Geologische Karte des Oberrheingrabens

Geologische Übersichtskarte des Oberrheingrabens

Abb. 1: Geologische Übersichtskarte des Oberrheingrabens
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Grundlagen einer Geologischen Karte

Die Geologische Karte zeigt im Wesentlichen das Alter der Gesteine im Untergrund nahe der Erdoberfläche. Das Alter der Gesteinsbildung wird dabei nicht in Millionen Jahre vor heute angegeben, sondern durch die Namen verschiedener Zeitabschnitte der Erdgeschichte, wie zum Beispiel Rotliegend-Zeit oder Jura-Zeit.

In den Mittelgebirgen verdeckt der sehr junge eiszeitliche Gesteinsschutt (um einen Meter dick) meist den direkten Einblick in den tieferen Untergrund. Da dieser Gesteinsschutt auch aus den Gesteinen des tieferen Untergrundes besteht, kann man den tieferen Untergrund an Hand sogenannter "Lesesteine" flächenhaft kartieren. Auch im Flachland gibt es meist ein vergleichbares eiszeitliches Decksediment an der Oberfläche. Um die Gesteine, die die Geologische Karte darstellt, im Verband zu sehen, braucht man deshalb in der Regel eine Baugrube, Weganschnitte, Bohrungen oder steile Talhänge in den Mittelgebirgen. Erst in diesen sogenannten "Aufschlüssen", kann man die Gesteine des tieferen Untergrundes direkt, also "anstehend" beobachten.

Im Laufe der Erdgeschichte bewegt sich die Erdkruste oft in vertikaler Richtung. Es kommt zum einen zu hunderte Kilometer breiten beckenartigen Absenkungen, die mit mehreren hundert Meter dicken Sedimentgesteinen aufgefüllt werden. Andere hunderte Kilometer breiten Gebiete werden mehrere hundert Meter angehoben. Dies bringt alte Gesteine aus dem tiefen Untergrund an die Erdoberfläche, da von oben her die Abtragung die angehobenen Gesteine stark erodiert. Vor allem diese wechselhafte Absenkung und Anhebung führt in den Geologischen Karten zu dem Nebeneinander verschieden alter Gesteine.

In der Geologischen Übersichtskarte des Oberrheingrabens wird jedem Gesteinsalter eine eigene Farbe zugeordnet. Diese Farbe wird mit verschiedenen Grautönen gemischt, um Täler und Berge als Schummerung darzustellen. Dies gibt der Karte eine dreidimensionale Struktur.

Durch starke Kräfte in der Erdkruste können riesige Gesteinsschollen zerbrechen und sich dann gegeneinander bewegen. Diese Bruchstellen werden "Störungen" genannt. Auch diese Störungen werden in einer Geologischen Karte dargestellt.

 

Der Oberrheingraben in der Geologischen Karte

Der Oberrheingraben ist in der Karte das eintönig helle Band zwischen Basel und Frankfurt. Fast der gesamte Oberrheingraben ist nämlich mit sehr jungen Sedimenten bedeckt: Sand und Kies aus dem Eiszeitalter (Pleistozän) und Sand und Lehm aus der Jetztzeit (Holozän). Einziger deutlicher Farbpunkt (grün) ist der erloschene Kaiserstuhl-Vulkan im Süden des Grabens. Bunter und im Kartenbild interessanter wird es an beiden Rändern des Grabens, die fast spiegel-symmetrisch aussehen. Unmittelbar am Grabenrand liegen die ältesten Gesteine (Kristallin-Gesteine von Schwarzwald, Vogesen und Odenwald) und je weiter man sich vom Graben entfernt, desto jünger werden die Gesteine: auf Buntsandstein (hellbraun) folgt Muschelkalk (hellviolett), dann Keuper (mittelbraun) und ganz außen Rahmen die Gesteine aus der Jura-Zeit (hellblau) den Oberrheingraben ein. Dies ist das Abbild eines Gewölbes, an dessen höchstem Punkt der Oberrheingraben eingebrochen ist.

 

Die Prozesse hinter dem Kartenbild

Die Prozesse, die zu diesem Kartenbild geführt haben, kann man am besten in Querschnitten durch den Untergrund darstellen.

Vor Bildung des Oberrheingrabens lagen die verschiedenen Gesteinsschichten ordentlich auf dem Sockel aus Granit- und Gneis-Gestein, den man als "Kristallin" bezeichnet (Situation A in Abb. 2).

Prozesse der Entwicklung des Oberrheingrabens

Abb. 2: Vier schematische Querschnitte durch den Bereich des Oberrheingrabens, die die wesentlichen Prozesse zeigen, die zur Verteilung der verschiedenen Gesteine an der Erdoberfläche geführt haben. Vergleichen Sie das schematische Blockbild D mit der realen Geologischen Karte in Abb. 1. Man erkennt das spiegelsymmetrische Streifenmuster der Gesteinsschichten, die mit Annäherung an den Graben immer älter werden.

 

In der Eozän-Zeit wurde die Erdkruste auseinander gezerrt. Es kam dadurch zur Bildung einer Spalte in der Erdkruste, die sich zu einem keilförmigen Graben erweiterte. Dieser Grabenkeil rutschte, der Schwerkraft folgend, nach unten, da durch das Auseinander-Zerren der Kruste Platz dafür frei wurde. Die Oberfläche des Grabenkeils wurde dadurch zum Boden einer deutlichen Senke an der Erdoberfläche. Diese Senke war eine Falle für Ablagerungen aus Sand, Kies und Ton, die durch Flüsse aus der Nachbarschaft herantransportiert wurden (Situation B in Abb. 2).

Später und auch zeitgleich mit der Grabeneinsenkung wurden die Ränder um den Graben angehoben (Situation C in Abb. 2). Die ursprünglich tief unten liegenden Gesteinschichten, z.B. Granit-Gestein des "Kristallinen Grundgebirges", kommen so an den Grabenrändern nach oben bis an die Erdoberfläche. Die Hebung ist am Grabenrand am stärksten und nimmt nach außen hin ab. Eine mögliche Erklärung für diese Höhenänderungen von Gräben ist das Erreichen einer Art von Schwimmgleichgewicht. Die Abbildung 3 zeigt ein Schwimmgleichgewicht für ein Stück Holz in Wasser, aus dem man einen grabenartigen Keil heraussägt. Der grabenartige Keil sinkt tiefer ein und die Grabenränder werden höher aus dem Wasser gehoben.

 

Schwimmgleichgewicht

Abb. 3: Schwimmgleichgewicht von einem Stück Holz, aus dem man einen grabenartigen Keil heraussägt (nach Taber 1927 zitiert in Pflug 1982).

 

Während all dieser Prozesse wirkt an der Erdoberfläche die Abtragung von Gesteinen durch Verwitterung und fließendes Wasser (Situation D in Abb. 2). Herausragende Bergländer werden im Laufe der Zeit eingeebnet.

Einen realistischen Schnitt durch den Untergrund im Bereich des Oberrheingrabens, im Vergleich zu dem hier gezeigten idealisierten Modell, finden Sie hier.

 

Erläuterungen zu den Einheiten der Geologischen Übersichtskarte des Oberrheingrabens

 

Kristallin

Kristallin ist die Kurzbezeichnung für das Kristalline Grundgebirge. Es besteht aus Gesteinen, bei denen man die Mineralkomponenten, die das Gestein aufbauen, oft mit bloßem Auge gut erkennen kann. Oft sind glatte Kristallflächen dieser Mineralkörner sichtbar, so dass frisch angeschlagene Gesteinsstücke glitzern. Typische Gesteine sind Granit und Gneis. Granit ist eine tief in der Erdkruste langsam erkaltete Gesteinsschmelze. Durch das langsame Erkalten können große Kristalle wachsen. Gneis ist ein metamorphes Gestein, ein Gestein, das durch Versenkung in die tiefe Erdkruste hohen Temperaturen (z.B. 600 °C) und hohem Druck (z.B. 5.000 bar = 18 km tiefe Gesteinssäule) ausgesetzt wurde. Das metamorphe Gestein schmilzt dabei nicht, aber sein Mineralbestand verändert sich im festen Zustand.

Später wurden Gneis und Granit durch tektonische Prozesse wieder an die Oberfläche verfrachtet. Manche Gneise sind schon mehrfach versenkt und wieder gehoben worden. Den letzten Aufenthalt in der tiefen Erdkruste haben die kristallinen Gesteine am Oberrheingraben zur Karbon-Zeit erlebt, im Rahmen der variskischen Gebirgsbildung. Recht kurz danach, zur Rotliegend-Zeit, waren diese Gneise und Granite schon wieder an der Erdoberfläche und konnten dort von Ton und Sand überdeckt werden.

Die kristallinen Gesteine findet man heute im Schwarzwald, den Vogesen, im Odenwald und im Spessart, also unmittelbar an den Rändern des Oberrheingrabens.

 

Gefaltetes Paläozoikum

Das gefaltete Paläozoikum im Bereich der Übersichtskarte bildet vorwiegend den felsigen Untergrund des Rheinischen Schiefergebirges. Die Gesteine bestehen im Wesentlichen aus verfestigtem Ton, Schluff und Sand, die ganz überwiegend in der Devon- und Unterkarbon-Zeit mehrere Kilometer dick auf einem absinkenden Meeresboden abgelagert wurden. Im Lahn-Dill-Gebiet floss damals Basalt-Lava auf Vulkaninseln und dem Meeresboden aus. Aus den Überresten von Korallen, Muscheln und Brachiopoden entstanden Kalkriffe. Die Abbildung 4 zeigt Fossilien aus dieser Zeit.

fossiler Brachiopoden-Schill aus der Unterdevon-Zeit

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Abb. 4: Fossiler Brachiopoden-Schill aus der Unterdevon-Zeit (Singhofen-Schichten, 400 Mio. Jahre alt). Brachiopoden leben am Meeresboden und haben, ähnlich wie Muscheln, zwei Klappen. Die kalkigen Klappen wurden nach Verfestigung des Gesteins aufgelöst. Jetzt sind nur noch die äußeren Abdrücke der Schalen und die innere Sediment-Ausfüllung (Steinkerne) vorhanden. Im abgebildeten Handstück sind mehrere Brachiopodenarten und Crinoiden-Stielglieder (kreisrund) zu erkennen. Die Kalkschalen toter Tiere wurde durch Wasserströmungen zusammengespült und angereichert, ganz genau so, wie man das heutzutage auch am Meeresstrand oft beobachten kann. Ein Gestein, das aus vielen solcher Schalen besteht, nennt man Schill. Im Paläozoikum waren Brachiopoden (Armfüßer) sehr weit verbreitet. Heute ist dieser Tierstamm selten. Fundort: östlicher Taunus, 1,5 km südwestlich Maibach, 400 m nördlich Hasen-Berg.

 

Am Ende der Unterkarbon-Zeit stießen in diesem Bereich tektonische Platten zusammen. Durch die Kollision wurden die zuvor abgelagerten Gesteine zusammengeschoben, verschuppt, geschiefert und in Falten gelegt. Dieses Ereignis nennt man variskische Gebirgsbildung. Falten bekommt man in diesen Gesteinen jedoch eher selten zu sehen. Fast immer sieht man in einem Gesteins-Aufschluss jedoch, dass die Schichten nicht mehr, wie urspünglich abgelagert, horizontal liegen, sondern schräg "einfallen". Die folgende Abbildung zeigt beispielhaft sehr steil einfallenden Taunusquarzit in der Mühlhohl in Friedberg-Ockstadt.

Aufschluss Mühlhohl in Friedberg-Ockstadt

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Abb. 5: Aufschluss von steil einfallendem Taunusquarzit, der von horizontal liegendem Sand, Sandstein und Kies der Rosbach-Rockenberger-Schichten überlagert wird. Der Taunusquarzit ist ein ehemaliger weißer Meeressand aus der Unterdevon-Zeit (ca. 407 Mio. Jahre alt), der zu einem sehr harten Quarzit-Fels verfestigt wurde. Durch die variskische Gebirgsbildung vor 320 Mio. Jahren wurden die ehemals horizontal liegenden Taunusquarzit-Schichten verschuppt und verfaltet und dabei stellenweise sehr steil gestellt. Anschließend wurde der Taunusquarzit lange Zeit abgetragen bis wahrscheinlich in der Oligozän-Zeit vor ca. 30 Mio. Jahren Sand und Quarzkies (Rosbach-Rockenberg-Schichten) auf dem Taunusquarzit abgelagert wurden. Neben der Schichtung (Einfallsrichtung/Einfallswinkel 130°/75°) erkennt man im Taunusquarzit noch andere Trennflächensysteme, die als Klüftung bezeichnet werden. ss = sedimentäre Schichtung, Ort: Taunus-Südrand, Mühlhohl in der Usinger Straße in Friedberg-Ockstadt.

 

Der Taunusquarzit in der Mühlhohl war nur während der Erneuerung einer Stützmauer wenige Tage lang im Sommer 2008 zugänglich. Dieser Aufschluss ist schon seit der Frühzeit der geologischen Forschung bekannt. Rudolf Ludwig, Salineninspektor aus dem benachbarten Bad Nauheim hat das steile Einfallen des Taunusquarzits schon 1853 beschrieben (Auszug aus der Arbeit von Ludwig, 260 KB).

Im Taunusquarzit werden nur selten Fossilien gefunden. Die folgende Abbildung zeigt einen solchen Fund.

Abdrücke von Brachiopodenschalen im Taunusquarzit

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Abb. 6: Abdrücke von verschiedenen Brachiopodenschalen im Taunusquarzit, ca. 407 Millionen Jahre alt. Lesestein ca. 500 m NW Herzberg bei Bad Homburg, mit cm-Maßstab.

 

Die Abbildung 7 zeigt ein Foto eines Aufschlusses mit gefaltetem paläozoischem Gestein.

Aufschluss mit Meeresboden aus der Unterdevon-Zeit

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Abb. 7: Aufschluss eines Meeresbodens aus der Unterdevon-Zeit (Singhofen-Schichten, 400 Mio. Jahre alt) im Querschnitt. Man erkennt zwei dickere Sandsteinbänke, die obere Bank ist deutlich verfaltet. Zwischen den Sandsteinbänken liegt geschieferter Ton- und Schluffstein, mit dünnen Sandsteinbänkchen. Die ursprünglichen Lagen aus losem Sand sind wahrscheinlich bei einem Sturm in einem Flachmeer enstanden. Das Meerwasser strömt beim Sturm schneller und kann Sandkörner bewegen und anreichern. Das feinkörnige Material bleibt in Schwebe und wird fortgetragen. In ruhigen Zeiten wird das feinkörnige Material abgelagert und später zu einem Tonstein gepresst. Schieferung, Faltung und schräges Einfallen sind Folgen der Einengung bei der variskischen Gebirgsbildung am Ende der Unterkarbon-Zeit (80 Mio. Jahre nach Ablagerung der Singhofen-Schichten, also 320 Mio. Jahre vor heute). Sandsteinbänke und Tonschiefer reagieren unterschiedlich auf die äußeren Kräfte beim Zusammenstoß der um 1000 km großen tektonischen Platten. In diesem Aufschluss ist die Sediment-Schichtung (ss) durch die Sandsteinbänke sehr deutlich zu erkennen. Besonders im Tonschiefer erkennt man ein zweites engständiges Trennflächensystem, die Schieferung (sf), die hier deutlich steiler einfällt als die Schichtung. Fundort: Michelbachtal, 1 km nördlich Usingen-Wernborn im östlichen Taunus.

 

Um die räumliche Lage von Flächen zu untersuchen, verwendet man einen Geologenkompass. Nach Anlegen der Deckelklappe an eine Schicht-, Schieferungs- oder Kluftfläche und die horizontale Ausrichtung des Kompasses können die Einfallsrichtung und der Einfallswinkel abgelesen werden.

Geologenkompass von oben

Abb. 7: Freiberger Geologenkompass (Baujahr ca. 1980) von oben. Am roten oder schwarzen Ende der Kompassnadel wird die Einfallsrichtung abgelesen (vgl. nächste Abbildung). Mit Hilfe der Libelle unten links wird der Kompass horizontal ausgerichtet. Mit dem Taster unten rechts wird die Kompassnadel zur Messung entriegelt.

 

Geologenkompass von der Seite

Abb. 8: Freiberger Geologenkompass von der Seite. An der Skala wird der Einfallswinkel der Fläche abgelesen. Die rote Farbe an der Skala zeigt die Messungen an, bei denen die Einfallsrichtung am roten Ende der Kompassnadel abgelesen werden muss, ansonsten verwendet man das schwarze Ende. Wegen eines Produktionsfehlers musste ein Teil der roten Farbe selbst aufgebracht werden.

 

Oberkarbon und Rotliegend

Zechstein

Trias, ungegliedert

Buntsandstein

Muschelkalk

Keuper

Jura

Kreide

Alttertiär

Jungtertiär

känozoischer Basalt

Pleistozän

Holozän

Störungen

geologische Grenze

 

 

Der Oberrheingraben
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