Exkursion Saar-Nahe-Becken - Exkursionsbericht Tag 2
Datum der Exkursion: 8.-10. Juli 2011
Leitung: Prof. Dr. Andreas Henk
- Abb. 1: Exkursionsteilnehmer im Steinbruch der Basalt AG
Protokollant: Timm Reisinger
Matrikelnummer: 2710185
Studiengang und Semester: Geowissenschaften 6. Semester
Universität: Albert- Ludwigs- Universität Freiburg
Einleitung
Im Rahmen der Vorlesung „Beckenanalyse“ untersuchten wir vom 08. – 10. Juli 2011 die Tektonik und Sedimentation des Saar-Nahe-Beckens. Das folgende Protokoll befasst sich mit dem zweiten Tag der Exkursion und mit dem letzten Aufschluss des dritten Tages (Aufschluss 6).
Das Saar-Nahe-Becken erstreckt sich vom Rhein im Osten (hier angrenzend an das Mainzer Becken) bis in die Region Champagne-Ardenne (Frankreich) im Westen. Im Nordwesten ist es relativ scharf durch die Hunsrück-Südrand-Störung von niedrig-metamorphen, devonischen Gesteinen (Sandsteine, Tonsteine, Siltsteine) des Hunsrück abgegrenzt. Der Hunsrück (Taunus) wirkt wie eine Barriere und stellt eine tektonische Grenze dar. Nach Süden erstreckt es sich weit unter die jüngere Bedeckung bis etwa an den Nordrand der Vogesen im Westen und den Nordschwarzwald im Osten.
- Abb. 2: Vereinfachte geologische Karte des Saar-Nahe-Beckens mit der Verbreitung der tektonostratigraphischen Megasequenzen, der synsedimentär tätigen Störungen und der oberflächennah intrudierten Subvulkanite. Transfer-Störungszonen erster Ordnung sind mit breiter Strichsignatur gekennzeichnet.
Das Saar-Nahe-Becken entstand an einer Hauptrandverwerfung von listrischer Geometrie, der Hunsrück-Südrand-Störung (Abb. 2). Die hier befindliche Schwächezone bildete sich durch eine Überschiebung, das Saxothuringikum hat sich über das Rhenoherzynikum geschoben, dann folgte eine Abschiebung (vor ca. 300 Ma), die ursächlich für das Saar-Nahe-Becken ist. In der Oberkreide hat dann wieder eine Überschiebung die vorhandenen Strukturen genutzt. Es ist zu Kompression durch Tektonik der Auffaltung der Alpen in der Oberkreide gekommen. Die Störung ist auch heute noch aktiv, was man daran erkennt, dass es noch Erdbeben (Magnitude 3-4) in diesem Gebiet gibt.
In Richtung auf den Hunsrück, dem damaligen Hoch- und Liefergebiet, nimmt die Mächtigkeit der Ablagerungen zu. Neben kontinentalen Sedimenten wurden auch Vulkanite des im Becken herrschenden Vulkanismus abgelagert.
- Abb. 3: Lithostratigraphische und tektonostratigraphische Gliederung der permokarbonen Beckenfüllung des Saar-Nahe-Beckens. Radiometrische Altersangaben (*) Gradstein & Ogg (1996); (1) Lippolt et al. (1984), Burger et al. (1997); (2) Königer et al. (2002); (3) Lippolt & Hess (1989), Lippolt et al. (1989) und Hess (frdl. mündl. Mitt.). Die Gliederung der Post-Rift-Sequenz basiert auf Strack & Stapf (1980).
Nach seinem strukturellen Baustil stellt das Saar-Nahe-Becken einen im NW durch die Hunsrück-Südrand-Störungszone begrenzten, im Unterkarbon entstandenen Halbgraben dar. Typisch für die Halbgrabenstruktur sind auch die Schuttfächerablagerungen der Hangend- und Liegendscholle des Saar-Nahe-Beckens. Beckeninterne Transferstörungen segmentierten das Becken.
Weitere bedeutende, ebenfalls synsedimentär ausgebildete Strukturen sind die parallel zur Beckenlängsachse verlaufenden, beckeninternen Sättel und Mulden. In direkter Nähe zur Hunsrück-Südrand-Störung befindet sich die Nahe-Mulde, es folgt im zentralen Teil des Beckens der Pfälzer Sattel und darauf die Pfälzer Mulde (Abb. 2).
Aufschluss 1: Eremitage zwischen Langenlonsheim und Guldental
- Abb. 4: Lage von Aufschluss 1
Die Felseneremitage (Abb. 4) liegt stratigrafisch in der Nahe-Gruppe, genauer gesagt, befinden wir uns in der Kreuznach-Formation (Abb. 3). Die sowohl historisch als auch geologisch interessanten Felswände sind noch weiter im Beckeninneren gelegen.
In diesem Aufschluss ist ein anderer Ablagerungstyp zu finden, der in der direkten Nähe zur Hunsrück-Südrand-Störung nicht vorkommt. In dem sandigen Material sind große Querschichtungsstrukturen zu erkennen.
Bei den ersten Untersuchungen des Aufschlusses war die große Frage, was der Faziesbereich für solch eine Ablagerung war.
Die Ablagerungen weisen Großstrukturen mit Größen zum Teil über 10 m auf. Es sind große Leeblatt-Gefüge (Abb. 6) auszumachen, der Rest ist aufgrund der Wanderung dieser Strukturen nicht mehr vorhanden.
- Abb. 5: Eremitage
- Abb. 6: Sehr große Leeblätter über den Köpfen der Personen
- Abb. 7: Ton-Silt-Lage im Sandstein
- Abb. 8: Tongalen
Die Ablagerungen könnten zum einen äolischer Natur sein. Dünen gibt es auch rezent im Tal des Todes/USA, das als rezentes Gegenstück zum Saar-Nahe-Becken gehandelt wird. Selbst feinklastische Bereiche (Abb. 7) zwischen den äolisch gebildeten Dünen sind möglich. Bei den vorkommenden Ton-Silt-Lagen könnte es sich um Inter-Dune-Deposits handeln. Diese sind dementsprechend kein perfektes Gegenargument für die äolische Entstehung der Strukturen.
Zum anderen gibt es hier Tongalen (Abb. 8), das sind Überflutungsprodukte, die hier faustgroß auftreten und aus kohesiv gebundenem Ton und Silt bestehen. Es sind Hinweise zur Aufarbeitung des Materials, zur Bildung kommt es in Flutplains, also im fluviatilen Ablagerungsmilieu. Die Ton-Bruchstücke können nicht äolisch entstehen, weil die Windkräfte nicht zu deren Bildung ausreichen.
- Abb. 9: Schrägschichtung mit Bänderung
Es ist möglich, dass in speziellen Flusssystemen sogenannte Megarippel entstehen. Starke Regenfälle /Niederschläge usw., daraus resultierendes schnell fließendes und tiefes Wasser, können zu Megarippeln führen. Der Colombia-River ist ein Beispiel, in dem diese Rippelform vorkommt.
Zur Kornform lässt sich sagen, dass die Körner schlecht gerundet sind; sie sind allenfalls kantengerundet. Im Fall einer äolischen Ablagerung wären die Körner gut zugerundet, was für eine fluviatile Entstehung spricht. Die Oberflächenstrukturen der Sandkörner sind hier nicht mattiert, es gab also keinen Sandstrahl-Effekt durch Wind. Die Oberflächen sind eher, aufgrund von frischen Brüchen, als „fettig“ zu bezeichnen.
Die Körner im Gestein sind schlecht sortiert. Es kommt die gesamte Bandbreite von Fein- bis Grobsand vor, was ebenfalls für eine fluviatile Ablagerung spricht. Durch Materialunterschiede entsteht eine Bänderung (Abb. 9). Vom Material dieses Aufschlusses wurden Kornsummenkurven erstellt, die typisch für fluviatile Verhältnisse waren.
Aufgrund der Argumentation und der Beweislage ist schließlich eindeutig auf eine fluviatile Ablagerung zu schließen.
Aufschluss 2: Odernheim-Duchroth, Straßenanschnitt
- Abb. 10: Lage von Aufschluss 2
Vom Aufschluss 1 sind wir stratigrafisch in Richtung Liegendes in immer älteres Gestein gefahren bis hin zu unserem jetzigen Aufschluss 2. Unsere Fahrtroute führte vom Beckenrand weiter in Richtung Zentrum des Beckens. Der Aufschluss 2 befindet sich im Bereich des Pfälzer Sattels in der Lebach-Gruppe (Abb. 3).
Auffällig ist, dass die Korngrößen, im Gegensatz zum Aufschluss 1, viel kleiner sind und das Gestein eine andere Farbe besitzt. Die grauen und braunen Farbtöne sind ein Indikator für andere Klimabedingungen als in der Nahe-Gruppe; hier herrschten somit andere Ablagerungsbedingungen. Die hier anstehenden Ablagerungen entstammen der Syn-Rift-Phase. Um ein besseres Verständnis der Tektonik und der Sedimentation während der Syn-Rift-Phase zu erhalten, untersuchten wir während einer kleinen Wanderung mehrere Straßenanschnitte zwischen Odernheim und Duchroth (Abb. 10).
Zur Zeit der in diesem Aufschluss zu beobachtenden Ablagerungen herrschte ein humides Klima, dies ist zum einen aufgrund der Pflanzenreste und zum anderen wegen des Vorhandenseins von stehendem Gewässer rückzuschließen. Aufgrund der herrschenden Mulden- und Sattel-Strukturen gibt es hier kein söhliges Einfallen.
Halt 1
- Abb. 11: Aufschluss bei Halt 1
Zunächst ist das Gestein sehr feinklastisch. Der Lokalnahme Papierschiefer (Abb. 11) beruht auf seiner Feinblättrigkeit. Die Schieferung des Gesteins verläuft parallel zur Schichtung.
Durch einen großen Anteil von organischem Material ist eine dunkle Färbung entstanden. Im Tonstein sind gut sichtbare Pflanzenreste häufig.
Aufgrund der tektonischen Bedingungen in der Synriftphase gab es einen See im Riftbecken, der diese Stillwasser-Ablagerung ermöglichte.
Halt 2
Bei unserem zweiten Halt fanden wir zusätzlich ein deutlich unterschiedliches Material. Auf dem Weg zu Halt 2 treten zunehmend dm-große Sand-Einschaltungen auf. Das kompakte Sandpaket ist hier jedoch mit 2 m besonders mächtig. Die Sandstein-Einschaltungen, die sich im lakustrinen Material befinden, weisen Internstrukturen auf und sind fein- bis mittelkörnig.
Neben enthaltenen Pflanzenresten fällt noch die braune Farbe auf, das Gestein ist eisenhaltig und wird durch Limonit verfärbt; nicht durch Hämatit, der eine rote Färbung verursachen würde.
Halt 3
Hier sind Belastungswülste (Load-Casts) an den Unterseiten der Sandsteinbänke zu sehen. Diese entstehen bei rascher Ablagerung und damit einhergehender Sandauflast, die Sandpakete drücken sich in den weicheren Untergrund. Weiterhin ist hier die Horizontalschichtung der Sandstein-Pakete besonders gut auszumachen.
Auf dem Weg zum Halt 4 existieren über relativ lange Strecken keine Aufschlüsse. Der hier anstehende Papierschiefer konnte und kann leicht erodiert werden.
Halt 4
- Abb. 12: Der Schiller-Stein
Bei Halt 4 steht ein besonderes Gesteinsmonument mit einem Portrait des Dichters Friedrich Schiller im Mittelpunkt (Abb. 12). Zu sehen ist ein Muster-Beispiel für Load-Casts. Wir schauen auf die Unterseite: Hier ist zum Teil zwischen den Wülsten noch feines Material (Papierschiefer) zu erkennen. Belastungswülste sind sehr gute Indikatoren für die Bestimmung von Ober- und Unterseiten einer Schicht. Beim genauerem Hinsehen ist auch hier wieder Horizontalschichtung im Sandstein auszumachen. Nach dem „Schiller-Stein“ gibt es wieder Einschaltungen von Sandstein-Paketen, wie zuvor wächst die Mächtigkeit und Menge der Einschaltungen im weiteren Verlauf der Strecke.
Halt 5
- Abb. 13: Fluviatile Ablagerung mit Hämatit-verfärbten Bereichen im internen Querschichtbau (rechts über dem Kopf)
Halt 5 ist unser letzter Punkt, er liegt beim Hindenburg-Blick. Hier finden wir etwas zuvor noch nicht Gesehenes, das sehr mächtige Packet weist komplett neue Komponenten auf.
Es handelt sich um rosa Alkalifeldspäte, die noch relativ „frisch“ sind. Davor trafen wir überwiegend Quarz an, so dass wir jetzt auf ein anderes Liefergebiet schließen müssen. Schaut man die Aufschlusswand hinauf, also ins Jüngere, fällt auf, dass die Anzahl der Feldspäte nach oben immer weiter zunimmt. Im oberen Bereich kann man sogar von einer Arkose sprechen.
Der Alkalifeldspat im Aufschluss bei Halt 5 entstammt vermutlich dem Granit des Nordschwarzwaldes und der Nordvogesen, weitere mögliche Liefergebiete sind nicht bekannt. Es muss ein Transport aus Süden bis hierhin stattgefunden haben. Als Transportmedium wird ein ausgedehntes Flusssystem angenommen.
Zusätzlich gibt es ein weites Korngrößen-Spektrum, die Farbe des Gesteins geht wegen der Zunahme von Hämatit ins Rötliche. Es gibt Hämatit verfärbte Bereiche im internen Querschichtbau (Abb. 13). Früher unterschied man anhand der Färbung rot oder nicht rot in Unteres und Oberes Rotliegendes.
Zusammenfassung der Beobachtungen
- Abb. 14: Profil der untersuchten Gesteine
Anhand unserer Beobachtungen können wir zwei Zyklen von braunen Sedimenten ausmachen:
Der Papierschiefer ist ein Stillwassersediment, das unter anoxischen Bedingungen entstanden ist.
Durch das Vorhandensein der Sandpakete erkennt man, dass teilweise neben der reinen Seesedimentation noch Sand sedimentiert worden ist. Die Pakete zeigen Mächtigkeiten vom dm-Bereich bis hin zu 1-2 m. Es handelt sich um Turbiditablagerungen. Durch die Turbidite sind schöne Auflastwölbungen entstanden.
In jüngerer Zeit ist der See verlandet, so dass es zu den zwei Zyklen kommen konnte. Es gab ein Zurückzweichen und ein Wachsen der Deltas, die in den See mündeten.
Im letzten Halt stehen Sandsteine aus fluviatilen Ablagerungen an. Diese sind in den Top-Bereich der Lebach-Gruppe einzuordnen. Eine hohe Absenkung, in der Phase starker tektonischer Aktivität, führte zu relativ geringer Sedimentation in den Seen.
Im Fall der Entstehung der fluviatilen Ablagerungen am Ende der Synriftphase war die Senkung geringer, Flüsse konnten über die Seekörper fließen.
Aufschluss 3: Langenthal/Gaulsbachtal, Straßen- und Weganschnitte
- Abb. 15: Lage von Aufschluss 3
Im Aufschluss 3 (Abb. 15) wollen wir uns die Hunsrück-Südrand-Störung näher anschauen. Diese Schwächezone war und ist häufig aktiv. Es handelt sich nicht um eine einzelne Störung, sondern um ein Störungsbündel. Aufschluss 3 ist die einzige Stelle, in der diese Störung aufgeschlossen ist.
- Abb. 16: Paläoboden
Hier stehen Metasedimente an, eine Wechsellagerung von siliklastischen Gesteinen aus dem Rhenoherzynikum. Die Sedimente haben devonisches Alter und unterlagen Drücken von 3 kbar, was einer Tiefe von ca. 10 km entspricht.
Weiter unten finden wir Phyllite der nördlichen Phyllitzone. Das Gestein ist feinklastisch und metamorph überprägt und ist in das Devon einzuordnen. Zunächst sehen wir also anstehendes Devon und bereits 10 m weiter steht Rotliegendes an.
- Abb. 17: Faltung und Deformation
Das rote Material ist auf eine ehemalige Bodenbildung zurückzuführen. Wir sind hier in einer jüngeren Einheit, in der aride bis semiaride Bedingungen herrschten. Durch Niederschläge kam es zur Bildung einer Kruste, diese Kruste stellt die violetten Teile des Paläobodens (Abb. 16) dar. Feines Material aus verwitterten devonischen Phylliten ist zusammengeschwemmt worden und durch Verdunstung ist es an der ehemaligen Landoberfläche zu Mineralausscheidungen gekommen.
Das Rotliegende weist ein flaches Einfallen von NW nach SE auf. Über dem Paläoboden befinden sich Schuttfächerablagerungen.
Es gibt Deformationsstrukturen an der SW-Flanke der Nahe-Mulde (Abb. 17). Diese sind auf den Verlauf der Teiläste der Störung durch das Tal zurückzuführen. Es ist zu einer Kompression gekommen, die die hier zu sehenden Deformationsstrukturen gebildet hat.
Die Tektonik der Auffaltung der Alpen in der Oberkreide ist auch für die Kompression in diesem Gebiet verantwortlich.
Aufschluss 4: Idar-Oberstein, Edelsteinmine Steinkaulenberg
- Abb. 18: Lage von Aufschluss 4
Die Gegend um Idar-Oberstein ist überregional für ihre Edelsteinvorkommen und ihren Edelsteinhandel bekannt.
Die von uns besuchte Edelsteinmine Steinkaulenberg (Abb. 18) ist die einzige für Besucher frei zugängliche Edelsteinmine in Europa. Im dem von Scheinwerfern ausgeleuchteten Besucherstollen wurden wir über eine ca. 400 m lange Strecke geführt. Hier sieht man Achate, Bergkristalle, Amethyste, Rauchquarze und Calzite.
Wir erhielten ausführliche Informationen über die Edelsteinvorkommen und die Edelsteinindustrie im Raum Idar-Oberstein.
Aufschluss 5: Niederreidenbacherhof, Straßenanschnitt
- Abb. 19: Lage von Aufschluss 5
Die Bundesstraße, an der unser Aufschluss 5 (Abb. 19) liegt, verläuft senkrecht zum Nahetal. Neben einem neuen Gesteinstyp finden wir hier auch einen neuen Störungstyp. Bei den Störungszonen handelt es sich um Blattverschiebungen (Abb. 20), in denen es bekanntlich lokale Hebungen und Senkungen gibt. Die Transferstörungen segmentieren das ganze Tal. Die Täler waren schon im Permo-Karbon vorhanden, die Struktur wird immer wieder genutzt.
- Abb. 20: Transformstörungen im Saar-Nahe Becken
Das hier anstehende Gestein ist ein Dazit mit Mantelgestein – Gefüge (Abb. 21). Dazit entstammt einer SiO2-reichen, zähflüssigen Lava.
Es entstehen Blocklavaflüsse mit der Folge, dass nicht homogene Blöcke mit Sediment in den Zwischenräumen verbunden sind.
Das Gestein besitzt große Blasenfüllungen. Die grüne Färbung in den Blasen (Abb. 21) ist auf das Mineral Chlorit zurückzuführen. Oft gibt es aber auch Calcit als Blasenfüllungen. Die Blasen besitzen hier eine elliptische Form, die dadurch die Fließrichtung der Lava anzeigen.
Im oberen Bereich des Aufschlusses ist eine große Rutschfläche zu sehen. Die Harnische weisen auf eine horizontale Bewegung hin, die Striemung verläuft horizontal.
Im rechten Bereich des Aufschlusses sind die Harnisch-Flächen mit horizontaler Striemung noch einmal schön zu sehen, hier kann man sogar anhand der Abrisskanten eine sinistrale Bewegungsrichtung ausmachen.
- Abb. 21: Dazit mit Blasenfüllung (hier vorwiegend grüner Chlorit)
Ganz links im Aufschluss (an der Seite zu einem Forstweg) gibt es eine „Minilokalität“ rhyolitischer Aschetuffe. Anhand der enthaltenen Sanidine im Gestein können Zeitbestimmungen vorgenommen werden. Diese wurden auch bereits durchgeführt.
Wir befinden uns in einem Tal senkrecht zur Hunsrück-Randverwerfung. Die Zunahme der Tuffe zur Störung hin zeigt, dass es sich um synsedimentäres Material handelt.
Heutige Täler waren schon früher Vertiefungen, dies ist aus den Tuffablagerungen von vor 290 Ma zu schließen. Auch in diesem Fall sind alte Strukturen wieder aktiviert worden.
Aufschluss 6: Albersweiler, Steinbruch der Basalt AG
- Abb. 22: Lage von Aufschluss 6
In diesem Aufschluss (Abb. 22 und 1) am Südost-Ende des Saar-Nahe-Beckens sind wir fast 100 km von der Randverwerfung entfernt. Hier stehen, typisch für das Saar-Nahe-Becken, Ablagerungen des Permo-Karbons an.
- Abb. 23: Steinbruchwand in Aufschluss 6
Wir sehen hier ein Gestein, in das ein weiteres Gestein eingedrungen ist (Abb. 23: rechts unten). Dieses Gestein ist wiederum von einem darüber liegenden Gesteinstyp überlagert.
Dieses Basement des Saxothuringikums im unteren Teil ist das Rahmengestein. Der Gneis (Quarz, Feldspat usw.) ist ein metamorphes Gestein, dessen Edukt magmatischen Ursprungs war, wir sprechen hier also von einem Orthogneis. Die Edukte des Orthogneises sind spekulativ, es wurden bis jetzt keine passenden Gesteine gefunden. Die maximalen Bedingungen der Umwandlung von Granit zu Orthogneis weisen Drücke von 3-4 kbar auf, was einer Versenkung von 10-12 km und einer Temperatur von 540°C entspricht. Durch geochronologische Methoden konnte der Zeitpunkt der Metamorphose auf 340 Ma datiert werden.
In Verbindung mit dem Orthogneis stehen intrudierte cm- bis dm-mächtige Aplitgänge, die den Bau des Gneises durchschlagen haben. Der Aplit stellt ehemalige Restschmelze (Alkalifeldspat + Quarz usw.) dar.
Der Gneis ist von weiteren Intrusionen aus schwarzem Material durchschlagen. Bei den Intrusionen handelt es sich um Lamprophyre, basisches Gestein der jüngsten magmatischen Entwicklung. Die Gesteine hier lagen vor 290 Ma an der Oberfläche. Der helle Lamprophyr hat sich vor 330 Ma gebildet. Es gibt 2 Generationen: 1. deformiert (6 km Tiefe), 2. undeformiert (3 km Tiefe).
Das darüber liegende Material ist ein dazitisches, gasreiches Gestein mit Mandeln (Abb. 23: rechts oben). Die hellen Einschlüsse im Dazit sind Asche-Tuffe. Es ist beim genaueren Hinschauen ein helles Tuffband unter den Daziten auszumachen.
Die jüngste Einheit befindet sich im linken Teil des Steinbruchs (Abb. 23: links). Die sedimentäre Abfolge besteht aus Schuttstromablagerungen und fluviatilen Sedimenten. Die Schuttfächerablagerungen stammen von der Hangendscholle.