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Geologische Exkursion in die Zentral- und Nordvogesen

Datum der Exkursion: 12. - 13. Juni 2010

Leitung: Dr. Hiltrud Müller-Sigmund, Dr. Jörg Sigmund

Abb. 1: Die Exkursionsgruppe auf dem Weg zur Burgruine Kayserberg

Protokollant: Timm Reisinger

Matrikelnummer: 2710185

Studiengang und Semester: Geowissenschaften, 4. Semester

Universität: Albert-Ludwigs-Universität, Freiburg i. Br.

Einleitung

Abb. 2: Übersichtskarte der 13 besuchten Aufschlüsse

Bei unserer Exkursion in die Zentral- und Nordvogesen standen 13 Aufschlüsse auf dem Programm (Abb. 2). Am ersten Tag besuchten wir vorwiegend Aufschlüsse in den Zentralvogesen (Aufschlüsse 1-9) und am zweiten Tag konzentrierten wir uns auf die Aufschlüsse 10-13 in den Nordvogesen. Während der Exkursion lernten wir anhand dieser Aufschlüsse nicht nur die Gesteine (Sedimente, Magmatite und Metamorphite) kennen, sondern auch, wie man diese Gesteine in die Entwicklung und die tektonischen Ereignisse der Vogesen einordnet.

Vor der Beschreibung der einzelnen Aufschlüsse werde ich zum besseren Verständnis einen kurzen Überblick zur Entstehung und über die geologischen Einheiten der Vogesen geben.

Abb. 3: Entwicklungsgeschichte der Vogesen nach “Roches Bavardes”, Musée d'histoire naturelle Colmar

Die Entwicklung der Vogesen

Am Ende des Devons war das Gebiet der Vogesen und des Schwarzwaldes eine eingeebnete Fläche. Im Unterkarbon sank das Gebiet langsam ab, so dass es vom Meer überflutet wurde. Über der devonischen Einebnung lagerten sich mehrere Kilometer mächtige Sedimente ab (Abb. 3).

Am Ende des Unterkarbons stoppte die Absenkung und es kam zur Gebirgsbildung, der variskischen Orogenese. Ausgelöst wurde die Gebirgsbildung durch den Zusammenstoß von Gondwana und Laurasia, die einige Mikrokontinente zusammenstauchten. Vom Oberkarbon bis zum Ende des Rotliegenden herrschte Abtragung vor und führte zur fast völligen Einebnung des ehemaligen Gebirges. Weiterhin herrschte ein saurer Vulkanismus, durch den rhyolitische Vulkanite entstanden. Im Buntsandstein lagerten sich terrestrische Sedimente über dem Gebirgsrumpf ab.

Ein Absinken des gesamten Gebiets erfolgte während des Muschelkalks, Keupers, Lias, Doggers und Malms. Einher ging die Entstehung mariner Sedimentdecken. Am Ende des Malm hob sich das Gebiet gleichmäßig über den Meeresspiegel und war die gesamte Kreide über der Abtragung unterworfen. Im Eozän begann an der Stelle des jetzigen Rheingrabens eine schwache Einsenkung. Der eigentliche Einbruch des Rheintalgrabens ereignete sich dann im Oligozän. Durch weiteres Absenken des Gebietes kam es zum Eindringen des Meeres von Norden und Süden. Nach erneuter Hebung im späten Oligozän breitete sich eine weite Fastebene aus. Gleichzeitig ereigneten sich die ersten Eruptionen am Kaiserstuhl.

Im Miozän fand aufgrund der alpidischen Tektonik eine relativ gleichmäßige Hebung der beiden Gebirge Schwarzwald und Vogesen statt. Seit dieser Zeit ist die Abtragung - vor allem durch fließendes Wasser - die reliefgestaltende Kraft. Dabei wurde der mesozoische Sedimentmantel in beiden Gebirgen fast völlig erodiert.

Die Vogesen

Die Vogesen bestehen aus drei wichtigen lithologisch-tektonischen Einheiten (Abb. 4):

Eine nördliche Einheit, die aus kambrisch-ordovizischen Schiefern und oberdevonischen bis unterkarbonischen, schwachmetamorphen Gesteinsserien eines aktiven Kontinentalrandes besteht. Sie wurde im Unterkarbon von kalkalkalischen Magmen (Diorite bis Granite) intrudiert.

Eine zentrale Zone aus Granuliten und Migmatiten, die ebenfalls von großen Granitkörpern intrudiert wurde.

Ein südlicher Bereich, der von einem oberdevonischen bis unterkarbonischen Becken mit vulkanischer Aktivität eingenommen wurde. Große Massen von granitoiden Gesteinen intrudierten in diese Beckensedimente.

Abb. 4: Überblick über die geologischen Einheiten der Vogesen

Lalaye-Lubine-Scherzone

Die zentrale Zone ist vom Nordvogesen-Becken durch eine mächtige ENE – WSW verlaufende Scherzone getrennt (Lalaye-Lubine-Scherzone), die als alte Kollisionszone interpretiert wird, welche während der spätorogenen Tektonik reaktiviert worden ist (Abb. 4). Die Lalaye-Lubine-Scher-zone brachte sehr niedriggradige Sedimente des nördlichen Beckens in Kontakt zu hochgradigen Gesteinen der zentralen Zone.

Die zentrale Zone und den südlichen Bereich zählt man zum Moldanubikum, dagegen wird die nördliche Einheit, die von den übrigen durch die mächtige strike-slip-Scherzone (Lalaye-Lubine-Scherzone) abgetrennt ist, dem Saxothuringikum zugerechnet. Das Moldanubikum wurde auf das Saxothuringikum überschoben.

Eine Einheit der zentralen Zone ist die Zone von Sainte-Marie-aux-Mines

Diese Einheit besteht vor allem aus mafischen bis sauren Granuliten, die sich bei relativ niedrigen Drücken (ca. 10 kbar) aus einer Vielfalt von Ausgangsgesteinen gebildet haben. Sie erlebten eine retrograde Überprägung in der Granulitfazies, in der sie zu Gneisen wurden.

Aufschluss 1 - Konglomerat am Drachenloch nordöstlich von Turckheim

Rechtswert: 2596016 / Hochwert: 5328959 Breitengrad: 48°5'29.14 Längengrad: 7°17'18.0

Der erste Aufschluss unserer Exkursion befindet sich nordöstlich von Turckheim. In diesem Aufschluss untersuchten wir das anstehende Gestein des so genannten „Drachenlochs“, das aufgrund einer Sage seinen Namen erhalten hat (Abb. 5). Die Sonne an diesem Hang war so stark, das sich ein Drache, der an diesem Hang lebte, in das so genannte „Drachenloch“ zurückziehen musste. Interessant ist, dass der Berghang, in dem sich das Drachenloch befindet, tatsächlich der wärmste Weinberg im Elsass ist.

Im Drachenloch sind Schichten von Sedimenten unterschiedlicher Korngrößen zu erkennen. Die Körner können nach der Literatur Durchmesser bis zu 3 m erreichen. Wir haben jedoch nur Körner mit einem Durchmesser von 1 m ausgemacht. Es herrscht eine schlechte Sortierung, das Material ist kunterbunt verteilt, im unteren rechten Bereich des Loches sind z. B. gut gerundete Körner zu finden, oben links sind die Körner dagegen schlecht gerundet (Abb. 6). Das anstehende Gestein ist ein Konglomerat, also ein diagenetisch verfestigter Schotter, dessen Geröllkomponenten deutlich zugerundet sind.

Abb. 5: Übersicht über Aufschluss 1 mit dem Drachenloch in der Mitte
Abb. 6: Konglomerat am Drachenloch mit eher kantigen Körnern links oben und gerundeten Körnern rechts unten

Bei den unterschiedlich gerundeten Körnern handelt es sich um Bruchstücke des mesozoischen Deckgebirges (Abb. 7). Das Konglomerat entstand beim Einbruch des Oberrheingrabens im Tertiär (Eozän bis Oligozän), als die Wasserläufe der Vogesen vor allem die Juraformationen der Berge abtrugen und sich die Anschwemmungen an der Küste des Meeres anhäuften, das damals den Graben ausfüllte. Es muss eine sehr starke Transportenergie geherrscht haben, die sich unter anderem durch ein starkes Relief erklären lässt. Anhand der Imbrikation kann die Fließrichtung des Sedimenttransports bestimmt werden.

Es gibt Körner aus unterschiedlichem Material

Manche Körner bestehen aus Ooliten (Hauptrogenstein), die wie alle runden Körner im Konglomerat vor der Bildung des Konglomeratgesteins entstanden sind (Abb. 8).

Abb. 7: Konglomerat-Bruchstück mit gerundeten Körnern
Abb. 8: Oolit-Korn
Abb. 9: Granit-Korn

1. Des Weiteren gibt es Körner aus Mergel.

2. Das älteste gerundete Gestein im Konglomerat ist ein Granit (Abb. 9).

3. Die zweitältesten Gesteine, die hier im Konglomerat zu finden sind, sind Buntsandsteine.

4. Einen stark verdichteten feinkörnigen Kalk, der aus dem Jura stammt, haben wir als mikritischen Kalk identifiziert.

Aufschluss 2 - Aufgelassener Steinbruch Florimont, 1 km östlich von Niedermorschwihr

Rechtswert: 2596167/ Hochwert: 5330021 Breitengrad: 48°6'3.43 Längengrad: 7°17'26.16

Abb. 10: Aufschluss 2 – Steinbruch Florimont

Nordwestlich von Ingersheim und südöstlich von Katzenthal befindet sich unser zweiter Aufschluss (Abb 10). Im aufgelassenen Steinbruch Florimont stehen hauptsächlich Oolite an. Weiterhin gibt es hier mikritische Kalke aus dem Dogger, die von den häufigeren Ooiden eingegrenzt werden.

Anhand der Entstehung von Ooiden kann festgestellt werden, dass das Gestein aus einem küstennahen Bereich mit hohen Temperaturen stammt.

Es gibt Harnische, die meist schwarz gefärbt sind. Die Färbung wird durch Mangan verursacht, das im Kluftwasser mitgeführt wird und entlang der Harnische zirkuliert. Anhand dieser Harnische können wir feststellen, dass es hier eine Abschiebung gegeben hat, die nach Osten hin zum Rheintalgraben gerichtet ist.

Es kam zu einer heftigen Verkippung, die ein sprödes, abgeschertes und geklüftetes Gestein verursachte. Diese Verkippung und Beanspruchung des Gesteins wurde durch die Oberrheingrabenbildung und die dadurch entstehenden Dehnungsklüfte verursacht.

Insgesamt gibt es vier Kluftsysteme. Ein Kluftsystem folgt der Schichtung (92/53), wobei das Einfallen nach Osten zum Rheintalgraben gerichtet ist. Die Schichtung ist an leichten Materialunterschieden zu erkennen, es gibt zum Beispiel eine Schicht, die weniger kompetent als die umgebenden Schichten ist (Abb. 11).

Abb. 11: Schichtung mit einer inkompetenten Schicht..
..(rot in Skizze) und Harnische (grün in Skizze)

Verfärbungen auf dem Gestein kommen durch Wasser zustande, das auf Kluftflächen fließt. Fließt viel Wasser, wird der Bereich des Gesteins sauber gewaschen, fließt wenig Wasser, kommt es zu einer Ansammlung von z. B. Manganoxiden, Algen usw.

Wenn man sich vom Steinbruch entfernt und in Richtung der Straße schaut, sieht man im Westen den Sommerberg, der aus Graniten besteht. Wir befinden uns bei Dorfbourg und geologisch somit auf Oolith und Bathonien (Einheit des Jura, genauer Hauptrogenstein). Zwischen uns und dem Sommerberg ist die komplette Stratigrafie vom Mesozoikum bis zur Trias, von Westen nach Osten aufgeschlossen.

Abb. 12: Übersicht über die unterschiedlichen Gesteine beim Blick zum Sommerberg

Die Körner des Konglomerates aus Aufschluss 1 sind Abtragungsprodukte der hier im Überblick anstehenden Gesteine.

Aufschluss 3 - Le Galtz, 1,5km NE Trois E´pis

Rechtswert: 2592877/ Hochwert: 5330752 Breitengrad: 48°6'28.85 Längengrad: 7°14'47.74

Abb. 13: Migmatit an der Statue
Abb. 14: Skizze des Migmatits (dunkel: Biotit; helle Flächen: Quarz + Feldspat), Bildbreite ca. 7 cm

Der Aussichtspunkt bei der Statue du Galtz ist hier unser Aufschluss. Von der Statue aus hat man einen schönen Blick auf den Rheintalgraben und sogar auf den Belchen, ein Berg aus dem Schwarzwald.

Das Gestein des Monuments stammt aus dem Kristallin der Vogesen, es handelt sich teils um normale Gneise und teils um partiell aufgeschmolzene Gneise. Quarz und Feldspart schmelzen als erstes bei ca. 600°C, wenn Wassersättigung herrscht. Biotite haben einen höheren Schmelzpunkt und verdriften deshalb im geschmolzenem Quarz und Feldspat. Dieses partielle Aufschmelzen wird als Anatexis bezeichnet.

Das Ergebnis sind Migmatite, teilweise aufgeschmolzene Gneise (Abb. 13 und 14). Es handelt sich um einen Orthogneis, genauer um einen leukrokraten Orthogneis, was an der Häufigkeit von Quarz und Feldspat zu erkennen ist. Der Ursprung der Gneise liegt in granitischen Intrusionen im hochmetamorphen Moldanubikum. Dieses Gestein liegt wie ein Deckel auf den anderen Gesteinen.

Aufschluss 4 - Grauwackenlinse in Granit oberhalb der Burgruine Kayserberg

Rechtswert: 2594006/ Hochwert: 5334406 Breitengrad: 48°8'26.53 Längengrad: 7°15'45.21

Abb. 15: Grauwacken-Linse in Granit

Oberhalb der Burgruine Kayserberg stehen isolierte Linsen- oder augenförmige Xenolith-Schollen im Gestein an. In dem hellen grobkörnigen Granit schwimmen die linsenförmigen Schollen (Abb. 15). Das Material in den Linsen ist sehr feinkörnig und glimmerreich, es enthält viel Biotit, der teilweise chlorisiert ist. Es handelt sich um ein grünlich schwarzes Gestein. Im Umfeld des Gesteins ist der zuvor entdeckte Granit wiederzufinden.

Die Erklärung zur Entstehung dieses Phänomens ist folgende: Durch die aufsteigende Granitschmelze sind Nebengesteinsschollen aus ihrem ursprünglichen Verband gelöst und teilweise aufgeschmolzen worden, deren Reste wir hier in Form von Linsen sehen. Durch die hohe Wärme der Schmelze ist es teilweise zu einer Kontaktmetamorphose gekommen.

Die Linsen enthalten Schwerminerale, die Informationen über das Ausgangsmaterial geben. Auf Grund dieser Schwermetalle ist das Gestein in den Schollen als die im Süden anstehende Grauwacke identifiziert worden. Grauwacke ist ein Gesteinsbruchstück betontes Sediment, das keine weiten Transportwege erlebt hat. Es besteht hauptsächlich aus Quarz, Feldspat und aus Gesteinsbruchstücken. Die Grauwacke ist hier leicht metamorph, was an der leichten Schieferung des Gesteins erkennbar ist. Biotite in der Grauwacke haben sich entweder durch Metamorphose vor der Intrusion der Granitschmelze gebildet oder sind durch die Wärme der Granitschmelze entstanden.

Aufschluss 5 – Kamm-Granit im aufgelassenen Steinbruch Kermode´ NW Lapoutroie

Rechtswert: 2585866/ Hochwert: 5336145 Breitengrad: 48°9'26.95 Längengrad: 7°9'12.80

Abb. 16: Überreste des ehemaligen Steinbruchs Kermode

In Aufschluss 5 untersuchten wir das Gestein eines ehemaligen Steinbruchs, der seit 12 Jahren außer Betrieb ist. Der Steinbruch befindet sich nordwestlich der Ortschaft Lapoutroie und südöstlich der Ortschaft Le Bonhomme (Abb. 16).

Das granitoide Gestein enthält wegen des vielen Biotits und Kalifeldspats viel Kalium. Es gibt wenig Quarz sowie einige Chlorite und Amphibole (genauer Hornblenden). Karlsbader Zwillinge lassen hier auf Alkalifeldspat schließen. Das viele Magnesium in diesem Gestein sitzt im Biotit, ebenfalls wie das Titan, das sich an Stelle von Eisen3+ und Al3+ im Biotit befindet. Die rötlichen Körner sind Plagioklase.

Im Streckeisendiagramm befinden wir uns unten in der Mitte. Wir haben hier also aufgrund des vielen Kalifeldspats einen Monzonit, genauer einen Quarz-Monzonit. Dieses granitoide Gestein ist typisch für die Vogesen und wird „Kamm-Granit“ genannt. Es handelt sich um ein mafisches Gestein aus einer sehr basischen Schmelze.

Man unterscheidet zwei granitoide Gesteinstypen:

- I - Granit: sehr mafisch, hoher Anteil an einer Mantelsignatur: liegt hier vor

- S - Granit: überwiegend durch Schmelzen von Sedimenten aus der Kruste

„Kamm-Granite“ kommen nicht im Schwarzwald vor. Bei den dortigen Graniten handelt es sich hauptsächlich um S - Typen.

Aufschluss 6 - Schmelzen intrudieren in Gesteine N Barancon und E Plainfaing

Rechtswert: 2577344/ Hochwert: 5337669 Breitengrad: 48°10'20.22 Längengrad: 7°2'21.50

Abb. 17: Gesteinsbruchstück mit zwei granitoiden Gesteinen
Abb. 18: Gesteinsblock aus Gneis mit intrudiertem Granit

Unser Aufschluss befindet sich nördlich von Barancon und östlich von Plainfaing an einem Feldweg. In einem kleinen Aufschluss von anstehenden Gestein stellen wir fest, dass es hier mindestens zwei unterschiedliche granitoide Gesteine gibt, einen sehr hellen Leukogranit und ein feinkörnigeres dunkles Gestein, vielleicht ein Gabbro oder Diorit (Abb. 17). Sehr viel Anorthit spricht für einen Gabbro und viel Albit für einen Diorit. Vermutlich handelt es sich hier um einen Diorit. Sowohl die grobkörnigen Bereiche (Leukogranit) als auch die feinkörnigen Bereiche sind durchzogen von hydrothermal ausgefälltem Quarz. Das feinkörnigere Material ist schneller abgekühlt als das grobkörnige. Das helle, grobkörnige Material ist vermutlich in das dunkle, feinkörnige Material intrudiert. In der Ecke eines Gesteinsbruchstücks erkennen wir höhere Verwitterung. Das starke Glitzern kommt hier durch das Verwittern des Biotits zustande, es entsteht eine goldene Farbe. Neben den Quarzgängen ist der Leukogranit am jüngsten.

Nach der Untersuchung des anstehenden Materials schauten wir uns noch einen Gesteinsblock etwas weiter unten an (Abb. 18):

In diesem Block sind metamorphe Bänder zu erkennen, die dunklen Bänder bestehen hauptsächlich aus Biotit und die hellen überwiegend aus Quarz und Feldspat. Bei dem Material handelt es sich um einen Gneis mit Falten. Am Rand des Blockes ist ein anderes regelloses Gestein zu sehen. Das granitoide Gestein ist in Form einer Schmelze in den Gneis intrudiert. In dem intrudierten Leukogranit, der schnell abgekühlt ist und zu den S- Typ-Graniten gehört, gibt es noch Schollen von Gneis.

Aufschluss 7 - Aufgelassener Marmor-Steinbruch NW Le Chipal und SE Mandray

Rechtswert: 2576966 / Hochwert: 5341283 Breitengrad: 48°12'17.37 Längengrad: 7°2'5.56

Abb. 19: Ein Handstück aus weißem Marmor

Nordwestlich von Le Chipal und südöstlich von Mandray befindet sich ein aufgelassener Seinbruch. Das Material schäumt stark beim Salzsäuretest, dies lässt auf Calcit schließen. Die Kristalle sind mehrere mm groß. Anhand dieser Informationen können wir das Gestein als einen Marmor identifizieren (Abb. 19). Etwa 20 cm mächtige granitische Gänge durchschlagen den weißen Marmor an einigen Stellen. Es gibt gelegentlich Marmorlinsen in den Vogesen. Der Ursprung des Marmors liegt in einer metamorph überprägten Kalkbank. Aus dem variskischen Ausgangsgestein hat sich ein schöner weißer Calzit-Marmor gebildet. Der Marmor stellt hier eine Linse im Gneis dar. In den Vogesen gibt es ungefähr zwei bis drei Marmor-Lokationen, im Schwarzwald gibt es dagegen keine einzige.

Aufschluss 8 - Blick vom Col des Bagenelles in das Tal der kleinen Leber

Rechtswert: 2582893 / Hochwert: 5340055 Breitengrad: 48°11'34.94 Längengrad: 7°6'51.71

Abb. 20: Blick vom Col des Bagenelles

Auf dem Col des Bagenelles bietet sich ein schöner Blick in das Tal der kleinen Leber (Abb. 20). Das Tal ist gleichmäßig eingeschnitten und führt mit einem NNO – SSW-Streichen in Richtung St.- Marie-aux-Mines. Das Tal gehört zum Störungssystem, es verläuft fast parallel zum Rheintalabbruch und ist eine postvariskische Störung mit einem sinestralen Versatz. St.- Marie-aux-Mines war das Zentrum des Bergbaus in den Vogesen. Bergbau wurde einmal auf dem alten Berg im rechten Teil des Tals und einmal auf dem jüngeren Berg im linken Teil des Tals betrieben. Der Bergbau ging bis 1930 um, dann schloss auch die letzte Mine.

Aufschluss 9 – Granat-Peridotit am Col des Bagenelles oberhalb der Unterkunft

Rechtswert: 2582976 / Hochwert: 5340046 Breitengrad: 48°11'34.61 Längengrad: 7°6'55.72

Abb. 21: Peridotit-Aufschluss an der Straßenböschung
Abb. 22: Peridotit mit dunkelgrünen Serpentin-Streifen

Am Col des Bagenelles oberhalb der Unterkunft geht es eine schmale Strasse hoch, die nach ca. einem halben Kilometer zu unserem nächsten Aufschluss führt.

Geologische Einheit: Auf der rechten Talseite befindet sich die Einheit von St.- Marie-aux-Mines. Auf der anderen Seite sind Granite zu finden. In der Einheit von St.- Marie-aux-Mines stehen metamorphe Gneise an.

Das Gestein, das in unserem Aufschluss ansteht, ist zäh, splittrig, hart und vor allem sehr dicht. Im Gegensatz zu diesen Gesteinen sind Gneise leichter verwitterbar. Das bedeutet, dass das hier anstehende Gestein kompetenter als der Gneis ist. Auf den Kluftflächen hat sich häufig durch Wasser und niedrigen Metamorphosegraden ein Umwandlungsprodukt von Olivin gebildet, und zwar Serpentin. Serpentin besteht aus OH-Gruppen und den Kationen Mg und Si. Weiterhin handelt es sich bei Serpentin um ein Schichtsilikat. Serpentin bildet sich in der Grünschieferfazies zwischen 300 und 500°C und 2-10 kbar Druck. Aus dem hier glatten Serpentin kann man schließen, dass es sich um einen blättrigen Serpentin handelt. Auch die dunklen Streifen im Gestein sind Serpentin (Abb. 22). Wasser ist entlang von Rissen zirkuliert, wodurch sich der Serpentin bilden konnte. Im Inneren des Gesteins lassen sich grünliche Minerale erkennen, bei denen es sich um Olivin (Mg2SiO4 Forsterit oder Fe2SiO4 Fayerlit) handelt. Fayerlit ist normalerweise in der Natur sehr selten, er kommt z. B. in Eisenerzvorkommen und in Brennöfen vor. Im Gestein hier befindet sich folglich hauptsächlich Forsterit. Serpentin kann 0% Fe aufnehmen, das Eisen, das aus Olivin oxidiert, kann folglich nicht in den Serpentin eingelagert werden. Bei retrograder Metamorphose kommt es zur Bildung von Magnetit. Olivin wandelt sich also einmal in Serpentin um und weiterhin in Magnetit. Das Gestein besitzt ein sehr feinkörniges Gefüge. Bei den kleinen rötlichen Punkten im Gefüge handelt es sich um Granate.

Olivin ist ein typisches Mineral des Mantels und kommt dort auch hauptsächlich vor. Ebenfalls typisch für Mantelminerale sind Pyroxene, genauer Orthopyroxene (wenig Ca im Mantel). Weil das Material so feinkörnig ist, sind die Pyroxene mit dem bloßen Auge nur schlecht zu erkennen.

Bei dem hier ansehenden Gestein handelt es sich um einen Peridotit (Abb. 21). Der Peridotit besitzt viel Granat. Granat nimmt Al genau wie Spinell und Plagioklas auf. Hier ist es ein Granat-Peridotit; weil das Gestein unter sehr hohem Druck gebildet wurde, konnte sich der Granat durchsetzen. Der Druck war z. B. höher als unter dem Kaiserstuhl. Hier mussten deutlich mehr als 80 km überwunden werden. Das Mantelgestein ist tektonisch gehoben worden. Die Gneise aus der Umgebung entstammen der Granulit-Fazies, sie entstanden bei ca. 14 kbar Druck, also in einer Tiefe von ca. 42 km. Bei Gebirgsbildungen können Mantelteile durch Überschiebung in die Kontinentalkruste (ca. 30-40 km dick) geschuppt werden. Noch während der variskischen Gebirgsbildung sind die Mantelteile noch zusätzlich durch Schrägaufschiebung weiter nach oben gelangt. Auf dem Weg nach oben gab es in dem Gestein sehr viele retrograde Reaktionen.

Aufschluss 10 - Felsaufschlüsse Chateau de Bilstein nördlich Urbeis

Rechtswert: 2590636 / Hochwert: 5355454 Breitengrad: 48°19'49.57 Längengrad: 7°13'18.42

Abb. 23: Der Gneis von Urbeis

Aufschluss 10 befindet sich nördlich von Urbeis. Im Gestein gibt es weiße Feldspäte, die in Form von Linsen (Augen) oder rechteckig senkrecht im Gestein liegen. Der Quarz ist in lang gezogenen dünnen Bändern ebenfalls senkrecht wiederzufinden. Auch Biotit ist in kleinen Bändern vorhanden, aber nicht in großen Anteilen. Bei dem Gestein handelt es sich um einen Augengneis. Der Feldspat ist hier kompetent, weil es sich um eine starke Tektonometamorphose handelt, bei der hauptsächlich großer Druck geherrscht hat. Auf Grund der große Feldspäte kann man bei dem Gneis auf einen Orthogneis schließen. Die rote Färbung an den Kluftflächen entsteht durch Hämatit, das durch Kluftwasser und der damit einhergehenden Biotitverwitterung entstanden ist. Die Schichten zeigen eine seigere Lagerung.

Nach der geologischen Lage befinden wir uns hier am nördlichen Ende von allen Gneisvorkommen der Vogesen. Hier steht der Gneis von Urbeis an (Abb. 23). Ab hier enden die hochmetamorphen Gesteine. Durch die in der Einleitung beschriebene Scherzone sind die Gneise aufgestellt worden.

Aufschluss 11 - Weiler Schiefer am Straßenanschnitt 1 km ENE Col d´Urbeis

Rechtswert: 2590568 / Hochwert: 5355517 Breitengrad: 48°19'51.65 Längengrad: 7°13'15.17

Auf dem Rückweg von Aufschluss 10 überquerten wir eine Störung. Das Gelände ist an dieser Stelle durch die Störung eingeschnitten. Nach Überqueren der Störung findet sich an einer Böschung ein  muskovitreicher Schiefer, bei dem es sich um den so genannten „Weiler Schiefer“ handelt, der hier auf der anderen Seite der Störung ansteht. Der Weilerschiefer beinhaltet fast keine Fossilien, löst man den Schiefer jedoch in Flusssäure, bleiben Chitin und Acritarchen übrig, also Mikrofossilien mit einer Größe von 0,01 – 1 mm. Diese speziellen Mikrofossilien kommen ab dem Präkambrium vor. Der Weiler Schiefer wurde deshalb auf Kambrium bis Ordovizium datiert. Das Ausgangsgestein bestand aus einer Wechsellagerung von sandigen, tonigen Lagen und Grauwackenlagen. Der Schiefer ist geringfügig metamorph, was sich anhand der Schieferung und der gebildeten Muskovite feststellen lässt. Weiterhin kommt Chlorit vor und eine beginnende Biotitbildung. Der Metamorphosegrad entspricht dem der unteren Grünschieferfazies.

Aufschluss 12 – Steiger Schiefer nordöstlich von Steige

Rechtswert: 2592659 / Hochwert: 5359093 Breitengrad: 48°21'46.30 Längengrad: 7°14'59.50

Abb. 24: Steiger Schiefer

Ein weiterer Schieferaufschluss befindet sich nordöstlich von Steige und nordwestlich von Maisonsgoutte. Wir haben zwei Messwerte genommen, die beide 180/65 ergaben. Auffällig ist, dass der Schiefer hier genau nach Süden einfällt. Bei dem sehr tonigen und dünnplattigen Schiefer handelt es sich um den so genannten „Steiger Schiefer“ (Abb. 24). Auch hier gibt es ein wenig Chlorit. Die gesteinsbildenden Minerale sind Quarz und Muskovit. Der Entstehungsort des Gesteins war ein flachmariner Bereich. Der Schiefer unterlag einer sehr geringen Metamorphose, er ist anchimetamorph. Der Steiger Schiefer befindet sich nördlich des Weiler Schiefers. Der Steiger Schiefer ist geringer metamorph als der Weiler Schiefer. Er weist jedoch eine Schieferung auf und es hat eine geringe Umkristallisierung stattgefunden, so dass Muskovit entstanden ist. Charakteristisch für den Steiger Schiefer ist die lila-rote Farbe. Die rote Farbe entsteht auch hier wieder durch das Mineral Hämatit.

Im Steiger Schiefer bleiben nach der Behandlung mit Flusssäure Chitinozoen zurück, die kleiner als 1 mm sind. Die Chitinozoen ermöglichen eine Datierung von Ordovizium bis Silur. Der Steiger Schiefer ist also jünger als der Weiler Schiefer.

Von Süden nach Norden kommend: Gneis - Weiler Schiefer – Steiger Schiefer. Alle Gesteine fallen nach Süden ein. Die älteren Weiler Schiefer liegen aufgrund einer Überschiebung auf den jüngeren Steiger Schiefern. Diese inverse Altersabfolge ist durch tektonische Ereignisse entstanden. Es kam durch die variskische Überschiebung zu einer Versetzung.

Aufschluss 13 - Kontaktmetamorphose südöstlich von Le Hohwald

Rechtswert: 2600346 / Hochwert: 5362831 Breitengrad: 48°23'43.6 Längengrad: 7°21'16.6

Abb. 25: Der Hornfels ist aus Steiger Schiefer bei Kontaktmetamorphose entstanden

Unser letzter Aufschluss befindet sich südöstlich von Le Hohwald. Im Aufschluss fallen Bohrlöcher auf, die zu Magnetfeldprüfungen verwendet wurden. Talaufwärts steht ein heller Granit an, der wenig Kalifeldspat, dafür aber mehr Plagioklas führt. Bei diesem Gestein handelt es sich um einen Granodiorit mit dem Ortsnamen Granodiorit von Hohwald (Abb. 25). Talabwärts steht der Steiger Schiefer an, der hier jedoch nicht mehr blättrig und rot ist. Weiterhin ist auffällig, dass der Schiefer keine Schieferung mehr besitzt. Diese Veränderungen sind Folge der hier intrudierten Granodioritschmelze. Die Granodioritschmelze war heiß und gab die Wärme an die Umgebung ab. Dabei wurde Wasser freigesetzt und es kam zu Kontaktmetamorphose-Reaktionen. Durch diese Reaktionen ist das Gestein sehr feinkörnig und splittrig geworden, es ist ein Hornfels (regelloses Gestein, Fels) entstanden (Abb. 25).

In Tonen gibt es hauptsächlich Si und Al, diese Elemente können Alumosilikate bilden. Wir erkennen hier Andalusit als erstes Alumosilikat. Im Gestein gibt es Biotit, Quarz, Feldspat, Magnetit und Andalusit. Steigerschiefer besitzt viel Fe3+, das hier der Bildung von Magnetit diente. Hämatit muss ein wenig reduziert sein. Rote Linien oder rote Bereiche kommen durch Wasser zustande, das in den Klüften zirkuliert, wo es wieder zu einer Oxidation führt. Die Folge ist, dass wieder Hämatit entsteht.

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