Exkursionsbericht Kaiserstuhl
Datum der Exkursion: 10.05.2009
Leitung: Dipl. Geol. Tobias Weisenberger, Dipl. Geol. Simon Spürgin
- Luftbild des Kaiserstuhls (Wikipedia)
Protokollant: Timm Reisinger
Matrikelnummer: 2710185
Studiengang und Semester: Geowissenschaften 2. Semester
Einleitung
- Abb.1: Blockbild des Rheingrabens mit dem Kaiserstuhl-Vulkankomplex (Quelle: Fritz/Meschede: Plattentektonik, Primus-Verlag, 2009)
- Abb.2: Vereinfachte geologische Karte des Kaiserstuhls (aus: www.geotobi.de)
Der Kaiserstuhl liegt zwischen dem Schwarzwald im Osten und den Vogesen im Westen, nordwestlich von Freiburg im Breisgau, im südlichen Teil des Oberrheingrabens. Die aktive Zeit des Kaiserstuhlvulkanismus lag 19-16 Ma vor unserer Zeit und befand sich dementsprechend im Miozän, einer Untereinheit des Tertiärs. In der aktiven Zeit war der Kaiserstuhl vermutlich um einiges höher als heute, doch durch die Erosion über viele Millionen Jahre hat er seine momentane Morphologie erhalten. Beweis hierfür sind Subvulkanite, die durch Erosion an die Erdoberfläche gelangten. Heute gilt der Kaiserstuhlvulkan als erloschen. Der Ursprung des Kaiserstuhls ist eng mit der Rheingrabenentwicklung verknüpft. Beim Kaiserstuhl handelte es sich um einen großen zusammenhängenden Vulkankomplex, der sich auf einer Randstörung des Rheingrabens befindet.
Der Komplex liegt auf dem Schnittpunkt von zwei Störungssystemen, der Schwächezone des Rheingrabens und auf der Bonndorfer-Störung, die in Nordwest Richtung streicht. In diesem Schnittpunkt drang durch die Spalten und Risse Magma an die Oberfläche und schuf innerhalb von ca. 3 Ma den vulkanischen Komplex des Kaiserstuhls (Abb. 1).
Der Kaiserstuhl ist in einen sedimentären und einen vulkanischen Bereich unterteilt (Abb. 2). Den kleineren Bereich decken känozoische Sedimente im Osten ab. Doppelt so groß ist dagegen der Bereich im westlichen und zentralen Kaiserstuhl. Im Westen stehen Tephrite (incl. Limburgite) an, also Effusivgesteine wie Laven und Pyroklastite und zentral Essexite und Karbonatite. Phonolitisches Gestein hat vorwiegend die Karbonatite und den westlichen Teil des Sedimentbereichs durchschlagen. Die Tephrite, die vorwiegend mit Löss überdeckt sind, stellen das Äquivalent zu den Essexiten dar, beide zusammen bilden den Hauptanteil der magmatischen Gesteine des Kaiserstuhls. Weiterhin gibt es hier hauptsächlich Alkali-Magmatite, die nahezu keinen Quarz führen. Der Totenkopf ist mit 557 m ü. NN höchster Punkt im Kaiserstuhl, weitere Erhöhungen sind die Eichelspitze mit einer Höhe von 520 m ü. NN und der Katharinenberg mit 492 m ü. NN.
Bei der Bevölkerung ist der Kaiserstuhl hauptsächlich als hervorragendes Weinanbaugebiet bekannt (siehe Weinbergterrassen auf dem Luftbild der Titelseite). Zu den nahezu optimalen Voraussetzungen gehören geeignete Ausgangsgesteine zur Bodenbildung wie zum Beispiel der am Kaiserstuhl weit verbreitete Löss und die an Mineralien reichen magmatischen Gesteine.
Aufschluss 1: Steinbruch Hauri in Bötzingen
- Abb. 3: Abbauwand im Steinbruch Hauri
- Abb. 4: Kluftfüllungen aus weißem Calcit
- Abb. 5: Essexitgang: dunkles Gestein als vertikal verlaufender Gang in der Bildmitte
- Abb. 6: Einschluss eines aus dem Grundgebirge mitgerissenen Gneisbrockens
Der erste Aufschluss liegt in Bötzingen am südöstlichen Rand des Kaiserstuhls. Der in Betrieb befindliche Steinbruch Hauri (Abb. 3) läuft wirtschaftlich gut, weil hier ein Gestein mit guten Eigenschaften für den Verkauf abgebaut wird. Vorwiegend ist Natrolit verantwortlich für die gute Wirtschaftlichkeit. Natrolit ist ein Gerüstsilikat und entstammt der Umwandlung von Nephelin, durch hydrothermale Alteration. Der Begriff hydrothermale Alteration bezeichnet eine Veränderung des Nebengesteins in Bereichen, die von flüssigen Phasen durchströmt werden und äußert sich in Änderungen der Mineralogie, Chemie und Textur des Gesteins. Natrolit gehört zu der Gruppe der Zeolite. Zeolite besitzen eine hohe Ionen-Austausch-Kapazität und werden als Wasserreiniger in Form von Filtermaterial und als Düngemittel verwendet. Zusätzlich liefert das Gestein in Zement einen Eigenbeitrag zur Festigkeit, es werden ca. 20% des Gesteins dem Zement zugemischt, um eine bessere Wirtschaftlichkeit zu erreichen. Weitere Anwendungen findet das Material in Fangopackungen und zu 1 bis 2% in Tierfutter.
An der Oberfläche des Steinbruchs erkennt man eine Lössschicht, die sich auf dem Gestein abgelagert hat. Das anstehende Gestein ist ein Phonolit. Dies ist ein Gestein, das lithologisch zwischen den Gesteinsarten Plutonit und Vulkanit liegt, ein so genannter Subvulkanit. Phonolit ist sehr hart und besteht aus ca. 65% hellen Gemengteilen, wobei Alkalifeldspäte den größten Anteil darstellen. Man erkennt einzelne Minerale im Phonolit. Anstelle von Quarz besitzt das Gestein Fuide (Nephelin oder Sodalit). Es sind feine weiße 2-3 mm lange Nadeln zu erkennen, bei denen es sich um Wollastonit handelt, der 9% des gesamten Gesteinsvolumens ausmacht. Wollastonit gehört zu den Pyroxenoiden. Kalkbrocken können zu Wollastonit umgewandelt werden. Weiterhin erkennt man zwei dunkle Bestandteile: erstens stänglige, schwarze, natriumreiche Pyroxene, genauer Augite, also Klinopyroxene und zweitens Melanite, schwarze Granate, die in magmatischen Gesteinen zu finden sind. Neben dem Melanit gibt es keinen weiteren Granat in magmatischen Gesteinen.
Es handelt sich um einen aufgestiegenen Magmaplume, der kurz unter der Oberfläche erstarrt ist und sich so relativ schnell abgekühlt hat. Das Resultat sind relativ kleine Kristalle. Beim Erstarren sind Klüfte entstanden, in denen hydrothermale Fluide ausgefallen sind. An diesen Stellen bricht das Gestein bevorzugt. Weiterhin werden weiße Kluftfüllungen beobachtet, die vorwiegend aus Calcit bestehen (Abb. 4).
Häufig findet man ein weiteres Gestein, das dunkel ist und aus Gängen stammt, die den Phonolit durchschlagen haben. Es handelt sich um Essexite, deren Grundmasse sich aus Pyroxenen, genauer Titanaugiten und Plagioklas zusammensetzt (Abb. 5). Im Phonolit gibt es außerdem Einschlüsse von Gneisen und Graniten, die aus dem Grundgebirge stammen und mitgerissen wurden (Abb. 6).
Aufschluss 2: Löss in der Eichgasse bei Bickensohl
- Abb. 7: Die Eichgasse bei Bickensohl
- Abb. 8: Lösskindel
In Bickensohl in der Eichgasse (Abb. 7) befindet sich unser zweiter Aufschluss. Am Kaiserstuhl gibt es 30- 40 m mächtige Lössschichten. Löss ist ein äolisches Sediment, es lagert sich auf der vom Wind abgewandte Seite (Lee) ab und weist in Wänden und in Hohlwegen aufgrund seiner guten Kornbindung eine hohe Standfestigkeit auf. Lössboden ist sehr fruchtbar, er bietet eine gute Belüftung und hat die positive Eigenschaft einer hohen Wasserspeicherfähigkeit. Im Hohlweg in der Eichgasse sind Erosionen zu beobachten, die jedoch durch anthropogene Einwirkung verursacht wurden. Es muss lediglich eine kleine Vertiefung auf der Lössschicht entstehen und schon fließt hier bevorzugt Regenwasser ab.
Als Folge bildet sich eine Wasserrinne, an der die Erosion angreifen kann. Der relativ junge Löss ist ungeschichtet. Das Material ist sehr feinkörnig und besitzt Lösskindel (Abb. 8), das sind Kalkkonkretionen, die durch das Ausfällen karbonatgesättigter Lösungen entstehen. Das Umgebungsgestein ist Essexit.
Aufschluss 3: Leuzit-Porphyr-Gang auf dem Strümpfekopf
- Abb. 9: Leuzit-Porphyr-Gang im Essexit
Auf dem Strümpfekopf bei Bickensohl, zentral im Kaiserstuhl, steht der basische Subvulkanit Essexit an, der das Äquivalent zu den effusiven Tephriten bildet. Innerhalb dieses Essexits befindet sich ein 10-30 cm mächtiger Leuzit-Porphyr-Gang (Abb. 9), in dem Leuzite vorkommen, die bis zu 1 cm groß sind und 24 Flächen ausbilden. Der Leucit hat sich hier jedoch in Analzim umgewandelt. Die Umwandlung geschieht bei 80-100°C. Bei diesem Prozess wird Kalium frei, es bleibt aber in der Matrix erhalten. Auch Analzim bildet 24-Flächner (ähnlich wie ein Fußball) aus. Die Schmelze muss SiO2- untersättigt und reich an Kalium gewesen sein. Das Umgebungsgestein besitzt sehr viele große Titanaugite, ist sehr hell und grobkörniger als in Aufschluss 1. Hauptbestandteile sind Melanite und Pyroxene.
Aufschluss 4: Karbonatit am Orberg
- Abb. 10: Fließstrukturen im Karbonatit
Am Orberg bei Schelingen steht ein Intrusivgestein an, das zu 90% aus Calcit (CaCO3) besteht. Der Salzsäuretest fällt stark positiv aus. Das Gestein ist ein Karbonatit (Abb. 10). Dies ist jedoch auf Grund von Fließstrukturen, die zunächst eine Bankung vermuten lassen, nur sehr schwer zu ermitteln. Es gibt aber einige Minerale, die Indikatoren für Karbonatit sind , zum Beispiel die seltenen kirschroten Koppite.
Intrusive Karbonatite werden Sövite genannt und sind relativ grobkörnig. Die Entstehung von Söviten ist jedoch noch nicht vollständig bekannt. Eine Entstehungsmöglichkeit ist, dass es in der Schmelze zu einer Anreicherung von Karbonaten kommt. Dies geschieht zum Beispiel, wenn Gesteinsstücke aus karbonathaltigen Schichten aufgeschmolzen werden. Es gibt weltweit nur sehr wenige Lokalitäten, in denen Karbonatit zu finden ist, dementsprechend selten ist dieses Gestein.
Auffällig ist ein reiches Vorkommen eines schwarzen Minerals mit oktaedrischer Kristallform, bei dem es sich um Magnetit (Fe3O4) handelt. Im 2. Weltkrieg wurde hier Niob zur Stahlveredelung abgebaut. Koppit ist ein Niob enthaltendes Gestein.
Aufschluss 5: Tuffband auf dem Henkenberg
Auf dem Henkenberg bei Burgheim ist ein ca. 0,5 m mächtiges Tuffband aufgeschlossen. Es stellt einen Beleg für den Karbonatit-Vulkanismus dar, denn das Tuffband weist karbonatische Schmelztropfen auf, die während eines Ausbruches durch die Luft geschleudert wurden und dort auch erstarrten. Der Pyroklastit ist ein Lapilistein, die Körner bzw. Schmelztropfen besitzen eine Größe von 2 - 64 mm. Das Gestein besteht zu 95% aus Calcit, dazu kommt noch etwas Kalziumsulfat und Magnetit. Nach dem Ausbruch – oder auch mehreren Ausbrüchen - wurden die Lapili zementiert.
Aufschluss 6: Typische Lagerung für einen Stratovulkan auf dem Büchsenberg
Auf dem Büchsenberg ist eine typische Lagerung für einen Stratovulkan zu beobachten. Laven und Pyroklastite wechseln sich ab. Es gibt kleine, kurze Lavenströme, die nur bis 2 m mächtig sind. Die Laven besitzen eine tephritische Zusammensetzung. Das Grundgestein besteht aus Leuzit und Pyroxen und weist eine porphyrische Struktur auf. Zu den Einsprenglingen gehören schwarze Pyroxene und weiße Leucite, die jedoch leicht mit ebenfalls weißen Hohlraumfüllungen zu verwechseln sind. Leucit ist hier größtenteils zu Analzim umgewandelt worden. Weiterhin gibt es Titanaugite (Pyroxene), Olivine und Magnetite.
Aufschluss 7: Olivin-Nephelinit am Lützelberg
- Abb. 11: Olivin-Nephelenit mit Olivinbomben
Am Lützelberg nördlich der Ortschaft Sasbach, 300 m vor der französischen Grenze, steht Olivin-Nephelinit an. Der Olivin-Nephelinit ist das Gestein eines mächtigen Lavastroms. Dieser Teil gehört zum Limberg-Lützelberg-Komplex. Der Lützelberg ist der jüngste Vulkanschlot des Kaiserstuhls. Die Laven sind hier quarzungesättigt. Es sind primitive Laven mit Einschlüssen von Mantelperidotit (Olivinknollen oder -bomben), die zum Teil Durchmesser von über 20 cm erreichen (Abb. 11). Olivin, Klino- und Ortho-Pyroxene bilden hier die Zusammensetzung des Mantelperidotits. Das Material ist sehr schnell an die Erdoberfläche gelangt. Der Lützelberg setzt sich aus 2 bis 3 ähnlichen Lavaströmen zusammen.
Aufschluss 8: Steinbruch 7 vom Limberg
- Abb. 12: Rote Tuffe mit vielen Bomben
In Steinbruch 7 unterhalb der Limburg tritt eine Verwerfungsfläche an die Oberfläche. Hinter dem roten Material steht wieder Limburgit an. Hier an der Verwerfungsfläche liegt die Grabenschulter. Die Pyroklastite des Lützelberges liegen diskordant, das heißt in gestörter Lagerung über den Limburgiten (Essexiten) des Limberges. In diesem Steinbruch kann der auf die Limburgite überschobene Tuff mit seinen vielen Bomben beobachtet werden (Abb. 12). Der Limberggraben hat vulkanotektonische Ursachen.
Die Pyroklastite besitzen eine rote Farbe und auffällig viele vulkanische Bomben. Anhand der bis zu 1,5 m im Durchmesser großen Bomben kann man schließen, dass wir uns hier ganz in der Nähe eines ehemaligen Kraters befinden. Teilweise gibt es Olivin-Bomben, die stark oxidiert sind.
Aufschluss 9: Steinbruch 1 vom Limberg
- Abb. 13 und 14: Explosionsartig nach oben gestiegene Tuffe (Foto und Schemazeichnung)
Der Steinbruch 1 am Limberg stand, wie alle Steinbrüche am Limberg, im Dienste der Rheinbegradigung. Es sind hier zwei Lavaströme zu sehen, die Lavastrom Lamda 1 und Lamda 2 genannt werden und horizontal übereinander liegen. Die so genannten Limburgit-Lavaströme haben eine Mächtigkeit von ca. 20 m. Zwischen den Lavaströmen liegt ein Tuffband. Man erkennt stellenweise senkrecht stehende Tuffe (Abb. 14 und 15). Diese Tuffe zwischen Lamda 1 und 2 waren wassergesättigt und konnten so durch die Hitze der Laven explosionsartig nach oben steigen und in die Zwischenräume der oberen Lava gepresst werden.
Der untere Lavastrom ist massig, der obere ist brekziös. Das Gestein weist eine glasige Struktur aus mafischen Mineralen auf: Titanaugit, Olivin, Magnetit und mafische vulkanische Gläser. Häufig sind schöne Zeolite als Einzelkristalle oder als Kugeln zu beobachten.
Nicht selten sind Pyroxene im Gestein eingeschlossen. Limburgit ist der inzwischen ungebräuchliche Name für ein hypo-kristallines, porphyrisches Gestein basanitischer Zusammensetzung.
Zusammenfassung
Die Exkursion zum Kaiserstuhl verschaffte uns einen umfassenden Überblick über die unterschiedlichen magmatischen Gesteine des Kaiserstuhl-Vulkankomplexes. Weiterhin gewährten uns die Gesteine und Mineralien einen Einblick in die aktive Zeit des Kaiserstuhls im Miozän.