkursion 2003).

Mainzer Becken

Buntsandstein mächtige grünliche, in Seen gebildete Tone abgelagert worden, in die die bisher nur aus dem Graben bekannten brackischen Lymnäen-Mergel des Eozäns eingeschaltet sind. Die als Eisenberger Grünton bezeichneten Tone werden als Rohstoffe für hochfeuerfeste Produkte gewonnen. Darüber folgen Klebsande mit den Tonmineralen Kaolinit, Illit und Smektit, die zu den wichtigsten Lagerstätten dieser Art in ganz Europa gehören; sie werden für Gießereiformen verwendet. Sie enthalten große Blöcke und Gerölle aus Buntsandstein, die als Ablagerungen eines nicht marinen Schuttfächers am Grabenrand interpretiert werden (mehr zum Eisenberger Becken bei Schäfer 2000). Das jüngere Tertiär ist vor allem in den riesigen Steinbrüchen der Zementindustrie aufgeschlossen (Mainz-Weisenau [Panorama Abb. 177], Göllheim, Rüssingen [Abb. 178), Budenheim), außerdem in einer Reihe von alten Sandgruben, die als Naturdenkmäler unter Schutz gestellt wurden. Das jüngste darunter ist eine alte oligozäne Kliffküste, die man beim Kiesbaggern am Steigerberg bei Eckelsheim entdeckt hat (Kuhn 1999); sie ist aus Schutzgründen zunächst wieder zugeschüttet worden. Stratigraphisch reicht das klassische Tertiär im Mainzer Becken vom Oligozän bis ins Pliozän, faziell ist es, abgesehen vom oligozänen Rupelton, der auch hier den ersten Meereseinbruch markiert (die erwähnten brackischen Lymnäen-Mergel waren nur ein schwacher Vorläufer), im Wesentlichen durch Karbonatgesteine geprägt, die in den Randbereichen und zum Hangenden hin durch Sande abgelöst werden. Die Karbonate sind sämtlich Bildungen flachsten Wassers, mit gelegentlichen Auftauchbereichen, was

Mainzer Becken

eine rein biostratigraphische Parallelisierung von Profilen, auch mit dem Graben, manchmal erschwert. Die Faunen des Mainzer Beckens, vor allem die Mikrofossilien, sind außerordentlich individuenreich. Im Falle von Mollusken hat das zu den klassischen Schichtbegriffen der Cerithien-, Corbicula- und HydrobienSchichten geführt, die zusammengefasst gelegentlich als „Mainzer Triade“ bezeichnet wurden; in diesen Schichten sind die Fossilien oft gesteinsbildend, Begriffe wie „Süßwasserschichten“ oder „Landschneckenkalk“ weisen anhand entsprechender Mollusken auf die Fazies hin. Aus der Abfolge hat sich die Entwicklung der Paläosalinität im Mainzer Becken rekonstruieren lassen, die auch durch Messungen der stabilen Sauerstoffisotope in den Karbonaten gestützt wird (Rothe et al. 1974). Hieran lässt sich verfolgen, wie das Meer im Wesentlichen zweimal die Beckenbereiche eroberte, die dann nachfolgend wieder aussüßten. Außer den Mikrofossilien, unter denen Foraminiferen und Ostrakoden für die stratigraphische Zuordnung von besonderer Bedeutung sind, gehören auch Mollusken und Wirbeltiere zum Inventar, von denen Seekühe vielleicht die bekanntesten sind (einzelne Rippen gehören zu den häufigeren Funden). Haifischzähne sind in den Ablagerungen des Meeressandes besonders häufig (was hier einen stratigraphischen Begriff bezeichnet; der Untere Meeressand ist das zeitgleich mit dem Rupelton gebildete küstennahe Sediment). Über dem kalkigen Miozän der Hydrobien-Schichten folgen dann zum Obermiozän hin die fluviatilen Sedimente der DinotherienSande, die durch ihre reiche Säugetierfauna bekannt sind; das namengebende Tier Deinotherium giganteum gehört zu den frühen Mastodonten.

Die Dinotherien-Sande sind quer über das gesamte Rheinhessische Plateau von Worms bis Bingen zu verfolgen. Sie werden als Ablagerungen eines tropischen Ur-Rheins gedeutet, der von Galeriewäldern begleitet war. Seine Kiese und Sande sind lokal in den großen Steinbrüchen über den Karbonaten anzutreffen oder in Kiesgruben, z. B. auf dem Laurenziberg bei Ockenheim, wo man Sande und Kiese mit fluviatiler Schrägschichtung besonders gut aufgeschlossen sehen kann, oder auf der Napoleonshöhe bei Sprendlingen (heute Kreismülldeponie). Fluviatile Sedimente kennzeichnen auch das Pliozän. Rheinhessen verdankt seine Fruchtbarkeit nicht zuletzt einer mächtigen Lößauflage, die örtlich durch mehrere Bodenbildungen (Lößlehm bis hin zu Schwarzerden) gegliedert ist (ausführlich bei Semmel 2001). Früher waren Kryoturbationserscheinungen in vielen Sandgruben des gesamten Oberrheingrabenbereichs, auch im Mainzer Becken, zu beobachten. Leider hat deren „Umnutzung“ als Mülldeponien das meiste verschüttet. Vom Pleistozän an sind Hangrutschungen belegt, die vor allem den Schleichsand (Name!) des oberen Rupeliums als Ursache haben; die Rutschneigung wird auf hohe Anteile an quellfähigen Tonmineralen in Verbindung mit Feinsand zurückgeführt. Die Rutschungen halten bis heute an, was man bei der Anlage von Wegen und Baugruben berücksichtigen muss. Solche Hangrutschungen gibt es vor allem am Wißberg bei Gau-Bickelheim. Aus dem Mainzer Becken sind auch Karsterscheinungen bekannt. Lösungsformen kann man gelegentlich in den Steinbrüchen beobachten, wo sie durch den fortschreitenden Abbau in den Karbonaten immer wieder einmal aufgeschlossen werden; manchmal sind darin auch Quarzsande zu finden, die aus dem Hangenden eingespült wurden. Eine Folge des Karstes ist auch die Seebachquelle in Westhofen, die mit 60 Liter/s die größte Schüttung aller Quellen in der Region aufweist.

˚ Abb.

178: Kalke und Mergel des Jungtertiärs im Steinbruch Rüssingen, Mainzer Becken. In der Mitte Dr. Peter Schäfer, Verfasser des ›Geologischen Führers Mainzer Becken‹ von 2012.

Doebl et al. 1972, Rothausen 1988, Rothe et al. 1997, Schäfer 2000, Schäfer 2012, Wenz 1921

199

200

Die Große Nord-Süd-Naht

■   Wetterau

˙ Abb. 179:

Obelisk in der Ortsmitte von Bad Vilbel, der die Schichtenfolge in der Wetterau abbildet.

Als Einstieg in die Geologie der Wetterau sollte man sich den in der Ortsmitte von Bad Vilbel errichteten Obelisken ansehen, einen steilen Kegel aus polierten Gesteinen, dessen unterer, aus schwarzem Gestein gefertigter Rand das Karbon repräsentiert, das rote Gestein darüber das Rotliegend, gelbes den Zechstein, grünes und graues unterschiedliche Tertiärstufen und zum Abschluss an der Spitze Basalt (Abb. 179). Die Plastik zeigt komprimiert an einem Ort die gesamte Abfolge, die die Geologen aus einzelnen Aufschlüssen erst mühsam rekonstruieren mussten. Dort gibt es auch eine Brunnenskulptur, die auf die Bedeutung des Mineralwassers in der Wetterau hinweist, das schon früh unter anderem nach Frankfurt am Main geliefert wurde. An seinem nördlichen Ende verspringt der Oberrheingraben etwas nach Osten und setzt dann die große Nord-Süd-Struktur mit der nach dem Flüsschen Wetter benannten Wetterau fort. Dem Streichen des großen Rotliegend-Troges der Saar-Nahe-Senke entsprechend, sind in der südlichen Wetterau überwiegend klastische Ablagerungen mit roten Farben anzutreffen, lokal sogar Zechstein. Das an das Rotliegend des Sprendlinger Horstes im nördlichen Odenwald anknüpfende Gebiet versammelt hier sogar Typuslokalitäten für die lokale Gliederung (Lindheim‑, Altenstadt-, Düdelsheim-, Schöneck-, BleichenbachSchichten). Das eher feinklastische Rotliegend der Wetterau ist insgesamt etwa 1000 m mächtig und enthält lagenweise auch grobklastisches Material, das von Flüssen in das Becken eingetragen wurde, sowie Basalt („Melaphyr“). Als Liefergebiete für die klastischen Komponenten im Süden gilt der Spessart, in der Wetterau selbst die Taunusschwelle.

Im Zuge der jungen Grabentektonik ist das Rotliegend vor allem während des Tertiärs teilweise horstartig herausgehoben worden (Vilbeler Horst) und lässt sich daher an Oberflächenaufschlüssen studieren, z. B. in den Steinbrüchen am Weinberg in Bad Vilbel, beim Bahnhof Nidderau und unterhalb Schloss Naumburg (Kowalczyk 2001). Zechstein ist nur noch sehr kleinräumig erhalten, seine Karbonate der Randfazies begleiten den Südwestrand des Vogelsberges, wo z. B. am Südportal des Büdinger Eisenbahntunnels einstmals eine berühmte Fossilienfundstelle aufgeschlossen war. Die ältesten Gesteine der Wetterau sind graue Tonschiefer und quarzitische Sand- und Siltsteine des Devons, die südlich von Oppershofen in einem heute als Naturschutzgebiet ausgewiesenen Felsrücken anstehen (Oppershofener Schiefer, Emsium). Sie sind relativ reich an unterdevonischen Fossilien und bilden praktisch eine variskisch streichende Fortsetzung der entsprechenden Gesteine des Taunus, die an dessen Ostrand an Nord-Süd verlaufenden Störungen zur Wetterau hin treppenartig abgesunken sind. Dazu kommen kleine, tektonisch begrenzte Schollen ober-/mitteldevonischer Massenkalke, die u. a. im Untergrund von Bad Nauheim und in der Nähe der Autobahnraststätte Wetterau angetroffen wurden. Sie werden als Riffbildungen interpretiert, welche die im Unterdevon entstandene Taunus-HunsrückSchwelle gesäumt hatten. Die Kalke sind tief verkarstet, darüber hatten sich während des Tertiärs durch Verwitterung Eisen- und Manganlagerstätten entwickelt, die u.a. bei Ober-Rosbach früher unter Tage abgebaut wurden. In der Nähe des zuvor erwähnten Schlosses Naumburg gibt es ein kleines, viel diskutiertes Vorkommen von Grauwacken (Erbstädter Grauwacke), die als Äquivalente der oberdevonisch-unterkarbonischen Gießener Grauwacke gedeutet werden. Auch das Tertiär ist an der Oberfläche höchstens fleckenhaft aufgeschlossen, am besten noch der ins Pliozän gestellte Nauheimer Kantkies, der bei Nieder-Mörlen in großen Gruben abgebaut wird. Der Name sagt schon, dass die Quarzgerölle nicht weit transportiert worden sein können, ihr Liefergebiet war der nahe Taunus. Älteres Tertiär steht in einer ausgesprochen fotogenen Sandgrube hinter der Strafanstalt von Rockenberg an. Das als „Hölle von Rockenberg“ bezeichnete Gelände ist durch eine hohe Steilwand gekennzeichnet, in der lockerer Sand mit quarzitischen Partien wechsellagert. Die Farben sind überwiegend gelblich-bräunlich, es gibt partienweise aber auch weiße Sande und manche der verfestigten Bereiche sind durch Hämatit leuchtend rot gefärbt (Abb. 180). Zum Hangenden hin herrschen Kiese und Konglomerate vor. Die als Rockenberger Schichten zusammenge-

Wetterau

Wetterau

¯ Abb. 180:

Alter Steinbruch bzw. Sandgrube von Rockenberg/Wetterau. Die bankweise zu Sandsteinen verkitteten Sande mit konglomeratischen Lagen bilden eine dem Kalktertiär des Mainzer Beckens zeitlich entsprechende Küstenfazies. Entlang einer Störungszone, die mit dem staffelförmigen Abbruch des Taunus zur Wetterau zusammenhängt, ist durch hydrothermale Lösungen Baryt ausgefällt worden, der rosettenförmige Kristallaggregate bildet (siehe Abb. 181).

fassten Gesteine werden aufgrund von Fossilfunden im Liegenden, die aus dem nahe gelegenen Münzenberger Blättersandstein stammen, zeitlich mit den oligozänen bis untermiozänen Bildungen des Kalktertiärs im Mainzer Becken gleichgesetzt; sie waren marin beeinflusst und kennzeichnen einen küstennahen Ablagerungsbereich. Die als Tertiärquarzit bezeichneten harten Gesteinsbänke könnten durch Zementation der Sande infolge schwankender Grundwasserstände entstanden sein. Man diskutiert allerdings auch hydrothermale Prozesse, die mineralisierte Wässer auf tektonischen Spalten zirkulieren ließen. Sie könnten die Bildung von Hämatit und Baryt bewirkt haben. Baryt-„Rosen“ sind als Sammelobjekte begehrt und dort in manchen Vorgärten ausgestellt (Abb. 180). In den südlich anschließenden Sandgruben wird noch heute abgebaut. Etwa zeitgleich mit den Rockenberger Schichten ist auch der beim benachbarten Ort Münzenberg heute kaum noch aufgeschlossene Münzenberger Blättersandstein entstanden, dessen Floren das Warmklima im unteren Miozän bezeugen (Zimtbaum, Magnolien etc.). Das früher als Werkstein abgebaute rotbunte Gestein ist heute am besten noch an den alten Gebäuden der Gegend sichtbar, der Aufschluss in der Nähe der Reithalle zeigt die Typuslokalität. Im Naturschutzgebiet am Götzenstein oberhalb des Ortes liegen große Felsbrocken aus Konglomeraten, die den Blättersandstein überlagern. Sie sind während des Pleistozäns nach Art eines Blockmeers so verstreut worden, die Geröllbildung selbst aber gehört noch in das Untermiozän, als hier zweifellos ein Küstenbereich entwickelt war. In Quarzitgeröllen dieser Konglomerate hat man ordovizische Fossilien gefunden, die ihren Lebensraum am Nordrand von Gondwanaland gehabt haben müssen. Sie sind wahrscheinlich während der variskischen Gebirgsbildung durch Deckentransport nach Norden verfrachtet und dort im Tertiär aufgearbeitet worden.

Auch die Wetterau-Region war während des Tertiärs in Becken- und Schwellenbereiche gegliedert. Die in tieferem Wasser gebildeten Sedimente (Tone, Mergel, Kalke) zeigen eine ähnliche Ausbildung wie die des Oberrheingrabens und sie sind auch hier überwiegend nur durch Bohrungen bekannt. Solche Bohrungen sind im Zusammenhang mit der Suche nach Braunkohlen und als Grundwasserbohrungen abgeteuft worden. Braunkohlen wurden in der Wetterau während des Oligozäns, Untermiozäns und vor allem des Pliozäns gebildet; Letztere sind wirtschaftlich die wichtigsten. Die pliozäne Braunkohle ist in der Horloff-Senke entstanden, die einen Nord-Süd verlaufenden, jungen Teilgraben im Grenzbereich zwischen dem Vogelsberg und der südlichen Wetterau bildet. Der etwa 100 m tief abgesenkte Graben ist bis zu 5 km breit und auch morphologisch sichtbar. Die Wetterauer Braunkohlen bildeten zeitweise einen nicht unbedeutenden Wirtschaftsfaktor; sie wur-

˙ Abb. 181:

Baryt-„Rosen“.

201

202

Die Große Nord-Süd-Naht

Kowalczyk 2001, PrinzGrimm & Grimm 2002

den im Tief- und später im Tagebau gewonnen und in Wölfersheim verstromt. Der letzte Tagebau bei DornAssenheim ist erst 1991 aufgelassen worden (Hinweistafeln zur Historie in einem Freigelände in Weckesheim und im Bergbaumuseum am Bahnhof Wölfersheim). Die untermiozänen Sedimente werden örtlich von Basalten überlagert, wobei dieser Vulkanismus natürlich Teil des Vogelsberg-Vulkanismus ist. In der Wetterau sind aber eigenständige Förderschlote entwickelt, zu denen u. a. der Burgberg von Münzenberg mit seiner stauferzeitlichen Burg, dem „Wetterauer Tintenfass“, oder der von Friedberg gehören. Das wichtigste Gestein der Wetterau ist jedoch der Löß, aus dem die fruchtbaren Lehmböden entstanden sind. Von den Bodenschätzen im weiteren Sinne muss noch das Salz erwähnt werden, das bei Bad

Nauheim schon von den Kelten in größerem Umfang gewonnen wurde. Anhand von Sporenfunden wird heute angenommen, dass die Salzwässer aus dem Zechstein des Fuldaer Beckens stammen, die unter dem Vogelsberg zirkulieren, und auch das Salz von Bad Salzhausen im Vogelsberg ließe sich damit erklären; eine weitere Quelle könnten auch Salze aus dem Oberrheingraben sein. In Bad Nauheim wird die Sole mit Gradierwerken aufkonzentriert, gereinigt und zu Inhalationszwecken verdunstet. Die vielen kohlensäurehaltigen Mineralwässer der Wetterau sind dagegen an die Randstörungen des Taunus gebunden. Neben den von der Getränkeindustrie genutzten Vorkommen (Vilbeler, Roßbacher Quelle etc.) gibt es in der Wetterau auch noch immer ungefasste, natürliche Austritte CO2-reicher Wässer (Scharpff 1972).

■   Vogelsberg „Mit 2300 km2 der größte Vulkan Mitteleuropas“ oder „Wie ein Nagel im nördlichen Ende des Oberrheingrabens“, so hatte der berühmte Geologe Hans Cloos dieses Mittelgebirge einmal geschildert, das zwar im Wesentlichen aus Basalten aufgebaut scheint, aber dennoch kein zentrales vulkanisches Gebäu-

de darstellt, dessen Ausbruchszentrum auch seiner höchsten Erhebung entspricht. Der Vogelsberg-Vulkanismus gehört, ebenso wie seine nördliche Fortsetzung im Gebiet der Hessischen Senke, auch zu der großen Nord-Süd-Naht (Abb. 182). Wenn man sich dem Gebirge mit der Vorstellung nähert, einen großen Vulkan zu erklimmen, wird man eher über die äußerst geringe Hangneigung verwundert sein. Man könnte an isländische Schildvulkane denken und damit an äußerst dünnflüssige Laven, die weite Strecken zu überwinden imstande sind. In der Tat reichen Vogelsberg-Laven bis in das Stadtgebiet von Frankfurt, wo manche Keller in der Bockenheimer Basaltstraße in solchen vulkanischen Gesteinen angelegt sind. Diese Laven wurden früher auch als „Main-Trapp“ bezeichnet. Die Morphologie, mit der als „Oberwald“ bezeichneten Gipfelregion, legt allerdings einen Zentralvulkan ebenso nahe wie die radial nach allen Seiten verlaufenden Täler – und dennoch entspricht diese Vorstellung nicht den Tatsachen. Es gibt viele weit voneinander entfernte Ausbruchsschlote, und manche liegen eher peripher wie z. B. Amöneburg, Münzenberg oder der Burgberg von Friedberg in der Wetterau. Den Bereich unterhalb der vulkanischen Gesteinsdecke zu ergründen, hat bisher nicht einmal die Forschungsbohrung von 1996 geschafft (Hoppe & Schulz 2001), die bei 656,5 m Endteufe noch immer in vulkanischen Gesteinen beendet werden musste. Da sie in 670 m NN angesetzt war, kann man davon ausgehen, dass zumindest der zentrale Vogelsberg bis auf Meereshöhe aus vulkanischen Gesteinen besteht. Immerhin weiß man jetzt, dass die Vulkanite dort über 650 m mächtig sind. Außerdem – aber das war teilweise auch schon vorher bekannt – sind nicht alle dort angetroffenen vulkanischen Gesteine Basalte. ¯ Abb.

182: Der Vogelsberg als „Nagel“ am Nordende des Oberrheingrabens (Cloos 1955).

Vogelsberg

Vogelsberg

Alter 15,2 Ma

Tiefe

Petrographie

0

Lehm und Basaltzersatz

100

Trachyt (Lavastrom oder Dom) Trachyandesit (Latit) Basaltischer Trachyandesit (Lavastrom)

Ä

N

200

Z

300

Hawaiit (Lavastrom)

O

Basanit (Lavastrom)

I

400

M

Zeitlich gehören aber alle in das Miozän. Die älteren Bohrungen bei Bad Salzhausen im südwestlichen Vogelsberg und Herbstein im Nordosten haben bei einer Endteufe von 1000 m Oberrotliegend angetroffen, andere blieben im Mittleren Buntsandstein stecken und wieder andere haben prävulkanische Tertiärsedimente unter den Basalten erschlossen. Erstmals in der Bohrung von 1996 sind mit Fossilien datierte Sedimentklasten bekannt geworden, die dem mitteloligozänen Rupelton angehören, außerdem auch ein Xenolith, der Oberen Muschelkalk belegt. Insgesamt ergibt sich daraus für den Untergrund näherungsweise das Bild einer von Flüssen und flachen Seen geprägten Paläo-Landschaft, die während des Miozäns durch den Vulkanismus überdeckt wurde. Sie war bereits prävulkanisch in Schollen zerbrochen, und die tektonischen Vorgänge, die wohl mit entsprechenden Ereignissen im Oberrheingraben in Zusammmenhang standen, hatten sich auch während der Ausbrüche fortgesetzt. Auch großräumige regionalgeologische Zusammenhänge können weiterhelfen, etwas über den Untergrund auszusagen: Kleine Vorkommen von Unterdevon (deren Gesteine aus dem benachbarten Taunus bekannt sind) bei Oppershofen und Steinsfurt am westlichen Vogelsbergrand lassen solches Paläozoikum auch im Untergrund vermuten, ebenso wie Rotliegend-Sedimente, die aus der südlichen Wetterau anstehend bekannt sind. Auch Salinarbildungen des Zechsteins sind infolge der nahe liegenden Lagerstätte von Neuhof-Ellers südlich von Fulda nicht unwahrscheinlich, zumal die Salinarwässer von Bad Nauheim im Vogelsberg-Untergrund zu zirkulieren scheinen (siehe Abschnitt „Wetterau“). Auch das Salz des Kurorts Bad Salzhausen gibt dazu einen Hinweis. Die wesentlichen Rahmengesteine des Vogelsbergs bilden aber Sandsteine des Buntsandsteins, die sich vor allem im Süden, Osten und im Norden an das vulkanische Massiv anschließen. Die Grenzen des Vogelsbergs lassen sich geologisch sehr gut mit der Verbreitung seiner vulkanischen Gesteine definieren, obwohl es auch da Grund zur Diskussion gibt. Landschaftlich bildet die WetterauSenke die Grenze im Westen, im Nordosten ist es der Nordwest-Südost verlaufende Lauterbacher Graben, in dem vom Oberen Buntsandstein über den Muschelkalk bis zum Oberen Keuper praktisch die gesamte Trias erhalten ist; die Gesteine bilden dort ein kleinräumiges, oft verkipptes Schollenmosaik. Sonst sind aber die geologischen Gegebenheiten nicht so eindeutig: Im Tal der Kinzig erfolgt ein allmählicher Übergang zur ähnlich aufgebauten Rhön und im Süden bei Büdingen mit dem letzten Basaltausläufer hin zum Spessart. Im Stadtgebiet ist dort mit dem „Wilden Stein“ ein schöner Säulenbasalt zu sehen, der gebleichte Xenolithe des Buntsandsteins enthält. Über die Form des Untergrunds wurde schon früh im Sinne einer schüsselförmigen Eindellung des

AlkaliolivinBasalt (Lavastrom) Tholeiitischer Basalt (Lavastrom)

500

Vulkaniklastite, ungegliedert (meist Lapilli- u./ od. Aschentuffe) 600

17,6 Ma

656,5m Endteufe

Schlackenagglomerate (Bomben-LapilliAschentuffe)

Buntsandsteins spekuliert, die durch den schweren Basalt mitbedingt sein sollte. Die geophysikalischen Vorerkundungen im Zusammenhang mit der Forschungsbohrung von 1996 deuten darauf hin, dass nur eine relativ dünne Decke vulkanischer Gesteine den gesamten Vogelsberg überzieht. Die Aufschlüsse in den vulkanischen Gesteinen sind, wenn man vom Großsteinbruch Nieder-Ofleiden absieht, nicht eben zahlreich, auch weil viele der älteren kleinen Steinbrüche inzwischen aufgelassen oder verfüllt sind. Einer der besten Aufschlüsse ist immer noch der Steinbruch der Firma Nickel in Ober-Widdersheim, wo neben säulig spaltenden Olivinbasalten auch pyroklastische Gesteine erschlossen sind, die von zeit-

¯ Abb. 183:

Profil der Forschungsbohrung Vogelsberg 1996 bei Ulrichstein (nach Kött et al. 2001, verändert). Die in 670 m begonnene Kernbohrung hat den Vogelsberg bis auf Meereshöhe durchteuft, ohne ein Ende der Vulkanite zu erreichen. Außer unterschiedlichen Basalttypen wurden auch höher differenzierte Gesteine, vor allem mächtige Trachyte und eine Vielzahl von Lapilli- und Aschentuffen sowie gröbere Pyroklastika angetroffen (hier als Schlackenagglomerate vereinfacht dargestellt), die anzeigen, dass der von Lavaströmen geprägte Vulkanismus zeitweise auch hochexplosiv war.

203

204

Die Große Nord-Süd-Naht

N

Bohrung Ulrichstein

Bohrung Hasselborn

(Tiefe 656,5 m)

(Tiefe 490,35 m)

Wildefeldskopf Bohrung Bohrung Flösser Schneise Sichenhausen-Eschwald (Tiefe 200,9 m)

S

(Tiefe 305,0 m)

Ulrichstein

Mühlberg

m ü. NN 700 600 500

Gedern Trachyt/ PhonolithDom

400 300 200 100 0

0

Bimodale Hauptphase (ca. 18–16 Ma) Trachytisch/phonolithische Blockund Aschenstromablagerungen Trachytische Surge- und Fallablagerungen Trachyt Basaltischer Schlackenkegel Basanitischer Maar-Vulkan

˚ Abb.

184: Schematisches geologisches N–S-Profil durch den Vogelsberg (Nesbor 2018).

Alkalibasaltische Lavaströme und pyroklastische Ablagerungen Tholeiitische Lavaströme

5 km

Primitive Spätphase (ca. 16 –15 Ma) Alkalibasaltisch/basanitischer Schlackenkegel Alkalibasaltisch/basanitische Lavaströme und pyroklastische Ablagerungen Sedimentgesteine des Tertiärs und Buntsandsteins

weise explosivem Geschehen Zeugnis geben und von einem Tertiär-Wald, der durch die Wucht der Explosionen geknickt wurde. In den Tuffen, die dort grobsäulige Basalte überlagern, sind Pflanzenreste bis hin zu Baumstämmen gefunden worden (Abb. 185). Besonders interessant ist aber, dass sich jetzt im Bereich dieses Basaltbruchs zwei völlig verschiedene Vulkanbauten nachweisen lassen, die offenbar kurz nacheinander entstanden waren: Sie scheinen

Tertiäre Landoberfläche vor ca. 16 Ma

einer tektonisch vorgeprägten Struktur zu folgen. Die überwiegend aus pyroklastischem Material bestehenden Ablagerungen in der Fortsetzung des alten Abbaus werden auf phreatomagmatische Prozesse zurückgeführt, die zu einem Maar geführt hatten (Nesbor 2016). Die vulkanischen Gesteine im weitgehend abgebauten Bereich des großen Bruchs sind jedoch Basaltlaven. Mächtig und mit schönen Säulenfächern entwickelt sind auch die Basalte, die am Gauls¯ Abb. 185:

Steinbruch der Firma Nickel bei Ober-Widdersheim/Vogelsberg. An der über 60 m hohen Ostwand sind mehrere basaltische Lavaströme und Tufflagen aufgeschlossen. Im unteren Teil überwiegen senkrecht stehende Säulen, über dem oberen Lavastrom sind Dachbrekzien entwickelt. Darüber folgen schichtige Lapilliund Aschentuffe, die von einem weiteren Lavastrom überdeckt werden und durch dessen Hitzeeinwirkung im oberen Bereich rot verfärbt worden sind. Blätter, Äste und Baumstämme in den Tuffen zeigen, dass der Vulkanismus erst nach einer längeren Ruhephase (Bodenbildung) wieder einsetzte. Manche Schichtungserscheinungen dokumentieren einen explosiven Ablauf des Geschehens.

Vogelsberg

berg bei Ortenberg in einem riesigen Steinbruch anstehen, wo sie im Dachbereich noch von Buntsandstein überlagert werden (Abb. 186). Inzwischen ist mit weiteren Bohrungen ein Gesamt-Profil für den Vogelsberg erstellt worden, das zwei wesentliche Ausbruchsphasen unterscheiden lässt, nämlich eine von Basalten und Trachyten dominierte bimodale Hauptphase und eine durch primitive Basalte gekennzeichnete Spätphase (Nesbor 2016, Abb. 184). Diese beiden Phasen waren durch eine länger andauernde Verwitterungsperiode unterbrochen, und sie unterscheiden sich bezüglich der Zusammensetzung ihrer Magmen. Die vulkanische Tätigkeit in der Region hatte aber schon während der Kreidezeit eingesetzt; das zeigen Datierungen verwitterter Gesteine am SW-Rand des Gebirges, die auf eine annähernd zeitgleiche Entwicklung im Oberrheingraben hindeuten, wie sie auch am Katzenbuckel im Odenwald dokumentiert ist (vgl. Odenwald). Vor allem aber hat sich nun noch deutlicher gezeigt, dass der Vogelsberg aus mehreren einzelnen Vulkanzentren aufgebaut ist und dass sich zur Hauptmasse der geförderten Basaltmagmen größere Mengen SiO2-reicher Gesteine gesellen, die aber meist nur in Bohrungen angetroffen werden. Solche trachytischen Gesteine, die mit Blockströmen und Aschen auf hochexplosive Eruptionen nach Art des Mt. St. Helens hinweisen, waren bisher unterschätzt bzw. noch gar nicht nachgewiesen worden. Als die Schmelzen den Grundwasser führenden Untergrund durchschlugen, war es an mehreren Stellen auch zur Bildung von Maaren gekommen. In der Nähe von Hungen ist ein solches Maar besonders gut aufgeschlossen, in dessen Krater sich später ein von Basaltlava erfüllter Lavasee entwickelt hatte (Ehrenberg 1981, Abb. 187). Trachyte und verwandte Gesteine neigen auch zur Ausbildung von Domstrukturen, wie sie in Abb. 184 neu gezeigt sind. Maare scheinen im Vogelsberg häufiger vorzukommen als bisher angenommen (Nesbor 2018). Entsprechende Strukturen und Ablagerungen, u. a. in Ober-Widdersheim und Nieder-Ofleiden, bezeugen, dass der frühe Vulkanismus vielfach von phreatomagmatischen Prozessen bestimmt war (Nesbor 2016). Die erwähnte Hauptphase der vulkanischen Tätigkeit setzte vor etwa 18 Ma ein, und der Vulkanismus endete, mit Unterbrechungen, erst vor 15,2 Ma (Boogart et al. 2001). Anfangs herrschten trachytisch-phonolithische Schmelzen vor, die explosive Ausbrüche und Domstrukturen bewirkten, und später wurden auch tholeiitische Laven in diese Abfolgen eingeschaltet. Während dieser Phase entstanden wahrscheinlich bis zu 1000 m hohe Vulkanbauten. Die dann folgende lange Zeit der Verwitterung und Erosion war von subtropischem, feucht-heißem

Klima bestimmt, unter dem die älteren Vulkanbauten eingeebnet wurden. Diese Erosionslandschaft wurde in einer von primitiven Laven geprägten Spätphase vor etwa 16 Ma erneut überflossen, wobei der Eindruck eines großen Schildvulkans entstand, dessen Gesteine infolge des ab dann herrschenden trockenen Klimas nicht mehr sonderlich stark verwittert waren; sie bilden die wesentlichen Gesteinsdecken an der heutigen Oberfläche. Diese Magmen entstammen dem Erdmantel, was sie von den älteren, in Magmakammern differenzierten Schmelzen der bimodalen Hauptphase unterscheidet. Das lässt sich auch an den Einschlüssen von peridotitischen Mantelxenolithen („Olivinknollen“, oft mit eckigen Formen) festmachen, die man sehr häufig in diesen Gesteinen beobachten kann. Man braucht dazu nicht einmal Steinbrüche zu betreten, denn solche Blöcke liegen auch auf dem Parkplatz am Hoherodskopf herum. Die Experten sprechen davon, dass solche Magmen innerhalb von Stunden bis zu wenigen Tagen aus Tiefen von 50 bis 100 km zur Erdoberfläche aufgestiegen sind. Das meiste ist dann subaërisch ausgeflossen und hat Lavaströme des Pahoehoe- und Aa-Typs gebildet. Anders dagegen verlief die Geschichte der Hauptphase, die über eine Differenziationsreihe von Basaniten und Alkalibasalten schließlich zu Trachyten und Trachyphonolithen geführt hatte. Hier müssen die Schmelzen für längere Zeit (Zehn- bis Hundert-

˚ Abb. 186:

Steinbruch bei Ortenberg im Vogelsberg: Säulige Absonderung und Fächerstellung des Basalts sowie Überlagerung durch den älteren Buntsandstein, in den der Basalt eingedrungen ist.

205

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Die Große Nord-Süd-Naht

tausende Jahre) in Magmakammern innerhalb der Erdkruste verweilt haben, ehe sie zur Oberfläche durchbrachen. In der Forschungsbohrung 1996 ist innerhalb einer aus sehr unterschiedlichen Gesteinen zusammengesetzten Abfolge auch ein über 80 m mächtiger Trachyt angetroffen worden, der während der Hauptphase gefördert wurde (Kött et al. 2001). Schon diese Abfolge hat auch gezeigt, dass der Vulkanismus in Form von mehreren Schüben erfolgte, die durch längere Ruhephasen unterbrochen waren. Im Gegensatz zu den Oberflächenaufschlüssen in den Steinbrüchen und an Straßenböschungen, wo vulkanisches Lockermaterial mengenmäßig nur untergeordnet zwischen Lavaströmen zu finden ist, besteht das Profil der erwähnten Bohrung etwa zu gleichen Teilen aus Laven und vulkaniklastischem Material, darunter auch eindeutigen Lapillituffen und Aschentuffen (vgl. Abb. 183). Solche zweifellos explosiven Phasen, die mit den neueren Arbeiten inzwischen gut belegt sind, waren also keine Ausnahmen. Neben den bis heute genutzten Basalten, die überwiegend zu Schotter gebrochen werden (v. a. noch im Nieder-Ofleiden, wo solche Gesteine in einem ˙˘ Abb.

187: Bei HungenLangd in der Wetterau ist ein mit einem Lavasee gefüllter Krater erhalten (Profil oben aus Ehrenberg 1981, das Foto unten aus Nesbor 2018).

der größten Basaltbrüche Europas abgebaut werden), haben früher auch Braunkohlen, Eisenerze und sogar Bauxit eine gewisse Bedeutung gehabt. Tertiäre Braunkohlen sind im südlichen Vogelsberg (Steinbruch am Vogelkopf bei Breitenborn) zwischen Basalte eingeschaltet, abbauwürdige Lagerstätten sind aber überwiegend auf den Horloff-Graben im Südwesten beschränkt; damit zählen sie eher zur Wetterau (siehe dort). Zu den heute fast nicht mehr sichtbaren Zeugen der Vergangenheit im Vogelsberg gehören die inzwischen alle verfüllten Tagebaue, in denen die als Basalteisenstein bekannten Erze vor allem seit dem 19. Jahrhundert gefördert wurden (Abb. 188, 189). Ihre Bildung erfolgte durch chemische Verwitterung unter feuchtheißem Klima, was im Extremfall bis zur Anreicherung von Aluminium in Bauxit geführt hatte (Abb. 190). Der Abbau dieser Erze, an deren Prospektion mit Flachbohrungen auch der Verfasser in seiner Studentenzeit beteiligt war, endete erst 1966. Heute wird die Erinnerung an diesen Bergbau noch in Erzwanderwegen um Weikartshain wach gehalten und im kunst_turm_mücke, einem Lagerturm für das Erz, das immer gewaschen werden musste, um es

Kraterrand

Krater Foto

S

WSW

NW

SE

IV 16485/16479 III

16484

II

16483 16472

I 16508

Schutt Alkalibasalt (›Lavasee‹) plattif-bankig abgesondert Schlackenagglomerat

obere Sohle

Tuffbrekzie

16520

schlackenführend

Aschentuff 0 Analcim-Basanit und Alkalibasalt, mit Top- und Basisbrekzie

untere Sohle

25

50 m

vom anhaftenden Ton zu befreien. Diese Eisenerze waren einst ein sehr bedeutender Wirtschaftsfaktor im Vogelsberg. Spuren der erwähnten Verwitterungsprozesse sind auch heute noch an roten Böden im nordwestlichen Vogelsberg erkennbar (Schwarz 1997). Ihre Entwicklung gehört in das miozäne Klimaoptimum, von dem auch Palmen im sogenannten Münzenberger Blättersandstein Zeugnis geben. Eng an die geologischen Gegebenheiten gebunden ist die Tatsache, dass der Vogelsberg ein riesiges Grundwasserreservoir bildet, aus dem Trinkwasser auch für weiter entfernt liegende Siedlungsgebiete, allen voran Frankfurt am Main, gewonnen wird. Die neueren Arbeiten haben gezeigt, dass das Wasser in den Blasenzonen von Lavaströmen, vor allem aber auf Klüften in den vulkanischen Gesteinen zirkuliert. Die stauenden Schichten (Wassergeringleiter) sind

Vogelsberg

˙ Abb.

189: Förderung von Basalteisenerz, das hier von Lößlehm überdeckt ist (Foto: Klaus Rittner 1961).

˚ Abb. 188:

Tagebau zur Gewinnung von Eisenerzen, die aus der Verwitterung von Basalten im Jungtertiär entstanden waren. Grube Bornwiese bei Rüddingshausen am Vogelsberg, heute rekultiviert (Foto von 1961).

vulkaniklastische Einlagerungen zwischen den Lavaströmen. Zahlreiche solche Grundwasserstockwerke liegen übereinander, von denen das tiefste durchgehend gesättigt ist, während die höher gelegenen nicht ständig Wasser führen (Ebhardt et al. 2001, Leßmann et al. 2000). Die Entnahme von oberflächennahem Grundwasser hatte in manchen Gebieten zeitweise zur Austrocknung geführt und zu lokalen Protesten. Die großräumige Bilanz zeigt aber, dass dem Hauptgrundwasserleiter weiterhin weniger entnommen wird als das, was die hohen Jahresniederschläge zu dessen Auffüllung beitragen. Bei jahrelang anhaltender Trockenheit könnte sich das aber ändern. Die im hohen Vogelsberg mit über 1200 mm gemessenen Niederschläge haben auch Moorbildungen begünstigt wie das Hochmoor auf der Breungeshainer Heide, in deren Nähe die Niddaquelle liegt.

Weite Flächen des Vogelsbergs sind von quartären Bildungen überdeckt, zu denen auch basaltische Blockschuttdecken gehören. Zu den allerjüngsten Erscheinungen im Vogelsberg gehört jedoch das 2017 eröffnete „Vulkaneum“ in Schotten. ¯ Abb:

190: Tagebau „Eiserne Hose“ bei Lich. Die rote Farbe ist durch Hämatit bedingt, der bei der Verwitterung der Basalte unter tropisch-subtropischem Klima entstand. Im fortgeschrittenen Stadium war hier auch Bauxit gebildet worden, der noch 1944 abgebaut wurde (aus Rothe 2010).

Ebhardt et al. 2001, Hoppe  & Schulz 2001, Leßmann et al. 2000, Nesbor 2016, 2018

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Die Große Nord-Süd-Naht

■   Rhön

˙ Abb. 191:

Halde des KaliBergwerks Neuhof-Ellers südlich Fulda (Luftbild von Joachim Schreiber, schreiberVIS).

Morphologisch ist die Rhön über den um Schlüchtern gelegenen „Landrücken“ mit dem Vogelsberg verbunden. Geologisch bestehen über die Tertiärbasalte hinaus auch Bezüge zum Kristallin des Spessarts: An Xenolithen und Bohrergebnissen lässt sich begründen, dass die im Vorspessart aufgeschlossenen, variskischen Strukturen und Gesteinskomplexe sich nach Nordosten fortsetzen. Man spricht hier von der Spessart-Rhön-Schwelle, die als Hochgebiet vom Perm an weitgehend der Abtragung unterworfen war und bis in die Trias hinein auch die jüngere Sedimentationsgeschichte beeinflusst hat. Da sie Teil der Mitteldeutschen Kristallinschwelle ist (Abb. 2), verwundert es nicht, dass im Untergrund nur geringmächtige Ablagerungen des Rotliegends aus Tiefbohrungen und in Form von Klasten in Vulkaniklastiten des Tertiärvulkanismus bekannt sind. Es sind u. a. Sandsteine und Fanglomerate mit kantigen Gneis-, Glimmerschiefer- und Quarzbruchstücken von einigen Zentimetern Durchmesser. Zechstein-Ablagerungen sind vor allem aus Bohrungen der Kali-Industrie bekannt, die in Neuhof-Ellers Salze aus der Beckenfazies des Fuldaer Beckens abbaut; die riesige Halde ist auch von den höheren Bergen der Rhön aus gut zu sehen (Abb. 191). Im nördlich gelegenen Merkers erschließt das als Erlebnisbergwerk eingerichtete Kalisalzbergwerk das Zechsteinsalinar, und im Nordosten schließt mit dem Werratal zwischen Rhön und Thüringer Wald das südthüringische Kalirevier an, in dem die „Werra-Folge“ des Zechstein ihre Typuslokalität hat und Bad Salzungen seinen Ursprung.

Im Bereich der Spessart-Rhön-Schwelle dagegen wurden hauptsächlich Karbonate gebildet, die aber in der Rhön nur an winzigen Oberflächenaufschlüssen erkennbar werden, wo sie wahrscheinlich tektonisch in ihre heutige Position gelangt sind (Martini &  Rothe 1994). In den Bohrungen wurde meist nur noch Rückstandsgebirge angetroffen, das aus randsalinaren Bildungen übrig geblieben ist, die durch Subrosionsprozesse ausgelaugt wurden. Subrosion ist im gesamten Gebiet auch an der Bildung der Landschaftsformen beteiligt. Sie hat zu Einsturzformen im Gelände geführt, die durch das Nachbrechen des Deckgebirges entstehen, wenn Auslaugungsprozesse im Untergrund die entsprechenden Hohlräume geschaffen haben. In der östlichen Rhön, wo im Untergrund das Salinar des Werragebietes ansteht, sind lokal spektakuläre Erdfälle in Schichten des Muschelkalks zu beobachten (Träbeser Loch), die auch mit Wasser gefüllt sein können (Bernshausener Kutte). Möglicherweise ist auch die Hohlform für das Oligozän des fossilen Sees von Sieblos (siehe unten) durch Subrosion entstanden. Weite Bereiche der Rhön bestehen aus Buntsandstein, der dort flache, tafelartige Bergzüge vor allem aus Mittlerem Buntsandstein aufbaut. Auf tonigen Ablagerungen des Röt, die oft durch tiefrote Böden auffallen, wird trotz der klimatischen Ungunst noch heute Ackerbau betrieben. Die Tone bilden wichtige Wasserstauer, auf denen an der Grenze zum hangenden Muschelkalk oft Quellen austreten. Sie sind für viele Rutschungserscheinungen verantwortlich, wobei oft ganze Schollen von Muschelkalk auf dieser Unterlage „Schlitten gefahren“ sind. Das wird gelegentlich in der Morphologie der heutigen Landschaft deutlich, wo dann entsprechende Buckelhänge ausgebildet sind, etwa im Tal unterhalb der Enzianhütte. Muschelkalk begleitet vor allem den Südost-Rand und das Gebiet zwischen den flächenhaften Basalten der sogenannten „Langen Rhön“ und über das Werratal hinaus bis zum Thüringer Wald. Im zentralen Bereich kommt Muschelkalk nur in Form kleiner, isolierter Schollen oder in tektonischen Gräben vor. Letzteres gilt auch für die nur geringfügigen Reste von Keuper. Die Gräben verlaufen überwiegend in Richtung Nordwest, was auch für den Lauterbacher Graben am nordöstlichen Rand des Vogelsberges gilt. Kleinere Gräben, in denen noch Muschelkalk erhalten geblieben ist, streichen auch Nordnordost, sind aber oft nur ein paar Hundert Meter lang (z. B. Kleinsassener oder Finkenhainer Graben). Die charakteristische Rhönlandschaft wird indessen durch vulkanische Bildungen geprägt, die man vor allem im Bereich der Wasserkuppe (mit 950 m Hessens höchster Berg) beobachten kann. Sie belegen einen im Oberoligozän einsetzenden Intraplatten-Vulkanismus, der aufgrund bisher eher spärlicher Altersbestimmungen von 25 bis 11 Millionen Jah-

Rhön

Rhön

Alter

Sedimentäre Ereignisse

Magmatische Ereignisse

Vulkaniklastische Bildungen

14/11

Stufe

MittelMiozän

Ma

? ca. 18

Laven, Gänge, Stöcke max. (Rest-) Mächtigkeiten

bis ca. 45 m (z. B. Wasserkuppe)

Pyroklastite

Epiklastite

Schlotbrekzien (magmatisch u. ?phreatomagmatisch) Olivin-Nephelinite Laven, Gänge, Stöcke, Schlotfüllungen

Basanite, Laven, Gänge, Schlotfüllungen

Sonstige Ereignisse

Schollentektonik (nur noch einzelne starke Bewegungen)

Schlotbrekzien, örtl. Schlackenkegel

Kontaktmetamorphe Umwandlung feinlaminierter vulkanischer Sedimente und Pyroklastite in Buchite

Nosean-SodalithNephelin-Phonolithe vorw. endogene Dome, Gänge (u.a. Milseburg, Steinwand, Teufelstein)

Subrosionsschlot im Kalksteinbruch Schnegelsberg Schollentektonik

bis ca. 40 m

bis ca. 50 m

(Alkali-)Olivinbasalte vorw. Laven, einzelne Gänge (z.B. Abtsrodaer Kuppe)

Aschen- u. Lapilli-Tuffe

Alkaliolivinbasalte des Schafstein Trachybasalte

Unter-Miozän

bis ca. 60 m

Aschen- u. Lapilli-Tuffe

„trachytische“ Vulkaniklastite (Aufzählung; altersmäßige Ordnung nicht geklärt) Trachyte, Gesteinslawinen Agglutinate örtl. mit syeniti(extrem verschweißte Falltuffe, schen Magmaz. T. noch frische Glasfiamme) kammerkumulatEinschlüssen Schuttströme Ignimbrite (v. a. Großer (Schackau, Bohrungen a. d. Milseburg) Ziegenkopf )

endogene und exogene Dome, untergeordnet Laven

bis 180 m (NW-Hang Wasserkuppe)

Ober-Oligozän Mittel- bis Unter-Oligozän

Aufbau trachytischer Vulkankomplexe auf der damaligen Landoberfläche Oberflächenverkarstung im Unteren Muschelkalk bei Schackau

Trachybasalte Alkaliolivinbasalte Gänge, Laven, Gänge Stöcke, (z.B. Pferdskopf, Eube) Laven

Schollentektonik

„Hornblendebasalte“ Olivineinsprenglingsreiche Basanite Basanite/ Tephrite

KühnsteinSchichten (Braunkohlen)

Schollentektonik

Aschen- u. Lapilli-Tuffe bis 60 m (?100 m) (Weiherberg)

endogene Dome, heute im Niveau des Buntsandsteins freigelegt, zeitlich nicht genau einzustufen, wohl überwiegend älter als trachytische Vulkaniklastite

Tephrite

Basanite, meist glasreich, Lava oder Sill Phonotephrite (Sandberg, Bildstein)

Aschen- u. Lapilli-Tuffe Trachyandesite (Abtsroda)

porphyrische Trachyte, Trachyandesite (z. B. Stbr. Eichenwinden)

Schollentektonik SieblosFormation (limnische Sedimente)

¯ Abb. 192:

Tertiärquarzite

Eozän

ca. 25

vulkanitreiche Kieslagen (bis 4 m; Trachyte bis Basalte) in Braunkohlen führenden Erosion Schichten bei Mittelkalbach und über Bims führenden Tuffen bei Tann-TheobaldsErosion hof (Vulkano)tektonische Einbrüche (calderaartige Bildungen), Absenkung bis zu 400 m, evtl. ›500 m

an Lithoklasten bisher festgestellt: kristallines Grundgebirge, Rotliegendkonglomerate, Zechsteinkalk, Muschelkalk-, sehr selten Buntsandsteingesteine

Kristalltuffe ca. 22

fluviatile, vulkaniklastische Sed. (wie oben) bis 15 m

400 m

Trachyte, örtl. phonolithoid, (z.B. Pferdskopf )

bis 40 m (80 m)

fluviatile, vulkaniklastische Sed. vorw. aus trachytischen Komponenten, z.T. große Gerölle und Blöcke (bis 4 m Durchm.), Kies (z. T. verfestigt), Sand, Silt; bis 20 m (?60 m) mächtig

Kaolinitische Tone u. Sande, partiell Mittelbis Ober-Eozän

Schollentektonik und Abtragung Tiefgründige Verwitterung und Abtragung

Sammelprofil der vulkanischen Gesteinsfolgen und Ereignisse in der Kuppenrhön und im Bereich der Wasserkuppe (aus Ehrenberg & Hickethier 1994, verändert).

209

210

Die Große Nord-Süd-Naht

˘ Abb. 193:

Steinwand/Rhön: phonolithische Gangfüllung, durch Erosion freigelegt. Im Gestein sind große tafelige Sanidinkristalle erkennbar; ihre Orientierung führt zur plattigen Spaltbarkeit des Gesteins, das senkrecht dazu in dicke Säulen aufgelöst ist.

˙ Abb.

194: Hessisches Kegelspiel. Basaltkegel in der nordwestlichen Kuppenrhön, hier allerdings nicht alle Kegel.

ren andauerte, wobei die Schwerpunkte zwischen 22 und 18 Millionen Jahren liegen. In neueren Arbeiten (u. a. in der 2002 erschienenen Geologischen Karte der Wasserkuppenrhön von Ehrenberg & Hickethier) ist behauptet worden, dass der Rhönvulkanismus wesentlich früher begonnen habe als bisher angenommen. Die Aussage beruht indes auf einer vulkanologischen Fehlinterpretation von Material aus einer unserer Forschungsbohrungen in Sieblos. Der vermeintliche Schlammstrom mit älteren vulkanischen Komponenten hat sich inzwischen nämlich als explosive Bildung herausgestellt, die die oberoligozänen Seesedimente dort gangartig durchschlagen hat (Rothe, Martini & Nesbor 2003); damit bleibt es bis auf Weiteres bei einem wahrscheinlichen Beginn der vulkanischen Tätigkeit im oberen Oligozän (Abb. 197). In der Rhön ist eine Vielzahl sehr unterschiedlicher vulkanischer Produkte gefördert worden, die von primitiven Basalten bis zu Trachyten reichen (Abb. 192). Was man heute in der Landschaft der Kuppenrhön sieht, sind im Wesentlichen durch die Abtragung herauspräparierte Förderschlote und Pfropfen oder Gangfüllungen, die in den Gesteinsfolgen der Trias stecken. Besonders bekannt sind hier die Phonolithe der Milseburg und die Steinwand (Abb. 193),

aber auch die nordwestlichsten Vorkommen der Basalte des „Hessischen Kegelspiels“ nordöstlich Hünfeld (Abb. 194). Vor allem das Gebiet nordwestlich der Wasserkuppe ist mit solchen „Kegeln“ geradezu gespickt, von denen die meisten aus phonolithischen oder trachytischen Gesteinen bestehen (Abb.  195). Im östlichen Bereich der sogenannten Hohen oder Langen Rhön sind dagegen flächenhaft meist noch zusammenhängende Basaltdecken anzutreffen. Auch die heute extra abgegrenzte Wasserkuppenrhön hat vor allem im Gipfelbereich durch Deckenergüsse ihren Plateaucharakter bekommen. Die vulkanische Abfolge ist durch eine außerordentliche Gesteinsvielfalt gekennzeichnet, die hier nur in groben Zügen skizziert wird (genauer bei Ehrenberg & Hickethier 1994). Im Prinzip ist auch in der Rhön die weltweit vorkommende magmatische Abfolge von Alkalibasalt über Trachyt zu Phonolith entwickelt. Die Gesteine sind durch eine große Vielfalt an effusiven Bildungen mit Lavaströmen und Pyroklastika sowie intrusiven Vulkaniten in Form von Schloten gekennzeichnet. Besondere Aufmerksamkeit haben inzwischen pyroklastische Bildungen gefunden, die bisher nur von kleinen Oberflächenaufschlüssen bekannt waren. In der Gegend von Schackau waren schon von den frühen Bearbeitern solche Gesteine beschrieben worden, vor allem die als „Schlotbrekzien“ bezeichneten Vorkommen zwischen Schackau und Kleinsassen, die eine Vielzahl von xenolithischen Komponenten enthalten. Im Ortskern von Schackau stehen sogar Ignimbrite an. Zwei Bohrungen, die 1991 vom Hessischen Landesamt für Bodenforschung in Auftrag gegeben wurden, haben nun ergeben, dass sie nur die oberflächlich sichtbaren Erscheinungen einer Hunderte von Metern mächtigen Abfolge von pyroklastischen und epiklastischen Strömen sind (Ehrenberg & Hickethier 1994). Das hatte zur Folge, dass praktisch die gesamte Geschichte des Rhön-Vulkanismus neu geschrieben werden musste. Die nördlich von Kleinsassen stehende Bohrung war fast 200 m und eine weitere nordöstlich der Milseburg 235 m tief. Beide Bohrungen haben im Wesentlichen trachytische Gesteine angetroffen, die als Schlamm- und Schuttstromablagerungen (Lahare) gedeutet werden, außerdem Bimslapilli, Ignimbrite und extrem verschweißte Tuffe. Schließlich sind aus Magmakammern stammende Kumulatbrocken sowie Klasten von Grund- und Deckgebirgsmaterial sowie Basalte zu erwähnen und schwarze Fetzen von Ton und Lignit, die aus aufgearbeitetem limnischem Untermiozän stammen. Das zeigt an, dass es Ruhephasen im Vulkanismus gab, bei denen solche Sedimente aufgearbeitet wurden. Umlagerungserschei-

Rhön

¯ Abb. 195:

Ausschnitt aus der geologischen Karte 1 : 25 000, Blatt Kleinsassen, der die Verhältnisse der Kuppenrhön darstellt. Die hier überwiegend aus trachytischen und phonolithischen Gesteinen bestehenden Kuppen (rote und dunkelviolette Farben) sind meist Erosionsreste, die die tieferen Teile jetzt abgetragener Vulkanbauten bilden. Die Steinwand (vgl. auch Abb. 193) stellt eine phonolithische Spaltenfüllung dar.

nungen sind auch in den trachytischen Ablagerungen beobachtet worden, wobei zeitweise auch 1 bis > 4 m große Blöcke verfrachtet wurden. Das Gesteinsspektrum zeigt überdeutlich, dass es während des Miozäns hier einen außerordentlich explosiven Vulkanismus gegeben hat. Ignimbrite sind auf der ganzen Erde vielfach mit Caldera-Einbrüchen assoziiert; dazu passen auch die in den Rhönbohrungen gefundenen Blöcke, die z. T. aus Agglutinaten bestehen. Das deutet darauf hin, dass zunächst heißes pyroklastisches Material gefördert wurde (wofür vor allem die Ignimbrite mit ihren „fiamme“ Strukturen sprechen) und dass danach ein Caldera-Einbruch erfolgte, bei dem die Blöcke dann an den steilen Rändern abgerutscht sind. Das alles spricht jedenfalls für schnell entleerte Magmakammern, die mit hochdifferenzierten Schmelzen gefüllt waren.

Leider ist es heute noch nicht möglich, eine entsprechende Caldera zu lokalisieren. Die mitgeförderten Basalte entstammen älteren vulkanischen Phasen, deren Gesteine im Untergrund zu suchen sind. Eine zweite, wesentlich neue Erkenntnis zur geologischen Geschichte der Rhön kommt aus der Deutung vorwiegend trachytischer Komponenten, die in Form von bis 4 m großen Blöcken bzw. Geröllen, Kies, Sand und Silt in einem Niveau oberhalb von 800 m im Bereich der Wasserkuppe aufgeschlossen sind. Sie werden jetzt als fluviatile Sedimente aufgefasst, die ein Fluss aus einem östlich gelegenen, nicht mehr nachweisbaren Liefergebiet herantransportiert hat (Ehrenberg & Hickethier 1994). Diese Trachyte haben mit den vorhin erwähnten nichts zu tun. Sie belegen aber eine längere vulkanische Ruhephase, ehe wie-

211

212

Die Große Nord-Süd-Naht

˘ Abb. 196:

Steinbruch der Firma Nüdling am Kesselkopf bei Rupsroth/Rhön. Phonolith-Intrusion mit säuliger Absonderung. Die im Vergleich zu Basalt zähe Schmelze hat hier den Mittleren Buntsandstein durchbrochen, der im Dachbereich noch erhalten ist (rotes Gestein).

der Olivinbasalte (z. B. Abtsrodaer Kuppe) in Form von Laven und nachfolgend intrusive Nephelinphonolithe (Milseburg, Steinwand) gefördert wurden. Den Abschluss bilden Olivinnephelinite, deren Lavaströme das abgetreppte Landschaftsbild im Bereich der Wasserkuppe prägen; diese Schmelzen führen reichlich meist eckige Olivinknollen (am Fliegerdenkmal, oft herausgewittert, sodass das Gestein wie ein Schweizer Käse durchlöchert erscheint), die auf die Herkunft aus dem Erdmantel deuten. Diese Schmelzen müssen sehr schnell aus großer Tiefe aufgestiegen sein, ohne in Magmakammern zu verweilen. Eine Rhöner Besonderheit unter den vulkanischen Gesteinen ist der am Kalvarienberg bei Poppenhausen aufgeschlossene Buchonit. Es ist ein dunkles Gestein, das als stockförmige Ausscheidung innerhalb des dortigen Phonoliths durch seine metallisch glänzenden, bronzefarbenen großen Glimmerkristalle auffällt. Auch das nach dem Gebirge benannte Mineral Rhönit soll erwähnt sein: Die nur mikroskopisch erkennbaren Kristalle haben sich als magmatische Umwandlungsprodukte aus Hornblende gebildet, die in Nephelingesteinen anzutreffen sind. Der im Wesentlichen miozäne Vulkanismus hat das mesozoische Deckgebirge stofflich kaum beeinflusst. Sandsteine können leicht gefrittet oder Silt und Ton in eine Art Jaspis umgewandelt sein (Buchit, nicht mit Buchonit zu verwechseln) und graue Kalksteine des Muschelkalks sind am Kontakt zu Basalt oft rötlich gefärbt. Im Steinbruch von Rupsroth ist der Phonolith (schöne Säulen) als Staukuppe ausgebildet, die von Buntsandstein überlagert wird (Abb. 196).

Weitaus deutlicher ist der Einfluss der heißen Schmelzen auf die Tertiärsedimente, was man vor allem an den Braunkohlen beobachten kann, die dabei gelegentlich in Koks umgewandelt oder deren begleitende Tone hell gebrannt wurden. Ein gutes Beispiel für diese Verhältnisse bieten die Vorkommen miozäner Braunkohlen am Bauersberg bei Bischofsheim, die im 19. Jahrhundert durch eine Reihe von Stollen gefördert wurden. Die Tertiärsedimente der Rhön verdienen gesonderte Erwähnung, weil sie für die paläoklimatische Entwicklung wichtige Indizien geliefert haben, weil sie früher die einzige Möglichkeit boten, den Vulkanismus zeitlich einzuordnen und weil sie mit der Fossillagerstätte Sieblos an der Wasserkuppe ein für Europa bisher einmaliges Vorkommen von limnisch entwickeltem Oligozän beinhalten. Zunächst ist festzuhalten, dass die Rhön seit der Kreidezeit landfestes Gebiet gewesen ist, auf dem sich, wahrscheinlich schon seit der Oberkreide, intensive chemische Verwitterungsprozesse abgespielt haben. Dabei ist vor allem Kaolinit entstanden, der schon im 18. Jahrhundert für die Porzellanmanufaktur der Fuldaer Fürstäbte gewonnen wurde. Davon zeugt heute nur noch der Alte Stollen bei Abtsroda (!), wo in einer Doline im Muschelkalk solches Material zusammengeschwemmt war. Diese zeitlich nur sehr grob fassbare „kaolinige Verwitterungsrinde“ der alten Rhönliteratur haben wir unter den oligozänen Ablagerungen im See von Sieblos in Form weißer und bläulich-grauer, viele Meter mächtiger zähplastischer Tone erbohrt. Zweifellos sind diese Tone in die Hohlform hinein umgelagert worden und

Rhön

bildeten den wasserundurchlässigen Untergrund in einer möglichen Subrosionssenke, über dem sich dann der See selbst erst entwickeln konnte. Seine heute als „Sieblos-Formation“ zusammengefassten Sedimente umfassen Karbonate, Mergel, Tone und feinstgebänderten Dysodil, d. h. „Ölschiefer“, der als Algengyttja bzw. Faulschlammablagerung gedeutet werden muss. Sein hoher Gehalt an organischem Material (Bitumen) hatte Mitte des 19. Jahrhunderts einen Untertagebergbau auf diese „Theerkohlen“ veranlasst, der immer wieder unterbrochen bis kurz nach dem Ersten Weltkrieg andauerte. Dieses Vorkommen hatte schon in den Anfangsjahren der Erschließung mehr Bedeutung durch seine Fossilien als die Sache wirtschaftlich wert war. Seine Fische, Amphibien, Reptilien, Insekten und die wenigen an Zähnen belegten höheren Wirbeltiere sowie die Pflanzenfossilien, die aus dem See selbst bzw. aus der Umgebung stammen, sind in vielen

Museen ausgestellt, für den interessierten Wanderer auch im Rathaus von Poppenhausen (SieblosMuseum [Abb. 197, 198). Eine zusammenfassende Darstellung, auch der neuen Bohrergebnisse, geben Martini & Rothe (1998, 2005). Weiter verbreitet als dieses limnische Oligozän sind in der Rhön limnische Ablagerungen des Miozäns, vor allem echte Braunkohlen, die sich teilweise mit vulkanischen Bildungen verzahnen (Abb. 199). Bekannte Vorkommen, die teilweise schon im 17. Jahrhundert

˚ Abb. 197:

Dapaloides sieblosensis, das „Wappentier“ des Sieblos-Museums in Poppenhausen an der Wasserkuppe. Stilisiert gestaltet von Angelika Sapper.

N

S 1994/1

1909

Quartär

695 m ü. NN

Tuff

Schutt

1998 705 m ü. NN

Tuff

Miozän

Tuff

10

Schutt Ton

Oligozän Eozän/Oligozän

Sand + Ton

Sand Ton

Sieblos-Formation Ton

Unterer Muschelkalk

Tertiär

1994/2

699 m ü. NN 699,5 m ü. NN

697,1 m ü. NN

Trias

1999

Sand

Sieblos-Formation

Ton

Ton

Ton

40

Ton + Sand

Sand+Ton

mu

Sand Ton

uarzit“

Q „Tertiär-

Lignit

Kaolinitische Bildungen

Ton + Sand

Brekzie

Brekzie

Sand+Ton

Sand + Ton

Ton Ton

Sand+Ton

ET 46,70 m

Kaolinitische Bildungen

Ton

ET 57,06 m

Ton

70 mu

ET 80,00m

˚ Abb.

20

30

40

50

60

70

80

60

Sand

mu

10

50

Karbonate

ET 66,00 m

0

30

Sand Ton

ET 36,09 m

20

Ton + Karbonate

Ton K

Ton

Ton + Sand

Sand + Ton

90

100

110

120

130

140

150

80 m

160 m

198: Profil durch die Ölschieferlagerstätte Sieblos am Fuß der Wasserkuppe. Die kaolinitischen Bildungen waren die wasserstauenden Schichten, die aus der Verwitterung der mesozoischen Gesteine entstanden waren. Die oligozäne Sieblos-Formation besteht wesentlich aus den Ölschiefern (grau), die mit Mergeln (Schneckensymbol) und Tonen abwechseln. Im Hangenden folgen miozäne Basalte. Die Backsteinsignatur in Bohrung 1998 zeigt eine abgerutschte Muschelkalkscholle. Die Brekzie (rot) dokumentiert einen Vulkanismus, der jünger ist als die Sieblos-Formation (Martini & Rothe 2005).

213

214

Die Große Nord-Süd-Naht

˘ Abb. 199:

Miozäne Braunkohlen über Basalt am Bauersberg bei Bischofsheim in der Langen Rhön (Foto: Dr. Martin Wittig, Poppenhausen, 2008).

ausgebeutet wurden, liegen bei Tann (Theobaldshof), Bischofsheim (Bauersberg) und Kaltennordheim. Die Kohlen wurden früher in den Salinen von Salzungen, Schmalkalden und Kissingen verfeuert. Auch hier ist der wissenschaftliche Erkenntniswert eher höher anzusetzen als der wirtschaftliche Ertrag. Vor allem mit Hilfe der Pflanzenfossilien war eine Einstufung in das untere Miozän möglich, damit unterscheiden sich diese Bildungen auch altersmäßig von den „Theerkohlen“ in Sieblos, die keine Kohlen im engeren Sinne sind. Die enge Verzahnung mit Tuffen zeigt auch, dass die miozäne Kohlebildung in den Sümpfen, die sich vielleicht auch über Subrosionssenken entwickelt hatten, bei beginnender vulkanischer Tätigkeit eingesetzt hatte. Die Floren belegen, dass damals immergrüne, breitblättrige Pflanzen vorherrschten. Die Altersabfolge der tertiären Sedimente deutet an, dass die Entwicklung der Hohlformen, in denen sie gebildet wurden, anscheinend von West nach ¯ Abb. 200:

Tertiärzeitlicher Basaltgang in Steinsalzablagerungen, die durch tonige Zwischenlagen gebändert sind. Besucherbergwerk Merkers am Nordrand der Rhön (Foto: Arndt von Tucher, Exkursion 2002).

Hessische Senke

Ost fortgeschritten war. Es erscheint plausibel, dies mit einer in dieser Richtung fortschreitenden Subrosion zu erklären (Martini et al. 1994). Zur Landschaftsentwicklung hat auch die Tektonik beigetragen, die das Gebiet, wenn man den geologischen Karten glauben darf, in zahlreiche, außerordentlich kleine Schollen zerlegt hat. Diese Tektonik hatte bereits das Mesozoikum zerstückelt und hielt im Tertiär während der gesamten vulkanischen Tätigkeit an. Das heutige Bild ist aber im Wesentlichen durch die nachvulkanische Abtragung herauspräpariert worden, die im Bereich der Kuppenrhön besonders deutlich wird, wo die Fördergänge der tertiären Vulkane heute das mesozoische Deckgebirge überragen. Blockmeere, wie etwa die am Nordhang der Wasserkuppe, sind die Folge von Frostverwitterung wäh-

rend der quartären Eiszeiten. Die heutigen klimatischen Verhältnisse bestimmen auch den Wasserreichtum der Hohen Rhön, wo Quellen bereits im Gipfelbereich der Wasserkuppe austreten (Fuldaquelle). Mineralwässer mit hohen Kohlendioxidgehalten („Rhönsprudel“) werden als Spätfolgen der tertiären vulkanischen Tätigkeit interpretiert. Spontan auftretendes Kohlendioxidgas (CO2) war auch in den Salzbergwerken des Werra-Kalireviers bekannt und gefürchtet. Auf seinem über 100-jährigen, als „Rhönmarsch“ bekannten Vorschreiten des Abbaus in südlicher Richtung, d. h. auf die vulkanische Rhön zu, hatte es immer wieder verheerende Unglücke gegeben, die mit der plötzlichen Freisetzung von CO2 in Verbindung standen (Duchrow 1997). Gelegentlich durchschlagen auch basaltische Gänge das Salz (Abb. 200).

■   Hessische Senke Im Gegensatz zu dem morphologisch so prägnanten Oberrheingraben ist dessen Fortsetzung über die Wetterau in dem nördlich an den Vogelsberg anschließenden Grabenbereich in der heutigen Landschaft nicht recht auszumachen. Dieses geologisch als Hessische Senke bezeichnete Gebiet ist vielmehr ein Bergland, in dem vor allem Buntsandstein, den viele tertiäre Basalte durchschlagen haben, das prägende Element bildet. Schwerpunkte dieses Vulkanismus liegen im Knüll und im Habichtswald bei Kassel. Erst die regionalgeologische Erkundung hat aufgezeigt, dass in diesem Raum ungewöhnlich mächtige Sedimente über den variskischen Gebirgsstrukturen lagern, die sich im Untergrund vom Rheinischen Schiefergebirge bis in den Harz verfolgen lassen. Mit 2500 m Perm und Mesozoikum übertreffen sie die Mächtigkeiten in den Randbereichen bei Weitem, wo Ablagerungen des Zechsteins auch in Oberflächenaufschlüssen dokumentiert sind und die in den geologischen Karten als „blaues Band“ (=  Zechstein-Signatur) die Senke zu beiden Seiten begleiten. Die strukturelle Anlage dieser bedeutenden Senkungszone scheint aber schon vor dem Perm begonnen zu haben, denn die variskischen Faltenachsen im östlichen Rheinischen Schiefergebirge und im Harz, also auf der anderen Seite, fallen beide in Richtung auf die Senke hin ein. In der Zeit des Buntsandsteins bildete das Gebiet einen der wesentlichen Transportwege, entlang deren klastische Sedimente durch Flüsse von Süden nach Norden verfrachtet wurden. Im Zechstein, zur Zeit des Muschelkalks und des Juras (bis zum Dogger) und im mittleren Oligozän war die Senke eine wichtige Meeresverbindung zwischen Nord- und Süddeutschland. Die Schichten, die dies belegen, sind aber seit dem oberen Jura weitgehend wieder abgetragen worden. Nur in einigen Mulden und tektonischen Teilgräben ist genügend davon erhalten ge-

blieben, sodass die Schichtfolgen von Muschelkalk, Keuper und Jura einwandfrei, gelegentlich aber nur lückenhaft, belegt werden können. In einigen Teilbereichen der Hessischen Senke gibt es Aufbrüche paläozoischer Gesteine, von denen der Unterwerra-Sattel zwischen Eschwege und Witzenhausen der bedeutendste ist. Hier sind oberdevonische Grauwacken, Schiefer und Karbonate um 500 m gegenüber Perm und Mesozoikum herausgehoben worden, die vom Zechstein des unteren Werragebietes umrahmt sind. Daran lässt sich auch eine Fortsetzung der variskischen Strukturen zwischen Rheinischem Schiefergebirge und Harz erkennen, die während der Zechsteinzeit das Ablagerungsgeschehen mitbestimmt hatten. Die vorerwähnte Tatsache, dass zunächst mesozoische Schichten nur bis zum Mitteljura erhalten sind, zeigt die danach beginnende Abtragungszeit an. Die Senke war bis zum Oligozän dann durch großräumige Hebungen geschlossen worden und brach während des Tertiärs erneut ein, mit der Folge, dass das Meer von Norddeutschland bis in den südlichen Oberrheingraben vordringen konnte. Dieses Meer verbrackte allmählich, sodass vom oberen Oligozän an, vor allem aber im Miozän, limnische und fluviatile Sedimente in vielen kleineren Teilsenken abgelagert wurden. Deren Bildung fiel mit einer erneuten intensiven Bruchtektonik zusammen, die zu jungen, vielfach Nord-Süd streichenden Grabenstrukturen geführt hat. In diese Prozesse sind auch die vielen Vulkane Nordhessens einzuordnen, die überwiegend Basalte gefördert haben; ihre Schmelzen werden aufgrund geochemischer Kriterien dem oberen Erdmantel zugeordnet. Im Habichtswald sind große Mengen basaltischer Tuffe anzutreffen (Lapilli-, Aschen- und Staubtuffe), die ihrer guten Bearbeitbarkeit wegen auch als Baumaterial verwendet wurden. So steht das Wahrzei-

Hessische Senke

Bücking 1916, Ehrenberg &  Hickethier 1994, 2002, Martini & Rothe 1998, 2005, Rutte & Wilczewski 1983, Sieblos-Museum Poppenhausen http://www. sieblos-museum.de

215

216

Die Große Nord-Süd-Naht

chen der Stadt Kassel, der Herkules, auf einem Basaltschlot. An den 300 Jahre alten Tuffsteinen, aus denen er besteht, macht sich heute allerdings auch deren starke Verwitterungsanfälligkeit bemerkbar. Der Rimberg (Autobahnraststätte) überragt die Buntsandsteinlandschaft und bildet dadurch einen idealen Standort für den dort errichteten Sendemast. In dessen Nähe sind in einem alten Steinbruch Basaltsäulen in Meilerstellung entwickelt, die ausgesprochen viele Olivinknollen führen. Am Bühl bei Kassel hatte man früher kleine Mengen von gediegenem Eisen gefunden, das durch die Einwirkung der vulkanischen Hitze auf eisenhaltige Sedimente durch die beteiligten Braunkohlen in einem natürlichen Hochofenprozess reduziert worden war. Berühmt und heute als Naturdenkmal ausgewiesen ist auch die Blaue Kuppe bei Eschwege mit ihren Kontakterscheinungen zum Buntsandstein. Der Sandstein ist weitgehend entfärbt, und durch die vulkanische Hitze sind hier aus Quarz auch die SiO2Modifikationen Cristobalit und Tridymit entstanden. Das Gebiet steht schon seit 1910 unter Naturschutz. Die Sedimente in den Gräben enthalten vielfach Braunkohlen, die z. B. bei Borken noch bis 1991 ab-

gebaut und verstromt wurden. Sie reichen stratigraphisch vom Eozän bis ins Pliozän, sodass man eine „ältere Flözgruppe“ (Eozän) von einer „jüngeren Flözgruppe“ (Oligo-Miozän) unterscheidet. Am Hohen Meißner sind solche jüngeren Braunkohlen von Basalten überdeckt und durch die Hitze der Lava teilweise regelrecht verkokt worden. Die insgesamt etwa 50 m mächtigen Braunkohleschichten enthalten Flöze von 10 bis 15 m; sie wurden seit 1560 untertägig abgebaut, ehe man nach 1945 dort zum Tagebau überging. Die Gegend ist auch durch „Stinklöcher“ bekannt, aus denen Schwefeldioxid-Dämpfe austreten, die aus der Selbstentzündung der Kohlen stammen. Der Bergbau wurde 1974 eingestellt. Über den Kohlen folgen noch etwa 160 m Basalte, die auf über 11 Millionen Jahre datiert sind. Sie sind im Miozän in eine Senke geflossen und bilden infolge einer Reliefumkehr das Bergmassiv, das sich ungefähr 600 m über die heutige Werra-Niederung erhebt. Neben den Braunkohlen hatten auch die durch die tertiäre Verwitterung in der Hessischen Senke entstandenen Tone wirtschaftliche Bedeutung, die bei Großalmerode für vielerlei Anwendungen noch immer im Tiefbau gewonnen werden.

■   Leinetalgraben und Randgebiete Zu den charakteristischen Nord-Süd-Strukturen gehört auch der zwischen dem Solling und dem Eichsfeld verlaufende Leinetalgraben, den man in der Landschaft als morphologisch sichtbare Einsenkung verfolgen kann. Die vielen Kiesgruben nördlich von Göttingen zeigen, dass der Bereich noch während des Quartärs Senkungsraum war und entsprechend mächtige Sedimente aufgenommen hatte.

Der Leinetalgraben ist gegen seine Randgebirge etwa 800 m tief eingesunken und enthält eine Füllung, die von der oberen Trias bis zum Schwarzjura reicht. Wie in der Hessischen Senke sind auch hier Tertiärsedimente mit lokalen, miozänen Braunkohlevorkommen gebildet worden, und es gibt vereinzelte Basaltdurchbrüche. Die Hessische Senke spaltet in ihrem nördlichen Abschnitt in zwei Bruchsysteme auf, von denen der Leinetalgraben nur den östlichen Anteil bildet. Der westliche wird durch das Bruchsystem des Egge-Gebirges bezeichnet, nach dem auch die „eggische“ Streichrichtung (Nordnordwest-Südsüdost) benannt ist. Beide Systeme laufen im Süden zusammen. Das Egge-System setzt sich nach Süden in eine Reihe markanter Gräben fort, die wieder eigene Namen haben (Wolfhagen-Volkmarsener Störungszone, FritzlarNaumburger Grabenzone). Zwischen Leinetalgraben und Egge‑Gebirge liegt als bewaldetes Hochgebiet aus Buntsandstein der Solling (Solling-Scholle). Dieses Gebirge zeigt mit seinem bis 600 m mächtigen Buntsandstein, dass auch hier während der unteren Trias eine der Hauptadern des Sedimentstromes verlief. Die später ange¯ Abb. 201:

Der Buntsandstein der Solling-Formation lässt sich in besonders dünne Platten spalten, die von Einbeck bis in den Bereich der Weser früher als Dachbedeckung und Fassadenverkleidung verwendet wurden, wie hier an einem alten Haus in Braak bei Einbeck.

Leinetalgraben und Randgebiete

Leinetalgraben und Randgebiete

¯˙ Abb.

202: Dach aus Wesersandstein in Wüllmersen (Wikimedia) Sertürner-Kapelle in Einbeck mit Dach aus Solling-Platten. Friedrich Sertürner war der Entdecker des Morphins.

legte Struktur ist ein Nord-Süd verlaufendes Gewölbe (Solling-Gewölbe), das von salinaren Schichten des Zechsteins unterlagert wird, die wahrscheinlich unterstützenden Einfluss auf die tektonischen Vorgänge gehabt haben. Der Solling ist die Typuslokalität der Solling-Formation des Mittleren Buntsandsteins. Feinkörnige Sandsteine daraus lassen sich oft in nur zentimeterdicke Platten spalten, mit denen man früher Dächer und Fassaden gedeckt hat („Sollingplatten“), Abb. 201, 202. Steinbrüche im hier als Wesersandstein bezeichneten Mittleren Buntsandstein der Solling-Formation bei Karlshafen erschließen u. a. noch solche bis zu 1 cm dicke Platten. Zum Solling-Gewölbe gehören auch Reinhardswald und Bramwald, deren Buntsandsteinschichten das Wesertal säumen. Verwitterungsbildungen mit Kaolinit auf der Hochfläche des Sollings waren einst Rohstoffe für die Fürstenberger Porzellanmanufaktur. In Grabenstrukturen, die das Gebirge in Nordost-Richtung durchziehen, ist noch Muschelkalk vorhanden, und limnisches Miozän ist in Nord-Süd verlaufenden Gräben erhalten. Im südlichen Bereich gibt es im Buntsandstein durch Subrosion bedingte Erdfälle, die auf das Zechsteinsalz im Untergrund zurückzuführen sind, dem auch Bad Karlshafen seine Salzwässer verdankt. Das Salz liegt hier etwa 1000 m tief unter der Oberfläche. Das westlich an den Solling anschließende Egge-Gebirge mit seinen vielen Störungen erschließt Schichten von Buntsandstein bis zum oberen Jura.

Die Störungen begrenzen eine Vielzahl kleinerer Schollen, die mit Lokalnamen belegt sind. Zwischen einer nördlichen Nethe-Scholle und einer südlichen Zierenberger Scholle liegt als Graben quer zur sonstigen Nord-Süd-Richtung die bedeutende Warburger Störungszone; südlich davon verläuft in gleicher Richtung die Kasseler Grabenzone. Im Westen wird dieses Bruchfeld von den weitgehend ungestörten Ablagerungen der Münsterländer Oberkreidemulde überdeckt. Die allgemeine Nord-Süd-Richtung setzt sich auch weiter nach Norden fort; sie ist vor allem am Verlauf der Salzstöcke im Untergrund Norddeutschlands erkennbar. Zu den Randerscheinungen des Leinetalgrabens zählt auch der weitgehend abgebaute Tertiär-Basaltschlot des Hohen Hagen bei Dransfeld westlich von Göttingen. Der Berg war einer der Eckpunkte von Carl Friedrich Gauß bei seiner Landesvermessung des Königsreichs Hannover im 19. Jahrhundert.

Lepper 1991, 1994

217

Norddeutsches Tiefland und Randgebiete  Münsterland  Teutoburger Wald

und Wiehengebirge  Wesergebirge, Deister,

Süntel und Hildesheimer Wald  Niederrheinische Bucht  Leipziger Tieflandsbucht  Norddeutsches Tiefland,

Nord- und Ostseeküste

Die Externsteine, eine markante kreidezeitliche Sandstein-Felsformation im Teutoburger Wald (Foto: Joachim Schreiber/schreiberVIS)

220

Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

D

as morphologisch überwiegend ebene Norddeutsche Tiefland wird im Süden durch eine Reihe von Bergzügen begrenzt, die aus tektonisch beanspruchten mesozoischen Gesteinsfolgen aufgebaut sind; sie werden unter dem Begriff „Niedersächsisches Tektogen“ zusammengefasst. Südlich dieser im Westen über die niederländische Grenze bei Bad Bentheim sich fortsetzenden Bergzüge liegt das flache Münsterland, das durch den schmalen, steil aufragenden Bergriegel des Teutoburger Walds vom Norddeutschen Flachland getrennt wird.

■   Münsterland Selbst auf geologischen Übersichtskarten fällt die großflächig verteilte grüne Farbe auf, die für Ablagerungen aus der Kreidezeit steht, die im weitesten Sinne das Münsterland kennzeichnen. In dem überwiegend flachen Land bekommt man davon aber nur selten etwas zu Gesicht, weil die Hinterlassenschaft der quartären Eiszeiten die Oberfläche prägt. Um zu verstehen, dass hier etwa 2000 m mächtige Oberkreide unter den jungen Sedimenten liegt, muss man auf Bohrergebnisse sowie auf die Kohlenzechen im südlich angrenzenden Ruhrgebiet zurückgreifen, wo Kreideschichten das Karbon direkt überlagern. Dazwischen klafft eine gewaltige Schichtlücke, denn es fehlen hier im Süden die Schichten vom Oberkarbon an bis zur Oberkreide, weil das Gebiet nach der variskischen Gebirgsbildung lange Zeit Festland geblieben war. PIESBERG

Rheine

SCHAFBERG

0

10

20 km

Osnabrück

HÜGGEL

Bielefeld Münster

Ems

Paderborn

pe

Lip

Soest

in

e Rh

her Emsc

Ruhr

Karbon

Dortmund Essen

Unterkreide

Cenomanium

Turonium

Coniacium

Santonium

Campanium

Münsterland

Mit dem weltweiten Meeresspiegelanstieg seit der höheren Unterkreide kam dann das Meer, aus Nordwesten vordringend, auch in diese Gegend zurück und hinterließ hier fossilreiche Sande, Mergel und Kalke, die infolge einer weitgehend ungestörten flachen Lagerung auch sehr gut zu gliedern sind. Regional zeigen sich Unterschiede in der Gesteinsausbildung, die mit den jeweiligen Teilbereichen dieses Meeres interpretiert werden können. Am Südrand sind Grünsande bzw. Grünsandsteine entwickelt, die die im Cenomanium beginnende Transgression anzeigen (Essen-Grünsande). Auch in den jüngeren Kreideschichten sind noch mehrmals solche Grünsande anzutreffen, nämlich Soest- und Bochum-Grünsande im Turonium und Emscher-Grünsand im Coniacium. Das färbende Mineral ist Glaukonit, dessen Bildung im Schelfbereich erfolgte. Die südliche Verbreitungsgrenze der Kreideschichten ist allerdings nicht mit dem ehemaligen Küstenverlauf identisch, sondern durch die spätere Abtragung bedingt. Nach Norden zu verzahnen sich diese Sande dann zunehmend mit Mergeln und Kalken (dem Pläner), die tieferes Wasser anzeigen. Im Westen wird die insgesamt als Münsterländer Oberkreidemulde bezeichnete Struktur durch die Randbrüche der Niederrheinischen Bucht begrenzt, im Osten hebt der Muldenrand sich zur Paderborner Hochfläche heraus (Abb. 203). Die interessantesten Übergänge sind im Norden zu verfolgen: Hier bildet der Teutoburger Wald einen steilen Rand dieser insgesamt flachen und breiten Schüssel. Dieser ist Teil eines als „Niedersächsisches Tektogen“ bezeichneten Bereichs, der ein eigenständiges Mittelgebirgssystem bildet, das sich auch als geologische Grenze zwischen dem Münsterland und dem Nordwestdeutschen Tiefland erweist (siehe unten). Die Ablagerungen der Münsterländer Oberkreidemulde erfolgten in dieser großen kreidezeitlichen Meeresbucht, die nach Westen offen war und im Osten allmählich ins Weserbergland und zur Hessischen Senke überleitet. Ihr Zentrum bilden etwa die Baumberge westlich von Münster sowie die Beckumer Berge, die aus kalkigen Sandsteinen der oberen Kreide (Campanium) und Mergelkalken aufgebaut sind; sie bilden Schichtstufen und sind als Bausteine in der gesamten Region verwendet worden. ¯ Abb.

203: Geologische Übersichtskarte der Münsterländer Oberkreidemulde (nach Walter 1992, z. T. berichtigt). Der Untergrund aus Schichten des Karbons streicht am Südrand zu Tage aus, im Norden bildet er die weit herausgehobenen Horstschollen von Schafberg, Piesberg und Hüggel im Osnabrücker Bergland. Die bis zu 2000 m mächtige Kreidefüllung endet mit Schichten des Campaniums und wird von Quartärablagerungen überdeckt. Am Nordrand sind die Kreideschichten aufgebogen, steil gestellt und lokal sogar überkippt, hier beginnt das Niedersächsische Tektogen.

Münsterland

Maastrichtium

Santonium

Coniacium

Turonium

PERM

Cenomanium

KARBON

Albium

DEVON

Hauterivium

Valanginium

PRÄKAMBRIUM

Berriasium

350 m

Emscher-Mergel und Grünsand

Plänerkalke und Mergel 150 m

Soest- und Bochum-Grünsande

Kalke, Plänerkalke und Mergel 150 m

Essen-Grünsande 5m

Rothenberg- & Dörenthe-Sandstein

Gildehaus-Sandstein Bocketal-Sandstein

KAMBRIUM

Sandkalke und Mergel Haltern Sande

Trümmererze von Ilsede-Lengede 10–20 m

Gravenhorst-Sandstein

Barremium

Neokom

ORDOVIZIUM

Aptium

Unterkreide

SILURIUM

(helle Kalke und Mergel mit Feuerstein) 800 m

Baumberge Sandstein

Flammenmergel, Grünsand 40 m Gault

TRIAS

Emscher

Oberkreide

JURA

Tone

Schreibkreide

65 Ma

144 Ma

Kalke

Osningsandstein 100 m

Campanium

Westfalen

Sande Senon

TERTIÄR

KREIDE

Niedersachsen

Hilssandstein 10–80 m

QUARTÄR

Norddeutschland

Trümmererze von Salzgitter

Stufe

Hilston –90 m

System

Bentheim-Sandstein

Bückeberg-Schichten (Wealden) Serpulit

Münder Mergel

¯ Tab.

8: Schichtenfolge der Kreide im norddeutschen Raum (aus Rothe 2009).

221

222

Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

Geologisches Landesamt NRW 1964, Hesemann 1975

Die hier beispielhaft herausgegriffene, als Baumberge-Schichten zusammengefasste Gesteinsfolge ist in eine Reihe von Zyklothemen gliederbar. In 60 m Gesamtmächtigkeit sind, von unten nach oben, Billerbeck-Grünsandstein (Glaukonit), „Liegendmergel“, Hauptwerksteinbank (ebenfalls durch Glaukonit grünlich gefärbte, 3 bis 4 m mächtige, kalkreiche Sandsteine), Flammenmergel und „Hangendmergel“ entwickelt. Die Sandsteine an der Basis enthalten oft verdriftete Fischreste, ihre gradierte Schichtung kennzeichnet solche Lagen als Turbidite, die schon mit einer beginnenden Bodenunruhe als Vorläufer der späteren Tektonik in Zusammenhang gebracht werden. Fische sind in den Baumbergen oft auch vollständig erhalten. Aus dem Campanium der benachbarten Beckumer Berge sind in Mergelkalk- und Kalkbänken, die eine etwas andere Fazies anzeigen, eine Vielzahl von Fossilien bekannt geworden, zu denen neben den Inoceramen (Muscheln) als Leitfossilien und Seeigeln auch die größten bekannten Ammoniten (Pachydiscus) überhaupt gehören; auf vielen Abbildungen in der paläontologischen Literatur ist ein Parapuzosia (Pachydiscus) seppenradensis zu sehen, der nicht ganz vollständig erhalten ist, aber wohl über 2,50 m Durchmesser gehabt hat; er stammt aus den etwas älteren Osterwick-Schichten von Seppenrade westlich von Lüdinghausen (zwei Exemplare stehen im Westfälischen Landesmuseum für Naturkunde in Münster). Die höchste Oberkreide, das Maastrichtium, ist hier nicht mehr entwickelt, weil zu dieser Zeit bereits tektonische Vorgänge eine lokale Regression gesteuert hatten. Hier soll nur darauf hingewiesen werden, dass bestimmte Ablagerungen, wie etwa die fossilreichen Haltern-Sande oder die Emscher-Mergel praktisch noch unverfestigt vorliegen oder während des folgenden Tertiärs durch Verwitterungsvorgänge wieder entfestigt worden sind. Vor allem am Rand der Mulde ist lokal auch noch Unterkreide aufgeschlossen. Zu den prominenten Schichtgliedern gehört dabei der Bentheimer Sandstein, dessen gut sortierte, feinkörnige, gelbbraun bis weißlich gefärbte Gesteine einen Höhenzug bei

Bad Bentheim aufbauen (Bentheimer Klippen). Mit etwa 100 m Mächtigkeit bildet er ein wichtiges Erdölspeichergestein im Emsland; überdies war er schon seit dem Mittelalter vielfach als Baustein verwendet worden. Da das Kreidemeer bei seinem Vordringen auf den weitgehend eingeebneten paläozoischen Untergrund diesen auch teilweise aufgearbeitet hatte, ist es nicht verwunderlich, dass die Kreidesandsteine gelegentlich auch Gerölle von Kohlen aus dem Karbon enthalten. Allerdings bestehen die Gerölle meist aus Quarz oder sehr widerstandsfähigem Kieselschiefer. Insgesamt bildete das Westfälische Kreidemeer ein Nebenmeer, das mit dem Weltmeer in Verbindung stand. Hinweise darauf geben die Faunen, von denen Ammoniten, Belemniten, Muscheln, Seeigel und viele Gruppen von Mikrofossilien Leitformen bilden. Besonders die Belemniten erfuhren während der Kreide eine rasante Evolution, was sie unter den Makrofossilien zu guten Zeitindikatoren macht; Ähnliches gilt für die Inoceramen. Die Faunen enthalten auch viele der aberranten Ammoniten und Muscheln (Rudisten), wie sie für die Kreide allgemein kennzeichnend sind. Die Muldenstruktur kam erst durch die tektonischen Bewegungen während der sogenannten subhercynen bzw. laramischen Phase zustande, die zeitlich in die Endzeit der Kreide fällt. Dabei wurden die Ablagerungen im Münsterland nur geringfügig beansprucht, infolge dessen entstand eine weit gespannte Mulde: Durch das Zusammenspiel dieser Deformation mit der späteren Abtragung sind heute die jüngsten Schichten im Muldenzentrum anzutreffen (vgl. Abb. 203). Die Verschiedenheit der Gesteine zeigt in ihrer räumlichen Verteilung auch die Wassertiefen zur Zeit der Ablagerung: Gerölle und Sande in Ufernähe gehen zum Beckentiefsten hin in Mergel und schließlich Kalke (Pläner) über. Zeitweise herrschten eher Stillwasserbedingungen, wie man an warvenähnlich geschichteten Tonsteinen der Unterkreide im Bereich von Bentheim und Ochtrup, die eigentlich schon außerhalb des besprochenen Beckens liegen, erkennen kann.

■   Teutoburger Wald und Wiehengebirge Im nördlichen Randbereich, der zum Niedersächsischen Tektogen zählt, hat die Tektonik die Kreideschichten hier in erheblichem Maße deformiert. Der Randbereich der Münsterländer Mulde ist wie der Rand einer Schüssel hochgebogen und durch steil stehende Schichten markiert, die lokal sogar überkippt und gelegentlich auch noch übereinander geschoben sind. Das zeigt sich auch in der Landschaft, in der Teutoburger Wald, bzw. Osning, wie er früher genannt wurde, und das Wiehengebirge tektonisch eigenständige Mittelgebirge bilden, die das Münsterland gegen das Nordwestdeutsche Tiefland abgrenzen.

Einen sehr guten Einblick in die Lagerungsverhältnisse gibt der riesige Steinbruch von Lengerich (wo die Firma Dyckerhoff das modernste Zementwerk Deutschlands betreibt); am Südrand des Teutoburger Waldes zieht sich noch eine Reihe weiterer, jetzt aufgelassener Steinbrüche entlang, in denen allesamt Kalke und Mergel der Kreide (Cenomanium und Turonium) abgebaut wurden. Von Lengerich über Brochterbeck, wo schräg gestellte Kalke und Mergel der Kreide in einem aufgelassenen Steinbruch anstehen (Abb. 204), ist es nicht weit bis zu den tektonisch entsprechenden Dörenther Klippen, deren bi-

Teutoburger Wald und Wiehengebirge

Teutoburger Wald und Wiehengebirge

¯ Abb. 204:

Steil gestellte Schichten der Oberkreide in einem aufgelassenen Steinbruch bei Brochterbeck kennzeichnen die junge Tektonik am Südrand des Teutoburger Waldes.

zarre Felsen aus Unterkreide-Sandsteinen bestehen, die zeitlich etwa dem erwähnten Bentheimer Sandstein entsprechen (Abb. 205). Alle Schichten und auch die Gebirgszüge selbst streichen hier im Wesentlichen Nordwest-Südost, und diese Richtung lässt sich bis in den Harz bzw. dessen Vorland weiterverfolgen. Richtung und Deformation stehen letztlich im Zusammenhang mit der Öffnung des Atlantiks. Das Niedersächsische Tektogen wird heute durch Inversion erklärt: Während Jura und Kreide lag dort ein eigenständiges Becken, in dem etwa 3000 m mächtige Sedimente des Oberjuras und der Unterkreide abgelagert wurden. Dieses Becken wurde während der Oberkreide dann zum Hochgebiet – ein Vorgang, der mit den erwähnten subhercynen und laramischen tektonischen Bewegungen in Zusammenhang steht. Die Hebung wird heute mit horizontalen Bewegungen entlang von Blattverschiebungen erklärt: Das zwischen den gegensinnig verlaufenden Verschiebungen gelegene Gebiet wird dabei angehoben. Die Sattelachse verläuft etwa vom Piesberg bei Osnabrück bis Bad Pyrmont und bildet als Piesberg-Pyrmonter Achse den wesentlichen Hebungsbereich. In diesem Gebiet wurde auch das im Untergrund lagernde Zechsteinsalz bereits während des Oberjuras mobil und hat wahrscheinlich in vielen Fällen neben den Salzen von Röt und Muschelkalk als Schmiermittel bei der Verformung der Gesteine gedient. In den Steinbrüchen am Südrand sind sogar kleinräumige Deckenüberschiebungen von ein paar Hundert Metern zu sehen, wo Schichten des Cenomaniums auf solchen des Turoniums lagern, ältere also auf jüngeren (Abb. 206). Die Deformation hat teilweise auch die Fossilien betroffen, große Muscheln (z. B. Inoceramen) sind dort regelrecht ausgelängt worden. Der gesamte Südrand des Gebirges wird durch die weiter reichende sogenannte Osning-Überschiebungszone (auch Osning-Achse, die vielleicht ein tief reichendes Lineament abbildet) geprägt, an der das am Aufbau der Gebirge beteiligte Mesozoikum vom Buntsandstein bis zur Kreide deformiert und teil-

weise nach Südwesten überkippt ist, wobei dann noch Trias auf die steil gestellten bis überkippten Kreide-Schichten aufgeschoben wurde (Abb. 207). Die unterschiedliche Härte der Gesteine hat dazu geführt, dass der Gebirgskamm in eine Reihe von parallel orientierten Teilkämmen aufgelöst ist; Kammbildner sind Osning-Sandstein, Cenomankalk und Turonpläner. Im Norden wird der Randbereich durch steilstehenden Jura gebildet. Hier kann man heute im Wald bei Barkhausen südlich von Bad Essen lebensgroßen Dinosauriern begegnen; zu unserem Glück sind es nur Nachbildungen, deren Herstellung durch die Fährten zweier verschiedener Arten, deren Wege sich dort einmal gekreuzt hatten, angeregt wurde. Eine der Fährten hat ein pflanzenfressender Sauropode, die andere ein Raubdinosaurier hinterlassen, und man weiß nicht, wie die Geschichte ausgegangen ist. Die Oberjura-Sedimente, in die die Fährten eingedrückt sind, wurden später durch

˚ Abb. 205:

Die Dörenther Klippen (Hockendes Weib) bestehen aus steil gestellten Sandsteinen der Unterkreide (Wikimedia Commons/J.-H. Janßen).

223

224

Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

lam Sch arckiicht en labi Sch atusicht en

NE

SW

Kalk 50 m

100 m

150 m

˚ Abb. 206:

Skizze zur Situation im Steinbruch Lengerich der Firma Dyckerhoff AG: Junge Tektonik am Südrand des Teutoburger Waldes. Schichten aus Kalken und Mergeln der unteren Oberkreide (Turonium) sind hier in Form von Decken übereinander geschoben wie in den Alpen (Aufnahme von 1978, heute bereits abgebauter Bereich; aus Klassen 1984).

˙ Abb. 207:

Querprofil durch den Teutoburger Wald (Osning). Im Südwesten die aufgebogenen Schichten der Kreide, an der OsningÜberschiebung sind darüber die in sich gestörten Trias-Schichten aufgeschoben (nach Siegfried 1955, aus Klassen 1984).

die Tektonik steil gestellt (Abb. 208). Meinen Studenten erzähle ich an den Dinosaurierfährten von Barkhausen, dass die Tiere deshalb steil bergauf bzw. bergab gehen mussten  … es dauert dann manchmal eine kleine Weile, bis sie die Tektonik begreifen. Im Verlauf des Gebirges nach Nordwesten erheben sich westlich und südwestlich von Osnabrück Berge, die aus variskisch nur noch schwach gefalteten, Südwest-Nordost streichenden Schichten des Oberkarbons aufgebaut sind; das ist insofern überraschend, als das Karbon hier eigentlich bereits in beträchtlicher Tiefe lagern müsste (vgl. Abschnitt „Ruhrgebiet“). Der Schafberg bei Ibbenbüren (siehe Abb. 203). ist das größte dieser Vorkommen, eine allseitig von Störungen begrenzte Horstscholle, in der bis in 1500 m Tiefe Kohlebergbau, vor allem auf hoch inkohlten Anthrazit betrieben wurde. 2018 war auch hier endgültig Schicht im Schacht. Alte Tagebaue erschließen auf der Oberfläche vor allem Sandsteine und Konglomerate, die in die Zyklotheme von Westfal B –  D gehören. Der wie das gesamte Gebirge nach Nordwesten verlaufende Horst ist durch Störungen weiter zerstückelt und durch eine Grabenstruktur, den Bockradener Graben, etwa in der Mitte geteilt worden.

Die beiden anderen Vorkommen, Piesberg und Hüggel, sind wesentlich kleinere Karbonhorste (der Piesberg-Steinbruch ist heute eine moderne Müllkippe); auch sie sind von Störungen durchzogen (am Hüggel-Südrand etwa 1000 m Sprunghöhe). Der Aufstieg der Karbonhorste erfolgte während der Oberkreide aus einer Tiefe von etwa 2000 m, gehört also in das tektonische Geschehen, welches das gesamte Niedersächsische Tektogen geprägt hat. Der hohe Inkohlungsgrad wird mit einem im Untergrund steckenden kreidezeitlichen Pluton erklärt, der nach dem Ort Bramsche als Bramscher Massiv bezeichnet wird (vgl. Abb. 215). Sein Dach reicht nach geophysikalischen Untersuchungen bis auf 5000 m unter der Oberfläche. Die Intrusion hat möglicherweise etwas mit der diskutierten Inversion zu tun, die damit verbundene Wärmezufuhr hat die Kohlen höher inkohlt. In den Randstörungen gibt es Erzgänge, die ebenfalls in diesem Zusammenhang diskutiert werden. Zum tektonischen Inventar des Niedersächsischen Tektogens gehört auch eine Reihe von Querstörungen, deren Nordost-Südwest-Verlauf von den Tälern nachgezeichnet wird; ihnen folgen auch die Verkehrswege. Die Täler waren aber auch schon von den quartärzeitlichen Eisströmen bzw. von entsprechenden Strömen glazifluvialen Materials genutzt worden, wobei im Wesentlichen lokale Gesteine aufgearbeitet wurden. Für den Piesberg ist nachgewiesen, dass er von Westen und Osten vom Eis zunächst als Nunatak

0

0,5

1 km

Cenomanium

Röt

OsningSandstein Wealden

Oberkreide

Trias

Muschelkalk

Unterkreide

Keuper

Flammenmergel Grünsand

Turonium

NE

Mergel 200 m

Jura

SW

Mergelkalk

ScaphitenSchichten lamarckiSchichten labiatusSchichten Kalke Pläner Mergel

Wesergebirge, Deister, Süntel und Hildesheimer Wald

¯ Abb. 208:

Steilgestellte Schichten des Oberjura mit Saurierfährten bei Barkhausen/Wiehengebirge. Hier sind sich ein Pflanzenfresser (Elephantopoides barkhausenensis) und ein dreizehiger Raubdinosaurier (Megalosaurus teutonicus) begegnet (Foto: Klaus Rittner, aus Rothe 2009).

Der Doberg bei Bünde ist vor allem unter den Tertiärforschern berühmt, weil er eine Unmenge mariner Fossilien (vor allem Mollusken und Foraminiferen) des hier vollständig entwickelten marinen Oligozäns geliefert hat. Die etwa 70 m mächtigen Sande, Tone, Mergel und Kalkmergel sind als ganzes Schichtpaket im Zentrum leicht schüsselförmig verbogen, was auf ein weiteres Einsinken nach der Ablagerung in einer wahrscheinlich subrosionsbedingten Hohlform hinweist; das unmittelbar Liegende ist unterer Jura und Keuper (Abb. 209). Die Schichten sind bankweise stärker verfestigt und enthalten auch konglomeratische Lagen und vielfach Schill, was auf eine ehemalige Brandungszone hinweist. umflossen und später sogar überfahren wurde (Gletscherschrammen auf dem Karbonsandstein). Weiter südlich sind durch das Abschmelzen dann glazifluviale Sedimente transportiert worden, die in heute meist schon verfüllten Sandgruben abgebaut worden sind. Aus dem westlich der Weser gelegenen Bereich des Niedersächsischen Tektogens soll hier noch auf zwei geologisch besonders interessante Orte hingewiesen werden. Dabei handelt es sich um die aus Osning-Sandstein der Unterkreide bestehenden Externsteine und das fossilreiche Oligozän-Vorkommen vom Doberg bei Bünde. Die Externsteine bei Horn-Bad Meinberg gehören eigentlich schon zum Eggegebirge. Mit ihren Felstürmen, die aus der senkrechten Klüftung resultieren, ähneln sie den Bildungen im Elbsandsteingebirge, wo ebenfalls solche Quadersandsteine aufgetürmt sind. Nachdem man neuerdings als Gletschertöpfe interpretierte Hohlformen dort entdeckt hat (Ortlam 1994), ist eine mächtige, saalezeitliche Eisbedeckung dieser Region anzunehmen; das passt gut zu den Gletscherschrammen am Piesberg.

˙ Abb. 209:

Oligozän-Sedimente am Doberg bei Bünde/Westfalen.

■   Wesergebirge, Deister, Süntel und Hildesheimer Wald Das Wiehengebirge setzt sich östlich der Weser bei der Porta Westfalica in das Wesergebirge fort. Diese Begriffe kennzeichnen zwar eine geographische Unterscheidung, geologisch bleibt aber zunächst noch alles unverändert. Den besten Überblick bietet zunächst die Aussicht vom Kaiser-Wilhelm-Turm, wo man den Durchbruch der Weser durch den Mittelgebirgsriegel besonders gut sehen kann. Am östlichen Ufer zeigt das Profil am Jakobsberg Anteile von Braun- und Weißjura, wobei die Schichten einheitlich nach Norden einfallen; diese Lagerungsverhältnisse kennzeichnen zunächst den gesamten nach Südos-

ten verlaufenden Gebirgsbau. Der Braune Jura führt hier, wie vielfach in Deutschland, oolithische Eisenerze, die man heute im nahe gelegenen Besucherbergwerk von Kleinenbremen auch unter Tage studieren kann. Das nördliche Einfallen der Juraschichten gehört zu einer größeren Struktur, die auch im benachbarten Wiehengebirge für die Deformation der Schichten verantwortlich ist (Weser-Wiehengebirgs-Flexur). Die Stränge aus Jura-Gesteinen ziehen in südöstlicher Richtung weiter auf den Harz zu und stoßen erst am westlichen Harzrand auf die prominente

Wesergebirge, Deister, Süntel und Hildesheimer Wald

Hesemann 1975, Klassen 1984

225

226

Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

˚ Abb. 210:

Schwefelkristalle in Anhydrit, entstanden durch sulfatreduzierende Bakterien. Gips(bzw. Anhydrit-)Bruch von Weenzen, Hilsmulde.

Nord-Süd-Richtung des Leinetal-Grabens und der ihn begleitenden Parallelstrukturen. Im Gebiet zwischen Holzminden und Hildesheim sind dabei eine Reihe kleinerer Gebirge anzutreffen, zu denen Ith, Hils, Sieben Berge und Elfas gehören. Für Geologen leiten sich daraus die muldenartig gebauten Strukturen von Hils- und Sack-Mulde ab und der Elfas hat der tektonischen Elfas-Achse seinen ˙ Abb. 211:

Über dem Salzstock von Weenzen sind Sande abgelagert worden, die von Braunkohlen überdeckt wurden. Die Lösung von Eisen durch die Huminsäuren der Braunkohlen hat die Sande weitgehend in Glassande umgewandelt, die bei Duingen noch heute abgebaut werden (Foto 2012).

Namen geliehen, an der wieder mesozoische Überschiebungen ausgebildet sind. Eine weitere, auch durch Überschiebungen gekennzeichnete Linie ist die parallel dazu zwischen Hils- und Sack-Mulde verlaufende Leinetal-Struktur, die dem hier nach Nordwesten abbiegenden Fluss folgt. Geologisch am einfachsten gebaut ist die SackMulde: Trias, Jura und Kreideschichten bilden eine nahezu klassisch ausgeprägte Muldenstruktur, mit Kreide im Kern. Wie in der parallel dazu orientierten, ebenfalls Nordwest-Südost verlaufenden Hils-Mulde ist offenbar die Abwanderung von Zechsteinsalz aus dem Untergrund die hauptsächliche Ursache für die Entstehung dieser Strukturen gewesen. Die Hils-Mulde ist wesentlich komplizierter gebaut; sie ist zusätzlich durch nach Nordwesten streichende Störungen geprägt. Dieses Gebiet ist für Geologen schon immer besonders interessant gewesen, weil hier auf kleinstem Raum eine Fülle unterschiedlichster Gesteine und in Verbindung damit auch wirtschaftlich wichtige Lagerstätten vorkommen; man könnte hier von „Geodiversität“ sprechen. Dazu gehören zunächst die Zechsteinbildungen des Salzstocks von Weenzen, der hier die jüngeren Deckschichten bis zur Oberfläche hin durchbrochen hat. Dessen Hut aus Anhydrit ist durch Oberflächenwässer teilweise in Gips umgewandelt, der bis heute meist unter Tage abgebaut wird; es existiert aber auch ein großer Tagebau. Durch sulfatre-

Wesergebirge, Deister, Süntel und Hildesheimer Wald

duzierende Bakterien ist darin gelegentlich elementarer Schwefel gebildet worden (Abb. 210); man sagt, dass es die einzigen Vorkommen von Schwefel nördlich der Alpen seien. Die oberflächennahe Auslaugung der leicht löslichen Gesteine hat in Teilbereichen des Salzstocks während des Tertiärs zu Senken geführt, in denen Braunkohlesümpfe entstanden sind; diese Braunkohlen sind früher vor allem bei Wallensen abgebaut worden. Die Tagebaue sind heute weitgehend rekultiviert und in eine Seenlandschaft umgeformt worden (Duinger Seenplatte). Flusssande im Liegenden der Braunkohle sind durch die sauren Sickerwässer zu reinen, weißen, eisenfreien Glassanden entfärbt, die bei Duingen noch immer gefördert werden (Abb. 211). Nicht ohne Grund dürfte hier ein großes Glaswerk im benachbarten Grünenplan angesiedelt sein. Tone der Unterkreide hatten und haben Bedeutung als Ziegelei-Rohstoffe, die bei Coppengrave und im Osterwald abgebaut werden und die Wealden-Tone von Duingen dienten als Rohstoff für ein schon im 17. und 18. Jahrhundert bedeutendes Töpferhandwerk, dem im 20. Jahrhundert Steinzeugfabriken folgten – aber auch das ist inzwischen schon Geschichte. Karbonate des Malms bilden einmal den Thüster Stein, der im Zentrum der Mulde am Thüster Berg abgebaut wird. Der Thüster Stein ist ein im Flachwasser entstandener Kalk mit Ooiden, Serpeln und Stromatolithen. Flachwasserkarbonate sind auch die Gesteine des Korallenooliths, der bei Marienhagen in riesigen Steinbrüchen gewonnen wird und wegen seiner Reinheit auch zur Reinigung von Rohzucker verwendet werden kann. Eine große Besonderheit sind Malmkalke, die in der Nähe von Eschershausen am Ith (wo der Dichter Wilhelm Raabe geboren wurde) so stark mit Asphalt imprägniert sind, dass sie wirtschaftliche Bedeutung haben. Aus den Störungen in diesen Kalken, die unter Tage abgebaut und in Eschershausen heute zu Fußbodenplatten verarbeitet werden, fließt gelegentlich noch heute das dicke, gealterte Erdöl (Abb. 212), dessen Muttergestein in den dunklen LiasTonen des Liegenden zu suchen ist. Nordwestlich von Hils- und Sack-Mulde liegen Süntel, Deister und Bückeberge – kleinere Gebirge, die wesentlich durch Gesteine der untersten Kreide aufgebaut werden. Die feinkörnigen, gut zu bearbeitenden Unterkreide-Sandsteine der Bückeberge waren das Baumaterial für die Weserrenaissance; die Steinbrüche bei Obernkirchen sind noch heute in Betrieb. Die Bückeberge sind auch Typuslokalität für die „Bückeberg-Formation“, mit der hier die in einer limnischen Fazies entwickelten Gesteinsserien der untersten Kreide, der Wealden, bezeichnet werden. Im Zusammenhang mit dieser Entwicklung stehen auch Kohlen, die aus den entsprechenden Sumpfwäldern

¯ Abb. 212:

Naturasphalt, der aus Klüften in Kalksteinen des Oberjuras austritt. Stollen Gustav, Bergwerk der Firma Dasag bei Eschershausen am Ith (aus Rothe 2010a).

entstanden sind. Sie sind relativ hoch inkohlt, was man auf eine im Untergrund gelegene Wärmequelle, das Massiv von Uchte, zurückführt; hier zeigt sich eine Parallele zum Bramscher Massiv im Osnabrücker Bergland. Wealden-Kohlen kennzeichnen auch den Deister, wo sie in zahlreichen Bergwerken gewonnen wurden; auch die Freiherren von Knigge (den Namen assoziieren Ältere mit dem Verfasser der früheren „Benimm-Regeln“) besaßen dort Kohlegruben. Deister und Süntel sind sonst wesentlich aus Malm-Gesteinen aufgebaut, die infolge der tektonischen Kippung eine kleinräumige Schichtstufenlandschaft bilden. Beide Gebirgszüge zeigen auch in der Landschaft die Nordwest-Streichrichtung, wie sie für das Niedersächsische Tektogen allgemein kennzeichnend ist. Die in der geologischen Literatur noch immer übliche Bezeichnung „hercynisch“ dafür (die ich wegen der Missverständlichkeit nicht gerne verwende, siehe „Einführung“) hat hier ihre Begründung durch den nahe gelegenen Harz, dessen Verlauf der Richtung ihren Namen gegeben hat. Die Bückeberge und die ihnen im Nordwesten vorgelagerte Schaumburg-Lippische Kreidemulde folgen dieser Richtung allerdings nicht. Der südwestlich von Hildesheim gelegene Hildesheimer Wald streicht als Hildesheimer-Wald-Sattel strukturell wieder in Nordwest-Richtung, er schließt nordöstlich der Sack-Mulde also an die Generalrichtung des Niedersächsischen Tektogens an. Hier

227

228

Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

Klassen 1984

liegt in Salzdethfurt ein bedeutender Kalibergbau, dessen Exploration eine beträchtliche, zu einem Salzkissen aufgestaute Ansammlung von Zechsteinsalzen im Untergrund nachgewiesen hat. Auch im Hildesheimer Wald sind dadurch Überschiebungen

induziert worden. Der Bergzug ist wesentlich aus Mittlerem Buntsandstein aufgebaut, in den Randbereichen streichen schmalere Streifen von Muschelkalk und Keuper aus. Ganz ähnlich ist der noch näher am Harz gelegene Rhüdener Sattel aufgebaut.

■   Niederrheinische Bucht Das unter dieser Bezeichnung geologisch definierte Gebiet lässt sich als große, grabenähnliche Senkungszone beschreiben, die etwa von Bonn im Süden bis in die östlichen Niederlande reicht. Von Südosten nach Nordwesten wird sie allmählich breiter, sodass sich im Kartenbild ein spitzes Dreieck aus jungen Ablagerungen des Tertiärs und Quartärs ergibt, die zwischen den alten, variskischen Gebirgsanteilen im Südwesten (Raum Aachen) und Nordosten (Bergisches Land) eingesenkt sind (vgl. Abb. 2). Etwas verkürzt spricht man auch von der Kölner Bucht. Dieses Gebiet ist zeitweise tatsächlich eine Meeresbucht gewesen, in die während des mittleren Oligozäns Salzwasser aus dem Bereich der südlichen Nordsee bis in die Gegend von Köln vorgedrungen war. Das war möglich, weil sich die Erdkruste zwischen Eifel und Rechtsrheinischem Schiefergebirge allmählich absenkte. Mit dem weiteren Anstieg des Meeresspiegels, der im Oberoligozän seinen höchsten Stand während des Tertiärs erreichte, wurden auch weiter südlich gelegene Bereiche überflutet – zeitweise sogar das Rheinische Schiefergebirge, sodass es zu einer Verbindung mit dem Oberrheingraben kam. Damals entstanden zwischen Bonn und Köln die ersten Braunkohlen, die der ganzen Gegend ihren zweiten Namen gegeben haben: Rheinisches Braunkohlenrevier, mit dem entsprechenden Bergbau, der als Firmenname und für Aktionäre zu „Rheinbraun“ griffig verkürzt war. Damit verknüpft ist durch die ge-

planten Erweiterungen der Tagebaue u. a. von Hambach und Garzweiler allerdings auch die Umsiedlung ganzer Dörfer. Die geologischen Verhältnisse sind hier einfacher als z. B. in der Leipziger Bucht, weil die Ablagerung von Tertiärsedimenten, von ganz geringfügigen Vorläufern abgesehen, erst im Oligozän begonnen hatte und sich über einem relativ einheitlichen Untergrund vollzog. Dieser besteht zunächst aus dem variskischen (und möglicherweise auch älteren) Grundgebirge, das ja auf beiden Seiten an der Oberfläche ansteht, sowie dem Zechstein, dessen Meer hier eine vom Norddeutschen Becken getrennte Lagune entwickelt hatte. Es gibt Jura und Trias, lückenhaft Kreide und bis in das ältere Tertiär hinein meist festländische Bildungen. Das alles ist nur aus Bohrungen bekannt und für die Landschaftsentwicklung ohne Belang. Die Braunkohlenabfolge ist relativ einfach zu lernen, weil es nur eine Unterflöz-Gruppe (KölnSchichten), eine Hauptflöz-Gruppe (Ville-Schichten) und eine Oberflöz-Gruppe (Inden-Schichten) gibt. Hauptflöz- und Oberflöz-Gruppe wurden beide erst im Miozän gebildet und sind damit Vertreter der „Jüngeren Braunkohlenformation“ der alten Literatur. Die Braunkohlenvegetation mit Mammutbäumen und riesigen Sumpfzypressen, Magnolien, Ingwerfrüchten und Sabalpalmen belegt ein subtropisches Klima; die Laubgehölze überwiegen zwar, es sind aber auch häufig gut erhaltene Kiefernzapfen gefunden worden. Auf einen Grenzbereich zwischen Land

˘ Abb. 213:

Geologisches Profil durch die Niederrheinische Bucht (nach Geologisches Landesamt Nordrhein-Westfalen 1988).

SW

Rur-Scholle

Erft-Scholle RurrandVerwerfung

Kölner Scholle ErftsprungSystem

Ville

0

500

1000 m 0

5 Vortertiärer Untergrund

10 km Oligozän u. Miozän mit Braunkohle der Hauptflözgruppe

Niederrheinische Bucht

Pliozän

Pleistozän

NE

und Meer als Entstehungsgebiet deuten Funde von Schildkrötenpanzern und Wühlspuren in sandigen Sedimenten, die wahrscheinlich von Krabben verursacht wurden. Die entsprechenden Sümpfe und Moore lagen in einer Landschaft, in die von Süden immer wieder fluviatile Sedimente eingetragen wurden, während im Norden Meereseinfluss bestand. Nur die Moore des Unterflözes sind rein limnische Bildungen. Analog zum Ruhrkarbon kann man bei der rheinischen Braunkohle also überwiegend von paralischen Kohlen sprechen. Das macht sich auch in der Geometrie der Flöze bemerkbar: Das Hauptflöz der Ville im Süden ist zusammenhängend bis zu 100 m mächtig und wird in seiner Fortsetzung nach Nordwesten in mehrere Teilflöze aufgespalten, die jeweils durch marine Sande voneinander getrennt sind. Die hangende OberflözGruppe ist in einem Deltabereich entstanden und während des nachfolgenden Pliozäns herrschen dann Flusssedimente vor, die bereits einen Ur-Rhein anzeigen, weil darin Gerölle vorkommen, die aus dem Alpenraum stammen. Das gesamte Tertiär erreicht hier eine Mächtigkeit von über 1000 m, von denen maximal 10 Prozent Braunkohlen sind. Man muss also davon ausgehen, dass sich der Untergrund ständig abgesenkt hatte und dass dies durch den Aufwuchs der Moore immer wieder kompensiert wurde. Die Absenkung erfolgte aber nicht gleichmäßig. Die tertiäre Bruchtektonik hat nämlich den Untergrund entlang von nach Nordwesten streichenden Störungen in mehrere längliche Schollen zerlegt, von denen die wichtigsten die Rur-Scholle im Südwesten, die Erft-Scholle in der Mitte und die Kölner Scholle mit der Ville im Nordosten sind (Abb. 213). Die unterschiedlichen Mächtigkeiten – auch der Kohle – zeigen

an, dass sich Ablagerung und Tektonik zeitgleich vollzogen haben; man spricht dann von synsedimentärer Bruchtektonik. Außer der vertikalen Absenkung sind die einzelnen Schollen später auch noch nach Nordosten gekippt worden, in der Erft-Scholle stärker als in der Kölner Scholle, wo die Schichten nahe dem Grundgebirge fast horizontal lagern. Von Anfang an sind in der Niederrheinischen Bucht auch horizontale Bewegungen nachzuweisen. Im südlichen Bereich sind sogar die Flussterrassen um einige Zehnermeter verkippt und zeigen, ebenso wie die im westlichen Bereich, an, dass die Landschaft noch nicht zur Ruhe gekommen ist. In diesem Zusammenhang stehen auch die in der Niederrheinischen Bucht häufigen Erdbeben, die an die Schollenränder gebunden scheinen. Das Quartär ist etwa 100 m mächtig und besteht einerseits aus den Flussablagerungen des Rhein-MaasBereichs, andererseits aus Moränen und Schmelzwasserbildungen. Stauchendmoränen sind besonders gut am linken Rheinufer zwischen Krefeld und Kleve entwickelt. Sie sind dort auf den saalezeitlichen Vorstoß des Inlandeises zurückzuführen, der nicht nur Moränenmaterial, sondern auch die zugehörigen glazifluvialen Ablagerungen gestaucht hat. Es sind sogar Kreidegesteine aus dem Münsterland darin enthalten. Wie alle Braunkohleabbaugebiete der Erde zeigt auch das Rheinische Braunkohlenrevier überdeutlich, wie der Mensch zum Geofaktor geworden ist. Es ist indes durch die geologische Geschichte bedingt, dass die Massenbewegungen im Süden geringer sind als in den nördlichen Abbaugebieten; im Süden hatte nämlich der Ur-Rhein die über dem Flöz lagernden Schichten schon so weit abgetragen, dass nur noch etwa 20 m Abraum zu bewältigen waren. Weiter im Norden misst die Abraumdecke dage-

˚ Abb.

214: Braunkohleabbeu in Garzweiler (Adobe Stock/mitifoto).

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Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

Geologisches Landesamt NRW 1988, Walter 2010

gen bis 300 m (z. B. in Garzweiler), und in Hambach, zwischen Erft und Rur auf der Erft-Scholle, werden noch höhere Mächtigkeiten angetroffen, d. h. dieser Bereich wurde auch am tiefsten abgesenkt. So ergeben sich Ähnlichkeiten zu den Verhältnissen in der karbonzeitlichen Ruhrkohle, wo der Abbau nach Nor-

den hin ebenfalls in immer tiefere Bereiche vorgestoßen ist. Die rheinischen Braunkohlen bilden mit Vorräten von ursprünglich über 50 Milliarden Tonnen die bedeutendste Lagerstätte dieser Art in ganz Europa. Mehr als 80 Prozent der Förderung werden verstromt.

■   Leipziger Tieflandsbucht Die weitere Umgebung von Leipzig zeigt heute, nach Jahrhunderten des Braunkohleabbaus, den Einfluss des zum Geofaktor gewordenen Menschen auf die Landschaft. Für den Geologen bieten die riesigen Tagebaue Fenster in die Erdgeschichte, wenngleich bei oberflächlicher Betrachtung zunächst nur der Zeitraum der letzten 50 Millionen Jahre durch Sedimente dokumentiert ist. Die geologischen Abläufe seit dem Entstehen der ersten Braunkohlen im Alttertiär sind aber nur zu verstehen, wenn man auch die ältere Geschichte mit einbezieht. Aus Tiefbohrungen ist bekannt, dass im Untergrund Grauwacken des Proterozoikums anstehen, wie sie auch im Thüringer Schiefergebirge vorkommen. Hier heißen sie Leipziger Grauwacken, die an manchen Stellen sogar kleinräumig an der Oberfläche aufgeschlossen sind. Sie enthalten gelegentlich intrusive granitische Gesteinskomplexe (u. a. bei Delitzsch), deren Alter vom Präkambrium bis ins Oberkarbon reichen kann. Dieses Grundgebirge gehört zu einem Bereich, der als Nordsächsisches Antiklinorium bezeichnet wird, in dem auch Schichten des Altpaläozoikums entwickelt sind. Davon soll hier nicht weiter die Rede sein, wohl aber vom jüngeren Paläozoikum, weil Gesteine des Zechsteinsalinars (Anhydrit, Gips, Steinsalz) wesentlich die Entwicklung der Braunkohlen mit beeinflusst hatten. Die vor allem durch Lothar Eissmann über einen Zeitraum von 40 Jahren hinweg mustergültig dokumentierten Tagebaue zeigen (an herrlichen Bildern), wie sich Kohlehorizonte und liegende und hangende Begleitsedimente im Profil darstellen. Das beginnt mit einer tief greifenden Kaolinisierung des Grundgebirges, die die Leipziger Grauwacke bis 100 m tief betroffen hat; die entsprechende chemische Verwitterung hat wahrscheinlich bereits im höheren Mesozoikum eingesetzt, die ältesten, d. h. alttertiären Braunkohlen lagern im Hangenden der Kaoline. Kaolinisierte weiße Gesteine bildeten hier zur Zeit der Oberkreide eine Inselberglandschaft mit Hügeln und Senken; in manchen Tagebauen ist zu erkennen, dass die hangenden Braunkohleflöze an den Erhebungen auskeilen. Während des Alttertiärs herrschten gleichzeitig auch Subrosionsprozesse, welche die zechsteinzeitlichen Salinarfolgen betrafen, die im südlichen Bereich des Beckens den Untergrund bilden. Diese Landschaft haben Flüsse erodiert, die aus Böhmen, Nordbayern und Thüringen kamen.

Nachfolgende großräumige Absenkung hat dann die Akkumulation von Flusssedimenten in Form großer Schwemmfächer bewirkt, deren Sedimente die ältesten Kohlesümpfe überdecken. Die Sumpflandschaft entstand in den Senken, die von den wasserundurchlässigen Kaolintonen abgedichtet wurden. Die durch weitspannige Bodenbewegungen entstandene großräumige Absenkung wurde durch die weiter fortschreitende, kleinerräumige Subrosion überlagert, sodass es lokal in solchen Löchern zu besonders großen Kohleanhäufungen kommen konnte. Die Bergleute bezeichnen diese als „Kohlenkessel“, deren Mächtigkeiten lokal 70 m übersteigen können, während die entsprechenden Flöze sonst nur 10 bis 20 m mächtig sind. Diese ältere Braunkohleformation entstand im Wesentlichen während des oberen Eozäns, d. h. vor etwa 45 Millionen Jahren, in einem limnisch-fluviatilen Milieu. Mit dem weltweiten Anstieg des Meeresspiegels im Oligozän, der auch weite Bereiche des nördlichen Deutschlands und die infolge Tektonik tiefer liegenden Bereiche (z. B. den Oberrheingraben und die Hessische Senke) überschwemmte, gelangte auch die Leipziger Tieflandsbucht unter marinen Einfluss. Davon zeugen Sedimente im Hangenden der älteren Braunkohlen, die u. a. reichlich marine Mollusken, Haifischzähne und sogar vollständig erhaltene Seekuh-Skelette enthalten, wie wir sie auch vom Mainzer Becken kennen. Es handelt sich meist um feinkörnige, durch Glaukonit grün gefärbte Sande, Mergel und Tone. Diese Abfolge zeigt die von Norden her vorschreitende Transgression des Rupeliums an, die nun zunächst das Moorwachstum unterdrückte, das kurz zuvor seine größte Ausdehnung erfahren hatte. Die allgemeinen Meeresspiegelschwankungen während des Tertiärs beeinflussten im weiteren zeitlichen Verlauf auch die Gegend um Leipzig. So folgte der maximalen Meeresbedeckung während des Rupeliums zunächst eine Regression, die von einem weiteren Meeresvorstoß abgelöst wurde. Im oberen Oligozän scheint sich dabei im Raum Bitterfeld ein Küstenbereich mit Nehrungen und Dünen ausgebildet zu haben, wie er heute ähnlich in Ostpommern und Ostpreußen entwickelt ist. Damals wurden die Bitterfelder Glimmersande abgelagert, in denen auch nicht unbeträchtliche Mengen von Bernstein enthalten sind; dieser sächsische Bernstein enthält wie

Norddeutsches Tiefland, Nord- und Ostseeküste

der an der Ostseeküste auch Einschlüsse von Fossilien, vor allem Insekten. Im Miozän setzte dann erneut Moorbildung ein, die die zweite große Flözbildungsepoche begründete. Auch in dieser Zeit sind die Moorbildungen mehrfach durch Flussablagerungen unterbrochen, sodass sich insgesamt drei bis vier verschiedene, jeweils von Kies, Sand und Ton unterbrochene Kohleflöze bildeten; das unterste folgt direkt auf den Bitterfelder Glimmersand. Die insgesamt als „Bitterfelder Flözgruppe“ bezeichnete Folge ist bis in die Lausitz hinein entwickelt. Die Braunkohlereviere werden auch regional voneinander unterschieden: südlich von Leipzig das nach dem Fluss benannte Weißelster-Becken, nördlich der Raum um Bitterfeld und Delitzsch und schließlich die Niederlausitz. Insgesamt erreichen die Tertiärablagerungen hier bis zu 200 m Mächtigkeit. Die Geschichte ist aber mit dem Tertiär noch keineswegs beendet, weil nicht nur an der heutigen Oberfläche das Eiszeitalter tiefe Spuren in der Landschaft hinterlassen hat. Das wird schon daran deutlich, dass die älteste norddeutsche Vereisungsepoche nach dieser Gegend als Elster-Eiszeit bezeichnet wurde, und auch die namengebende Saale (SaaleEiszeit) liegt ja nahe. So sind in der Leipziger Bucht elster- und saalezeitliche Eisvorstöße belegt, die die nicht besonders verfestigten Tertiärablagerungen gestaucht und beträchtlich verformt haben. Dabei kam es zur Bildung kleiner Sättel und Mulden und sogar von Schuppen und kleineren Überschiebungen, die entsprechend der Fließrichtung des Inlandeises nach Süden gerich-

tet sind. Vor der Eisfront entwickelten sich Seen, in denen Bändertone abgelagert wurden, sowie Schmelzwasserrinnen, sodass man in der Quartärforschung von einer „Mitteldeutschen Seenplatte“ spricht, die sich zwischen Neiße und Saale ausgebreitet hatte. Zum eiszeitlichen Inventar gehören auch im periglazialen Bereich entstandene Eiskeilfüllungen und Frostbodenstrukturen. Letztere haben gelegentlich die Kohlen zu diapirartigen Aufbrüchen verformt, die vergleichbaren Strukturen im Salz ähneln. Die Kohlen wurden dabei so stark vom Schmelzwasser durchtränkt, dass ganze Sedimentpakete aus dem Hangenden darin eingesunken sind. Außerdem sind Brodelböden und Tropfenböden dokumentiert. Die zum Teil spektakulären Formen in den Profilen sind aber immer nur kurzfristig aufgeschlossen gewesen, weil sie der vorschreitende Abbau leider sofort wieder beseitigt hat. Die Quartärlandschaft wird, soweit erhalten, nur noch durch Geschiebelehm und Löß bestimmt, auf denen fruchtbare Böden entwickelt sind. Der jüngste Gletschervorstoß der Weichsel-Eiszeit hat diese Gegend nicht mehr erreicht. Die älteren Eiszungen hatten auch nordische Geschiebe nach Mitteldeutschland gebracht, die man in der Gegend gelegentlich findet. Geohistorisch ist von Bedeutung, dass schon 1844 bei Wurzen Schliffflächen entdeckt wurden, die als Gletscherschliffe interpretiert wurden und damit die spätere Inlandeis-Theorie begründeten. Diese Beobachtungen gingen denjenigen an den entsprechenden Bildungen in Rüdersdorf bei Berlin also voraus (siehe unten).

■   Norddeutsches Tiefland, Nord- und Ostseeküste Das überwiegend ebene, wegen seiner geringen Höhen über dem Meeresniveau als Norddeutsches Tiefland bezeichnete Gebiet reicht von der Küste bis an den Fuß der Mittelgebirge. Wenn man mit der Wahrnehmungsdressur eines Geologen auf dem nördlichen Ausläufer eines dieser Gebirge steht, liegt einem der Gedanke nicht fern, dass bei weiter ansteigendem Meeresspiegel, wie er in der jüngsten geologischen Geschichte beobachtet wird, die ganze Gegend in ferner Zukunft „Land unter“ melden könnte. Ebenso gut wäre es aber auch möglich, dass bei sinkenden Temperaturen und einer daraus resultierenden neuen Eiszeit die Küste wieder nach Norden zurückverlegt wird und die flachen Gebiete von Nord- und Ostsee landfest werden. Dann könnte man zu Fuß wieder nach Helgoland, auf die vorgelagerten Friesischen Inseln oder auf die Doggerbank laufen, wie es schon während des Pleistozäns möglich gewesen ist. Die norddeutsche Landschaft ist oberflächlich wesentlich durch die quartären Eiszeiten und die dazwischenliegenden Warmzeiten gestaltet worden. Nicht zuletzt spielen aber auch hier die geologischen

Verhältnisse im Untergrund eine Rolle; sie sollen zunächst kurz skizziert werden. Entscheidend ist dabei die Tatsache, dass der Raum seit dem jüngeren Paläozoikum ein Senkungsgebiet war, das ganz Mitteleuropa umfasste, sein Zentrum aber in Norddeutschland hatte. Hier wurden seit dem Rotliegend mächtige Rotsedimente als Verwitterungsschutt der Variskischen Gebirge eingetragen, die mit Steinsalz wechsellagern. In der nachfolgenden Zechsteinzeit entstanden dann in mehrfachem Wechsel mit Karbonaten, Anhydrit und Gips weitere Salzablagerungen, die neben Steinsalz auch die wertvollen Kalisalze enthalten. Die Mächtigkeiten kennt man aus geophysikalischen Untersuchungen, Bohrungen und Bergwerken, sie erreichen jeweils etwa 2000 m. Darüber folgt Buntsandstein, der in diesem Senkungsraum im Gegensatz zu seinen Vorkommen in Süddeutschland bis zu 1500 m mächtig sein kann. Die jüngere Trias umfasst Muschelkalk und Keuper mit jeweils bis zu 300 m. Auch der Jura kann lokal sehr mächtig werden, wobei allein auf den Schwarz-

Norddeutsches Tiefland, Nord- und Ostseeküste

Eissmann 2000

231

232

Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

SW 0

Münsterländer Niedersächsisches Oberkreidemulde Tektogen

Pompeckjsche Scholle

Ostholstein-Block

Fünen-Møn-Hoch

NE

1000 2000 3000 4000

0

5000 m

100 km

Bramscher Pluton

Präkambrium

˚ Abb. 215:

Devon

Unterkarbon

Oberkarbon

Rotliegend

Zechstein

Trias

Geologisches Profil durch den Untergrund Norddeutschlands vom Münsterland bis in den Bereich der Ostseeküste (nach Walter 1992). Im Südwesten schließt sich an die Kreide des Münsterlandes zunächst das von Störungen zerstückelte Niedersächsische Tektogen mit seinen Mittelgebirgen (z. B. Teutoburger Wald) an, dessen Trias- und Juraschichten auf die Münsterländer Kreide aufgeschoben sind. Der Bramscher Pluton im Untergrund muss während der Kreide aufgedrungen sein; dabei hat er seine Hangendgesteine aufgeheizt. Zechsteinsalze unter dem Niedersächsischen Tektogen sind mit an der dortigen Tektonik beteiligt. Weiter im Nordosten sind sie infolge größerer Mächtigkeit und Überdeckung zu Salzdiapiren aufgedomt worden und haben örtlich die jüngere Überdeckung durchstoßen. Mit Annäherung an das Präkambrium, das schon in der südlichen Ostsee den tieferen Untergrund bildet (Fünen-Møn-Hoch), werden die vortriassischen Schichten geringmächtig und keilen schließlich ganz aus.

Jura

Kreide

Tertiär und Quartär

jura bis 1400 m und den Braunjura bis maximal 1000 m entfallen, während im Weißjura infolge Regression nur wieder Zehner- bis Hunderte Meter erreicht werden. Die Mächtigkeiten im Becken sind allerdings sehr unterschiedlich, was mit Bewegungen, vor allem mit dem seit Beginn der Trias einsetzenden Aufstieg der Zechsteinsalze zusammenhängt (Abb. 215). Die faziellen Unterschiede im Jurameer hatKeuper ten auch entscheidenden Einfluss auf die Bildung der norddeutschen Kohlenwasserstoff-Lagerstätten. Erdöl ist gelegentlich bis an die Erdoberfläche aufgedrungen. In Wietze, einem Dorf westlich von Celle, hatte man in der Mitte des 19. Jahrhunderts die erste Erdölbohrung Europas niedergebracht. Dort sind Sande mit Öl imprägniert, das sich in oberflächennahen „Theer-Kuhlen“ sammelte und das man u. a. als Wagenschmiere verwenden konnte. Diese Teersande sind noch bis in die Zeit nach dem Zweiten Weltkrieg im Schachtbetrieb bergmännisch gewonnen worden, und nicht von ungefähr steht dort das Deutsche Erdölmuseum mit einem großen Freigelände, das u. a. Bohreinrichtungen und Holzfässer zeigt, nach denen noch heute die Fördermengen (1 barrel = 159 Liter) angegeben werden (Abb. 216). Wie viele solcher Öllagerstätten in Norddeutschland ist auch Wietze an einen Salzstock gebunden, der seine Hangendschichten hochgeschleppt und zu Erdölfallen aufgebogen hat. Im Untergrund Norddeutschlands sind später eine Vielzahl von Erdöl- und Erdgaslagerstätten ausgebeutet worden; in manchen Gegenden erinnern die noch heute tätigen Pumpen („Pferdeköpfe“) auf den Feldern daran, die bis in das Stadtgebiet von Hannover hinein zu sehen sind (Abb. 217). Etwa 90 Prozent der Förderung von Kohlenwasserstoffen in Deutschland stammen aus dem norddeutschen Untergrund; das deckte aber immer nur einen sehr geringen Anteil des Bedarfs. Die geologischen Verhältnisse sind im Einzelfall außerordentlich komplex und nicht immer sind die ¯ Abb. 216:

Freigelände des Deutschen Erdölmuseums, Wietze bei Celle. Im Vordergrund die Fässer (barrels), die mit 159 Liter Inhalt noch heute das Standardmaß für Mengenangaben bzw. Preise der weltweiten Ölförderung sind.

Norddeutsches Tiefland, Nord- und Ostseeküste

System

NW-Europa (Gliederung)

Norddeutschland (Ablagerungen) Nordsee

Ostsee

QUARTÄR

Mya-Meer DünkirchenTransgression

2,6 Ma TERTIÄR

Lymnaea-Meer (brackisch, ab 4000 v. h.)

Flandrium Flandrische Transgression

KREIDE

Littorina-Meer (bis heute) Ancylus-See (– 8000 v. h.) Yoldia-Meer (– 9300 v. h.)

JURA

n

Pommersche

Schmelzwassersedimente

Eem DEVON Saale SILURIUM

Holstein Elster

ORDOVIZIUM

Cromer II – IV Cromer I

Jüngerer Löß

Brandenburger

Marine Sande, Tone

Kieselgur, Torf, Seekreide

Fluviatile Sande, Tone

Schmelzwassersedimente

Mittel- und Hauptterrassen Oberer Älterer Löß

Marine Sande, Tone

Limnische Mergel, Kieselgur

Fluviatile Sande, Tone

Moränen

Rinnenfüllungen mit Schmelzwassersedimenten, Lauenburger Ton, Hauptterrassen, Unterer Älterer Löss

Warthe Drenthe

Moränen

KARBON

Niederterrassenschotter

M

o

PERM

n Frankfurter

ä

Weichsel

r

e

TRIAS

Baltischer Eisstausee (– 10 200 v. h.)

Bavel Menap KAMBRIUM

Waal

Kaolinführende Sande, Kies, Torf, Ton

Eburon

PRÄKAMBRIUM

Tegelen Prätegelen

¯ Tab.

9: Schichtenfolge des Quartärs im norddeutschen Raum (aus Rothe 2009).

233

234

Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

Lagerstätten an Salzstöcke gebunden. Grob vereinfacht lässt sich sagen, dass vielfach die Tone des Schwarzen Juras mit ihren hohen Gehalten an organischem Kohlenstoff hier die wichtigsten Erdöl-Muttergesteine bilden und die sandigen, oft oolithischen Gesteine des Braunen Juras  die besten Speichergesteine. Ganz anders dagegen liegen die Verhältnisse beim reinen Erdgas, das man vom Erdölgas unterscheiden muss. Dessen Herkunft lässt sich mit einer Nach-Inkohlung tief versenkter Karbonschichten erklären, aus denen das Gas in die hangenden Speichergesteine des Karbons und des Rotliegends bis zum Buntsandstein, oder in Flachwasserkarbonate des Zechsteins gelangt war.

˚ Abb. 217:

Typischer „Pferdekopf“, eine Ölpumpe für die Förderung von Erdöl, hier im Stadtgebiet von Hannover, mit dem Kollegen Bachmann.

Helgoland

Kiel

Lübeck

?

Hamburg Stettin

Oldenburg

Osnabrück Hannover Braunschweig

0

100

200 km

Berlin

Dieses Erdgas wird auch in den Offshore-Feldern der südlichen Nordsee gefördert, im deutschen Hoheitsgebiet allerdings nicht. Dort sind vor allem Erdölfelder entdeckt worden (Mittelplate, wird seit 1987 ausgebeutet; Vorkommen auch in der Eckernförder Bucht). Doch zurück zum norddeutschen Untergrund. Der Aufstieg der Zechsteinsalze erfolgte an Störungszonen erstmals schon im Mittleren Buntsandstein und verstärkte sich unter der Auflast der hangenden Schichten. Schon in der mittleren Trias entstanden erste Salzkissen und im Keuper Salzmauern und Diapire, die später in einzelnen Fällen bis an die Oberfläche aufgedrungen sind (Abb. 218). Diese Salzbewegungen hatten auch entscheidenden Einfluss auf die Entwicklung der Juramächtigkeiten. In Bereichen, wo das Salz abgewandert war, bildeten sich Tröge großer Mächtigkeiten, während auf den Hochlagen entsprechend wenig abgelagert wurde. Die geometrische Anordnung der Salzstrukturen bedingt eine Vielzahl von Senken und Schwellen, die überwiegend nach Nordwesten oder Nordnordosten streichen. Zu den bekannten Großstrukturen gehören Tröge um Gifhorn, Hamburg, in West- und Ost-Holstein sowie bei Glückstadt, an die dann meist auch Erdöllagerstätten gebunden sind. Während man von diesen Strukturen an der Oberfläche nichts sieht, werden in vielen Fällen durch die Salztektonik Schichten des mesozoischen Deckgebirges verformt und bilden dann meist lang gestreckte Hügelketten, wie z. B. im nördlichen Harzvorland. Prominent im weiteren Sinne sind solche Aufbrüche von Zechsteinsalz am „Kalkberg“ bei Lüneburg, der aus einem nach oberflächlicher Salzlösung zurückgebliebenen „Gipshut“ besteht, Bad Segeberg (die Kulisse für die dortigen Karl-May-Festspiele) und Lübtheen. Ein „Kind“ der Salztektonik ist auch Helgoland, das überwiegend aus Sandsteinen des Mittleren Buntsandsteins und etwas Röt besteht (Abb.  219). Helgoland ist Deutschlands einzige Felseninsel, die nur durch sehr geringe Wassertiefen vom Festland getrennt ist (Doggerbank ca. 50 m) und demzufolge während eiszeitlicher Meeresspiegeltiefstände Verbindung dorthin hatte. Infolge der Küstenerosion sind vom Anfang des 18. Jahrhunderts noch anstehenden Muschelkalk, aus dem früher Baumaterial für Hamburg gebrochen wurde, nur noch Reste vorhanden, die einen inneren Klippenbogen und den Untergrund der Düne bilden. Nach außen schließt sich im Osten ein weiterer Bereich mit Kreidesedimenten an, die auch Feuersteine enthalten. Der Salzaufstieg, der Helgoland zur Insel gemacht hat, erfolgte hauptsächlich im Miozän. Die oberflächennahe Auflösung von Salz führt gelegentlich auch zu Senken, in denen sich Seen bilden können; eine entsprechende junge Bildung ist ¯ Abb.

218: Salzstrukturen im Untergrund von Norddeutschland (aus Rothe 2010a).

Norddeutsches Tiefland, Nord- und Ostseeküste

das Zwischenahner Meer westlich von Oldenburg. Auch viele kleinere Braunkohlevorkommen der Tertiärzeit lassen sich im Zusammenhang mit solchen verlandeten Seen und ihren Moorbildungen erklären; darauf wird im Einzelfall bei entsprechenden Landschaftsformen hingewiesen (z. B. Hils-Mulde). Während der ältesten Kreidezeit (Wealden) war das Norddeutsche Tiefland eine weitgehend ausgesüßte Sumpflandschaft, die erst nachfolgend wieder vom Meer überflutet wurde. Dass die Senkungstendenz anhielt, lässt sich an den Pläner- und Schreibkreidegesteinen belegen; die gesamte Oberkreide ist etwa 2000 m mächtig. Infolge von Hebungsbewegungen während der mittleren Oberkreide, die nach dem Harzvorland als „Subhercyne Phase“ bezeichnet werden, wurden südliche Randgebiete herausgehoben und deformiert; hier schließt sich an, was in einem eigenen Kapitel als „Niedersächsisches Tektogen“ behandelt wird. Dass das Oberkreidemeer ganz Norddeutschland und die angrenzenden Nord- und Ostseebereiche bedeckt hatte, lässt sich an der heutigen Oberfläche nur an wenigen Orten belegen; zu den bekanntesten gehört die Schreibkreide von Rügen. Nach einem kurzzeitigen Meeresrückzug am Ende der Kreide erfolgte nach einer kurzen Festlandszeit im ältesten Tertiär erneut eine Transgression, die im mittleren Eozän ihren Höhepunkt hatte. Besonders starke Absenkung in einigen Teilgebieten führte zur Akkumulation ungewöhnlich mächtiger Sedimente: Im Unterelbegebiet spricht man vom „Hamburger Loch“. Im Ostseeraum heißen durch Glaukonit ge-

˚ Abb. 219:

Buntsandsteinfelsen auf Helgoland. Hier sind geologische Vorgänge dokumentiert, die mit Perm und Trias gleichermaßen zu tun haben. Der Mittlere Buntsandstein verdankt diese Position hier den Salzgesteinen des Zechsteins, die in Form eines Diapirs aufgedrungen sind und ihr mesozoisches Deckgebirge (auch Muschelkalk und Kreide) huckepack mitgenommen und verkippt haben. Solche Salzstöcke, denen Helgoland seine Entstehung verdankt, sind im Untergrund Norddeutschlands und in der südlichen Nordsee häufig; sie sind auch wichtig für die Bildung von Kohlenwasserstoff-Lagerstätten.

färbte Tone „Blaue Erde“; sie sind bei einer obereozänen Transgression abgelagert worden, die untereozäne Schichten mit Bernstein aufgearbeitet hatte. Eine zweite großräumige Überflutung erfolgte, wie überall in den deutschen Tertiärgebieten, während des Oligozäns. Das jüngere Tertiär zeigt dann zunehmend, wie sich das Meer allmählich in den heutigen Küstenbereich zurückzog. Das Pliozän ist praktisch überall durch limnische oder fluviatile Ablagerungen überliefert. Insgesamt sind in Norddeutschland etwa 3000 m Tertiär abgelagert worden. Von Ausnahmen abgesehen, ist in der heutigen norddeutschen Landschaft kaum etwas von den Gesteinen des Untergrundes zu sehen. Man kennt die Verhältnisse dennoch gut, weil außer geophysikalischen Untersuchungen (die auch den tieferen Untergrund mit erfasst haben, über den hier nicht berichtet wird) eine Vielzahl von Bohrungen vorliegt. Hinzu kommt die Förderung der Zechsteinsalze in tiefen Bergwerken (heute noch z. B. Zielitz bei Magdeburg, 400 bis 1300 m). Die heutige Landschaft ist aber fast gänzlich ein Produkt der quartären Eiszeiten. Die eiszeitlichen Ablagerungen hatten jedoch Vorläufer, die noch nicht

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236

Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

vom Eis geprägt waren. Es sind vielfach Sande, die ihren Ursprung in der jüngsten tertiären Verwitterung haben, die wahrscheinlich durch ein weit reichendes Flusssystem von Skandinavien aus in südwestlicher Richtung transportiert worden sind; sie markieren den Übergang vom Pliozän zum Pleistozän. Auf Sylt sind sowohl am Morsum-Kliff als auch am Roten Kliff über Miozän und Altpliozän Quarzkiese und -sande zu beobachten, in denen auch kaolinisierte Feldspäte vorkommen; dieser Kaolinsand hat Entsprechungen im Westen von Mecklenburg (Loosener Kiese). Er bildet die ältesten Quartärablagerungen, die in Norddeutschland überhaupt bekannt geworden sind. Auch im östlichen Harzvorland hat man Schotter unterhalb von Moränen der ElsterEiszeit gefunden, die diesen Ablagerungen zeitlich entsprechen. Mit der Elster-Eiszeit begann der Aufbau von Moränengürteln, deren Formen allerdings infolge von Erosion nicht mehr sonderlich gut auszumachen sind. Besser erhalten sind die zugehörigen Schmelzwassersedimente, die riesige Rinnensysteme aufgefüllt haben und das Produkt einer Schmelzwassererosion unter dem Eis sind. Die Gletscher erreichten damals den Nordrand der Mittelgebirge und das Thüringer Becken und stießen im Elbetal noch bis über Bad Schandau hinaus vor. In den Schmelzwasserrinnen, die in die liegenden Tertiärsedimente gelegentlich bis 500 m tief eingeschnitten sind, wurden neben Geschiebemergeln, die von eigenständigen Eisvorstößen zeugen, Kiese und Sande deponiert und gegen Ende der Elster-Eis˘ Abb.  2 20:

Kieselgur-Abbau bei Neu-Ohe, Lüneburger Heide. Die Ablagerungen der Holstein-Warmzeit sind durch Blüten von Kieselalgen (Diatomeen) in Seen entstanden und wurden etwa 100 Jahre lang als Rohstoffe für die verschiedensten Zwecke abgebaut.

zeit dunkle Tone abgelagert, die nach einem wesentlichen Vorkommen an der unteren Elbe als Lauenburger Ton bezeichnet werden. Die Schmelzwasserrinnen können einige Kilometer breit und über 100 km lang werden; sie bilden ganze Systeme, die überwiegend Nord-Süd bzw. Nordost-Südwest verlaufen. Mit ihrer hochpermeablen Sedimentfüllung bilden sie sehr bedeutende Grundwasserspeicher, z. B. in der Lüneburger Heide. Der bis über 150 m mächtige Lauenburger Ton ist in Seen bzw. als Abschluss der Rinnensedimentation entstanden, gelegentlich sind darin feine Sand und Siltlagen eingelagert. Insgesamt ist er ausgesprochen karbonatarm, was ihn zu einem geeigneten Rohstoff für Ziegeleien macht. Im Gegensatz zu den Rinnenfüllungen, die nur durch Bohrungen erschlossen sind, ist Lauenburger Ton vielfach auch an der Oberfläche aufgeschlossen. In der auf die Elster-Eiszeit folgenden HolsteinWarmzeit wurde schon eine frühe Nordsee angelegt; entsprechende dunkle Tone an der unteren Elbe enthalten marine Mollusken. Weiter südlich dagegen wurde in Seen erstmals fein geschichtete Kieselgur gebildet. Die Auszählung von Diatomeenlagen, die die jährliche Blüte von Kieselalgen anzeigen, hat ergeben, dass die gesamte Warmzeit etwa 15 000 Jahre gedauert hat. Solche Vorkommen in der nördlichen Lüneburger Heide sind bei Munster, Unterlüß und Hermannsburg noch bis 1994 nahezu 100 Jahre lang abgebaut worden; es gibt aber noch unverritzte Vorräte (Abb. 220). Das äußerst feinporige und extrem leichte Material diente anfangs der Herstellung

Norddeutsches Tiefland, Nord- und Ostseeküste

von Dynamit (Nitroglycerin wurde in den Poren gespeichert), später wurde es vor allem für die Herstellung von Filtern (Zigarettenmundstücke, Bierherstellung, Schwimmbäder) gewonnen. Durch die im Rohmaterial vorhandene organische Substanz konnte man die Kieselgur direkt brennen. Weiter im Osten entstand damals eine durch Flüsse miteinander verbundene Seenlandschaft mit Kiesen, Sanden, Tonen und Faulschlammbildungen, die auch um Berlin herum erbohrt worden sind. Leitfossil ist eine Süßwasserschnecke, der man den passenden Namen Viviparus diluviana gegeben hat. Die nächstjüngere Saale-Eiszeit hat ihr Typusgebiet im weiteren Bereich von Halle, wo es u. a. riesige Sandgruben mit den entsprechenden Schmelzwassersedimenten gibt. Auch die Saale-Eiszeit war indes keine einheitliche Kaltzeit. Bisher hatte man in Nordwestdeutschland ein älteres Drenthe-Stadium von einem jüngeren Warthe-Stadium unterschieden, die neueren Forschungen gehen aber von weiteren, zusätzlichen Eisvorstößen aus, deren Moränen jeweils durch Schmelzwassersedimente wärmerer Phasen unterbrochen wurden. Drenthe-Grundmoränen bestimmen u. a. die nordwestdeutsche Geestlandschaft. Im Osten sind drei wesentliche Eisvorstöße nachweisbar, die Moränen in Brandenburg, Mecklenburg, Sachsen-Anhalt und Sachsen hinterlassen haben. Die jüngste betraf die Lausitz, wo der sogenannte Muskauer Faltenbogen durch Stauchendmoränen aufgeworfen wurde. Danach folgte eine weitere Warmzeit, die EemWarmzeit. Sie begann vor 130 000 Jahren und war nicht nur wärmer als die vorausgegangene HolsteinWarmzeit, sondern auch wärmer als die Gegenwart. Auch hier sprechen Kieselgur-Profile mit etwa 11 000 Jahren für eine größenordnungsmäßig ähnlich lange Dauer wie bei der Holstein-Warmzeit. Diese Seeablagerungen entstanden vor allem in der Lüneburger Heide (im Luhetal) und in der Niederlausitz (bei Spremberg). Der während des Eems wieder ansteigende Meeresspiegel hinterließ im Küstenbereich vor allem Tone und Sande. Die Nordsee brach in das Festland ein, was in Ostfriesland einen dem heutigen ähnlichen Küstenverlauf zur Folge hatte, zu dem auch Buchten im Bereich von Emsmündung und Jade gehörten. Die Küsten von Schleswig-Holstein waren stärker zerlappt und nach Helgoland konnte man anfangs möglicherweise noch über eine Landbrücke gelangen. Zu den schon erwähnten Kieselgur-Ablagerungen kommen noch fluviatile Sande, Kalkmudden und Torfe; aus Letzteren sind bei Verden an der Aller sogar Waldelefanten und Artefakte geborgen worden, die erstmals die Anwesenheit von Menschen in dieser Gegend belegen. Die noch heute gut sichtbaren Landschaftsformen der Norddeutschen Tiefebene sind vor allem das Werk der Weichsel-Eiszeit. Deren Gletscher waren

allerdings nirgends so weit nach Süden vorgestoßen wie während der vorausgegangenen Vereisungen, die noch den Rand der Mittelgebirge erreicht hatten und lokal sogar in deren Täler eingedrungen waren. Die Weichsel-Endmoränen lassen indes erkennen, dass das Eis nur den mittleren Teil des Tieflandes erreicht und bei seinem letzten Maximalstand vor etwa 22 000 Jahren die Elbe nicht mehr überschritten hatte. Auch während der Weichsel-Eiszeit kam es zu einem mehrfachen Wechsel von Kalt- und Warmphasen. Die Eisvorstöße sind an den gut erhaltenen, girlandenartig verlaufenden Endmoränenzügen mehrerer Kaltphasen zu erkennen, die nach ihren Hauptverbreitungsgebieten als Brandenburger, Frankfurter (nach Frankfurt an der Oder) und Pommersches Stadium bezeichnet werden; lokal werden auch diese noch in einzelne Moränenstaffeln untergliedert. Nicht alle Moränenzüge sind kontinuierlich zu verfolgen –  der Hauptzug des jüngsten Stadiums ist ausgeprägter, auch in seinem Relief, als die beiden älteren. Im Landschaftsbild unterscheidet man für das gesamte Pleistozän eine aus elster- und saaleeiszeitlichen Zeugnissen bestehende Altmoränenlandschaft von einer weichselzeitlichen Jungmoränenlandschaft. Die mittlere Mächtigkeit der Überdeckung durch pleistozäne Sedimente liegt bei 50 bis 100 m, maximal 500 m. Topographisch bleibt die Norddeutsche Tiefebene zumeist unterhalb von 150 m, die nur lokal geringfügig überschritten werden, etwa in den Dammer Bergen, dem Wilseder Berg, dem Hagelberg im Fläming, den Hellbergen in der Altmark oder Einzelbergen im Bereich der mecklenburgischen Seen. Die durch das jüngste, Pommersche Stadium geprägte Landschaft bildet einen aus Endmoränen, Toteiskesseln und Sanderflächen bestehenden Höhenzug, der als „Nördlicher Landrücken“ bezeichnet wird. Er reicht von Schleswig-Holstein über das nördliche Mecklenburg-Vorpommern bis an die Oder und bildet ein durch mehrere Moränenwälle gestaffeltes Relief, das sich auch entlang der heutigen Ostseeküste verfolgen lässt. Südlich schließt das Gebiet der Holsteinischen und Mecklenburgischen Seenplatten an. Diese Seen sind zwar sämtlich eiszeitlichen Ursprungs, ihre Entstehung kann aber dennoch unterschiedliche Ursachen haben; die meisten dürften durch das Auftauen großer Resteiskörper entstanden sein. Zum eiszeitlichen Inventar gehören auch die Urstromtäler, die als Entwässerungsrinnen dienten und parallel zur Eisfront an deren Südrand entlang verliefen. In Norddeutschland verlaufen sie Ost-West bzw. Südost-Nordwest. Diese meist sehr breiten Täler nahmen die Schmelzwässer am Eisrand auf und die verflochtenen Flüsse darin transportierten große Mengen vielfach grobklastischer Sedimente und Sande. Urstromtäler sind also den verschiedenen Eisrandlagen zuzuordnen, und so hat man von Nordosten nach Südwesten ein Thorn-Eberswalder, War-

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238

Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

schau-Berliner, Glogau-Baruther und MagdeburgBreslauer Urstromtal unterschieden. Viele der heutigen großen Flüsse in der Region folgen in ihrem Verlauf diesen eiszeitlich angelegten Tälern, die, wie die Doppelbezeichnungen andeuten, auch weiter nach Osten reichten. Zwischen Eisrand und Urstromtal liegt die oft breite Zone der Sanderflächen, die durch großräumige Ablagerungen vor allem von Sand gekennzeichnet sind. Die letzten, also jüngsten Eisvorstöße waren nur noch bis nach Hiddensee, Rügen und Usedom gelangt, wo an den Steilküsten entsprechend gestauchtes Material beobachtet werden kann (siehe unten). Mit dem Holozän begann vor etwa 10 000 Jahren die klimatisch ebenfalls recht wechselvolle „Nacheiszeit“ (die vielleicht nur eine neue Zwischeneiszeit ist!). Der Anstieg des Meeresspiegels aus seiner Tiefstlage von – 130 m vor 18 000 Jahren bis heute hat das norddeutsche Landschaftsbild in vielfältiger Weise umgestaltet. Die neueren Forschungen, vor allem im Bereich der Nordseeküste, haben gezeigt, dass das Wattenmeer und die vorgelagerten Inseln ganz junge Bildungen sind, die in außerordentlich kurzer Zeit, in ein paar Tausend Jahren nämlich, entstanden sind; in ihrer heutigen Position sind die Ostfriesischen Inseln etwa 7500 Jahre alt (Abb. 221). Für Geologen ist das alles ganz „junger Dreck“ (ein Begriff, der auf Watten-Exkursionen gelegentlich hautnah erlebt wird! Siehe Abb. 222). Entscheidend für die Verhältnisse im Küstenbereich ist einmal der Anstieg des Meeresspiegels, der allerdings nicht kontinuierlich verlief, und zum anderen sind es vor allem die Sturmfluten, gegen die sich die Küstenbewohner spätestens seit dem Mittelalter mit dem Bau von Wurten und Deichen zu schützen versuchen. Zum Anstieg des Meeresspiegels kommen erschwerend noch Senkungstendenzen des Untergrundes. Küstenparalleler Sandtransport ˙ Abb. 221:

Geologisches Profil durch das norddeutsche Küstengebiet mit den vorgelagerten Inseln (nach Streif 2001). MTHW = mittleres Tidehochwasser, MTNW = mittleres Tideniedrigwasser, b. p. = before present („vor heute“, „heute“ heißt 1950).

Nordsee

heute

Inseln

hat die Friesischen Inseln aus Strandbarrieresystemen entstehen lassen, die noch heute ständigen Veränderungen unterworfen sind: Am Westende wird erodiert, was am Ostende wieder abgelagert wird. Bei Niedrigwasser kann der Sand zu Dünen aufgehäuft werden. Die zwischen Inseln und Festland gelegenen Watten erhalten ihre Sedimente hauptsächlich vom Meer, das den eiszeitlichen Untergrund der Nordsee aufarbeitet und mit jeder Flut landwärts transportiert. Auch die im Unterschied zur eiszeitlichen, meist sandigen Geest aus tonreichen Watten entstandene fruchtbare Marschenlandschaft ist eine entsprechend junge Bildung. Am Geestrand hatten sich zunächst Moore gebildet, die beim Anstieg vom damit landwärts vorschreitenden Meer überflutet und mit Schlick zugedeckt wurden (vgl. Abb. 221). Die entsprechenden Torfe, deren Porenraum mit dem leichteren Süßwasser gefüllt ist, können beim Vordringen des Meeres während der Sturmfluten „aufschwimmen“. Dabei wird im Bereich zwischen dem Torf und dem älteren Untergrund Schlick abgelagert, über dem sich der Torf dann als Paket wieder absenkt; man spricht hier von Klappklei (Klei steht für tonigen Schlick). Solche Prozesse können sich vielfach wiederholen, sodass der Klappklei im Laufe der Zeit mehrschichtig wird, wobei die einzelnen Schichten den jeweiligen Sturmfluten entsprechen. Die Entstehung von Klappklei lässt sich heute nur noch am Ostufer des Jadebusens im Sehestedter Außendeichsmoor verfolgen. Moore sind auch im Hinterland entstanden, vor allem infolge des während des Atlantikums (einer besonders warmen Periode von 5500 bis 2500 v. Chr.) hoch stehenden Grundwassers. Ihre Umbildungsprodukte sind sogenannter Schwarz- und Weißtorf. Beim älteren Schwarztorf ist die pflanzliche Substanz in ihren Strukturen bereits weitgehend zerstört, beim Weißtorf dagegen noch erhalten. Das Material ist entsprechend auch unterschiedlich dicht bzw. fest. Schwarztorf wird als Brennmaterial (u. a. bei der Klinkerbrennerei), Weißtorf dagegen hauptsächlich für den Gartenbau verwendet.

Watten

Marschen

MTHW MTNW

25 m

7500 b.p.

10 – 20 km Strandsande (marin)

Dünensande (äolisch)

Wattsedimente (Rinnenbildungen)

Wattsedimente (eu- u. suprlitoral)

Brackwassersedimente

Basale und eingeschaltete Torfe

Pleistozän (ungegliedert)

Geest

Norddeutsches Tiefland, Nord- und Ostseeküste

Große Moore sind heute noch vor allem im Emsland und in Ostfriesland verbreitet, wo sie seit dem 17. Jahrhundert systematisch erschlossen wurden. Dabei entstanden die sogenannten „Fehnkolonien“, lang gestreckte Siedlungen an Kanälen, auf denen der abgebaute Torf transportiert wurde (in Elisabethfehn östlich von Papenburg gibt es ein entsprechendes Museum). Mit der jungen Küstendynamik unmittelbar verknüpft ist die Siedlungsgeschichte, die in den letzten Jahren verstärkt erforscht wurde. Man kennt jungsteinzeitliche Hünengräber auf Sylt und in Holland, deren Granitblöcke von metermächtigen Marschentonen überdeckt sind; sie dokumentieren den schnellen Meeresspiegelanstieg seit der Bronzezeit. In der Zeit um Christi Geburt hat eine Phase fallenden Meeresspiegels zu einer weiträumigen Besiedlung der nun weitgehend trocken gefallenen Marschenlandschaft geführt, die man u. a. an gut erhaltenen Hausgrundrissen, Hölzern und Tierknochen erkennen kann. Die Situation im Mittelalter zeigt sichtbare Anzeichen für zunehmende Sturmfluten, gegen die man sich seit der Zeitenwende durch Wurten und deren ständige Erhöhung zur Wehr setzte. Seit etwa 1100 n. Chr. begann dann der Deichbau. Auch das ist durch Ausgrabungen bestätigt worden. Erst diese mittelalterlichen Sturmfluten haben die heutige Küstenmorphologie mit den großen Buchten von Dollart und Jadebusen entstehen lassen und im Bereich der Nordfriesischen Inseln ist die Küste so zerlappt worden, wie sie uns jetzt auch an den Halligen vertraut ist. Zu den schlimmsten Ereignissen gehört die sogenannte zweite Marcellusflut von 1362, die mit 100 000 berichteten Opfern als große „Manndränke“ bezeichnet wurde (mehr dazu u. a. bei Streif 1990). Aus dem Wechsel von Moorbildungen und marinen, tonigen Sedimenten hat man auch die weiter zurückliegende Entwicklung des nacheiszeitlichen Meeresspiegelanstiegs rekonstruieren können. Der hat sich im Geologischen Zeitmaßstab betrachtet, rasant vollzogen. Dabei ergab sich, dass diese Entwicklung aber nicht stetig verlief. Der anfangs sehr schnell erfolgte Anstieg hat sich später verlangsamt und die stetige Entwicklung ist einer Auf-und-AbOszillation gewichen, bei der sich infolge von Niedrigständen zeitweise die Möglichkeit einer Wiederbesiedlung des Küstenraumes bot. Nirgendwo sonst, mit Ausnahme von Erdbeben oder vulkanischen Ereignissen, vollziehen sich geologische Prozesse so schnell und so offensichtlich wie im Küstenraum. Die unterschiedliche Entwicklung von Nord- und Ostseeküste, die in ihren Erscheinungsformen zwar beschrieben, meines Wissens aber nie recht begründet dargestellt wurde, liegt wohl vor allem daran, dass die Ostsee als ein Fast-Binnenmeer den Gezeiten weniger ausgesetzt ist als die Nordsee und dass hier Sturmfluten eine wesentlich geringere Bedeutung haben.

An der Nordseeküste wird mit jeder Flut mehr Sediment landwärts getragen als durch den Ebbstrom zurück ins Meer gelangt: So werden die Watten aufgehöht, und so ist auch die fruchtbare, ebenfalls von tonigen Sedimenten dominierte Marschlandschaft entstanden, als der nacheiszeitlich steigende Meeresspiegel zunehmend auf die Landgebiete übergriff. Auch die Küstendynamik ist in der Nordsee stärker entwickelt: Die jungen Ostfriesischen Inseln wandern infolge küstenparalleler Strömungen nach Osten. Im Prinzip entstehen sie durch die Erosion im Westen und den im Osten anlandenden Sand immer neu, sind aber niemals standorttreu. An der West-Ost gerichteten Küstenströmung hat neben den in der Deutschen Bucht vorherrschenden Westwinden auch die erst etwa 8000 Jahre vor unserer Zeitrechnung erfolgte Öffnung des Ärmelkanals ihren Anteil, mit dem eine weitere Verbindung zum Atlantik entstanden war. In der Ostsee dagegen, die während des jüngsten Pleistozäns über das Stadium eines großen Eisstausees erst allmählich Anschluss an halbwegs marine Verhältnisse gefunden hatte, ist der Einfluss von Gezeiten und Sturmfluten erheblich geringer. Im Küstenbereich beherrschen noch heute die Moränenstaffeln der jüngsten Vereisungsgeschichte das Bild, und deren Material wird in Form von Sandhaken und Nehrungen umgeschichtet, wobei dann die entsprechenden Küstenformen entstehen. Die deutsche Ostseeküste lässt sich nach ihrer Morphologie in drei größere Bereiche gliedern: die Ausgleichsküste vom Fischland bis zur Swine- bzw. Odermündung, eine durch Großbuchten bestimmte Küste, die östlich der Kieler Förde beginnt und bis

˚ Abb. 222:

Watt-Exkursion-, Dangast 1999 (Foto: Marion Elser).

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Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

˚ Abb. 223:

Kreidefelsen des Königsstuhls, Rügen (Adobe Stock/kirchbach. st.).

Rostock bzw. Warnemünde reicht, sowie die von den Förden bestimmte Küste im Westen. Wie die gesamte Ostsee ist auch die deutsche Ostseeküste erst in geologisch jüngster Zeit nachhaltig gestaltet worden. Vor allem der Verlauf zwischen Rostock und Rügen bis Usedom ist durch die Vorgänge eiszeitlicher Moränenvorstöße, der Zerstörung ihrer Hinterlassenschaften durch Erosion und durch nacheiszeitlichen Sandtransport im Küstenbereich einer ständigen Veränderung unterworfen worden, die bis heute anhält und ein eindrucksvolles Bild von der Umgestaltung einer Landschaft durch die Prozesse exogener Dynamik vermittelt. Die Boddenlandschaft, die heute vielfach unter Naturschutz steht, ist durch seichte Meeresbuchten gekennzeichnet. Sie ist ein flaches Grundmoränengebiet, das durch den nacheiszeitlichen Meeresspiegelanstieg überflutet wurde. Nachfolgende Sandverlagerungen haben diese Gebiete dann von der offenen Ostsee abgeriegelt. Das Wechselspiel zwischen Erosion und Sedimentation ist auch hier in die Nähe historisch fassbarer Ereignisse gerückt, denn die Prozesse finden in einem mit menschlichen Zeitvorstellungen begreifbaren Ablauf statt.

Die Erosion an der Küste haben Wagenbreth &  Steiner (1990) am Beispiel der slawischen Jaromarsburg zwischen Arkona und Vitt im Norden von Rügen erörtert, deren Überreste heute direkt an der Steilküste liegen. Sie ist sicherlich als geschlossener Ringwall gebaut und 1168 durch Krieg zerstört worden und lag wohl auch nicht unmittelbar am Kliff. An dieser Küste lässt sich heute noch beobachten, dass gelegentlich ganze Gesteinsschollen abbrechen, deren Material dann auf der vorgelagerten Brandungsplattform aufgearbeitet wird. Zu dieser Küste gehören die Kreidefelsen Rügens, die mit Ausflugsschiffen angefahren werden. Die Brandung arbeitet die Schreibkreide auf und lässt die darin eingelagerten Feuersteine zurück, die zu ausgedehnten Schotterfeldern angereichert sind (als Touristenattraktion z. B. bei Mukran). Die kalkige Oberkreide, die im Gebiet der Stubbenkammer bzw. des Königsstuhls die über 100 m hohe Steilküste bildet, kennzeichnet die ältesten Gesteinskomplexe der Insel (Abb. 223). Alles andere sind Bildungen der quartären Eiszeiten. An den in die kalkigen Kreidesedimente lagenweise eingebetteten schwarzen Feuersteinknollen lässt sich erkennen, dass die Schichten meist schräg ge-

Norddeutsches Tiefland, Nord- und Ostseeküste

stellt sind, am Königsstuhl deutet sich sogar eine steil aufgerichtete Falte an. Diese „Tektonik“ ist ein Werk der eiszeitlichen Gletscher, deren Moränenmaterial vielfach mit den Kreidegesteinen abwechselt. Die schiebende Kraft der Gletscher hat die relativ weichen Kreidesedimente gefaltet, in Schollen zerbrochen und lokal mit dem Moränenmaterial verknetet. Die Feuersteine zeigen vielfach schöne Fossilien (Seeigel, Moostierchen, Belemniten, Muscheln etc.), die ursprünglich kalkig waren. Durch ausgefälltes SiO2 sind sie später in Feuerstein umgewandelt worden und damit gut erhaltungsfähig. Rügen wird als eine Art Pfeiler (Nunatak) im Strom des aus Skandinavien vorrückenden Inlandeises aufgefasst, in dessen Bereich sich die Eismasse, die vor etwa 10 000 Jahren zum letzten Mal vorgedrungen war, in zwei Ströme aufgeteilt hatte. Die Moränen bildeten dann nach dem Abschmelzen vor ca. 7000 Jahren einzelne Inselkerne, die etwa mit den heutigen Gebieten von Wittow, Jasmund, Mönchgut, Zicker und Thiessow sowie dem Hauptteil von Rügen selbst einschließlich der Granitz umrissen werden können. Der Endmoränenzug hat im Zentrum von Rügen den fast 100 m hohen Rugard gebildet. In der Folgezeit wurde die Landschaft durch küstennahe Strömungen modifiziert, ein Prozess, der bis heute anhält. Kreidesedimente und die eiszeitlichen Moränen wurden erodiert, wobei einerseits die Steilküsten entstanden sind, andererseits das anstehende Material aufgearbeitet und durch überwiegend nach Süden verlaufende, küstenparallele Strömungen transportiert wurde. Dabei formten sich zunächst „Sandhaken“, die sich später zu größeren Nehrungen auswuchsen: Wittow wurde durch die Schaabe mit Jasmund, Jasmund und die Granitz durch die Schmale Heide miteinander verbunden, und weiter südlich bildeten sich Baabe und Großer Strand; das sind die herrlichen Badestrände mit ihrem äußerst feinkörnigen Sand. In deren Hinterland sind die Bodden abgeriegelt worden, die sich durch eigenständige aquatische Ökosysteme auszeichnen; ihr Salzgehalt kann fast bis zu Süßwasserbedingungen zurückgehen. Ähnliche Bedingungen wie im Falle von Rügen prägen auch die Landschaft von Darß und Zingst oder das Fischland, nur fehlt hier die Kreide, die erst wieder bei Hiddensee etwa 50 m unter dem Meeresspiegel angetroffen wurde. Eiszeitliche Geschiebemergel bildeten einzelne Inselkerne, die im Holozän durch wandernden Sand miteinander bzw. mit dem Festland verbunden wurden. Diese Sandbewegungen setzen sich bis heute fort und der Sand muss ständig ausgebaggert werden, um z. B. die Zufahrt zum Hafen von Stralsund freizuhalten. Im Hinterland entstanden auch hier die berühmten Bodden (Saaler, Bodstedter, Barther Bodden und der Grabow). Im Falle des Darß ist im Inland noch eine alte holozäne Steilküste erhalten, nördlich da-

von wurden in dem als Neudarß bezeichneten Gebiet im Laufe von nur etwa 1000 Jahren weitere Sandstreifen angelagert: Es sind Strandwälle und Dünen, zwischen denen sich lang gestreckte Seen entwickelt haben. Sie verlaufen im Wesentlichen West-Ost und werden gegenwärtig von der etwa Nord-Süd ausgerichteten Küste zwischen Ahrenshoop und der Region um den Darßer Ort an der Nordspitze durch Erosion schon wieder angeschnitten. Die ohnehin schnelle Sedimentanlandung wird gelegentlich durch Sturmfluten beschleunigt: Prerow hatte bis 1872 einen Hafen, der damals durch Sand vom Darßer Ort durch eine solche Flut verschüttet wurde. Ganz ähnliche Vorgänge steuerten auch den Aufbau von Usedom, eine eiszeitliche Jungmoränenlandschaft, in der Inselkerne nach dem endgültigen Abschmelzen des Eises über dem Wasserspiegel der Ostsee lagen. Auch sie unterlagen der Küstenerosion und der anfallende Sand wurde im Wesentlichen nach Südosten transportiert. Dabei entstand die heutige, gerade verlaufende Ausgleichsküste mit ihren bekannten Seebädern von Zinnowitz bis Swinemünde; hier wechseln flache Sandgebiete mit Steilufern ab, die durch erosiv angeschnittene Endmoränen zustande kommen. Der Peenestrom von der eigentlichen Flussmündung östlich von Anklam bis Peenemünde trennt die Insel vom Festland. Zwischen Küste und Peenestrom erstreckt sich ein durch viele Buchten reich gegliederter Bereich aus Grund- und Endmoränen, der u. a. das Achterwasser umschließt –  eine ehemalige Meeresbucht, die durch die Sandbarrieren der heutigen Küste abgetrennt und dann zum Bodden wurde. Historisch belegte Sturmfluten haben auch hier die schmalen Landbarrieren durchbrochen, sodass Usedom zeitweise aus zwei Inseln bestand. 1872 ist durch eine „Jahrhundertflut“ das zwischen Koserow und Zempin gelegene Dorf Damerow vollständig zerstört worden; heute erinnert ein Gedenkstein noch daran. Landschaftlich lässt sich die Insel in zwei Teilbereiche gliedern, den niederen Nordwestteil und den auch als „Usedomer Schweiz“ bezeichneten Südosten. Die Morphologie im Nordwesten wird durch Grundmoränen und Oser bestimmt, die im Südosten dagegen großteils durch Stauchendmoränen, in die lokal ältere Gesteine des Untergrundes eingeschuppt sind. Solche Schollen zeigen an, dass der Untergrund der Insel aus Kreide besteht, gelegentlich auch Tertiär, wie Brocken von miozäner Braunkohle und Bernstein aus dem Eozän, der in die oligozänzeitliche „Blaue Erde“ umgelagert wurde, belegen. Bernstein ist an der Ostseeküste ein bekanntes Phänomen; das Material gelangte aus seinem samländischen Bildungsgebiet, wo es durch die oligozäne Meerestransgression aus den eozänen Ablagerungen ausgewaschen wurde, schließlich mit dem pleistozänen Gletschereis und dessen Schmelzwässern an die südliche Küste.

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Norddeutsches Tiefland und Randgebiete

Eines dieser Vorkommen ist das Kliff bei Stubbenfelde, wo eine Scholle in den 1950er Jahren sogar Gegenstand eines kurzfristigen Bergbaus auf Bernstein war. Der Nordwesten Usedoms ist lagerstättenmäßig aber vor allem durch Kohlenwasserstoffe bekannt. Die Explorationsbohrungen auf dem Gnitz bei Lütow (1965) haben eine Antiklinalstruktur im tieferen Untergrund erschlossen, die anzeigt, dass hier ein Zechstein-Riff am Rande des Norddeutschen Beckens entwickelt war. Die Lagerstätte steht im Zusammenhang mit Erdgasvorkommen bei Heringsdorf und Krummin. Zu den jüngsten Bildungen in Nordwest-Usedom gehören Dünen, die erst in den letzten paar Tausend Jahren entstanden sind. Dabei werden Braun-, Gelb‑, Grau- und Weißdünen nach der Farbe unterschieden, die auf den unterschiedlichen Podsolierungsgrad zurückgeht. Das färbende Eisen und damit die Intensität der Rotfärbung nimmt mit dem Alter zu, sodass man auch eine relative Alterszuordnung der einzelnen Dünen oder Strandwälle daraus ableiten kann. Der Südosten ist durch sein ausgeprägtes Relief, Wald und Seen geprägt. Die Strukturbilder der Stauchendmoränen in Form von Falten und Schuppen sind an der Steilküste zu sehen. Die vielen Seen (z. B. Schmollensee, Gothensee, Kachliner See) sind in Hohlformen entstanden, die die unterschiedlich großen Gletscherzungen am Rande des Inlandeises ausgeschürft hatten. Ihre Entwicklung nach dem Abschmelzen des Toteises verläuft heute in Richtung auf eine zunehmende Eutrophierung. An den Rändern sind schon Verlandungsmoore entwickelt. Im Bereich der westlichen Ostsee ist die Fördenküste mit der Flensburger Förde, der Schlei, der Eckernförder Bucht und der Kieler Förde wesentlich ein Werk der jüngsten (Weichsel-)Eiszeit, deren Gletscher bzw. Schmelzwasserrinnen die lang gestreckten Talformen ausgetieft hatten. Im Einzelfall sind auch Störungen (Flensburger Förde), Salztektonik im Untergrund und ältere Eisvorstöße richtungweisend gewesen. Die Eiszeitformen sind im Verlauf des holozänen Meeresspiegelanstiegs dann modifiziert worden, wobei u. a. die ehemaligen Zungenbecken „ertrunken“ sind. Lokal ist durch die Gletscherbewegungen auch der ältere Untergrund erfasst worden. In Moränen eingeschuppte Tone des Miozäns bilden zusammen mit solchen der Eem-Warmzeit vielfach die Rohstoffgrundlage für Ziegeleien. Die Schlei zeigt sich heute weitgehend als Flusslandschaft, mit einem seeartig ausgeprägten Hinterland und einem meerwärtigen Außenbereich, der im Gegensatz zu den anderen Förden durch zwei Sandhaken von der Ostsee fast ganz abgetrennt wird. Der Sand dieser Nehrungen wird gleichzeitig von Norden und von Süden her angeliefert, wobei im Süden das Schönhagener Kliff das Liefergebiet stellt. Nur wenig südlich davon ist der Schwansener See

durch holozäne Sandhaken und Strandwälle bereits völlig von der Ostsee abgetrennt worden. Die Eckernförder Bucht ist wesentlich ein weichseleiszeitliches Zungenbecken, das aber schon während der Saale-Eiszeit angelegt wurde. Während der Eem-Warmzeit ist das Meer der saalezeitlich vorgeprägten Morphologie gefolgt und hat wahrscheinlich eine Art frühen „Nord-Ostsee-Kanal“ hergestellt, der von Eckernförde über Rendsburg und die Eiderniederung verlief. Die Kieler Förde überblickt man am besten vom Marine-Ehrenmal in Laboe aus. Auch deren Tiefenrinne ist in ihrer heutigen Form ein Werk der Weichsel-Eiszeit mit saalezeitlicher Vorgeschichte. Ihre Ränder werden von Seitenmoränen begleitet, die hier die höheren Hügel aufbauen. Im Osten schließt an diese durch die Förden bestimmte und in ihrem Verlauf insgesamt stärker zerlappte Küste die als Großbuchtenküste bezeichnete Landschaft an; dazu gehören Hohwachter, Lübecker und Wismar-Bucht. Die geologische Entwicklung vollzog sich hier in einer ursprünglich durch Endmoränen und Zungenbecken geprägten, kleinräumig gegliederten Landschaft, die vom Anstieg des Littorina-Meeres überflutet wurde; damit begannen die Prozesse, die die heutige Ausgleichsküste geformt haben. Ehemalige Buchten wurden durch vorgelagerte Nehrungen und Strandwälle zu Strandseen abgetrennt, an der Hohwachter Bucht häuften sich auch größere Dünenfelder auf. Überall im Norddeutschen Tiefland sind kreidezeitliche Feuersteine und Findlinge verbreitet. Findlinge bzw. erratische Blöcke oder kurz Erratiker sind prominenter Ausdruck von Eistransport. Die Gesteinsarten wie Gneise und andere Metamorphite, vielfältige Granite und ähnlich zusammengesetzte Tiefengesteine und Sandsteine bzw. Quarzite zeigen jeweils sehr deutlich ihre skandinavische Herkunft an. Die besten Aufschlüsse für solches vom Eis transportierte Material bieten heute die norddeutschen „Granitquader“-Kirchen, deren Natursteinmauerwerk aus solchen Blöcken besteht, die mindestens eine glatt behauene Fläche aufweisen. Viel von diesem Material, aber längst nicht alles, ist Granit, besonders schön die rote Varietät, die von den Ålandinseln vor der finnischen Küste stammt, aber auch der aus dem Oslogebiet herzuleitende permzeitliche Rhombenporphyr mit seinen großen Feldspäten zählt zu den bekannten Varietäten. Neben den Kirchen sind es die jungsteinzeitlichen Megalithgräber, die der Vorstellung der Menschen entsprechend nur von Hünen gebaut sein konnten, deren Baumaterial mit dem Eis z. B. in die Lüneburger Heide kam, oder viele der alten Straßen Mecklenburgs oder der Mark Brandenburg, deren Holperpflaster aus solchem Material besteht. Große Findlinge sind gelegentlich das, was nach Erosion einer Moräne übrig bleibt – Einzelfälle also und deshalb nur von begrenzter Aussagekraft für

Norddeutsches Tiefland, Nord- und Ostseeküste

¯ Abb

224: Der Alte Schwede, Findling am Elbstrand bei Hamburg (Adobe Stock/Elke Hötzel).

das Liefergebiet. Mehr erfährt man, wenn man das Gesamtspektrum der in einer Moräne vorkommenden Gesteine untersucht. Dann kommen Aussagen wie „ostfennoskandisch-baltisches“ oder „Oslogebiet“ für die Liefergebiete zustande. Den Transport einzelner in der Landschaft herumliegender Blöcke versuchte man noch im 19. Jahrhundert mit vorgeschichtlichen Flutkatastrophen zu erklären, die Sintflut lag gedanklich nie fern. Erst die bei Wurzen in Sachsen und in Rüdersdorf östlich von Berlin gefundenen Schrammen auf glatt geschliffenen Gesteinsoberflächen, die der Schwede Torell als Gletscherschrammen interpretierte, führten 1875 zur Inlandeistheorie, mit der man dann eine plausiblere Erklärung hatte – letztlich auch für die Schmelzwasserrinnenfüllungen, die großen San-

derflächen und die vorgelagerten Urstromtäler, die parallel zum Eisrand verliefen. Die saalezeitlichen Gletscher haben in Rüdersdorf bis zu 20 m lange Schrammen auf den von ihnen abgehobelten Flächen im Muschelkalk hinterlassen. Das als „Struktur Rüdersdorf“ bezeichnete Vorkommen bildet, ähnlich dem Lüneburger Kalkberg, einen Aufbruch der im Untergrund anstehenden Gesteine, die durch Salztektonik entlang von Störungen bis zur Oberfläche hochgeschleppt wurden. In den Muschelkalk-Steinbrüchen von Rüdersdorf und in den Steinbrüchen ihrer Umgebung gibt es eine Vielzahl eiszeitlicher Phänomene zu beobachten, zu denen auch subglaziale Erosionsschluchten, Gletschertöpfe und Kryoturbationserscheinungen gehören (mehr in Schroeder 1993).

Benda 1995, Dietrich &  Hoffmann 2003, Duphorn et al. 1995, Freund &  Streif 1999, Kockel 1996, Niedermeyer et al. 2011, SchmidtThomé 1987, Schroeder 1993, Sindowski 1973, 1979, Smed 2002, Streif 1990, 2001, Wagenbreth & Steiner 1990, Weisker 1999

243

Alpen und Alpenvorland  Deutsche Alpen  Alpenvorland

(Molassebecken und Hegau)

Blick gen Alpen, Allgäu bei Füssen (Adobe Stock/Wolfilser)

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Alpen und Alpenvorland

■   Deutsche Alpen Geologen unterscheiden manchmal „Alpengeologen“ von allen anderen. Alpengeologen sind schon wegen der Schroffheit ihres Geländes körperlich immer besonders gefordert und es sah lange Zeit so aus, als seien die Alpen besonders kompliziert gebaute Gebirge. Sind sie auch, nur sind, wie wir inzwischen wissen, die Mittelgebirge auch nicht anders aufgebaut; weil Letztere aber mittlerweile so weit abgetragen sind, bereitet die Rekonstruktion ihrer Entstehungsgeschichte eher noch größere Probleme. Auf den ersten Blick bleibt aber der Eindruck der vielfältigen Strukturen in den jungen Faltengebirgen, die schwierig zu entschlüsseln sind. Es ist vielleicht kein Zufall, dass in einer modernen Geologie von Mitteleuropa (Walter 1992) die Alpen gar nicht behandelt werden: Der Vorgängerband (Dorn 1960) hatte immerhin noch wenigstens eine Übersicht dazu enthalten. Auch die inzwischen veraltete ›Geologie von Deutschland‹ (Knetsch 1963) geht mit dem Gebiet eher stiefmütterlich um. Dagegen ist die viel zitierte ›Geologie der Alpen‹ (Gwinner 1971) eine wahre Fundgrube übersichtlich zusammengestellter Daten mit zahlreichen Kartenausschnitten und detaillierten Profilen; sie ist aber kein Lesestoff für den interessierten Laien. Die beste Übersicht in diesem Sinne ist meines Erachtens die ›Kleine Geologie der Ostalpen‹ (Bögel &  Schmidt 1976) und sie bezieht auch schon plattentektonische Aspekte mit ein. Gut verständlich, auch für den Laien, ist Laubschers Zusammenfassung im Sonderheft ›Ozeane und Kontinente‹, das die Zeitschrift ›Spektrum der Wissenschaft‹ 1984 herausgegeben hat (Laubscher 1984). Der deutsche Anteil an den Alpen ist vergleichsweise klein. Er umfasst in erster Linie das Allgäu und die Bayerischen Alpen und beide gehören zu dem Bereich, von dem ein wesentlicher Teil als Kalkalpen bezeichnet wird (Abb. 225). Weiterhin gehören dazu die nördlich anschließenden Einheiten von Flysch, Helvetikum und Molasse (vgl. Abb. 2). Um zu einer schlüssigen Beschreibung der Nördlichen Kalkalpen, also des deutschen Alpenanteils zu gelangen, kommt man aber nicht umhin, kurz auf die Entstehung und den Aufbau des ganzen Alpenkörpers einzugehen. Auf den ersten Blick scheint dieses Gebirge annähernd symmetrisch aufgebaut zu sein: Zwischen Nördlichen und Südlichen Kalkalpen mit ihren weitgehend hellen Karbonatkomplexen sind die vom Landschaftseindruck her eher düsteren Zentralalpen gelegen, die im Wesentlichen aus Kristallingesteinen bestehen. In der alten Auffassung, dass Gneise und Glimmerschiefer, wie sie in den Zentralalpen angetroffen werden, immer auch besonders alte Gesteine sein müssten, zeigt sich der Gedanke, dass ein solches „Urgebirge“ von jüngeren Gesteinseinheiten

gesäumt wird. Diese Quasi-Symmetrie hatte auch frühere Auffassungen zur Entstehung der Alpen mitgeprägt. Bei näherer Betrachtung der Gesteinskomplexe und deren tektonischer Entwicklung ist sie heute aber nicht mehr aufrechtzuerhalten. Was bleibt, ist das Wachstum der Einheiten, die Gebirgsketten aufbauen – von innen nach außen, wie wir das auch schon bei dem Variskischen Gebirge gesehen hatten. Wenn man die Alpen als geologisch junges Gebirge versteht, das – wie es gelegentlich heißt –  „im Tertiär aufgefaltet“ wurde und das seinen Ursprung in einem als Tethys bezeichneten Ozean hatte, der schon seit dem Perm existierte und später geschlossen wurde, so ist das eine in vielerlei Hinsicht unzulässige, viel zu grobe Vereinfachung. Auch der Ansatz, die tektonischen Abläufe mit der Auswirkung eines Schraubstocks zu vergleichen, dessen Backen gleichsam aus Europäischer und Afrikanischer Platte bestehen, zwischen denen die Ablagerungen des Tethysmeeres zusammengeschoben wurden, wird dem komplexen Geschehen nicht gerecht. Im Alpenraum treffen nämlich zwei altersmäßig völlig verschiedene Gebirgssysteme aufeinander: Das ältere, variskische (es enthält zudem noch kaledonische Elemente) ist nur noch bruchstückhaft vorhanden und wird zudem auch durch Gesteinskomplexe aus unterschiedlichen Stockwerken repräsentiert. Die tieferen bestehen aus dem sogenannten „Altkristallin“ mit Gneis und Glimmerschiefer in den zentralen Ostalpen, und die höheren, nicht metamorphen Anteile bilden die Nördliche Grauwackenzone und kommen auch in den Karnischen Alpen vor. Zum tieferen Stockwerk gehören auch variskische Granite. Alle diese variskischen Elemente sind, zusammen mit einigen noch älteren Anteilen, erst durch Vertikalbewegungen und Erosion im Zuge der alpidischen Gebirgsbildung an die Oberfläche gelangt; es sind praktisch Krustensplitter vom Südrand der Europäischen Platte. Die geologisch jungen Alpen sind plattentektonisch durch Krustendehnung im Mesozoikum des Tethysraumes und durch späteren mehrphasigen Zusammenschub der in diesem Beckenraum gebildeten Gesteine während Kreide und Tertiär zu erklären. Der jüngere Anteil der Bewegungen steht ursächlich auch mit der Öffnung des Atlantischen Ozeans in Verbindung. Um den Meeresraum mit den damals herrschenden Ablagerungsbedingungen zu verstehen, aus dessen Gesteinen das Gebirge aufgebaut ist, muss man die Schichtenstapel zunächst in ihre ursprüngliche Position, d. h. vor dem Zusammenschub, zurückverfolgen. Solche palinspastischen Rekonstruktionen haben ergeben, dass der im Mesozoikum entstehende

Deutsche Alpen

Deutsche Alpen

Ozean etwa 1000 km breit war, ehe er auf die heutige Gebirgsbreite von etwa 100 km eingeengt wurde. Da selbst die mächtigen alpinen Deckenstapel nur die oberste Haut der Lithosphäre bilden, muss dabei also auch Kruste verschluckt worden sein. Der etwa Ost-West verlaufende, als Tethysmeer bezeichnete Ozean war zwischen den Kontinentalblöcken von Europa und Afrika gelegen. Im Zuge der plattentektonischen Einengung entstand zunächst eine nach Süden gerichtete Subduktionszone. Mit zunehmender Annäherung der beiden Platten kehrte sich der Verlauf später in eine nach Norden abtauchende Subduktionszone um. Die Naht, die heute die Südalpen vom nördlichen Bereich trennt, wird als Periadriatische Naht bezeichnet und zeigt sich auch morphologisch in Form ausgeprägter Längstäler wie z. B. dem Gailtal oder dem Pustertal; sie hat für die Erklärung vieler Vorgänge in den Alpen insgesamt eine Schlüsselposition. Die Nahtzone ist mit etwa 700 km Länge die bedeutendste Störungszone der Alpen. Daran haben sich beträchtliche Verschiebungen sowohl in vertikaler (es werden mehrere 1000 m Absenkung des südlichen Bereichs gegenüber dem Norden diskutiert) als auch in horizontaler Richtung (mehrere 100 km) vollzogen. Die Zone ist außerdem ein Bereich, in dem seit spätvariskischer Zeit immer wieder granitische Schmelzen aufgedrungen sind; die jüngsten haben den Ada-

mello-Pluton und das Bergell-Massiv aufgebaut, deren Granite nur etwa 30 Mill. Jahre alt sind. Aber auch die Annahme eines zusammenhängenden Ozeans, der meist als Tethysmeer bezeichnet wird, ist eine Vereinfachung, die nur der anschaulichen Darstellung wegen erfolgt. Der weitere Mittelmeerraum, in dem sich das Geschehen abgespielt hat, ist auch heute noch durch enorm komplexe geologische Verhältnisse geprägt: Es gibt mehrere kleinere Platten, auf die der Begriff der Terrane besonders gut passt. Diese Platten sind durch Eigenbewegungen gekennzeichnet und nicht überall genügt als Erklärung dafür die großzügige Behauptung, dass die Afrikanische Platte nach Norden driftet. Besonders anschaulich sind Drehbewegungen am Beispiel von Sardinien und Korsika deutlich zu machen, deren variskische kristalline Sockelgesteine ihre Entsprechung in den südfranzösischen Massiven von Esterel und den Maures haben: Diese Inseln sind also entgegen dem Uhrzeigersinn vom Südrand der Europäischen Platte „weggedreht“ worden. Zu gleicher Zeit öffnete sich die Biscaya, sodass man diese Bewegungen mit der Öffnung des Atlantiks in Verbindung sieht. Das Mosaik von Mikroplatten im Tethysraum, die ähnliche Drehbewegungen ausgeführt haben, führte auch zu einer sehr differenzierten Gliederung in viele Teilbecken und -schwellen, deren Sedimentfüllungen nicht immer einfach miteinander zu

˚ Abb. 225:

Allgäuer Alpen als Teil der Nördlichen Kalkalpen. Gefaltete und steil gestellte Karbonatgesteine der Allgäu-Decke, hier in der Nähe des Prinz-Luitpold-Hauses (Hochvogel-Gebiet). Am Fuß die charakteristischen Schuttströme, die sich aus der fortschreitenden physikalischen Verwitterung ergeben (Foto: Martin Schmitteckert).

247

Alpen und Alpenvorland

Stufe

Nördliche Kalkalpen BayerischNordtiroler Fazies

Rhätium 212 Ma

Rhät-Riffkalk

–200 m

TERTIÄR

Obertrias

Norium

Karnium

KREIDE

229 Ma

229 Ma

JURA

PlattenKalk

Hauptdolomit 200 – 1500 m

222 Ma

OpponitzSchichten Lunz-Schichten Sandstein & Schiefer m. Kohlen

ArlbergKalk

Anisium DEVON

WettersteinKalk und -Dolomit –1200 m

GutensteinKalk und -Dolomit Basis (Saalfelden-) Rauhwacke

– 300 m SILURIUM

241 Ma

– 20 m Cardita-Schichten

234 Ma

Alpiner Muschelkalk – 300 m

KARBON

Mitteltrias

PERM

(Geschichtete Fazies mit Megalodon)

Raibl-Schichten (Dolomit) 250 m

Reifling-Kalk

251 Ma

Partnach-Schichten 200 m

Ladinium

Dachsteinkalk –1200 m

(RiffFazies)

ReiflingKalk

208 Ma

TRIAS

?

100 m

KössenSchichten 200 m

241 Ma

Ramsau-Dolomit –800 m

QUARTÄR

BerchtesgadenDachsteinFazies

Reifling-Knollenkalk

System

Diploporen(Steinalm-) Kalk

GutensteinKalk und -Dolomit SaalfeldenRauhwacke

ORDOVIZIUM

KAMBRIUM

˘ Tab. 10:

Schichtenfolge der Trias in den Nördlichen Kalkalpen (aus Rothe 2009).

PRÄKAMBRIUM

Untertrias

248

Skythium

„Alpiner Buntsandstein“

Werfen-Schichten 200 – 400 m

Deutsche Alpen

korrelieren sind. Das gilt umso mehr, als die Gesteinsfolgen ja durch die komplexen tektonischen Prozesse übereinander gestapelt, überkippt, in Form von Decken transportiert oder zerschert worden sind. Der Alpengeologe stand zunächst einmal vor einem beispiellosen Chaos, in das nur näherungsweise und höchstens lokal einige Ordnung gebracht werden konnte. Vor diesem Hintergrund müssen auch die großräumigen Rekonstruktionsversuche gesehen werden, die heute ein einigermaßen stimmiges Bild von der Alpenentstehung vermitteln. Ehe ich darauf eingehe, sollen zunächst kurz ein paar der großen tektonischen Einheiten skizziert werden, die den Gebirgskörper gliedern. Dabei beschränke ich mich auf den nördlichen Anteil der Ostalpen, die geographisch etwa durch das Rheintal von den Westalpen abgegrenzt werden. Hier unterscheidet man von innen nach außen, d.h. von Süden nach Norden: Ostalpin, Flysch, Helvetikum und Molasse und bei Letzterer noch Falten- und Vorlandsmolasse. Mit diesen Begriffen kann meist nur der etwas anfangen, der weiß, dass es sich dabei um tektonische Großeinheiten handelt. Ihre Gesteinsfolgen sind heute infolge der tektonischen Prozesse eng benachbart, sie sind jedoch zuvor in völlig verschiedenen Becken abgelagert worden. Wiederum stark vereinfacht kann man sagen, dass es einen Kalkalpentrog, einen Flyschtrog, einen Helvetischen Trog und einen Molassetrog gegeben hat. Die ursprüngliche Position des Kalkalpentroges wird paläogeographisch am Nordrand von Gondwanaland (d. h. der Afrikanischen Platte) vermutet. Die Trogfüllung muss in Form bereits fester Gesteine dann einige 100 km nach Norden verfrachtet worden sein, wo sie uns jetzt in Gestalt der Nördlichen Kalkalpen begegnet. Der Begriff „Kalkalpen“ deutet schon die dominierenden Gesteinsarten an, wenngleich nicht alle Gesteine Kalke sind. Die engere geologische Geschichte der Alpen begann vor etwa 200 Millionen Jahren, d. h. während des Juras, als sich ein Tethys-Ozean zu öffnen begann, der damals auch einen mitteltethyschen Rücken (der passende Begriff stammt von meinem Schweizer Kollegen Laubscher, der ihn in Analogie zum Mittelatlantischen und ähnlichen Rücken so bezeichnet hat) mit Basalten hatte, also echte ozeanische Kruste. Die entsprechenden Tiefwassersedimente sind später metamorphisiert worden. Man findet sie nur in den Westalpen in Form der sogenannten „Bündner Schiefer“, die wieder eine eigene tektonische Einheit, das Penninikum, aufbauen; darauf wird hier nicht näher eingegangen. Im Kalkalpentrog herrschten dagegen überwiegend Flachwasserbedingungen, die sich anhand der Karbonatgesteine und ihrer Fossilien rekonstruieren lassen. Die zu den Kalkalpen gehörende Schichtfolge beginnt aber schon wesentlich früher. Die ältesten Ablagerungen sind permzeitliche Salzgesteine, die als

Haselgebirge zusammengefasst werden (Gebirge meint hier den bergmännischen Begriff, also das Gestein); dabei handelt es sich um Gips, Anhydrit, Dolomit und Rauhwacken – das sind Gesteine, aus denen die leicht löslichen Komponenten herausgelöst sind. Das Haselgebirge kann bis zu 1000 m mächtig sein, ist aber von der Oberfläche her vielfach schon abgelaugt worden; die Salzgesteine sieht man als bedeutendes Schmiermittel für den alpinen Deckentransport an. Das Steinsalz hat die Kultur der Hallstatt-Zeit begründet und es ist schon damals unter Tage gewonnen worden. Dazu gehören auch die Vorkommen von Bad Reichenhall und Berchtesgaden. Über dem Haselgebirge folgt der Alpine Buntsandstein, der in den Berchtesgadener Alpen marin ausgebildet ist und als Werfen-Schichten bezeichnet wird. Die roten Sandsteine sind 200 bis 400 m mächtig und werden fast ausschließlich durch Karbonatgesteinskomplexe überlagert, die die charakteristischen Gesteinszüge der Nördlichen Kalkalpen aufbauen. Zunächst folgt, in Analogie zur Germanischen Trias, der Alpine Muschelkalk, dessen tiefste Anteile in Bayern und Tirol Gutenstein-Kalk und ‑Dolomit heißen und um Berchtesgaden Ramsau-Dolomit. Der Alpine Muschelkalk enthält auch Hornsteinbänke und einzelne grünliche Tufflagen, die zu den wenigen Zeugen von Vulkanismus im Nordalpenbereich gehören. Während Ersterer nur etwa 300 m mächtig ist, erreicht der überwiegend in Lagunen gebildete Ramsau-Dolomit schon 800 m. Da fast alle Karbonatgesteine der Kalkalpen Flachwasserbildungen sind, zeigt sich daran auch die unterschiedliche Absenkung der einzelnen Teiltröge, die durch die Kalkbildung ständig kompensiert wurde. Vieles davon sind Riffbildungen, die in den vergangenen 50 Jahren sehr gut erforscht worden sind. Man kann in ihnen eine Zonierung identifizieren, die einen aus Kalkschwämmen und Kalkalgen aufgebauten zentralen Riffkörper sowie den zum offenen Meer hin orientierten Vorriffbereich mit Riffschutt und einen davon abgeschirmten Rückriffbereich, wo in Lagunen hauptsächlich gut geschichtete Gesteinsfolgen entstanden sind, erkennen lässt; die massigen Riffklötze sind schon im Gelände gut von den schichtigen Gesteinspartien zu unterscheiden. Paläokarsterscheinungen zeigen auch, dass einzelne Bereiche zeitweise trockengefallen waren. Im Lauf der weiteren Entwicklung erfolgte dann eine Vertiefung einzelner Tröge: Die nach der PartnachKlamm benannten Partnach-Schichten der mittleren Trias sind nur 200 m mächtig und durch einen bankweisen Wechsel von gut geschichteten Ton- und Mergellagen gekennzeichnet, die auf tieferes Wasser der Beckenfazies verweisen. Der etwa gleichzeitig mit den Partnach-Schichten entstandene Wettersteinkalk und -dolomit dagegen ist wieder eine von Algen dominierte Flachwasserbildung, die bis zu 1500 m mächtig werden kann. Er ist aber nicht nur im namengebenden Wettersteinge-

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250

Alpen und Alpenvorland

˚ Abb.

226: Zugspitze (Shutterstock/Noppasin Wongchum).

birge entwickelt, wo er auch die Zugspitze aufbaut, sondern bildet viele besonders prominente Gebirgsmassive der Nördlichen Kalkalpen, u. a. auch Karwendel und Kaisergebirge. Über Partnach-Schichten und Wettersteinkalk bzw. Ramsau-Dolomit folgen die petrographisch sehr unterschiedlichen Raibl-Schichten, die zeitlich etwa dem Keuper zuzuordnen sind. Man unterscheidet in den Kalkalpen eine als klastisch bezeichnete Serie von einer als chemisch bezeichneten. Die klastische besteht aus Sandsteinen, Tonschiefern, Mergelsteinen, gelegentlich auch Kalkstein, Dolomit und Anhydrit; darin sind keuperzeitliche Landpflanzen gefunden worden, die in Niederösterreich sogar kleine Kohleflöze bilden und die aus Küstensümpfen am südlichen Rand der Böhmischen Masse entstanden waren. Die chemische Serie der Raibl-Schichten wird aus Dolomiten, Kalksteinen, Anhydrit, Gips und Rauhwacken aufgebaut und zeigt damit ihre Bildung in extremen Flachwasserbereichen. Auch diese Gesteine wirkten gelegentlich als Schmiermittel für den Deckentransport. Die Mächtigkeit der Raibl-Schichten wird mit bis zu 400 m angegeben, sie kann aber auch bis auf wenige Meter reduziert sein. Darüber folgen nach dem Dachstein-Massiv benannte Karbonate, die eine ähnliche fazielle Entwicklung aufweisen wie sie schon beim Wetterstein-

kalk bzw. -dolomit diskutiert wurde. Der Dachsteinkalk ist eine bis zu 1200 m mächtige Bildung von Riffen, die zusammen mit bankigen Kalken ausgedehnte Karbonatplattformen aufbauen; das meiste ist Riffschutt. Zwischen diesen Flachwasser-Plattformen gab es Beckenbereiche mit bunten Cephalopodenkalken, die tieferes Wasser anzeigen. Im Rückriffbereich der aus Kalkschwämmen, nun aber auch aus koloniebildenden Korallen aufgebauten Riffe sind die Kalke gut gebankt; sie enthalten vielfach riesige Muscheln (Megalodonten), die wegen ihrer Form im Volksmund als „Kuhtritte“ bezeichnet werden. Diese Bänke bilden Hunderte Meter mächtige Folgen im Wechsel mit dolomitischen Stromatolithlagen, die von Cyanobakterien erzeugte Algenmatten darstellen. Ihre rhythmische Schichtung wird heute mit Milankovitch-Zyklen interpretiert und die Gesteine werden nach den Loferer Steinbergen als „Loferite“ bezeichnet. Solche Loferitbänder sind auch in der Watzmann-Ostwand gut zu sehen. Im deutschen Kalkalpenbereich geht der Dachsteinkalk lateral in den Hauptdolomit (eine stratigraphische Bezeichnung) über, der bis zu 2000 m mächtig werden kann. Auch der Hauptdolomit ist ein wesentlicher Gipfelbildner in den Ostalpen. Seine bankigen Gesteinsfolgen mit stromatolithischen Lagen enthalten manchmal viel Bitumen (das bei Seefeld in Tirol aus Ölschiefern gewonnen wurde und dort u. a. für seine Fischfossilien berühmt ist). Auch dieser Dolomit ist im Wesentlichen eine Lagunenbildung. Am Ende der Trias entstanden dann Korallenriffe und die zugehörigen Beckensedimente der KössenSchichten. Die alpine Trias kann insgesamt bis über 4000 m mächtig werden; die lokal aber sehr unterschiedlichen Mächtigkeiten sind eine Folge der damaligen Gliederung des Meeresraums in unterschiedlich absinkende Becken- und Schwellenbereiche. Im Jura vertiefte sich das Meer. Die charakteristischen Gesteine des alpinen Juras sind einmal bunte Cephalopodenkalke, die auf eingebrochenen Tiefschwellen entstanden sind. Sie müssen teilweise nahe der CCD gebildet worden sein, da die Ammonitengehäuse vielfach Anlösungserscheinungen zeigen. Dazu gehören u. a. die bunten Lias-Kalke von Adnet (Adneter Kalke) mit ihren z. T. riesigen Ammoniten oder die durch Crinoiden gekennzeichneten Hierlatz-Kalke, die man vielfach in den Barockkirchen des Alpenraums verbaut hat. In noch tieferem Wasser sind die sogenannten Fleckenmergel und Kieselkalke entstanden, die auch die Allgäuer Grasberge aufbauen. Im Oberen Jura wurden Radiolarienhornsteine gebildet, die meist charakteristische rote und grüne Farben haben (was vom jeweiligen Oxidationszustand des beigemengten Eisens abhängt). Solche Gesteine sind außerordentlich verwitterungsresistent: Die daraus entstandenen Gerölle sind später u. a. vom Rhein weit in das nördliche Vorland transportiert worden. Im obersten Jura entstanden bis

Deutsche Alpen

zu 800 m mächtige Aptychenkalke (Aptychen sind die aus Calcit bestehenden Deckel der Ammoniten; wenn deren aragonitische Gehäuse aufgelöst sind, bleiben die schwerer löslichen Calcitdeckel noch erhalten und zeigen damit ebenfalls tieferes Wasser an). Schichten mit Aptychen setzen sich lokal noch bis in die Zeit der unteren Kreide hinein fort. Im obersten Jura wurden nochmals Riffkalke gebildet; dieser Plassenkalk kann einige 100 m mächtig werden. Insgesamt überwiegen aber im Jura des Alpenraums mergelige Gesteine. Im Vergleich zur Trias sind sie nicht nur geringmächtiger, sondern auch leichter verwitterbar und haben deshalb auch nur geringen Anteil am Aufbau der Landschaft. Dass der Alpenraum während des Juras zunehmend in Bewegung geriet, zeigt sich häufig auch an Schichtlücken, Gerölllagen und großräumigen synsedimentären Rutschungen, die sich alle im submarinen Bereich abgespielt hatten. Erst im obersten Jura trat tektonisch wieder Ruhe ein: Die Ablagerungen der Aptychenschichten setzen sich ohne deutlich erkennbare Grenze in entsprechende Bildungen der Unterkreide fort. Noch innerhalb der Unterkreide begann dann allerdings die an deutlichen Anzeichen festzumachende Gebirgsbildung: Die Trias wurde, lokal zusammen mit der untersten Unterkreide, zu grobklastischen Sedimenten und großformatigen Blöcken aufgearbeitet und in Form chaotischer Massen abgelagert. Mit der Kreide setzt dann bereits die Flyschphase ein, die durch bis zu 2000 m mächtige Sandsteine, Tonsteine und Mergel dokumentiert wird. Diese Serien sind meist außerordentlich arm an Fossilien und setzen sich bis in das Alttertiär hinein fort; ihre biostratigraphische Gliederung ist wegen dieser Fossilarmut oft schwierig. Wie schon gesagt, erfolgte deren Sedimentation in einem vom Kalkalpentrog auch räumlich getrennten schmalen Flyschtrog. Etwa gleichzeitig entwickelte sich auch der Helvetische Trog, dessen Ablagerungen in den Schweizer Alpen (Helvetia = Schweiz) besser zu verfolgen sind als in dem entsprechenden schmalen Streifen, der zu den deutschen Anteilen gehört. Dessen Ablagerungen sind neben Sand- und Tonsteinen auch vielfach wieder Kalksteine und erreichen mit etwa 1500 m nicht ganz die Mächtigkeiten des Flyschs. Die geschilderten Schichtfolgen sind von den Alpengeologen in über 200 Jahren studiert und aus vielen Einzelprofilen „zusammengeflickt“ worden. Die zahllosen Falten und Brüche, die das einheitliche Bild eines Gesamtprofils durcheinanderbringen, kann ein aufmerksamer Wanderer im Gelände erkennen und es wird ihm auch sofort einleuchten, dass die gefalteten Gesteinskomplexe eine Verkürzung abbilden, die mit dem Begriff „Zusammenschub“ erklärt werden kann. So hat sich schon früh die Frage ergeben, was diesen Zusammenschub bewirkt haben könnte. Hier ist nicht der Platz, die Geschichte der

unterschiedlichen Deutungsansätze zu diskutieren, es soll aber darauf hingewiesen werden, dass schon mancher der alten Alpengeologen dem modernen plattentektonischen Ansatz ziemlich nahe gekommen war, etwa wenn Ampferer oder Kraus von „Unterströmung“ sprachen und Bilder skizziert hatten, die wir heute mit Subduktionszonen gleichsetzen würden. Man kann gelegentlich beobachten, dass aufrecht stehende Falten „umkippen“ und dann horizontal liegen. Von da an gehört nun nicht mehr viel Phantasie dazu, die Falte im Scheitel aufreißen zu lassen und den oberen Teil weiterzuschieben, bis er abreißt; das wäre dann anfangs eine Schuppe und später eine Decke, die aus dem Gesteinsverband gelöst weitergeschoben und auf völlig andere Gesteinskomplexe gelagert sein kann. Mit Hilfe der Biostratigraphie hat man zwar ermittelt, dass vielfach ältere über jüngeren Schichten lagern, man kam aber gelegentlich in Erklärungsnotstand über die Herkunft der älteren Gesteinskomplexe, die nur als Decken interpretiert werden konnten. Dazu trug auch bei, dass an ihrer Basis oft brekziierte Partien vorkommen, die mechanisch beim Transport zerrüttete Gesteine dokumentieren. Es ging und geht in vielen Gebirgen immer noch um die sogenannte „Wurzelzone“ dieser Decken. In den Nördlichen Kalkalpen lassen sich vier solcher Decken unterscheiden, die mit der tiefsten, der Allgäu-Decke beginnen, die ihrerseits von der Lechtal-Decke überschoben ist, der wiederum die Inntal-Decke folgt und zuoberst die Krabachjoch-Decke. Dieses schöne Lernschema ist allerdings nur sehr grob, und die Einheiten sind nicht überall gut voneinander abzugrenzen, zumal die auch nach dem Deckentransport weiter anhaltende tektonische Deformation noch eine Vielzahl von Brüchen und kleineren Schollenbewegungen innerhalb der Decken selbst bewirkt hat. Der gesamte Alpenkörper zeigt mit dem insgesamt bogenförmigen Verlauf seiner Strukturen zwischen dem Bereich südlich des Genfer Sees bis zu den Karpaten, dass seine Schichten nicht zwischen zwei parallel angeordneten Backen eines Schraubstocks zusammengepresst sein können. Im Bereich der deutschen Alpen herrscht aber überwiegend eine Ost-West-Orientierung der Baueinheiten vor, sodass hier im Endstadium von einem Schub nach Norden bzw. einer Subduktion nach Süden ausgegangen werden kann. Man muss die tektonische Entwicklung und die unterschiedlichen Bewegungsrichtungen auch in ein zeitliches Nacheinander einordnen (Abb. 227). Dann ergeben sich für die alpine Orogenese Abläufe, die mit einer Zerstückelung des variskischen Grundgebirges beginnen, von dem heute noch einzelne Vorkommen im Alpenbereich zeugen. In einer darauf folgenden mesozoischen Riftphase, die vor allem im

251

23,8 Ma

Bergell-Granit

Oligozän

Adamello

33,7 Ma

Unterkreide 144Ma Malm

JURA

Dogger Lias

208 Ma Keuper

TRIAS 251 Ma

Muschelkalk

Bündner Schiefer Ophiolithe Dachstein z. T. Riffe

Kalke, Dolomite, Tonsteine, Mergel S lithe)

Ophio

cken (

Rü ischer lozean

a

Wetterstein

Zechstein

Bellerophon-Kalk

Rotliegend

Gröden-Sandstein Bozener Quarzporphyr Brixener Granit

296 Ma Oberkarbon Unterkarbon

˚ Abb. 227:

Aptychenkalke / Radiolarite

Sandsteine Tonsteine

Mitte

Buntsandstein

PERM

KARBON

FlyschSedimentation (Flysch)

KREIDE

F

Oberkreide

l

55 Ma

„Geosynklinal“Sedimentation (Penninikum)

Paläozän

Sandsteine

t

Eozän 65 Ma

N Konglomerate

u

TERTIÄR

n

Miozän

Hebung

g

5,3 Ma

Alpine „Geosynklinal“-Phase

Pliozän

Außen

Öffnung des Tethys-Ozeans

Innen

Öffnung des Atlantischen Ozeans

Holozän Pleistozän

MolasseSedimentation (Molasse)

2,6 Ma

PlattformSedimentation Kalkalpin („Ostalpin“)

QUARTÄR

MOR

Alpen und Alpenvorland

Flachschelf-Sed. (Helvetikum) Tieferer Schelf (Ultrahelvetikum)

252

Stark schematische Darstellung der Schichtenfolge und der Ereignisse im Alpenraum (für Vorlesungen des Verfassers entwickelt).

Erosion variskische und ältere Gebirgsbildungen (u. a. Zentralgneise und Migmatite sowie ältere Gesteine der „Schieferhülle“ im Tauernfenster, Grazer Paläozoikum etc.)

Jura aktiv war, wurde die Kruste ausgedünnt. Das war die Zeit, in der Gondwanaland vom nördlichen Laurasia getrennt wurde und in der Atlantik und Tethys begannen, sich zu öffnen. Im Zuge dieser Krustenbewegungen entwickelte sich im Alpenraum die ozeanische Kruste eines als Piemont-Ozean bezeichneten tiefen Meeres, das im Norden und Süden von den passiven Kontinentalrändern Afrikas und Europas gesäumt wurde. Dieser Ozean ist während der darauf folgenden Konvergenz durch Subduktion wieder verschwunden. Erstmals in der Kreidezeit kam es zur Konvergenz zwischen Afrikanischer und Europäischer Platte. Die später für die Alpentektonik bedeutende Adriatische Mikroplatte wurde dabei abgetrennt und entgegen dem Uhrzeigersinn um etwa 30° gedreht; diese Bewegung passt in das zuvor skizzierte Bild von Sardinien und Korsika, die sich in ähnlicher Weise vom Festlandsbereich getrennt hatten. Die Bewegungen der Adriatischen Platte hatten Aufschiebungen nach Westen und Nordwesten zur Folge, die entsprechende Strukturen vor allem im Westalpenbogen bestimmen. Zusätzlich kam es auch zu Horizontalbewegungen großer Schollen und zur Anhäu-

fung mächtiger Sedimentpakete nach Art von Akkretionskeilen bzw. zu einer ersten Flyschphase. Erst im Tertiär setzte dann die eigentliche Kollisionsphase ein, die während des Alttertiärs durch Nord-Süd gerichtete Plattenbewegungen zwischen Afrika und Europa gekennzeichnet ist; im Miozän drehte diese Richtung auf Nordwest-Südost. Infolge dieser Kollision wurden auch Teile der Kruste von den ausgedünnten Kontinentalrändern subduziert. Von der Nordbewegung war auch das seit dem Alttertiär sich entwickelnde Vorlandbecken im Norden betroffen, das nach und nach den Schutt des aufsteigenden Gebirges, d. h. die Molassen, aufnahm. Für den süddeutschen Bereich des Molassebeckens gilt, dass der kristalline Untergrund mitsamt seinem mesozoischen Deckgebirge, das stratigraphisch bis in den Oberjura reicht, nach Süden unter einem allmählich steileren Winkel unter die Alpen abtauchte. Der sich dabei einsenkende Trog nahm eine stark asymmetrische Form an, der in Alpennähe mit bis zu 5000 m auch die größten Mächtigkeiten erreichte. Gleichzeitig damit drang zeitweise das Meer in dieses Gebiet vor und lagerte die Schichten von Unterer und Oberer Meeresmolasse ab, die durch zwei

Deutsche Alpen

Phasen von Süßwassermolassen unterbrochen wurden. Die Süßwassermolassen nahmen den Schutt des aufsteigenden Gebirges auf; daraus ergibt sich, dass es etwa zeitgleich mit dem durch die Kollision verursachten Horizontalschub auch zu Vertikalbewegungen kam. Beides scheint, wie die Feinnivellements zeigen, bis in die Gegenwart anzudauern. Die Alpen steigen mit etwa 1 bis 2 mm/Jahr auf, wozu vor allem das isostatische Ungleichgewicht beizutragen scheint: Im Untergrund, der „Gebirgswurzel“, ist die Erdkruste infolge der Auflast der übereinander gestapelten Gesteinskomplexe so weit eingedellt, dass hier die Grenze zwischen Kruste und Mantel etwa 40 km tief liegt. Der schon seit dem Jungtertiär anhaltende Aufstieg des Alpenkörpers hat im Verein mit der Erosion des nun über den Wasserspiegel aufragenden Gebirges wesentlich die heutige Morphologie geprägt, die durch Rumpfflächen und steil eingeschnittene Täler bestimmt ist. Durch die Hebung solcher Rumpfflächen und deren Zertalung ist auch die Gipfelflur zu erklären, d. h. das Phänomen, dass über eine größere Erstreckung die Gipfel, unabhängig vom Gebirgsbau und Gestein, etwa in gleicher Höhe liegen. Der Aufstieg des Gebirges zum Hochgebirge hat auch die Vergletscherung im Quartär bewirkt. Der sich weiter fortsetzende Horizontalschub hat dazu geführt, dass auch ein Teil der Molasse noch in Falten gelegt wurde; die Tektonik ist unmittelbar am Alpennordrand („Faltenmolasse“) am stärksten wirksam und klingt zum Vorland hin allmählich aus. Über die Geologie der deutschen Alpen hat man viel aus der Bohrung Vorderriß 1 gelernt, die 1977/78 südlich von Lenggries im Isartal niedergebracht wurde; mit einer Endteufe von fast 6500 m sind dort erstmals die bayerischen Kalkalpen durchteuft worden (Abb. 228). Die Idee dazu kam aus der Kohlenwasserstoff-Exploration, die schon viele Jahre zuvor im Voralpenland, d. h. innerhalb der Molassen, erdöl- und erdgas führende Gesteine gefunden und z. T. ausgebeutet hatte. Daraus ergab sich die Vermutung, dass entsprechende Serien auch und gerade unter den Decken der nördlichen Kalkalpen ölführend sein könnten, zumal man im weiter östlich gelegenen Wiener Becken bereits fündig geworden war. Man hat in der Bohrung Vorderriß 1 zwar kein Erdöl gefunden, aber Erkenntnisse gewonnen, die den Alpenbau verständlicher machen (Bachmann & Müller 1981). Durchteuft wurden unter zunächst mächtigem Quartär (über 350 m), das durch die Übertiefung durch zwei Gletscher (Rißbach- und Isar-Gletscher) zustande kam, eine fast 1300 m mächtige Folge von Hauptdolomit der Lechtal-Decke. Darunter folgten nochmals fast 1000 m, die der als „Chemische Serie“ der Raibl-Schichten bezeichneten Einheit zuzurechnen sind und die großteils aus Anhydriten und Dolomiten aufgebaut sind. Beides zusammen wird einer als

Lechtal-Decke II bezeichneten tektonischen Einheit zugeschrieben. Darunter folgt eine Lechtal-Decke I, die neben „chemischem“ Anteil auch den klastischen Anteil der Raibl-Schichten und darüber hinaus noch Partnach-Schichten und Alpinen Muschelkalk enthält. Die Auftrennung in zwei Deckeneinheiten beruht darauf, dass sich in der tieferen Decke der Umwandlungsgrad organischer Substanzen sprunghaft verändert; er ist dort wesentlich höher als im oberen Teil, wobei der nicht kontinuierliche Anstieg nicht mit der normalen Überlagerung der Gesteinskomplexe erklärbar ist. Die Umwandlung muss bereits vor dem Deckentransport erfolgt sein und hat möglicherweise mit einem Wärmedom zu tun, für den vielleicht Krustenteile unter den Hohen Tauern infrage kommen. Damit besteht die Lechtal-Decke hier aus zwei Untereinheiten, die wahrscheinlich schichtparallel aufeinandergestapelte Teildecken darstellen. Unter beiden Lechtal-Teildecken folgt dann die wiederum geringer inkohlte Allgäu-Decke, an deren Aufbau neben etwa 240 m mächtigen mergeligen Allgäu-Schichten wiederum der Hauptdolomit mit fast 1000 m einen wesentlichen Anteil hat. Der Rest sind, der Mächtigkeit nach, Raibl-Schichten mit fast 500 m und wenige Zehnermeter Adnet-Kalk und KössenSchichten. Unter der Allgäu-Decke folgen weitgehend kreidezeitliche Serien neben bis in den Mitteljura reichende Ablagerungen, die zu einer sogenannten Randschuppe zusammengefasst werden. Ganz unten im Profil stieß die Bohrung auf das Helvetikum. Die Schichten der Molasse sind nicht erreicht worden, lassen sich aber den der Bohrung vorangegangenen geophysikalischen Untersuchungen zufolge dort vermuten. Ablagerungen der Flyschzone fehlen völlig, was angesichts der räumlichen Verbreitung von Flysch am nördlichen Alpenrand nicht weiter verwundert: In der Gegend des Chiemsees grenzt das Kalkalpin sogar direkt an die Vorlandsmolasse. Flyschgerölle darin zeigen an, dass der anstehende Flysch schon im Oligozän und Miozän herausgehoben und erodiert wurde. In der Bohrung ist er tektonisch ausgequetscht und auf den als Schmiermittel wirkenden Mergeln nach Norden geschoben worden. Das kristalline Grundgebirge hat man erst in 8500 m Tiefe erwartet. Die in der Bohrung angetroffenen Gesteinseinheiten lassen sich auch im Gelände wiederfinden, nur sind dort die leicht löslichen Komponenten der Raibl-Schichten nicht mehr vorhanden; anstelle von Anhydritgesteinen trifft man im Wettersteingebirge auf Rauhwacken. Die Bohrung Vorderriß 1 hat auch den Nachweis erbracht, dass die meist schematische Aufzählung der wenigen Deckenkomplexe viel zu einfach ist; außerdem ließ sich beweisen, dass die kalkalpinen Decken mindestens 20 km weit auf ihr Vorland überschoben wurden.

Bögel & Schmidt 1976, Gwinner 1971, Laubscher 1984, Richter 1984

253

254

Alpen und Alpenvorland

■   Alpenvorland (Molassebecken und Hegau)

˙ Abb. 228:

Profil vom Nordrand der kalkalpinen Decken über die Flyschzone bis in das bayerische Molassebecken, mit der wichtigen Bohrung Vorderriß 1 (nach Walter 1992).

Das Land zwischen Alpen, Schwäbischer und Fränkischer Alb sowie der Böhmischen Masse ist wesentlich durch Sedimentablagerungen aus der Tertiärzeit gekennzeichnet, die mit Annäherung an das Gebirge zunehmend durch die Hinterlassenschaften der quartären alpinen Gletscher überdeckt sind. Im Tertiär wurden hier die Molassen abgelagert, die in Form von erosiv oder tektonisch bedingten Hügelketten die Landschaft prägen. Im Quartär entstand der differenzierte eiszeitliche Formenschatz, zu dem außer Moränenzügen vor allem auch die glazifluvialen Schotterakkumulationen gehören, die sich in Form großflächiger Ebenen ausgebreitet haben. Die bekannteste ist die als Riß-Iller-Lech-Platte bezeichnete Gegend, die für die Quartärgliederung im Alpenvorland herausragende Bedeutung hatte und weiterhin hat; hier fließen Günz, Mindel und Riß, nach denen die entsprechenden Kaltzeiten benannt wurden. Die Tertiärablagerungen akkumulierten in einem Gebiet, das als Molassebecken bezeichnet wird (Abb. 228). Der Raum zwischen den aufsteigenden und im Zuge der Spätphase der Gebirgsbildung noch weiter nach Norden vorrückenden Alpen und der Schwäbischen und Fränkischen Alb wurde während des Oligozäns und Miozäns von mächtigen Sedimenten aufgefüllt, die abwechselnd limnische und marine Verhältnisse widerspiegeln; so kommen die in diesem Molassebecken faziell bedingten Begriffe „Süßwassermolasse“, „Brackwassermolasse“ und „Meeresmolasse“ zustande. Man unterscheidet stratigraphisch und faziell Untere Meeresmolasse (Oligozän), Untere Süßwassermolasse (von da an vorwiegend Miozän), Obere Meeresmolasse, Brackwasser- und Obere Süßwassermolasse. Der Begriff „Molasse“ stammt schon aus dem 18. Jahrhundert und meinte damals weiche feinkörnige Sandsteine. Er ist dann allgemein auf die Schuttmassen aufsteigender Gebirge übertragen wor-

den, die bereits deren beginnende Abtragung anzeigen. Der Ablagerungsraum des Molassebeckens war entstanden, als die Afrikanisch-Adriatische Platte im Zuge der Alpenentstehung auf die Europäische Platte stieß, die dabei flexurartig nach Süden abgebogen wurde. Das hatte einen asymmetrischen Trog zur Folge, dessen Sedimentfüllung im Süden wesentlich mächtiger ist als im Norden. Die Anlieferung von Sedimenten erfolgte vor allem durch Flüsse aus den noch in Bewegung befindlichen, aufsteigenden Alpen und zur Zeit der Meeresmolassen vom Wiener Becken bzw. vom Rhône-Becken her, womit eine Verbindung zum südlich gelegenen Tethysmeer gegeben war. Auch aus dem Schwäbischen und Fränkischen Jura und in geringerem Maße aus dem Bereich der Böhmischen Masse wurden Sedimente in das Molassebecken eingetragen. Das Geröllspektrum des alpinen Materials ist bunt, das aus den nördlichen Jura-Einzugsgebieten besteht im Wesentlichen nur aus Weißjurakarbonaten. Die Entwässerung durch Flusssysteme erfolgte zur Zeit der Unteren Süßwassermolasse von Westen nach Osten, während der Oberen Süßwassermolasse dagegen nach Westen zum Rhône-Becken und orientierte sich erst im obersten Miozän und Pliozän, d. h. im Zusammenhang mit der Entwicklung der Donau, wieder in Ostrichtung um. Die Ablagerung der Meeresmolassen erfolgte hier praktisch immer unter Flachwasserbedingungen, wobei auch Längsströmungen das zuvor von Flüssen eingetragene Material weiterverfrachteten. Die maximal über 5000 m mächtigen Molasseablagerungen sind nur zu erklären, wenn die Absenkung durch die Ablagerungen immer wieder kompensiert wurde. Selbst einfache Querprofile von Norden nach Süden zeigen, dass sich die größten Mächtigkeiten

N

S Flyschzone und Helvetische Decken

Bayerisches Molassebecken

Ostalpine Decken Bohrung Vorderriß 1

0 2000 4000 6000 8000 m

0

10

20 km Autochthon:

Grundgebirge

Allochthon: Jura/Kreide

Eozän/Oligozän

Miozän

Alpenvorland (Molassebecken und Hegau)

Trias

Jura

Kreide

Flysch

Alpenvorland (Molassebecken und Hegau)

im Süden befinden, während die Schichten zum Vorland hin allmählich auskeilen. Die heutige Lagerung zeigt auch ein zum Alpenkörper hin zunehmend steileres Einfallen. Die Schichtenfolge der Molasse im engeren Sinne beginnt im Oligozän mit der Transgression der Unteren Meeresmolasse über oberen Weißjura, wobei örtlich auch terrestrische Verwitterungsprodukte der Kreide und des Alttertiärs in Form von Bodenbildungen und Bohnerzen eingeschaltet sein können. Außerdem existierten lokal noch Restablagerungen des Helvetischen Flyschmeeres, die im eigentlichen Sinne zur Alpenbildung gehören. Dabei wurden etwa 300 m Meeressedimente abgelagert, ungleich weniger als während der nachfolgenden Unteren Süßwassermolasse, die bis zu 2500 m mächtig werden kann. Die Hauptmasse ihrer Sedimente wurde durch Flüsse eingetragen, die am Nordrand des Gebirges gewaltige Schuttkegel auftürmten; aus deren Geröllspektren lassen sich die unterschiedlichen Herkunftsgebiete ableiten. Die nicht immer genau gegeneinander abzugrenzenden Schuttmassen sind nach Lokalbezeichnungen benannt (z. B. Napf- , Pfänder-, Peißenberg-, Auerberg-Schüttung). Ihre liefergebietsnahen Geröllmassen gehen im Becken mit nachlassender Transportenergie allmählich in sandige und tonige Sedimente über. Gelegentlich sind auch aus dem Bereich der Böhmischen Masse Sedimente aus der festländischen Verwitterung in das Molassebecken eingetragen worden. Die miozäne Obere Meeresmolasse erreicht bis zu 350 m Mächtigkeit, die darauf folgende Brackwassermolasse bis 40 m und die Obere Süßwassermolasse, die diese Art der Sedimentation nach oben abschließt, ist nochmals fast 1000 m mächtig. In die Zeit der Oberen Süßwassermolasse fällt übrigens auch das Ries-Ereignis. Während der Oberen Meeresmolasse entstand am Südrand der Schwäbischen Alb im unteren Miozän die steile, manchmal bis 100 m hohe Felsküste, die durch die Klifflinie markiert wird (vgl. Abschnitt „Schwäbische Alb“ und Abb. 139, 140). Die von Flüssen eingetragenen Süßwassermolassen wurden im Becken selbst dann durch küstenparallele Strömungen weiterverfrachtet, die älteren nach Nordosten, die jüngeren nach Südwesten: Hier hatte sich bereits zur Zeit der Brackwassermolasse ein 10 bis 20 km breites Flusssystem am Südrand der Schwäbischen Alb herausgebildet, das als „Graupensandrinne“ bezeichnet wird und die Grimmelfingen-Schichten enthält; es entwässerte nach Südwesten. Im Süden der Graupensandrinne wurde in einem Schwellenbereich der sogenannte „Albstein“, ein terrestrischer Krustenkalk, gebildet. Die Konglomerate der Oberen Süßwassermolasse sind ähnliche Schuttbildungen wie die der Unteren Süßwassermolasse. Lokalbezeichnungen wie Hörnli-, Napf- oder Pfänderschüttung weisen darauf hin, dass die Gebiete, in denen jeweils große alluviale Fächer in das Becken vorgebaut wurden, über die gleichen Ka-

näle gespeist wurden wie zur Zeit der Unteren Süßwassermolasse. Als harte, aber nur mäßig zementierte Gesteine sind sie landschaftsprägend, wie z. B. der Pfänder bei Bregenz, Adelegg und Hörnli zeigen. Die Gesteinsspektren der Molasseablagerungen reichen von groben Konglomeraten über Sande bis zu Tonen, Mergeln und Karbonaten. Die Gesteine sind meist nur schwach verfestigt. Weil infolge der Verwitterung des Bindemittels die Gerölle oft wie Nagelköpfe aus den Gesteinen herausragen, werden sie auch als Nagelfluh bezeichnet. Die Herkunft der klastischen Ablagerungen ist am besten an den Geröllen zu erkennen, wo alpines Material sich besonders durch Granite, Quarzite und Karbonate von den aus der Schwäbischen Alb kommenden Weißjurakalken oder den aus der Oberpfalz stammenden Komponenten, unter ihnen schwarze Lydite, unterscheidet. In den sandigen Ablagerungen sind die Liefergebiete gut aus den Schwermineralspektren abzuleiten, es gibt aber auch granitische Sande mit farbigen Feldspäten und Glimmern, die außer den Quarzen auf das Ausgangsgestein verweisen; sie kennzeichnen die uferferneren Ablagerungen der Unteren Süßwassermolasse. Die Obere Meeresmolasse ist dagegen durch Glaukonit charakterisiert, der den Sanden oft ihre graugrünen Farben verleiht. An den sehr unterschiedlichen Korngrößen ist gut zu erkennen, dass das Molassebecken in unterschiedliche Faziesbereiche gegliedert werden kann: So ist die nördliche Randfazies der Unteren Süßwassermolasse vor allem im Hegau durch die sogenannte „Ältere Juranagelfluh“ mit groben Weißjurageröllen gekennzeichnet, die nach Süden, d. h. ins Becken, in Mergel übergehen, die sich dort mit granitischen Sanden eines südlichen Liefergebietes verzahnen. Das Material ist durch Flüsse eingetragen worden, die große Schwemmfächer aufgebaut hatten; dazwischen wurden auch Seeablagerungen in Form von Süßwasserkalken gebildet. Ähnliche Verhältnisse sind auch für die Obere Meeresmolasse feststellbar, wo im Nordwesten der sogenannte „Randengrobkalk“ mit großen Austern, Muscheln und Schnecken entstanden war. Das ist eine Randfazies, in der ständig Umlagerung von schon sedimentiertem Material stattfand, sodass hier die Schichtenfolgen in jedem Steinbruch anders aussehen (früher Abbau von Werksteinen bei Wiechs, Tengen, Blumenfeld, Mauenheim, Engen). Nach Süden schließt sich auch hier eine Zone mit Grobsanden an, die Berge von Singen über Steißlingen bis über Stockach hinaus aufbauen. Sie geht beckenwärts in feinerkörnige Glaukonitsande über, die als Beckenfazies zu beiden Seiten des Überlinger Sees steile Wände bildet; darin sind die Höhlen der sogenannten „Heidenlöcher“ gehauen, nach denen die Heidenlöcher-Schichten benannt sind. Am Sipplinger Berg bei Überlingen ist ein klassisches Profil durch die Molasse zu beobachten, das

255

Alpen und Alpenvorland

S Rottenbucher Mulde

Peißenberger Mulde

Hoher Peißenberg

N

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0

Flysch

˚ Abb. 229:

5

Tonmergelschichten

Profil durch die westlichen Molasse-Mulden Oberbayerns (nach Bayerisches Staatsministerium für Wirtschaft und Verkehr, o. J., Karte dazu von 1978).

10 km

Untere Meeresmolasse

Untere Buntemolasse

CyrenenSchichten

PrombergerSchichten

die Schichten von der Unteren Süßwassermolasse bis zur Oberen Süßwassermolasse erschließt, das sogenannte Haldenhof-Profil. Die Obere Süßwassermolasse in der besonderen Beckenfazies eines Maarsees, der möglicherweise unabhängig vom Hegau-Vulkanismus entstand, enthält am Schiener Berg im Gebiet des westlichen Bodensees eine als Öhninger Schichten zusammengefasste 30 bis 40 m mächtige Folge von Konglomeraten, Sanden, Tuffen, Kalken und Mergeln. In den nur 5 bis 10 m umfassenden tieferen Anteilen sind in den Kalken und Mergeln zahlreiche Fossilien geborgen worden, die von Öhningen aus in die Museen in aller Welt gelangt sind. Die Steinbrüche hatte man schon im 19. Jahrhundert allein dieser Fossilien wegen weiterbetrieben. Von hier sind vor allem Blattreste einer wärmeliebenden Flora, u. a. Zimtbaum und Lorbeer, bekannt sowie einige Hundert Insektenarten, Fische, Amphibien, Reptilien und Säugetiere. Öhningen ist auch der Fundort des berühmten Riesensalamanderskeletts, das einstmals als das eines bei der Sintflut ertrunkenen armen Sünders interpretiert worden war. Eine weitere bedeutende Fossil-Lagerstätte aus dieser Zeit liegt bei Sandelzhausen in der Hallertau (heute ein Ortsteil von Mainburg). Sie war erst 1959 von dem Münchener Paläontologen Richard Dehm entdeckt worden und ist seitdem in mehreren Kampagnen, zuletzt 1995, systematisch abgegraben worden. Aus den wahrscheinlich dem oberen Untermiozän angehörenden Schichten eines fraglichen Sees oder Flussaltarms sind inzwischen über 10 000 Fragmente geborgen worden, die sich etwa 150 Tierarten zuordnen lassen. Dazu gehören neben Süßwasserfischen und -schnecken auch Alligatoren (Diplocynodon) und eine Vielzahl weiterer Wirbeltiere, zu denen verschiedene Nashornarten, kleine Pferdeverwandte, Elefantenartige (Gomphotherium), GiraffenVorfahren, Reh-Verwandte und Hirschferkel gehö-

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Murnauer Mulde

Flys

256

Obere Bunte Molasse

Obere Meeresmolasse

Obere Süßwassermolasse

ren, außerdem eine Vielzahl an Raubtieren, von denen vor allem der „Hundebär“ Amphicyon zu erwähnen ist. Einmalig ist der Fund eines nur 2,6 cm hohen Geweihs des hasengroßen Lagomeryx, eines kleinen Hirschverwandten, der heute ausgestorben ist. Insgesamt ergibt sich für Sandelzhausen das Bild eines Gewässers, in dem neben dessen eigentlichen Bewohnern auch die Tierwelt einer savannenartigen Umgebung dokumentiert ist. Merkwürdig ist, dass es außer Characeen-Oogonien und den Früchten des Zürgelbaums (Celtis) kaum Pflanzenfossilien gibt (weiteres bei Fahlbusch & Liebreich 1996, dort auch Literatur). Sandelzhausen liegt in einem als Niederbayerisches Tertiärhügelland bezeichneten Gebiet, dessen Hügel aus Oberer Süßwassermolasse aufgebaut werden. Innerhalb dieser gelegentlich auch Ostmolasse genannten Schichten gibt es Lagerstätten von Bentonit, der im Gebiet von Landshut, Moosburg und Mainburg abgebaut wird. Diese Bentonite mit ihren quellfähigen Tonmineralen sind aus rhyolithischen Glastuffen und Aschen hervorgegangen. Weil sie mit etwas über 14 Millionen Jahren praktisch dem Alter des Ries-Ereignisses entsprechen, hat man sie lange Zeit (in mancher Literatur bis heute) darauf zurückgeführt. Heute wird ihr Ursprung allerdings im Pannonischen Becken vermutet, wo sie durch phreatomagmatische Prozesse entstanden und äolisch über eine Distanz von etwa 300 km herantransportiert wurden. Die Bentonite bilden linsenförmige Einlagerungen in sandigen, tonigen und mergeligen Sedimenten, die wahrscheinlich in flachen Seen abgelagert worden sind (Gilg & Ulbig 2017). Die südliche Randfazies des Molassebeckens wird durch die schon erwähnten Schuttfächer gebildet, die als Radialschüttungen vom Alpenkörper ausgehend nach Norden vorgebaut wurden. Im heutigen Verständnis weltweiter Meeresspiegelschwankungen zeigt auch die Sedimentation im Mo-

Alpenvorland (Molassebecken und Hegau)

lassebecken die Entwicklung transgressiv-regressiver Großzyklen, im westlichen Bereich zwei, im Osten dagegen nur einer, bei dem sich allerdings drei Großsequenzen innerhalb der marinen Ablagerungen erkennen lassen; für Details ist hier kein Platz. Es muss aber darauf hingewiesen werden, dass infolge der mit der Molassesedimentation ständig eng verknüpften Bewegungen im Alpenraum eine synsedimentäre Tektonik herrschte, die auch für die strukturelle Deformation der Sedimente verantwortlich war. Sie ist naturgemäß im Süden stärker und klingt nach Norden hin zunehmend aus. Bleibt zu erwähnen, dass die Molassesedimentation auch innerhalb des Alpenkörpers selbst stattfand. Die dabei entstandenen Ablagerungen werden als Binnenmolassen bezeichnet; entsprechende Vorkommen gibt es z. B. bei Oberaudorf. Im tektonischen Sinne werden die Molassen nach dem Grad ihrer Beanspruchung in ungefaltete bzw. Vorlandsmolasse, Aufgerichtete Molasse und Faltenmolasse bzw. Subalpine Molasse unterschieden; wo sie vom Alpenkörper überlagert ist, spricht man von Überfahrener Molasse. Die Begriffe machen deutlich, dass der von den Alpen ausgehende Schub sich auch in einer nach Norden abklingenden Beanspruchung der Schichten bemerkbar macht. Im Zuge tiefer Bohrungen hat man inzwischen gelernt, dass Molasseablagerungen sogar unter den alpinen Deckeneinheiten vorkommen; sie sind dort von Helvetikum, Flysch und sogar von Kalkalpin überlagert (siehe oben Bohrung Vorderriß 1). Im Süden sind dabei gebirgsparallel orientierte Strukturen entstanden, die man bei flüchtiger Betrachtung als „Mulden ohne Sättel“ ansehen könnte. Tatsächlich sind aber die Sättel vorhanden, nur sind sie meist stark eingeengt und zerschert, sodass praktisch Schuppenstrukturen vorliegen (Abb. 229). Diese zur Faltenmolasse zusammengefassten Einheiten werden im Norden an einer auch über Tage erkennbaren steilen Störung gegen die Aufgerichtete Molasse abgegrenzt, die, wie der Name sagt, nicht mehr gefaltet ist. Der Gebirgsdruck hat dazu geführt, dass in Schichten der Unteren Süßwassermolasse gebildete Braunkohlen so hoch inkohlt wurden, dass sie eine Art von Steinkohlenreife erreicht haben; diese Pechkohlen sind z. B. im Gebiet von Penzberg, Peißenberg, Miesbach und Hausham bis in die 1960er Jahre unter Tage abgebaut worden; heute steht neben einem Bergwerksmuseum in Hausham noch eine Schachtanlage als Wahrzeichen. Im Ganzen ist die Faltenmolasse durch die alpinen Decken von ihrer Unterlage abgeschert und großenteils auf Tonmergeln des Rupeliums als Gleitmittel nach Norden geschoben worden. Die tektonisch angelegten Strukturen der Faltenmolasse sind auch in der Landschaft deutlich zu verfolgen: Die Nagelfluh in den Muldenkernen bildet prominente Bergzüge, die im Streichen verlaufen. Dazwischen liegende Niederungen werden durch to-

nige Ablagerungen oder die stark gestörten Schuppenbereiche gebildet. Die Nordhänge der Berge sind steiler, während die Südhänge dem Einfallen der Schichten entsprechend flacher verlaufen. Allgemein lässt sich auch verfolgen, dass die Faltenmolasse in ihrem Verlauf vom Allgäu bis zum Chiemsee im Grad der Einengung abnimmt, dass die Anzahl der Mulden und Schuppen weniger wird und auch die morphologisch sichtbare Heraushebung nachlässt. Das kann man mit den faziellen Entwicklungen während der Ablagerung begründen, die im Westen durch grobklastisches und nach Osten zunehmend feineres Material gekennzeichnet ist. Das grobe führte zu größeren tektonischen Schuppen und tieferen weitspannigen Mulden, das feinere zu entsprechend flacheren Strukturen. Prominentester Zeuge dafür ist der Hohe Peißenberg, den man gelegentlich auch als „Bayerischen Rigi“ bezeichnet. Sein aus Oberer Süßwassermolasse aufgebauter Gipfel gestattet einen hervorragenden Rundblick, in südlicher Richtung sind die alpenparallelen Bergzüge der durch eiszeitliche Erosion herauspräparierten Faltenmolasse gut zu erkennen. Zusammen mit dem Auerberg und Hauchenberg markiert der Peißenberg praktisch die Nordgrenze der Faltenmolasse. Molasseablagerungen erreichen im bayerischen Gebiet bis 130 km Ausstrichbreite, in Schwaben bis 100 km. Sie sind in Nähe des Gebirgsrandes allerdings vielfach von den jüngeren eiszeitlichen Bildungen überdeckt worden. Über gute Tagesaufschlüsse hinaus hat man ihre Bildungsgeschichte vor allem aus Bohrungen rekonstruiert, die die Erdölindustrie dort niedergebracht hat. Dabei sind kleinere Felder entdeckt worden (z. B. Pfullendorf), die schließlich auch das Wagnis einer sehr tiefen Bohrung zu rechtfertigen schienen (Vorderriß 1); der wirtschaftliche Erfolg blieb ihr versagt, der wissenschaftliche war jedoch beträchtlich (siehe oben). Die wesentlichen Erdölfallen sind an antithetische Abschiebungen der Vorlandsmolasse geknüpft, die bereits während der Ablagerung entstanden waren; man spricht dann von „synsedimentärer Tektonik“. Infolge der Überdeckung durch die Ablagerungen der eiszeitlichen Gletscher ist die Molasse im Alpenvorland nur sehr begrenzt an Oberflächenaufschlüssen zugänglich. In Tälern erscheint sie in Form schmaler Streifen, die von pleistozänen Schotterriedeln gesäumt sind; deren gute Wasserdurchlässigkeit führt an der Grenze zum eher stauenden feineren Molassematerial häufig zu Quellaustritten. So ist der südlichere Bereich des Molassebeckens zwar inzwischen in seinem Aufbau gut bekannt, die Landschaft wird jedoch vom eiszeitlichen Formenschatz der darüber lagernden Moränen, Schotterfluren, Seeablagerungen, Drumlins und Toteislöcher bestimmt. Wegen der eiszeitlichen Überprägung ist es auch kaum noch möglich, das pliozäne Landschaftsbild zu rekonstruieren.

257

258

Alpen und Alpenvorland

Benda 1995, Geyer & Gwinner 1991, Geyer et al. 2003, Kuhlemann & Kempf 2002, Lemcke 1988, Schreiner 1976, Gilg & Ulbig 2017

Die Flüsse Günz, Mindel, Riß und Würm waren namengebend für die frühe Gliederung der quartären Eiszeiten im Alpenraum. Inzwischen sind mit Biber, Donau und Haslach weitere klassifizierende Begriffe für entsprechende Kaltzeiten hinzugekommen. Aus der Pleistozän-Gliederung im Meeresbereich und von den Eiskernbohrungen in Grönland und in der Antarktis, die eine wesentlich feinere Auflösung klimatischer Schwankungen gestatten, wissen wir aber, dass auch die festländischen Bildungen von ihnen betroffen gewesen sein müssen – man kann das dort allerdings nicht mehr erkennen. Man spricht deshalb heute nicht mehr pauschal von den ursprünglich aufgestellten Kaltzeiten, sondern von Komplexen, während deren sich möglicherweise ein mehrfacher Wechsel von Warm-, Kühl- bzw. Vereisungsphasen abgespielt haben dürfte. Gut erkennbar sind im Alpenvorland vor allem die Moränenwälle der Gletschervorstöße und die zugehörigen glazifluvialen Schotterfelder. Dabei wird deutlich, dass naturgemäß die jüngeren Bildungen der Würm-Eiszeit morphologisch am besten erhalten sind: Die Moränenwälle sind steil und die Verwitterungsdecken sind deutlich weniger ausgeprägt als die der älteren Moränen. So werden Altmoränenlandschaft und Jungmoränenlandschaft unterschieden, wobei die Altmoränengebiete deutlich dichter besiedelt sind, weil sich hier infolge der länger andauernden Verwitterungsprozesse auch tiefergründige Böden entwickeln konnten. Die älteren Moränenwälle zeigen an, dass die Gletscher während der Riß-Eiszeit wesentlich weiter nach Norden vorgestoßen waren als während der WürmEiszeit. Der rißeiszeitliche Endmoränenwall ist durch einen Doppelwall gekennzeichnet. Während dieser Zeit waren die einzelnen Gletscher praktisch zu einem großen Vorlandgletscher verschmolzen, der das gesamte Alpenvorland bedeckt hatte. Morphologisch sind die aus Moränenablagerungen aufgebauten Hügellandschaften von den weiten Ebenen zu unterscheiden, die Schotterterrassen aus glazifluvialen Sedimenten darstellen. Diese Schotterterrassen nehmen im Alpenvorland breiten Raum ein, wobei man, stratigraphisch begründet, in Ältest- und Altpleistozäne, Älteste, Ältere und Jüngere Deckenschotter unterscheidet, im Mittelpleistozän Hochterrassenschotter und im Jungpleistozän Niederterrassenschotter. Die Bezeichnung Deckenschotter geht darauf zurück, dass die Schotter vielfach zu nagelfluhähnlichen Gesteinen zementiert sind und deshalb harte Decken bilden. Der mehrfache Wechsel von Kalt- und Warmphasen hat dazu geführt, dass sich die jeweils jüngeren in die älteren Schotter rinnenförmig eingeschnitten haben; die ältesten Schotter liegen jeweils in höchster Position und sind auch am tiefgründigsten verwittert. Lokal ist es auch möglich, die Gerölle mit der fortschreitenden Abtragung in den Alpen zu korrelieren: Die

Kristallinanteile nehmen innerhalb der Schottereinheiten von den älteren zu den jüngeren hin zu, weil die entsprechenden Liefergebiete erst später entblößt wurden. Die Schmelzwassertäler haben das Material für die Terrassen zwischen Iller und Lech, Isar, Inn und Salzach geliefert und zu den großen Schotterkörpern aufgeschüttet, die sich vielfach zu ganzen Schotterebenen vereinigen. Die bekannteste ist die Münchner Schotterebene mit ihren an der Oberfläche würmzeitlichen Schottern, auf denen auch die Stadt steht. An den nördlichen Rändern der Schotterfelder tritt vielfach das Grundwasser aus und bildet dort ausgedehnte Moore (Dachauer und Erdinger Moos, Donauried u. a.). Auf die jüngste Vereisung geht auch die Bildung der meisten Seen im Alpenvorland zurück. Im Zusammenspiel zwischen den ausgedehnten glazifluvialen Sedimenten und einem kalten Klima, das zeitweise keine Vegetation zuließ, ist auch die Bildung von Löß und Flugsand zu verstehen, der die alt- und mittelpleistozänen Moränen- und Schotterablagerungen großflächig überlagert und zur Fruchtbarkeit der Landschaft beiträgt. Im Allgäu und im Chiemgau sind allerdings die Niederschläge so hoch, dass dort die Weidewirtschaft überwiegt.

Hegau Aus räumlich nahe liegenden Gründen werden Molassebecken und Hegau in regionalgeologischen Betrachtungen praktisch immer in einem Zusammenhang gesehen und entsprechend dargestellt. Im Hegau verzahnen sich die Molassesedimente eng mit den vulkanischen Bildungen, die dieser Landschaft ein ganz eigenes Gepräge geben. Von Viktor von Scheffel stammt die Bezeichnung „Herrgotts Kegelspiel“ – eine Analogie zum „Hessischen Kegelspiel“ in der Rhön, das ja auch den vulkanischen Formen seine Bezeichnung verdankt (Abb. 230). Der Vulkanismus des Hegaus spielte sich vor etwa 15 bis 7 Millionen Jahren ab, und die zu Beginn geförderten Tuffe sind oft als Bentonitlagen innerhalb der obermiozänen bis pliozänen Sedimente der Oberen Süßwassermolasse anzutreffen. Die heute sichtbaren prominenten Berge, von denen einige über 800 m hoch sind, sind keine eigentlichen Vulkane, sondern nur noch die durch die Erosion herauspräparierten härteren Schlotfüllungen aus Basalten oder Phonolithen, wobei die Basalte die älteren Förderprodukte sind. Das mit 14,6 Mill. Jahren datierte älteste Zeugnis der vulkanischen Tätigkeit bildet der sogenannte Basisbentonit, der auf rhyolithisches Magma eines in der Ostschweiz vermuteten Eruptionszentrums zurückgeführt wird. Die darauf folgenden Deckentuffe sind etwa 100 m mächtig und haben von allen vulkanischen Bildungen auch die weiteste Verbreitung in der Region. Sie

Alpenvorland (Molassebecken und Hegau)

System

Epoche

Subepoche

Substufe

Teilstufen

Süddeutschland, Alpenraum

QUARTÄR

TERTIÄR

Holozän

2,6 Ma

KREIDE

JURA

11,6 Ka

Jüngere Dryas

Jungpleistozän

TRIAS

PERM

Würm

Pleistozän

Unterwürm Eem

Altpleistozän Eopleistozän

PRÄKAMBRIUM

Riß

Hauptriß Frühriß

Holstein

Cromer

ORDOVIZIUM

KAMBRIUM

Ältere Dryas

Würmmoränen Löß

Älteste Dryas

20 m

Mittelwürm

Mittelpleistozän

SILURIUM

Alleröd

Bölling

Hauptwürm

KARBON

DEVON

Oberwürm

Spätwürm

Jüngeres Cromer Mittleres Cromer Älteres Cromer

Jüngere Mindel DeckenschotterGünz zeit Ältere Donau DeckenschotterBiber zeit

Niederterrassenschotter 115 Ka 130 Ka

Schieferkohlen, Seekreide Rißmoränen

450 Ka

Löß 30m Hochterrassenschotter

Brekzie von Höttingen (? jünger) Jüngere Deckenschotter

500 Ka

Mindel-Moränen

780 Ka

Haslach/Mindel-Warmzeit Haslach-Kaltzeit Günz-/Haslach-Warmzeit

1,77 Ma

Günz-Komplex

Ältere Deckenschotter

Donau-Komplex (Älteste Deckenschotter) Biber-Komplex

¯ Tab.

11: Schichtenfolge des Quartärs im süddeutschen Alpenvorland (aus Rothe 2009).

259

260

Alpen und Alpenvorland

¯ Abb. 230:

Profile durch die Hegau-Vulkane Hohentwiel (Phonolith) und Hohenstoffeln (Basalt), deren Gipfel die durchbrochenen Molassesedimente überragen. Es sind Schlote, deren weichere Hüllgesteine abgetragen wurden (nach Schreiner 1984, aus Geyer & Gwinner 1991).

688 m Hohentwiel NE

SW

0

844 m Nordgipfel

0,5

1 km

Südgipfel

Hohenstoffeln Pfaffwiesen

NW

SE

Hangschutt

Obere Süßwassermolasse (Mittel-Miozän)

Untere Süßwassermolasse (Oligozän-Miozän)

Tuffe u. Schlotbreccien (Tertiär)

Moränen u. Schotter (Pleistozän)

Süßbrackwassermolasse (Mittel-Miozän)

Basalt u. Phonolith (Tertiär)

Weißjura

kennzeichnen eine explosive Anfangsphase und sind durch Lapilli, Bomben und eine Vielzahl von Xenolithen gekennzeichnet. Die Explosivität des an sich SiO2-armen Magmas ist wahrscheinlich durch Grundwasser verursacht worden; man kennt einzelne Maarseen, in denen durch warme Quellen auch Sinterkalke abgesetzt wurden. Die Deckentuffe sind teilweise nach der Eruption auch noch umgelagert worden. Mit 14 bis 12 Millionen Jahren gehört dieser Vulkanismus in das Mittelmiozän; ein oberer Bentonit am Hohenstoffeln ist mit 12,5 Millionen Jahren datiert. In der Folgezeit wurden Basalte gefördert, die noch in den stehen gebliebenen Schloten stecken oder als kleine Reste von (abgebauten) Decken vorliegen. De˙ Abb. 231:

Hohentwiel mit der Stadt Singen im Hegau (Adobe Stock/Markus Keller).

Alpenvorland (Molassebecken und Hegau)

ren Magma ist entlang von tiefen Brüchen aus dem Erdmantel aufgestiegen. Die schwarzen, oft säulig ausgebildeten Gesteine sind Olivin-Nephelinite (u. a. mit Melilith), die die meisten der Hegau-Vulkane aufbauen (Hohenstoffeln, Hohenhewen, Neuhewen, Höwenegg, Wartenberg). Die in einer Nachschubphase geförderten Hornblendetuffe sind vor allem vom Höwenegg bekannt, wo sie auch mit den Sedimenten des mit dem Vulkan verbundenen Kratersees wechsellagern. Diese heute in das ältere Obermiozän eingestuften Seesedimente sind durch reiche Faunenfunde bekannt geworden und werden als Hewenegg-Schichten bezeichnet (die Schreibweise, mal „Höwenegg“, mal „Hewenegg“ auch für den Vulkan selbst, ist unterschiedlich, „Höwenegg“ scheint älter). Daraus stammen u. a. Skelette von Hipparion, dem dreizehigen kleinen Urpferd, Deinotherium giganteum, einem frühen Mastodonten, Süßwasserfische u. a. Die jüngsten Produkte sind 7 Millionen Jahre alte Phonolithe, die das Ende des Vulkanismus im Hegau markieren, was auch etwa mit dem Ende der Sedimentation zusammenfällt. Sie stecken als Quellkuppen in den Molassesedimenten und haben auch

die Deckentuffe durchbrochen. Sichtbar bilden sie den prominenten Hohentwiel mit seiner Festung, den Hohenkrähen, Staufen, Mägdeberg und Gönnersbohl. Bei Mineraliensammlern ist der gelbe, faserige Natrolith in Gängen des Hohentwiels bekannt und begehrt. Die Anordnung der Vulkane zu „Reihen“, die sich durch Linien miteinander verbinden lassen, ergibt einmal Nord-Süd-Richtungen, zum anderen NordwestSüdost-Richtungen, wobei man Letztere mit einer Fortsetzung des aus dem Schwarzwald durch die südwestliche Schwäbische Alb zum Bodensee verlaufenden Bonndorfer Grabens zu interpretieren versucht. Derlei „Störungsgeometrie“, an deren Verlauf man Vulkanismus festzumachen versucht, ist aber nicht zwingend. Aus einem Feld von Eruptionszentren lässt sich mit dem Lineal letztlich jede gewünschte Richtung rekonstruieren. Diese Vulkanlandschaft des Hegaus ist vor allem während des Pleistozäns stark überformt worden. Das Gletschereis reichte bis in eine Höhe von 700 m, wie man an entsprechenden Gesteinen ermittelt hat. Damit dürften die meisten Hegau-Vulkane das Eis als Nunataker überragt haben.

Geyer 2003, Geyer & Gwinner 1991, Geyer et al. 2011, Schreiner 2008

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262

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■   Glossar A Ein dem Text auch nur einigermaßen angemessenes Glossar würde bedeuten, ein kleines Lexikon der Geologie zu erstellen und damit den Rahmen zu sprengen. Ich muss mich daher hier auf wenige Begriffe beschränken und die an weiteren Details interessierten Leser auf einschlägige Werke, z. B. das ›Geologische Wörterbuch‹ (Murawski/Meyer 1998) oder das sehr gute englischsprachige ›Dictionary of Geology‹ (Allaby & Allaby 1991) verweisen. Näheres zu Mineralen, Gesteinen und Lagerstätten bei Rothe (2010 a, b) und zur Erdgeschichte bei Rothe 2009.

Abschiebung Geneigte Störungsfläche, an der ein Gesteinspaket abwärts bewegt wurde; durch Dehnung der Erdkruste verursacht. Akkretion Anlagerung von Material an Lithosphärenplatten. Amphibolit Metamorphes Gestein, das hauptsächlich aus Amphibol und Plagioklas-Feldspat besteht. Anatexis, Anatexit Beginnende Aufschmelzung von Gesteinen bei fortgeschrittener Metamorphose; die dabei aus wiedererstarrender Schmelze und ungeschmolzenen Resten bestehenden Gesteine heißen Anatexite. Andesit Vulkanisches Gestein, meist grau, steht chemisch gesehen zwischen Basalt und Rhyolith. Anhydrit CaSO4, geht unter Aufnahme von Wasser in Gips, CaSO4 · 2 H2O über. Anthrazit Metamorphe Steinkohle, schwarz, hart, glasig erscheinend. Antiklinale Bereich, in dem Schichten voneinander weg geneigt sind (Syn. Sattel). Antiklinorium Bereich großer, im Kilometerbereich liegender zusammenhängender Faltenstrukturen (entspr. Synklinorium). Aplit Helles Ganggestein. Aufschiebung Geneigte Störungsfläche, an der ein Gesteinspaket aufwärts bewegt wurde; durch Einengung der Erdkruste verursacht. Aufschluss Stelle, an der das sonst verdeckte Gestein zutage kommt (Steinbruch, Schurf, Böschung, Bohrung etc.). Augengneis Gneis mit großen hellen Kristallen, meist Feldspat, die im Gestein gewachsen sind und zu augenförmigen Körnern deformiert wurden.

B Basalt Vulkanisches Gestein, feinkörnig, dunkel mit niedrigem SiO2-Gehalt, besteht wesentlich aus PlagioklasFeldspat und Pyroxen, auch Olivin. base surge (Ringwolke) Gemisch aus vulkanischen Komponenten, Gas und Wasserdampf, das sich mit hoher Geschwindigkeit lateral in Bodennähe bewegt; entsteht bei phreatomagmatischen Prozessen. Batholith Großer magmatischer Tiefengesteinskörper, der sich in die Tiefe ausdehnt. Bauxit Gestein, das durch intensive chemische Verwitterung meist in den Tropen entsteht, wobei Al selektiv angereichert wird; Aluminium-Erz. Bentonit Aus quellfähigen Tonmineralen (Smektiten) bestehendes Sediment, das meist durch Umwandlung vulkanischer Aschen entsteht. Bernstein Fossiles Harz von Nadelhölzern des Tertiärs. Blattverschiebung (auch Horizontalverschiebung) Störungsfläche, an der Gesteinspakete horizontal gegeneinander verschoben sind. Bohnerz Millimeter- bis zentimetergroße, vielfach konzentrisch-schalige Brauneisenkonkretionen, die durch festländische Verwitterungslösungen entstehen, meist zusammen mit roten und/oder braunen Tonen. BOWEN-Schema Erklärt die Bildung der verschiedenen magmatischen Gesteine durch Differenziation einer im Wesentlichen basaltischen Ausgangsschmelze (vgl. Rothe 2010 a). braided river (Zopfmusterfluss) Stark mit Sediment beladener Fluss, dessen Bett sich vielfach teilt und verzweigt und dessen viele kleine Mäander sich ständig verlagern, sodass sie wie verflochten wirken. Brekzie Verfestigtes Trümmergestein aus kantigen Bruchstücken.

C Caldera Vulkanische Einsturzform im Kilometerbereich, meist rund und durch Massendefizit der beim Ausbruch entleerten Magmakammer entstanden. CCD Abkürzung für Carbonate Compensation Depth (Karbonatkompensationstiefe); Wassertiefe im Ozean, unterhalb deren Kalk aufgelöst wird. In heutigen Ozeanen um 3500 m, in früheren Zeiten der Erdgeschichte meist geringer. Coesit Hochdruck-Modifikation von SiO2, kennzeichnend u. a. in Meteoritenkratern, wo er durch den Impakt aus Quarz entsteht. Cordierit (Mg,Fe)2Al3[AlSi5O18], Mineral in metamorphen Gesteinen, das unter hohem Druck entsteht. Conodonten Mikrofossilien unsicherer systematischer Stellung; wichtige Leitfossilien, vor allem für das Paläozoikum.

D Decke Ein von seiner ursprünglichen Unterlage abgelöster Gesteinskomplex, der annähernd horizontal auf eine oft weit von seinem Bildungsort entfernte Unterlage überschoben ist. Diabas Vulkanisches Gestein, oft grün durch sekundäre Mineralneubildungen, entspricht mineralogisch Basalt. Diagenese Verfestigung von Sedimenten zu Sedimentgesteinen (z. B. Sand zu Sandstein) unter Druck- und Temperaturbedingungen der Erdoberfläche. Diatexis Aufschmelzung von Gesteinen bei fortgeschrittener Metamorphose, die helle, aber auch schon dunkle Minerale erfasst; dabei entstehen schlierig aussehende, granitähnliche Gesteine, die als Diatexite bezeichnet werden. Diatomeen Einzellige Algen mit kunstvoll geformten Opalskeletten, die im Meer und in Seen leben. Differenziation (magmatische) Prozesse, bei dem aus einem Stamm-Magma zumeist durch fraktionierte Kristallisation unterschiedliche magmatische Gesteine entstehen. Diorit Plutonisches Gestein, chem. Zusammensetzung zwischen Granit und Gabbro, Tiefengesteinsäquivalent von Andesit. Diskordanz Winklig gegeneinander abstoßende Lagerung von Gesteinskomplexen, meist durch Steilstellung des älteren durch eine Gebirgsbildung verursacht, auf der die jüngeren, ungestörten Schichten auflagern. Disthen Al2SiO5, Mineral in metamorphen Gesteinen, das unter besonders hohem Druck entsteht. Dolomit Ca,Mg(CO3)2, ein Karbonatmineral, das gesteinsbildend auftritt und große Gebirgskörper aufbauen kann, z.  B. die nach ihm benannten Dolomiten Norditaliens.

E Edukt Ausgangsgestein metamorpher Gesteine. Einsprenglingskristall Im Verhältnis zum übrigen Gestein größerer Kristall in Magmatiten. Eklogit Überwiegend aus Granat und Pyroxen bestehendes metamorphes Hochdruckgestein. Erdkruste Oberer Lithosphärenbereich, der die äußere Gesteinsschale der Erde bezeichnet, im Mittel 40 km dick. Erdmantel Der mengenmäßig größte Anteil am Erdkörper, der von der Moho (um 40 km) bis zum äußeren Erdkern bei 2900 km reicht. Evaporite Eindampfungsgesteine, die durch chemische Fällung von Mineralen aus Wässern entstehen, über-

Glossar

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wiegend aus Meerwasser, aber auch Seen. Hauptsächlich Kalk, Anhydrit, Gips, Steinsalz, Kalisalze.

F Fallen (Einfallen) Richtung und Winkel, in die eine Schicht geneigt ist, immer im senkrechten Winkel zum Streichen (s. dort). Fanglomerat Ablagerung von meist schlecht sortierten Sedimenten durch Schichtfluten, die im ariden Klimabereich durch Ruckregen entstehen. Faulschlamm siehe Sapropel. Fazies Wesentlich die Summe aller Merkmale eines Gesteins, aus denen sich dessen Bildungsbedingungen rekonstruieren lassen. Fiederspalte Auf Scherzonen zwischen bewegten Gesteinsschollen diagonal aufgerissene Spalten und Klüfte, meist staffelartig angeordnet und mit Quarz oder Calcit gefüllt. Flexur Umbiegung horizontal lagernder Schichten, die in Brüche übergehen kann, wenn die Schichten an der Umbiegung zerreißen. Fluidal-(Fließ-)Textur Gefüge in magmatischen Gesteinen, in denen die Minerale in der Fließrichtung der Schmelze eingeregelt sind. Flysch Ablagerungen klastischer Sedimente, meist in tiefem Wasser, die in einem bestimmten Stadium der Gebirgsbildung (Flyschphase) entstehen und meist gradierte Schichtung aufweisen (Turbidite). Fossilarme Sandsteine und Grauwacken. Foraminiferen Einzellige Organismen, deren millimetergroße Schalen meist aus Calcit bestehen; wesentliche Bestandteile von kalkigen Meeressedimenten.

G Gabbro Schwarzes, grobkristallines Tiefengestein, das i.  W. aus basischem Feldspat und Pyroxen, auch Olivin besteht. Tiefengesteins-Äquivalent von Basalt. Geosynklinale Ein großräumlicher, sich langsam absenkender Bereich der Erdkruste, aus dem durch spätere Hebung Gebirge hervorgehen. Der Begriff sollte nicht mehr verwendet werden, weil er auf einer fixistischen Sichtweise beruht, die jetzt durch die mobilistische Plattentektonik ersetzt ist. Geothermische Tiefenstufe Tiefenzunahme in m, bei der die Temperatur in Richtung Erdmittelpunkt um 1 °C zunimmt; im Durchschnitt etwa 30 m. Gibbsit Al(OH)3, Abbauprodukt, das bei intensiver chemischer Verwitterung entsteht. Glaukonit Grünlich gefärbtes Schichtsilikat, das Eisen in zwei- und dreiwertiger Oxidationsstufe enthält. Bestandteil vieler Grünsande. Glimmerschiefer Metamorphes Gestein, entsteht meist aus Tonschiefern bei mittelgradiger Metamorphose. Glutwolken Heißes Gemisch aus Feststoffen und Gas, das bei explosiven Vulkanausbrüchen frei wird. Die als pyroklastische Ströme bezeichneten Massen bewegen sich mit enormen Geschwindigkeiten, weil die Reibung zwischen den Partikeln durch das heiße Gas praktisch aufgehoben ist. Gneis Grobkristallines metamorphes Gestein, dessen Komponenten weitgehend parallele Bänderung zeigen. Gondwana(land) Bezeichnung für die früher zusammenhängende Landmasse der Südkontinente. Graben Durch mindestens zwei etwa parallel verlaufende Abschiebungen (s. dort) linear begrenzter Bereich der Erdkruste. Granit Überwiegend helles, grobkristallines Tiefengestein, das i. W. aus sauren Feldspäten, Quarz und Glimmer(n) besteht. Tiefengesteins-Äquivalent von Rhyolith. Entsteht auch durch Metamorphose.

Granitoide Granitähnliche Gesteine, deren Zusammensetzung über das engere Mineralspektrum vom eigentlichen Granit hinausgehen kann (z. B. auch Granodiorit). Granodiorit Überwiegend helles, grobkristallines Tiefengestein, Zusammensetzung zwischen Granit und Diorit. Granulit Meist grobkristallines metamorphes Gestein, das unter hohem Druck und hoher Temperatur gebildet wurde. Anzeiger für tiefe Versenkung in der Erdkruste. Graptolithen („Schriftsteine“) Wichtige Leitfossilien unsicherer systematischer Stellung des älteren Paläozoikums. Grauwacke Schlecht sortierter Sandstein mit Feldspat und Gesteinsbruchstücken, oft in toniger Grundmasse („dreckiger Sandstein“). Greisen Gestein, das durch Einwirkung fluorhaltiger heißer Dämpfe auf kristallisierenden Granit entsteht. Dabei bilden sich aus Feldspäten u. a. Topas, Turmalin, auch Zinnstein. Griffelschiefer Tonschiefer, der durch zwei sich kreuzende Spaltungsrichtungen zu stängelförmigen Formen zerfällt. Grünsand Durch Glaukonit gefärbter Sand, häufig in Formationen der Kreide. Grünschiefer Gering metamorphes Gestein, das durch Chlorit und Epidot gefärbt ist. Grünstein Sammelbegriff für meist schwach metamorphe, basaltische Gesteine, die durch Chlorit oder Epidot grün gefärbt sind. Gyttja Halbfaulschlamm, in dessen oberstem Bereich noch Sauerstoff vorhanden ist, sodass darin noch Organismen existieren können.

H Harnisch Durch Bewegung von Gesteinen an Verwerfungsflächen entstandene, oft blank polierte und mit Striemen versehene Fläche. Harzburgit Tiefschwarzes, ultramafisches Gestein, von peridotitischer Zusammensetzung. Hemipelagische Sedimente Meeressedimente im Bereich des Kontinentalhanges. Hornfels Feinkörniges metamorphes Gestein der Kontaktmetamorphose (s. Metamorphose), wo hohe Temperaturen und niedriger Druck herrschen. Bezeichnung nach der Ähnlichkeit mit Horn, d. h. die muscheligen Bruchstücke sind oft lichtdurchlässig. Horst Hochscholle zwischen zwei etwa parallel verlaufenden Verwerfungen. Hydrothermales Stadium Unterhalb der kritischen Temperatur des Wassers (373 °C) bis etwa 100 °C reichendes Stadium, in dem heißes Wasser Stoffe aus den Gesteinen löst, die bei sinkenden Temperaturen wieder ausfallen. Wichtig für die Bildung von vielen Metalllagerstätten und Gangfüllungen.

I Ignimbrit Helles, SiO2-reiches vulkanisches Gestein, das durch die Verfestigung von pyroklastischen Ascheströmen (Glutwolkenabsätzen) entsteht. Inkohlung Der Prozess, bei dem unter Druck und Wärme pflanzliche organische Substanzen allmählich in Kohlen umgewandelt werden. Von Torf über Braunkohlen und Steinkohlen bis zum Anthrazit werden dabei Wasser und flüchtige Bestandteile ausgetrieben und Kohlenstoff zunehmend angereichert. Intraplatten-Gesteine, -Vulkanismus Im inneren Bereich von tektonischen, ozeanischen oder kontinentalen Platten gebildete Gesteine bzw. Ereignisse.

K Kaolinit Al4[(OH)8|Si4O10], Tonmineral, das bei der Verwitterung feldspatreicher Gesteine entsteht. Anzeiger tropischer Verwitterung.

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Glossar

Karneol Durch Diagenese gebildete SiO2-Phase, meist Chalcedon; Rotfärbung durch Spuren von Hämatit (Fe2O3). Keratophyr Ältere Bezeichnung für Trachyt (s. dort). Kieselgur Schwach verfestigter Diatomeenschlamm (Diatomeenerde). Kieselschiefer Sedimentgestein, das überwiegend aus diagenetisch veränderten kieseligen Skeletten von Radiolarien besteht. Klastische Sedimente Durch mechanisches Zerbrechen aus existierenden Gesteinen entstandene Sedimente und Sedimentgesteine. Klippe Erosionsrest einer tektonischen Decke (s. dort). konkordant(e Lagerung) Überlagerung unterschiedlicher Schichten mit gleichem Streichen und Fallen. Hinweis auf meist nicht unterbrochene Ablagerung.

L Lahar Vulkanischer Schlammstrom; man unterscheidet heiße und kalte L. Lakkolith Oberflächennaher, flacher plutonischer bzw. subvulkanischer Intrusionskörper, der oft sein Dach aufgewölbt hat. Lamprophyr Dunkles Ganggestein. Lapilli (Singular: Lapillus) Vulkanische Gesteinsfragmente von 2 – 64 mm Durchmesser, meist Bimssteine. Leitfossilien Pflanzliche oder tierische Versteinerungen, die kurze Lebensspannen und weite (paläo-)geographische Verbreitung haben und damit geologische Zeitmarken bilden. Löß Äolisches, meist ungeschichtetes Sediment der Kaltzeiten; die Partikel (Quarz, Feldspat, Kalk, Glimmer) haben überwiegend Siltkorngröße.

M Marmor Metamorpher Kalkstein. Melaphyr Bezeichnung für leicht veränderte Basalte des jüngeren Paläozoikums. Metamorphose Umwandlung von Gesteinen unter Beibehaltung des festen Zustandes durch Erhöhung von Druck und Temperatur. Man unterscheidet u. a. Regionalmetamorphose, bei der große Gesteinskomplexe in tiefere Bereiche der Erdkruste versenkt werden, von Kontaktmetamorphose, die durch magmatische Intrusionen erzeugt wird. Die Gesteine der M. heißen Metamorphite. Metasedimente Sammelbezeichnung für aus sedimentären Ausgangsgesteinen hervorgegangene Metamorphite. Metasomatose Umwandlung von Gesteinen durch Zuoder Abfuhr von Stoffen, die deren chemische Zusammensetzung verändern. Metavulkanite Sammelbezeichnung für aus vulkanischen Ausgangsgesteinen hervorgegangene Metamorphite. Migmatit Gestein, das aus einer Mischung metamorpher und plutonischer Komponenten besteht und laminare Fließtextur aufweist, aber noch nicht wieder geschmolzen ist. Mikrofossilien Fossilien, deren Größenordnung im Millimeter-Bereich liegt (z. B. Foraminiferen, Radiolarien, Ostrakoden, Conodonten). Moho (Mohorovičić-Diskontinuität). Grenze zwischen Erdkruste und Erdmantel. MORB Abkürzung für Basalte, die für die Mittelozeanischen Rücken typisch sind: Mid Ocean Ridge Basalts. Mulde Ein nach unten gekrümmtes Gesteinspaket. Mylonit Mechanisch zermahlenes Gestein von brekzienartiger Beschaffenheit in tektonischen Scherzonen, oft feinkörnig.

N Nunatak Felsen, der die Fläche von Gletschern bzw. Inlandeis überragt.

O Obduktion Aufschiebung bzw. Überschiebung von ozeanischer auf kontinentale Kruste in deren Randbereich. Old-Red-Kontinent Festlandsbereich zur Devonzeit, nördlich der mitteleuropäischen Variskischen Gebirge; der Name leitet sich aus den vorwiegend roten Gesteinen ab. Olisthostrom Sedimentkörper mit chaotischem Gefüge, der durch Transport in einem Schlammstrom in eine ortsfremde Umgebung verfrachtet wurde. Olivin Fe,Mg[SiO4], grünes Mineral, Bestandteil vieler Basalte bzw. Gabbros. Oolith Gestein, das aus millimetergroßen konzentrischschaligen Körnern (Ooiden) besteht und gut sortiert ist; meist aus Kalk, aber auch Eisenoxiden und -hydroxiden. Die Bildung der Körner erfolgt in sehr flachem, stark bewegtem Wasser. Ophiolith (Ophiolith-Komplex) Abfolge von Gesteinstypen, die von oben nach unten aus Tiefseesedimenten, Pillow-Laven, Gängen, Gabbro und Peridotit besteht. Kennzeichen für ozeanische Kruste. Orogenese Gebirgsbildung. Orthogesteine Metamorphite, die aus magmatischen Ausgangsgesteinen entstehen (z. B. Orthogneis). Ostrakoden Muschelkrebse, millimetergroße Arthropoden, oft Leitfossilien. Ozeanische Kruste Besteht im Gegensatz zur kontinentalen Kruste überwiegend aus Basalt.

P Pahoehoe-Lava Dünnflüssige, gasreiche Lava mit charakteristischer Oberflächenform. Die Struktur kommt dadurch zustande, dass die abkühlende Oberfläche vom darunter fließenden Lavastrom wie eine Tischdecke zusammengeschoben wird. Palingenese Teilweise oder völlige Aufschmelzung von Gesteinen, die neuerlich zu Magmen führt. Paragenese Naturgesetzmäßiges Nebeneinander bestimmter Minerale in einem Gestein. Paragesteine Metamorphite, die aus sedimentären Ausgangsgesteinen entstehen. Paragneis Aus Sedimentgesteinen entstandener Gneis. Paralische Kohlen Im Bereich von Meeresküstensümpfen entstandene Kohlen. Pegmatit Grobkristallines Tiefengestein der Restkristallisation, in dem vor allem helle Minerale angereichert sind. Pelagische Sedimente Ablagerungen des offenen Meeres, meist feinkörnig, tonig. Dazu gehören unter anderem Globigerinenschlamm und Roter Tiefseeton. Pelite Meist klastische Sedimente und Sedimentgesteine mit einer Korngröße  2 mm (z. B. Kies). Pseudomorphose Sekundär gebildetes Mineral oder Gestein, das sich die Kristallgestalt des vor oder während der Bildung aufgelösten primären Minerals „angezogen“ hat. Beispielsweise Quarz nach Schwerspat, auch Ton nach Steinsalz-Würfelkristallen, der in den Auflösungshohlräumen abgesetzt wurde. Pyroklastische Gesteine Aus vulkanischen Lockerprodukten (Aschen, Bims, Blöcken, Bomben) zusammengesetzte Sedimente bzw. Sedimentgesteine.

Q Quarzit Meist metamorphes Gestein, das aus Sandstein entsteht. Sehr hart und dicht durch die eng miteinander verwachsenen Quarzkörner. Quarzporphyr Ältere Bezeichnung für Rhyolith. Quellkuppe In Tuffe eingedrungene und dort erstarrte keulenförmige magmatische Masse.

R Radiolarit Aus den Opal-Skeletten einzelliger planktonischer Organismen (Radiolarien) durch Diagenese entstandenes, kieseliges biogenes Sedimentgestein. Sehr hart. Rauhwacke Löcheriges Gestein, oft Karbonat, das durch Auswittern leicht löslicher Komponenten (Anhydrit, Gips, Steinsalz) entsteht; die Löcher haben oft eckige Umrisse. Red beds Sedimentgesteine, meist Sandsteine, deren Quarzkörner Hämatithüllen haben, was die Rotfärbung bewirkt (Rotschichten); u. a. im Rotliegend und im Buntsandstein. Redwitzit (nach Marktredwitz) Komplexes dunkles, basisches bis intermediäres Tiefengestein; magmatisch differenziertes Intrusivgestein, dessen Schmelzen z. T. mit granitischen Krustenschmelzen vermischt wurden. Regression Großräumiger, lang anhaltender Meeresspiegel-Rückzug infolge fallender Wasserstände. Reliefumkehr Vorgang, der durch die unterschiedliche Verwitterungsresistenz der Gesteine geologische Mulden oder Gräben in morphologische Erhebungen umformen kann, Sättel oder Horste entsprechend in Vertiefungen. Restite Restgesteine, die bei partieller Aufschmelzung von Gesteinen bei der Metamorphose wegen ihrer höheren Schmelzpunkte zurückbleiben. Meist dunkel (mafisch). Restkristallisation Spätphase im Verlauf der Kristallisation von Magmen, in der vor allem SiO2-reiche Gesteine gebildet werden; deren Minerale sind meist sehr groß (s. Pegmatit) und enthalten Elemente mit besonders großen oder kleinen Ionenradien (z. B. Beryllium, Bor, Uran).

Retrograde Metamorphose (Diaphtorese) Rückläufige M., bei der tief versenkte (= höher metamorphe) Gesteine durch Aufstieg in höhere Bereiche der Erdkruste wieder in einen geringeren Metamorphosegrad umgewandelt werden. Rhyolith Felsisches (helles) vulkanisches Gestein, Ergussgesteinsäquivalent von Granit.

S Saiger Bergmännischer Ausdruck für annähernd senkrechte Stellung von Schichten, Klüften oder Verwerfungen. Sapropel Faulschlamm, in dem kein Sauerstoff (und folglich keine höheren bodenlebenden Tiere) mehr vorhanden ist. Sattel Ein nach oben gekrümmtes Gesteinspaket (s. Antiklinale). Sattelachse Richtung, in der ein Sattel verläuft. Schalstein Bergmannsbezeichnung für plattig (schalig) spaltende, meist grünliche und rötliche Gesteine im Rheinischen Schiefergebirge, die überwiegend aus Diabasfragmenten und pyroklastischen Komponenten, auch Glasbruchstücken von Pillow-Rändern bestehen. Schuppenbau Durch mehrere Aufschiebungen (s. dort) schuppenartig übereinander gestapelte Gesteinspakete. Shale Jetzt auch im Deutschen für plattig spaltenden Tonstein. SHRIMP-Methode Kürzel für Sensitive High Resolution Ion Micro-Probe, mit der moderne physikalische Altersbestimmungen an Zirkonen gemacht werden. Sill Lagergang aus magmatischem Material, das konkordant auf Schichtfugen in andere Gesteinsfolgen eingedrungen ist. Sillimanit Al2SiO5, Mineral in metamorphen Gesteinen, das unter besonders hohem Druck entsteht. Speläothem Begriff, der synonym für Tropfsteinbildungen gebraucht wird (Stalagmiten, Stalaktiten, Kalksintertapeten). Spilit Durch Meerwasser in seiner chemischen Zusammensetzung metasomatisch veränderter Basalt. Sprunghöhe Betrag, um den mehr oder weniger vertikal verschobene Gesteinseinheiten gegeneinander versetzt sind (s. auch Verwerfung/Störung). Staffelbruch Bruchsystem, bei dem einzelne, durch Verwerfungen voneinander abgegrenzte Gesteinseinheiten treppenartig abgesunken sind. Staurolith (Fe2+Mg)2(Al,Fe3+)9[(O|OH)2|(SiO4)4], Mineral in metamorphen Gesteinen. Stishovit Höchstdruck-Modifikation von SiO2; wie Coesit aus Meteoritenkratern bekannt. Störung siehe Verwerfung. Streichen Richtung einer horizontalen Linie auf einer geneigten Schichtfläche, die als Winkel zur magnetischen Nordrichtung (mit dem Kompass) gemessen wird (s. auch Fallen). Stromatolithe Laminierte, auch aufgewölbte Karbonatstrukturen im Flachwasserbereich, die vor allem durch Cyanobakterien (vom Präkambrium an bis heute) aufgebaut werden, die sowohl Kalk fällen als auch Sedimentkörner binden. Stromatoporen Kalkige Fossilien, die heute zu den Schwämmen gezählt werden. Wichtige Riffbildner, vor allem im Devon. Subduktion Vorgang, bei dem eine Lithosphärenplatte der Erdkruste unter eine andere absinkt. Subrosion Unterirdische Abtragung durch chemische Auflösung von Gesteinen. Syenit Tiefengestein mit Alkali-Feldspat, ähnlich Granit, enthält aber im Unterschied dazu keinen Quarz. Das Ergussgesteins-Äquivalent ist Trachyt.

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Glossar

Synkline Bereich, in dem Schichten aufeinander zu geneigt sind (Syn. Mulde). Synklinorium Bereich großer, im Kilometerbereich liegender zusammenhängender Faltenstrukturen (entspr. Antiklinorium).

T Tektonik Teildisziplin der Geologie, die sich mit den Verformungen der Erdkruste beschäftigt. Tephra Unverfestigte vulkanische Lockerprodukte. Terrane Mikroplatten, die durch Störungen begrenzt sind; Terrane (von Terrain) unterscheiden sich durch ihren geologischen Aufbau von ihrer Umgebung, woraus ihre ortsfremde Entstehung gefolgert wird. Trachyt Helles vulkanisches Gestein mit Alkali-Feldspat und kaum dunklen Mineralen. Oft porphyrisch. Ergussgesteins-Äquivalent von Syenit. Transformstörung Große Horizontalverschiebung im Bereich Mittelozeanischer Rücken, die etwa senkrecht dazu verläuft. Transgression Großräumiges, lang anhaltendes Übergreifen des Meeresspiegels auf das Festland. Tuffe Verfestigte vulkanische Lockerprodukte. Tuffit Mischgestein aus vulkanischen und „normalen“ klastischen Komponenten. Turbidit Gradiert geschichtetes klastisches Sediment, in dem die Körner von unten nach oben feiner werden; wird aus einem Trübestrom (turbidity current) abgesetzt, im Meer vor allem im Tiefseebereich, aber auch in Seen. Typlokalität Ort, an dem man eine geologische Schicht(-enfolge) zuerst beschrieben hat.

U Überschiebung Ähnlich einer Aufschiebung (s. dort), mit meist flachem Neigungswinkel und oft beträchtlichem Horizontaltransport von Gesteinspaketen (s. auch Decke).

Ultramafische (ultrabasische) Gesteine Dunkle, extrem SiO2-arme magmatische Gesteine, besonders reich an Magnesium und Eisen. Wesentliche Bestandteile des Erdmantels. Urstromtal Tal am Rand des Inlandeises oder eines Gletschers, in dem sich die Schmelzwässer sammelten. Verbreitet in Norddeutschland.

V Vergenz Richtung, in die eine Falte gekippt ist. Verwerfung (Störung) Bruchfläche, an der Gesteinseinheiten gegeneinander verschoben sind.

W Warven Jahreszeitlich geschichtete Sedimente, die sich in gröbere Sommer- und feinere Winterlagen gliedern lassen. Ursprünglich an Eisrandseen erkannt.

X Xenolithe Fremdbestandteile in magmatischen Gesteinen, die meist aus dem von ihnen durchbrochenen Untergrund stammen, aber auch aus dem Erdmantel.

Z Zeugenberg Relikt, das beim Zurückschneiden einer Schichtstufe als Einzelberg vor deren Rand übrig geblieben ist. Zirkon Silikatmineral der Formel ZrSiO4. Zyklothem Kleinzyklus von Sedimenten, der in küstennahen Vortiefen durch den Wechsel zwischen Transgression und Regression entsteht; in der Stillstandsphase dazwischen können Sumpfwälder aufwachsen, die später zu Kohle werden.

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■   Sachregister A

Aachener Sattel 63 Aachener Revier 66 Aachener Überschiebung  63, 66 Aare-Donau 164 Achat 140, 187 Achsenkulmination 62 Acker-Bruchberg-Zug 42, 44, 79, 80, 81 Acritarchen 18, 98, 100, 126, 150 Adamello-Pluton 247 Adnet-Kalk 253 Adorfium 46, 56 Adriatische Mikroplatte 252 Afrikanische Platte 247 Agglutinat 209, 211 Ahrdorfer Mulde 64 Ahrtal-Sattel 63 Akkretion, Akkretionskeil  108, 252, 272 Aktiver Kontinentalrand 19 Alabaster 180 Alaunschiefer 40, 45, 148 Albhochfläche 61, 165 Albstadt-Scherzone 167 Albstein 255 Albtal-Gletscher 106 Albtal-Granit 103 Albtrauf 160, 166, 169 Alexanderbad-Formation 131 Algenblüten 111 Algengyttja 213 Algenkarbonate 176 Alkaligesteine 115, 194 Allgäu-Decke 247, 251, 253 Alluviale Fächer 88, 187, 255 Alpidische Gebirgsbildung  246 Alpiner Buntsandstein 248 Alpiner Muschelkalk 248 Alsbachit 113 Alte Schiefer 100 Altenberger Pinge 138 Altenberg-Teplice 139 Altenbürener Störung 29, 48 Altenstadt-Schichten 200 Ältere Deckenschotter 259 Ältere Flözgruppe 216 Ältere Juranagelfluh 255 Älteste Deckenschotter 259 Altmoränenlandschaft 237, 258 Altsteinzeit 175 Aluminium 206 Alzenau-Formation 198, 118 Alzey-Niersteiner Horst 163 Amethyst 187 Amphibol, Amphibolit(-fazies)  19, 20, 78, 88, 99, 100, 101, 102, 107, 108, 109, 110, 117, 118, 119, 122, 126, 127, 131, 132, 133, 146, 272 Anatexit 98, 102, 103, 126, 142, 272 Andesit 30, 102, 187, 188, 203, 209, 272 Andreasteich-Quarzit 41 Anhydrit 21, 84, 87, 88, 90,

180, 196, 226, 230, 231, 249, 250, 253, 272 Annweiler Sandstein 182 Anthrazit 52, 224, 272 Antiklinale 91, 272 Aplit 113, 123, 129, 131, 272 Aplitgranit 112 Aptychenkalk 251, 252 Aragonit 165, 251 Archaeocyathidenkalk 131 Archaeopteryx 170, 171 Arkose 132, 182, 187, 188 Armorica 14, 17, 121, 122, 148 Arsen 106, 188 Artesische Quelle 175 Arzberg-Serie 131, 132 Aschenstrom 71 Aschentuff 36, 113, 203, 204, 206 Ascherslebener Sattel 85 Asphalt 227 Assamstädter Sattel 179 Atlantik 23, 223, 239, 247, 252 Atlantikum 238 Atollriff 47, 82 Attendorn-Elsper Doppelmulde 30, 48 Auerbacher Marmor 109 Auerberg-Schüttung 255 Aufgerichtete Molasse 257 Aufheizung (Gesteine) 21, 101, 126 Aufschiebung 10, 29, 30, 41, 45, 47, 54, 65, 79, 184, 252, 272 Aufschmelzung 21, 98, 122, 127, 128, 138, 174, 272 Aufschotterung 24 Auftauchbereich 22, 120, 175, 198 Aufwölbung 91, 105, 108, 158, 178, 179, 184, 192, 194 Augengneis 108, 122, 128, 272 Aurignacium 163 Ausgleichsküste 239, 241, 242 Auslaugung 22, 23, 88, 125, 179, 208, 227 Aussüßung 192 Auswürfling 16, 158, 179 Auswurfmassen 69, 173 Avalonia 13, 30, 35, 121, 122 Azurit 112, 113, 119

B Baden-Baden-Zone 99, 100 Baden-Badener Senke 100, 103 Badenweiler-Lenzkirch-Zone 99, 101, 102, 103 Bachschwinden 87 Badlands 91, 92 Bäderlinie 33 Bänderton 231 Bankfuge 142 Bärenskelett 176 Bärhalde-Granit 102 Bärnau-Granit 128 Barrandium 15, 19, 20

Barrel 232 Baruther Urstromtal 142 Baryt, Baryt-„Rosen“ 201 Basalt 15, 17, 18, 19, 20, 21, 24, 34, 35, 36, 39, 40, 41, 42, 43, 50, 51, 62, 67, 68, 71, 73, 81, 88, 107, 108, 109, 111, 118, 120, 127, 128, 131, 132, 133, 134, 135, 139, 141, 142, 152, 155, 159, 164, 177, 180, 181, 183, 187, 188, 195, 200, 202, 203, 204, 205, 206, 207, 208, 209, 210, 211, 212, 231, 214, 215, 216, 217, 249, 258, 260, 272 Basalteisenstein 206 Basaltgänge 24, 110 Basaltsäulen 131, 134, 216 Basaltschlot 33, 67, 108, 177, 216 Basanit 34, 51, 203, 204, 205, 206, 209 base surge 70, 140, 272 Basisbentonit 258 Batholith 272 Battenberger „Blitzröhren“  183, 184 Baumberge-Schichten 222 Bauxit 109, 206, 207, 272 Bayerischer Pfahl 130, 159 Beerbachit 113 Bentheimer Sandstein 222, 223 Bentonit 65, 256, 258, 260, 272 Bergaer Sattel 133, 147, 149, 150 Bergbau 16, 40, 49, 53, 54, 55, 62, 66, 71, 84, 89, 90, 102, 106, 120, 121, 126, 128, 129, 136, 137, 138, 139, 140, 141, 148, 194, 202, 206, 213, 216, 224, 228, 242 Bergbau (-folge)-landschaft  141 Bergell-Massiv 247 Bergsträßer Odenwald 107, 108, 110, 112, 115 Bergsträßer Terrasse 116 Bergstraßen-Neckar 117 Bergsturz 158, 160, 172 Bergwerk 39, 45, 47, 83, 84, 90, 91, 119, 120, 125, 138, 161, 188, 197, 208, 214, 215, 225, 227, 231, 235, 257 Bernstein 230, 235, 241, 242, 272 Berzdorfer Becken 142 Billerbeck-Grünsandstein  222 Bims, Bimsstein 70, 71, 72, 209 Binnenmolasse 21, 257 Binnensenke 15, 17, 95, 184 Biostratigraphie 251 Biotitgneis 118 Biotitgranit 101, 103 Bitterfelder Flözgruppe 231 Bitterfelder Glimmersande  230 Bitumen 43, 119, 213, 250

black smokers 150 Blankenburger Mulde 76, 85 Blankenburg-Zone 79, 80 Blankenheimer Mulde 64 Blätterkohle 51, 165 Blattverschiebung 23, 55, 90, 102, 130, 177, 194, 223, 272 Blaue Erde 235, 241 Bleichenbach-Schichten  200 Bleiglanz 45, 48, 55 Blei-Zink-Erz 66, 83, 138 Blockmeer 201, 215 Blockschuttdecke 116, 207 Bochum-Grünsand 220, 221 Bochum-Schichten 57 Bockradener Graben 224 Boddenlandschaft 240 Boden 7, 17, 19, 20, 24, 25, 41, 43, 45, 73, 86, 95, 104, 111, 114, 115, 116, 120, 130, 162, 164, 167, 175, 176, 178, 179, 182, 187, 188, 194, 198, 199, 202, 206, 208, 210, 230, 255 Bodenwöhrer Bucht 130 Bohemikum 15, 125, 126, 127 Böhmische Masse 160 Böhmischer Pfahl 127 Böhmisch-hercynische Fazies  45 Bohnerz 162, 196, 255, 272 Bohrung Hasselborn 204 Bohrung Ingelfingen 177 Bohrung Saar 1 184, 185 Bohrung SichenhausenEschwald 204 Bohrung Ulrichstein 204 Bohrung Vogelsberg 1996 203 Bohrung Vorderriß 1 253, 254, 257 Böllsteiner Odenwald 107, 108, 118, 122 Bonndorfer Graben 24, 105, 195, 261 Boppard-Dausenauer Überschiebung 62 Börden 25 Borsteingang 112, 113 Böttinger Marmor 165 Brackwassermolasse 254, 255, 260 Bramscher Massiv, Pluton  224, 227 Brandschichten 93 Brandungshohlkehle 162 Brandungsplattform 162, 240 Brauner Jura, Braunjura 22, 115, 160, 165, 168, 169, 171, 172, 177, 179, 232, Braunkohle 42, 43, 51, 70, 72, 85, 86, 94, 95, 131, 140, 141, 142, 143, 175, 201, 206, 209, 212, 213, 214, 216, 226, 227, 228, 229, 230, 231, 235, 241, 257 Brekzie 36, 41, 43, 110, 130,

Sachregister

150, 172, 173, 174, 175, 176, 194, 204, 206, 209, 210, 213, 259, 272 Breitenbach-Schichten 186 Brenztal-Oolith 161 Briloner Sattel 29, 47 Bröckelschiefer 120 Brocken-Massiv, Brockenpluton 17, 79, 80, 81, 82 Brodelböden 231 Bronzezeit 71, 83, 94, 153, 193, 239 Brotterode-Gruppe 122 Bruchfaltengebirge 23 Bruchschollentektonik 33, 125 Bruchstufe 179 Bruchtektonik 72, 94, 105, 120, 131, 215, 229 Bryozoenriff 77, 78, 151 Buchit 209, 212 Buchonit 212 Bückeberg-Formation 22, 227 Büdesheimer Mulde 65 Bühlertal-Granit 101 Bündner Schiefer 249, 252 Bunte Brekzie 173, 174 Bunte Gruppe 126 Bunte Schiefer 56 Bunte Trümmermassen 173 Buntsandstein 21, 49, 63, 64, 66, 67, 84, 86, 87, 88, 90, 91, 92, 94, 99, 104, 105, 106, 107, 113, 114, 115, 116, 117, 118, 120, 121, 122, 124, 132, 146, 148, 158, 159, 172, 174, 177, 182, 183, 184, 185, 193, 194, 198, 203, 204, 205, 208, 209, 212, 215, 216, 217, 223, 228, 231, 234, 235, 248, 249, 252 Buntsandstein-Odenwald  107, 114, 116

C Cadmium 83 Cadomisches „basement“  15, 60, 78 Calcit 35, 36, 38, 129, 163, 165, 251 Caldera 70, 137, 153, 209, 272 Caliche 120 Campanium 220, 221, 222 Cenomanium 55, 155, 220, 221, 222, 223, 224 Cephalopodenkalk 44, 46, 82, 250 Cerithien-Schichten 196, 198 Characeen 256 Chemische Verwitterung  22, 25, 42, 162, 187, 206, 212, 230 Chirotherium 21 Chitinozoen 98, 102 Chlorit 17, 30, 36, 121, 122 Chrom 141, 174 Clausthaler Kulmfaltenzone  79, 80, 82

278

Sachregister

CO2 33, 70, 71, 202, 215 Coesit 135, 172, 173, 272 Coniacium 55, 220, 221 Conodonten 65, 67, 101, 150, 272 Corbicula-Schichten 198, 199 Cordierit 98, 272 Cordieritgneis 141 Crednerien 154 Cristobalit 216 Culmfalte 149 Cyanophyceen 175 Cypridinen-Schiefer 82

D Dachsbusch-Vulkan 73 Dachschiefer 40, 48, 60, 48, 62, 147, 148, 149 Dachsteinkalk 248, 250 Dactylioceras-Bank 169 Darwinius masillae 111 debris flows 36 Deckdiabas 40 Decke, Deckentektonik, Deckenüber-Schiebung  12, 13, 15, 16, 17, 19, 20, 23, 30, 34, 41, 42, 44, 48, 51, 62, 63, 78, 79, 80, 99, 101, 102, 103, 108, 118, 126, 132, 133, 137, 183, 203, 223, 224, 247, 251, 253, 254, 257, 259, 272 Deckenschotter 258, 259 Deckenstapel 20, 44, 247 Deckentuff 258, 260, 261 Deckgebirge 4, 15, 20, 21, 24, 25, 34, 87, 88, 90, 91, 99, 100, 103, 104, 107, 115, 117, 119, 120, 125, 158, 167, 178, 179, 181, 192, 194, 208, 212, 215, 234, 235, 252, Dehnungstektonik 21, 83, 104, 113, 124 Deinotherium giganteum  199, 261 DEKORP 13, 138, 179 Delta 64, 187, 229 Depression 63, 64, 72 Devon 11, 13, 15, 17, 18, 19, 20, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 37, 38, 39, 40, 41, 42, 43, 45, 46, 47, 48, 49, 51, 54, 56, 57, 60, 61, 62, 63, 64, 65, 66, 67, 71, 79, 80, 81, 82, 83, 99, 101, 102, 105, 107, 108, 109, 110, 122, 123, 130, 134, 142, 146, 148, 149, 150, 151, 168, 184, 185, 186, 188, 192, 196, 200, 203, 215, 221, 232, 233, 248, 259 Diabas, Diabasmandelstein, Diabastuff 17, 35, 36, 37, 40, 41, 44, 46, 57, 79, 80, 81, 82, 83, 123, 124, 148, 149, 150, 152, 272 Diamant 135, 150, 172 Diapir 15, 83, 112, 231, 232, 234, 235 Diatexit 98, 102, 272 Diatrem 164 Differenziation 35, 51, 83, 106, 110, 123, 205, 272 Dillenburger Tuffe 40 Dillenburg-Formation 40

Eisenerz 22, 45, 46, 125, 126, 130, 147, 149, 150, 161, 171, 206, 207, 225 Eisensandstein 169 Eisfront 24, 231, 237 Eiskeil 231 Eiskernbohrungen 258 Eisplateau 106 Eisrandlage 237 Eisstausee 233, 239 Eisströme 224 Eistransport 242 Eisvorstöße 231, 236, 237, 238, 242 Eklogit 20, 98, 99, 101, 102, 126, 132, 138, 146, 272 Elbe-Lineament 151 Elbezone 134, 141, 151, 152, 153, 154 Elbingerode-Komplex 79, 80, 81, 83 Elbsandsteingebirge 22, 141, 145, 152, 154, 155, 225 Elbtalschiefergebirge 19, 134, 152, 154 Elfas-Achse 226 Elsässisches Texas 195 Elster-Eiszeit 231, 236 Elterhof-Formation 117, 118 Emscher-Grünsand 220 Emscher-Mergel 221, 222 Emsium 30, 31, 32, 41, 42, 48, 56, 62, 64, 67, 82, 200 Emsquarzit 65 Endmoränen 237, 241, 242, 258 Eozän 23, 38, 67, 70, 72, 86, 84, 95, 106, 110, 193, 196, 198, 209, 213, 216, 230, 235, 241, 252, 254 Epidot 17, 30, 36, 109 E Epiklastische Ströme 210 Eppsteiner Schiefer 30 Ebbe-Sattel 30, 48 Ebbe-Überschiebung 48 Erbendorfer Grünschieferzone  Ebbstrom 239 127, 128 Ecksches Konglomerat 182 Erbendorf-Linie 20, 127, Eckergneis 17, 78, 79 128, 133 Eckfelder Maar 43, 70, 176 Erbstädter Grauwacke 200 Edelsteinindustrie 188 Erdbach-Breitscheider Edukt 98, 107, 118, 122, 272 Riffkomplex 40 Eem-Warmzeit 93, 237, 242 Erdbeben 24, 72, 106, 150, Egelner Mulden 86 166, 167, 229, 239 Egergraben 15, 133, 142 Erdfälle 87, 208, 217 Eggische StreichrichErdgas 53, 197, 232, 234, 242, 253 tung 216 Erdkruste 7, 9, 12, 13, 14, Eibenstocker Granit 150 16, 17, 21, 23, 24, 32, 62, 94, Eichenberg-Gotha-Arnstadt98, 101, 106, 126, 127, 128, Saalfelder Störungszone  133, 139, 142, 146, 151, 179, 92 188, 194, 206, 228, 253, 272 Eichsfeldschwelle 87 Erdmantel 13, 21, 40, 43, Eifeler Kalkmulden 64 68, 115, 127, 138, 164, 181, Eifeler Korallenmeer 63, 64 194, 195, 205, 212, 215, Eifeler Nord-Süd-Zone 63, 261, 272 64, 66 Erdöl 12, 175, 193, 195, 197, Eifeler Sigmoid 64 Eifelnordrand-Überschiebung  222, 227, 232, 234, 253 Erdölgas 234 63 Eifel-Plume 72 Erdölmuttergesteine 111, 176 Eifel-Scholle 63 Erdwärme 165 Eifel-Synklinorium 63 Erft-Scholle 228, 229, 230 Eisberge 146, 147 Erfurt-Formation 177 Erratiker 242 Eisenach-Formation 121, 124 Erzgänge 47, 83, 128, 224 Eisenberger Becken 198 Erzgebirgisches Becken 139 Eisenberger Grünton 198

Dillmulde 35, 39, 40, 41, 42, 44, 45, 46, 62 Dill-Eder-Mulde 35 Dilsburg-Schichten 186 Dinkelberg (-graben, -block) 99, 105, 106 Dinosaurier 86, 87, 223, 224, 225 Dinotherien-Sande 199 Diorit 83, 101, 106, 107, 108, 109, 110, 111, 112, 113, 116, 117, 118, 122, 127, 128, 131, 187, 272 Diplocynodon 256 Diskordanz 49, 55, 77, 86, 91, 95, 104, 122, 182, 187, 272 Disthen 98, 140, 272 Dogger 107, 115, 130, 168, 169, 215, 231, 234, 252  Döhlener Becken 134, 152, 153, 154 Doline 47, 87, 162, 180, 212 Dollendorfer Mulde 64 Dolomit 21, 22, 49, 56, 62, 65, 66, 67, 77, 82, 84, 87, 104, 105, 113, 114, 119, 129, 132, 136, 161, 167, 170, 182, 248, 249, 250, 253, 272 Donaurandbruch 12, 23, 159 Donnersbergmassiv 103, 177, 185, 187, 188 Dorsten-Schichten 54 Drenthe-Stadium 237 Drumlin 257 Düdelsheim-Schichten 200 Dünen, Dünenschichtung 21, 70, 175, 181, 189, 193, 230, 238, 241, 242 Dysodil 70, 165, 213

Erzgebirgisches Streichen  136 Erzgebirgsabbruch 133 Erzgebirgsgranit 137, 138 Erzlager 39, 40, 47, 48, 76, 82, 83, 102 Erzlagerstätte des Rammelsberges 76 Essen-Grünsand 220, 221 Essen-Schichten 57 Ettersberg-Gewölbe 91 Ettringer Tuffstein 71 Ettringit 71 Europäische Geotraverse 13 Europäische Platte 254 Europäische Wasserscheide  164 Eutrophierung 175, 176, 242 Evaporite 21, 22, 179 Evolution 49, 155, 176, 222

F Fächerstellung 32, 205 Fahrstuhltektonik 127 Fährten 21, 123, 223, 224, 225 Faille du Midi 63 Falkenberger Granit 132 Faltenachse 45, 48, 62, 64, 73, 215 Faltenmolasse 253, 257 Fanglomerat 95, 99, 100, 103, 113, 116, 181, 182, 208, 273 Färbeversuche 87, 164 Faulschlamm 51, 111, 213, 237, 273 Feengrotten 148 Fehnkolonie 239 Feldberg-Donau 164 Felsburgen 116 Felsterrassen 179 Felstürme 182, 225 Fettkohle 52 Feuerstein 22, 161, 221, 234, 240, 241, 242 Feuersteinlehm 161 Fiamme-Strukturen 209, 211 Fichtelgebirgsabbruch 131 Fiederspalte 130, 273 Filder-Graben 24, 167 Findling 12, 24, 143, 242, 243 Finkenhainer Graben 208 Finnestörung 90 Flächenalb 160, 161, 162, 169 Flachwasserkarbonate 87, 119, 120, 227, 234 Flädle 172, 174 Flammkohlen 54 Flasergranitoide 107, 110, 112 Flechtingen-Roßlauer Scholle 44, 85, 87 Fleckenmergel 250 Fließgefüge 50 Flossenbürg-Granit 128, 129 Flöha-Zone 136, 137, 138 Flözleeres 54, 57 Flugsand 181, 258 Flussspat 106, 124, 125, 129, 130, 138, 150 Flusssystem 22, 23, 164, 167, 236, 254, 255

Flussterrassen 24, 28, 93, 181, 229 Flysch 15, 17, 19, 20, 40, 80, 81, 102, 133, 148, 246, 249, 251, 252, 253, 254, 255, 256, 257, 273 Forbachgranit 100, 101 Fördenküste 242 Förderschlot 113, 142, 202, 210 Fossile Wurzeln 104, 140 Fossillagerstätte 43, 91, 212 Frankenbacher Sande 178 Frankenberger Bucht 29, 43, 49 Frankenberger Kristallinkomplex 133 Frankendolomit 170 Frankenstein-Pluton 109, 110 Frankenwälder Querzone  146, 149, 150 Frankfurter Stadium 237 Fränkische Linie 23, 125, 131 Fränkischer Schild 159, 179 Frauenbach-Quarzit 148 Freudenstädter Graben 105 Friedenfelser Granit 128 Friesenberg-Granit 100 Fritzlar-Naumburger Grabenzone 216 Frostbödenstrukturen 231 Frostverwitterung 62, 160, 215 Fuldaer Becken 202, 208

G Gabbro 15, 79, 82, 83, 102, 106, 107, 108, 109, 110, 111, 112, 116, 123, 127, 128, 131, 132, 134, 141, 273 Gabbro-Amphibolitmasse von Neukirchen bei Hl. Blut  127 Galmei 66 Gangfüllung 106, 113, 124, 129, 210 Ganggefolge 19 Ganggesteine 111, 113, 137 Gangmineralisation 129 Gasflammkohle 52 Gauß, Carl Friedrich 217 Gebirgsgranit 137 Gediegenes Eisen 216 Gedinnium 30, 32, 45, 56, 61, 64 Geeser Trilobitenfelder 64 Geest 237, 238 Gehren-Formation 124 Geiselbach-Formation 19, 117, 118, 119 Geisheck-Schichten 185, 186 Gekrösegips 180 Gelnhausen-Folge 120 Geochemische Analysen  45, 107, 109, 118, 126, 135, 136 Geophysik 13, 16, 23, 30, 48, 127, 107, 131, 151, 164, 174, 177, 194, 203, 224, 231, 235, 253 Geosynklinale 62, 80, 273 Geothermalenergie 197

Sachregister

Geothermische Anomalie  185 Geothermische Tiefenstufe  165, 195, 273 Geotop 37, 116, 122, 133, 135, 147, 150 Geröllspektrum 254 Gerolsteiner Mulde 64, 66, 67 Geschiebemergel 86, 236, 241 geschockte Feldspat-, Quarzkristalle 94, 95 Gesteinsschmelzen 21, 139 Gezeiten 239 Gibbsit 162, 273 Gießen-Decke 14, 15, 17, 19, 29, 30, 34, 41, 42 Gießener Grauwacke 40, 41, 200 Gipfelflur 253 Gips 21, 84, 87, 88, 90, 167, 169, 180, 196, 226, 230, 231, 249, 250 Gipshöhlen 180 Gipshut 234 Gipskarst 84, 87 Gipskeuper 22, 105, 177, 178, 179 Gipskrusten 180 Gittelder Graben 77 Givetium 46, 56, 149 Glan-Gruppe 186, 187 Glasindustrie 124, 130 Glasmeteorite 174 Glassand 143, 226, 227 Glaukonit 154, 170, 171, 220, 222, 230, 235, 255, 273 Glaukonitbank 170 Glazifluviale Sedimente  225, 229, 258 Glees-Falte 73 Gletscher 12, 24, 94, 106, 131, 142, 143, 155, 164, 173, 183, 225, 231, 236, 237, 241, 242, 243, 253, 254, 257, 258, 261 Gletscherschrammen 94, 225, 243 Gletschertöpfe 24, 183, 225, 243 Gletscherzunge 242 Glimmerschiefer 78, 98, 100, 106, 107, 109, 117, 118, 122, 126, 127, 131, 133, 136, 141, 146, 149, 181, 208, 246, 273 Glogau-Baruther Urstromtal  238 Glutwolke 71, 140, 174 Gneis 13, 17, 18, 21, 22, 23, 24, 28, 30, 60, 78, 79, 87, 88, 98, 99, 100, 101, 102, 103, 104, 106, 107, 108, 109, 111, 113, 117, 118, 119, 122, 125, 126, 127, 128, 129, 130, 131, 132, 133, 134, 135, 136, 137, 138, 139, 141, 142, 146, 149, 152, 154, 181, 182, 193, 208, 242, 246, 252 Gneisanatexit 103 Gneiskuppel 107, 108 Gömigenstein-Formation 122 Gold 50, 83, 89, 148 Goldlauter-Formation 123, 124, 188

Gomphotherium 256 Gondwana 12, 13, 30, 42, 126, 146, 147, 201, 249, 252 Görlitzer Schiefergebirge 142 Göttelborn-Schichten 186 Graben (-struktur) 8, 10, 23, 24, 22, 55, 84, 87, 91, 77, 83, 93, 105, 120, 124, 146, 150, 158, 166, 180, 183, 192, 193, 194, 199, 208, 215, 217, 224, Grabfeld-Mulde 180 Gradierwerk 202 Granat 109, 119, 121, 122, 132, 140, Granit 13, 15, 17, 20, 21, 24, 79, 82, 83, 87, 88, 98, 99, 100, 101, 102, 103, 104, 105, 106, 107, 108, 109, 110, 111, 112, 113, 114, 116, 121, 122, 123, 125, 127, 128, 129, 131, 132, 133,134, 136, 137, 138, 139, 141, 142, 146, 148, 149, 150, 152, 153, 154, 181, 197, 230, 239, 242, 246, 255, 273 Granitporphyr 103, 113, 139 Granitquader-Kirchen 242 Granodiorit 101, 107, 108, 109, 110, 111, 112, 117, 118, 131, 136, 141, 142, 152, 182 Granulit (-gebirge) 16, 19, 20, 101, 126, 134, 136, 138, 139, 140, 141 Graphit 101, 109, 122, 126, 128, 131, 135 Graphitschiefer 109, 122, 131 Graptolithenschiefer 80 Graue Phyllite 56 Graupensandrinne 255 Grauwacke 17, 18, 19, 40, 41, 44, 45, 52, 66, 77, 78, 79, 80, 81, 82, 87, 88, 100, 101, 102, 108, 109, 122, 136, 142, 148, 151, 152, 200, 215, 230, 246, 273 Greisen 138 Griffelschiefer 146, 147, 149, 273 Grillenberg-Formation 95 Grimmelfingen Schichten  255 Großbuchtenküste 242 Grundgebirge 14, 15, 21, 23, 42, 63, 64, 84, 85, 87, 88, 90, 91, 95, 98, 99, 100, 104, 105, 106, 107, 108, 109, 113, 114, 117, 118, 119, 121, 122, 124, 125, 130, 131, 133, 135, 136, 139, 142, 146, 159, 160, 165, 167, 172, 173, 174, 177, 181, 192, 209, 228, 229, 230, 251, 253, 254 Grundmoränen 237, 240, 241 Grundwasser 32, 69, 104, 121, 125, 150, 164, 194, 201, 205, 206, 207, 236, 238, 258, 280 Grünsand 55, 171, 220, 221, 273 Grünschiefer 17, 18, 20, 28, 30, 79, 80, 99, 100, 102, 127, 128, 133, 146, 273 Gümbelscher Sandstein 167

Gummersbacher Mulde 29, 48 Gutach-Gletscher 106 Gutenstein-Dolomit, -Kalk 248, 249

H Hafenkolonnade (Bingen)  60 Hagendorfer Revier 128 Haifischzähne 199, 230 Halberstädter Mulde 85 Haldenhof-Profil 256 Halle-Formation 95 Hallesche Mulde 95 Hallescher Porphyrkomplex  94 Hallstatt-Zeit 176, 249 Haltern-Sande 222 Hämatit 37, 62, 104, 165, 184, 200, 201, 207 Hamburger Loch 235 Hangenbergschiefer 40 Härtling 32, 91, 100, 165 Harzburger Gabbro 79, 82 Harzburgit 82, 273 Harzgeröder Olisthostrom  80 Harzgerode-Zone 79, 80 Haselgebirge 249 Hauptdolomit 248, 250, 253 Hauptflöz-Gruppe 228 Hauptgrünsteinzug 46 Hauptterrasse 73, 233 Hauyn 51, 71 Heidelberger Granit 109, 111, 112 Heidelberger Loch 197 Heidenlöcher-Schichten  255 Heigenbrücken-Sandstein  120 Heilbronner Mulde 158, 178 Heiligenwald-Schichten 185 Heisdorf-Schichten 56, 65, 67 Heldburger Gangschar 24, 159, 180, 181 Helvetikum 246, 249, 252, 253, 257 Hercynisches Streichen 76 Hermeskeil-Sandstein 31 Hessigheimer Felsengärten  179 Hessische Senke 11, 15, 23, 25, 29, 43, 49, 64, 87, 192, 202, 215, 216, 220, 230 Hessisches Kegelspiel 210, 258 Hettstedter Gebirgsbrücke  89, 90, 95 Heustreuer Störungszone  180 Heusweiler-Schichten 186 Hewenegg-Schichten 261 Hierlatz-Kalk 250 Hildesheimer-Wald-Sattel  227 Hillesheimer Mulde 64, 66, 67 Hils-Mulde 158, 226, 227, 235 Hintertaunus-Einheit 31

Hipparion 261 Hochdruckgesteine 98, 99, 101, 126, 132 Hochmoor 207 Hochspessart 117, 118, 120, 121 Hochterrassenschotter 178, 258, 259 Hochwasser 87, 110, 117, 139, 238 Hohenzollern-Graben 24, 159, 165, 166, 167 Hollenbacher Mulde 179 Höllental-Gletscher 106 Holozän 11, 70, 92, 93, 160, 163, 238, 241, 242, 245 Holstein-Warmzeit 93, 236, 237 Holzer Konglomerat 186 Homo erectus 86, 93, 178 Homo erectus heidelbergensis  178 Hönningen-Seifen-Sattel  29, 45 Horloff-Senke /-graben)  201, 206 Hornberger Sattel 89 Hornblendetuff 261 Hornfels 82, 109, 123, 149, 273 Hörnli-Schüttung 255 Hornstein 19, 249 Hörre (-Zone) 29, 30, 35, 41, 42, 43, 44 Hörre-Decke 34 Horst 10, 55, 82, 122, 123, 146, 184, 220, 224, 273 Hörstein-HuckelheimFormation 118 Horst-Schichten 54, 57 Hösbachit 121 Hühnberg-Dolerit 123, 124 Hüle 165, 172 Hünengräber 239 Hüttensplitt 49 Hunsrückschiefer 32, 56, 60, 61, 62, 63, 64 Hunsrück-Schuppenzone 61 Hunsrück-Südrandstörung  60, 184, 185 Hunsrücktyp (Erze) 62 Hydrobien-Schichten 196, 198, 199 Hydrothermale Gänge, Vererzungen, Wässer 31, 45, 48, 100, 103, 106, 112, 113, 119, 121, 129, 130, 138, 150, 183, 184, 188, 201, 273

I Iberg-Kalk 82 Idsteiner Senke 28, 32 Ignimbrit 63, 71, 94, 103, 113, 139, 153, 172, 187, 209, 210, 211, 273 Ilfelder Becken 77, 83 Ilseder Phase 23 Impakt-Krater 173 Inde-Mulde 63, 64 Inden-Schichten 228 Inkohlung 52, 53, 54, 224, 234, 273 Inlandeis (-Theorie) 12, 24, 229, 231, 241, 242, 243

Innerste Mulde 85 Inntal-Decke 251 Inoceramen 155, 222, 223 Inselbogen 18, 30, 102, 108, 109, 110, 118, 127, 132 Inselkerne 241 Intramontane Senke 184 Intraplattenvulkanismus 15, 17, 18, 68, 208 Inversion 223, 224 Isar-Gletscher 253

J Jahresschichtung 111 Jaspis 187, 212 Jena-Formation 91, 92, 93 Jüngere Braunkohlenformation 228 Jüngere Deckenschotter  258, 259 Jüngere Flözgruppe 216 Jungmoränenlandschaft  237, 241, 258 Jungtertiär 24, 86, 164, 174, 193, 197, 199, 207, 253 Jura 11, 15, 16, 22, 23, 56, 57, 68, 72, 76, 78, 83, 85, 86, 90, 91, 98, 99, 105, 115, 123, 130, 146, 154, 158, 159, 160, 161, 162, 163, 164, 165, 166, 167, 168, 169, 170, 171, 172, 173, 174, 175, 176, 177, 178, 179, 180, 181, 186, 188, 192, 196, 215, 216, 217, 221, 223, 224, 225, 226, 227, 228, 231, 232, 234, 248, 249, 250, 251, 252, 253, 254, 255, 259, 260

K Kahleberg-Sandstein 82 Kaledonisches Gebirge 15, 98 Kalisalze 21, 88, 90, 193, 196, 231 Kalk, Kalkstein 18, 21, 22, 24, 30, 31, 32, 35, 36, 37, 38, 39, 40, 41, 44, 45, 46, 47, 48, 49, 54, 56, 57, 60, 62, 64, 65, 66, 67, 71, 76, 78, 79, 80, 81, 82, 84, 85, 86, 87, 88, 90, 91, 92, 94, 99, 101, 104, 105, 107, 109, 115, 116, 120, 122, 125, 126, 131, 136, 137, 142, 148, 149, 155, 158, 159, 160, 161, 162, 163, 164, 165, 166, 168, 169, 170, 171, 172, 173, 174, 175, 177, 178, 179, 180, 181, 182, 183, 188, 193, 195, 196, 198, 199, 200, 212, 220, 231, 234, 240, 246, 249, 252, 255 Kalkalpen 246, 247, 248, 249, 250, 251, 253 Kalkalpentrog 249, 251 Kalkknotenschiefer 39, 56 Kalkkrusten 104, 120 Kalkmudde 24, 237 Kalksilikatgesteine 78, 101, 122, 126, 131 Kalkturbidit 46 Kaltphase 25, 237 Kaltwasser-Geysir 72 Kambrium 14, 15, 19, 20,

279

280 Sachregister

30, 56, 57, 63, 79, 98, 100, 105, 109, 118, 122, 123, 136, 141, 142, 149 Kammquarzit 44 Kammquarzit-Decke 34 Kaolin(-Lagerstätten), Kaolinige Verwitterungsrinde, Kaolinit, Kaolinsand  42, 62, 94, 124, 132, 142, 153, 162, 198, 209, 212, 213, 217, 230, 236, 273 Kar (-See) 106, 131 Karbon 11, 12, 15, 25, 29, 30, 50, 54, 55, 56, 57, 60, 64, 90, 98, 103, 105, 110, 115, 119, 123, 134, 139, 149, 168, 184, 185, 186, 187, 188, 196, 200, 220, 221, 222, 224, 233, 248, 252, 259 Karlstal-Schichten 182 Karneoldolomit 21, 104, 177 Karst 40, 91, 115, 120, 130, 162, 163, 164, 165, 171, 180, 199, 200 Karsthöhle 38, 150, 162 Karstlandschaft 47, 87 Karstquelle 87, 163, 164, 172 Karstwässer 92, 93, 130 Kasseler Grabenzone 217 Kellerwald-Quarzit 44 Kellwasserereignis, Kellwasserkalk 17, 18, 39, 40, 44, 56, 82 Keramikrohstoffe 188 Keratophyr 35, 36, 37, 48, 56 Kersantit 124 Keuper 22, 76, 86, 88, 90, 91, 92, 93, 99, 105, 115, 116, 148, 158, 159, 160, 167, 174, 177, 178, 179, 180, 181, 203, 208, 215, 224, 225, 228, 231, 234, 250, 252 Kickelhahn-Porphyr 124 Kies 33, 92, 94, 188, 197, 209, 211, 231, 233 Kieselgur 24, 233, 236, 237, 274 Kieselhölzer 88 Kieselkalk 57, 161, 250 Kieseloolithschotter 72 Kieselrot 49 Kieselsandstein 177 Kieselschiefer 40, 41, 44, 45, 57, 77, 79, 81, 82, 101, 148, 171, 222, 274 Kieselschwämme 161, 170 Kimmeridgium 168, 169, 170 Kinzigitgneis 98 Kissingen-Haßfurter Sattel  180 Kissingen-Haßfurter Störungszone 180 Klappklei 238 Klebsand 196, 198 Kleinsassener Graben 208 Kliffküste 198 Klifflinie 161, 255 Klippe 20, 32, 33, 45, 46, 47, 62, 83, 108, 110, 133, 137, 151, 158, 222, 223, 274 Klüfte, Kluftsystem 22, 31, 32, 53, 83, 100, 116, 119,

121, 128, 129, 135, 141, 142, 154, 155, 158, 162, 166, 167, 179, 180, 181, 182, 183, 197, 206, 227 Kobalt 106, 119, 121, 138, 188 Kobalt-Nickel-Wismut-ArsenSilber-Uran-Formation  106 Kohlenkessel 230 Kohlensäuerling 42 Kohlensäure 72, 179, 202 Kohlenwasserstoffe 197, 232, 235, 242, 253 Kollision, Kollisionsphase  42, 103, 122, 252, 253 Kölner Bucht 228 Kölner Scholle 228, 229 Köln-Schichten 228 Kompass des Kraichgaus  177 Konglomerat 49, 77, 95, 100, 102, 110, 119, 121, 123, 124, 139, 148, 155, 182, 185, 186, 187, 188, 192, 193, 198, 200, 201, 209, 224, 225, 252, 255, 256 Kontakt, Kontakterscheinungen 19, 43, 71, 82, 83, 100, 101, 102, 113, 132, 141, 142, 212, 216 Kontinentale Erdkruste 126 Kontinentale Tiefbohrung (KTB) 13, 127 Korallenoolith 227 Korbacher Bucht 29, 49 Korbacher Spalte 49 Kösseine-Granit 132 Kössen-Schichten 250, 253 Kossmat-Zonen 12 Krabachjoch-Decke 251 Kraichgau-Mulde 98, 177 Kramenzelkalk 35, 39, 40 Kratersee 174, 261 Kreide 11, 15, 22, 42, 52, 54, 56, 57, 76, 77, 84, 85, 86, 94, 105, 115, 133, 134, 141, 149, 152, 153, 155, 159, 162, 168, 171, 172, 186, 188, 194, 196, 205, 212, 220, 221, 222, 223, 224, 226, 227, 228, 232, 233, 235, 241, 242, 246, 251, 252, 253, 254, 255, 259 Kreuznacher Schichten  188, 189 Kreuznach-Formation 188, 189 Kristallgranit 128 Krustenstapelung 16, 99, 102 Kryoturbation 199, 243 Kulmfazies 148 Kulmkieselschiefer 40, 45 Kulmtonschiefer 40, 45 Kumulat 82, 102, 210 Kupfer 83, 89, 106 Kupferbergbau 49, 121 Kupferkies 45, 112, 113, 119 Kupfermergel 49 Kupferschiefer 77, 89, 90, 119 Kuppenalb 160, 161, 169 Kuppenrhön 209, 210, 211, 215 Kuseler Schichten 186

Kuselit 187 Küstenerosion 234, 241

L Laacher-See-Tephra 70, 72 Laacher-See-Vulkan 62, 72, 73 Lagerklüfte 128 Lagunensedimente 170 Lahar 210 Lahn-Dill-Synklinorium 32 Lahn-Dill-Typ-Roteisen 39, 83, 150 Lahnmarmor 36, 37, 38 Lahnmulde, Lahntrog 30, 32, 36, 38, 39, 40, 41, 42, 44, 47 Lakkolith 83 Lamprophyr 113, 131, 142 Landbrücke 237 Landschnecken (-Kalk) 175, 176, 186, 199 Langenbrückener Senke 177 Langensalzaer Gewölbe 92 Langhecker Schiefer 40 Lapilli (-tuff) 36, 69, 70, 113, 203, 204, 206, 209, 215, 260 Laramische Phase 222, 223 Lateritische Bildungen 126 Latit 50, 51, 203 Lauchert-Graben 166 Lauenburger Ton 233, 236 Laurentia 30 Laurussia 12, 42 Lausitz-Block 133 Lausitzer Granit 142, 152, 154, 155 Lausitzer Grundgebirge 142 Lausitzer Hauptabbruch 141, 143 Lausitzer Überschiebung  23, 141, 152, 154, 155 Lauterbacher Graben 203, 208 Lavasee 205, 206 Lebacher Schichten 186 Lechtal-Decke 251 Lederschiefer 147, 149 Leinetalgraben 11, 23, 64, 77, 87, 192, 216 Leipziger Grauwacke 230 Leipziger Tieflandsbucht  86, 230 Leithorizont 187 Lenne-Vulkanite 31, 48 Lenzkircher Gletscher 106 Lenzkirch-Granit 102, 103 Lettenkeuper 105, 177 Leuchtenberg-Granit 128 Leuchtenburg-Graben 91 Leukogranit 128 Leuzit 68 Lias 76, 105, 158, 160, 168, 169, 174, 176, 179, 193, 197, 227, 250, 252 Liebensteiner Granit 128 Liebenstein-Gruppe 122 Liegende Alaunschiefer 40 Lignit 210, 213 Limburger Becken 32 Limburgit 195 Lindheim-Schichten 200 Lindener-Mark-Decke 34, 41 Lineament 24, 151, 158, 159, 166, 177, 178, 179, 223

Lithionit 138 Lithium 129, 137, 139 Lithographenschiefer 170 Lithoklasten 161, 209 Lithosphäre 247 Littorina-Meer 233, 242 Loferit 250 Lohra-Decke 34 Lonauer Sattel 79, 81 Loosener Kiese 236 Lorsbacher Schiefer 30 Löß 12, 25, 38, 73, 86, 90, 91, 92, 116, 153, 175, 177, 178, 193, 194, 202, 231, 233, 258, 259 Löß-Höhle 178 Lößkindl 178 Lößlehm 25, 175, 199, 207 Löwenmenschen 163 Löwensteiner Mulde 24, 158, 159, 178 Lüdenscheider Mulde 29, 30, 48 Ludwigshöhe-Granitpluton  110 Luisenthal-Schichten 185, 186 Lydit 57, 255 Lymnäen-Mergel 196, 198

M Mäander 35, 62, 117 Maar 43, 69, 70, 72, 165, 176, 204, 205 Maarsee 69, 70, 110, 165 Maastrichtium 221, 222 Magdeburg-Breslauer Urstromtal 238 Magdeburger Urstromtal  143 Magerkohlen 54 Magmakammer 35, 51, 68, 205, 206, 209, 210, 211, 212 Magnetit 150 Main-Trapp 202 Mainzer Becken 11, 60, 61, 62, 159, 184, 192, 196, 198, 199, 201, 230 Mainzer Triade 199 Malachit 112, 113, 119, 120 Malchit 113 Malm 64, 168, 170, 171, 174, 227, 252 Malsburg-Pluton 103 Mammutbaum 228 Manebach-Formation 124 Mangan 45, 62, 114, 200 Manndränke 239 Mansfelder Mulde 89 Mansfeld-Schichten, -Formation 88 Mantelgesteine 20, 110 Mantelkissen 14 Mantel-Plume 150 Mantelschmelzen 128, 131 Mantelxenolithe 205 Marcellusflut 239 Marmor 36, 37, 101, 109, 117, 126, 136, 165, 173, 274 Marsch 215, 238, 239 Martenberg 46, 47 Massenkalk 29, 38, 47, 49, 62, 81, 161, 168, 169, 200 Massiv von Stavelot 63

Massiv von Uchte 227 Mauerer Sande 178 Mechernicher Trias-Dreieck  64, 66 Meeresmolasse 252, 254, 255, 256 Meeressand 117, 196, 199 Meeresspiegelanstieg 220, 239, 240, 242 Meeresspiegelschwankungen  52, 147, 230, 256 Meerwasser-Alteration 17, 36 Megablöcke 173, 174 Megalithgräber 242 Meisdorfer Becken 77 Meißener Pluton 152 Meißener Porzellanmanufaktur 153 Melaphyr 183, 187, 200, 274 Melaphyr-Mandelstein 187 Melaquarzdiorit 116 Melibokus-Granit 111 Melilith 164, 181, 261 Mergel 22, 49, 65, 71, 78, 86, 89, 91, 92, 105, 126, 154, 161, 165, 168, 169, 170, 171, 175, 177, 178, 193, 196, 198, 199, 201, 213, 220, 221, 222, 224, 225, 230, 233, 236, 241, 249, 250, 251, 252, 253, 255, 256, 257 Mesozoikum 15, 21, 42, 63, 83, 88, 104, 106, 121, 130, 151, 172, 173, 178, 182, 215, 223, 230, 246, Messerspat 112, 113 Metabasit 117, 122, 127, 128 Metamorphit, Metamorphose 13, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 21, 30, 36, 61, 78, 98, 99, 100, 102, 104, 108, 109, 112, 118, 119, 121, 122, 126, 127, 128, 131, 132, 134, 135, 139, 141, 142, 181, 242, 274 Meteoriten 16, 135, 158, 172, 174, 175, Michelstädter Graben 24, 107, 115 Migmatit 98, 101, 122, 126, 128, 129, 138, 181, 252, 274 Mikroplatte 13, 17, 247, 252 Milankovitch-Zyklen 250 Milchquarz 128 Miltenberger Sandstein 120 Miltenberg-Folge 120 Mineralquellen 33, 42, 179 Minette 147 Miozän 15, 28, 33, 43, 51, 142, 143, 160, 162, 164, 192, 193, 199, 201, 203, 209, 213, 214, 215, 216, 217, 228, 231, 234, 236, 252, 253, 254, 255, 260 Mitteldeutsche Kristallinschwelle 13, 15, 18, 19, 109 Mitteldevon 15, 17, 35, 39, 41, 45, 48, 63, 64, 65, 79, 81, 109, 149, 151 Mittelfränkisches Becken  181 Mittelharz 79, 80, 83 Mittelharzer Gänge 83

Sachregister

Mittelsächsische Störung  152 Mitteltethyscher Rücken  249 Mitterteicher Becken 131, 132 Mitterteicher Granit 128 Moenodanuvius 171 Mofette 72, 150 Mohorovičić-Diskontinuität (Moho) 13, 274 Molasse (-stadium) 15, 17, 20, 24, 52, 77, 88, 94, 104, 121, 150, 152, 174, 185, 196, 246, 249, 252, 253, 254, 255, 256, 257, 258, 259, 260, 261 Molassebecken, -trog 153, 159, 160, 164, 170, 178, 249, 252, 254, 255, 256, 257, 258, 259, 260, 261 Moldanubikum 13, 14, 15, 19, 20, 24, 100, 125, 127, 128, 133, 158, 165, 185 Moldavite 174 Mömbris-Formation 117, 118, 119 Monotone Gruppe 126 Moor 207, 229, 230, 231, 235, 238, 239, 258 Moräne 131, 155, 229, 233, 236, 237, 241, 242, 243, 257, 258, 259, 260 Moravo-Silesikum 20 MORB (Mid Ocean Ridge Basalt) 15, 41, 118, 274 Morsbach-Müsener Schollensattel 45 Moschellandsbergit 188 Moselmulde, Mosel-Synklinorium 62, 63, 64, 65 Mühlsteine 71, 142 Münchberger(Gneis) Masse  14, 15, 20, 126, 127, 132, 133, 146 Münsterländer Oberkreidemulde 52, 217, 220, 222, 232 Münzenberger Blättersandstein 201, 206 Muschelkalk 22, 66, 67, 76, 84, 85, 86, 87, 88, 90, 91, 92, 93, 94, 99, 105, 107, 115, 116, 125, 148, 158, 159, 174, 177, 178, 179, 180, 182, 183, 203, 208, 209, 212, 215, 217, 223, 228, 231, 234, 235, 243, 248, 249, 252, 253 Muschelsandstein 21, 183 Museum Hauff 160 Muskauer Faltenbogen 143, 237 Mylonit 80, 101, 102, 108, 130, 133, 274

N Nacheiszeit 162, 238, 239, 240 Nach-Inkohlung 234 Nagelfluh 255, 257, 258 Nahe-Gruppe 186, 187 Nahe-Mulde, Nahe-Trog 26, 80, 106, 110, 113, 124, 184, 186, 187, 188

Namurium 54, 57, 186 Napf-Schüttung 255 Natrolith 261 Natronshonkinit 115 Nauheimer Kantkies 200 Nebenpfähle 129 Neckar-Jagst-Furche 24, 158, 178 Nehdenstufe 46, 56 Nehrung 230, 239, 242 Neolithische Siedlungsspuren  175 Neoproterozoikum 122 Nephelin 51, 68 Nephelingesteine 43, 115, 212 Neptunisten 67, 133 Nethe-Scholle 217 Neunkirchen-Schichten 185 Neuwieder Becken 29, 62, 72 Nickel 89, 102, 106, 138, 141, 174 Niedermendiger Mühlsteinlava 71 Niederrheinische Bucht 11, 14, 15, 64, 228 Niedersächsisches Tektogen  90, 220, 232, 235 Niederterrassenschotter 11, 12, 23, 76, 85, 94, 223, 224, 227 Niob 195 Nördliche Grauwackenzone  246 Nördliche Phyllitzone 15, 18, 80 Nordostbayerisches Grundgebirge 23 Nord-Ostsee-Kanal 242 Nordsächsisches Antiklinorium 230 Nordschwarzwälder Granitmassiv 99, 101 Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirge 152 Nunatak 142, 224, 241, 261 Nuttlarer Mulde 48

O Oberdevon 15, 17, 29, 30, 34, 38, 39, 40, 41, 44, 45, 46, 47, 48, 49, 62, 64, 66, 79, 80, 81, 82, 99, 101, 102, 130, 148, 150, 151, 200, 215 Oberflöz-Gruppe 228, 229 Oberfränkisch-Oberpfälzisches Bruchschollengebiet  172 Oberharz 44, 79, 80, 81 Oberharzer Devonsattel 79, 80, 82 Oberharzer Diabaszug 44, 79, 80, 81, 83 Oberharzer Gänge 83 Oberhofer Mulde 123, 124 Oberhof-Formation 124 Oberkarbon 17, 20, 21, 48, 52, 54, 55, 66, 77, 80, 82, 87, 88, 95, 99, 100, 101, 102, 103, 119, 122, 123, 123, 128, 130, 133, 139, 142, 146, 148, 149, 150, 153, 154, 177,

184, 185, 186, 220, 224, 230, 232, 252 Oberkirch-Granit 101 Oberkreide 11, 15, 22, 23, 30, 52, 53, 55, 77, 85, 90, 128, 130, 142, 152, 154, 155, 181, 212, 217, 220, 222, 223, 224, 230, 232, 235, 240, 252 Oberrheingraben 8, 12, 14, 15, 19, 22, 23, 24, 25, 33, 64, 72, 98, 99, 102, 103, 105, 106, 107, 111, 115, 116, 117, 164, 177, 178, 181, 182, 183, 184, 192, 193, 194, 195, 196, 197, 198, 199, 200, 201, 202, 203, 205, 215, 228, 230 Oberrotliegend 63, 95, 103, 124, 182, 184, 185, 187, 188, 203 Ocker 179 Öhninger Schichten 256 Okergranit 79, 82 Older Igneous Complex (OIC)  137 Old-Red-Kontinent 13, 17, 30, 47, 64, 82 Oligozän 15, 28, 43, 51, 62, 63, 67, 72, 86, 111, 120, 131, 140, 143, 177, 181, 183, 184, 192, 193, 197, 198, 201, 203, 208, 209, 210, 212, 213, 215, 225, 228, 230, 235, 241, 252, 253, 254, 255, 260 Olisthostrom 80 Olivinknollen 40, 68, 71, 131, 205, 212, 216 Olivin-Nephelinit 209, 261 Ölschiefer 51, 70, 110, 111, 213 Ooide 161, 175 Oolithische Eisenerze 22, 147, 161, 225 Ophiolith, Ophiolithkomplex  20, 252 Oppershofener Schiefer 200 Ordovizium 15, 18, 19, 30, 56, 57, 63, 77, 79, 80, 88, 98, 100, 105, 109, 118, 122, 123, 128, 131, 134, 142, 146, 147, 148, 149, 150, 168, 186, 188, 196, 221, 233, 248, 259 Orthogneis, Orthogesteine  19, 98, 99, 101, 108, 117, 118, 119, 120, 122, 127, 134, 135, 136 Oschersleben-Staßfurter Sattel 85, 86 Oser 241 Osning-Achse 223 Osning-Sandstein 223, 224, 225 Osning-Überschiebungszone  223 Ostalpin 249, 252, 254 Osteifeler Hauptsattel 29, 45, 63 Osterwick-Schichten 222 Osteuropäische Plattform  14, 19, 23, 141, 142, 151 Ostharz-Decken 20, 78, 79, 80 Ostsauerländer Hauptsattel  29, 45, 46, 47, 48

Ottweiler Gruppe 185 Otzberg-Zone 107, 108 Oxfordium 168, 169 Ozeanische Basalte 17, 18, 20, 41 Ozeanische Kruste 30, 102, 126, 249, 252

P Padberger Kalk 46 Paffrather Mulde 29, 49 Pahoehoe-Lava 205 Palaeoniscum freieslebeni  90 Paläokarst 249 Paläomagnetische Daten 109 Paläosalinität 19 Paläozän 178, 198, 252 Paläozoikum 13, 15, 21, 23, 29, 30, 34, 49, 63, 64, 76, 85, 88, 95, 101, 102, 103, 104, 128, 132, 133, 134, 139, 146, 147, 149, 151, 152, 184, 203, 230, 231, 252 Palatinit 187 Palinspastische Rekonstruktion 246 Pannonisches Becken 256 Paragesteine 19, 119, 128 Paragneis 60, 78, 79, 98, 99, 101, 106, 117, 118, 122, 126, 127, 134, 135 Parallelgefüge 113 Pariser Becken 65, 158, 182 Partnach-Schichten 248, 249, 250, 253 Pechblende 139 Pechelbronn-Schichten  193, 196, 197 Pechkohlen 257 Pechstein 153 Pegmatit 101, 106, 128, 131 Peißenberg-Schüttung 255 Penninikum 249, 252 Periadriatische Naht 247 Peridotit 98, 101, 110, 112, 138, 205 Periglazialer Raum 24, 73, 183, 231 Perm 11, 15, 16, 21, 49, 56, 57, 77, 79, 82, 87, 88, 99, 104, 105, 106, 107, 110, 113, 118, 119, 122, 123, 124, 129, 139, 140, 168, 177, 185, 186, 188, 192, 193, 196, 208, 215, 22, 223, 235, 246, 248, 252, 259 Permische Landoberfläche  108, 113 Permokarbon 28, 29, 177 Permokarbonische Eiszeit  52 Permomesozoikum 125 Permosiles 94, 124 Pfahl 23, 127, 129, 130, 131, 159 Pfahlschiefer 130 Pfälzer Kuppeln 185, 186 Pfälzer Mulde 11, 181, 184, 185, 188 Pfälzer Sattelgewölbe 184 Pfälzische Phase 182, 184 Pfänder-Schüttung 255

281

Phonolith 68, 204, 210, 212, 260 Phosphorminerale 129 Phreatomagmatische Prozesse  69, 164, 187, 204, 256 Phycodes circinatum 131, 147 Phycodes-Schichten 147 Phyllit 15, 18, 28, 30, 41, 56, 60, 79, 80, 87, 126, 131, 132, 133, 136, 141, 146, 149, 181 Physikalische Altersbestimmungen 16, 18, 83, 99, 107, 118, 122, 126, 135, 174 Piemont-Ozean 252 Piesberg-Pyrmonter Achse  223 Pillow-Breccien, -Lava, -Vulkane 35, 36, 40, 44, 81, 150 Placunopsis-Riffe 180 Planare Elemente 174, 175 Pläner 22, 155, 220, 222, 224, 235 Planorben 176 Platin 89 Plattenkalk 35, 40, 56, 66, 168, 171 Plattentektonik 7, 8, 12, 13, 16, 19, 20, 23, 99, 103, 107, 126, 127, 135, 146, 165, 247, 251 Playaseen 22, 124, 187 Pleistozän 11, 49, 61, 86, 91, 92, 94, 120, 121, 125, 139, 141, 151, 160, 162, 164, 176, 178, 179, 181, 193, 197, 199, 201, 228, 231, 236, 237, 238, 239, 241, 252, 257, 258, 260, 261 Plinianische Eruption 70 Pliozän 23, 28, 43, 72, 106, 120, 163, 167, 193, 197, 198, 199, 200, 201, 216, 228, 229, 235, 236, 252, 254, 257, 258 Plutonisten 67 Pommersches Stadium 237 Porphyr 24, 31, 94, 95, 124, 154 Porphyrfächer 139, 153 Porphyroide 31 Porzellan, -rohstoff 32, 94, 124 Posidonienschiefer 57, 160, 168, 169 Präkambrium 57, 63, 79, 98, 99, 101, 105, 118, 123, 134, 143, 146, 147, 148, 151, 168, 186, 188, 196, 221, 230, 232, 233, 248, 259 Prims-Mulde 184, 185 Procynosuchus 49 Proterozoikum 15, 109, 122, 230 Prümer Mulde 64, 65, 66 Pultscholle 76, 84, 87, 88, 133, 139 Pyrit 48, 60, 109, 126, 160, 175 Pyroklastische Gesteine 71, 164, 203, 204, 211 Pyroxengranulit 141

282 Sachregister

Q

Quadersandstein 141, 155, 225 Quartär 12, 15, 24, 25, 54, 56, 57, 62, 64, 66, 67, 69, 70, 71, 73, 88, 94, 99, 105, 106, 107, 117, 118, 123, 134, 140, 141, 142, 159, 168, 171, 176, 179, 183, 185, 186, 188, 192, 193, 196, 207, 213, 215, 216, 22, 221, 224, 228, 229, 231, 232, 233, 235, 236, 240, 248, 252, 253, 254, 258, 259 Quarzdiorit-GranodioritKomplex 117, 118 Quarzit 18, 19, 24, 28, 31, 32, 41, 42, 44, 45, 56, 60, 61, 65, 79, 80, 81, 87, 100, 101, 102, 109, 117, 118, 119, 122, 131, 147, 148, 149, 150, 188, 200, 201, 209, 213, 242, 255 Quarzporphyr 100, 103, 113, 124, 131, 252 Quecksilber 188 Quedlinburger Sattel 85, 86 Quelle, Quellhorizont 92, 104, 167, 175, 202 Quellkuppe 50, 51, 261 Querstörung 29, 32, 47, 53, 54, 55, 62, 65, 66, 119, 134, 146, 224

R Radioaktivität 102 Radiolarienhornstein 250 Radium 139, 188 Raibl-Schichten 248, 250, 253 Ramberg-Pluton 79, 82, 83 Ramsau-Dolomit 248, 249, 250 Ramsbecker Scholle 48 Randengrobkalk 255 Randgranit 102 Randverwerfung 63, 101, 166, 183, 193 Rauchquarz 128 Rauhwacken 249, 250, 253 Raumünzach-Granit 101 Redwitzit 131 Regensburger Grünsand 171 Regnitz-Sande 181 Rehberg-Schichten 182 Reliefumkehr 31, 158, 166, 216 Remigiusberg-Formation  187, 188 Remigiusbergsee-System  187 Remscheid-Altenaer Sattel  29, 30, 48, 49 Renchgneis 98 Retrograde Metamorphose  99 Rhaetavicula contorta 177 Rheinische Fazies 45 Rheinische Geosynklinale  62 Rheinischer Schild 68 Rheinisches Braunkohlenrevier 228 Rheischer Ozean 30

Rhenohercynikum 13, 16, 17, 18, 19, 28, 35, 41, 42, 44, 122, 185 Rhenohercynischer Ozean  17, 19, 148 Rhombenporphyr 242 Rhône-Becken 254 Rhönit 212 Rhönmarsch 215 Rhönvulkanismus 210 Rhüdener Sattel 85, 228 Rhyolith 17, 18, 21, 30, 31, 35, 63, 83, 94, 99, 102, 104, 103, 107, 113, 118, 119, 122, 124, 131, 136, 139, 152, 185, 187, 188 Richtschnitt 65 Ries-Belemniten 174 Riesensteingranit 152 Riffgürtel, -karbonate – schutt –strukturen 17, 31, 32, 34, 36, 37, 38, 39, 46, 48, 56, 62, 65, 67, 81, 109, 151, 161, 169, 170, 180, 187, 248, 249, 250, 251 Riftbecken 19, 126 Riftphase 251 Riftzone 126, 195 Rißbach-Gletscher 253 Rißeiszeit 258 Riß-Iller-Lech-Platte 254 Riß-Würm-Interglazial 179 Rockenberger Schichten  200, 201 Rohrbrunn-Folge 120 Rohrer Mulde 64, 66 Rosenau-Gang 51 Rosenquarz 128, 129 Rosseln 62 Rote Klippe 46, 47 Roteisenstein 35, 39, 40, 46, 47, 56, 81, 83, 150 Roteisenstein-Grenzlager  40, 47, 56 Roterde, Rotlehm 162, 171, 206 Rotgneis 118, 122, 136 Rotgneis-Komplex 117, 118 Rothell-Schichten 185, 186 Rotliegend 17, 21, 25, 29, 30, 32, 34, 60, 61, 63, 64, 67, 77, 79, 80, 83, 87, 88, 90, 91, 94, 95, 98, 99, 100, 103, 104, 105, 106, 107, 108, 110, 113, 116, 118, 119, 122, 123, 124, 128, 131, 134, 139, 140, 146, 148, 150, 152, 153, 159, 177, 181, 182, 184, 185, 186, 187, 188, 189, 192, 193, 198, 200, 208, 231, 232, 234, 252 Rotterode-Formation 123, 124 Rudisten 222 Ruhlaer Granit, Kristallin  11, 87, 88, 92, 98, 103, 117, 119, 122, 123, 124, 173, 208 Ruhla-Gruppe 121, 122 Ruhrkarbon 30, 52, 53, 54, 186, 229 Rumburger Granit 142 Rupelium 197, 199, 230, 257 Rur-Scholle 228, 229

S

Saale-Eiszeit 92, 93, 94, 155, 225, 229, 231, 237, 242, 243 Saalische Diskordanz 95 Saalische Phase 95, 123, 184, 187 Saarbrücker Gruppe 185 Saarbrücker Hauptsattel  184, 185, 186 Saarbrücker Hauptüberschiebung 185 Saargemünd-Zweibrückener Senke 182, 183 Saar-Nahe-Senke, -Trog, -Becken 19, 28, 29, 60, 61, 63, 106, 107, 110, 113, 121, 124, 182, 184, 185, 188, 189, 198, 200 Saar-Saale-Senke 94, 121, 184 Sack-Mulde 226, 227 Sackpfeifen-Überschiebung  29, 45 Sahara-Vereisung 146, 147 Salinität 176, 192, 199 Salmerwald-Mulde 64, 66 Salzgitterer Sattel 85 Salzsee 139, 193 Salzstock 217, 226, 227, 232, 234, 235 Salzstrukturen 23, 85, 192, 234 Salztektonik 85, 234, 242, 243 Sand 12, 17, 18, 21, 22, 30, 31, 35, 44, 45, 46, 48, 55, 60, 61, 62, 64, 65, 72, 82, 85, 86, 87, 92, 93, 101, 120, 124, 125, 126, 130, 131, 142, 143, 147, 148, 158, 162, 170, 171, 175, 176, 178, 181, 183, 184, 188, 192, 196, 198, 199, 200, 201, 209, 211, 213, 220, 222, 226, 229, 230, 231, 233, 236, 238, 239, 241, 255, 256, 258 Sandbarren 148 Sander 24, 237, 238 Sandhaken 239, 241, 242 Sandstein 22, 24, 28, 30, 31, 40, 41, 42, 52, 56, 64, 65, 77, 79, 80, 93, 94, 99, 102, 104, 109, 115, 116, 117, 118, 120, 123, 124, 142, 154, 155, 158, 160, 161, 167, 168, 177, 180, 182, 183, 187, 216, 221, 222, 223, 224, 225, 248, 252 Sangerhäuser Mulde, Revier  89, 90 Sanidin 50, 115, 210 Santonium 220, 221 Sattelstruktur 10, 36, 45, 47, 48, 86, 147, 149 Sauerstoffisotope 199 Sauerwasserkalke 179 Säulenfächer 131, 204 Saxonische Tektonik 23 Saxothuringikum 13, 14, 15, 16, 19, 20, 24, 83, 98, 100, 106, 121, 122, 127, 128, 131, 133, 146, 158, 185 Scaphitenton 155

Schalstein 35, 36, 37, 46, 56, 81, 82, 148 Schalsteinlager 40 Schapbachgneis 98 Schaumburg-Lippische Kreidemulde 227 Schelf, Schelfmeer 13, 17, 19, 31, 35, 41, 46, 48, 64, 126, 147, 148, 220 Scherbewegung 20, 60, 174, 194 Scherkörper 102 Scherzone 101, 129, 130, 138, 141 Schichtflächenalb 160, 161 Schichtfugenhöhle 162 Schichthöhle 154 Schichtlücke 40, 186, 220, 251 Schichtstufenlandschaft  25, 98, 99, 104, 157, 167, 177, 182, 227 Schieferhülle 107, 108, 141, 252 Schilfsandstein 22, 92, 105, 158, 177, 178 Schlächtenhaus-Granit 103 Schlackenkegel 69, 204, 209 Schlammstrom 41, 150, 210 Schlechten 53 Schleichsand 196, 199 Schleuse-Horst 123 Schlotbreccie 209, 210, 260 Schluchsee-Gletscher 106 Schluchsee-Granit 103 Schmelzwassererosion, -rinnen, -täler 24, 231, 236, 242, 243, 258 Schollenagglomerat 108, 112 Schollenkippung 24 Schollenmosaik 33, 132, 184, 103 Schollentektonik 33, 125, 172, 209 Schollentreppe 193 Schöneck-Schichten 200 Schotterebene 258 Schotterriedel 257 Schrägschichtung 114, 182, 199 Schramberger Trog 103 Schramberger Verwerfung  105 Schreibkreide 22, 221, 235, 240 Schriesheimit 112 Schrozberger Sattel 179 Schuppenbau, -stapel, -tektonik 29, 30, 41, 44, 45, 80, 81, 82, 133, 150, 257 Schurwald-Verwerfung 179 Schuttstrom(-Ablagerungen)  36, 209, 210, 247 Schwäbischer Vulkan 165 Schwäbisches Lineament  158, 166 Schwäbisch-Fränkisches Lineament 24 Schwamm-AlgenMudmounds 161 Schwamm-Riff 161 Schwamm-StromatolithMagnafazies 161

Schwarmbeben 150 Schwarza-Gold 148 Schwarzatal-Gletscher 106 Schwarzburger Sattel 136, 147, 148, 149 Schwarzer Jura, Schwarzjura  22, 24, 115, 158, 160, 167, 168, 169, 177, 178, 179, 216 Schwarzerde 199 Schwarzpelit 187, 188 Schwarzschiefer 17, 150 Schwarztorf 238 Schwefel 227 Schwefelisotope 193, 197 Schwefelquelle 177 Schweinfurter Mulde 159, 180 Schweinheim-Formation  117, 118, 119 Schwemmfächer 88, 230, 255 Schwermetallsulfide 148 Schwermineralspektren 255 Schwerspat 32, 48, 55, 83, 88, 105, 106, 112, 113, 119, 124, 129, 138, 150, 184 SEDEX-Erze 126 Seebach-Granit 101 Seesedimente 24, 43, 111, 174, 176, 210, 261 Selke-Mulde 79, 80 Senckenberg-Museum 65, 110, 120 Serizitgneis 28, 30 Serpentinit 20, 134, 136, 138, 141 shatter cone 173, 175 SHRIMP-Methode 101 Siderit 45 Sieber-Grauwacke 81 Sieber-Mulde 79, 81 Sieblos-Formation 209, 213 Siegener Antiklinorium 44, 45 Siegener Hauptaufschiebung 29, 45, 62, 63 Siegener Schuppensattel  29, 44, 45 Siegenium 30, 31, 45, 56, 61, 62, 64, 65 Siegerländer Block 44 Silber 76, 83, 89, 106, 109, 137, 138, 188 Sillimanit 98, 119, 140 Silt, Siltstein 21, 28, 31, 41, 42, 49, 55, 95, 121, 123, 124, 139, 188, 198, 200, 209, 211, 212 Silur 13, 15, 17, 18, 19, 20, 30, 41, 44, 48, 56, 78, 79, 80, 98, 101, 102, 105, 107, 108, 117, 122, 141, 146, 148, 149, 150 Sinterkalk 163, 165, 260 Sinterterrassen 163 Sintflut 243, 256 Smektit 198 Sodalith 51, 209 Soest-Grünsand 220, 221 Sole, Solequellen 88, 94, 100, 178, 202 Solifluktion 73, 116, 194 Solling-Formation, -Gewölbe, -Scholle 105, 216, 217

Sachregister

Sollingplatten 217 Solmstaler Phyllite 41 Soonwald-Antiklinorium  29, 61 Söse-Grauwacke 81 Söse-Mulde 79, 80, 81 Sötenicher Mulde 64, 66 Söterner-Schichten 186 Spateisenstein 45 Speckstein 132 Speichergesteine 197, 222, 234 Speläotheme 167 Spessartin 121 Spessartit 121 Spessart-Rhön-Schwelle  208 Sprendlinger Horst 107, 110, 113, 184, 198, 200 Sprockhövel-Schichten 54, 57 Sprollenhaus-Granit 101 Sprünge 53 Sprunghöhe 87, 115, 117, 166, 179, 193, 195, 224 St.-Ingbert-Schichten 185 Staffelbruch 10, 28, 193 Staffelstein-Graben 159, 178 Stalaktit 163 Standenbühl-Formation  187, 188 Staubtuff 215 Stauchendmoränen 229, 237, 241, 242 Staurolith 117, 118, 119 Steatit 132 Stefanium 54, 57, 88, 95, 103, 124, 185, 186 Steina-Gletscher 106 Steina-Granit 103 Steinhorn-Decke 34, 44 Steinkohlen 16, 17, 20, 52, 53, 66, 95, 139, 140, 184, 185, 186, 257 Steinmergelkeuper 91, 92 Steinmeteorit 174 Steinsalz 21, 22, 91, 94, 178, 179, 183, 196, 197, 214, 230, 231, 249 Steinsalz-Pseudomorphosen  183 Steinwald-Granit 128 Stinkdolomit 119 Stinklöcher 216 Stishovit 172, 173 Stöffel-Maus 43 Stoßkuppe 50, 51 Stoßwelle 173, 174 Strahlenkalk 173 Strandbarriere-System 238 Strandsee 242 Strandwall 241, 242 Streichen, Streichrichtung  13, 32, 85, 129, 216, 227 Stressfeld 68, 194 Stromatolith 161, 187, 193, 227, 250 Stromatoporen 17, 36, 37, 47 Stromberg-Mulde 24, 158, 178 Struktur Rüdersdorf 243 Stubensandstein 22, 105, 158, 177, 178

174, 184, 185, 186, 188, 192, 193, 196, 197, 198, 200, 201, 204, 213, 215, 217, 221, 228, 229, 231, 232, 233, 235, 241, 246, 248, 252, 254, 259, 260 Tertiärquarzit 42, 201, 209 Tethysmeer 21, 247, 254 Teuschnitz-ZiegenrückSynklinorium 146, 147, 148, 149 Tharandter Wald-Caldera  137, 139, 153 Theerkohlen 213, 214 Theer-Kuhlen 232 Thermalquelle 33, 66, 106, 177 Thermalsinterkalk 165 Thermalsole 100 Thermalwasser 33, 72, 165, 183 Tholeiit 34, 109, 187, 203, 204, 205 Tholeyit 187 Thorn-Eberswalder Urstromtal 237 Thüngersheimer Sattel 159, 179 Thüringer Becken 11, 87, 88, 90, 91, 92, 93, 121, 148, Thüringer Hauptgranit 123 Thüringer Mulde 90 Thüringer-Wald-Senke 121, 123 Thüringische Fazies 19, 133 Thüster Stein 227 Tiefer Karst 164 Tiefschwelle 46, 250 Tithonium 168, 171 Ton, Tonstein 39, 43, 49, 55, 57, 81, 82, 155, 168, 187, T 188, 196, 206, 210, 212, 213, 231, 233, 236, 249 Tafeljura 98, 105 Tonalit 112 Tambacher Becken 124 Tonschiefer 18, 28, 30, 31, Tambach-Formation 124 32, 40, 41, 42, 44, 45, 46, Tanne-Zone 79, 80 48, 49, 56, 79, 80, 82, 83, Tannrodaer Gewölbe 91 87, 101, 108, 109, 147, 148, Taunuskamm-Einheit 30, 149, 181, 200, 250 31, 33 Taunuskamm-Überschiebung  Topas 138, 150 Torf 24, 233, 237, 238, 239 29, 31, 32, 61 Tornquist-Tesseire-Zone 14 Taunusquarzit 31, 32, 61, 62 Toteislöcher 257 Taunus-Südrandstörung 18 Trachyandesit 203, 209 Teer, Teersand 51, 232 Trachyt, Trachyttuff 34, 35, Tektit 174 43, 50, 51, 68, 203, 204, Tektonische Tieflage 178 205, 206, 209, 210, 211 Tektonisches Lineament 177 Transformstörung 23 Tellerschnecken 176 Trapp 202 Tentakulitenschiefer 82, 148 Trass 71 Tephra 70, 72 Travertin 91, 92, 93, 175, 179 Tephrit 67 Trias 11, 21, 49, 56, 57, 63, Tepla-Barrandium 15, 132, 64, 66, 71, 76, 77, 85, 86, 133 90, 91, 92, 98, 105, 123, 128, Terrane 9, 13, 19, 99, 126, 146, 158, 168, 172, 174, 177, 247 184, 186, 188, 192, 193, 196, Terrassenschotter 171, 178, 203, 208, 210, 213, 216, 221, 233, 258, 259 223, 224, 226, 228, 231, Tertiär 11, 15, 25, 28, 29, 32, 232, 233, 234, 235, 248, 33, 54, 56, 57, 61, 62, 64, 249, 250, 251, 252, 254, 259 68, 70, 85, 91, 94, 95, 98, Triberger Granit 101 99, 103, 105, 106, 107, 108, Trichterkuppe 68 116, 117, 118, 123, 130, 133, Tridymit 216 134, 139, 142, 143, 149, 155, Trierer Bucht 63, 64, 66 158, 159, 162, 168, 171, 173,

Sturmflut 238, 239, 241 Sturmheide-Porphyr 124 Subaquatische Rutschung  48, 180 Subduktion 13, 30, 102, 108, 110, 126, 135, 141, 247, 251, 252 Subhercynische Phase, Subherzyn 23, 85, 155, 222, 223, 235 Subrosion, Subrosionssenke  87, 88, 94, 179, 208, 209, 213, 214, 215, 217, 225, 230 Subvariszische Saumsenke  12, 13, 15, 16, 20, 29, 30, 50, 52, 66 Südanhaltische Mulde 95 Sudetikum 20 Südharz-Mulde 80 Südschwarzwälder Gneiskomplex 99, 102, 103 Südthüringisches Kalirevier  208 Südwestdeutsche Großscholle  11, 23, 24, 130, 158, 159, 166, 178 Suevit 172, 173, 174, 176 Sulfatreduzierende Bakterien  226 Sulzbach-Schichten 185, 186 Süßwassermolasse 253, 254, 255, 256, 257, 258, 260 Süßwasserschnecken 175, 237 Syenitporphyr 124 Syenodiorit 152 Synsedimentäre (Bruch-) Tektonik 172, 229, 251, 257

Trifels-Schichten 182, 183 Trockental 65, 162, 171 Tropfenböden 231 Tropfsteinhöhle 48, 81, 82, 167 Trümmererze 171, 221 Trusetaler Gänge 122,123, 124 Trusetal-Gruppe 122 Tuffbreccie 172 Tuffring 68 Tuffstein 71 Turbidit 44, 46, 222 Turmalin 150 Turonium 155, 171, 220, 221, 222, 224 Turonpläner 223

U Überschiebung 23, 29, 32, 45, 48, 61, 62, 63, 66, 118, 133, 141, 152, 155, 256 Ultramafische Gesteine 82, 83, 102, 106, 112 Unterdevon 15, 28, 29, 30, 31, 32, 33, 34, 35, 41, 42, 44, 45, 47, 48, 51, 60, 61, 62, 64, 65, 66, 79, 82, 108, 134, 200, 203 Unterflöz (-Gruppe) 143, 228, 229 Unterharz 79, 88, 90 Unterkarbon 15, 17, 18, 19, 30, 34, 35, 40, 41, 44, 45, 46, 48, 49, 52, 60, 77, 79, 80, 81, 82, 87, 99, 102, 122, 123, 128, 133, 142, 146, 147, 148, 149, 150, 151, 181, 184, 200, 232, 252, Unterkreide 67, 85, 171, 220, 222, 223, 224, 225, 227, 251, 252 Unterströmung 251 Unterwerra-Sattel 215 U-Pb-Altersbestimmungen  30 Urach-Kirchheimer Vulkangebiet 159, 160, 163, 164, 165, 172, 173, 179 Uran 106, 129, 139, 150, 155 Ur-Brenz 164 Ur-Donau 160, 164 Ur-Eschach 164 Urgebirge 246 Urgestein 82 Ur-Lone 164 Ur-Naab-System 131 Urpferdchen95, 110, 261 Ur-Rhein 164, 199, 229 Ursee-Granit 102 Urstromtal 12, 24, 143, 237, 238, 243 Ursus spelaeus 162, 167 Usinger Becken 28 Usinger Gang 32

V Vallendarer Schotter 63 Velberter Sattel 49 Venus vom Hohle Fels 163 Vergenz 32 Vergrusung 116 Versteinerter Wald von Chemnitz 140

283

Vilbeler Horst 200 Ville-Schichten 228 Vindelizisch-Böhmisches Land 160, 167 Viviparus diluviana 283 Vogesen-Kraichgau-MainSenke 177 Vogtländisches Synklinorium  146, 147, 149 Voltzia heterophylla 182 Voltzien-Sandstein 182 Vorbergzone 98, 105, 193 Vordertaunus-Einheit 28, 30 Vorerzgebirgssenke 133, 139 Vorries 174 Vorspessart 117, 118, 208 Vulkan-Embryonen 165 Vulkaniklastische Ablagerungen 36, 43, 207, 209 Vulkanschwellen 17, 47

W Waderner Schichten 186 Wadern-Formation 187, 188 Waldecker Hauptmulde 29, 45, 46 Walkenrieder Sande 87 Wallender Born 72 Wallersheimer Mulde 65 Warburger Störungszone 217 Wärmeanomalie 165, 195, 197 Warmensteinach-Formation  131 Warschau-Berliner Urstromtal 237 Warsteiner Sattel 29, 48 Warthe-Stadium 237 Warven 69, 179, 222 Wasserkuppenrhön 210 Wasserscheide 164 Wattenmeer 22, 238 Wealden 22, 221, 224, 227, 235 Wealden-Kohlen 227 Wechsel 53 Weesensteiner Grauwacken  152 Wehratal-Gletscher 106 Wehra-Wiesetal-Diatexite  102 Weiberner Tuffstein 71 Weichsel-Glazial 93, 231, 237, 242 Weimarer Graben 93 Wein, Weinbergsböden 70, 103, 116, 177, 178, 180, 194, 195, 198 Weiselbergit 187 Weißelster-Becken 231 Weißer Jura, Weißjura 22, 158, 160, 161, 162, 163, 164, 165, 166, 167, 168, 170, 171, 172, 173, 174, 175, 176, 179, 225, 232, 255, 260, Weißtorf 238 Wellenkalk 91, 105 Werfen-Schichten 248, 249 Wernigeröder Phase 23 Werra-Folge 77, 208 Weschnitz-Pluton 107, 109, 111 Weserrenaissance 227

284 Ortsregister

Weser-Wiehengebirgs-Flexur  225 Westeifeler Vulkanfeld 68 Westerwälder Tone 42, 43 Westfalium 54, 55, 57, 95, 103, 184, 185, 186 Westlausitzer Granodiorit  142 Wetterauer Braunkohlen 201 Wettersteindolomit, -kalk  248, 249, 250 Wettin-Formation 95 Wiener Becken 253, 254 Wiesent-Riff-Schranke 169 Wiesetal-Gletscher 106 Wiese-Wehratal-Decke 102, 103 Wildbad-Granit 101 Wildenfelser Kristallinkomplex  133 Wippra-Zone 79, 80, 81, 87

Wismut 138, 139 WISMUT 139 Wissenbach-Schiefer 56, 62, 79, 81, 82 Witten-Schichten 54, 57 Wittgensteiner Mulde 29, 45 Wittlicher Rotliegendsenke  29, 63, 64, 67 Wittlicher Trog 187 Wolfhagen-Volkmarsener Störungszone 216 Wollastonit 109 Wollsäcke 83, 100, 116, 123, 132 Wölsendorfer Flussspatrevier  129, 130 Wunsiedeler Marmor 131 Wunsiedel-Formation 131 Würmeiszeit 106, 116, 175, 178, 258, 259

Wurm-Mulde 63, 64, 66 Wurzelböden 187 Wurzelzone 14, 19, 195, 251

Zaberner Senke 177, 194 Zainhammer Granit 128 Zechstein 15, 21, 23, 25, 29, 33, 46, 49, 76, 84, 85, 86, 87, 88, 90, 91, 94, 117, 118, 119, 120, 121, 122, 123, 124, 125, 146, 148, 151, 151, 182, 185, 188, 189, 200, 202,

208, 215, 228, 232, 242, 252 Zechsteinsalz 33, 85, 87, 88, 90, 91, 94, 217, 223, 226, 228, 232, 234, 235 Zeisigwald-Vulkan 140 Zementindustrie, -rohstoffe  71, 116, 160, 173, 198 Zementmergel 161, 165, 168 Zentralschwarzwälder Gneiskomplex 99, 100, 101, 102, 103 Zeolithe 187 Zeugenberge 24, 158, 166, 169, 180 Ziegelei, -rohstoffe 227, 236, 242 Zierenberger Scholle 217 Zink 47, 66, 83, 89, 106, 138

Zinkblende 45, 48, 55 Zinnober 129 Zinnstein 101, 138 Zinnwaldit 138 Zirkon 16, 30, 65, 78, 99, 101, 121, 126, 135 Zirkon-Datierung 82 Zittauer Becken 142 Zone von BadenweilerLenzkirch 99, 101, 102, 103 Zone von DiersburgBerghaupten 103 Zone von Erbendorf-Vohenstrauß (ZEV) 127, 128 Zone von Flöha 134 Zungenbecken 242 Zweiglimmergranit 101, 103, 112 Zwischeneiszeit 238 Zyklothem 52, 187, 222,

Bad Liebenstein 122 Bad Mergentheim 179 Bad Münster am Stein 187 Bad Nauheim 28, 31, 32, 200, 202, 203 Bad Orb 121 Bad Pyrmont 223 Bad Rappenau 178 Bad Reichenhall 249 Bad Rotenfels 100 Bad Sachsa 77, 79 Bad Salzhausen 202, 203 Bad Salzungen 208 Bad Schandau 155, 236 Bad Schlema 139 Bad Schönborn 177 Bad Segeberg 234 Bad Soden 33 Bad Sulza 91 Bad Urach 163, 165 Bad Vilbel 200 Bad Wimpfen 178 Bad Windsheim 169 Badberg 195 Baden-Baden 99, 100, 106 Badenweiler 99 Bairoda 122 Balingen 160, 161, 166 Balve 47 Bamberg 180, 181 Barbarossahöhle 88 Bärenhöhle 162 Bärenköpfe 88 Bärenstein 133 Barkhausen 223, 224 Barther Bodden 241 Bartolfelde 77, 78, 87 Basel 192 Battenberg (Pfalz) 183 Battertfelsen (Schwarzwald)  100 Bauersberg (Rhön) 212, 214 Bauland 106 Baumannshöhle (Harz) 81 Baumberge 220 Bayerischer Pfahl 130, 159

Bayerischer Wald 11, 12, 14, 16, 20, 22, 23, 24, 97, 125, 126, 127, 128, 129, 130, 132 Beckum 54 Beckumer Berge 220, 222 Beerberg 124 Belfort 192 Bellerberg 71 Bensheim 107 Bentheimer Klippen 222 Berchtesgaden 249 Berchtesgadener Alpen 249 Berga 148, 149, 150 Bergell 247 Bergisches Land 27, 45, 56, 228 Bergstraße 107, 113, 117, 193 Bergsträßer Odenwald 107, 108, 110, 112 Berlin 11, 12, 14, 231, 234, 237, 243 Bernshausener Kutte 208 Berzdorfer Becken 142 Besigheim 179 Bieber 118, 119, 121 Biggesee 45 Billings 113 Bilstein 48 Bilzingsleben 88, 91, 92, 93 Bingen 29, 60, 61, 62, 199 Binger Loch 62 Birkenfeld 185 Bischofsheim (Rhön) 212, 214 Biskirchen 42 Bitterfeld 230, 231 Blankenburg 76, 79, 91 Blaubeuren 161, 163, 164 Blaue Kuppe 216 Blautal 161 Blautopf 163, 164 Blumberg 164 Blumenfeld 255 Bochum 54, 55 Bodenmais 126 Bodensee 24, 164, 167, 256, 261

Bodstedter Bodden 241 Böhmen 20, 22, 109, 127, 132, 165, 167, 174, 230 Böhmerwald 14, 125 Böllstein, Böllsteiner Odenwald 107, 108, 118, 122 Bonn 14, 29, 64, 228 Borken 54, 216 Borstein(gang) 112, 113 Bösenbrunn 150 Böttingen 165 Bramwald 217 Brandenburg 12, 19, 233, 237, 242 Brandenstein 151 Breitenborn (Vogelsberg)  206 Breitscheid 39, 40, 42, 47 Brenz 161, 164, 175 Bretagne 7, 13, 17, 148 Breungeshainer Heide 207 Brilon 46, 47, 48 Brochterbeck 222, 223 Brocken 78, 79, 80, 81, 82, 83, 88 Brohltal 71 Bromacker 124 Brotterode 121, 122 Bruchsal 37, 177 Brunhildis-Felsen (Taunus)  31 Brunndöbra 150 Budenheim 196, 198 Büchenberg 83 Bückeberge 22, 227 Büdingen 203 Buggingen 192, 193, 197 Bühl (bei Kassel) 216 Bünde 225 Bundenbach 60 Buntsandstein-Odenwald  107, 114, 116 Burggaillenreuth 167 Burgstall 175 Burgtonna 91, 92, 93 Burgwenden 92

X Xenolith 68, 71, 102, 115, 164, 165, 203, 205, 208, 210, 260

Y Younger Igneous Complex (YIC) 137

Z

■   Ortsregister A Aachen 47, 57, 63, 66, 228 Aachquelle 164 Aalen 161 Aare 164 Aartal (Taunus) 32 Abtsroda 209, 212 Abtsrodaer Kuppe 209, 212 Achalm 158 Achterwasser 241 Adamello 247, 252 Adelegg 255 Adnet 250 Adorf 46 Afrika 12, 49, 247, 252 Ahr, Ahrtal 65, 66 Ahrenshoop 241 Aichelberg 165 Aischtal 180 Ålandsinseln 242 Albersweiler 19, 181 Albstadt 167 Albvorland 160, 165 Allgäu 246, 257, 258 Allgäuer Alpen 247 Alpen 7, 11, 12, 15, 16, 21, 23, 24, 25, 63, 105, 133, 159, 165, 178, 224, 227, 245, 246, 247, 249, 251, 252, 254, 256, 257, 258 Alpenrhein 164 Alpenvorland 12, 24, 159, 164, 245, 254, 257, 258, 259 Alpirsbach 104 Altenberg 65, 66, 138 Altenmittlau 119 Altkönig (Taunus) 31, 198 Altmannsgrün 150 Altmark 237 Altmühl, -tal 159,170 Alzenau 117 Amberg 129, 130, 171 Anklam 241 Annaberg-Buchholz 138 Antarktis 258 Arbersee 131 Ardennen 13, 48, 63, 64, 65

Arensberg (Arnulphusberg)  67 Arkona 240 Ärmelkanal 239 Arnegg 161, 162 Arnsberg 29, 54 Arnstadt 91 Artern 92 Arzberg 132 Aschaff 118 Aschaffenburg 117, 118 Aschersleben 85 Assamstadt 179 Asse 85, 86 Asselfingen 163 Assmannshausen 28, 31 Atlantik 23, 223, 239, 247, 252 Attendorn 47 Aue 87, 88, 134, 139 Auerbach (Oberpfalz) 130, 171 Auerbach (Odenwald) 107, 108, 109 Auerberg 257 Auerberg (Harz) 83 Aumühle 173

B Baabe 241 Bad Abbach 171 Bad Bentheim 220, 222 Bad Bertrich 68 Bad Blankenburg 147 Bad Cannstatt 179 Bad Dürkheim 181 Bad Elster 146 Bad Essen 223 Bad Frankenhausen 88 Bad Grund 82 Bad Harzburg 81, 82 Bad Homburg 29, 33 Bad Karlshafen 217 Bad Kreuznach 185, 188, 189 Bad Langensalza 91, 92 Bad Lauchstädt 94 Bad Lauterberg 80, 83

Ortsregister

Ortsregister

Burrweiler 181 Büschelberg 175 Buttstädt 91 Butzbach 32

E

Ebbegebirge 48 Eberbach 31, 107, 115 Ebermannstadt 170, 171 Eberstadt 108 C Eckartsberga 90 Eckartsburg 90 Caminau-Königswartha 142 Eckelsheim 198 Castell 180 Eckernförder Bucht 234, Cham 130 242 Chemnitz (Fluss) 141 Eckfelder Maar 43, 70, 176 Chemnitz 133, 134, 139, 140 Edenkoben 181 Chiemgau 258 Eder 47, 49, 50 Chiemsee 253, 257 Egge-Gebirge 216, 217 Coppengrave 227 Ehrenfriedersdorf 137, 138 D Ehringsdorf 91, 92, 93 Eibenstock 134, 137, 146 Dachauer Moos 258 Eich 197 Dächelsberg 68 Eichenwinden 209 Dachstein 250 Eichsfeld 84, 87, 90, 219 Dahner Felsenland 182, 183 Eichstätt 171 Damerow 241 Eiderniederung 242 Dammer Berge 237 Eifel 11, 15, 43, 50, 60, 62, Dangast 239 63, 64, 65, 66, 67, 68, 69, Darmstadt 107, 110, 192, 193 70, 71, 72, 73, 111, 150, 228 Darß, Darßer Ort 241 Einbeck 216, 217 Dehrn 37 Einhornhöhle 77, 87 Deidesheim 194 Eisenberg 91 Deister 22, 225, 227 Eisenberg Korbach 50 Delitzsch 230, 231 Eiserne Hose 207 Demitz 142 Eisleben 90, 94 Diemelsee 45 Elbe, Elbetal 14, 23, 25, 133, Diesbar-Seußlitz 153 141, 152, 153, 154, 155, 236, Dietkirchen 37, 38 237 Dietzenbach 107 Elbingerode 79 Diez 34, 37, 47 Elbsandsteingebirge 22, Dillenburg 29, 34, 35, 40 141, 145, 152, 154, 155, 225 Dingelstädt 92 Elfas 226 Dinkelberg 99, 105, 106 Elisabethfehn 239 Dinslaken 54 Ellweiler 102, 188 Dippoldiswalde 152 Elm 86 Doberg 225 Elsass 165, 192, 193, 197 Dörenther Klippen 222, 223 Elversberg 184 Doggerbank 231, 234 Emmendingen 164 Dollart 239 Ems 220 Dollendorf 47 Emscher 54, 221 Donau 12, 13, 24, 106, 159, Emsland 222, 239 160, 161, 163, 164, 254, 258, Engen 255 259 England 7, 22 Donauried 258 Enspel 43 Donnersberg 103, 177, 185, Enzianhütte (Rhön) 208 187, 188 Eppstein 28 Dornap 47 Erbach (Odenwald) 115 Dorn-Assenheim 202 Erbendorf 127, 128 Dorsten 54 Erdinger Moos 258 Dortmund 47, 57, 220 Erft 230 Dossenheim 113 Erfurt 11, 90, 91, 92, 93, 148 Dotternhausen 160 Erkenbrechtsweiler 165 Drachenfels 50, 68 Erlangen 181 Drachenhöhle (Vogtland) 150 Drachenschlucht (Eisenach)  Erms, Ermstal 163 Erpfingen 162 121 Drei Gleichen (Wandersleben)  Erzgebirge 11, 14, 16, 19, 20, 131, 133, 134, 135, 136, 137, 91 138, 139, 141, 142, 149, 150, Dreiser Weiher171 151, 152, 153, 154, 155 Dreislar 48 Erzgebirgsvorland 139 Dresden 11, 22, 134, 138, Esch 32 142, 152, 154, 155 Eschbacher Klippen 32, 33 Duderstadt 87 Eschershausen 227 Dudweiler 184 Eschwege 215, 216 Duingen 226 Essen 53, 54, 220, 223 Duinger Seenplatte 227 Essershausen 36 Duisburg 54 Essigkamm (Odenwald) 117 Düna 87 Esterel 247 Düsseldorf 11, 54

Ettersberg 91 Ettringer Vulkan 71 Eube (Rhön) 209 Externsteine 225 Eyach 166

F Fahner Höhe 91, 93 Falkenberg 128 Falkenstein 28 Falkensteiner Höhle 162 Feengrotten 148 Feldberg (Schwarzwald) 98, 99, 106 Feldkahl 118, 119, 120 Felsberg (Odenwald) 108, 109, 116 Felsenmeer (Odenwald) 116 Fichtelgebirge 16, 24, 131, 132, 133, 136, 146, 149, 150 Filder 158 Finkenbach 115 Finne 90, 91, 93 Fischland 239, 241 Fläming 237 Flechtinger Höhenzug 87 Flensburger Förde 242 Flöha 134, 139 Flossenbürg 129 Forst a. d. Weinstraße 195 Franken 167, 168, 177, 180 Frankenalb 170, 171 Frankenberg (Eder) 29, 49 Frankenberg (Sachsen) 20, 139 Frankenhöhe 180 Frankenstein (Odenwald)  107, 110 Frankenthal 197 Frankenwald 19, 171 Frankfurt am Main 11, 29, 37, 120, 192, 200, 202, 206 Frankfurt an der Oder 233, 237 Fränkische Alb 11, 158, 159, 167, 170, 171, 172 Fränkische Schweiz 167, 169 Frankweiler 183 Franzensbad 150 Frauenstein 137, 139 Fredeburg 48 Freiberg 11, 134, 136, 137, 138 Freiburg 11, 98, 99, 192, 193, 194 Freital 152, 154 Freudenstadt 99, 105, 166 Fridingen 164 Friedberg 202 Friedenfels 128 Friedrichroda  Fulda 203, 208 Fuldaquelle 215 Furth i. W. 127

G Gadernheim 109 Gaggenau 99, 100 Gailbach 118 Gailtal 247 Gammelsbach 115 Gammertingen 166 Garsebach 153 Garzweiler 228, 229, 230

Gau-Bickelheim 199 Gaudernbach 47 Geiselbach 118 Geiseltal 86, 95 Geisingberg 133, 134, 155 Geislingen 161 Gemünden (Hunsrück) 60 Genkingen 162 Gera (Fluss) 91 Gera 90, 91, 146, 148, 150, 151 Gernrode 80 Gernsbach 99, 100 Gerolstein 47, 64, 68 Giebichenstein 94 Gießen 17, 29, 30, 34, 40, 47 Gifhorn 234 Glashütte 134 Glaskopf (Taunus) 31 Glees 73 Gleishorbach 183 Glückstadt 234 Gnitz 242 Goldberg (Ries) 175 Goldene Aue 88 Goldhausen 50 Goldisthal 148 Göllheim 198 Göltzschtal 150 Gommern 42, 44, 87 Gönnersbohl 261 Göpfersgrün 132 Görlitz 142 Goslar 76, 79, 85, 86 Gößweinstein 169 Gotha 9, 92, 93, 124 Gothensee 242 Göttingen 23, 72, 216, 217 Götzenstein 201 Grabenstetten 162, 165 Grabow 241 Gräfenberg 119, 120 Granitz 241 Groschlattengrün 131 Großalmerode 216 Groß-Bieberau 107, 108, 109 Großer Feldberg (Taunus)  30, 198 Großer Finsterberg 124 Großer Knollen 83 Großer Ölberg 50 Großer Seeberg 91, 92, 93 Großer Strand 241 Großer Teichelberg 131 Großer Waldstein 131 Großer Ziegenkopf (Rhön) 209 Großgartach 178 Groß-Räschen 143 Grube Christiane 47 Grube Clara 106 Grube Fortuna 39 Grube Lindenberg 39 Grube Petschmorgen 43 Grube Wilhelmine 119, 120 Grube Wolkenhügel 83 Grube Ypsilanta 39 Grünenplan 227 Guldental 189 Gummersbach 48 Gundelsheim 173 Guntersau 35, 37 Günz 254, 258, 259

H

Haard 182 Habichtswald 215 Hagelberg 237 Hagen 29, 47, 54, 217 Hahnenbachtal (Hunsrück)  60 Hahnenkamm (Spessart)  117, 119 Hähnlein 197 Hahnstätten 37, 38, 47 Haibach 118 Hainichen 139 Hainleite 93 Hainsfarth 175 Hakel 85, 86 Halberstadt 85 Halle 11, 86, 89, 90, 94, 95, 237 Hallertau 256 Haltern 54 Hambach (Pfalz) 181 Hambach (Rheinland) 228, 230 Hamburg 11, 151, 234, 243 Hammerunterwiesenthal  136 Hannover 11, 217, 232, 234 Harli 85 Harlingerode 77, 78, 86 Hartkoppe (Spessart) 119, 121 Harz 11, 13 14, 16, 17, 18, 24, 25, 40, 42, 44, 46, 76, 77, 78, 79, 80, 81, 82, 83, 84, 85, 86, 87, 88, 89, 90, 92, 215, 223, 225, 227, 228 Harzgerode 79 Harzvorland 11, 84, 85, 86, 87, 234, 235, 236 Haslach 99, 101, 258 Haßberge 180 Hasselfelde 79 Hauchenberg 257 Hauenstein 103 Hausham 257 Hechingen 166 Hegau 11, 164, 167, 255, 258, 260, 261 Heidelberg 104, 107, 109, 116, 177, 192, 197 Heidenheim 161, 175 Heidenlöcher 255 Heigenbrücken 118, 119 Heilbronn 22, 177, 178 Heimkehle 87 Helbra 89 Heldburg 181 Heldenfingen 162 Helgoland 231, 234, 235, 237 Hellberge 237 Helme 88 Helmstedt 85, 86 Henneberg 149 Hennef 51 Hennetalsperre 45 Heppenheim 107, 108, 117 Herborn 34, 40 Herbstein 203 Herculaneum 70 Heringen 88 Heringsdorf 242 Hermannsburg 236 Hermeskeil 31

285

286

Ortsregister

Hermsdorf 136 Herrmannsberg 186 Herrmannshöhle (Harz) 81 Herzberg 79 Heselbach 104 Hessigheim 179 Hettstedt 89, 90, 95 Heuchelberg 22, 177, 178 Hewenegg 261 Hiddensee1238, 241 Hildburghausen 148 Hildesheim 226, 227 Hildesheimer Wald 227, 228 Hillesheim 47 Hils 226 Hintertaunus 31, 32, 33 Hinterweidenthal 182 Hirschau 132 Hirtstein 133, 135 Hocheifel 67, 68 Hochrhein 98, 105 Hochschwarzwald 106 Hochspessart 117, 118, 120, 121 Hochstädten 109 Hochvogel 247 Hochwald 141 Hof 12, 146 Hohe Bracht 48 Hohe Kanzel (Taunus) 31 Hohe Rhön 215 Hohengeroldseck 103 Hohenhewen 261 Hohenkrähen 261 Hohenstaufen 158, 160, 166 Hohenstein (Odenwald) 113 Hohenstoffeln 260, 261 Hohentwiel 260, 261 Hohenzollern 165 Hoher Meißner 216 Hoher Hagen 217 Hoher Peißenberg 256, 257 Hoher Westerwald 43 Hoherodskopf 205 Hohlenstein 163 Hohle Fels 163 Höhr-Grenzhausen 42 Hohwachter Bucht 242 Holland 239 Holsteinische Seenplatte  237 Holz 186 Holzmaden 160 Holzminden 226 Honau 163 Horbach-Wittenschwand 102, 106 Horn-Bad Meinberg 225 Hornisgrinde 99 Hörnli 255 Hörre 29, 30, 41, 42, 43, 44 Höwenegg 261 Hoyerswerda 142 Hüggel 220, 224 Hühnberg 123, 124 Hülben 164, 165 Hünfeld 210 Hungen 205, 206 Hunsrück 11, 16, 18, 28, 29, 32, 60, 61, 62, 63, 64, 65, 80, 181, 184, 187 Huy 86

I

Ibbenbüren 224 Iberg 82 Idar-Oberstein 187 Iller 258 Ilm 91 Ilmenau 91, 121, 124, 125, 146 Imsbach 188 Inselsberg 122, 123, 124 Iphofen 180 Isar 258 Iser-Gebirge 142 Ith 226, 227

J Jáchymov 134 Jade 237 Jadebusen 239 Jakobsberg 225 Jaromarsburg 240 Jasmund 241 Jena 90, 91, 148 Joachimstal 139 Jugenheim 107 Jungnau 166 Jusi 165

K Kachliner See 242 Kahl 118 Kahla 91 Kaiserbachtal 181, 182 Kaisergebirge 250 Kaiserslautern 185 Kaiserstuhl 14, 192, 194, 195 Kalkalpen 246, 247, 248, 249, 250, 251, 253 Kaltennordheim 214 Kamenz 142 Kandern 99 Kannenbäckerland 42 Kapellenberg (Hofheim) 28 Karnische Alpen 246 Karpaten 251 Karwendel 250 Kassel 215, 216 Katzenbuckel (Odenwald)  106, 107, 115, 178, 183, 195, 205 Katzhütte 147 Kehlheim 171 Kellerwald 29, 41, 42, 43, 44 Kesselberg (Pfalz) 183 Kesselberg (Schwarzwald) 103 Kesselkopf (Rhön) 212 Kieler Förde 239, 242 Kinzig 203 Kirchberg (Erzgebirge) 134, 137 Kirn 60, 185 Kleine Kalmit 184 Kleinenbremen 225 Kleiner Feldberg (Taunus) 31 Kleiner Odenwald 106 Klein-Gumpen 109 Kleinsassen 210, 211 Klemmbach 103 Kleve 229 Klingenberg 120 Klingenmünster 181 Klingenthal 150 Knüll 215

Kochendorf 22, 178 Kocher-Jagst-Gebiet 179 Köln 29, 47, 228 Königsberg (Pfalz) 186 Königsgarten 197 Königshain 142 Königsstuhl (Rügen) 240 Königstein (Elbetal) 155 Königstein (Taunus) 28 Königstuhl (Kleiner Odenwald) 116 Könitz 151 Köppern 31 Korbach 46, 49, 50 Korsika 247, 252 Koserow 241 Kösseine 131 Kraftsolms 41 Kraichgau 11, 24, 106, 116, 158, 177, 178, 194, 195 Krefeld 11, 54, 229 Kröllwitz 94 Kronach 146 Kronberg 28 Kropfmühl 126 Krummin 242 Kubacher Kristallhöhle 37 Kuppenrhön 209, 210, 211, 215 Kusel 185 Kyffhäuser 19, 87, 88, 92

L Laacher See 68, 70, 71, 72, 73 Laboe 242 Lahn16, 28, 32, 34, 35, 37, 38, 39, 40, 41, 42, 46, 62 Lahn-Dill-Gebiet 16, 34, 35 Lahr 98, 103 Laichinger Tiefenhöhle 162 Lam 126 Landau 184, 195, 197 Landeskrone 142 Landshut 256 Langhecke 40 Langenaubach 39 Langenaubach-Breitscheid  39, 47 Langenlonsheim 189 Lauchert 166 Laudenau 109 Laurenziberg 199 Lauscha 124 Lausche 141 Lausitz 141, 142, 143, 151, 152, 155, 231, 237 Lebach 185 Lech 254, 258 Lehesten 148 Leibis-Lichte 147 Leimen 116 Leipzig 84, 230, 231 Lelbach-Rhena 45, 46 Lengefeld 136, 137 Lengerich 222, 224 Lenggries 253 Lenne 31, 48 Lennestadt 48 Lenzkirch 99, 101, 102, 103 Lerbach 81 Letzenberg (Kraichgau) 177 Lich 207 Liebenwerda 142

Limberg 195 Limburg/Lahn 35, 37, 42 Limmat 164 Limpurger Berge 178 Lindener Mark 41 Lindenfels 108, 109 Lippe 54, 220 Löbauer Berg 142 Löbejühn 95 Lobenstein 149 Loferer Steinberge 250 Loretto-Tunnel 193 Lößnitz 134 Löwensteiner Berge 178, 179 Lübecker Bucht 242 Lübtheen 234 Lüdinghausen 222 Lüneburg 234 Lüneburger Heide 236, 237, 242 Lütow 242 Luhetal 237 Luisenburg 132 Luziberg (Odenwald) 117

M Maas 64 Magdala 91 Mägdeberg 261 Magdeburg 11, 42, 44, 81, 85, 235, 238 Magnetberg (Odenwald) 110 Mähren 20, 174 Main 29, 117, 118, 119, 164, 180, 200, 206 Mainburg 256 Mainz 70, 192 Mainz-Weisenau 198 Malchen 113 Malmedy 64 Mammolshain 28 Manebach 124 Mannheim 192, 193 Mansfeld 88, 90 Mansfelder Land 77, 89, 90, 95 Marburg 29, 41 Marburger Bergland 44 Marienberg (Erzgebirge) 138 Marienhagen 227 Mark Brandenburg 12, 242 Marktbreit 180 Marktredwitz 131 Marsberg 49 Martenberg 46, 47 Mathildenhöhe (Darmstadt)  110 Mauenheim 255 Maures 247 Mayen 62 Mecklenburg 236, 237 Mecklenburgische Seenplatte  237 Meggen 48 Meißen 152, 153, 155 Meißener Hochland 153 Melibokus 106, 107, 109, 111, 113 Mendig 70 Menzenschwand 102, 106, 188 Merkers 208, 214 Messel 43, 49, 51, 95, 107, 110, 111, 176

Messinghausen 47 Meßstetten 166 Michelsberg 115 Michelstadt 107 Miesbach 257 Milseburg 209, 210, 212 Miltenberg 120 Mindel 254, 258, 259 Mitlechtern 109, 111 Mittelharz 79, 80 Mittelkalbach 209 Mittelmeer 164 Mittelplate 234 Mitterteich 131 Mittweida 141 Mohorn 139, 153 Moldau 174 Mömbris 118 Mönchgut 241 Montabaur 43 Moosburg 256 Mörsfeld 188 Morsum-Kliff 236 Moschheim 43 Mosel 29, 40, 62, 63, 64, 68, 72 Mücke (Vogelsberg) 286 Müglitztal 152 Mukran 240 Mümling 115 Münchner Schotterebene  258 Münsingen 161, 165 Munster 236 Münster 54, 179, 187, 220, 222 Münster (Oberlahnkreis) 39 Münsterland 16, 22, 219, 220, 221, 222, 229, 232 Münstertal 103 Münzenberg 201, 202 Murgtal 99, 100, 104 Muskau 143

N Naabgebirge 129 Nabburg 129 Nackenheim 198 Nahe, -gebiet 157, 158, 184 Namedyer Werth 72 Napoleonshöhe (Rheinhessen)  199 Naumburg 92 Nebelhöhle 162 Neckar 106, 107, 109, 117, 158, 159, 161, 164, 179, 192 Neckargemünd 107 Neinstedt 76, 77, 86 Neiße 231 Nesselgrund 123 Nettetal 71 Neudarß 241 Neuhaus am Rennweg 124 Neuhewen 261 Neuhof-Ellers 203, 208 Neuhütten 119 Neunkirchen 113 Neu-Ohe 236 Neustadt a.d. Weinstraße  19, 181 Neuwied 29, 62 Neuwieder Becken 29, 62, 72 Niddaquelle 207 Nidderau 200

Ortsregister

Niederbachem (Mittelrhein)  68 Niederbayerisches Tertiärhügelland 256 Nieder-Beerbach 109 Niederlande 61, 228 Niederlausitz 141, 142, 143, 231, 237 Nieder-Mörlen 200 Niederrheinische Bucht 11, 14, 15, 64, 219, 228 Niedersachsen21, 22, 23, 158, 221 Niederschöna 154 Niederstotzingen 163 Niederwörresbach 187 Nierstein 198 Nohfelden 185, 188 Nonnenstromberg 50 Nordfriesische Inseln 239 Nördlingen 172, 174 Nördlinger Ries 16, 20, 135, 157, 158, 160, 165, 166, 172, 173, 174, 175, 176 Nordpfälzer Bergland 184 Nordsee, - küste 11, 16, 21, 23, 52, 54, 228, 233, 234, 235, 236, 237, 238, 239 Nossen-Wilsdruffer Gebirge  152 Nürburg 64, 68 Nürnberg 180, 181 Nußloch 116, 178

O Oberaudorf 257 Oberbettingen 66 Oberbiel 39 Oberfranken 133 Oberharz 80, 81 Oberitalien 70 Oberlausitz 141 Obermoschel 188 Obernitzer Bohlen 151 Obernkirchen 227 Oberpfalz 11, 13, 127, 128, 132, 255 Oberpfälzer Wald 24, 97, 125, 128, 129, 132 Oberrheingraben8, 12, 14, 15, 23, 24, 25, 72, 98, 99, 103, 105, 106, 111, 115, 116, 164, 177, 178, 183, 184, 191, 192, 193, 194, 195, 196, 197, 198, 200, 202, 203, 205, 215, 228, 230 Ober-Rosbach 47, 200 Ober-Sailauf 119 Oberscheld 39 Oberwald 202 Oberweißbach 147 Ober-Widdersheim 203, 204, 205 Oberwiesenthal 134 Ochsenberg 94 Ochsenkopf 131 Ochtrup 222 Ockenheim 199 Odenwald 11, 14, 15, 16, 19, 21, 24, 25, 87, 97, 98, 103, 104, 105, 106, 107, 108, 110, 111, 112, 113, 116, 117, 118, 119, 120, 159, 177, 178, 181, 184, 192, 195, 200, 205

Oder 84, 87, 237 Oelsnitz 133, 139 Offenburg 99, 103, 192 Ofnet-Höhle 175 Ohmgebirge 87 Öhningen 51, 256 Oldenburg 234, 235 Olgahöhle 163 Onstmettingen 166, 167 Oppenheim 198 Oppershofen 200, 203 Orlamünde 91 Ormont 68 Ortenberg 205 Oschersleben 85, 86 Oslo 192 Osnabrück 220, 223, 224, 234 Osnabrücker Bergland 220, 227 Osning 90, 222, 224 Ostafrika 195 Ostalb 22, 160, 161, 162, 169 Ostalpen 246, 249, 250 Osteifel 68, 70 Osterode 77, 79, 81, 87 Ostfriesische Inseln 238, 239 Ostfriesland 237, 239 Ostpommern 230 Ostpreußen 230 Östringen 177 Ostschweiz 258 Ostsee, -küste 11, 22, 25, 219, 231, 232, 233, 237, 239, 240, 241, 242, 243 Ostsee 11, 231, 232, 233, 239, 240, 241, 242 Ottweiler 185 Otzberg 107, 115

P Padberg 46 Paderborn 220 Paderborner Hochfläche  220 Papenkaule 67 Parkstein 131 Partnach-Klamm 249 Passauer Wald 125 Pechelbronn 192, 195, 197 Pechsteinkopf 183, 195 Peenemünde 241 Peenestrom 241 Peißenberg 256, 257 Penzberg 257 Petersberg (bei Halle) 94 Petersberg (Siebengebirge)  50 Pfaffenreuth 126 Pfaffwiesen 260 Pfalz 19, 43, 102, 103, 157, 158, 181, 182, 184, 188 Pfälzer Bergland 157, 158, 184, 185, 187, 189 Pfälzer Kuppeln 185, 186 Pfälzer Wald 24, 182, 183, 192 Pfänder 255 Pferdskopf (Rhön) 209 Pflaumloch 175 Pfullendorf 257 Pfungstadt 197

Piesberg 220, 223, 224, 225 Pirmasens 182 Pirna 134, 155 Plauen 148, 150 Pleystein 128, 129 Pöhlberg 133,134, 155 Pohl-Göns 47 Polen 21 Pompeji 70, 140 Poppenhausen 212, 213 Porta Westfalica 225 Pößneck 146, 151 Postelwitz 154 Potzberg 186 Prag 14, 20 Prerow 241 Prims 184, 187 Probstzella 149 Prüm 47 Pulvermaar 72 Pustertal 247 Püttlingen 186

R Rachelsee 231 Radeberg 152 Ramberg 79 Rammelsberg (Harz) 76, 82, 83 Ramsbeck 47 Randecker Maar 165 Ranis 151 Rastenberg 91 Rattenberg 128, 129 Rechberg 158, 166 Rechtenbach 119 Regensburger Wald 125, 126, 128, 130 Regnitz 159, 181 Rehberger Graben 82 Reichelsheim 108, 114 Reichenbach (Odenwald)  107, 112, 113, 116 Reichenbach (Vogtland)  150 Reinhardswald 217 Remscheid 54 Rendsburg 242 Rennerod 43 Reuß 164 Reutlingen 158 Rhein 13, 28, 29, 32, 47, 50, 54, 60, 61, 62, 63, 64, 71, 72, 99, 117, 159, 164, 192, 193, 198, 220, 229, 250 Rheingau 198 Rheinhessisches Plateau  198, 199 Rheinisches Schiefergebirge 7, 12, 13, 15, 16, 17, 22, 25, 28, 29, 30, 32, 34, 35, 38, 41, 43, 44, 45, 46, 47, 48, 49, 50, 52, 54, 57, 60, 61, 62, 63, 64, 65, 72, 77, 81, 82, 124, 142, 146, 148, 149, 150, 102, 228 Rhenoherzynische Decken  34 Rhön 11, 15, 19, 25, 43, 51, 111, 119, 176, 180, 181, 192, 203, 298, 210, 211, 212, 213, 214, 215, 258 Rhône 192, 254 Rhumequelle 84, 87, 90

Riedener Vulkan 71 Ries 158, 159, 160, 165, 166, 172, 173, 174, 175, 176, 255 Riesa 151 Rimberg 216 Ringelsberg 183 Riß 254, 258 Rochlitzer Berg 139 Rochusberg 61 Rockenberg 200, 201 Römhild 181 Romkerhalle, Romkerhaller Wasserfall (Harz) 82 Ronneburg 146, 150 Roßdorf 108 Rostock 240 Rote Klippe 46, 47 Rote Lay 189 Rotenfels 100, 187 Rotes Kliff (Sylt) 236 Rotes Kreuz (Taunus) 30 Rothaargebirge 45 Rothenburg (Kyffhäuser) 87 Rott (Siebengebirge) 51 Rüddingshausen 207 Rüdersdorf 231, 243 Rugard 241 Rügen 22, 235, 238, 240, 241 Ruhla 122 Ruhr, Ruhrgebiet 29, 47, 52, 54, 185, 220 Rupenberg 65 Rupsroth 212 Rur 230 Rüssingen 198, 199

S Saalburg (Taunus) 31 Saale 91, 92, 94, 95, 148, 151, 231, 233 Saaler Bodden 241 Saalfeld 90, 91, 146, 148, 151 Saalfeld-Obernitz 151 Saar 16, 185 Saarbrücken 184 Saarland 21, 94, 95, 158, 183, 184, 185, 186 Saar-Nahe-Gebiet 187 Sachsen 13, 134, 158, 237, 243 Sachsen-Anhalt 79, 237 Sächsische Schweiz 154 Säckingen 98, 103 Sackpfeife 45 Sadisdorf 138 Saidenbach-Talsperre 135 Sailauf 119, 121 Salza 94 Salzach 258 Salzdethfurt 228 Salzgitter 171, 221 Salzmünde 94 Samland 241 Sandelzhausen 256 Sandhausen 193, 197 Sangerhausen 90 Sardinien 247, 252 Sasbach 195 Satzung 133, 135 Sauerland 11, 27, 40, 45, 47, 48, 49, 56, 57 Sayda 134 Schaabe 241

Schackau 209, 210 Schafberg 220, 224 Scharnhausen 179 Scharzfeld 77, 87 Schaumberg 187 Scheibenberg 133, 134, 155 Schelingen 195 Schelklingen 163 Schellerhau 138 Schieferkopf (Pfalz) 181 Schiener Berg 256 Schlächtenhaus 99 Schlaifhausen 169 Schlei 242 Schleiz 148 Schlesien 20 Schleswig-Holstein 237 Schleuse 151 Schloss Burgk 154 Schloss Naumburg 200 Schlotheim 91 Schlöttermühle 170 Schluchsee 106 Schlüchtern 208 Schmale Heide 241 Schmalkalden 124, 214 Schmiedefeld 147 Schmollensee 242 Schmücke 90 Schnaittenbach 132 Schneckenstein 150 Schneeberg (Erzgebirge) 138 Schneeberg (Fichtelgebirge)  131 Schneekopf 124 Schnellbach 123 Schobsetal 125 Schöllkrippen 118 Schönbrunn (Vogtland) 150 Schönbuch 179 Schöneck (Vogtland) 150 Schönecken 65, 67 Schönhagener Kliff 242 Schöningen 86, 93 Schramberg 99, 103, 104 Schriesheim 107, 113 Schrozberg 179 Schurwald 179 Schwaben 158, 168, 169, 257 Schwäbisch Hall 178, 179 Schwäbische Alb 11, 16, 157, 158, 159, 161, 164, 165, 172, 255, 261 Schwansener See 242 Schwarza 147, 148, 151 Schwarzburg 147 Schwarzwald 11, 14, 15, 16, 20, 21, 24, 97, 98, 99, 100, 101, 102, 103, 104, 105, 106, 109, 126, 128, 159, 160, 165, 173, 177, 179, 181, 188, 192, 193, 195, 261 Schweizer Alpen 251 Schweppenhausen 60 Seebachquelle 199 Seeburg 163 Seeburger See 87 Seefeld (Tirol) 250 Seeheim 109, 193 Seelingstädt 150 Sehestedter Außendeichsmoor 238 Seilitz 153 Selb 132

287

288 Ortsregister

Selberg 68 Selters 42 Semperoper, Dresden 138 Senftenberg 142 Seppenrade 222 Sieben Berge 226 Siebengebirge 27, 29, 43, 50, 51, 67 Sieber 84, 87 Sieblos 43, 51, 111, 176, 208, 209, 210, 212, 213, 214 Sieg 29, 47, 64 Siegen 29, 47 Siegerland 11, 27, 44, 45, 48 Sigmaringen 166 Singen 255, 260 Sipplinger Berg 255 Skandinavien 12, 70, 236, 241 Solling 216, 217 Solnhofen 170, 171 Sondershausen 88, 90, 148 Sonneberg (Gera) 146, 150 Sontheim 176 Söse-Talsperre 81 Sötenich 47 Soultz-sous-Forêts 165, 197 Spechtshausen 153 Spessart 11, 14, 15, 16, 19, 87, 117, 118, 119, 120, 121, 122, 159, 200, 203 Spremberg 237 Sprendlingen 199 Speyer 192, 197 St. Andreasberg 79, 81 St. Blasien 99, 103 Stadel-Höhle 163 Starkenburg 107 Staßfurt 85 Staufen 261 Stedefelsen 49 Steeden 37 Steigerberg 198 Steigerwald 24, 178, 180, 181 Steinach (Fluss, Odenwald)  115 Steinach (Fluss, Thüringen)  151 Steinach (Thüringen) 148 Steinheid 124 Steinheim am Albuch 175 Steinheimer Becken 158, 159, 175, 176 Steinhirt-Klosterberg 175 Steinkaulenberg 188 Steinsberg (Kraichgau) 177, 183, 195 Steinsfurt 203 Steinwald 132 Steinwand 209, 210, 211, 212 Steißlingen 255 Stenzelberg 51 Stetten 179 Stockach 255 Stockheim 150 Stockstadt 197 Stöffel 43 Stolpen 142, 155

Stralsund 241 Streitberg 169 Strohner Maar 72 Stromberg 22, 177, 178 Stromberg (Hunsrück) 32, 47, 62 Stubbenfelde 242 Stubbenkammer 240 Stubental  Stuifen 158, 166 Stuttgart 11, 24, 160, 164, 179 Südalpen 247 Süddeutsches Schichtstufenland 25, 104, 158, 167, 177, 182 Sudeten 20, 22 Südharz 41, 79, 87 Südliche Kalkalpen 246 Suhl 123 Sulzbach-Rosenberg 130, 171 Süntel 225, 227 Süßer See 94 Swine 239 Swinemünde 241 Sylt 236, 239

T Tabarz 122 Tal der Heiligen Reiser 95 Tambach-Dietharz 124 Tann-Theobaldshof 209 Tauern 15, 252, 253 Taunus 11, 16, 18, 28, 29, 32, 33, 35, 38, 41, 42, 48, 56, 60, 61, 62, 80, 198, 200, 201, 202, 203 Teichelberg 131 Tengen 255 Teplice 134 Teufelsmauer (Harz) 76, 77, 86 Teufelstein (Rhön) 209 Teufelstisch 182 Teuschnitz 146 Teutoburger Wald 11, 12, 23, 24, 76, 220, 222, 224, 232 Tharandter Wald 137, 139 Thiessow 241 Tholey 185, 187 Thüringen 13, 16, 19, 25, 91, 109, 119, 147, 149, 181, 184, 230 Thüringer Becken 11, 88, 90, 91, 121, 148, 194, 236 Thüringer Pforte 91 Thüringer Wald 11, 14, 15, 16, 19, 24, 25, 90, 92, 94, 95, 121, 123, 124, 146, 147, 150, 208 Thüringisches Schiefergebirge  19, 90, 91, 121, 136, 147, 230 Thüringisch-Fränkisch-Vogtländisches Schiefergebirge  146 Thüster Berg 227

Tiefenbachtal 181 Tiefenstockheim 180 Tirol 249, 250 Tirschenreuth 132 Titisee 106 Todtmoos 99, 102, 103 Totenmaar 69 Träbeser Loch 208 Trechtingshausen 61 Treuchtlingen 171 Triberg 99, 103 Triebischtal 152 Trier 37, 63, 64 Tromm 109, 111 Trubach-Tal 169 Trusetal 123 Tschechien 125, 127, 137, 150, 154 Tuniberg 194

U Überlingen 255 Überlinger See 255 Ubstadt 177 Uftrungen 87 Ulm 160, 161, 162, 164 Ulmener Maar 72 Ulrichstein 203 Umweg 103 Unstrut 91, 92 Unterharz 79, 90 Unterhermsgrün 150 Unterloquitz 148 Unterlüß 236 Uracher Wasserfall 163 Urach-Kirchheimer Vulkangebiet 159, 165, 179 Uruguay 188 Usedom 238, 240, 241, 242 Usingen 32, 33

V Vargula-Tal 92 Varnhalt 103 Veringenstadt 166 Vesuv 70 Vierstöck (Odenwald) 114 Ville 228, 229 Villmar 34, 37 Vitt 240 Vogelherdhöhlen 163 Vogelkopf 206 Vogelsberg 10, 11, 15, 24, 25, 29, 42, 117, 121, 192, 201, 202, 203, 204, 205, 206, 207 Vogesen 14, 15, 20, 100, 103, 105, 181, 184, 192, 193 Vogtland 19, 133, 146, 148, 149, 150 Vohenstrauß 127 Völling 126 Vordertaunus 28 Vorerzgebirgssenke 133, 139, 140 Vorspessart 117, 118, 208

W

Wachenberg 113, 114 Wachsenburg 91 Wackenmühle 186 Wadern 185 Waidhaus 128 Walberla 169 Waldalgesheim 62 Waldecker Bergland 46 Wald-Michelbach 107, 108, 112 Waldshut 98 Walkenried 84, 87 Wallensen 227 Wallerstein 175 Warnemünde 240 Warstein 47 Wartburg 121 Wartenberg 261 Wartenstein (Schloss) 60 Wasseralfingen 161 Wasserkuppe 208, 209, 210, 211, 212, 213, 215 Watzmann 250 Weckesheim 202 Weenzen 226 Weesenstein 152 Weiden 131 Weil 35, 54 Weilburg 34, 35, 37, 39 Weiler (Kraichgau) 177 Weiler (Pfalz) 181 Weimar 11, 90, 91, 92, 93, 148 Weimar-Ehringsdorf 91 Weinfelder Maar 69 Weinheim (Bergstraße) 107, 108, 109, 112, 113, 114 Weiße Elster 151 Weiße Grube 188 Weiße Hohl 116, 178 Weißenburg 181 Weißenstein (Bayrischer Wald) 130 Weißenstein (Münchberger Masse) 132 Weißeritztal 154 Weitenauer Vorberge 105 Wengenhausen 173, 175 Wenighösbach 121 Wernigerode 79 Werratal, -gebiet 121, 125, 208, 215 Werra-Fulda-Gebiet 33 Weser 22, 216, 225 Weserbergland 220 Wesergebirge 11, 225 Westalb 160 Westalpen 135, 249 Westeifel 67, 68 Westerwald 11, 15, 29, 35, 41, 42, 44 Westhofen 199 Wettelrode 90 Wetterau 11, 23, 28, 117, 192, 200, 201, 202, 203, 206, 215 Wetterstein 252

Wettersteingebirge 253 Wettin 95 Wetzlar 32 Wiechs 255 Wiehengebirge 12, 222, 225 Wiener Becken 253, 254 Wiesbaden 11, 33, 47 Wiesent 169, 171 Wiesloch 116 Wietze 232 Wildbad 99, 106 Wildenfels 20, 133 Wilseder Berg 237 Windischeschenbach 127, 128 Windleite 88 Wingertsberg 70 Winterstein (Taunus) 31 Wipper 88 Wippra 18, 80 Wismar-Bucht 242 Wißberg 199 Wittichen 106 Wittlich 62 Wittow 241 Witzenhausen 215 Wolfenhausen 39 Wölfersheim 202 Wolfskehlen 197 Wolfstein 186 Wolkenburg 50 Wölsendorf 129 Worms 199 Wülfrath 47 Wunsiedel 132 Würm 258 Würzburg 37, 117, 179, 180 Wurzen 231, 243 Wutachschlucht, -tal 106, 164

Z Zabelstein 180 Zaberner Senke 177, 194 Zaininger Höhle 163 Zehren 153 Zempin 241 Zentralalpen 246 Zentralmassiv (Französisches) 7, 13, 21 Zicker 241 Ziegelhausen 113 Ziegelmühle 170 Ziegenrück 146, 149 Zilsdorf 67 Zingst 241 Zinnowitz 241 Zinnwald 138 Zittau 142 Zittauer Becken 142 Zittauer Gebirge 141, 155 Zöblitz 134, 138 Zoolithenhöhle 167 Zugspitze 250 Zwickau 133, 134, 139, 146 Zwiefaltendorf 163 Zwiesel 130 Zwischenahner Meer 235