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Mainzer Becken, Taunus, Odenwald

Datum der Exkursion: 15.-18.04.2009

Leitung: PD Dr. Eckardt Stein und Dr. Marc Krecher

Geologische Exkursion Mainzer Becken, Taunus, Odenwald

Protokollant: Timm Reisinger

Matrikelnummer: 2710185

Studiengang und Semester: Geowissenschaften 2. Semester

Einleitung

Abb. 1: Rheingraben, Mainzer Becken, Odenwald, Taunus (Rhein. Schiefergebirge)

Unsere Exkursion trägt den Titel: „Mainzer Becken, Taunus, Odenwald“. Am ersten Tag besuchten wir das Mainzer Becken in Rheinhessen. Am Morgen des zweiten Tages fuhren wir von unserer Unterkunft in Darmstadt in den Taunus in der Rhein-Main-Region.

Das letzte Ziel der Exkursion war der Odenwald, ein Mittelgebirge in Hessen, Bayern und Baden-Württemberg, dem wir unsere letzten zwei Tage widmeten. Leider konnten wir aufgrund von schlechtem Wetter und starkem Straßenverkehr einige der geplanten Aufschlüsse nicht besuchen.

Trotzdem haben wir viel über die Entstehung der drei Landschaften und die damaligen Bedingungen und deren Auswirkungen auf die heutige Situation erfahren.

Das Mainzer Becken

Abb. 2: Lage des Mainzer Beckens

Das Mainzer Becken ist ein tertiäres, vor 38 bis 12 Ma entstandenes Meeresbecken, das zentral in Deutschland, im Gebiet des heutigen Rheinhessen, liegt (Abb. 2). Das Mainzer Becken war eine bis ca. 50 m tiefe Bucht, die das ehemalige Nordmeer mit der Paratethys verband. Hinweise für die Meeresverbindung liefern Funde fossiler Lebewesen, die als Mischformen von Lebewesen aus beiden Meeren gelten. Anhand eines Vergleichs von Fossilien mit rezenten Lebewesen konnte auf die damaligen Gegebenheiten geschlossen werden. Die Ergebnisse der so genannten Aktuogeologie zeigten, dass die Morphologie der Landschaft vor 35 Ma ähnlich wie heute war. Die Temperaturen lagen jedoch weitaus höher, im Oligozän lag die mittlere Jahrestemperatur bei 18°C (heute 10,5°C). Das Meer und die Uferzonen waren zu dieser Zeit mit der Karibik vergleichbar. Im Becken kam es zu einer stetigen Ablagerung von Sedimenten, was die Ursache für die vielen Funde tertiärer Fossilien ist. Das Becken wird vollständig von permischem Festgestein umgeben, das das Becken in einen südlichen und in einen nördlichen Teil gliedert, indem es - ähnlich wie ein Riegel - an die Erdoberfläche tritt (Alzey- Niersteiner Horst). Zur Ausbildung des Beckens kam es wahrscheinlich durch den Aufstieg eines Magmaplumes oder durch eine Schwächezone, die vor 50 Ma durch das Zusammenstoßen der zu dieser Zeit verbundenen Nordamerikanischen und Europäischen Platten mit der Südplatte entstand, im Karbon einbrach und den Rheingraben bildete.

Die Zusammensetzung des Wassers änderte sich im Lauf der Zeit von limnisch zu brakisch und schließlich zu Salzwasser. Dieser Zyklus lief in umgekehrter Richtung von Salzwasser zu limnisch ab, als durch die Hebung der Alpen die Verbindung zum Mittelmeer getrennt wurde und immer mehr Süßwasser in das Mainzer Becken floss.

Der Taunus

Abb. 3: Geografische Lage von Taunus (links) und ...
... Odenwald (rechts) in Deutschland

Der Taunus entstand im Devon und Karbon (Beginn des Devon vor 410 Ma, Ende des Karbon vor 300 Ma) und ist das südöstlichste Teilgebirge des Rheinischen Schiefergebirges (Abb. 3). Im Westen ist der Taunus durch das obere Mittelrheintal und im Norden durch das Tal der Lahn begrenzt. Im Osten grenzt nördlich das Giessener Becken mit Dießenbach und Kleebach und im südlichen Anschluss die Wetterau mit Wetter und Nidda an den Taunus. Im Süden bildet der Rheingau eine natürliche Grenze. Vor der variskischen Gebirgsbildung war der Taunus ein Meeresbecken. Die Schichtfolge wurde im Zuge der variskischen Orogenese geschiefert, verschuppt und im Südwest-Nordost-Streichen wurden Sättel und Mulden gefaltet. Das ursprüngliche Gestein entstammt dem Kaledonischen Gebirge, hauptsächlich aus dem Devon. Aufgrund der damaligen unterschiedlichen räumlichen Anordnung der Kontinente konnte sich das Gebirge durch Schottland, Schweden, Norwegen, Nordafrika und durch Teile Russlands ziehen. Als Folge gibt es im Taunus ehemalige klastische Sedimente aus Norwegen und Schottland. Die heutigen Mittelgebirgsberge sind über Jahrmillionen gerundet, ausgeprägte und scharfe Formen fehlen. Das Relief steht im engen Zusammenhang mit den das Gebirge aufbauenden Gesteinen.

Der Odenwald

Der Odenwald ist ein variskisches Mittelgebirge, das durch die Kollision der beiden Kontinente Ur- Europa und Ur- Afrika entstand (Abb. 3). Das Gebiet lag zu dieser Zeit in der Nähe des Südpols. Im Odenwald existiert eine Zweiteilung in den Bergsträsser Odenwald (westlicher Teil) und den Böllsteiner Odenwald (östlicher Teil). Der kristalline Odenwald ist ein großes zusammenhängendes Fenster aus kristallinem Gestein. Charakteristisch sind hohe Metamorphosegrade, bedingt durch einen hohen Anteil an Schmelzen. Es gibt keine Sedimente, sondern ausschließlich Magmatite und Metamorphite. Lateritische Verwitterungserscheinungen lassen auf subtropische Klimaverhältnisse schließen.

Exkursionsberichte Tag 1

Aufschluss 1: Museum der Stadt Alzey

In Alzey besuchten wir das Museum der Stadt mit der Thematik Geologie und Paläontologie des Mainzer Beckens. Dort gibt es eine Reihe von geologischen Profilen, die den Sedimentaufbau des Mainzer Beckens zeigen. Anhand von Mineralien, aber vor allem anhand von Fossilien kann die Entwicklung des Mainzer Beckens verfolgt werden. Hier erfährt man, dass die Küstenlinie des subtropischen Meeresbeckens vor ca. 30 Ma westlich von Alzey verlief. Haifisch-, Seeigel- und Korallen- Fossilien geben Aufschluss über die ehemaligen Verhältnisse. Besonders eindrucksvoll ist ein vollständig erhaltenes Skelett einer Seekuh, das Informationen über die Entwicklung der Seekühe liefert (Abb. 5).

Aufschluss 2: Naturdenkmal Trift bei Weinheim

Abb. 4: Das Naturdenkmal Trift bei Weinheim
Abb. 5: Abbildung einer Seekuh und Knochenfragmente

Das Naturdenkmal Trift bei Weinheim befindet sich in der Nähe des Ost- Eingangs von Weinheim (Abb. 4). Der Bereich ist eingezäunt. Das anstehende Sedimentgestein entstand in der Zeit des Oligozän vor etwa 30 Ma und besteht aus den Unteren Meeressanden. Die Körnung des Sandes ist mittel bis grob. Der Untere Meeressand wurde von der Strömung antransportiert und tritt in Küstenbereichen und allgemein an Beckenrändern auf. Es gibt harte Schichten, die durch starke karbonatische Bindung fest zementiert sind und sich meist durch den ganzen Aufschluss ziehen; sie sind wenig verwittert. Aus dem gleichen Material, Kalk (Kalkschalen) und Quarzsand, wie die harten Schichten bestehen auch die eher weicheren und bröckeligen Gesteinspartien. Die Bänke fallen leicht nach Norden ein. In den weicheren Bereichen sind viele Schalen zu erkennen. Die Schalen liegen meist inhomogen, unregelmäßig verteilt und als Bruchstücke vor. Wind, Würmer usw. sorgten für Bioturbation, also für eine Durchwühlung und Durchmischung der Böden und Sedimente. Die Bioturbation deutet auf ein sauerstoffreiches und lebensfreundliches Milieu hin. Der verfestigte karbonatreiche Sand bildet Kalkarenit, Kalkarenit beinhaltet Calcit und Karbonate. Bioklastisches Material bildet Oolithe aus (Kalkoolith), die im Wechsel mit Mergel, Ton und Sandstein geschichtet sind. Als Biokalkarenite sind sie fossilführend. Der Wechsel von harten und weichen Schichten ist mit dem Gehalt von gelöstem Kalk zu erklären. Kalk reichert sich bei geringer Wassertiefe an, Wärme lässt Wasser verdunsten und es kommt zur Anreicherung von Kalk. Möglicherweise wurde auch zu bestimmten Zeiten mehr Kalk eingetragen oder der Wasserspiegel kann Schwankungen unterlegen sein. Die Rippelmarken zeigen ebenfalls, dass es sich um einen Strandbereich gehandelt haben muss, der eine Wassertiefe von höchstens 60 m aufgewiesen hat. Die Strömung sorgte für viele Nährstoffe und so für eine ausgeprägte Tierwelt. Es gibt auffällige halbkreisförmige Bereiche, die durch Rochen auf Nahrungssuche  gebildet wurden: Ton und Feinmaterial werden aus den Vertiefungen ausgewaschen, grobes Material bleibt an Ort und Stelle, das Ergebnis sind so genannte Rochenkullen. Auf Augenhöhe gibt es einen Bereich, in dem Seekuhknochen angeschnitten sind. Es war zu dieser Zeit sehr warm, ähnlich warm wie im heutigen Mittelmeerraum. Hinweise darauf ist der hohe Kalkanteil und die Haifisch-, Rochen- und Seekuh- Fossilien. Die Höhlen am Fuß der steilen etwa 10 m hohen Wand sind im 2. Weltkrieg als Zufluchtsorte entstanden.

Aufschluss 3: Zeilstück, westlicher Ortsausgang von Weinheim

Abb. 6: Linker Teil des Aufschlusses Zeilstück
Abb. 7: Rechter Teil des Aufschlusses Zeilstück

Der dritte Aufschluss befindet sich am westlichen Ortsausgang von Weinheim. Die dort anstehenden Sedimente sind oligozänen Alters. Ganz rechts oben steht Mittel- bis Grobsand an, darunter befindet sich feines Material mit sehr vielen Fossilien, wobei es sich hauptsächlich um Austern handelt. Diese Schicht ist verhältnismäßig hart, da es sich um Kalk handelt. Im Liegenden steht das gleiche Material an, hier mit vielen fossilen Austern. Auffällig ist die große Mächtigkeit der unten rechts befindlichen Schicht. Im rechten Teil rechts oben ist noch eine weitere harte Schicht zu erkennen. Die Bänke weisen ein nordöstliches Einfallen auf. Links gibt es eine kleine Schicht Austern und rechts eine sehr mächtige. Die obere Schicht ist sehr feinkörnig und führt keine Fossilien. Gesteine des Perm bilden auch hier das Rahmengestein. Sie liegen unter den tertiären Sedimenten. Rechts unten an der Aufschlusswand ist dieses Material anzutreffen. Den oberen Bereich des Aufschlusses bildet ein etwa 2,5 m mächtiger quartärer Löss. Der Aufschluss setzt sich im rechten Teil (Abb. 7) aus unteren Meeressanden und im linken Teil (Abb. 6) aus oberen Meeressanden zusammen. Links zeigt der Sand fast keine Textur. Die Kreuzschichtungen entstanden durch Rippelmarken, die übereinander lagen.

Die Austern können als Indikator für Brackwasser dienen. Zuerst hat sich die rechte Seite der Sedimente gebildet, dieser Sedimentblock hat sich zum offenen Meer hin abgesenkt. In einer späteren Phase haben sich die Schichten wieder söhlig abgelagert, der linke Teil des Aufschlusses entstand.

Aufschluss 4: Ehemaliger Steinbruch bei Becherheim

Abb. 8: Die Nordwand des Steinbruchs bei Becherheim

Im ehemaligen Steinbruch an der Offenheimstraße, Richtung Becherheim, stehen hauptsächlich homogene rötliche Gesteine an, die nach Osten einfallen (Abb. 8). Die Schichten sind stark geklüftet, die Klüfte stehen etwa rechtwinklig zur Schichtung. Die äußere Rotfärbung ist eine Folge der Eisenverwitterung durch zirkulierendes Wasser, das durch die Klüftung in das Gestein eindringen kann, wobei Fe3+ ausfällt. Am frischen Bruch zeigt das Gestein eine hellgraue Färbung. Das anstehende Gestein ist eine Arkose, also eine Ausbildung des Sandsteins, die sich aus den hellen Gemengtheiten Feldspat (insbesondere Plagioklas) und Quarz zusammensetzt. Auch ist Kaolinit als Verwitterungsprodukt von Feldspat zu erkennen. Kaolinit ist ein Schichtsilikat, ein typischer Vertreter der Tonminerale und entwickelt meist blättrige, schuppige, erdige oder massige Aggregate. Auffällig ist eine graue Schicht, die im Aufschluss häufig auftritt. Diese graue Schicht besteht aus siltischem Material, das so dicht ist, dass das Wasser nicht in die Schicht eindringen kann und das Gestein nicht oxidieren kann. Dieses Material entspricht dem Rahmengestein von Aufschluss 3, es entstammt nicht dem marinen Milieu, sondern dem kristallinen Grundgebirge. Das Gestein ist fossilfrei und liegt geschichtet vor. Es wird sich wohl um einen Festlandbereich unmittelbar in Küstennähe handeln. Die Strömungsgeschwindigkeit in diesem Bereich war sehr gering, weshalb keine Kreuzschichtungen vorliegen. Stellenweise werden Erosionsstrukturen in Rinnenform und keilförmige Bänke beobachtet.

Exkursionsberichte Tag 2

Aufschluss 5: Lohrach – 3 km nördlich Assmannshausen

Abb. 9: Der Aufschluss Lohrach
Abb. 10: Sandsteinbänke durchlaufen die Schiefer

Der erste Aufschluss des zweiten Exkursionstages liegt in Lohrach im Taunus, 3 km nördlich von Assmannshausen (Abb. 9). Wir befinden uns hier, den Gesteinen nach zu urteilen, in der Taunuskamm-Einheit. Im Aufschluss stehen zwei unterschiedliche Gesteinstypen an: zum einen ein sehr feinkörniger metamorpher Quarzit, der so genannte Taunusquarzit, der gegenüber Umwelteinflüssen sehr beständig ist und dessen Ursprung aus weißen Küstensanden von Flachmeeren stammt. Zum anderen steht hier der durch Anchimetamorphose (Bereich zwischen Diagenese und Metamorphose) in einer Tiefe von 10 km entstandene Tonschiefer an, der keine Neubildung von Mineralien aufweist. Er ist bei einem Druck von 1,5 Kilobar und einer Temperatur von 300°C entstanden. Die Farbunterschiede weisen hier auf ein unterschiedliches Entstehungsmilieu hin. Die Entstehung hat im flachen Wasser statt gefunden, so dass bestimmte Stoffe im Gestein reduziert wurden. Das Gestein wird dabei leicht grünlich und fällt in dem sonst eher rot-braunen (oxidiertes Eisen) Tonschiefer auf. Es gibt Sandsteinschichten, die gerade durch die schräg einfallenden Schieferschichten laufen (Abb. 10) und Quarzgänge, die aus in Fluiden gelöstem Quarz hydrothermal auskristallisiert sind. Die Unterschiede zwischen der Richtung von Schichtung und Schieferung sind ein Zeichen von Tektonik.

Aufschluss 6: Taleinschnitt

Etwa 300 m weiter nördlich des letzten Aufschlusses hat sich durch eine Störung ein Tal gebildet. Hier lagern Gesteine unterschiedlichen Alters neben einander. Am linken Talrand zwischen Weinreben steht ein braun-graues Gestein aus dem Siegen an, rechts ein rötliches aus dem Gedinne. Bei dem rötlichen Gestein handelt es sich um die bunten Schiefer. Das Gestein wurde aufgebrochen und durch den hier fließenden Bach schnell abtransportiert.

Aufschluss 7: Wegböschung – 4 km nördlich Assmannshausen

Knapp 1 km weiter nördlich, auf der gleichen Höhe wie der voran gegangene Aufschluss, befindet sich an der Wegböschung ein Aufschluss, der eine Wechsellagerung von grobkörnigen und feinkörnigen Sedimenten aufweist. Bei dem Gestein handelt es sich um Taunusquarzite und nicht mehr um den bunten Schiefer. Die unterschiedlichen Gesteine sind an der unterschiedlichen Farbe zu erkennen. Der Taunusquarzit entstammt dem Devon und ist dementsprechend jünger als das Gestein in Aufschluss 5, die Lithologie ist jedoch die gleiche. Das Gestein entstand aus einem Sandstein, der durch den hohen Druck und die erhöhte Temperatur während der Gebirgsbildung zu Quarzit umgewandelt wurde. Die Quarzite sind stark gefaltet und deformiert. Es sind Schrägschichtung und teilweise Rippelstrukturen mit einer Höhe von ca. 2 cm zu erkennen. Wechselschichtung zwischen Tonen und Sanden deuten auf Gezeitenablagerungen in einem ehemaligen Wattbereich oder gezeitendominierten Flussdelta hin (Linsenschichtung).

Aufschluss 8: Aufschluss 5 km nördlich Assmannshausen

In diesem Aufschluss hat ein weiterer Materialwechsel stattgefunden. Es werden linsenförmige Körper, Faltungen und Quarzgänge beobachtet. Das rezent vorliegende Gestein ist ein Produkt aus einer langsam deformierten Sandbank. Der so genannte Mylonit („Mahlstein“) entstand an einer Störung, wobei es sich um zerriebenes Material handelt, das teilweise Faltscharniere und wurzellose Faltungen aufweist. Die duktile Entstehung ging kontinuierlich und langsam vonstatten, sie läuft im festen Zustand ab, wobei keines der beteiligten Minerale schmilzt. Ausreichend hohe Drücke und Temperaturen führen zur Neukristallisation, die dem Gestein ein kompaktes und dichtes Mineralgefüge beschert. Der durch Anchimetamorphose gebildete Mylonit ist gefaltet. Weiterhin ist hier ein s- c – Gefüge (s = schistosite/ Schieferung, c = cisaillement/ Scherfläche) zu erkennen, das typisch für duktile Verformung ist und feine Quarzadern, die mitverfaltet wurden. Hauchdünne Blättchen bilden das Gestein, die geringe Korngröße ist durch hohen Druck, der zur Kornzerkleinerung geführt hat, entstanden.

Aufschluss 9: Lorch, südlicher Ortsausgang

Hier steht eine neue Einheit an, die des Hintertaunus, die jünger als der Mylonit ist. Hier gibt es die Gesteinsfazies des Hunsrückschiefes. Der Hunsrückschiefer / Emsschiefer ist wiederum ein Tonschiefer. Quarzlinsen, die aus einer deformierten Quarzschicht stammen, zeigen, dass die Schichtung senkrecht zur Schieferung steht (Abb. 11).

Abb. 11: Quarzlinsen im Hunsrückschiefer
Abb. 12: Straßenböschung westlich Daisbach

Aufschluss 10: Straßenböschung westlich Daisbach

In der Straßenböschung westlich Daisbach, 3 km östlich von Kettenbach, fällt zuerst das Chaos im Gesteinsgefüge auf (Abb. 12). Es gibt nahezu keine durchgehenden Schichten, stellenweise treten Tonschiefer und Quarzbänke auf. Dieses Durcheinander wird durch eine große Störung hervorgerufen. Bei dem Gestein handelt es sich um Mylonit, auch Kataklasit als bruchhafte Gesteinsverformung genannt. Diese Störung bildet die nördliche Grenze des Taunus. Die Transportrichtung geht von Norden nach Nordwesten, hier wurden Gesteine des Taunus auf die Lahnmulde überschoben.

Exkursionsberichte Tag 3

Aufschluss 11: Klippen unterhalb Burg Frankenstein, östlich Nieder-Beerbach

Abb. 13: Die Klippen unterhalb der Burg Frankenstein

Das erste Gebiet, das wir im Odenwald besuchten, war der Frankenstein östlich von Nieder- Beerbach, der auf einer Grabenschulter des Rheingrabens liegt (Abb. 13). Vor etwa 180 Millionen Jahren hob sich der Bereich des heutigen Odenwaldes, wobei die Sedimente teilweise bis auf das Grundgebirge abgetragen wurden, so dass heute der Frankensteinpluton an der Oberfläche liegt. Das Gestein weist keine Bankbildung auf, ist regellos und sehr hart. Die klein- bis mittelgroßen und unterschiedlichen Mineralkörner sind deutlich zu erkennen, was auf eine langsame Abkühlung des Tiefengesteins hindeutet. Die Färbung des Gesteins ist dunkelgrau. Die hellen Bestandteile bestehen aus Plagioklasen, die glänzenden Minerale sind Biotit, Amphibol, Klino- und Ortho-Pyroxen (Spaltbarkeit 90°). Der grüne Bestandteil ist Olivin. Der Kalifeldspat ist mit Quarz versetzt, die Kristalle besitzen einen Fettglanz. Der Anorthitgehalt des Plagioklases liegt bei mehr als 50%. Durch die Reaktion mit Wasser verwittert Pyroxen zu Amphibol, der ebenfalls im Gabbro auftritt. Aus diesen Erkenntnissen kann man schließen, dass es sich um einen Olivin-Gabbro handelt und dass sich dieser Teil in der Mitte einer Magmakammer befunden haben muss.

Aufschluss 12: Aufschluss südlich Burg Frankenstein

500 m südlich der Burg Frankenstein liegt ein Aufschluss auf einer Geländerippe, die sich im Gelände weiter verfolgen lässt. Die Morphologie zu beiden Seiten der Rippe ist recht steil, was für eine hohe Verwitterungsresistenz des Materials spricht. Das Gestein besteht aus lockeren Blöcken, an frischen Brüchen erkennt man nur wenige helle Gehmengteile, eine grauschwarze Grundmasse und viele kleine Kristalle. Das Gestein besteht zu 70% aus Serpentin - der Serpentin ist aus verwittertem Olivin entstanden – zu 20% aus Chlorit und zu 10% aus Olivin und Pyroxen. Die weißen Flecken sind Talk, der sich aus Olivin und Pyroxenen gebildet hat. Bei dem Gestein handelt es sich um Peridotit oder Wehrlit. Serpentinit verwittert zu Wehrlit. Dieses Gestein ist als typisches Frühkristallisat im Bodensatz eines Plutons anzutreffen (Bodenkumulat). Durch die Bildung der Grabenschulter wurde der Frankenbergpluton angehoben und gekippt, so dass die Gesteine aus dem unteren Bereich der Magmakammer heute an der Oberfläche liegen.

Aufschluss 13: Magnetsteine südlich Burg Frankenstein

Abb. 14: Die Magnetsteine bei der Burg Frankenstein

200 m südlich von Aufschluss 12 gibt es die so genannten Magnetsteine (Abb. 14). Das Grundgestein ist ein Gabbro, der aus hellen und dunklen Gemengteilen in einer feinkörnigen Matrix besteht. Das Gestein enthält das Mineral Magnetit. Die Kompassnadel kann an diesen Gesteinen bis zu 30° abweichen, sie wird irritiert und zum Magnetstein hin abgelenkt. Wenn ein Gestein über seine spezifische Currietemperatur erhitzt wird, so verschwindet die gespeicherte Magnetisierung. Bei der Abkühlung unter die Currietemperatur wird dann die aktuell herrschende Magnetfeldrichtung gespeichert, so zu sagen „eingefroren“. Die Gesteinsschmelze hatte eine Temperatur von 1200°C, bei 550°C war die Schmelze erhärtet. Die Currietemperatur von Gabbro liegt bei 570°C. Durch Blitzeinschläge hat sich in den Steinen ein Stromfluss gebildet, das Gestein wurde über 570°C erhitzt und das aktuelle Magnetfeld gespeichert. Man findet in den Magnetsteinen die unterschiedlichsten Feldrichtungen. Das Alter der Magnetsteine wird auf 360 Ma geschätzt.

Aufschluss 14: Abraumhalde südlich Burg Frankenstein

Aufschluss 14 liegt 1 km südlich der Burg Frankenstein. Es handelt sich um eine Abraumhalde eines ehemaligen Steinbruchs. Hier steht ein massiver, harter dunkler Gabbro an. Das Gestein weist den gleichen Olivinanteil auf wie die vorher besprochenen Gabbros, ebenfalls den gleichen Anteil an Plagioklas und Ortho- und Para-Pyroxenen. Das Gestein ist äußerst basisch, der Anorthitgehalt des Plagioklases liegt bei 90%. Das Gestein ist ein sehr seltener Eukrit, genauer ein Olivin-Eukrit.

Aufschluss 15: Waldlichtung 1,5 km südlich Burg Frankenstein

1,5 km südlich der Burg steht auf einer Waldlichtung ein graues Gestein an. Es handelt sich um einen so genannten Bechbachit. Die Grundmasse des Gesteins setzt sich hauptsächlich aus Amphibol zusammen, die Korngrößen sind kleiner 0,05mm, weshalb das Gestein scharfe Kanten aufweist. Meist sind die Amphiboleinschlüsse fingernagelgroß und größer. Die dunklen Anteile sind Pyroxene.

Das Ausgangsgestein war Basalt, der durch eine Gebirgsbildung metamorph überprägt und zu Amphibolit umgewandelt wurde. Nach dem Aufschmelzen von höher liegenden Schichten durch den Pluton (Assimilation) fielen Blöcke dieses Amphibolits in den von der Kruste-Mantel-Grenze aufsteigenden Pluton. Dort schwammen sie auf der flüssigen 1.200°C heißen Schmelze, wobei sie durch Kontaktmetamorphose bei 990°C und 1,5 Kilobar Druck zu Pyroxen-Hornfels umgewandelt worden sind. Die hohen Temperaturen entzogen dem Amphibolit jegliches Wasser, was die Umwandlung zu Pyroxen-Hornfels bewirkte. Das Gestein ist sehr schnell gewachsen und hat poikiloblastische Struktur (relativ große Körner mit zahlreichen Einschlüssen anderer Mineralien). Wenn dieses wieder an die Edoberfläche gelangt, bilden sich beim Kontakt mit Wasser große Hornblenden aus. Gesteine weisen unterschiedliche Verwitterungseigenschaften und damit unterschiedliche Verwitterungsprodukte auf, in diesem Fall führten diese Eigenschaften zu einer mageren Vegetation mit nur wenigen und vereinzelten größeren Bäumen. Das Material ist vor 360 Ma auskristallisiert und in weniger als 1 Ma aufgestiegen. Der Magmaplume ist schließlich 5 km unter der Oberfläche stecken geblieben.

Aufschluss 16: Felsberg

Aufschluss 16 liegt am Rand des Rheingrabens am Felsberg. Der hier an die Erdoberfläche aufgeschlossene Pluton ist zur Zeit der Entstehung der Alpen aufgestiegen. Im Unterschied zu gewöhnlichen Intrusionsgesteinen ist hier eine Orientierung der dunklen Minerale zu erkennen. Bei 650°C schmilzen Kalifeldspat und Quarz. Durch die Schmelze wurden die auskristallisierten Bestandteile eingeregelt. Die dunkle Minerale im Gestein sind Amphibole und Biotite, die hellen Minerale sind zu 20% Quarz, zu 70% Plagioklas und zu 10% Kalifeldspat. Das hier anstehende Gestein ist ein Quarzdiorit / Quarztonalit. Die Schmelztemperatur des Felsbergpluton lag bei 750°C.

Aufschluss 17: Das Felsenmeer

Abb. 15: Das Felsenmeer oder Blockstrom

Das Felsenmeer oder auch Blockstrom genannt ist 2 km lang und ca. 30 m breit (Abb. 15). Das Gestein, Quarzdiorit, ist magmatischen Ursprungs, geklüftet und isotrop. Unter normalen Bedingungen minimiert die Natur die Oberfläche von Gesteinen derart, dass im optimalen Fall eine Kugel entsteht. Die fast runden Blöcke im Felsenmeer sind das Produkt der so genannten Wollsackverwitterung. Die Entstehung des Felsenmeeres begann im Tertiär. Das homogene Intrusivgestein wurde stark zerklüftet, wobei die Klüfte bis in eine Tiefe von 200 m reichen. Das begünstigte die lateritische Verwitterung, die für das damalige subtropische Klima typisch ist. Die Verwitterung greift zuerst an Ecken und Kanten des Gesteins an und mit der Zeit entsteht die charakteristische Form einer Wollsackverwitterung. Die Freilegung der Gesteine geschah durch eine Talbildung und durch Hangrutschungen. Der Transport der rausgewitterten Gesteine fand im Sommer der Eiszeit im Pleistozän vor ca. 12.000 Jahren statt, als der damalige Permafrostboden auftaute und ein schlammiger Boden entstand. Durch das starke Relief konnten die Steine so stromartig den Hang hinab transportiert werden (Bodenfließen oder Solifluktion).

Exkursionsberichte Tag 4

Aufschluss 18: Steinbruch am Weichberg nördlich Böllstein

Abb. 16: Blick auf die Steinbruchwand

Am vierten und letzten Exkursionstag besuchten wir einen Steinbruch am Weichberg, 800 m nördlich vom Ort Böllstein im Böllsteiner Odenwald. In diesem Steinbruch stehen fünf unterschiedliche Gesteine an. Das im oberen Teil der Steinbruchwand anstehende graue Gestein besitzt eine klare Bänderung, ein 3- Flächensystem aus Biotit, Quarz und Plagioklas. Es ist ein metamorph überprägter Grano- Diorit als Ergebnis einer Regionalmetamorphose (wie z. B. einer Gebirgsbildung). Das darunter anstehende rote Gestein ist ein metamorph überprägter Granit, der aus Quarz, Kalifeldspat und wenig Plagioklas besteht. Ein weiteres Gestein setzt sich aus Quarz, Glimmer und Feldspat zusammen, ist sehr grobkörnig und im Nachhinein in Gängen auskristallisiert. Es handelt sich um einen jungen Pegmatit als typisches Ganggestein, das als Restschmelze in Klüften auskristallisiert, wobei sich oft sehr große Kristalle bilden.

Im oberen Bereich des Steinbruchs gibt es ein festeres und ein lockereres Gestein. Das festere Gestein ist hart und hat dunkle Bänder. Es handelt sich um einen Granat-Amphibolit, der aus Amphibolen und Grant besteht. Das lockere Material ist ein Paragestein, es ist sehr bröckelig und besteht aus Biotit, Quarz, Plagioklas, Epidot, Chlorit und Granat. Dieses Gestein wird Biotit-Granat-Plagioklas-Gneis genannt. In diesem Steinbruch erkennt man die Dachpartie eines vor ca. 415 Ma intrudierten Plutons. Zum Intrusionskontakt mit dem umliegenden Gestein kam es in einer Tiefe von 15- 18 km Tiefe (Kontaktmetamorphose).

Vor 380 Ma kam es zur Gebirgsbildung, bei der eine schwache Metamorphose stattgefunden hat. In den hangenden Schichten fand eine Polymetamorphose statt, die die Deckschichten überprägte und unten in den Gesteinen an der Sohle des Steinbruchs eine Monometamorphose.

Aufschluss 19: Sedimentationsrinne am Wannberg

Abb. 17: Sedimentationsrinne
Abb. 18: Skizze der Rinne
Abb. 19: Weißer und roter Sandstein

Der Aufschluss Wannberg liegt ca. 1 km südöstlich von Böllstein. Im unteren Bereich des Aufschlusses steht ein paläozoischer Orthogneis an, der durch starke Deformationen mylonitisiert ist. Diskordant zum metamorphen Paläozoikum liegt über dem Orthogneis eine Sedimentationsrinne, die den Gneis erodiert hat (Abb. 17 und 18). Die fluviatilen Sedimente der Rinne entstammen dem Perm und sind etwa 280 bis 300 Ma alt. Oben rechts im Aufschluss stehen Konglomerate und Brekzien an, die bei Hochwasser angeschwemmt worden sind, von links nach rechts werden die Blöcke kleiner. Unter den Konglomeraten und Brekzien steht weißer Sandstein (Arkose) in eben-paralleler Schichtung an. Weißer und roter Sandstein wechseln sich ab, die von Wasser durchflossenen Schichten sind rot (Abb. 19). Da keine Kreuzschichtung beobachtet wird und überwiegend grobkörniges Material sedimentiert wurde, kann geschlossen werden, dass der Fluss eine hohe Strömungsgeschwindigkeit hatte.

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