Umweltrelevante Grundlagen der Geologie - Technische Universität ...

Grundlagen der Geologie für
Studenten der Physischen Geographie
Skriptum zu den Vorlesungen Geologie I und II und zu den Praktika zur Geologie 2006 / 07
am Lehrstuhl für Physische Geographie der Universität Augsburg
von Prof. Dr. Herbert Scholz
Zusammengestellt aus verschiedenen Skripten für Vorlesungen an der TU München
von H. Scholz, M. Rieder und H. Tauchmann
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INHALTSVERZEICHNIS
1. GESCHICHTE DER GEOLOGIE ALS WISSENSCHAFT
2. KREISLAUF DER GESTEINE
3. DIE GESTEINSBILDENDEN MINERALE
3.1 Definition der Begriffe Mineral, Kristall und Gestein
3.2 Entstehungsmöglichkeiten von Mineralien
3.3 Bestimmungswichtige äußere Kennzeichen von Mineralien
3.4 Gesteinsbildende und in Gesteinen häufig vorkommende Minerale
3.5 Wichtige Nachschlagewerke und Bestimmungsbücher zur Mineralogie
4. PETROLOGISCHE GRUNDLAGEN
4.1 Erstarrungsgesteine (magmatische Gesteine oder Magmatite)
4.2 Sedimentgesteine (Sedimente, Sedimentite oder Absatzgesteine)
4.3 Umwandlungsgesteine (Metamorphite): Tonschiefer, Schieferton, Knotenschiefer, Phyllit etc.
4.4 Wichtige Nachschlagewerke und Bestimmungsbücher für Gesteine
5. EINIGE WEITERE GRUNDLAGEN DER ALLGEMEINEN GEOLOGIE
5.1 Verwitterung und Bodenbildung
5.2 Abtragung und Massenbewegungen
5.3 Tektonik
5.4 Gebirgsbildung und Plattentektonik
5.5 Geologische Zeitmessung
5.6 Literaturauswahl zu weiteren Grundlagen der Allgemeinen Geologie
6. QUARTÄRGEOLOGISCHE GRUNDLAGEN
6.1 Frühe Geschichte der Eiszeitforschung
6.2 Die eiszeitlichen Gletscher in Europa
6.3 Meeresspiegelabsenkung und Glazial-Isostasie
6.4 Physische Quartärgeologie
6.6 Literaturauswahl zu den quartäegeologischen Grundlagen

7. HYDROGEOLOGISCHE GRUNDLAGEN
7.1 Rund ums Grundwasser
7.2 Grundwasser bewegt sich
7.3 Karst
7.4 Beschaffenheit des Grundwassers
7.5 Gefährdung des Grundwassers
7.6 Aufsuchung und Schutz von Grundwasservorkommen
7.7 Literaturauswahl zu den hydrogeologischen Grundlagen
8. PALÄONTOLOGICHE GRUNDLAGEN
8.1 Vom lebenden Organismus zum Fossil
8.2 Gewöhnliche Fossilien: Hartteilerhaltung
8.3 Seltene Fossilien: Weichteilerhaltung
8.4 Auswahl besonders wichtiger Fossilgruppen
8.5 Literaturauswahl zu den paläontologischen Grundlagen
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9. ERDGESCHICHTLICHE GRUNDLAGEN
9.1 Ablauf der Erdgeschichte in groben Zügen
9.1 Literaturauswahl zu den erdgeschichtlichen Grundlagen
10. GRUNDLINIEN EINER REGIONALEN GEOLOGIE VON DEUTSCHLAND
10.1 Der paläozoische Sockel Deutschlands
10.2 Das Rotliegende und der Zechstein
10.3 Die Gesteine des Schwäbisch-Bayerischen Stufenlandes
10.4 Die Kreide- und Tertiärbecken in Deutschland
10.5 Tertiäre Vulkangebiete in Deutschland
10.6 Tertiäre Meteoritenkrater in Süddeutschland
10.7 Die Bayerischen Alpen und das Alpenvorland
10.8 Das Quartär in Deutschland
10.9 Grundwasserlandschaften im Süden Bayerns
10.10 Literaturauswahl zur Regionalen Geologie von Süddeutschland
10.11 Literaturauswahl zur Quartärgeologie von Süddeutschland
11. VOM NUTZEN GEOLOGISCHER KARTEN
Tabellen: Für Bautechnik, Trinkwasser etc. relevante Mineraleigenschaften: Tabelle 1
Diagenese der Hartteile von Organismen: Tabelle 2
Die wichtigsten Baustoff der Hartteile von Organisme: Tabelle 3
System paläont. wichtiger Organismengruppen (ohne Wirbeltiere): Tabelle 4
Gliederung der Erdgeschichte in Deutschland: Tabelle 5
Gliederung des Quartärs in Deutschland: Tabelle 6

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1. GESCHICHTE DER GEOLOGIE ALS WISSENSCHAFT
Die Geologie ist, zusammen mit der Mineralogie und Petrographie, eine sehr junge Wissenschaft, die sich erst im
Laufe des 18. und 19. Jahrhunderts als eigene Disziplin herauszubilden begann. Obwohl sich schon antike Philosophen
über Gesteine und die Entstehung der Erde Gedanken gemacht haben, steuerten erst neuzeitliche Denker
und Praktiker entscheidende Erkenntnisse und Ideen für ein modernes geologisches Weltbild bei. Neben
Bergleuten waren es zunächst Philosphen, Mediziner, Mathematiker und Physiker, teilweise auch Ingenieure und
Biologen, vielfach Privatgelehrte, die fortschrittliche Gedanken über die Entstehung von Gesteinen, Fossilien und
die Geschichte der Erde hatten und diese auch aufschrieben. Einige dieser Ideen beeinflussten das Denken ihrer
Zeit entscheidend, andere wurden erst viel später als bahnbrechend erkannt. Erst zu Beginn des 19. Jahrhunderts
bildete sich das heraus, was man heute als Geologie und als Geologen bezeichnet. Diese wurden ursprünglich
freilich "Geognosten" genannt. Einige wenige Namen aus der Frühzeit der Geologie sollen hier kurz
aufgeführt und ihre wesentlichen Leistungen stichwortartig gewürdigt werden.
Georg Bauer, nannte sich "Agricola" (1494-1535) – Arzt und Bergmann aus Sachsen, schrieb ein umfassendes
Buch über den Bergbau und das Hüttenwesen: "De re metallica".
Baron G.W. von Leibnitz (1646-1716) – Philosoph, Physiker, Mathematiker aus Deutschland. Er nahm u.a. an,
dass die Erde ursprünglich geschmolzen war, erst später erstarrte und im Inneren immer noch heiß ist.
Nils Pedersen, nannte sich "Nikolaus Steno" (1638-1687) – Er stammte aus Dänemark, lebte aber lange in den
Niederlanden und in Italien, machte später Karriere in der Katholischen Kirche. Erkannte die organische Natur
von Fossilien, die man bis dahin als "Launen der Natur" abgetan hatte. Außerdem betrachtete er Schichtgesteine
als Ablagerungen des Meeres. Er war der Ansicht, dass die Erdgeschichte rekonstruierbar sein müsse, wenn man
sich nur mit diesen Ablagerungen genau beschäftigte.
John Woodward (1665-1722) – Prof. für Physik in London. Unabhängig von Steno erkannte er die organische
Natur von Fossilien. Er sah auch die Altersabhängigkeit von Fossilien, dass also bestimmte Formen an bestimmte
unterschiedlich alte Horizonte gebunden sind.
Immanuel Kant (1724-1804) – Philosoph aus Ostpreußen. Entwickelte eine bis heute weitgehend akzeptierte
Hypothese von der Entstehung des Sonnensystems durch Akkretion von Staub und Gasen aus einem Urnebel.
James Hutton (1726-1797) – Physiker und Privatgelehrter aus Schottland. Dachte aktualistisch ("The present is
the key to the past"), war der Ansicht, dass viele Gesteine, wie Basalt und Granit, durch das Erstarren von
Gesteinsschmelzen entstanden seien und war damit der Begründer der "Plutonisten"-Schule, die in scharfem
Gegensatz zur "Neptunisten"-Schule Werners stand. Er schrieb ein Buch mit dem Titel "Theory of the Earth", in
dem er den Kreislauf der Gesteine unter der Beteiligung exogener und endogener Kräfte beschrieb.
Horace Benedict de Saussure (1740-1799) – Prof. der Philosophie in Genf, Alpinist und Mineraloge. Moderne
Gedanken zu den Sedimenten, den Gesteinen der Alpen und zur ursprünglich größeren Ausdehnung der Gletscher.
Schrieb ein sehr wichtiges Buch mit dem Titel "Voyages dans les Alpes", in dem viele wichtige geologische
Beobachtungen niedergelegt sind.
Abraham Gottlob Werner (1749-1817) – Mineralogie-Professor an der Bergakademie Freiberg, war mit Goethe
befreundet. Unter seinem Einfluss wird die Mineralogie populär. Entwickelte ein erstes einfaches erdgeschichtliches
System (Primitives Gebirge, Übergangsgebirge, Flözgebirge, aufgeschwemmtes Gebirge). Er nahm an,
dass alle Gesteine, auch Basalt, im Wasser entstanden und die Kristalle des Granits in einem Ur-Ozean ausgefällt
worden seien. Er war damit Begründer der "Neptunisten"-Schule, die in scharfem Gegensatz zur "Plutonisten"-Schule
Huttons stand. Seine teilweise nicht zutreffenden Ideen hatten in ganz Europa großen Einfluss.
Alexander von Humboldt (1769-1859) – Stammte aus Berlin, Naturforscher und Privatgelehrter. Begründer der
modernen Geographie, bedeutender Geologe. Begreift die Geologie als Teil der physischen Erdbeschreibung.
Erkennt u.a., dass Granite und andere Tiefengesteine nicht unbedingt "Urgesteine" sein müssen, sondern auch
recht jung sein können. Führt den Jura als erdgeschichtlichen Begriff in die Literatur ein.
George Cuvier (1769-1832) – Stammte aus einem heute französischen Teil des Herzogtums Baden. Berühmter
Zoologe und Tieranatom in Paris, der sich auch intensiv mit fossilen Wirbeltieren beschäftigte. Er spielte während
der Französichen Revolution eine wichtige Rolle und war der Überzeugung, dass es in der Erdgeschichte eine

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ganze Reihe von Schöpfungen gegeben hat. Die dabei erschaffene Fauna sei jeweils durch Katastrophen
vernichtet und durch Neuschöpfungen wieder ersetzt worden. Dieser "Katastrophismus" hatte im 19. Jahrhundert
großen Einfluss.
William Smith (1769-1839) – Ingenieur aus England, der mit dem Bau von Kanälen in Südengland beschäftigt
war. Er nutzte als erster Leitfossilien zur Alterseinstufung von Gesteinen und zeichnet die ersten geologischen
Karten und Profile.
Charles Lyell (1797-1839) – Privatgelehrter aus Schottland, war überzeugter Plutonist und Anhänger des
Uniformismus, d.h. er glaubte an eine kontinuierliche Entwicklung der Erde und ihrer Lebewelt, ohne Katastrophen
anzunehmen ("Die Natur macht keine Sprünge"). Er führte den Aktualismus als konsequente Methode in der
Geologie ein. Wichtige Beiträge zur modernen Geologie und Stratigraphie. Er erkannte die Bedeutung von
Gebirgsbildungen und Winkeldiskordanzen für die Gliederung der Erdgeschichte, entwickelte die glaziale
Drifttheorie zur Erklärung der Geschiebelehme in Norddeutschland, die lange als die Lehrmeinung akzeptiert war
und schrieb das erste moderne Lehrbuch zur Allgemeinen Geologie "Principles of Geology", das sehr viel Einfluss
auf die weitere Entwicklung der Geologie und der Naturphilosophie hatte.
Die bis heute gültige Unterteilung der Erdgeschichte in Äratheme (Paläozoikum, Mesozoikum etc.) und Systeme
(Kambrium, Ordovizium etc.) und die Feingliederung dieser Systeme in Stufen (Cenoman, Turon etc.) und Zonen
wurde im Wesentlichen zwischen 1820 und 1850 entwickelt. Daran waren u.a. die Engländer A. Sedgwick und
R.J. Murchison, die Deutschen F.A. Quenstedt und F. Roemer, der Österreicher E. Freiherr von Mojsisovics
sowie die Franzosen J. Barrande , P. Deshayes und J. Gosselet maßgeblich beteiligt.
2. KREISLAUF DER GESTEINE
Im 18. Jahrhundert begann sich die Erkentnis durchzusetzen, dass am Entstehen von Gesteinen und an ihrem
Vergehen exogene und endogene Kräfte beteiligt sind. Heute nehmen wir an, dass die Stoffe, aus denen die
Gesteine bestehen, einem ständigen Stoffkreislauf unterworfen sind. Sedimente entstehen an der Erdoberfläche
aus Abtragungsprodukten älterer Gesteine und akkumulieren sich in Senkungszonen. Durch Senkungsbewegungen
geraten sie in immer größere Tiefen, werden hier durch diagenetische Vorgänge zu festen Sedimentgesteinen,
werden unter erhöhten Drucken und Temperaturen in Metamorphite umgewandelt und schließlich
aufgeschmolzen. Diese Gesteinsschmelzen können in höhere Krustenstockwerke eindringen und hier in Form
von Intrusionskörpern als Plutonite erstarren. Durch Hebungsvorgänge können die plutonischen und metamorphen
Gesteine aufsteigen, schließlich verwittern und abgetragen werden. Die Abtragungsprodukte werden in
Senkungszonen wieder als Sedimente abgelagert.
Alle Gesteine der Erdkruste und Teile des Erdmantels sind an diesem ständigen Kreislauf der Gesteine beteiligt.
Er funktioniert schon, seit die Erde vor rund 4,5 Milliarden Jahren entstanden ist und sorgt dafür, dass die
Materie, aus der die Gesteine bestehen, meist schon mehrfach diesen Kreislauf durchlaufen hat. Angesichts der
Abtragungsgeschwindigkeit, die auf den Festländern direkt messbar ist, müsste theoretisch alle 2 Milliarden Jahre
die komplette festländische Kruste „recykelt“ sein. Allerdings sind Teile alter Festlandskerne diesem Kreislauf
entzogen worden, und deshalb sind gerade hier Gesteine mit radiometrischen Altern von über 4,1 Milliarden
Jahren erhalten geblieben.
Die gesamten folgenden Ausführungen sind im Zusammenhang mit diesem Kreislauf der Gesteine zu betrachten.
Zuerst werden einige Minerale und ihre Entstehungsbedingungen vorgestellt. Dann kommen die Gesteine dran,
die aus diesen Mineralien bestehen. Dann werden einige endogene und exogene Vorgänge behandelt, unter
denen sich die Gesteine verändern. Schließlich wird am Beispiel Süddeutschlands die Verbreitung der Gesteine
und die geologische Geschichte von Landschaften besprochen.

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3. DIE GESTEINSBILDENDEN MINERALE
3.1 Definition der Begriffe Mineral, Kristall und Gestein
Ein Mineral ist ein stofflich einheitlicher, natürlich entstandener, fester Körper – ein chemischer Grundstoff (Element)
oder eine chemische Verbindung – der Bestandteil der festen Kruste der Erde oder eines Himmelskörpers
ist. Für alle Minerale (oder Mineralien) können also chemische Formeln angegeben werden, die allerdings teilweise
sehr kompliziert sind.
Ein Kristall ist ein Mineral oder ein anderer, auch künstlich hergestellter, stofflich einheitlicher Körper, dessen
kleinste Bausteine (Atome, Ionen oder Moleküle) eine gesetzmäßige (kristalline) Anordnung nach Art eines dreidimensionalen
Gitters (Raumgitter) besitzen. Kristalle können mikroskopisch klein, aber auch Dekameter groß
sein. Bei ungehindertem Wachstum bilden Kristalle für das Mineral jeweils charakteristische, polyedrische Körper
aus – mit ebenen Flächen, Ecken und geraden Kanten. In diesem Fall spiegelt die regelmäßige äußere Form
eines derartigen idiomorphen Kristalls seinen gesetzmäßigen inneren Aufbau wider. Das muss aber nicht so
sein. Behindern sich Kristalle gegenseitig beim Wachstum, haben die so entstandenen, u.U. ganz unregelmäßig
geformten xenomorphen Kristalle im Innern trotzdem eine regelmäßige Gitterstruktur. Die meisten Minerale sind
kristallin, auch wenn die Kristalle oft so klein sind, dass sie mit bloßem Auge nicht erkennbar sind. Es gibt
allerdings auch feste Stoffe, die nicht kristallin, sondern amorph sind, also (ähnlich wie Flüssigkeiten) keinen
gesetzmäßigen inneren Aufbau besitzen – etwa das Mineral Opal oder natürliche Gesteinsgläser.
Ein Gestein ist ein locker oder fest gefügtes, natürliches Gemenge von Mineralkörnern und/oder Gesteinsbruchstücken,
das in größeren Massen vorkommt und eine allgemeine Verbreitung besitzt. Die monomineralischen
Gesteine (z.B. Marmor oder Quarzit) sind nur aus einer einzigen Mineralart aufgebaut, die polymineralischen
Gesteine (z.B. Granit oder Gabbro) dagegen aus mehreren unterschiedlichen Mineralarten.
3.2 Entstehungsmöglichkeiten von Mineralien
Mineralien bilden sich unter sehr unterschiedlichen Bedingungen. Manche entstehen an oder in der Nähe der
Erdoberfläche und können beim Wachstum direkt beobachtet werden, andere nur unter sehr hohen Temperaturen
und Drucken, extremen Bedingungen, wie sie nur im Inneren der Erde verwirklicht sind. Einige Mineralien
wachsen sehr schnell, andere dagegen nur in geologischen Zeiträumen.
Entstehung in Gesteinsschmelzen: Mineralien können in natürlichen, heißen Gesteinsschmelzen (Magmen)
wachsen, wenn diese zu magmatischen Gesteinen erstarren. Magmen kühlen im Inneren der Erde nur sehr langsam
ab, da die umgebenden Gesteine schlechte Wärmeleiter sind. Der Abkühlungsprozess kann Tausende oder
gar Millionen von Jahren dauern, je nachdem, wie groß derartige geologische Körper sind. In diesen langsam
erstarrenden Schmelzen können u.U. idiomorphe Kristalle von Zentimetern oder Dezimetern Größe wachsen
(z.B. Glimmer oder Feldspäte). Gesteinsschmelzen, die z.B. als Laven die Erdoberfläche erreichen, kühlen dagegen
vergleichsweise rasch ab. Die Kristalle bleiben meist mikroskopisch klein, die in solchen im Laufe von Stunden,
Tagen oder bestenfalls Jahren erstarrenden Schmelzen wachsen.
Entstehung in heißen Festgesteinen: Mineralien können auch in festen Gesteinen wachsen, wenn diese heiß
werden oder sich die bisherigen Druck- und Temperaturbedingungen im Erdinneren ändern. Diesen Vorgang
nennt man Metamorphose (Umwandlung), bei dem Mineralien wie Granat oder Hornblende entstehen können.
Ein vergleichbarer künstlicher Vorgang ist das Brennen von Ton, bei dem sich unter hohen Temperaturen, aber
unterhalb des Schmelzpunktes Tonmineralen z.B. in das Mineral Mullit umwandeln können.
Entstehung in heißen wässrigen Lösungen oder Gasen: Heiße Wässer oder Gase, die z.B. beim Abkühlen
von Magmen im Erdinneren entstehen können (Hydrothermen), suchen sich entlang von Gesteinsfugen (Klüften)
ihren Weg zur Erdoberfläche. Darin gelöste Stoffe fallen nicht selten in Form von Mineralien aus (z.B. Quarz,
Fluorit, Bleiglanz, Schwerspat und Zinkblende), die nach und nach die spaltenförmigen Aufstiegswege (Gänge)
„verheilen“. Da sich die Zusammensetzung der heißen Lösungen im Laufe der Zeit ändern kann, überziehen sich
die Wände dieser Spalten manchmal mit Tapeten unterschiedlicher Mineralarten. Das führt mitunter zu einer im

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Querschnitt symmetrischen Lagenstruktur (Zonarbau) der Gänge. Ein großer Teil wichtiger Erzlagerstätten ist auf
diese Weise entstanden.
Entstehung in kalten wässrigen Lösungen: Mineralien können aber auch bei „normalen“ Temperaturen und
Drucken entstehen, wie sie an der Erdoberfläche herrschen. Aus kalten wässrigen Lösungen können Stoffe als
Mineralien ausgeschieden werden, die vorher an anderer Stelle im Wasser gelöst worden sind. So kann z.B. das
im Boden versickernde, saure Niederschlagswasser Karbonat lösen, das später aus dem Grundwasser in Gesteinsporen
als Calcit ausfällt. Dieser Prozess führt u.a. dazu, dass ehemals lockere Ablagerungen mit der Zeit zu
festen Gesteinen werden.
Biomineralisation: Viele Organismen, z.B. Schnecken, Muscheln, Korallen, Schwämme oder Wirbeltiere, scheiden
mineralische Hartteile aus, die meist aus Karbonat (Calcit und Aragonit), seltener auch aus Kieselsäure oder
Phosphat bestehen. Diesen Vorgang bezeichnet man als Biomineralisation. Millionen von Schalen können sich zu
mächtigen Schillbänken anhäufen, aus denen mit der Zeit dann harte Kalksteine hervorgehen.
3.3 Bestimmungswichtige äußere Kennzeichen von Mineralien
Jede Mineralart unterscheidet sich von allen anderen durch die chemische Zusammensetzung und/oder durch
ihre Gitterstruktur. Diese Eigenschaften werden vor allem mit nasschemischen, polarisationsmikroskopischen
oder röntgenographischen Methoden untersucht. Diese Untersuchungsmethoden sind jedoch meist ziemlich aufwendig
und teuer. Abgesehen davon besitzen die meisten Mineralien jedoch charakteristische äußere Merkmale,
die sich schon mit recht einfachen (und billigen) Methoden bestimmen lassen. Für die Bestimmung der häufigen
Mineralarten sind diese simplen Methoden schon vielfach ausreichend und erlauben es, diese sicher zu erkennen
und von anderen zu unterscheiden.
Ausbildung: Die gleiche Mineralart kann, aufgrund unterschiedlicher Bildungsbedingungen, in Form großer idiomorpher
Einzelkristalle oder als xenomorphe Kristallaggregate ausgebildet sein. Bestimmte Mineralien bilden
auch für diese charakteristische Zwillinge. Die Ausbildung einer Mineralart als besonders feinkörnige, strukturlose
Massen wird als „derb“ bezeichnet. Manche Mineralien, wie etwa Gips und Quarz, kommen in allen möglichen
Ausbildungen vor.
Bruch und Spaltbarkeit: Die Beschaffenheit der Bruchflächen eines Kristalls ist von seinem Feinbau (Kristallgitter)
abhängig. So zeigen z.B. Quarzkristalle glatte, muschelige Bruchflächen (wie Glas), Turmalinkristalle dagegen
rauhe, unebene Bruchflächen (wie Beton). Kristalle bestimmter Mineralien, wie Gips, Calcit, Fluorit, Feldspat
oder Glimmer, sind hingegen spaltbar, d.h. die Kristalle brechen bevorzugt in bestimmten Richtungen entlang
ebener, oft spiegelglatter Flächen auseinander, die im Kristallgitter vorgezeichnet sind. Die Spaltbarkeit kann
unterschiedliche Qualitäten haben (undeutlich, deutlich, vollkommen), je nachdem wie eben die Spaltflächen
ausgebildet sind. Während z.B. die Glimmer nur in einer Richtung spaltbar sind, lassen sich Hornblende- oder
Augit-Kristalle in 2, Gips- oder Salz-Kristalle in 3 unterschiedlichen Richtungen spalten. Die Spaltbarkeit kann
auch in verschiedenen Richtungen unterschiedlich deutlich ausgebildet sein, z.B. bei den Feldspäten. Beim
Zertrümmern spaltbarer, ebenflächig begrenzter Kristalle entstehen gleichfalls ebenflächig begrenzte Spaltkörper,
die aber ganz anders aussehen können als diese. So lassen sich z.B. würfelförmige Salzkristalle in würfelförmige
Spaltkörper zerlegen, während gleichfalls würfelförmige Fluoritkristalle in oktaedrische Spaltkörper zerbrechen.
Strichfarbe: Die Eigenfarbe größerer Kristalle eines Minerals muss nicht mit der Färbung des gleichen Minerals
in pulverisierter Form übereinstimmen. Die Pulverfarbe des dunkelgrauen Magnetits und des messinggelben
Pyrits ist z.B. schwarz, die des schwarzvioletten Hämatits rotbraun und die des dunkelbraunen Limonits ockerbraun.
Der schwärzliche Rauchquarz, der transparente Bergkristall und viele andere harte Mineralien zeigen
dagegen eine weiße Pulverfarbe. Man bestimmt sie für Minerale bis zur Härte 5, indem man das zu bestimmende
Mineral über ein weißes unglasiertes Porzellantäfelchen reibt und damit einen Strich aus Mineralpulver erzeugt.
Härte: Die unterschiedliche Ritzhärte von Mineralien (jedoch nicht deren Zähigkeit!) wird durch gegenseitigen
Ritzversuch ermittelt. Ein Mineral ist härter als ein anderes, wenn mit der Kante des einen auf einer Fläche des
anderen ein Kratzer erzeugt werden kann. Eines der Mineralien mit besonders geringer Härte ist der Talk, die
härteste Mineralart überhaupt der Diamant. Talk und Diamant sind auch die Endglieder der zehnteiligen „Mohs’-

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schen Härteskala“, mit deren Hilfe man durch Ritzversuche an entsprechenden Normmineralien die Härte eines
zu bestimmenden Minerals ermitteln kann. Die Minerale der Mohs’schen Härteskala sind:
Härte 1 – Talk Härte 6 – Orthoklas
Härte 2 – Gips Härte 7 – Quarz
Härte 3 – Calcit Härte 8 – Topas
Härte 4 – Fluorit Härte 9 – Korund
Härte 5 – Apatit Härte 10 – Diamant
Spezifisches Gewicht: Das genaue Bestimmen des spezifischen Gewichtes (Dichte) einer Mineralart ist ziemlich
aufwendig, lässt sich aber bei einiger Übung grob abschätzen. Die meisten Minerale, vor allem die häufigen,
haben spezifische Gewichte zwischen 2,0 und 3,0, im Mittel 2,6 g/cm ³ . In dieser Größenordnung liegen denn
auch die spezifischen Gewichte der meisten Gesteine. Es gibt nicht sehr viele Mineralarten, die deutlich höhere
spezifische Gewichte haben und trotzdem häufig sind. Dazu gehören vor allem Verbindungen mit einigen schwereren
Metallen, etwa der Baryt (4,5), der Hämatit (5,1) oder der Bleiglanz (7,5).
Chemische Tests: Die meisten chemischen Bestimmungsmethoden für Minerale sind ziemlich aufwendig und
teilweise gefährlich, da – vor allem bei Silikaten – vielfach aggressive Flusssäure verwendet werden muss. Ganz
einfach ist dagegen der Karbonat-Test durchzuführen, mit dem sich Calciumkarbonat (Calcit und Aragonit) von
anderen, in derber Form zum Verwechseln ähnlichen Mineralen unterscheiden lässt. Mit einem Tropfen verdünnter
Salzsäure beginnen Calcit und Aragonit lebhaft zu schäumen, Dolomit, Quarz oder Gips dagegen nicht.
Röntgenographische Verfahren: Für genaue qualitative Bestimmungen, vor allem von sehr kleinen Mineralen in
Gesteinen, werden heute vor allem unterschiedliche röntgenographische Verfahren verwendet. Meist werden fein
gemahlene Mineral- und Gesteinspulver mit einem Röntgenstrahl beleuchtet und die Beugungsmuster des in
unterschiedliche Richtungen reflektierten Röntgenlichtes untersucht. Diese Methoden sind alle aufwändig und
setzen voraus, dass man über entsprechende Geräte verfügt.
Polarisationsmikroskopie: Eine Methode, die eine quantitative und qualitative Bestimmung auch von kleinen
Mineralkörnern in Gesteinen erlaubt, ist die Polarisationsmikroskopie von Dünn- und Anschliffen. Bei Anschliffen
wird die zu untersuchende Gesteinsprobe angesägt und die Fläche plangeschliffen und poliert. Man untersucht
sie unter Auflicht in einem Polarisationsmikroskop. Dünnschliffe stellt man aus dem Anschliff eines Gesteins her,
den man auf eine Glasplatte klebt und so lange wegschleift, bis eine hauchdünne Gesteinsscheibe auf dem Glas
übrig ist. Diese kann man mit polarisiertem Licht durchstrahlen und im Polarisationsmikroskop untersuchen.
Anhand der Formen, Strukturen und des Verhaltens im polarisierten Licht lassen sich auch sehr kleine Minerale
zuverlässig bestimmen.
3.4 Gesteinsbildende und in Gesteinen häufig vorkommende Minerale
Heute sind etwa 3000 Mineralarten bekannt. Nur eine Handvoll Mineralarten ist auf der Erdoberfläche wirklich
häufig, die sog. gesteinsbildenden Mineralien. Das sind vor allem – mit weitem Abstand – Feldspäte und
Quarz, dann Pyroxene und Amphibole, Glimmer, Tonminerale, Granat, Olivin, Serpentin, Calcit und Dolomit.
Diese Mineralarten treten als Hauptgemengteile von häufigen Gesteinen auf. Die meisten anderen Minerale
kommen entweder nur als Nebengemengteile der wichtigsten Gesteine vor oder sind recht selten und nur an ganz
wenigen, besonderen Plätzen, etwa in Lagerstätten, konzentriert. Im Folgenden sind einige besonders wichtige
Minerale bzw. Mineralgruppen kurz beschrieben, die gesteinsbildend auftreten oder besonders häufig in
Gesteinen vorkommen:
3.4.1 Elementminerale
Elementminerale sind in der Natur in reiner Form vorkommende Elemente. In Gesteinen kommen nur Graphit und
Schwefel häufiger vor.
Schwefel – S
Härte 2, Dichte 2,0; Strichfarbe weiß.
Meist als feine Kristallnädelchen oder in derben Massen, gelb.

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Entsteht vor allem in jungen Vulkangebieten (Solfataren). Wichtiger Rohstoff für die chemische Industrie. Bei der
Oxidation an der Erdoberfläche entsteht schwefelige Säure. Sekundär kann wasserlöslicher Gips in Gesteinen
entstehen, die Karbonate enthalten!
Graphit – C
Härte 1, Dichte 2,2; Strichfarbe schwarz.
Meist als fein verteilte Schüppchen in metamorphen Gesteinen vorkommend; färbt diese tief schwarz. Entsteht
meist durch Metamorphose aus organischen Materialien. Graphit wirkt auf Klüften und Schieferungsflächen im
Gestein als Gleitmittel und fördert daher Kriechbewegungen und Rutschungen.
3.4.2 Sulfide
Sulfide sind einfache Verbindungen von Metallen mit Schwefel. In Gesteinen kommen nur Pyrit und Kupferkies
häufiger vor, meist in fein verteilter Form.
Pyrit – FeS 2
Härte 6-6½, Dichte 5,1; Strichfarbe schwarz.
Oft in messinggelben, metallisch glänzenden, derben Massen, Knollen oder würfelförmigen Kristallen. Entsteht
unter sehr unterschiedlichen Bedingungen. Kommt fein verteilt in vielen Magmatiten und Metamorphiten, vor
allem aber in bituminösen Sedimentgesteinen und zusammen mit Kohle vor. Früher mit Stahl und Zunder Bestandteil
der Feuerzeuge. Bei seiner Oxidation an der Erdoberfläche entsteht schwefelige Säure. Sekundär kann
wasserlöslicher Gips in Gesteinen entstehen, die sowohl Sulfide als auch Karbonate enthalten (z.B. in bituminösen
Mergeln oder Kalken!).
Kupferkies (Chalkopyrit) – CuFeS 2
Härte 3½-4, Dichte 4,2; Strichfarbe schwarz.
Oft in messinggelben, metallisch glänzenden, derben Massen, Krusten oder Knollen. Farbe dunkler als die von
Pyrit, mit bunten Anlauffarben. Häufig in hydrothermalen Gängen (oft gemeinsam mit Pyrit) oder fein verteilt in
basischen Tiefengesteinen und manchen Sedimentgesteinen. Als wichtigstes Kupfererz gesucht. Bei seiner Oxidation
an der Erdoberfläche entsteht schwefelige Säure, betonaggressiv, siehe oben.
Bleiglanz (Galenit) – PbS
Härte 2½, Dichte 7,5; Strichfarbe grauschwarz.
Dunkelgraue, metallisch glänzende, würfelige Kristalle, spaltbar; oft als derbe, spätige Massen. Häufig in hydrothermalen
Gängen. Kommt fast immer gemeinsam mit Quarz, Bleiglanz und manchmal auch Schwerspat vor. Als
wichtigstes Bleierz gesucht. Bei der Oxidation an der Erdoberfläche entsteht schwefelige Säure (betonaggressiv!),
siehe oben.
Zinkblende – ZnS
Härte 3½-4, Dichte 4,0; Strichfarbe hellgelb bis hellbraun.
Glänzende Kristalle, spaltbar; meist jedoch als gelbbraune bis dunkelbraune, spätige, derbe Massen. Häufig in
hydrothermalen Gängen, kommt fast immer gemeinsam mit Quarz, Bleiglanz und manchmal auch Schwerspat
vor. Als wichtigstes Zinkerz gesucht. Bei der Oxidation an der Erdoberfläche entsteht schwefelige Säure
(betonaggressiv!), siehe oben.
3.4.3 Halogenide
Halogenide sind Verbindungen von Metallen mit Halogenen. Gesteinsbildend tritt nur Steinsalz auf.
Steinsalz (Halit) – NaCl
Härte 2, Dichte 2,1; Strichfarbe weiß.
Durchsichtige Kristalle, spaltbar, mit würfelförmigen Spaltkörpern; meist als weißliche, gelbliche oder andersfarbige,
körnige Massen. Kommt oft gemeinsam mit Gips und Ton vor, meist geschichtet. Entsteht durch Eindampfung
unter aridem Klima. Große Steinsalzvorkommen werden zur Speisesalzgewinnung und als Rohstoff für die
chemische Industrie abgebaut. Steinsalz kann unter Druck bruchlos deformiert werden und ist in hohem Maße
wasserlöslich (Verkarstung!).

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Fluorit (Flussspat) – CaF 2
(Mineral der Härteskala!)
Härte 4, Dichte 3,18; Strichfarbe weiß.
Durchsichtige, oft würfelige Kristalle, spaltbar, mit oktaedrischen Spaltkörpern; meist als weiße, bläuliche, grünliche
oder violette, körnige Massen. Häufig in hydrothermalen Gängen, kommt fast immer gemeinsam mit Quarz
und Calcit vor. Als wichtiges Flussmittel in der Hüttentechnik, der Optik und in der Fluor-Chemie genutzt.
3.4.4 Oxide und Hydroxide
Oxide und Hydroxide sind Verbindungen von Metallen mit Sauerstoff oder Hydroxyl-Komplexen. In Gesteinen
sind nur Magnetit, Hämatit und Limonit häufiger, meist in fein verteilter Form; nur Quarz ist gesteinsbildend.
Magnetit – Fe 3 O 4
Härte 5½-6, Dichte 5,0; Strichfarbe schwarz.
Dunkelgraue, stumpf metallisch glänzende, oktaedrische, magnetische Kristalle; oft als derbe oder körnige Massen.
Entsteht auf sehr unterschiedliche Weise. Primär häufig fein verteilt in basischen Magmatiten; ist sekundär in
Form von Körnchen in Sanden und Kiesen angereichert (sog. "Seifen"; z.B. dunkle Streifen in Küstensanden!).
Große Vorkommen als wichtigste Eisenerze genutzt.
Hämatit (Eisenglanz, Eisenglimmer etc.) – Fe 2 O 3
Härte 6½, Dichte 5,1; Strichfarbe dunkelrot bis rotbraun.
Als grauviolette oder stahlgraue, metallisch glänzende Schüppchen (dünne Splitter blutrot durchscheinend) oder
rötliche bis braunschwarze, derbe, teilweise auch erdige Massen. Entsteht auf sehr unterschiedliche Weise. Fein
verteilt für die Rotfärbung vieler Gesteine verantwortlich (z.B. der Buntsandstein). Angereichert in tropischen Lateritböden.
Als erdiger "Rötel" wichtiges Pigment. Große Vorkommen als wichtige Eisenerze gesucht.
Limonit (Brauneisen) – FeOOH+H O 2
Härte 5, Dichte 4,3; Strichfarbe ockergelb bis dunkelbraun.
Als ockergelbe, oft rostfarbene oder dunkelbraune, derbe, teilweise auch erdige Massen; wasserhaltig. Entsteht
auf sehr unterschiedliche Weise. Fein verteilt für die Braunfärbung vieler Gesteine verantwortlich. Als erdiger
"Ocker" wichtiges Pigment. Angereichert in Böden, vor allem in tropischen Lateriten. Größere Vorkommen als
wichtige Eisenerze genutzt.
Quarz – SiO 2
(Mineral der Härteskala!)
Härte 7, Dichte 2,65; Strichfarbe weiß.
Kommt in einer großen Zahl ganz unterschiedlicher Gittermodifikationen und Varietäten vor; ist eines der häufigsten
Minerale. Entsteht auf sehr unterschiedliche Weise. Primär eines der wichtigsten Gemengteile von vielen
magmatischen und metamorphen Gesteinen. Sekundär in vielen Sanden und klastischen Gesteinen angereichert.
Große Vorkommen von reinem Quarz werden für die Keramik-, Glas- und Baustoffindustrie abgebaut.
a) Bergkristall: durchsichtige sechsseitige Säulen, die in Pyramiden enden und wie Glas brechen; meist hydrothermal
auf Klüften. Schwärzliche Varietäten als Rauchquarz, violette als Amethyst, rosa gefärbte als Rosenquarz
bezeichnet; manchmal als Edelstein genutzt.
b) Gangquarz ("Milchquarz"): derbe oder körnige, weißliche Füllung hydrothermaler Gänge.
c) Feuerstein: rundliche, nierenförmige oder plattige, grau oder bräunlich gefärbte Knollen in Kalkstein, muschelig
brechend. Ist aus wasserhaltigen Gelen entstanden. Wurde in der Steinzeit zu Werkzeugen verarbeitet.
Korund – Al 2 O 3
(Mineral der Härteskala!)
Härte 9, Dichte 4,0; Strichfarbe weiß.
Meist tonnenförmige Kristalle mit Glasglanz, durchsichtig oder trüb, farblos oder in ganz unterschiedlichen Farben.
Kommt primär meist in Form von fein verteilten Körnern in manchen Plutoniten und Metamorphiten vor; kann
sekundär in Sanden angereichert sein. Größere Vorkommen werden als Schleifmittel (Schmirgel) genutzt; rot und
blau gefärbte Varietäten (Rubin und Saphir) als Edelsteine geschätzt, wenn sie klar und durchsichtig sind.
Korundhaltige Gesteine wirken auf Werkzeuge in hohem Maße abrasiv!
3.4.5 Karbonate
Karbonate sind Verbindungen von Metallen mit Karbonat-Komplexen. Gesteinsbildend treten nur Calcit und
Dolomit auf.
Calcit (Kalkspat) – CaCO 3
(Mineral der Härteskala!)

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Härte 3, Dichte 2,71; Strichfarbe weiß.
Durchsichtige, gelblich- oder weißlich-trübe Kristalle; vollkommen spaltbar, mit rhomboedrischen Spaltkörpern;
doppelbrechend (nur bei wasserklaren Kristallen sichtbar!). Meist als weißliche, graue, gelbliche oder andersfarbige,
körnige oder dichte Massen. Dem Dolomit zum Verwechseln ähnlich, schäumt aber mit verdünnter Salzsäure!
Entsteht auf sehr unterschiedliche Weise, oft aus Schalen von Organismen. Verbreitet als Füllung von
Klüften und in hydrothermalen Gängen (gemeinsam mit anderen Mineralien). Große Vorkommen von reinem
Kalkstein werden als Baustoffe gewonnen. Calcit kann unter sehr hohem Druck bruchlos deformiert werden.
Calcit ist wasserlöslich (Verkarstung!), beeinflusst die Härte des Trinkwassers und den pH-Wert der Böden.
Dolomit (Dolomitspat) – CaMg(CO 3 ) 2
Härte 3½-4, Dichte 2,9; Strichfarbe weiß.
Durchsichtige (selten), gelblich- oder weißlich-trübe Kristalle; spaltbar, mit rhomboedrischen Spaltkörpern. Meist
als weißliche, gelbliche, graue oder bräunliche, körnige oder dichte Massen. Dem Calcit oft zum Verwechseln
ähnlich, schäumt aber mit verdünnter Salzsäure nicht! Entsteht auf sehr unterschiedliche Weise, letztlich oft aus
Schalen von Organismen. Verbreitet als Füllung von Klüften und in hydrothermalen Gängen (gemeinsam mit
anderen Mineralien). Große Vorkommen reinen Dolomits werden mitunter zur Herstellung feuerfester Materialien
abgebaut. Dolomit ist wasserlöslich (Verkarstung!), beeinflusst Härte des Trinkwassers und pH-Wert der Böden.
3.4.6 Sulfate
Sulfate sind Verbindungen von Metallen mit Sulfat-Komplexen. Gesteinsbildend nur Gips und Ahydrit.
Gips (Selenit) – CaSO 4
. 2H2 O
(Mineral der Härteskala!)
Härte 2, Dichte 2,32; Strichfarbe weiß.
Durchsichtige, bräunlich-, gelblich- oder weißlich-trübe Kristalle; oft als Zwillinge ausgebildet; spaltbar in Plättchen
mit parallelogrammförmigen Umrissen. Meist als weißliche, graue, gelbliche, körnige oder dichte Massen. In derber
Form Calcit und Dolomit zum Verwechseln ähnlich, ist jedoch viel weicher als diese! Entsteht primär durch
Eindampfung unter aridem Klima und kommt dann oft gemeinsam mit Ton und Anhydrit, manchmal auch mit
Steinsalz vor. Kann durch Zutritt von Sauerstoff sekundär in Gesteinen entstehen, die sowohl Carbonate als auch
Sulfide enthalten (z.B. in bituminösen Mergeln oder Kalken!). Größere Vorkommen als Rohstoff für die Baustoff-
Industrie gesucht. Ist wasserlöslich (Verkarstung!) und beeinflusst die Qualität des Trinkwassers und der Böden.
Anhydrit – CaSO 4
Härte 3-4, Dichte 2,9; Strichfarbe weiß.
Meist als hell- bis dunkelgraue, körnig-spätige oder dichte Massen. In derber Form Calcit, Dolomit und Gips zum
Verwechseln ähnlich, ist jedoch schwerer und/oder härter als diese! Entsteht durch Eindampfung unter aridem
Klima. Durch Wasseraufnahme manchmal teilweise in Gips umgewandelt und kommt gemeinsam mit Ton, Dolomit,
Gips und Steinsalz vor. Ist wasserlöslich (Verkarstung!) und beeinträchtigt die Qualität des Trinkwassers.
Anhydrit ist quellfähig und baut bei Kontakt mit Wasser extreme Quelldrucke auf; bei Tiefbaumaßnahmen ein
großes Problem.
Baryt (Schwerspat) – BaSO 4
Härte 3-3½, Dichte 4,5; Strichfarbe weiß.
Meist durchscheinend-trübe oder weiße, tafelige oder blättrige, vollkommen spaltbare Kristalle. In derber Form
Calcit und Dolomit ähnlich, jedoch deutlich schwerer. Verbreitet als Füllung von hydrothermalen Gängen, oft
gemeinsam mit sulfidischen Erzen. Baryt ist ein gesuchter Rohstoff für die Papier-, Keramik- und Textilindustrie.
Außerdem spielt er als Beton-Zuschlagsstoff (Schwerbeton) im Strahlenschutz eine wichtige Rolle.
3.4.7 Phosphate
Phosphate sind Verbindungen von Metallen mit Phosphat-Komplexen. Von den meist recht seltenen Phosphaten
kommt nur der Apatit in Tiefengesteinen und manchen Sedimenten häufiger vor.
Apatit (Phosphorit) – Ca 5 [(F,Cl,OH) (PO 4 ) 3 ] (Mineral der Härteskala!)
Härte 5, Dichte 3,15; Strichfarbe weiß.
Als bräunliche oder schwärzliche, derbe Krusten und Knollen in Sedimentgesteinen, auch als unterschiedlich
gefärbte, stängelige Kristall-Aggregate in hydrothermalen Gängen. Vor allem als fein verteilte Kriställchen in sau-

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ren Tiefengesteinen. Größere Vorkommen als Rohstoffe für die Düngemittel-Industrie gesucht. Beeinflusst die
Bodenfruchtbarkeit.
3.4.8 Silikate
Silikate sind Verbindungen von Metallen mit Silikat-Komplexen. Die Silikate sind die Stoffklasse mit den meisten
Mineralarten. Der Grundbaustein aller Silikate ist ein Tetraeder aus 4 Sauerstoffatomen, die ein Siliziumatom
einschließen. Je nachdem, wie diese SiO 4 -Tetraeder im Gitter angeordnet und untereinander verbunden sind
(über gemeinsame Sauerstoffatome an den Ecken, nicht jedoch über Kanten oder Flächen), unterscheidet man:
3.4.8 a) Inselsilikate
Bei Inselsilikaten ist das Gitter aus einzelnen SiO 4 -Tetraedern und Metallionen aufgebaut. Nur Minerale der
Olivin- und Granat-Gruppe treten in manchen magmatischen und metamorphen Gesteinen gesteinsbildend auf.
Olivin – (Mg,Fe) 2 [SiO 4]
Härte 6½-7, Dichte 3,0-4,0; Strichfarbe weiß.
Glasig durchscheinende, flaschengrüne Körner, oft fein verteilt in basischen Vulkaniten und Tiefengesteinen;
treten manchmal in Form von körnigen Massen auf. Wegen ihres Eisengehaltes verwittern olivinhaltige Gesteine
rostig. Klare, große Kristalle als Edelsteine (Peridot) begehrt.
Granat – (Mg,Fe,Mn,Ca) 3 (Al,Fe,Cr) 2 [SiO 4 ] 3
Härte 6½-7½, Dichte 3,5-4,2; Strichfarbe weiß.
Als Granat-Reihe werden Mineralien (Grossular, Almandin, Pyrop etc.) ganz unterschiedlicher Zusammensetzung,
aber mit ähnlichem Aussehen bezeichnet. Meist ziemlich isometrische, stecknadelkopf- bis erbsengroße,
seltener faustgroße Kristalle (Ikosidodekaeder) mit Glasglanz, durchscheinend bis trüb, bröckelig brechend, oft
rotbraun bis tiefrot, seltener auch farblos oder grün. Granate sind vor allem ein wichtiges Gemengteil vieler
Metamorphite, z.B. von Glimmerschiefern. Sekundär gelegentlich in Sanden angereichert. Manchmal als Schleifmittel
gewonnen. Klare Varietäten roter Granate werden als Edelsteine verwendet. Wegen ihrer Härte wirken
Granate, die oft in sehr weichen Glimmerschiefern vorkommen, auf Werkzeuge stark abrasiv.
Turmalin – (Na,Ca) (Mg,Fe,Li) 3 (Al,Mg) 6 [(OH) 4 (BO 3 ) Si 6 O 18 ]
Härte 7-7½, Dichte 3,0-3,25; Strichfarbe weiß.
Als Turmaline werden Mineralien unterschiedlicher Zusammensetzung bezeichnet, die meist säulige oder stengelige,
häufig ziemlich große Kristalle, oft mit abgerundet-dreieckigem Querschnitt bilden. Sie besitzen Glasglanz,
sind schwarz oder bräunlich, aber manchmal auch klar-durchsichtig, farblos, rot oder grün. Turmaline finden sich
in manchen Tiefengesteinen, vor allem aber in extrem grobkörnigen Pegmatit-Gängen zusammen mit Quarz und
Feldspat. Turmalinkristalle verwachsen gern zu garbenartigen Aggregaten ("Turmalin-Sonnen"). Fe-reiche,
schwarze Turmaline werden als Schörl, Mg-reiche bräunliche als Dravit bezeichnet. Li-reiche, klare, oft grünlich
bis violett gefäbte Turmaline sind Edelsteine. Turmalin wirkt auf Werkzeuge stark abrasiv.
Topas – Al 2 [(F,OH) SiO 4 ]
(Mineral der Härteskala!)
Härte 8, Dichte 3,5; Strichfarbe weiß.
Die kurzsäuligen, vollkommen spaltbaren, oft ziemlich großen Topaskristalle sind meist durchsichtig und farblos,
manchmal auch unterschiedlich gefärbt und besitzen Glasglanz. Topase finden sich gelegentlich in hydrothermalen
Gängen, vor allem aber in sehr grobkörnigen Pegmatit-Gängen zusammen mit Turmalin, Quarz und Feldspat.
Sekundär in bestimmten Sanden und Kiesen angereichert. Klare Topas-Kristalle sind Edelsteine, gelegentlich
auch als kratzfeste Topas-„Gläser“ für teure Armbanduhren verwendet. Wirkt auf Werkzeuge stark abrasiv.
3.4.8 b) Ketten- und Bandsilikate
Bei Ketten- und Bandsilikaten ist das Gitter aus Ketten und Doppelketten von SiO 4 -Tetraedern aufgebaut. Nur
Minerale der Pyroxen- und Amphibol-Gruppe treten in bestimmten magmatischen und metamorphen Gesteinen
gesteinsbildend auf.
Pyroxene (Augite) – (Ca,Mg,Fe,Na,Al) [Si 2 O 6 ]
Härte 5½-6½, Dichte 3,3; Strichfarbe weiß.
Zur Pyroxen-Gruppe werden Mineralien (Diopsid, Augit, Spodumen, Hypersthen etc.) ganz unterschiedlicher
Zusammensetzung, aber ähnlicher Struktur (SiO 4 -Tetraeder zu Einfachketten verknüpft) gerechnet. Daraus resultieren
teilweise verwandte Eigenschaften, etwa das verbreitete Auftreten säuliger, stängeliger oder nadeliger

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Kristalle mit Glasglanz und die Spaltbarkeit in 2 Richtungen parallel zur Hauptachse dieser Kristalle, vielfach mit
Prismen als Spaltkörper, die einen rechteckigen Grundriss haben. Die meisten Pyroxene sind undurchsichtig und
schwärzlich, durchsichtige und unterschiedlich gefärbte Kristalle sind selten. Pyroxene sind überaus wichtige,
dunkle Gemengteile vor allem von basischen Magmatiten und Metamorphiten. Klare Varietäten werden mitunter
als Edelsteine verwendet. Wirken auf Werkzeuge stark abrasiv.
Amphibole (Hornblenden) – (Ca,Mg,Fe,Na,Al) 7 [OH Si 4 O 11 ] 2
Härte 5½-6, Dichte 2,9-3,3; Strichfarbe weiß.
Zur Hornblende-Gruppe werden Minerale (Strahlstein, Gemeine Hornblende, Glaukophan etc.) ganz unterschiedlicher
Zusammensetzung, aber ähnlicher Struktur (SiO 4 -Tetraeder zu Doppelketten verknüpft) gerechnet.
Daraus resultieren teilweise verwandte Eigenschaften, etwa das verbreitete Auftreten säuliger, stängeliger oder
nadeliger Kristallformen mit Glasglanz und die Spaltbarkeit in 2 Richtungen parallel zur Hauptachse dieser Kristalle,
vielfach mit Prismen als Spaltkörper, die einen rautenförmigen Grundriss besitzen. Die meisten Amphibole
sind undurchsichtig und schwärzlich-grün bis hellgrün. Hornblenden sind überaus wichtige, dunkle Gemengteile
vor allem in Metamorphiten und Magmatiten. Bestimmte Amphibole (z.B. Strahlstein) sind vor allem in Glimmerschiefern
auffällig, wo sie zu garbenartigen Aggregaten verwachsen. Wegen ihrer Härte wirken Amphibole, die oft
in weichen Glimmerschiefern vorkommen, auf Werkzeuge stark abrasiv. Eingeatmeter Staub des faserig wachsenden
Tremolit-Asbests ist sehr ungesund (Asbestose!).
3.4.8 c) Netz- oder Schichtsilikate
Bei Netz- oder Schichtsilikaten ist das Gitter aus Stapeln schichtförmig vernetzter SiO 4 -Tetraeder aufgebaut.
einige Netzsilikate treten in Sedimenten sowie magmatischen und metamorphen Gesteinen gesteinsbildend auf.
Serpentin (Blätterserpentin, Antigorit) – Mg 6 [(OH) 2 Si 4 O 10 ]
Härte 3-4, Dichte 2,6; Strichfarbe weiß.
Serpentin tritt meist in Form schwärzlicher, dunkelgrüner, dunkelroter oder rot-grün-geflammter, derber Massen
(Serpentinit) auf, die oft hellgrün gefärbte, wachsartig schimmernde Kluftflächen besitzen. Serpentinite kommen
sehr oft zusammen mit Olivin vor und enthalten Klüfte mit Talk oder Serpentin-Asbest. Serpentin-Asbest (Faserserpentin,
Chrysotil) ist chemisch gesehen mit dem Blätterserpentin identisch, hat aber eine andere Struktur. Tritt
in Form faseriger, manchmal filz- oder wolleähnlicher Aggregate auf, oft als Füllung von Klüften in Serpentiniten.
Eingeatmeter Staub des Serpentin-Asbests ist sehr gefährlich (Asbestose!).
Talk – Mg 3 [(OH) 2 Si 4 O 10 ]
(Mineral der Härteskala!)
Härte 1, Dichte 2,7-2,8; Strichfarbe weiß.
Talk tritt oft in Form weißlicher, cremefarbener oder grünlicher, derber Massen auf (Speckstein), manchmal
zusammen mit Calcit. Hauptgemengteil in manchen Schiefern (Talkschiefer). In olivin- und serpentinhaltigen
Gesteinen ist Talk auf Klüften häufig. Reiner Talk wird in Form von Speckstein gewonnen und als feuerfestes
Material verwendet; gemahlen als Puder (Talkum) genutzt. Auf Klüften wirkt Talk als Gleitmittel; fördert daher
Kriechvorgänge und Rutschungen von Felsmassen.
Muskovit (Hellglimmer) – KAl 2 [(OH,F) 2 AlSi 3 O 11 ]
Härte 2-2,5, Dichte 2,8; Strichfarbe weiß.
Glimmermineral mit glasklar durchsichtigen und silbrig glänzenden Kristallen („Katzensilber“), in Form sechseckiger
Blättchen oder kurzsäuliger Prismen mit sechseckigem Querschnitt; nur in einer Richtung vollkommen spaltbar.
Wichtiges Gemengteil in vielen Magmatiten, Metamorphiten und Sedimentgesteinen (z.B. Graniten, Gneisen,
Glimmerschiefern). Besonders große Kristalle werden als feuerfeste Materialien verwendet (z.B. Fenster von
Brennöfen).
Biotit (Dunkelglimmer) – K(Mg,Fe) 3 [(OH) 2 (Al,Fe) Si 3 O 10 ]
Härte 2,5-3, Dichte 3,0; Strichfarbe weiß.
Glimmermineral mit bräunlich durchscheinenden oder schwärzlich undurchsichtigen, golden glänzenden Kristallen
(„Katzengold“), in Form sechseckiger Blättchen oder kurzsäuliger Prismen mit sechseckigem Querschnitt; nur in
einer Richtung vollkommen spaltbar. Wichtiges Gemengteil in vielen magmatischen und metamorphen Gesteinen
(z.B. Granit, Gneis oder Glimmerschiefer). Wegen des Eisengehaltes verwittern biotithaltige Gesteine rostig.
Tonminerale (z.B. Illit, Kaolinit oder Montmorillonit)
Zur Tonmineral-Gruppe werden Schichtsilikate ganz unterschiedlicher, oft komplizierter Zusammensetzung
gerechnet; sie haben teilweise komplex aufgebaute Einzelschichten. Allen ist gemeinsam, dass sie nur in erdigen,

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derben Massen auftreten und Einzelkristalle besitzen, die gewöhnlich erst im Elektronenmikroskop sichtbar werden.
Sie entstehen durch Zersetzung anderer Silikate (vor allem Feldspäte) und sind ein wichtiger Bestandteil von
Böden und Sedimentgesteinen (Tone, Tonsteine, Mergel, Schiefertone). Viele Tonminerale können große Mengen
von Wasser aufnehmen (quellen). Daher sind Tone im feuchten Zustand knetbar und fühlen sich seifig an,
schrumpfen aber beim Austrocknen und bekommen Risse. Einige haben ein hohes Schadstoffrückhaltevermögen
oder können spontan ihre Konsistenz ändern (Thixotropie). Tone mit besonderen Eigenschaften sind begehrte
Rohstoffe und in der Bauindustrie, im Deponiebau, in der chemischen Industrie und als keramische Rohstoffe
vielseitig verwendbar.
Tonhaltige Gesteine machen bei Baumaßnahmen oft Probleme, da sie meist quellfähig, gering belastbar und
extrem rutschungsanfällig sind. Schon dünne Tonzwischenlagen können als Gleitmittel für sonst kaum zum Rutschen
neigende Gesteinsverbände dienen. Wegen ihrer Feinkörnigkeit und dem mitunter sehr hohen Schadstoffrückhaltevermögen
können tonhaltige Gesteine im Deponieuntergrund als natürliche Barriere wirken.
3.4.8 d) Gerüstsilikate
Bei Gerüstsilikaten ist das Gitter aus räumlich vernetzten SiO 4 -Tetraedern aufgebaut. Feldspäte sind in den
meisten magmatischen und metamorphen Gesteinen die wichtigsten gesteinsbildenden Minerale. Feldspatvertreter
(Foide) kommen in einigen magmatischen Gesteinen gesteinsbildend vor.
Orthoklas (Kalifeldspat) – K [AlSi 3 O 8 ]
(Mineral der Härteskala!)
Härte 6, Dichte 2,5-2,6; Strichfarbe weiß.
Zu den Alkalifeldspäten werden verschiedene Na-arme Gerüstsilikate der Feldspatgruppe gerechnet (Orthoklas,
Sanidin, Adular). Orthoklaskristalle treten meist in Form von Platten oder kurzen Prismen auf, sind oft porzellanartig
weiß, gelblich, rötlich oder rot gefärbt und trüb. Sie sind in 3 unterschiedlichen Richtungen spaltbar, allerdings
nur in eine Richtung gut. Sie neigen zur Ausbildung von Kristallzwillingen, die man schon mit bloßem Auge
erkennen kann. Orthoklas ist ein wichtiges Gemengteil von vielen magmatischen und metamorphen Gesteinen
(Granit, Syenit, Quarzporphyr, Gneis etc.). Mit die häufigsten gesteinsbildenden Minerale sind Orthoklase. Alle
Feldspäte sind relativ verwitterungsanfällig, werden schnell brüchig und setzen damit die Gesteinsfestigkeit herab.
Plagioklase (Kalknatronfeldspäte) – (Na,Ca) [Al(Al,Si) Si 2 O 8 ]
Härte 6-6½, Dichte 2,6-2,8; Strichfarbe weiß.
Zu den Plagioklasen werden verschiedene Mineralien der Feldspatgruppe mit sehr unterschiedlichen Ca- und Na-
Gehalten gerechnet (Albit, Labradorit, Anorthit etc.). Auch die Plagioklase treten meist als platten- oder prismenförmige
Kristalle auf, sind meist weißlich oder gelblich gefärbt und trüb. Auch sie sind in 3 unterschiedlichen
Richtungen spaltbar, aber nur in eine Richtung gut. Sie neigen nicht dazu Zwillinge zu bilden, die man schon mit
bloßem Auge erkennen könnte. Plagioklase sind wichtige Gemengteile von vielen magmatischen und metamorphen
Gesteinen (Granit, Gabbro, Basalt, Amphibolit etc.). Mit die häufigsten gesteinsbildenden Minerale sind
Plagioklase. Alle Feldspäte sind relativ verwitterungsanfällig, werden schnell brüchig und setzen damit die
Gesteinsfestigkeit herab.

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Feldspatvertreter (z.B. Nephelin, Leucit etc.)
Viele magmatische Gesteine, etwa bestimmte „Basalte“, enthalten keine Feldspäte, sondern anders zusammengesetzte,
helle Gerüstsilikate, die man Feldspatvertreter oder Foide nennt. Sie kommen niemals zusammen mit
Quarz, oft aber mit Feldspäten in einem Gestein vor. Die Feldspatvertreter sind besonders verwitterungsanfällig,
werden schnell brüchig und setzen damit die Festigkeit foidhaltiger Gesteine herab.
Tabelle 1. Für Bautechnik, Trinkwasser, Umweltschutz und Gesundheit relevante Mineraleigenschaften
Minerale, aus denen durch Verwitterung schwefelige Säure entsteht:
Schwefel, Pyrit und alle anderen Sulfide; aus Karbonaten mit geringen Sulfidanteilen (aber auch aus den karbonatischen
Anteilen von Beton) entsteht durch Säureangriff Gips, dadurch Verminderung ihrer Festigkeit, Zunahme der
Löslichkeit und Beeinflussung der Chemie des Trinkwassers.
Minerale, die als Schmiermittel dienen:
– selbst wenn Gesteine nur geringe Anteile an diesen Mineralen enthalten, fördern sie Hangbewegungen:
Graphit, Tonminerale, Talk und andere Schichtsilikate (wirken als Schmiermittel).
Quellfähige Minerale
viele Tonminerale und besonders Anhydrit (dadurch bei Kontakt mit Wasser bautechnisch ein Problem).
Wasserlösliche Minerale
– alle Gesteine, die im Wesentlichen aus diesen Mineralien bestehen, sind verkarstungsfähig:
Steinsalz (ist in neutralem Wasser löslich, macht Wasser schon in geringen Konzentrationen ungenießbar);
Gips und Anhydrit (machen das Wasser hart und für die Nutzung als Trinkwasser unbrauchbar, enge Grenzwerte);
Calcit und Dolomit (sind nur in saurem Wasser löslich, machen das Wasser hart).
Als Erze gesucht
Magnetit, Hämatit und Limonit (wichtigste Eisenerze);
Bleiglanz (wichtigstes Bleierz);
Zinkblende (wichtigstes Zinkerz);
Kupferkies (wichtigstes Kupfererz).
Als sonstige Rohstoffe gesucht
Graphit (elektisch leitender Schmierstoff, Bleistiftherstellung, Hütten- und Reaktortechnik);
Schwefel (Rohstoff für Schwefelsäure- und Gummi-Herstellung);
Pyrit (Rohstoff für Schwefelsäure-Herstellung);
Fluorit (Flussmittel in der Hüttentechnik, Linsensysteme für Infrarot-Optik, Rohstoff für Fluor-Chemie);
Hämatit und Limonit (Rötel und Ocker als Pigmente);
Baryt (Rohstoff für Papier-, Keramik- und Textilindustrie, Bautechnik, Beton-Zuschlagstoff, Strahlenschutz);
Apatit (Dünger, Rohstoff für Phosphor-Chemie);
Quarz (Glasherstellung, Keramikindustrie);
Korund, Diamant und Granat (Schleifmittel, Bohrtechnik, Schmuck);
Topas (als „Gläser“ für teure Armbanduhren);
Talk (Puderherstellung, feuerfestes Material, Isolatoren);
Muskovit (feuerfestes Material, Isolatoren, Sichtfenster von Brennöfen);
bestimmte Tonminerale (Keramik-Rohstoffe, Ionenaustauscher etc.)
Orthoklas (Keramikindustrie, z.B. Magerungsmittel für Porzellanherstellung)
Wirken besonders abrasiv auf Werkzeuge
– selbst wenn Gesteine nur geringe Mengen dieser gesteinsbildenden Minerale enthalten
– falls das nicht erkannt wird, werden Bohrungen, Tunnelvortriebe etc. in diesen Gesteinen viel teuer als erwartet
Korund (Härte 9) – Quarz (Härte 7) – Granat (Härte 6½-7½) – Turmalin (Härte 7-7½) – Topas (Härte 8)
und viele andere besonders harte Silikate.
Besonders gesundheitsschädlich
Quarzstaub (verursacht Staublunge);
Hornblende-Asbest-Staub, vor allem aber Chrysotil-Asbest-Staub (verursacht Asbestose);
Bleiglanz, Zinkblende, Arsenkies oder Kupferkies und andere schwermetallhaltige Minerale (wirken toxisch).
3.5 Wichtige Nachschlagewerke und Bestimmungsbücher zur Mineralogie

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BAYER. GEOL. LANDESAMT (1984): Oberflächennahe Mineralische Rohstoffe von Bayern.– Geologica Bavarica, 86, 563 S.; München.
BÖGEL, H. (1979): Knaurs Mineralienbuch.– 280 S.; München und Zürich (Knaur-Verl.).
DIETRICH, R.V. & SKINNER, B.J. (1984): Die Gesteine und ihre Mineralien.– 357 S.; Thun (Ott-Verl.).
HOCHLEITNER, R., PHILIPSBORN, H. von & WEINER, K.L. (1996): Minerale: Bestimmen nach äußeren Kennzeichen.– 390 S.; Stuttgart
(Schweizerbart-Verl.).
MEDENBACH, O. & SUSSIECK-FORNEFELD, C. (1996): Mineralien.– In: STEINBACH, G. [Hrsg.] (1996), Steinbachs Naturführer, 287 S.;
München (Mosaik Verl.)
MARKL, G. (2004): Mineralien und Gesteine. Eigenschaften, Bildung, Untersuchung.– 355 S.; München (Elsevier / Spektrum-Verl.)
RAMDOHR, K. & STRUNZ H. (1980): Klockmanns Lehrbuch der Mineralogie.– 876 S.; Stuttgart (Enke-Verl.).
RÖSLER, H.J. (1991): Lehrbuch der Mineralogie.– 5. Aufl. 833 S.; Leipzig (Deutscher Verl. für Grundstoffindustrie / Spektrum-Verl.).
SCHMID, H. & WEINELT, W. (1978): Lagerstätten in Bayern.– Geologica Bavarica, 77, 160 S., 1 Lagerstättenkarte 1:500000; München.
SCHUMANN, W. (1973): Steine und Mineralien.– BLV Bestimmungsbuch, 2. Aufl., 227 S.; München, Bern, Wien (BLV-Verl.).
SEIM, R. (1981): Minerale sammeln und bestimmen.– 379 S.; Melsungen etc. (Neumann-Neudamm-Verl.).
4. PETROLOGISCHE GRUNDLAGEN
Die gesamte Erdoberfläche wird von Gesteinen unterschiedlicher Genese und Zusammensetzung aufgebaut.
Nach ihrer Genese, ihrer Textur und ihrer Zusammensetzung lassen sich Hunderte von Gesteinen unterscheiden.
In der Petrologie (Gesteinskunde) wird zur Grobgliederung meist eine einfache genetische Einteilung benutzt:
Man unterscheidet Erstarrungsgesteine (Magmatite), die aus Gesteinsschmelzen erstarrt sind, Sedimentgesteine
(Sedimente und Sedimentite), die Ablagerungen von Flüssen, Seen, Meeren, des Eises und des Windes
darstellen, sowie Umwandlungsgesteine (Metamorphite), die unter erhöhten Drucken und/oder Temperaturen
aus anderen Ausgangsgesteinen (Magmatiten oder Sedimenten) hervorgegangen sind.
Darstellung der am Aufbau von Gesteinen beteiligten Mineralien im Konzentrationsdreieck: In den meisten
Gesteinen sind mehrere Mineralarten enthalten; es sind sog. Mehrstoffsysteme. Je nach Art und Anteil der darin
enthaltenen Minerale, aber auch nach ihrer Genese werden die Gesteine unterschiedlich benannt. Ganz ähnlich
ist das auch mit Speisen, die Mehrstoffsysteme sind. Eine Speise, die aus Schokolade, Rosinen und Nüssen
besteht, wird unterschiedlich benannt, je nachdem, welche und in welchen Anteilen die Stoffe an ihrem Aufbau
beteiligt sind. Man unterscheidet z.B. Milchschokolade, Rosinen, Nüsse, Nussschokolade, Trauben-Nuss-Schokolade,
Florentiner, Nüsse mit Schokoladenüberzug, Rosinen mit Schokoladenüberzug und Studentenfutter.
Außerdem spielt bei der Benennung von Speisen nicht nur die Zusammensetzung, sondern auch die Art der
Zubereitung eine wichtige Rolle, also deren Genese. Müsli und Porridge bestehen aus den gleichen Zutaten,
werden aber wegen ihrer unterschiedlichen Zubereitung unterschiedlich benannt.
Die graphische Darstellung der Anteile der am Aufbau von Gesteinen beteiligten Minerale bereitet große Schwierigkeiten,
da in einem herkömmlichen Diagramm nur zwei von einander abhängige Größen darstellbar sind. Deshalb
verwendet man in der Petrologie sogenannte Konzentrationsdreiecke als Diagramme, in denen immerhin
Dreistoff-Systeme anschaulich darstellbar sind. Da viele Gesteine mehr als drei Mineralarten enthalten, muss
man diese in einem räumlichen Koordinatensystem (Tetraeder) darstellen oder einfach welche weglassen, um
ihre Zusammensetzung trotzdem veranschaulichen zu können. Verwendet man sog. Doppeldreiecke, können in
den Fällen, wo sich das Auftreten zweier Mineralgruppen ausschließt (Quarz und Foide), Vierstoffsysteme auch in
der Ebene dargestellt werden.
4.1 Erstarrungsgesteine (magmatische Gesteine oder Magmatite)

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Als Magmatite werden Gesteine bezeichnet, die aus natürlichen heißen Gesteinsschmelzen (Magmen) erstarrt
sind. Je nachdem, ob der Erstarrungsprozess im Erdinneren oder an bzw. nahe der Erdoberfläche abgelaufen ist,
unterscheidet man Ergussgesteine (Vulkanite) und Tiefengesteine (Plutonite). Eine Sonderstellung nehmen
die Ganggesteine ein, bei denen es sich um manchmal nur knapp unter der Oberfläche erstarrte, gangförmige
Magmatite handelt. Sie sehen manchmal Tiefengesteinen, oft aber auch den äquivalenten Ergussgesteinen zum
Verwechseln ähnlich.
Die Magmen entstehen im Erdinneren. Bei einer Temperaturzunahme von 3 °C je 100 m (entspricht einer Geothermischen
Tiefenstufe von 33 m) werden schon in 20 km Tiefe Temperaturen von 600 °C, in 40 km Tiefe von
1200 °C erreicht. Die meisten Gesteine beginnen an der Erdoberfläche erst bei Temperaturen über 1000 °C zu
schmelzen. Von Experimenten in „Autoklaven“ ist jedoch bekannt, dass sich unter hohen Drucken, wie sie unter
der Erdoberfläche in 20 bis 40 km Tiefe tatsächlich herrschen, zudem bei Anwesenheit von Wasser und flüchtigen
Substanzen, der Schmelzpunkt von manchen Gesteinen auf unter 600 °C erniedrigen kann. Bei Druckentlastung
können die im Magma gelösten Gase teilweise freigesetzt werden. Diese Magmen-Gas-Gemische sind hoch
mobil, können in höhere Krustenstockwerke aufsteigen und sich entlang von Spalten u.U. bis an die Erdoberfläche
durchzwängen, wo sie schließlich abkühlen und erstarren. Der Vorgang des Magmenaufstiegs ist mit
dem Überschäumen einer Sektflasche gut vergleichbar.
4.1.1 Ergussgesteine (vulkanische Gesteine oder Vulkanite)
Als Ergussgesteine werden Magmatite bezeichnet, die aus an oder in der Nähe der Erdoberfläche bzw. unter
Wasser erstarrten Gesteinsschmelzen (Magmen) hervorgegangen sind. Sie sind bei atmosphärischem Druck,
aber ziemlich hohen Temperaturen entstanden. Der Erstarrungsprozess läuft dabei vergleichsweise schnell ab
und dauert, je nach der Dimension des erstarrenden Gesteinskörpers, gewöhnlich einige Monate, Jahre oder
Jahrzehnte. Die in der Gesteinsschmelze wachsenden Kristalle bleiben daher meist mikroskopisch klein.
Das Auftreten von Ergussgesteinen ist an alten oder jungen Vulkanismus gebunden. Vulkane sind die wohl faszinierendsten
geologischen Erscheinungen auf der Erde. Aktiven Vulkanismus kann man zwar nicht in Deutschland
selbst, wohl aber im südlichen Italien, auf den Kanaren oder auf Island studieren. „Junge“ (tertiäre oder quartäre)
Vulkangebiete, in denen oft noch die Vulkane selbst in der Landschaft zu erkennen sind, finden sich in
Deutschland u.a. in der Eifel, Rhön, im Siebengebirge, Westerwald, Vogelsberg, Kaiserstuhl oder im Hegau.
„Alte“ (paläozoische) Vulkangebiete, an die meist nur noch vulkanische Gesteine erinnern, die in Sedimente
eingelagert sind, finden sich in Deutschland u.a. im Frankenwald, Südschwarzwald, Saarland, im Lahntal,
Thüringer Wald oder im Harz.
Vulkane bilden sich an Stellen, wo Gesteinsschmelzen an Schwächezonen in der Erdkruste – vor allem entlang
von tiefreichenden Störungen – aufsteigen können. Diese Schmelzen stammen letztlich aus tiefen Teilen der
Erdkruste oder gar aus dem oberen Erdmantel, also aus Tiefen von 30 bis mehr als 50 km. Wenige Kilometer
unter der Erdoberfläche liegen nicht selten Magmenkammern, die durch vulkanische Gänge in direkter Verbindung
mit den Vulkangebäuden an der Erdoberfläche stehen. Im Laufe der Zeit kann sich die Zusammensetzung
der in diesen Kammern langsam erstarrenden Schmelzen erheblich verändern, da die Magmen teilweise mit dem
Nebengestein entlang der Aufstiegswege reagieren können. Bei Ausbrüchen fließen die Gesteinsschmelzen in
Form von Laven an Spalten aus, die sich gewöhnlich an den Flanken der Vulkane öffnen. Die zuunterst liegenden
Teile der meter- bis dekametermächtigen Lavaströme erstarren meist zu dichten vulkanischen Gesteinen,
die durch Abkühlungsrisse in plattige oder säulenförmige Körper (Absonderungen) zerlegt werden können. Die
Oberflächen der Lavaströme sind dagegen durch blasenreiche Schaumlaven und Schlacken charakterisiert.
Lavaströme aus kieselsäurereichen, niedertemperierten und zähen Schmelzen erstarren nicht selten zu vulkanischen
Gläsern (z.B. Obsidian). Solche und andere extrem saure und niedrig temperierte Schmelzen sind oft so
zäh, dass sie schon in den Aufstiegswegen stecken bleiben und die Eroberfläche gar nicht erreichen oder über
dem Schlot mächtige Stau- bzw. Quellkuppen bilden.
Die im Magma gelösten Gase entweichen während der Ausbrüche meist über den Vulkanschlot, über dem sich
ein Krater bilden kann. Bei explosionsartiger Entgasung werden Teile der Schmelze mitgerissen, ausgeschleudert
und in Form sog. Pyroklastite abgelagert. Durch die plötzliche Druckentlastung werden die Gesteinsschmelzen
durch die gelösten Gase zu blasenreichen Schlacken oder feinporigem Bims aufgeschäumt, der so leicht sein
kann, dass er auf dem Wasser schwimmt. Wegen der schlagartigen Abkühlung der Schmelze bestehen Schlacken
und Bims aus Gesteinsglas. Größere Wurfschlacken und zu Stromlinienkörpern geformte vulkanische
Bomben fallen meist nicht weit vom Krater entfernt herunter. Lapilli, vor allem aber die fein zerstäubte Tephra

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(vulkanische Aschen) werden viel weiter transportiert und u.U. erst viele Kilometer vom Ausbruchszentrum
entfernt abgeregnet. Hier kann sich das Material zu Dekameter dicken (mächtigen), geschichteten vulkanischen
Tuffen anhäufen. Mit heißen Gasen vermischte Wolken glühender Aschen sintern zu festen Gesteinen, die als
Schmelztuffe (Ignimbrite) bezeichnet werden. Die Kegel der Stratovulkane bestehen aus Wechselfolgen von
Laven und Pyroklastiten.
Gewöhnlich sind die Mineralkörner von Laven so klein, dass sie sich nur unter dem Mikroskop bestimmen lassen.
In einigen Fällen hat das aufsteigende Magma größere Kristalle mitgebracht, die vorher schon in der Magmenkammer
auskristallisiert waren. Die Textur derartiger Laven, die aus zentimetergroßen, oft idiomorphen Kristallen,
den Einsprenglingen bestehen, die in einer dichten, feinstkristallinen Grundmasse „schwimmen“, wird als
porphyrisch bezeichnet. Bei älteren Laven ist es nicht immer einfach, auf den ersten Blick zwischen primären
Einsprenglingen und sekundär entstandenen, mineralischen Füllungen von Blasenhohlräumen zu unterscheiden.
Meist jedoch erstarren Laven zu feinkörnigen, dichten, vulkanischen Gesteinen, die – in Abhängigkeit von der
chemischen Zusammensetzung der Gesteinsschmelzen – aus einem Filz unterschiedlicher Mineralarten und /
oder Glas aufgebaut sind. Grundsätzlich unterscheidet man zwischen sauren (extrem kieselsäurereichen, >65%
SiO 2 ), intermediären (etwas weniger kieselsäurereichen, 65-52% SiO 2 ), basischen (relativ kieselsäurearmen,
52-45% SiO 2 ) und ultrabasischen (extrem kieselsäurearmen, mitunter sogar kieselsäurefreien,

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Melaphyr (Mandelstein)
Als Melaphyre bezeichnet man chemisch und/oder mineralogisch veränderte, blasenreiche, alte (meist paläozoische),
basische bis intermediäre vulkanische Gesteine von grünlicher, rötlicher oder schwärzlicher Farbe. Die
ehemaligen Blasenhohlräume sind sekundär oft mit Calcit, Achat oder Zeolithen ausgefüllt. Wenn Melaphyre verwittern,
bleiben diese Füllungen als „Achatmandeln“ übrig. Weit verbreitet z.B. im Saar-Nahe-Gebiet, dem Thüringer
Wald oder in den Dolomiten. Als Tiefengesteinsäquivalente gelten manche Gabbros und Diorite. Fast alle
bedeutenden Achatvorkommen sind an Melaphyre gebunden. Nutzung wie beim Basalt.
Andesit (Porphyrit)
Intermediäres, hell- bis dunkelgraues, oft porphyrisches vulkanisches Gestein, das etwa zur Hälfte aus Plagioklas,
daneben aus Pyroxenen, Hornblende und Biotit besteht. Sehr oft sind diese Minerale nicht nur in der feinkörnigen
Grundmasse, sondern auch als Einsprenglinge zu finden (daher Porphyrite). Die Gesteine sind oft quarzfrei. Als
Tiefengesteinsäquivalente gelten Diorite. Porphyrische Gesteine andesitischer Zusammensetzung sind z.B. im
Paläozoikum des Oslogebietes verbreitet (Rhombenporphyr). Nutzung wie beim Basalt.
Trachyt
Trachyte sind relativ hell gefärbte Vulkangesteine, die v.a. aus Kalifeldspat und Hornblende bestehen. Sie enthalten
Einsprenglinge des wasserklaren Feldspates Sanidin. Da Trachytschmelzen meist überaus zäh sind, bilden
sie oft Quellkuppen oder erreichen die Erdoberfläche nicht und bleiben im Vulkanschlot stecken. Der Drachenfels
im Siebengebirge und der Puy de Dome in der Auvergne bestehen aus Trachyten. Als Tiefengesteinsäquivalente
gelten Syenite. Nutzung wie beim Basalt.
Phonolith
Phonolithe sind relativ hell gefärbte Vulkangesteine, die neben Pyroxenen auch bestimmte Feldspäte und den
Feldspatvertreter Nephelin enthalten. Einsprenglinge des wasserklaren Feldspates Sanidin sind häufig. Da Phonolithschmelzen
gewöhnlich sehr zäh sind, erreichen viele die Erdoberfläche nicht und bleiben in den Vulkanschloten
stecken. Derartige Phonolithstöcke treten z.B. im Kaiserstuhl und im Hegau auf (Hohentwiel, Hohenkrähen).
Tiefengesteinsäquivalente sind nephelinführende Syenite. Nutzung wie beim Basalt.
Tephrit
Als Tephrite bezeichnet man basische bis intermediäre, oft Feldspatvertreter enthaltende Laven, die einen hohen
Anteil von Glas in der Grundmasse haben. Häufig sind Nephelin-Tephrite mit idiomorphen Nephelin-Einsprenglingen.
Übergänge zu anderen vulkanischen Gesteinen sind häufig, z.B. Phonotephrite. Tephrite sind z.B. in den
mittelitalienischen Vulkangebieten verbreitet. Eine Mischung aus bestimmten Tephrit-Tuffen (Pozzolano) und
Branntkalk war der "Naturzement" der Römer.
Rhyolith (Quarzporphyr)
Sehr saures, hell gefärbtes, gelbliches, rotes oder hellgraues, immer porphyrisches vulkanisches Gestein, das in
typischer Form vor allem aus dem Paläozoikum stammt. Besteht zu etwa gleichen Teilen aus Quarz, Plagioklas
und Alkalifeldspat sowie etwas Biotit. Diese Minerale finden sich nicht nur in der feinkörnigen Grundmasse, sondern
auch als Einsprenglinge. Quarzporphyr tritt vor allem in Form von Gängen und mächtigen Decken auf, bei
denen es sich größtenteils um Ignimbrite handelt. Da Rhyolithschmelzen meist extrem zäh sind, bilden sie oft
Quellkuppen oder erreichen die Erdoberfläche nicht und bleiben in ihren Aufstiegswegen stecken. Rhyolithe sondern
selten säulig, meist jedoch in dicken Quadern oder Platten ab. Größere Vorkommen in der Pfalz, im
Schwarzwald und Thüringer Wald oder in der Umgebung von Bozen (Bozener Quarzporphyr). Als Tiefengesteinsäquivalente
gelten Granite. Quarzporphyr wird häufig in Steinbrüchen zur Herstellung von Pflastersteinen
und Platten gebrochen.
Obsidian
Sehr saures, glasiges, schwärzliches vulkanisches Glas, das vor allem in Form von kurzen Lavaströmen oder
Quellkuppen auftritt. Chemisch ist es mit dem Quarzporphyr verwandt, enthält aber nur Glas und keine Kristalle.
Entsteht aus extrem zähen, nicht hoch temperierten, sauren Gesteinsschmelzen durch besonders rasche Abkühlung.
Als Tiefengesteinsäquivalente gelten Granite.Obsidian wird heute gelegentlich als Schmuckstein abgebaut
und war in der Steinzeit ein begehrter Rohstoff zur Herstellung von Steinwerkzeugen.

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Bims (Bimstuff)
Feinporig aufgeschäumtes Obsidianglas, das weiß erscheint. Tritt in Brockenform v.a. in Bimstuffen auf. Manche
Obsidiane verwandeln sich in Bims, wenn man sie mit dem Schweißbrenner über den Schmelzpunkt erhitzt. Weil
isolierte Bimsbrocken trotz hoher Porosität eine sehr geringe Durchlässigkeit besitzen, schwimmen sie auf dem
Wasser. Vorkommen von Bims z.B. in der Eifel. Als Tiefengesteinsäquivalente gelten Granite. Bims ist ein
gesuchter Rohstoff, der als Füllstoff, Zuschlagstoff für Leichtbeton oder als Poliermittel Verwendung findet.
4.1.2 Tiefengesteine (plutonische Gesteine oder Plutonite)
Als Tiefengesteine werden Magmatite bezeichnet, die aus wenige bis viele Kilometer unter der Erdoberfläche erstarrten
Gesteinsschmelzen (Magmen) hervorgegangen sind. Sie sind gewöhnlich bei hohen Drucken und ziemlich
hohen Temperaturen entstanden. Die meisten Tiefengesteine sind durch Aufschmelzung (Anatexis bis
Diatexis) anderer, vordem einmal fester Ausgangsgesteine (Sedimentite, Vulkanite, Metamorphite) in größeren
Tiefen der Erdkruste entstanden. Da diese Schmelzen ein vergleichsweise geringes spezifisches Gewicht besitzen
und hoch mobil sind, haben sie die Neigung, in höhere Stockwerke der Kruste aufzusteigen, in die dortigen
Gesteine zu intrudieren (einzudringen), diese zu zerbrechen und zu verdrängen. Viele Plutonite enthalten noch
nicht völlig aufgeschmolzene Restbestände der Ausgangsgesteine (Xenolithe).
Da die den Intrusionskörper umgebenden Nebengesteine schlechte Wärmeleiter sind, läuft der Erstarrungsprozess
dieser Schmelzen unendlich langsam ab und braucht, je nach Größe dieses Gesteinskörpers, gewöhnlich
einige Jahrzehntausende bis einige Jahrmillionen. Deshalb können die in diesen Gesteinsschmelzen wachsenden
Kristalle mehrere Zentimeter oder gar Dezimeter groß werden. Die Tiefengesteine treten meist in Form kuppelartiger
Plutone oder plattenförmiger Gänge auf. Von Plutonen können Gänge und Apophysen ausgehen, die das
Nebengestein durchschwärmen. Viele Lagerstätten sind an derartige Gänge gebunden.
Der First kuppelförmiger Tiefengesteinskörper wird als „altes Dach“ bezeichnet. Vom „alten Dach“ haben sich
nicht selten größere Gesteinsmassen gelöst und sind ein Stück weit in die Schmelze eingesunken. In der längst
zu körnigen Tiefengesteinen erstarrten Schmelze sind diese Nebengesteinsschollen nicht selten bis heute zu erkennen.
Durch Hebung und Erosion werden Tiefengesteinskörper, die in großer Tiefe erstarrt sind, schließlich
an der Erdoberfläche freigelegt und sind dann einer direkten Beobachtung zugänglich. Die kuppelförmigen Plutone
zeigen an der Erdoberfläche oft rundliche oder elliptische Anschnitte, deren Durchmesser viele Kilometer,
manchmal Zehnerkilometer oder gar Hunderte von Kilometern betragen können.
Das Gefüge der Tiefengesteine ist meist gleichkörnig granular, oft aber auch porphyrisch. Im Gegensatz zu
porphyrischen Vulkaniten schwimmen die großen Einsprenglinge (Kristalle, oft Feldspäte) in einer gleichfalls körnigen
Grundmasse. Die meisten Tiefengesteine sind in hohem Maße isotrop und sehr kluftarm. Deshalb lassen
sich aus Plutoniten metergroße Bausteinquader, mitunter sogar Dekameter lange Säulen aus einem Stück gewinnen
(ägyptische Obelisken!). Zudem stellen sie i.d.R. einen idealen Baugrund und im Hohlraumbau sog. standfeste
Gesteine dar. Wegen des Fehlens einer nennenswerten primären Porosität und ihrer Kluftarmut sind Tiefengesteine
kaum wasserdurchlässig. Deshalb werden Tiefengesteinskörper als ideale Standorte für Endlager
radioaktiven Abfalls angesehen.
Wie bei den Vulkaniten unterscheidet man grundsätzlich zwischen sauren, intermediären, basischen und ultrabasischen
Plutoniten (vergl. Abschnitt 4.1.1). Für den überwiegenden Teil der Tiefengesteine lassen sich
bedeutend feinerkörnige Ergussgesteine finden, die zwar eine andere Textur, aber die gleiche chemische und
eine verwandte mineralogische Zusammensetzung haben. Sie werden als Ergussgesteinsäquivalente bezeichnet.
Je nachdem, aus welchen Mineralarten in welchen Mengenverhältnissen Tiefengesteine bestehen, haben sie
ganz unterschiedliche Namen. Die Zusammensetzung der meisten Tiefengesteine lässt sich gleichfalls mit Hilfe
eines doppelten Konzentrationsdreieckes, dem Streckeisen-Diagramm, recht anschaulich darstellen. Man
begnügt sich mit der Darstellung der "hellen" Mineralarten (Alkalifeldspäte, Plagioklase, Feldspatvertreter und
Quarz), die "dunklen" (Pyroxene, Amphibole, Glimmer u.a.), die sog. Mafite, werden einfach weggelassen, sofern
sie nicht mehr als 90% des Gesamtmineralbestandes eines Gesteins ausmachen. Einige wenige Beispiele
besonders häufiger Tiefengesteine seien hier kurz beschrieben:

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Granit
Sehr saures, grau, auch rosa oder rot gefärbtes, meist grobkörniges Tiefengestein. Es besteht zu etwa gleichen
Teilen aus Quarz, Plagioklas und Alkalifeldspat sowie etwas Biotit. Bei porphyrischen Graniten liegen in einer
körnigen Grundmasse aus Plagioklas, Kalifeldspat, Quarz und Glimmer (Biotit und/oder Muskovit) größere Einsprenglinge
aus großen Kalifeldspatkristallen, die als deutliche Kristallzwillinge ausgebildet sind. Die Ergussgesteinsäquivalente
der Granite sind Rhyolithe. Es gibt Granite mit einer schwachen Foliation (siehe unten), denn
der Übergang von Graniten zu Orthogneisen ist fließend. Granite gehören zu den häufigsten Gesteinen und sind
z.B. im Schwarzwald, Oberpfälzer Wald, Erzgebirge, Harz, aber auch in den Zentralalpen weit verbreitet. Granit
wird in zahlreichen Steinbrüchen als Baustein gewonnen. Kluftarme Granitplutone werden für Endlager als besonders
geeignet angesehen.
Diorit
Intermediäres, dunkelgraues, grobkörniges Tiefengestein. Diorit ist oft granitähnlich, meist aber deutlich dunkler.
Er enthält viel Plagioklas, weniger Alkalifeldspäte, Quarz sowie viel Amphibole, Biotit und gelegentlich Pyroxene.
Die Ergussgesteinsäquivalente von Dioriten sind Andesite (Porphyrite). Diorite gehören zu den häufigsten Tiefengesteinen
und sind in allen Gebieten mit Kristallingesteinen verbreitet. Gelegentlich werden Diorite als Bausteine
gewonnen, z.B. im Bayerischen Wald oder in der Lausitz.
Syenit
Intermediäres, oft hellgraues, manchmal auch dunkel gefärbtes, meist grobkörniges, oft porphyrisches Tiefengestein.
Es enthält viel Kalifeldspat, etwas Plagioklas, gelegentlich Quarz, sowie Amphibole und/oder Pyroxene.
Als Ergussgesteinsäquivalente gelten Trachyte. Syenite gehören zu den häufigeren Tiefengesteinen und sind z.B.
in Gegenden mit Kristallingesteinen und in vielen Vulkangebieten verbreitet. Viele Syenite sind sehr dekorativ und
werden als Bausteine gewonnen.
Foidsyenite (Alkalisyenite)
Intermediäre, oft dunkel gefärbte und meist grobkörnige Tiefengesteine, die neben mafischen Mineralen (Amphibole
und/oder Pyroxene) vor allem Kalifeldspäte und Feldspatvertreter enthalten. Je nachdem, welche Foide vorhanden
sind, spricht man z.B. von Nephelin- oder Leucit-Syeniten. Bei einigen Alkalisyeniten, z.B. beim Larvikit,
sind die Kalifeldspäte ungewöhnlich dunkel gefärbt und irisieren wie Perlmutt. Alkalisyenite sind weniger häufig
und weisen oft Konzentrationen sehr seltener Elemente und Mineralien auf. Große Alkali-Syenitplutone sind z.B.
aus dem Oslogebiet, der Kolahalbinsel und Südgrönland bekannt. Ergussgesteinsäquivalente mancher Alkalisyenite
sind Phonolithe. Manche Alkalisyenite, z.B. der Larvikit aus Südnorwegen (mit bunt schillernden Feldspäten,
"Labrador"), sind sehr dekorativ und werden als Dekorsteine gewonnen.
Pegmatit
Vor allem gangförmig auftretendes, extrem grobkörniges Gestein aus dm- oder gar m-großen Einkristallen. Kristallisiert
aus wasserreichen Restschmelzen, die vor allem beim Erstarren bestimmter Tiefengesteinskörper entstehen.
Pegmatite bestehen größtenteils aus großen bis riesigen Quarz-, Kalifeldspat -und Glimmer-Kristallen,
teilweise auch aus geometrischen Verwachsungen von Quarz und Feldspat ("Schriftgranit"). Sie enthalten oft
auch Turmalin, mitunter auch extrem seltene Mineralien. Pegmatitgänge sind sehr häufig und finden sich in der
Peripherie fast jedes sauren und intermediären Plutons. Besonders die Pegmatite von Alkalisyeniten sind berühmt
wegen ihres Reichtums an seltenen Mineralien. Viele Pegmatite finden sich in allen Kristallingebieten, wo
auch Granite auftreten, z.B. in der Oberpfalz oder in Südnorwegen. Große Pegmatite werden zur Gewinnung von
Quarz- und Feldspat abgebaut (z.B. Oberpfalz, Südnorwegen), andere wegen besonderer Minerale (z.B. Kryolith,
Beryll) und seltener Elemente (z.B. Beryllium, Lithium).
Gabbro
Häufigstes basisches Tiefengestein. Kommt stellenweise in Gebieten mit Kristallingesteinen vor, etwa im
Schwarzwald oder den Zentralalpen. Dunkelgrau bis schwärzlich, oft auch schwarzgrünlich, grobkörnig, spezifisch
schwer, leicht verwitternd. Besteht etwa zur Hälfte aus Plagioklas (der hier meist relativ dunkel wirkt), zur anderen
Hälfte aus schwärzlichen Pyroxenen. Enthält oft auch Amphibole, Sulfide, gelegentlich auch Olivin. Als Ergussgesteinsäquivalente
gelten feldspatführende Basalte. Als Baustein selten genutzt; oft sulfidhaltig.

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Peridotit
Ein auf Festländern ziemlich seltenes, ultrabasisches Tiefengestein, das vor allem entlang der mittelozeanischen
Rücken am Boden von Ozeanen entsteht. Kommt stellenweise in der Oberpfalz, im Engadin oder Südnorwegen
vor. Dunkelgrau, schwarzgrünlich bis schwärzlich, rostig anwitternd. Reich an Erzmineralen, vor allem an Sulfiden
oder Chromit; spezifisch sehr schwer. Das Gestein besteht vor allem aus Olivin und Pyroxen. Als Ergussgesteinsäquivalente
gelten bestimmte feldspatfreie Basalte (Pikrit). Oft sulfidhaltig, kann Magnetit, Chromerze, Gold oder
Platin in abbauwürdigen Konzentrationen enthalten.
Dunit
Ein auf Festländern ziemlich seltenes, ultrabasisches Tiefengestein, stammt aus dem oberen Erdmantel. Stellenweise
in größeren Massen in der Oberpfalz, im Engadin oder der Westtürkei, vor allem aber tritt es in Form von
Knollen ("Olivin-Bomben") in Basalten auf. Olivgrün, rostig anwitternd. Reich an Erzmineralen, vor allem an
Chromit; spezifisch sehr schwer. Das Gestein besteht fast nur aus Olivin. Dunite können gelegentlich Diamanten,
Gold oder Platin in abbauwürdigen Konzentrationen enthalten.
4.2 Sedimentgesteine (Sedimente, Sedimentite oder Absatzgesteine)
Sedimente werden vom Wasser, Eis, Wind oder durch die Schwerkraft auf der Erdoberfläche abgelagert (sedimentiert).
Ihre Bildung setzt voraus, dass vorher ältere Ausgangsgesteine irgendwo durch Verwitterung und Erosion
zerkleinert und abgetragen bzw. aufgelöst wurden und das Material von einem Medium ein Stück weit transportiert
wird. Die Ablagerungen können aus Gesteinsfragmenten bestehen oder aus wässrigen Lösungen ausgefällt
werden – mit und ohne Beteiligung von Organismen. Die meisten Sedimente sind mehr oder weniger deutlich
geschichtet (Schichtgesteine). Die parallelen Trennflächen der Schichtung (Bankung) beeinflussen die
mechanischen Eigenschaften der meisten Sedimentgesteine ganz entscheidend, die vor allem dann geringe Festigkeiten
aufweisen, wenn sie scherend parallel zu den Schichtflächen beansprucht werden.
Je nach Art des Transportmittels können äolische (Wind), aquatische (Wasser) und glaziäre (Eis) Sedimente
unterschieden werden. Nach Art des Ablagerungsraumes unterscheidet man zudem terrestrische (Festland),
fluviatile (Fluss), limnische (See) oder marine (Meer) Ablagerungen. Grundsätzlich spricht man von klastischen
Sedimenten, die aus Gesteinsfragmenten unterschiedlicher Größe, Mineralzusammensetzung und Kornform
bestehen, organogenen Sedimenten, die aus den mineralischen Hartteilen oder der organischen Substanz
von Tieren und Pflanzen bestehen, sowie chemischen Sedimenten, die aus wässrigen Lösungen ausgefällt
werden.
Der Vorgang der Verfestigung von primär lockeren und/oder porösen Ablagerungen, der in geologischen Zeiträumen
aus lockeren, wasserdurchlässigen Sedimenten schließlich feste, vielfach wasserundurchlässige Sedimentgesteine
entstehen lässt, wird als Diagenese bezeichnet. Diagenetische Prozesse benötigen Zeit, Wasser
und normalerweise auch Druck. Wenn sich der eingeschwemmte Schlamm von Flüssen am Grunde eines Meeres
oder eines Sees Mineralkorn um Mineralkorn absetzt, bis der wasserhaltige Sedimentstapel einige Dekameter
dick geworden ist, werden die zuunterst liegenden Schichten durch das Gewicht des überlagernden Schlammes
stark gepresst. Dieser Auflastdruck führt zu einer Verdichtung der Ablagerungen, wobei die Mineralkörner
aneinandergedrückt, die Porenwässer ausgepresst und die Porenhohlräume zwischen den einzelnen Partikeln
immer kleiner werden.
Dazu kommt noch, dass im Laufe der Zeit im Wasser gelöste Substanzen (meist Calciumkarbonat oder Kieselsäure)
in den Gesteinsporen ausgefällt werden und die Körner miteinander verkleben (Bindemittel, Zementationsprozess).
So wird mit der Zeit z.B. aus einem weichen Ton ein fester Tonstein, aus einem lockeren Sand ein
fester Sandstein, aus lockerem Kies ein festes Konglomerat oder aus einem weichen Kalkschlamm ein fester
Kalkstein. Auch primär schon feste, aber wasserdurchlässige, poröse oder gar löcherige Gesteine, wie Riffkalke,
Quelltuffe oder vulkanische Laven, sind diagenetischen Prozessen unterworfen. Auch deren Poren werden im
Laufe der Zeit mit mineralischen Substanzen verfüllt. Die Diagenese führt bei Sedimentgesteinen (aber auch bei
vulkanischen Tuffen) i.d.R. zu einer Zunahme der Festigkeit und zu einer Abnahme von Porosität und
Durchlässigkeit.
4.2.1 Klastische Sedimente bzw. Sedimentgesteine

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Die klastischen Sedimente (klastisch, nicht klassisch!) werden meist, unabhängig von ihrer Zusammensetzung,
nach ihrer Korngröße (Durchmesser ihrer Komponenten) in verschiedene Gruppen unterteilt:
ein Sediment, das aus Körnern mit einem Ø 63 mm besteht (Steine, Blöcke), wird Blockwerk genannt.
Kiese und Konglomerate bezeichnet man gelegentlich auch als Psephite, Sande und Sandsteine als Psammite,
Tone und Schluffe, bzw. Ton- und Schluffsteine werden oft zu Peliten zusammengefasst. Tatsächlich bestehen
klastische Sedimente bzw. Sedimentgesteine meistens aus Gemischen unterschiedlicher Korngrößen, sehr selten
nur aus einer einzigen Korngrößenfraktion. Gemischtkörnige Sedimente, die aus Gemischen aller Korngrößen in
etwa gleichen Anteilen bestehen, vom Ton bis zum Blockwerk, werden Diamikton genannt. Hinsichtlich ihrer
Zusammensetzung können klastische Sedimente nur aus Komponenten einer einzigen Materialart (monomikte
Sedimente) oder aus Fragmenten unterschiedlicher Materialien (polymikte Sedimente) bestehen. Allerdings gilt
das weitgehend nur für Konglomerate und manche Sande. Viele Sande und Schluffe bestehen vorwiegend aus
Quarzkörnern, die Tone weitgehend aus winzigen Tonmineral-Schüppchen.
Ton, Mergel und Lehm
Als Tone oder Tonsteine bezeichnet man Gesteine, die vor allem aus Ton, als Schluffe oder Schluffsteine, die
vor allem aus Schluff bestehen. Meist handelt es sich jedoch um feinkörnige Korngemische, die vor allem aus
Tonmineralen und Quarzfragmenten zusammengesetzt sind und als Tonschluffsteine zusammengefasst werden.
Kalkhaltige Tonschluffsteine bezeichnet man als Mergel oder Mergelsteine. Durch ihren Gehalt an Tonmineralen
macht man sich an feuchten Tonschluff- und Mergelsteinen schmutzig; sie weichen auf, lassen sich
kneten und fühlen sich seifig an. Unreine, meist gelblich gefärbte Tone mit hohem Sandgehalt werden als Lehme
bezeichnet. Schiefertone (z.B. der Posidonienschiefer) zerfallen in dünne Platten, die an die Schieferung der
metamorphen Tonschiefer erinnern (vergl. unten). Im Gegensatz zu diesen sind sie aber nicht schwach metamorph
überprägt, sondern nur extrem gut geschichtet.
Die Eigenschaften von Tonschluff- und Mergelsteinen hängen stark von den Tonmineralen ab, aus denen
sie aufgebaut sind. Obwohl sie sehr fest sein können, weichen sie mit Wasser auf, werden plastisch, quellen und
zerfallen schließlich zu Brei. Andererseits neigen sie aber beim Austrocknen zum Schrumpfen und zur Bildung
von Schrumpfungsrissen. Für Wasser sind sie schwer durchlässig und viele haben ein hohes Schadstoffrückhaltevermögen.
Als Baugrund können sie allerdings problematisch, in einigen Fällen sogar gefährlich sein, da
wasserhaltige Ton-Schluff-Gemische bestimmter Zusammensetzung thixotrope Eigenschaften aufweisen können
(Quicktone). In Hanglagen fördern sie Rutschungen. Andererseits sind sie wichtige Rohstoffe und spielen bei der
Anlage von Deponien als natürliche wie künstliche Barrieren eine wichtige Rolle. Tonschluffsteine sind wesentlich
am Aufbau der Nordalpen (Nördliche Kalkalpen, Helvetikum- und Flyschzone), des Alpenvorlandes (Molassemergel
oder die als sog. „Geschiebelehme“ oder „Moränen“ bezeichneten eiszeitlichen Diamikte) und des
Schwäbisch-Fränkischen Stufenlandes beteiligt (z.B. Keupertone, Tone / Mergel des Schwarzen und Braunen
Jura). Als Schieferton werden Tone bezeichnet, die ein sedimentäres Parallelgefüge aufweisen, aber keine
echten Schiefer sind.
Sand bzw. Sandstein
Sande bzw. Sandsteine sind körnige Gesteine, die oft aus Quarz- (Quarzsandsteine) oder Kalkkomponenten
(Kalksandsteine) zusammengesetzt sind. Allerdings sind neben feldspatreichen Sandsteinen (Arkosen) auch
solche häufig, die große Mengen an Gesteinsbruchstücken enthalten (Grauwacken). Die Verfestigung vom Sand
zum Sandstein ist vor allem durch das Ausfällen von Calcit- und Quarzzementen (Bindemittel) in den Gesteinsporen
bedingt. Ihre Festigkeit, Wasserdurchlässigkeit und ihr chemisches Verhalten hängen stark von der Art des
Bindemittels und vom Grad der Diagenese ab. Lockere Sande sind hoch durchlässig, können bei Anwesenheit
von Wasser sehr geringe Festigkeiten aufweisen (Schwimmsande) oder gar zum Fließen neigen (Quicksande).
Ist die Diagenese dagegen weit fortgeschritten, können Sandsteine sehr fest und fast wasserundurchlässig sein.
Sie besitzen i.d.R. kein Schadstoffrückhaltevermögen. Sande sind wichtige Rohstoffe für die Bauindustrie, Sandsteine
dienen vielfach als Bausteine (z.B. Buntsandstein). Viele Grundwasserleiter, vor allem die von tiefen
Grundwässern, sind poröse Grobsandsteine. Sande und Sandsteine sind wesentlich am Aufbau der Nordalpen

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(Flyschzone), des Alpenvorlandes (Molassesandsteine) und des Schwäbisch-Fränkischen Stufenlandes (z.B.
Buntsandstein, Keuper- und Doggersandsteine) beteiligt.
Kies, Konglomerat und Brekzie
Kiese bzw. Konglomerate sind grobkörnige Gesteine, die manchmal aus Quarz, meistens aber aus vielen unterschiedlichen
Komponenten zusammengesetzt sind. Die Zwickel zwischen den groben Komponenten sind meist
von Sand erfüllt. Die Verfestigung vom Kies zum Konglomerat ist vor allem durch das Ausfällen von Calcit- und
Quarzzementen (Bindemittel) in den Gesteinsporen der sandigen Zwickelfüllungen bedingt. Ihre Festigkeit,
Wasserdurchlässigkeit und ihr chemisches Verhalten hängen, wie bei Sandsteinen, stark von der Art des Bindemittels
und vom Grad der Diagenese ab. Konglomerate („Nagelfluh“), deren Komponenten (Gerölle) gerundet
sind, können aussehen wie Beton. Bestehen die Komponenten aus eckigen Gesteinsbruchstücken, werden die
Gesteine als Brekzie (auch Breccie geschrieben) bezeichnet.
Lockere Kiese und kantiger Hangschutt sind hoch wasserdurchlässig. Ist die Diagenese weit fortgeschritten,
können sie dagegen als Konglomerate und Brekzien sehr fest, aber nur ganz selten wasserundurchlässig sein.
Sie besitzen i.d.R. keinerlei Schadstoffrückhaltevermögen. Kiese sind wichtige Rohstoffe für die Bauindustrie,
sowohl karbonatische (z.B. als Betonzuschlagstoff) als auch karbonatfreie (z.B. als Filterkies). Konglomerate sind
wesentlich am Aufbau des Alpenvorlandes (Molassekonglomerate) und des Schwäbisch-Fränkischen
Stufenlandes (z.B. Rotliegend-Brekzien, Buntsandsteinkonglomerate) beteiligt. Viele Grundwasserleiter, vor allem
die der obersten Grundwasserstockwerke, bestehen meist aus hoch durchlässigen eiszeitlichen Flusskiesen und
Konglomeraten.
4.2.2 Organogene Sedimente bzw. Sedimentgesteine
Organogene Sedimente werden von Organismen gebildet. Entweder sind es mineralische Schalen und Skelette,
meist aus Karbonaten, als Ergebnis der Biomineralisation, die sich zu lockeren oder primär schon festen Sedimenten
anreichern. Es kann aber auch die organische Substanz selbst sein, die sich ablagert und unter günstigen
Bedingungen erhalten bleibt.
Kalk und Kalkstein
Die meisten Kalke entstehen unter Beteiligung von Organismen. Das im Meer- oder Süßwasser gelöste Calciumkarbonat
wird von verschiedenen im Wasser lebenden Organismen, z.B. Korallen, Schnecken, Muscheln, manchen
Algen etc. in Form von Calcit und/oder Aragonit ausgefällt und in die Schalen und Skelette eingebaut. Aragonit
wandelt sich im Laufe der Zeit in Calcit um. Kalksteine können primär als weiche bzw. lockere Sedimente
abgelagert werden, z.B. als feinkörniger Kalkschlamm, Kalksand oder grobkörniger Schill. Diese lockeren Ablagerungen
härten mit der Zeit durch Ausfällung von Calcit aus dem Porenwasser aus und werden zu festen Kalksteinen.
Stellenweise entstehen allerdings auch schon primär feste Kalksteine, etwa Riffkalke oder Kalktuffe (Quelltuffe),
die schon bei der Bildung zahlreiche Hohlräume aufweisen. Im Gegensatz dazu handelt es sich bei den
sog. Rauhwacken um zellige, hohlraumreiche Kalksteine, die immer zusammen mit Gipsvorkommen auftreten.
Sie sind nicht so abgelagert worden, sondern erst nachträglich, als Ergebnis komplizierter chemischer Umsetzungen
aus Dolomit- und Gipssteinen, nahe der Erdoberfläche entstanden.
Kalksteine werden in zahlreichen Steinbrüchen zur Kalkgewinnung (vor allem für die Herstellung von Zement) und
als Bausteine gewonnen. Die meisten Kalksteine weisen Schichtflächen und Klüfte auf, entlang derer Wasser
zirkulieren kann. Da Kalke leicht verkarsten, sind die Schichtfugen und Klüfte durch Lösung oft erweitert. Dadurch
sind Kalksteine in hohem Maße wasserdurchlässig und enthalten vielfach ausgedehnte Höhlensysteme. Als
Lösungsrückstände bleiben vielfach Höhlenlehme übrig. Kalksteine sind ausgezeichnete Grundwasserleiter,
haben allerdings keinerlei Filterwirkung und beeinflussen die Härte des Grundwassers. Kalksteine sind wesentlich
am Aufbau der Nordalpen (Wettersteinkalk der Nördlichen Kalkalpen, Schrattenkalk im Helvetikum) und des
Schwäbisch-Fränkischen Stufenlandes beteiligt (Muschelkalk, Jurakalke der Schwäbisch-Fränkischen Alb).
Dolomit und Dolomitstein
Auch Dolomit wird zumeist primär als Kalkschlamm oder Kalksand von Organismen im Meer abgelagert und
unmittelbar danach oder auch erst später durch Mg-reiche Porenwässer in Dolomit bzw. Dolomitstein umgewandelt.
Bei tektonischer Beanspruchung reagieren Dolomite viel spröder als Kalke und zerbrechen zumeist sehr
klüftig. Die Klüfte in Dolomiten sind sehr oft wieder mit Calcit verheilt.
Dolomit wird nur gelegentlich als Rohstoff gewonnen, vor allem zur Herstellung von feuerfesten Produkten. Da
Dolomite gleichfalls verkarsten, gilt für sie auch das oben schon für Kalksteine Gesagte. Dolomite sind wesentlich

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am Aufbau der Nordalpen (Hauptdolomit), der Südalpen (Dolomiten) und der Fränkischen Alb (Frankendolomit)
beteiligt.
Torf-Lignit-Braunkohle-Steinkohle
Stellenweise können sich Blätter, Stängel und Holzreste anhäufen und mächtige Lager bilden (z.B. Torf). Die
organische Substanz (Zellulose und Lignin) wird unter Luftabschluss nicht vollständig abgebaut und kann über
geologische Zeiträume erhalten bleiben. Werden solche Torflager von anderen Ablagerungen bedeckt und
gepresst, entstehen aus den Hölzern mit der Zeit harte Lignite. Durch Inkohlung, einen Prozess, der unter hohem
Druck und erhöhter Temperatur zur relativen Anreicherung von Kohlenstoff bei gleichzeitiger Abreicherung von
Wasserstoff und Sauerstoff führt, entstehen mit der Zeit Braunkohle und schließlich Steinkohle.
Viele Kohlen sind reich an Sulfiden, die sich bei Sauerstoff-Zutritt zersetzen. Die dabei entstehende Schwefelige
Säure ist betonaggressiv und kann in benachbarten Kalken und Mergeln zur Entstehung von Gips führen. Damit
beeinflussen sie auch die Qualität des Grundwassers. Abgesehen davon, dass kohleführende Sedimente rutschanfällig
sind, werden sie vor allem durch Stollen alter Bergbaue und damit verbundene Setzungen äußerst problematisch.
Bergbau auf Steinkohle (Oberkarbon-Unterperm) ist bzw. war vor allem im Saarland, im Ruhrgebiet,
Münsterland und in Thüringen verbreitet. Braunkohlen (Eozän-Miozän) werden bzw. wurden bei Halle und Leipzig,
in der Kölner Bucht und im Alpenvorland abgebaut (Peißenberg, Penzberg und Hausham).
4.2.3 Chemische Sedimente bzw. Sedimentgesteine
Als chemische Sedimente werden Ablagerungen bezeichnet, die ohne Mitwirkung von Organismen aus wässrigen
Lösungen ausgefällt werden. Die Fällung wird meist durch Eindampfen, Druckentlastung oder Veränderungen des
pH-Wertes der Wässer ausgelöst. Auch ein Teil der karbonatischen Sedimente wird auf rein chemischem Wege
ausgefällt, z.B. Tropfsteine in Höhlen. Die Abgrenzung von organisch und anorganisch ablaufenden Fällungsprozessen
ist nicht immer einfach.
Gips
Gips wird und wurde vor allem in Meeresbuchten und Salzseen in den Subtropen gebildet, wo Gipskristalle aus
dem eindampfenden Meerwasser ausgefällt und als Gipsschlamm am Boden abgesetzt werden. Mit der Zeit können
so mächtige Gipslager entstehen. Große Gipsvorkommen entstanden auf diese Weise vor allem während der
Perm- und Triaszeit. Heute noch laufen vergleichbare Prozesse in strandnahen Salzseen, aber auch z.B. in der
Etoschapfanne, den Schotts Nordafrikas oder am Großen Salzsee in den USA ab.
Gipshaltige Gesteine verkarsten leicht, sind deshalb hoch durchlässig, beeinflussen die Qualität des Trinkwassers
und sind bei entsprechendem Überlagerungsdruck plastisch verformbar. Gips kommt z.B. im Mittleren Muschelkalk
und im Keuper des Schwäbisch-Fränkischen Stufenlandes oder in den Raibler Schichten der Nördlichen
Kalkalpen vor. Gips hat auch eine wirtschaftliche Bedeutung, z.B. als Zuschlagstoff für Zement.
Anhydrit
Auch Anhydritkristalle können in konzentrierten Salzlaugen direkt aus eindampfendem Meerwasser ausgefällt und
als Anhydritschlamm am Boden abgesetzt werden. Zudem kann sich Anhydrit sekundär aus Gips bilden, wenn
Gipslager von mächtigen Sedimenten bedeckt, versenkt und dadurch erhöhten Drucken und Temperaturen
ausgesetzt werden. Kommt Anhydrit durch Erosion darüberliegender Gesteine in die Nähe der Erdoberfläche,
nimmt er Wasser auf und wandelt sich in Gips um. Diese Umwandlung ist mit einer Volumenszunahme bis zu
62% verbunden, bei der ungeheure Quelldrucke auftreten. Das Quellen von Anhydrit kann bei Baumaßnahmen
zu erheblichen Problemen führen. Im übrigen treten die gleichen Probleme wie bei Gips auf. Gips und Anhydrit
kommen oft gemeinsam und zusammen mit Steinsalz vor. Wie Steinsalz fehlt Anhydrit aber in der Nähe der Erdoberfläche.
Steinsalz
Werden Salzseen oder Meeresbuchten restlos eingedampft, kommt es zur Ausfällung von den im Wasser gelösten
Salzen, vor allem von Steinsalz und anderen Salzen, z.B. Kalisalzen. Unter bestimmten Bedingungen können
so mächtige Steinsalzlager entstehen. Steinsalz, das noch viel leichter löslich ist als Gips, ist extrem verkarstungsanfällig
und es beeinflusst die Qualität des Trinkwassers. Bei entsprechendem Überlagerungsdruck ist es
zudem plastisch verformbar und äußerst mobil. Steinsalz kommt zusammen mit Gips bzw. Anhydrit vor, z.B. im
Mittleren Muschelkalk des Schwäbisch-Fränkischen Stufenlandes, im Zechstein Norddeutschlands (Salzstöcke),
im „Haselgebirge“ der Nördlichen Kalkalpen oder in Persien (Salzgletscher!). Steinsalz und andere Salze (Kalisalz)
haben eine große wirtschaftliche Bedeutung für die Ernährung und die chemische Industrie.

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Radiolarit, Hornstein und Feuerstein
Viele Kieselgesteine, die als harte Knollen und Platten in Kalke und Dolomite eingelagert sein können, entstehen
auf chemischem Wege im noch weichen Sediment. Allerdings gibt es auch mächtigere, geschichtete Kieselgesteine,
die aus den kieseligen Hartteilen von Organismen (Radiolarien, Schwämme, Kieselalgen) entstanden sind.
Diese Gesteine sind meist wegen ihrer großen Härte problematisch, vor allem wegen ihrer abrasiven Wirkung auf
Werkzeuge. Mächtigere Schichtfolgen aus reinen Kieselgesteinen kommen z.B. in den Nördlichen Kalkalpen
(Radiolarit) oder im Frankenwald (Kieselschiefer) vor. Kieselknollen (Feuerstein- und Hornsteinknollen) sind als
Einlagerungen in fast allen Kalksteinen (z.B. in der Schreibkreide sowie in den weißen Jurakalken der Alb) zu
finden und waren in der Steinzeit ein begehrter Rohstoff zur Herstellung von Steinwerkzeugen.
4.3 Umwandlungsgesteine (Metamorphite)
Als Metamorphite werden Gesteine bezeichnet, die durch Umwandlung des ursprünglichen Mineralbestandes
aus vorher schon existierenden Gesteinen (Magmatite, Sedimentite oder ältere Metamorphite) hervorgegangen
sind. Die Umwandlung geht dabei im Erdinneren im festen Zustand vor sich und ist abhängig von den jeweiligen
Druck- und Temperatur-Bedingungen, den sog. p/T-Bedingungen, die in unterschiedlichen Tiefen der Erdkruste
herrschen. Jedes Mineral hat einen begrenzten Stabilitätsbereich und wird instabil, wenn sich die p/T-
Bedingungen ändern. Das gleiche gilt für Gruppen koexistierender Minerale, die Gesteine aufbauen, sog. Paragenesen.
Sie reagieren unter neuen p/T-Bedingungen miteinander und werden allmählich durch neue Paragenesen
ersetzt, die diesen neuen äußeren Bedingungen angepasst sind. Entscheidend ist dabei eine intergranulare
Wanderung von fluiden Phasen, die Ionen von einem Korn zum anderen transportieren können.
Wie oben schon erläutert, ist davon auszugehen, dass parallel zu einer „normalen“ Temperaturzunahme von 3 °C
je 100 m Tiefe auch der Druck jeweils um etwa 26 kg/cm² je 100 m Tiefe ansteigt. In 20 km Tiefe können so
schon Gesteinstemperaturen von 600 °C und Drucke von 5200 kg/cm² erreicht werden. Bei der allmählichen
Versenkung von Gesteinen in größere Tiefen bilden sich immer wieder neue Minerale, die in den jeweiligen
Tiefen eine Zeitlang stabil sind. Die Mineralparagenesen sind aber nicht nur von den hier herrschenden p/T-
Bedingungen, sondern auch von der Zusammensetzung der Ausgangsgesteine abhängig. Die Umwandlung in
neue Mineralparagenesen kann ohne jeden Materialverlust oder Stoffzufuhr von außen erfolgen (isocheme
Metamorphose). Mitunter kann es aber auch zu einem Verlust bzw. einer Zufuhr von Stoffen kommen (allocheme
Metamorphose). Der Faktor Zeit spielt in allen Fällen bei diesen Vorgängen eine wesentliche Rolle. Die
vollständige Mineralumwandlung und die Sprossung makroskopisch sichtbarer Kristalle beansprucht jedenfalls
geologische Zeiträume.
Anhand der Mineralparagenesen lassen sich die p/T-Bedingungen abschätzen, unter denen sie entstanden sind.
Mit zunehmender Versenkung wird die Metamorphose immer stärker, wird zunächst als niedriggradige und
schließlich als hochgradige Metamorphose bezeichnet. Kehrt sich die abwärts gerichtete Bewegung um, sinken
Druck und Temperatur wieder ab, und die Metamorphose kann bis zu einem gewissen Grad rückläufig sein
(retrograde Metamorphose). Geht das Absinken von Temperatur und Druck sehr rasch, haben die Mineralparagenesen
keine Zeit, sich auf die veränderten Bedingungen einzustellen. Hochgradig metamorphe Gesteine können
so konserviert werden und weitgehend unverändert durch Erosion an der Erdoberfläche freigelegt werden.
Wenn Druck und Temperatur in dem Maße zunehmen, wie es einer Versenkung mit einer „normalen“ Temperaturzunahme
von etwa 3 °C pro 100 m entspricht, spricht man von einer „normalen“ Regionalmetamorphose
(Versenkungsmetamorphose). Sind die Drucke extrem hoch und die Temperaturen vergleichsweise niedrig,
was z.B. in jungen Gebirgen vorkommt, wo kühle Gesteine relativ rasch in große Tiefen versenkt werden, spricht
man von einer druckbetonten Metamorphose (Hochdruckmetamorphose). Sind dagegen die Drucke sehr
niedrig und die Temperaturen im Vergleich dazu sehr hoch, etwa in der Umgebung von heißen Magmenkörpern,
die in höhere Krustenteile eingedrungen sind, spricht man von einer temperaturbetonten Metamorphose (Kontaktmetamorphose).
Den meisten metamorphen Gesteinen ist ein ausgeprägtes Parallelgefüge (Schieferung, Foliation) eigen, das
an eine Schichtung erinnern kann, aber genetisch mit einer echten sedimentären Schichtung nur selten etwas zu
tun hat. Meist sind stängelige oder plattige und spaltbare Mineralkörner, wie Glimmer, Amphibole oder Pyroxene,
parallel zu den Schieferungsflächen eingeregelt. Schieferung entsteht durch Spannungen, denen die Gesteine vor
und während der Metamorphose ausgesetzt sind. Diese parallelen Trennflächen beeinflussen die mechani-

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schen Eigenschaften der meisten Metamorphite ganz entscheidend, die vor allem dann geringe Festigkeiten aufweisen,
wenn sie scherend parallel zu den Schieferungsflächen beansprucht werden. Deshalb verhalten sich die
meisten Metamorphite mechanisch ähnlich wie gut geschichtete Sedimente.
Ist das Ausgangsgestein, das Edukt, bekannt, aus dem ein Metamorphit hervorgegangen ist, kann man das
metamorphe Gestein (unabhängig von seinem Mineralbestand) einfach durch den Zusatz „Meta-“ charakterisieren:
so wird z.B. aus einer Grauwacke eine Metagrauwacke, aus einem Granit ein Metagranit und aus einem
Vulkanit ein Metavulkanit. Abgesehen davon haben die Metamorphite aber, abhängig von Aussehen, Korngröße,
Gefüge, Mineralbestand und Metamorphosegrad, unterschiedliche Namen.
Tonschiefer
Tonschiefer sind schwach metamorph überprägte Tonschluffsteine, die eine ausgeprägte Schieferung besitzen.
Trotz ihrer Ähnlichkeit mit Schiefertonen weichen sie beim Kontakt mit Wasser nicht mehr auf, da sich die Tonminerale
größtenteils in submikroskopisch winzige Glimmerschüppchen (Serizit) umgewandelt haben. In Tonschiefern
sind oft gut erhaltene Fossilien zu finden, z.B. Graptolithen. Übergänge zu Phylliten sind vorhanden. Der
hohe Gehalt an (in Serizit) umgewandelten Tonmineralen und das ausgeprägte Parallelgefüge beeinflussen die
mechanischen Eigenschaften der Tonschiefer entscheidend. Die Gesteine sind primär fast wasserun Als
durchlässig, verwittern aber leicht und fördern Hangbewegungen, werden dadurch entfestigt und blättern auf. Bei
ungünstiger Lagerung können schon geringe Anteile von Tonschiefern große Rutschungen auslösen (vergl.
Tone). Früher sind manche Schiefer als Dachschiefer und zur Herstellung von Schiefertafeln und Griffeln gebrochen
worden. Tonschiefer sind z.B. in Teilen der Alpen, im Rheinischen oder im Thüringischen Schiefergebirge
verbreitet.
Fruchtschiefer und Knotenschiefer
Fruchtschiefer sind metamorphe Tonschluffsteine, in denen bei einer temperaturbetonten Kontaktmetamorphose
lang- oder kurzstängelige Mineralien (z.B. Andalusit bzw. Chiastolith) neu gesprosst sind. Die mechanischen
Eigenschaften von Frucht- oder Knotenschiefern sind mit denen von Tonschiefern vergleichbar (siehe oben). Sie
finden sich in der Peripherie vieler Granitplutone (Kontakthof), etwa im Schwarzwald oder im Bayerischen Wald.
Phyllit
Phyllite sind schiefrige, schwach metamorphe Gesteine, die an Tonschiefer erinnern, aber viel kräftiger glänzende
Schieferungsflächen besitzen, was mit der Sprossung größerer Serizit-Schüppchen zusammenhängt. Die Edukte
der Phyllite waren meist Tonschluffsteine, aber im Gegensatz zu diesen enthalten sie keinerlei Tonminerale mehr.
Je nachdem, welche anderen Minerale zusätzlich vorkommen bzw. dominieren, werden z.B. Quarzphyllite,
Talkphyllite oder tiefschwarze (und schwarz abfärbende) Graphitphyllite unterschieden. Fossilien sind in Phylliten
nur ganz selten und sehr schlecht erhalten. Es gibt Übergänge zu Glimmerschiefern. Die mechanischen
Eigenschaften von Phylliten sind mit denen von Tonschiefern vergleichbar (siehe oben). Phyllite sind z.B. in den
Zentralalpen und im Frankenwald verbreitet.
Glimmerschiefer
Glimmerschiefer sind schiefrige Metamorphite, die vor allem aus parallel eingeregelten Glimmern (Serizit, Biotit
und/oder Muskovit) bestehen und unterschiedliche Mengen von feinkörnigem Quarz und/oder Feldspat enthalten,
sehr oft zusätzlich auch Granat. Die Glimmerplättchen sind gewöhnlich mit bloßem Auge erkennbar und parallel
zur Foliation eingeregelt. Viele Glimmerschiefer sind gefaltet. Je nachdem, welche Mineralarten überwiegen oder
zusätzlich auftreten, werden z.B. Granatglimmerschiefer, Biotitglimmerschiefer etc. unterschieden. Als Hornblende-Garbenschiefer
werden teilweise granatführende Glimmerschiefer bezeichnet, die cm- oder dm-große,
stängelige Hornblendekristalle enthalten. Die Hornblenden liegen in den Schieferungsebenen und bilden garbenoder
sonnenartige Aggregate. Glimmerschiefer sind relativ hochgradige Metamorphite, die bei der Regionalmetamorphose
vor allem aus Tonschluffsteinen, aber z.B. auch aus Arkosen oder Grauwacken hervorgehen können.
Es gibt alle Übergänge zu Gneisen. Die mechanischen Eigenschaften von Glimmerschiefern sind mit denen von
Tonschiefern vergleichbar (siehe oben). Glimmerschiefer sind z.B. in den Zentralalpen, im Bayerischen Wald und
im Schwarzwald zu finden.
Gneis
Gneise sind, ähnlich wie Granite, ziemlich grobkörnige, meist helle Metamorphite, die aus Feldspäten, Quarz und
Glimmer (Biotit und/oder Muskovit) bestehen, aber auch etwas Amphibole, Pyroxene oder Granat enthalten können.
Die meisten dieser Minerale sind mit bloßem Auge erkennbar. Im Gegensatz zu Graniten zeigen sie immer
ein deutliches Parallelgefüge; die Glimmer und andere mafische Minerale sind meist parallel zur Foliation ein-

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geregelt. Viele Gneise sind gefaltet. Je nachdem, welche Mineralarten überwiegen oder zusätzlich auftreten, werden
z.B. Biotitgneise, Muskovitgneise, Pyroxengneise, Granatgneise etc. unterschieden. Gneise mit großen Feldspatkristallen
werden als Augengneise bezeichnet. Gneise sind hochgradige Metamorphite, die aus unterschiedlichen
Sedimenten (Grauwacken, Tonschluffsteine etc.) genauso wie aus sauren Magmatiten (Rhyolithe, Bimstuffe,
Granite etc.) unter sehr unterschiedlichen Metamorphosebedingungen entstehen können. Gneise, die Metasedimente
sind, werden als Paragneise bezeichnet, solche die Metagranite sind, als Orthogneise. Der Übergang
von Graniten zu Orthogneisen ist fließend. Gneise können wie Granite sehr standfest sein, haben aber ein
paralleles Trennflächengefüge, das zu Gleitungen führen kann. Manche Gneise werden als Bau- und Dekorsteine
gebrochen. Gneise sind z.B. in den Zentralalpen, dem Bayerischen Wald, dem Schwarzwald oder dem
Erzgebirge zu finden.
Marmor
Als Marmore werden monomineralische Metamorphite bezeichnet, die aus Calcit oder Dolomit bestehen. Dabei
handelt es sich meist um reine sedimentäre Karbonatgesteine, die metamorph geworden sind. Der Mineralbestand
hat sich dabei nicht verändert, wohl aber die Korngröße: Calcit- und Dolomitmarmore sind, im Gegensatz
zu ihren sedimentären Ausgangsgesteinen, durch Sammelkristallisation meist so grobkörnig, dass man die
Spaltflächen einzelner Kristalle mit bloßem Auge glitzern sehen kann. Reine Marmore sind unter allen isochemen,
auch höchstgradigen Metamorphosebedingungen stabil. Primäre Sedimentstrukturen ihrer Ausgangsgesteine
sind fast nie erhalten. Marmore sind nur selten geschiefert. Die mechanischen und chemischen Eigenschaften
von reinen Marmoren sind denen ihrer sedimentären Edukte (Kalke, Dolomite) vergleichbar: Wie Kalksteine
verkarsten Marmore leicht, sind dadurch sehr wasserdurchlässig. Verkarstete Marmore können ausgezeichnete
Karstwasserleiter sein, haben allerdings keinerlei Filterwirkung und beeinflussen die Härte des Grundwassers.
Marmore sind z.B. in den Zentralalpen, im Bayerischen Wald und Schwarzwald zu finden. Manche Marmore sind
weiß, andere farbig gebändert und werden in Steinbrüchen als Bau- und Dekorsteine gewonnen.
Quarzit
Als Quarzite werden monomineralische, sowohl niedriggradige als auch hochgradige Metamorphite bezeichnet,
die fast nur aus Quarz bestehen. Ihre Edukte waren meist Sand- und Schluffsteine, die ursprünglich schon nur
aus Quarzkörnern bestanden haben. Der Mineralbestand hat sich bei der Metamorphose nicht verändert, wohl
aber Korngröße und Kornbindung. Im Vergleich zu sedimentären Quarzsandsteinen sind Quarzite oft gröberkörnig
und frei von primären Gesteinsporen. Reine Quarzite sind unter allen isochemen, auch höchstgradigen
Metamorphosebedingungen stabil. Manche Quarzite erscheinen massig, andere haben eine deutliche Foliation.
Selbst in hochgradig metamorphen Quarziten können noch primäre Sedimentstrukturen (z.B. Schrägschichtung,
Rippelmarken) erhalten sein. Die Eigenschaften von reinen Quarziten sind denen ihrer sedimentären Ausgangsgesteine
vergleichbar (siehe oben). Manche Quarzite werden in Steinbrüchen als Bausteine gewonnen.
Grünschiefer
Grünschiefer sind dunkle, weiche, schiefrige Metamorphite, die vor allem aus dem grünen Mineral Chlorit bestehen.
Es handelt sich um relativ niedriggradige Metamorphite, die vor allem aus sedimentären (Mergel) und vulkanischen
(basische Tuffe) Ausgangsgesteinen bei der Regionalmetamorphose und bei der druckbetonten Metamorphose
hervorgehen können. Manche Grünschiefer, die Talk enthalten oder fast nur aus Talk bestehen,
werden als Talkschiefer bezeichnet. Die mechanischen Eigenschaften von Grünschiefern und Talkschiefern sind
mit denen von Tonschiefern vergleichbar (siehe oben); sie sind extrem rutschungsanfällig. Grünschiefer sind z.B.
in den Zentralalpen, im Bayerischen Wald und im Schwarzwald zu finden.
Amphibolit
Amphibolite sind, ähnlich wie Gneise, recht grobkörnige Metamorphite, die im Wesentlichen aus Plagioklas und
Hornblende bestehen. Daneben können sie Biotit, Pyroxen und Granat enthalten. Wie Gneise zeigen sie immer
ein deutliches Parallelgefüge. Sie sind recht dunkel und weisen oft eine leicht grünliche Färbung auf. Amphibolite
mit großen Granatkristallen sind Granatamphibolite. Amphibolite sind hochgradige Metamorphite, die aus basischen
Magmatiten (z.B. Gabbros, Basalten) sowie Sedimentgesteinen (z.B. Mergel) vor allem bei der Regionalmetamorphose
hervorgehen können. Die mechanischen Eigenschaften von Amphiboliten sind denen von Gneisen
vergleichbar. Ihr paralleles Trennflächengefüge kann zu Gleitungen Anlass geben. Amphibolite sind z.B. in
den Zentralalpen, dem Bayerischen Wald und dem Schwarzwald verbreitet.
Serpentinit

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Serpentinite sind dunkle, grünliche oder rötliche, feinkörnige Metamorphite, die im Wesentlichen aus dem Mineral
Serpentin bestehen. Als Kluftminerale treten neben Calcit vor allem Asbest und Talk auf. Serpentinite zeigen
meist kein deutliches Parallelgefüge. Serpentinite sind hochgradige Metamorphite, die aus ultrabasischen, olivinund
pyroxenreichen Magmatiten (z.B. Peridotiten) hervorgehen können. Die mechanischen Eigenschaften von
Serpentiniten sind sehr stark von der Klüftigkeit und den vorkommenden Kluftmineralen (z.B. Talk) abhängig.
Serpentinite kommen stellenweise z.B. in den Zentralalpen (Tauern, Samnaun), der Oberpfalz, dem Schwarzwald
oder dem Erzgebirge vor.
Eklogit
Eklogite sind dunkelgrüne, höchstgradig metamorphe Gesteine, die im Wesentlichen aus bestimmten grün
gefärbten Pyroxenen (Omphacit) bestehen und rot gefärbte Granate enthalten. Mit anderen ähnlichen Gesteinen
werden sie zu den ultrametamorphen Gesteinen der „Eklogitfazies“ gerechnet, die bei extrem hohen Drucken und
mäßig hohen Temperaturen entstanden sind. Sie sind Produkte der sog. Versenkungsmetamorphose und finden
sich in den stark gehobenen zentralen Teilen vieler Gebirge, z.B. in den Ötztaler Alpen.
Granulit
Granulite sind helle, meist feinkörnige, höchstgradig metamorphe Gesteine, die vor allem aus Quarz und besonderen
Feldspäten bestehen. Im Gegensatz zu Graniten, denen sie ähnlich sehen können, enthalten sie primär
weder Glimmer noch Amphibole, sondern Pyroxene und Granat. Die Quarzkörner sind plattig ausgebildet und
werden „Scheibenquarze“ genannt. Mit anderen ähnlichen Gesteinen, z.B. den gleichfalls granatführenden Charnockiten,
werden sie zu den ultrametamorphen Gesteinen der „Granulitfazies“ gerechnet, die bei so extremen
Drucken und hohen Temperaturen (teilweise über 800°C) entstanden sind, dass sie eigentlich hätten aufschmelzen
müssen. Dass sie nicht geschmolzen sind, verdanken sie besonders „trockenen“ (fluidarmen) Metamorphosebedingungen.
Durch die extrem hohen Drucke haben sich in diesen Gesteinen teilweise Diamanten und Hochdruckmodifikationen
des Quarzes gebildet. Granulite gibt es in den alten Festlandskernen dieser Erde, z.B. in
Skandinavien oder Indien, aber auch in den Vogesen und im „Sächsischen Granulitgebirge“. Bestimmte granathaltige
Granulite werden gelegentlich als Bau- oder Dekorsteine verwendet.
Migmatit
Migmatite sind höchstgradig metamorphe, körnige Gesteine, die vor allem aus Feldspäten, Quarz und unterschiedlichen
Mafiten bestehen. Sie besitzen ein mehr oder weniger ausgeprägtes Parallelgefüge und erinnern
dadurch an Gneise. Manchmal ist es nur ganz schwach entwickelt und deutlich verfaltet. Vielfach sind jedoch die
Glimmer und andere mafische Minerale nicht parallel dazu eingeregelt, im Gegensatz zu Gneisen. Lagenweise
können im Gestein grobkörnige, granitähnliche Partien mit einem echten magmatischen Gefüge auftreten. Migmatite
sind bei hohen Drucken so stark aufgeheizt worden, dass sie aufzuschmelzen begannen. Deshalb vereinigen
sie typische Merkmale metamorpher (Parallelgefüge, Faltung) mit denen magmatischer (abschnittsweise
fehlende Einregelung der Mafite und Gefüge plutonischer Gesteine) Gesteine. Je nachdem, wie weit die Aufschmelzung
des Gesteins vorangekommen war, werden Anatexite, Metatexite und Diatexite unterschieden. Die
Frage, ob es sich bei dem Gestein tatsächlich um einen Migmatit handelt oder nicht, lässt sich oft nicht anhand
eines einzigen Handstückes entscheiden. Migmatite sind z.B. im Schwarzwald, in Böhmen oder in Skandinavien
weit verbreitet. Interessant gemaserte Migmatite werden heute als Bau- und Dekorsteine geschätzt.
4.4 Wichtige Nachschlagewerke und Bestimmungsbücher für Gesteine
BAYER. GEOL. LANDESAMT (1984): Oberflächennahe Mineralische Rohstoffe von Bayern.– Geologica Bavarica, 86, 563 S.; München.
DIETRICH, R.V. & SKINNER, B.J. (1984): Die Gesteine und ihre Mineralien.– 357 S.; Thun (Ott-Verl.).
GRUNDMANN, G. & SCHOLZ, H. (1985): Kieselsteine im Alpenvorland. Iller, Lech, Isar, Inn.– 72 S.; München (Weise-Verl.).
JUBELT, R. & SCHREITER, P. (1972): Gesteinsbestimmungsbuch.– 178 S.; Hanau (Dausien-Verl.).
MARESCH, W. & MEDENBACH, O. (1987): Gesteine.– In: STEINBACH, G. ed. (1987), Steinbachs Naturführer, 287 S.; München (Mosaik V.).
MARKL, G. (2004): Mineralien und Gesteine. Eigenschaften, Bildung, Untersuchung.– 355 S.; München (Elsevier / Spektrum-Verl.)
NICKEL, E. (1975): Aufbaukurs Petrographie.– In: Grundwissen in Mineralogie, Teil 3, 2. Aufl., 300 S. Thun (Ott-Verl.).
PAPE, H. (1981): Leitfaden zur Gesteinsbestimmung.– 4. Aufl., 152 S.; Stuttgart (Enke-V.).
SCHUMANN, W. (1973): Steine und Mineralien.- BLV Bestimmungsbuch, 2. Aufl., 227 S.; München, Bern, Wien (BLV-Verl.).

TUCKER, M.E. (1985): Einführung in die Sedimentpetrologie.– 262 S.; Stuttgart (Enke-Verl.).
WIMMENAUER, W. (1985): Petrographie der magmatischen und metamorphen Gesteine.– 382 S.; Stuttgart (Enke-Verl.).
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5. EINIGE WEITERE GRUNDLAGEN DER
ALLGEMEINEN GEOLOGIE
Was bisher über die Eigenschaften von Gesteinen gesagt worden ist, gilt uneingeschränkt nur für frische, „gesunde“
und unverwitterte Gesteine. Die geologischen Körper, mit denen wir es bei allen Fragen des Umweltschutzes,
der Baugeologie oder Hydrogeologie zu tun haben, waren aber schon während und unmittelbar nach ihrer
Bildung tektonischen Spannungen im Erdinnern ausgesetzt, weisen dadurch vielfach Risse auf oder sind bis in
den mikroskopischen Bereich hinein zerbrochen. Außerdem liegen diese geologischen Körper heute alle direkt an
oder zumindest nahe der Erdoberfläche. In der Nähe der Erdoberfläche liegen sie aber meist schon seit geraumer
Zeit (u.U. viele Millionen Jahre). Sie waren und sind hier der Erosion und der Verwitterung ausgesetzt, die die
Eigenschaften von Gesteinen entscheidend verändern können. Mit der Zeit kann so aus einem eigentlich
wasserundurchlässigen ein hoch durchlässiger geologischer Körper werden. Eigentlich stabile, standfeste
Gesteine können so gefährlich instabil werden.
5.1 Verwitterung und Bodenbildung
Von den Faktoren, die Standfestigkeit, Durchlässigkeit und Schadstoffrückhaltevermögen geologischer Körper
entscheidend beeinflussen können, ist die Verwitterung einer der wichtigsten. Grundsätzlich werden folgende
Arten der Verwitterung unterschieden:
Unter physikalischer Verwitterung fasst man eine Reihe von Vorgängen zusammen, die geeignet ist, das
Gefüge von Gesteinen mechanisch zu lockern, zu zermürben und schließlich zu zerstören. Dazu gehört u.a. das
Zermürben von Gesteinsoberflächen durch Temperaturunterschiede, denen sie an der Erdoberfläche ausgesetzt
sind. Diese Temperaturverwitterung ist vor allem durch unterschiedliche Wärmeausdehnungskoeffizienten verschiedener
Mineralkörner und ihre unterschiedliche Fähigkeit bedingt, Wärme zu absorbieren (u.a. von deren
Farbe abhängig). Sie ist vor allem in Gebieten mit fehlender Vegetationsdecke wirksam. In vegetationsbedeckten
Gebieten spielt dagegen die physikalisch-biologische Verwitterung im Boden eine wichtige Rolle, die mechanische
Erweiterung von Fissuren durch den Wachstumsdruck von Pflanzenwurzeln, die als Wurzelsprengung
bezeichnet wird. Die Frostsprengung zermürbt die Gesteine dagegen durch das Frieren von Wasser, das von der
Oberfläche her in Fissuren (Klüfte) eingedrungen ist, vor allem in den arktischen und gemäßigten Klimazonen
sowie in Hochgebirgen. Sie ist vor allem dort besonders effektiv, wo häufige Frost/Tau-Wechsel auftreten. In
Gebieten mit starker Verdunstung, in Trockengebieten, kann es in Gesteinsporen und -fissuren zur Abscheidung
von Salzen kommen, die bei der Kristallisation einen erheblichen Druck ausüben. Diese Salzverwitterung führt zu
einer Lockerung des Gefüges. Salzverwitterung spielt auch an felsigen Küsten der gemäßigten Breiten eine
gewisse Rolle.
Unter chemischer Verwitterung werden alle Vorgänge zusammengefasst, bei denen Gesteine durch das
Regenwasser oder durch im Wasser gelöste Stoffe chemisch verändert, zersetzt und gelöst werden. Gips, Steinsalz
und andere Salze werden schon von reinem Wasser aufgelöst. Diese Lösungsverwitterung ist umso
effektiver, je wärmer das Wasser ist. Kalkstein, Dolomit, andere Karbonate und karbonathaltige Gesteine (z.B.
Sandsteine) werden allerdings erst durch säurehaltiges Wasser angegriffen und langsam aufgelöst. Das kann
Kohlensäureverwitterung (natürlicher CO2-Gehalt des Regenwassers) oder Rauchgasverwitterung sein (SO3-
Gehalt des Regenwassers in Industriegebieten und Städten). Die Oxidationsverwitterung greift vor allem an der
Luft instabile Mineralkörner in Gesteinen an, vor allem Sulfide. Die hydrolytische Verwitterung greift kieselsäure-

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haltige Gesteine durch Hydrolyse an, und zersetzt viele Silikate (vor allem Feldspäte) mit der Zeit zu Tonmineralen
und Quarz oder löst sie ganz auf. Durch die biologische Aktivität von bodenbewohnenden Mikroorganismen
entstehen u.a. Huminsäuren. Durch diese organischen Stoffe werden bei der chemisch-biologischen Verwitterung
die meisten Silikate und Nichtsilikate (sogar Quarz) angegriffen und mit der Zeit völlig zersetzt.
5.2 Abtragung und Massenbewegungen
Gesteine an der Erdoberfläche sind nicht nur der Verwitterung, sondern auch der Abtragung (Erosion) ausgesetzt.
Als Abtragungsmedien kommen Schwerkraft, Wasser, Gletscher und Wind in Betracht. Die Schwerkraft
sorgt dafür, dass sich der Frostschutt zu großen Schutthalden anhäuft oder sich große Gesteinsmassen talwärts
in Bewegung setzen, Vorgänge die als Massenbewegungen bezeichnet werden (Bodenfließen, Rutschungen,
Felsstürze etc.). Fließendes Wasser von Bächen und Flüssen erodiert vor allem linear, erzeugt V- oder kastenförmige
Erosionstäler und Schluchten. Durch Zunahme des Gefälles wird die Erosion beschleunigt. Die Brandung
erodiert Meeresküsten und Ufer großer Seen; es entstehen Steilküsten (Kliff) mit vorgelagerten Brandungsschorren.
Gletscher erodieren manche Landschaften flächenhaft und schürfen U-Täler, Fjorde und große
Wannen in den Untergrund, die sich später mit Seen füllen können. Durch die Wirkung sand- und staubbefrachteter
Starkwinde werden Hartgesteine wie von einem Sandstrahlgebläse abgeschliffen (Windkorrasion), vor
allem in Trockengebieten und an Küsten. Starkwinde können auch weite Wannen in feinkörnigen Ablagerungen
ausblasen (Deflation). Durch Wasser und Eis werden Lockergesteine (z.B. Kiese, Sande, Tone, vulkanische
Tuffe) und diagenetisch nur schwach verfestigte Sedimente besonders leicht abgetragen.
Voraussetzung für alle Arten von Erosion ist das Vorhandensein eines Reliefs. Je größer die relativen Höhenunterschiede
in einem Gebiet sind, desto schneller und effizienter wirken die meisten Arten der Erosion. Lockergesteine
sowie Festgesteine, die viele Trennflächen enthalten (z.B. gut geschichtete Sedimentgesteine, Tonschiefer,
Glimmerschiefer und andere Metamorphite, stark geklüftete Tiefen- und Ergussgesteine), werden durch
die Schwerkraft leicht in kantigen Schutt zerlegt. Bei mächtigen Ton- und Mergelfolgen, Ton-Sandstein-Wechselfolgen,
Schiefern, Glimmerschiefern u.a. kann die Schwerkraft – ein hinreichend kräftiges Relief vorausgesetzt
– besonders leicht große Massenbewegungen auslösen. Bergflanken können dadurch in Bewegung geraten und
sich in Form von langsam oder schnell kriechenden Rutschmassen oder Felsstürzen auf die Täler zubewegen.
Bei vielen Massenbewegungen sind Gesteinsmassen von mehr als 1 km³ in Bewegung! Auch an und für sich sehr
standfeste Gesteine können von solchen Massenbewegungen betroffen sein, wenn nur Gleitbahnen mit einer
Orientierung vorhanden sind (z.B. dünne Tonzwischenlagen, Schieferungsflächen), die ein Talwärtsgleiten
erlauben. Massenbewegungen führen immer zu einer Öffnung von Klüften und damit zu einer erhöhten, manchmal
extrem hohen Wasserwegsamkeit. Über geöffnete Klüfte eindringendes Wasser kann u.U. bis dahin trockene
Tonzwischenlagen unter Gleitmassen aufweichen, was die Gleitvorgänge wiederum beschleunigt. Zudem kann
sich in offenen Klüften ein nicht zu unterschätzender Kluftwasserschub aufbauen.
Die Erosionsanfälligkeit der Gesteine ist aber nicht nur von der Gesteinsart, der Gesteinsfestigkeit, dem erodierenden
Medium und von Art, Dichte und Orientierung der Trennflächen abhängig, sondern und vor allem auch
vom Klima. Lockere Kiese z.B. werden normalerweise durch Schwerkraft, Wasser und Gletscher leichter abgetragen
als Granit, nicht aber durch Wind. Gipsvorkommen erweisen sich unter humiden Klimaten als erosionsanfällig
(Löslichkeit!) und werden leichter abgetragen als viele Lockergesteine. Unter voll ariden Bedingungen dagegen ist
Gips oder Steinsalz überraschend erosionsresistent. In Wüsten werden Gipslager durch die Abtragung der
umgebenden Gesteine häufig als Hügel herauspräpariert. Feinkörnige Basalte bilden bei uns oft felsige Bergkuppen
(z.B. in der Rhön), da sie sich in kühlen Klimaten als wesentlich erosionsresistenter als etwa Granite erweisen,
deren grobes Korngefüge durch Spaltenfrost und Temperaturverwitterung besonders leicht zermürbt werden
kann. In den feuchten Tropen dagegen werden gerade Basalte bevorzugt zersetzt und abgetragen, vor allem
wegen der vergleichsweise großen Oberfläche der chemisch leicht angreifbaren, mikroskopisch kleinen Feldspatkriställchen,
die in den meisten Basalten wesentliche Teile des Gesteins aufbauen.
5.3 Tektonik
Manche Gesteine, die an der Erdoberfläche entstehen, sind unmittelbar nach der Bildung überaus porös und
extrem wasserdurchlässig, etwa Flusskiese, grobe Küstensande, Riffkalke, Kalktuffe, vulkanische Tuffe oder bla-

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senreiche Laven. Durch die Prozesse der Diagenese (Auspressen des Wassers durch Kompaktierung, Fällung
von Mineralen in den Poren etc.) vermindert sich im Laufe der Zeit meist das ursprüngliche Porenvolumen und
damit auch die Wasserdurchlässigkeit dieser Gesteine, bei gleichzeitiger Zunahme der Festigkeit (zur Diagenese
vergl. Abschnitt 4.2). Die Diagenese kann so weit gehen, dass aus ursprünglich hoch durchlässigen Lockergesteinen
Festgesteine ohne nennenswerte Permeabilität werden. Am Ende der Diagenese verbleibt den Gesteinen
also eine gesteinsspezifische primäre Durchlässigkeit. Diesen Vorgängen sind jedoch andere Prozesse
entgegengerichtet, die letztlich auf die tektonische Geschichte der Festgesteine zurückgehen. Tektonische Zerlegung
und gegebenenfalls nachfolgende Verkarstung können zu einer neuerlich erhöhten Wasserwegsamkeit,
zu einer sekundären Durchlässigkeit entlang tektonischer Trennflächen (Klüfte) bzw. Karstspalten und
Karsthöhlen führen, die im Extremfall um Zehnerpotenzen größer sein kann als die primäre.
5.3.1 Klüfte
Klüfte sind in allen Festgesteinen zu finden. In löslichen Festgesteinen (z.B. Kalkstein, Dolomit, Gips, Steinsalz)
können sie auch zu Karstspalten und Höhlen erweitert sein. Klüfte treten meist in parallel orientierten Kluftscharen
auf, die die Gesteine in bestimmten, die Beanspruchung dieser Gesteine widerspiegelnden Richtungen
durchsetzen. Mehrere Kluftscharen können sich in unterschiedlichen Winkeln kreuzen und quaderförmige oder
polyedrische Gesteinskörper mit vielfach glatten Außenflächen begrenzen, die als Kluftkörper bezeichnet werden.
Die Kluftabstände sind u.a. von der Gesteinsart abhängig und können bei unterschiedlichen Kluftscharen
des gleichen Gesteins sehr verschieden sein. Kluftabstände von vielen Metern, manchmal sogar Dekametern (vor
allem bei grobkörnigen Tiefengesteinen), aber auch nur Zentimetern oder gar Bruchteilen von Millimetern
kommen vor.
Offene Klüfte bilden sich schon während der tektonischen Beanspruchung, sind aber in Reliefhochlagen besonders
häufig, wo selbst ursprünglich geschlossene Gesteinsfugen durch kriechende Hangbewegungen aufgedehnt
sein können. Die weitgehend unveränderten Kluftkörper, Gesteinspartien, die weder von tektonischen Trennflächen
noch von Karstspalten durchsetzt werden, sind oft viel größer als die Probekörper, an denen im Labor
Durchlässigkeiten ermittelt werden können. An diesen Probekörpern können i.d.R. deshalb nur Durchlässigkeiten
ermittelt werden, die der primären Porosität der Gesteine entsprechen. Entscheidend für alle praktischen Fragen,
die z.B. mit dem Schutz oder der Nutzbarkeit von Grundwasser zusammenhängen, ist aber weniger die im Labor
ermittelte Gesteinsdurchlässigkeit, sondern die Gebirgsdurchlässigkeit größerer geologischer Gesteinsverbände,
die nur mit Hilfe von aufwändigeren Untersuchungen im Gelände (Bohrungen, Pumpversuche etc.) zuverlässig
gemessen werden kann. Die so ermittelte und realistischere Gebirgsdurchlässigkeit kann aber zuweilen um
mehrere Zehnerpotenzen größer sein, als uns die im Labor ermittelten Werte glauben machen wollen!
Abstand, Öffnung, Größe, Beschaffenheit und Orientierung von tektonischen Trennflächen sind nicht nur vom
Gestein abhängig, sondern auch von Art und Intensität der Beanspruchung. Grundsätzlich reißen Klüfte in
Gesteinen auf, wenn sie in der Tiefe dehnend, stauchend, biegend oder scherend beansprucht worden sind. Aber
auch wenn höhere Stockwerke eines geologischen Körpers der Erosion zum Opfer fallen, können durch die
Entlastung oberflächenparallel orientierte Kluftscharen entstehen. Die Art der Beanspruchung lässt sich häufig
schon direkt an bestimmten Strukturen ablesen, die an Felswänden und in Steinbrüchen zu sehen sind.
5.3.2 Sättel und Mulden
Falten in Gesteinen entstehen meist durch einengende Bewegungen, wobei die Faltenachsen (b) etwa senkrecht
zur Richtung der tektonischen Verkürzung (a) zu stehen pflegen. Innerhalb der Falten kann man Sättel (Antiklinalen)
und Mulden (Synklinalen) unterscheiden. In den Sattelkernen findet man die älteren Gesteine der gefalteten
Schichtfolge, in den Muldenkernen die jüngeren. Schöne, eindrucksvolle Falten sind z.B. in den helvetischen
Bergen des Allgäus, Vorarlbergs und der Ostschweiz zu finden. Man kann unterschiedliche Typen von Falten
unterscheiden, z.B. aufrechte, schiefe, überkippte, liegende oder tauchende. Mehrere Falten hintereinander können
zu Synklinorien eingemuldet oder zu Antiklinorien (z.B. Ifen-Antiklinorium) aufgewölbt sein.
Auf die gleiche Beanspruchung, bei der sprödere und dickbankige Gesteine zerbrechen oder sich höchstens
weitspannig verbiegen lassen, reagieren dünnbankige und tonreiche Schichtfolgen mit der Ausbildung zahlreicher
kleiner Falten. Besonders faltungsfreudig sind tonreiche Gesteine oder Schichtstapel, die aus Wechselfolgen von
festen oder kompetenten Kalk- oder Sandsteinbänken und weichen inkompetenten, tonig-mergeligen Zwischenlagen
bestehen (z.B. Allgäuschichten der Nördlichen Kalkalpen oder Drusbergschichten des Helvetikums).

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Bei kleineren Falten, mit Schenkellängen von einigen Metern, kann man häufig direkt sehen, dass die weicheren
Tonzwischenlagen im Bereich der Faltenschenkel ausgequetscht wurden und ausdünnen, während sie in die
Umbiegungsstellen (Faltenscheitel) eingewandert und hier stark verdickt sein können.
Mächtige, kompetente Gesteinsplatten, die gemeinsam mit inkompetenten, tonreichen Schichtfolgen verfaltet
sind, lassen sich unter allseitigem hohen Druck fast bruchlos zu weitspannigen Sätteln und Mulden verbiegen,
während die inkompetenten Gesteine eine enge „Spezialfaltung“ aufweisen. Große Falten kommen an vielen
Stellen der Nordalpen vor, sind aber oft nur schwer zu erkennen. Viele riesige, nach Norden überkippte, ebenmäßig
gebaute Falten sind im Helvetikum des Gottesackergebietes zu sehen. Die Sattelumbiegungen sind durch
größere Störungen, meist Blattverschiebungen, immer wieder versetzt. Die Schenkel dieser Falten können Längen
von mehr als 2 km aufweisen. Ein schönes Beispiel stellt auch die „Murnauer Mulde“ der Faltenmolasse dar,
eine große Muldenstruktur, die sich zwischen Grünten und Murnau über mehr als 50 km Länge verfolgen lässt.
5.3.3 Schieferung
Ton- und Mergelsteine, die ursprünglich einmal in Tiefen von vielen Kilometern deformiert worden waren, durch
Hebung und Erosion aber heute wieder an der Erdoberfläche liegen, sind als blättrig zerfallende Schiefer ausgebildet.
Die Schieferungsflächen haben nichts mit der ursprünglichen Schichtung der Gesteine zu tun, denn sie
sind manchmal spitzwinklig oder gar senkrecht zu den sedimentär gebildeten Bankfugen orientiert. Diese Transversalschieferung
ist besonders schön in den paläozoischen, schwach metamorphen Tonschiefern des Rheinischen
Schiefergebirges ausgebildet, die beim Kontakt mit Feuchtigkeit nicht mehr aufweichen und aus denen
man Dachplatten oder Schiefertafeln herstellen kann. Eine schwache Schiefrigkeit ist aber schon in den Allgäuschichten
und Drusbergschichten der Nordalpen zu beobachten.
Die Schiefrigkeit beginnt sich als Ergebnis einer Auflösung der das Gestein aufbauenden Minerale unter hohen
tektonischen Spannungen zu entwickeln, entlang von parallel orientierten Flächen, die man als Querplattung
bezeichnet. Diese Lösungsschieferung beginnt in Sedimentgesteinen weit unterhalb der Metamorphose. Durch
die tektonisch bedingte Drucklösung können bis 50 % des ursprünglichen Gesteinsvolumens spurlos verschwinden.
Die Schiefrigkeit wird durch scherende Bewegungen entlang dieser Flächen „gestrafft“. Durch das gerichtete
Wachstum und die Einregelung von neu sprossenden Mineralen parallel zu diesen Flächen entsteht bei
beginnender Metamorphose schließlich eine Kristallisationsschieferung. Am Ende wird das Gestein von
engständigen, auffällig parallel orientierten Flächenscharen durchsetzt; das Gestein besitzt jetzt eine sog. Schiefrigkeit
oder Foliation. Durch Änderung der Spannungsrichtung können in Gesteinen nacheinander zwei oder drei
unterschiedlich orientierte Scharen von Schieferungsflächen entstehen.
5.3.4 Verwerfungen und Störungszonen
Spannungen in Gesteinen können sich abbauen, indem in den Gesteinen Klüfte aufreißen. Wo größere Klüfte
aufhören sind auf den Kluftflächen sog. „Besenstrukturen“ zu sehen. Flächen, an denen sich Gesteinspakete
relativ zueinander verschieben, werden Störungen (Verwerfungen) genannt. Der messbare Versatz an solchen
Störungen kann Zentimeter, Meter, Dekameter oder auch Kilometer betragen. Man kann unterschiedliche Arten
von Störungen unterscheiden – je nach Lage der Fläche im Raum und dem relativen Bewegungssinn. Auch an
Störungsflächen, entlang derer die angrenzenden Gesteinspartien deutlich gegeneinander versetzt sind, kann
vielfach die Art der Beanspruchung ermittelt werden. Durch dehnende Beanspruchung werden die Gesteine vor
allem durch Störungen zerlegt, die als Abschiebungen bezeichnet werden. Aufschiebungen genannte Störungen
deuten demgegenüber auf eine einengende Beanspruchung hin. Scherende Bewegungen parallel zur Erdoberfläche
können zu horizontalen Versätzen entlang steilstehender Störungen (Blattverschiebungen) oder an
flach liegenden Bewegungsflächen führen (Überschiebungen). Manche steilstehende Störungen sind in Felswänden
als „Verschneidungen“ sichtbar. Durch Verwitterung und Erosion haben sich an ihrer Stelle oft Rinnen
eingetieft. Allerdings ist es nicht immer einfach, in undeutlich gebankten Gesteinen Schichtfugen von Störungen
zu unterscheiden. Störungsflächen selber können wie ein Gletscherschliff poliert sein (Harnisch) und parallel
orientierte Rillen (Striemen) aufweisen. Anhand der Striemung einer Harnischfläche kann der Bewegungssinn der
angrenzenden Gesteinspakete ermittelt werden. Entlang von großen Störungszonen, die oft Dekameter oder
sogar Hunderte von Metern breit werden, kann der Zerrüttungsgrad der Gesteine sehr stark sein. Die Gesteine
können durch Kataklase zu Grus, Gesteinsmehl („Mylonite“) oder schieferartigen Phylloniten zerbrochen oder
zerrieben sein. Bedeutende Störungen werden von der Erosion bevorzugt ausgeräumt und durch Täler und
Depressionen nachgezeichnet.

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Störungszonen können hoch wasserdurchlässig sein, vor allem an Stellen, wo sie weiter geöffnet sind. Dieser
letztlich durch tektonische Spannungen bedingten sekundären Wasserwegsamkeit wirken allerdings wiederum
Prozesse entgegen, die mit der Zeit zu einer erneuten Verminderung der Durchlässigkeit führen können. Zunächst
lockere, oft pulverförmige oder knetbare Kataklasite sind wie klastische Sedimente der Diagenese ausgesetzt
und können mit der Zeit durch chemische Ausfällungen zu festen Gesteinen verkittet werden, z.B. zu
Störungsbrekzien. Die Ausfällungen stammen aus der Lösungsfracht der in Klüften, Störungen und Poren zirkulierenden
warmen oder kalten Wässern. Die Kluftminerale kristallisieren an den Kluftwänden und auf der Oberfläche
von Gesteinsbruchstücken (Kataklasten) aus, was mit der Zeit zu einer sekundären Verringerung der der
Durchlässigkeit geöffnete Klüfte und Poren führt. Als Kluftminerale treten neben Schwerspat, Erzen und vielen
anderen vor allem Quarz, Calcit und Dolomit auf. Die Kluftminerale lassen oft eine gewisse Abhängigkeit von der
chemischen Zusammensetzung des Gesteins erkennen, das von der Kluft durchschlagen wird. In Kristallingesteinen
sind die Klüfte meist mit Quarz, in Karbonaten meist mit Calcit gefüllt. Dieser Prozess kann bis zu
einer vollständigen „Verheilung“ und Abdichtung der Klüfte mit Kluftmineralen führen, die dann als weiße „Adern“
das Gestein durchziehen. Schöne Kristallrasen und Kristalldrusen mit idiomorphen Kristallen sind nur dort zu
finden, wo die Klüfte zumindest noch nicht wieder ganz geschlossen sind.
5.3.5 Überschiebungen, Schuppen und Decken
Die bedeutendsten Störungen in den Nordalpen und vielen anderen Gebirgen sind Überschiebungen. Entlang der
ursprünglich horizontal liegenden Überschiebungsbahnen haben sich Teile der Erdkruste als Decken übereinandergeschoben.
Sind die Überschiebungsweiten relativ gering, spricht man von Schuppen. Eine bedeutende
Überschiebung ist in besonders eindrucksvoller Weise am Allgäuer Hauptkamm (Aggenstein, Trettachspitze)
sichtbar, die Überschiebung der Lechtal- auf die Allgäudecke. Hier liegt der triassische (Trias-zeitliche)
Hauptdolomit auf jurassischen (Jura-zeitlichen) Allgäu- bzw. Aptychenschichten, also hier liegt Älteres auf
Jüngerem, eine Umkehrung der sog. geologischen Lageregel (vergl.Abschnitt 5.5) !
Die Existenz von tektonischen Decken wurde in den Nördlichen Kalkalpen zeitweise in Frage gestellt, obwohl im
belgischen Kohlerevier, in den Glarner Alpen in der Schweiz oder in den Skanden Norwegens die Existenz von
tektonischen Decken schon seit mehr als 100 Jahren bekannt ist und hier eindeutig nachgewiesen werden kann.
Unter den Geologen gab es leidenschaftliche Befürworter („Nappisten“) und Gegner („Antinappisten“ oder
„Autochthonisten“) der Deckentheorie. Die Gegner bemühten sich nachzuweisen, dass die kalkalpinen Decken –
und darber hinaus die ganzen Alpen – „verwurzelt“ seien, d.h. dass nur ganz unbedeutende Aufschiebungen
vorkommen und die „Decken“ seitlich in Falten übergehen. In dieser Diskussion spielten gerade die Allgäuer
Alpen eine zentrale Rolle. In den östlichen Allgäuer Alpen liegt die Front der Lechtaldecke nahe des Nordrandes
der Nördlichen Kalkalpen. Mehr als 20 km weiter im Süden, z.B. im Hornbachtal, kommen Juragesteine unter den
Dolomitklötzen der Lechtaldecke zum Vorschein. Die Anhänger der Deckentheorie nahmen an, dass es sich
dabei um tektonische Fenster handelt, wo tiefere tektonische Stockwerke unter der Lechtaldecke herauskommen.
Wenn das aber wirklich so zu beobachten ist, musste man Überschiebungsweiten von mehr als 20 km
annehmen! Die Gegner der Deckentheorie deuteten die gleichen Strukturen als kompliziert gebaute, pilzförmige
Falten.
Tiefbohrungen in den Alpen – z.B. die Bohrungen Vorderriss 1 im Isartal oder Hindelang 1 an der Ostrach –
haben mehrere übereinanderliegende Decken durchbohrt und dadurch den „Deckenstreit“ im Laufe der 70er und
80er Jahre endgültig zugunsten der „Nappisten“ entschieden. Man hat dadurch an mehreren Stellen nicht nur den
Deckenbau der Nördlichen Kalkalpen bestätigen können. Die ganzen Alpen bestehen demnach – wie viele
andere Gebirge auch – tatsächlich aus einem ganzen Stapel von Decken, die mindestens mehrere zehn Kilometer
weit übereinander geschoben sind. Auch die deckenförmige Auflagerung der Nördlichen Kalkalpen auf dem
Flysch, die des Flysches auf dem Helvetikum und die des Helvetikums auf der Molasse ist inzwischen erwiesen.
Auf welche Weise sich Decken genau vorwärtsbewegen ist bis heute nicht ganz geklärt. Viele Decken scheinen
sich auf Deckenbahnen der Schwerkraft folgend als Gleitdecken vorwärtszubewegen. Hohe Wassergehalte an
der Deckenbasis sowie Porenwasserüberdrücke scheinen die Reibung stark herunterzusetzen. Die ursprünglich
einige Kilometer mächtige Lechtaldecke der Nördlichen Kalkalpen ist zumindest 30 km weit auf die Allgäudecke
aufgefahren. Für den Überschiebungsbetrag der Kalkalpen auf den Flysch muss man ein Vielfaches davon annehmen.
Diese Decken, die vor allem in der Kreidezeit aktiv waren, sind heute stark erodiert. Vielfach sind Teile
einer Decke durch Erosion entfernt worden, so dass der unter der Decke liegende überfahrene Untergrund in

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einem Deckenfenster sichtbar wird. Oft sind Decken so stark abgetragen, dass nur noch Erosionsreste von ihnen
als Deckenklippen auf dem von der Decke einmal überfahrenen Untergrund liegen.
5.3.6 Großtektonische Strukturen
Manche tektonische Strukturen sind nicht viele Meter, Dekameter oder Kilometer groß, sondern haben Dimensionen,
die nach Hunderten oder gar Tausenden von Kilometern zählen. Dazu gehören bedeutende Störungszonen,
sog. tektonische Lineamente. Viele große Lineamente sind Blattverschiebungen, wie der San Andreas Fault
(fault = Störung) in Kalifornien, der Alpine Fault in Neuseeland, die Periadriatische Naht in den Alpen, die vom
Pustertal oder Gailtal nachgezeichnet wird, die Nordanatolische Störungszone in der Türkei oder der Great Glen
Fault in Schottland. Einige dieser Blattverschiebungen am Festland setzen sich als Transform-Störungen am
Ozeanboden fort (siehe unten). An anderen Lineamenten sind vor allem große Vertikalbewegungen abgelaufen,
wie z.B. an der Inntalstörung oder an der Fränkischen Linie. Manche bedeutende Lineamente können mehrere
zehn Kilometer breit und sehr komplex gebaut sein. Vielfach sind hier zu verschiedenen Zeiten ganz unterschiedliche
Bewegungen abgelaufen, etwa im Bereich der durch Schonen laufenden Fennoskandischen Randzone oder
am Highland Boundary Fault am Nordrand des Midland Valleys in Schottland. Jedenfalls sind an allen diesen
Störungszonen über lange Zeit hinweg sehr bedeutende Bewegungen abgelaufen. Die Schollen haben sich hier
nachweislich teilweise um mehrere zehn oder sogar Hunderte von Kilometern gegeneinander verschoben,
verschieben sich teilweise immer noch und sind vielfach immer noch seismisch aktiv.
Zu solchen tektonischen Großstrukturen zählen auch die großen tektonischen Gräben und Grabensysteme
dieser Erde. Der Ostafrikanische und der Zentralafrikanische Graben sind bis zu 100 km breite Großstrukturen,
bei denen die Grabensohle relativ zu den Grabenrändern stellenweise um mehr als 4000 m abgesunken ist. Sie
lassen sich quer durch Afrika auf einer Länge von über 3500 km verfolgen. Baikalsee, Rhônetal, Vätternsee oder
der Oslofjord liegen in großen Grabenstrukturen. Auch in Mitteleuropa gibt es bedeutende tektonische Gräben,
z.B. der Oberrheingraben, der Egergraben oder der kleine, aber seismisch besonders aktive Hohenzollerngraben.
An viele dieser Grabenstrukturen ist lebhafte vulkanische Aktivität gebunden. Gerade die Vulkane des Ostafrikanischen
Grabens gehören zu den größten Vulkanen der Erde (Kilimandscharo, Meru).
Zu den großen tektonischen Strukturen gehören auch die meisten Hochgebirge dieser Erde. Abgesehen von
Krustenteilen, die ohne richtige Gebirgsbildungsprozesse „anorogen“ zu Hochgebirgen aufstiegen (z.B. die Skanden
oder das Ostgrönländische Gebirge), sind es die Decken- und Faltengebirge dieser Erde. Es handelt sich
um besonders langlebige, mitunter zehntausende von Kilometern lange, hunderte von Kilometern breite tektonische
Großstrukturen, in denen lang andauernde, mehrphasige, komplexe Deformation der Gesteine sich mit
Metamorphose, Magmenbildung, Vulkanismus und großräumigen Senkungs- und Herbungsbewegungen verbinden.
Lange bevor hier Faltung, Metamorphose und Magmatismus ablaufen, werden an den Stellen, aus denen
sich später Gebirge entwickeln, besonders mächtige Schichtfolgen abgelagert. Mit mächigen Sedimenten gefüllte
schmale Tröge, deren Inhalte zwar gefaltet worden, in denen aber weder Metamorphose noch Magmatismus
festzustellen sind (z.B. Donez-Becken), werden als Aulakogene bezeichnet.
Gebiete, die mit mächtigen Sedimenten bedeckt sind, ohne dass sie große tektonische Deformationen erlebt
hätten, nennt man Plattformen oder Tafeln, z.B. die Russische Tafel. Auf Plattformen sind mitunter über weite
Strecken flexurartige Verbiegungen der Plattformsedimente verfolgbar, die als Monoklinen bezeichnet werden,
etwa die Weymouth-Monokline in Südengland. Hier treten auch besondere sog. epirogenetische Großstrukturen
auf, etwa riesige, extrem flache Einmuldungen mit Durchmessern von mehr als 1000 km, die als Syneklisen
bezeichnet werden. In ihren Zentren können sich mehr als 10 000 m mächtige Sedimente akkumulieren. Ihnen
gegenüber stehen ganz flache Beulenstrukturen, die Anteklisen, an denen die Sedimente stark ausdünnen.
Handelt es sich um richtige, weite, über ihre Umgebung erhabene Beulen, werden sie als Brachyantiklinalen
bezeichnet. Werden auf solchen flachen Beulenstrukturen über geologische Zeiträume hinweg keine Sedimente
abgelagert und liegt das kristalline Grundgebirge hier frei, nennt man diese Strukturen Schilde. Beispiele hierfür
sind der Fennoskandische („Baltische“), der Ukrainische oder der Laurentische Schild in Kanada.
5.4 Gebirgsbildung und Plattentektonik
In den letzten 80 Jahren hat man nicht nur die Zusammenhänge zwischen den großen und den kleinen tektonischen
Strukturen zu begreifen begonnen; man hat auch plausible Theorien über die Zusammenhänge und die

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letztlichen Ursachen von Spannungen und Verschiebungen in der Erdkruste, der Verteilung der Kontinente und
Ozeane auf der Erdoberfläche, dem Vulkanismus und der Gebirgsbildung entwickelt. Zum Verständnis dieser
Zusammenhänge haben die Ergebnisse geophysikalischer Untersuchungen viel beigetragen.
5.4.1 Erdkruste und Erdmantel – Lithosphäre und Asthenosphäre
Mit geophysikalischen Methoden hat man auch entscheidende Erkenntnisse über den Aufbau des Erdinneren
gewonnen. Man geht heute davon aus, dass die Erde einen ausgeprägten konzentrischen Schalenbau aufweist:
Außen die einige Kilometer bis Zehnerkiometer dicke Erdkruste, die hauptsächlich aus sauren Silikatgesteinen
aufgebaut ist und sich in eine Ober- und Unterkruste gliedern lässt. Darunter folgt der Erdmantel, in dem ein im
Wesentlichen aus basischen Silikaten und Oxiden bestehender Oberer und ein vorwiegend aus Oxiden aufgebauter
Unterer Erdmantel unterschieden werden können. Zwischen Kruste und Mantel liegt eine Zone, in der
die Dichte nach unten hin sprunghaft zunimmt, die als Mohorovičić-Diskontinuität oder kurz Moho bezeichnet
wird. Unter dem Erdmantel folgt in einer Tiefe von ca. 2900 km der im Wesentlich aus Eisen und Nickel bestehende
Erdkern, in dem wiederum ein Innerer (fester) und ein Äußerer (liquider) Erdkern unterscheidbar sind.
Wie man heute zu wissen glaubt, sind nur die obersten 70 bis 150 km des Erdballs, die Lithosphäre (griech.
„harte Schale“), mehr oder weniger starr. Dieses oberste Stockwerk, das nur etwa ein Hundertstel des Erddurchmessers
ausmacht, ist jedoch keineswegs einheitlich zusammengesetzt: Die ersten 5 bis 70 km bestehen aus
vergleichsweise recht leichten Gesteinen der Erdkruste (im Schnitt 2,7 g/cm³), darunter folgen die deutlich
schwereren Gesteine des Erdmantels (im Schnitt 3,3 g/cm³), aus denen das Erdinnere auch weit unterhalb der
Lithosphäre besteht, allerdings in einem ganz anderen physikalischen Zustand. Aber auch die Erdkruste ist nicht
überall gleich aufgebaut: Unter den Ozeanen ist die Kruste meist nur etwa 5 bis 10 km dick und besteht aus verhältnismäßig
schwerem Material (im Schnitt 2,9 g/cm³), vor allem aus basaltischen Laven und anderen Erstarrungsgesteinen.
Im Bereich der Kontinente schwillt sie aber auf 30 bis 40, unter jungen Hochgebirgen manchmal
sogar auf 70 km Dicke an und besteht aus spezifisch etwas leichteren, meist granitähnlichen Tiefengesteinen,
sauren Metamorphiten und Sedimenten (im Schnitt 2,6 g/cm³). Wie Eisschollen auf dem Wasser kann man sich
auch die leichteren Kontinente auf dem spezifisch schwereren Erdmantel schwimmend vorstellen, in den sie tief
eintauchen, den sie aber wegen ihrer geringen Dichte immer noch um mehrere Tausend Meter überragen können.
Wie bei schwimmenden Eisschollen gilt dabei auch bei den Kontinenten ein isostatisches Gleichgewicht:
je dicker sie sind, desto tiefer tauchen sie ein, desto weiter schauen sie aber auch heraus.
Das unter der starren Lithosphäre folgende Material der weichen Asthenosphäre (griech. „weiche Schale“) wäre
unter normalen Bedingungen aufgrund seiner hohen Temperatur flüssig, hat jedoch wegen des in der Tiefe herrschenden
enormen Druckes von mehr als 10 t/cm² Eigenschaften, die am ehesten mit denen von Eis oder Teer
vergleichbar sind. Obwohl sich diese Materialien gegenüber plötzlicher Beanspruchung relativ spöde verhalten,
sind sie doch, über längere Zeit hinweg betrachtet, in der Lage langsam zu fließen. Auch das spröde Eis hat
ähnliche Eigenschaften, wie langsam fließende Gletscher beweisen.
Man nimmt heute an, dass dieses „sekular-plastische“ Material der Asthenosphäre tatsächlich – aufgrund ungleichmäßiger
Wärmeverteilung im Erdinnern – ständig in Bewegung ist. Mit Geschwindigkeiten von nur einigen
Dezimetern im Jahr steigt es auf und ab, strömt wohl auch über weite Strecken parallel zur Erdoberfläche. Wie in
einer Zentralheizung gibt es durch die von unten her angetriebene Erwärmung sog. Konvektionsströme im
Erdmantel. Da die starre Lithosphäre dabei mitgeschleppt wird, können ganze Kontinente in Bewegung geraten.
Sich einheitlich bewegende Abschnitte der Lithosphäre, an deren Aufbau gewöhnlich sowohl ozeanische als auch
kontinentale Kruste beteiligt ist, werden Lithosphärenplatten oder einfach Platten genannt. Die Linien, wo
kontinentale und ozeanische Kruste innerhalb solcher Platten aneinander grenzen, sind tektonisch nicht aktiv und
werden als passive Kontinentalränder bezeichnet.
An Stellen, wo heißes Material aus den Tiefen des Erdmantels aufsteigt, wird die Kruste gedehnt, zerrissen und
die Dehnungsfugen durch eindringende Gesteinschmelzen verfüllt. Gezerrte Krustenabschnitte dieser divergierenden
Plattengrenzen geben sich an der Erdoberfläche zunächst als Grabenbrüche zu erkennen (z.B. Oberrheingraben,
Ostafrikanischer Graben). Geht die Dehnung weiter, entstehen schließlich schmale Ozeanbecken
(z.B. Rotes Meer), deren Böden sich durch Aufreißen unter ständigem Nachdrängen basischer Magmen immerfort
ausweiten und schließlich Tausende von Kilometern breit werden können (z.B. Atlantik). An Stellen, wo kühleres
Material nach unten sinkt und in den Tiefen des Erdmantels verschwindet, wird die Erdkruste gestaucht und
oberflächlich eingemuldet. An solchen konvergierenden Plattengrenzen können Tiefseerinnen, Akkretionskeile,
Inselbögen und Faltengebirge entstehen. Diese tektonisch aktiven, konvergierenden Plattengrenzen sind meist an

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Stellen zu finden, wo ozeanische und kontinentale Kruste zweier unterschiedlicher Platten aneinander grenzen,
an aktiven Kontinentalrändern.
5.4.2 Divergierende Plattengrenzen
Die junge, heiße ozeanische Kruste hat ein vergleichweise geringes spezifisches Gewicht und erhebt sich deshalb
in Form langgestreckter untermeerischer Gebirge, als mittelozeanische Rücken, weit über ihre kühlere
Umgebung. Im Zentrum des Atlantischen Ozeans liegt der Mittelatlantische Rücken. Auch der Indische Ozean
und der Pazifik werden von vergleichbaren Strukturen durchzogen, die zusammen ein weltumspannendes
System mittelozeanischer Rücken bilden. Der First dieser Rücken wird durch grabenartige Senken nachgezeichnet,
Zonen mit aktivem Vulkanismus, der sich durch Förderung heißer, gasarmer und dünnflüssiger, basaltischer
Schmelzen (Toleiite) auszeichnet. Es handelt sich hier um die Nahtstellen, an denen ständig neue ozeanische
Kruste entsteht und nach beiden Seiten weggedrückt wird. Durch dieses sea floor spreading oder die
„Ozeanboden-Spreizung“ entfernt sich zum Beispiel Europa von Nordamerika mit einer Geschwindigkeit von 2 bis
4 cm im Jahr, was heute mit Hilfe der Satelliten-Geodäsie direkt gemessen werden kann. Im Ostpazifik beträgt
die „spreading-Rate“ sogar 7 cm/a. Das ist zwar nur etwa die Geschwindigkeit, mit der Fingernägel wachsen,
doch in Jahrmillionen summiert sich dieser bescheidene Betrag zu Tausenden von Kilometern.
Die mittelozeanischen Rücken sind immer wieder seitlich durch große, quer zu ihrer Längserstreckung verlaufende,
große Transform-Störungen seitlich versetzt, die am Ozeanboden als gradlinig verlaufende, tiefe Senken
zu verfolgen sind. Meist bleiben auch die höchsten Teile dieser mittelozeanischen Rücken mehr als 1000 m unter
dem Meeresspiegel. Nur an wenigen Stellen, z.B. in Island, können Teile eines solchen Rückens unter freiem
Himmel studiert werden. An wenigen Stellen nähern sich aktive Rücken Kontinentalrändern, wo sie sich in kontinentalen
Grabenbrüchen (Ostafrikanischer Graben, Jordan-Graben) oder anderen bedeutenden tektonischen
Lineamenten (San Andreas Fault) fortsetzen können. Über Dimension, Geschwindigkeit und Richtung der Bewegungen
sowie über das Alter der an den mittelozeanischen Rücken produzierten ozeanischen Kruste erhält man
sehr detaillierte Informationen über das magnnetische Streifenmuster auf den Ozeanböden (5.5.4). Danach sind
die Ozeanböden, im Gegensatz zu den Kontinenten, vergleichsweise geologisch jung. Die älteste bekannte
ozeanische Kruste liegt im NW des Pazifiks und stammt aus der Jurazeit.
5.4.3 Konvergierende Plattengrenzen
Alte, längst abgekühlte ozeanische Kruste mit vergleichweise hohem spezifischen Gewicht findet man eher an
den Rändern der Ozeane in der Nähe benachbarter Kontinente, wo die Ozeanböden auf 5000 bis 6000 m Tiefe
abgesunken sind. Solche schweren Teile der Lithosphäre können an Stellen, wo konvergierende Strömungen im
oberen Erdmantel absteigen, mit in die Tiefe geschleppt oder subduziert, mit zunehmender Versenkung immer
stärker aufgeheizt, schließlich aufgeschmolzen und im oberen Erdmantel „verdaut“ werden. Solche Verschluckungs-
oder Subduktionszonen geben sich oberflächlich als längliche Depressionen am Ozeanboden, als
Tiefseerinnen zu erkennen, wie der Tonga- oder Marianen-„Graben“, die keine tektonischen Gräben (also Zerrungszonen)
sind. Zwischen den schräg nach unten abtauchenden, ozeanischen und den unterfahrenen, vielfach
kontinentalen Teilen der Lithosphärenplatte liegen seismisch hoch aktive Zonen. Anhand der Hypozentren von
Erdbeben lässt sich so eine Reibungszone als schief liegende Benioff-Zone (oder Wadati-Benioff-Zone) noch bis
in Tiefen von über 700 km verfolgen. Seichtere Beben an den konvergierenden Plattenrändern (z.B. südamerikanische
Pazifikküste, Ostküste Japans) haben an der Erdoberfläche oft katastrophale Auswirkungen.
Das Verschlucken von ozeanischer Kruste gelingt oft nicht vollständig. Ihre obersten Teile – meist am Ozeanboden
entstandene Tiefseeablagerungen, basaltische Kissenlaven und ultrabasische Gesteine (Serpentinite) –
können an der Nahtstelle zwischen der abtauchenden und der unterfahrenen Platte hängen bleiben. Sie werden
von der Oberseite der abtauchenden Platte abgeschürft und obduziert. Sie können, zusammen mit gefalteten
und zerscherten Sedimentmassen, der ozeanwärtigen Seite einer Subduktionszone in Form eines stark tektonisierten
Akkretionskeiles angelagert werden (z.B. der Mediterrane Rücken südlich von Kreta) und schließlich als
Inselbogen auftauchen.
Die in den heißen Erdmantel abtauchende ozeanische Kruste nimmt viel Wasser mit in die Tiefe. Die Fluide
erniedrigen den Schmelzpunkt der Gesteine, die, wenn sie genügend tief versenkt worden sind, schließlich aufschmelzen.
Die dabei entstehenden, gasreichen und viskosen, meist intermediären Gesteinsschmelzen steigen
auf, dringen in seichtere Krustenstockwerke ein und führen an der Erdoberfläche zu einem lebhaften Vulkanis-

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mus. Über konvergierenden Plattenrändern bilden sich deshalb oft hoch explosive Andesitvulkane (z.B. die Vulkane
der Anden, der Nordamerikanischen Kordillere, der Aleuten oder von Kamtschatka).
5.4.4 Manteldiapire und „hot spots“
An vielen Stellen dieser Welt gibt es große, sehr aktive Vulkangebiete. Die meisten von ihnen sind lang gestreckt,
da sie an konvergierende und divergierende Plattengrenzen, also an mittelozeanische Rücken, Transform-Störungen,
Inselbögen oder Hochgebirge gebunden sind, teilweise auch an tiefreichende Störungen und tektonischen
Gräben. Einige der besonders aktiven und großen Vulkangebiete scheinen aber unabhängig von solchen
Strukturen entstanden zu sein. Hierzu gehören z.B. die Vulkane des Yellowstone-Gebietes oder die von Hawaii.
Man nimmt an, dass unter solchen Gebieten riesige Mengen heißer Magmen aus dem Erdmantel in die Erdkruste
aufsteigen, sog. Manteldiapire, die sich durch die Kruste schmelzen und auf der Erdoberfläche als hot spot zu
erkennen geben, also als aktives Vulkangebiet. Im Gegensatz zu den sich ständig horizontal verschiebenden
Platten sind diese Manteldiapire relativ stationär. Das führt dazu, dass sich mit der einsinnigen Bewegung der
Platten auch der aktive Vulkanismus scheinbar seitlich verlagert.
Am besten lässt sich das am Beispiel der Hawaii-Inseln im Pazifik demonstrieren. Diese rein vulkanischen Inseln
schließen sich mit zahlreichen Untiefen zu einem mehr als 2500 km langen, geradlinig verlaufenden untermeerischen
Gebirgszug zusammen. Diese NW-orientiere Vulkankette liegt mitten auf der pazifischen Platte und ist
Tausende von Kilometern vom nächsten mittelozeanischen Rücken bzw. aktiven Kontinentalrand entfernt. Aktive
Vulkane gibt es nur auf der südöstlichsten dieser Inseln, auf Hawaii selbst, wo Jahr für Jahr gewaltige Mengen
basaltischer Lava ausfließen. Auf den in nordwestlicher Richtung folgenden Inseln Maui, Molokai, Oahu und
Kauai etc. sind die Vulkane längst erloschen; der Vulkanismus wird immer älter, je weiter man sich von Hawaii
nach WNW entfernt.
Unter der Insel Hawaii sitzt offensichtlich ein gewaltiger Manteldiapir. Die pazifische Platte wird vom aktiven Ostpazifischen
Rücken her ständig über diesen stationären „hot spot“ in nordwestlicher Richtung geschoben.
Dadurch wandert der aktive Vulkanismus scheinbar nach SE. Viele geradlinig verlaufende untermeerische vulkanische
Rücken, Ketten ozeanischer Vulkane und vulkanischer Inseln (z.B. Tuamoto-Archipel, Walfisch-Rücken,
Réunion, Kerguelen) werden ähnlich gedeutet.
5.4.5 Orogenese und Plattentektonik
Während die größten Teile ozeanischer Kruste, die im Laufe der Erdgeschichte entstand, auf diese Weise fast
spurlos wieder im Erdinneren verschwunden sind, lassen sich kontinentale Krustenteile an derartigen Subduktionszonen
nicht so einfach in die Tiefe ziehen. Zum Einen bringen die Auftriebskräfte der relativ leichten kontinentalen
Gesteine die abwärts gerichtete Bewegung irgendwann wieder zum Stillstand. Zum Anderen scheinen
die viele Zehnerkilometer dicken Schollen kontinentaler Kruste den Mechanismus letztlich zu blockieren. An konvergierenden
Plattengrenzen, an solchen Presszonen, wo ozeanische Kruste unter ozeanischer Kruste verschwindet,
vor allem aber dort, wo ozeanische Kruste unter kontinentale Kruste gedrückt wird oder gar Kontinentalschollen
miteinander kollidieren, entstanden und entstehen Falten- und Deckengebirge (Kordillere, Alpen,
Varisziden).
Im Laufe der Erdgeschichte ist es immer wieder zur Bildung von Gebirgen, zu Orogenesen gekommen. Gebirge
entstehen in orogenen Zyklen, die mit dem Aufreißen neuer Ozeanbecken beginnen und mit deren Schließen
enden. Öffnet sich ein neuer Ozean, so beginnen die angrenzenden Schelfe am Kontinentalrand abzusinken und
werden im selben Maße mit gewaltigen Sedimentmengen beladen – mit Riffkarbonaten oder dem Abtragungsschutt
der dahinter liegenden Festländer. Während die neu entstandene ozeanische Kruste schließlich an einer
Subduktionszone wieder in die Tiefe gesaugt und verdaut wird, kann ein Teil davon (Tiefseesedimente und
Vulkanite) abgeschürft, obduziert und als „Ophiolithe“ in Akkretionskeilen dem benachbarten Kontinentalrand
angegliedert werden. Auch kleinere Kontinentalschollen, sog. Terranes, werden z.T. verschluckt, teilweise aber
auch obduziert. Sobald aber früher schon einmal zusammenhängende, größere Kontinentalmassen miteinander
kollidieren, schließt sich der Ozean endgültig. Wie in einem Schraubstock werden dazwischengeratene Schelfablagerungen,
ozeanische Sedimente der Akkretionskeile, obduzierte Ophiolithe und Terranes eingeengt, gefaltet,
aus dem Pressspalt gequetscht und in Form von Decken übereinandergestapelt, bis die Bewegung endlich zum
Stillstand kommt.

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Da bei der Kollision vergleichsweise leichtes kontinentales Krustenmaterial gewaltsam in die Tiefe gepresst wird,
beginnen junge Gebirge aufzusteigen, sobald die einengenden Bewegungen abgeklungen sind. Bei der kräftigen
Heraushebung des Gebirgskörpers legt die Erosion mit der Zeit sehr tiefe Stockwerke der Erdkruste frei, in der
die Gesteine ursprünglich einmal hohen Drucken und Temperaturen ausgesetzt waren. Dies ist einer der Gründe,
warum in den zentralen Teilen der Hochgebirge Europas (Alpen, Pyrenäen) oft metamorphe Gesteine oder gar
Tiefengesteinskörper zu finden sind.
5.4.6 Von der Tethys zu den jungen Hochgebirgen Europas
Auf ganz ähnliche Weise haben wir uns wohl auch die Entstehung der Alpen oder Varisziden in Europa vorzustellen.
Nur ist hier das Geschehen durch ein Nebeneinander mehrerer Zerrungs- bzw. Verschluckungszonen
stark verkompliziert. Erst in den letzten Jahren beginnt man hier den Ablauf einigermaßen zu verstehen.
Im jüngsten Teil des Erdaltertums, vor knapp 300 Jahrmillionen, lagen die Kontinente anders als heute. Die großen
Erdteile hingen mehr oder weniger eng zusammen und bildeten einen riesigen Superkontinent, den die Geologen
„Pangaea“ nennen. Der Rest der Erdoberfläche wurde im Wesentlichen von einem einzigen, riesigen
Ozean eingenommen, dem Urpazifik „Panthalassa“. Weder Indischer und Atlantischer Ozean noch das Mittelmeer
existierten damals. Dieser Urpazifik hatte einen keilförmigen Ausläufer, der als breite Bucht das spätere
Afrika von Eurasien trennte, die Tethys. Nun bedeckte das Meer nicht nur die Tiefseeböden der Tethys, die von
ozeanischer Kruste gebildet wurden, sondern auch die Ränder der angrenzenden Festländer (Schelfe). Ganz
ähnlich erfüllen heute die Wassermassen des Nordatlantik nicht nur das Tiefseebecken der Norwegischen See,
sondern überdecken als relativ seichte Nordsee auch Teile des europäischen Kontinentalrandes.
Diese Schelfe sanken langsam ab, wurden aber im selben Maße mit gewaltigen Sedimentmassen beladen, so
dass ihr Flachmeercharakter letztlich erhalten blieb. Zu Beginn des Erdmittelalters, vor rund 250 Millionen Jahren,
begann der Superkontinent Pangaea in einzelne Schollen zu zerbrechen, ähnlich wie heute Afrika am Ostafrikanischen
Graben auseinanderreißt. Diese Schollen haben sich seither als Kontinente verselbständigt. Die Risse an
den Nahtstellen der auseinanderrückenden Lithospärenplatten füllten sich immer wieder mit nachdrängenden
basaltischen Gesteinsschmelzen. Dieser Prozess ist heute noch in vollem Gange. Im Laufe des Mittelalters und
der Neuzeit der Erde sind auf diese Weise neue Ozeane entstanden, die sich bis heute stetig verbreitern, wie der
Indik oder der Atlantik.
Das Aufreißen des Atlantischen Ozeans, der heute fast den halben Erdball umspannt, ging selbstverständlich
nicht überall gleichzeitig vonstatten. So begann sich der Atlantik zwischen Nordamerika und Westafrika schon zu
Beginn der Jurazeit zu öffnen, während Nordamerika, Grönland und Eurasien noch weiter zusammenhingen.
Dadurch verschob sich der afrikanische Kontinent relativ zu Europa stark nach Osten. Im Gebiet des heutigen
Mittelmeeres entstand deshalb eine breite Störungszone, entlang der sich die europäische und afrikanische Platte
(linkssinnig) gegeneinander verschieben konnten. Hier rissen während der Jura- und Kreidezeit schmale
Ozeanbecken auf, etwa der Südpenninische und der Nordpenninische Ozean, zwischen denen kleine „Mikrokontinente“
aus kontinentaler Kruste lagen, z.B. das Mittelpenninikum. Während der ausgehenden Kreidezeit
begann sich auch Europa vom nordamerikanischen Kontinent zu lösen. Eurasien holte Afrika auf seinem Weg
nach Osten langsam ein, was zu einer Umkehrung der Relativbewegung (rechtssinnig) zwischen beiden Kontinenten
führte. Schließlich drehte sich Afrika langsam gegen den Uhrzeigersinn und stieß mit seinem nordöstlichen
Sporn, der sich als Adriatische Platte inzwischen verselbständigt hatte, weit nach Norden vor. Die Zone mit
den kleinen Ozeanbecken und Kontinentalschollen wurde jetzt in die Zange genommen.
Schon in der Mittelkreide hatte sich am Südostrand des Südpenninischen Ozeans eine Subduktionszone herausgebildet,
an der die eben erst entstandene ozeanische Kruste wieder verschluckt wurde. Die im südlich anschließenden
kalkalpinen Ablagerungsraum während des Erdmittelalters entstandenen Sedimente wurden gefaltet und
endlich, als die Einengung weiterging, zusammen mit Teilen ihrer Unterlage abgeschert und in Decken übereinandergeschoben.
In der mittleren Tertiärzeit stieß dieser Deckenstapel mit dem Südrand des eurasischen Kontinentes
zusammen. Unter dem steten Schub des nachdrängenden afrikanischen Kontinentes überfuhr ihn das
nordwestliche Ende der Adriatischen Platte und schob die darauf liegenden Sedimente wie ein Bulldozer vor sich
her nach Norden. Auf diese oder ähnliche Weise entstanden in mehreren Akten alle jungen europäischen
Decken-Falten-Gebirge, wie Pyrenäen, Karpaten, Apennin oder Kaukasus. Im Einzelnen sind die Verhältnisse
aber äußerst kompliziert und erst zu einem Teil befriedigend geklärt.
Die tektonischen Vorgänge, welche zur Entstehung der Alpen geführt haben, gehen bis in unsere Tage weiter,
wie uns die Meldungen von schweren Erdbeben der letzten Jahrzehnte, vor allem aus dem Friaul, aus Maze-

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donien, der türkischen Schwarzmeerküste oder Armenien drastisch vor Augen führen. In den Nordalpen selbst
scheinen zwar die einengenden Prozesse inzwischen schwächer geworden zu sein, die vertikalen Bewegungen
allerdings sind immer noch bedeutend. Obwohl Verwitterung und Erosion ständig an den Bergen nagen, sind die
Alpen seit vielen Jahrmillionen ein Hochgebirge. Bei der heute messbaren Abtragungsgeschwindigkeit müssten
die Alpen innerhalb weniger Jahrmillionen aber zu einem flachwelligen Hügelland „eingerumpft“ sein – würden sie
nicht ständig um Millimeterbeträge pro Jahr angehoben werden. Diese Hebungsraten haben sich während der
letzten Jahrmillionen in den Ostalpen zu mehr als 4 km addiert. In den Westalpen rechnet man gar mit einer
Heraushebung des Alpenkörpers um mehr als 16 km!
Die Alpidische Orogenese, die ihre Höhepunkte während der Oberkreide (vor etwa 100 Jahrmillionen) und im
Alttertiär (vor etwa 40 Jahrmillionen) erlebt hat, ist nur die jüngste von mehreren Gebirgsbildungen, die Europa
entscheidend geformt haben. Im Erdaltertum war schon einmal ein Ozean aufgerissen, in ähnlicher Richtung wie
später die Tethys, und hatte sich im Devon und Karbon wieder geschlossen. Das damals entstandene Variszische
Gebirge ist heute tiefgründig abgetragen. Seine Reste sind in den Mittelgebirgen Deutschlands, z.B. im
Erzgebirge, im Rheinischen Schiefergebirge, Bayerischen Wald, Schwarzwald, aber auch in einigen zentralalpinen
Gebirgsmassiven erhalten geblieben. Etwas früher im Erdaltertum, im Silur und Devon, war schon einmal ein
Gebirge aus einem Ozean hervorgegangen, der sich parallel zum heutigen Atlantischen Ozean geöffnet hatte.
Reste dieses Kaledonischen Gebirges sind z.B. in den Hochländern von Norwegen, Schottland und Wales
erhalten geblieben.
5.5 Geologische Zeitmessung
Die Geologen haben inzwischen eine ganze Reihe von Methoden zur Verfügung, um das Alter von Gesteinen zu
messen, um herauszufinden, wann ein bestimmtes Sedimentgestein oder ein vulkanischer Tuff abgelagert wurden,
welche Zeit in einem Schichtpaket mit einer definierten Mächtigkeit steckt, wann ein Tiefengestein intrudiert
und wann eine Lava ausgeflossen ist. Die Frage nach dem Bildungsalter von Gesteinen kann bei der Beurteilung
des genauen Ablaufes von geologischen Prozessen von entscheidender Bedeutung sein. Sicher ist es interessant
zu wissen, welches genaue Alter z.B. ein bestimmtes vulkanisches Gestein hat, ausgedrückt in Jahren vor heute.
Bei den meisten Fragestellungen ist es aber schon absolut ausreichend und oft auch viel wichtiger herauszufinden,
ob ein Gestein deutlich älter, jünger oder gleich alt ist wie ein anderes Gestein.
Es gibt eine Reihe von äußerst wichtigen, schon lange bekannten und teilweise sehr einfachen chronostratigraphischen
Methoden, die nur solche älter-jünger-Entscheidungen zulassen. Dazu gehört die simple „Lageregel“:
Ein Sedimentpaket oder ein vulkanischer Tuff, die in einer Schichtfolge unten liegen, sind – wenn keine
tektonischen Komplikationen angenommen werden müssen – i.d.R. älter als solche, die oben drauf liegen. Auch
muss ein Gestein, das als Geröll in einem Kies auftritt, auf jeden Fall älter sein als es dem Ablagerungsalter
dieses Kieses entspricht, ein Verwitterungsboden jünger als das Gestein, das verwittert ist. Ein vulkanischer Gang
muss in jedem Falle jünger sein als das Gestein, das von diesem Gang durchschlagen wird. Mit dieser simplen
Methode hat man z.B. schon Anfang des 19. Jh. herausgefunden, dass kristalline Gesteine, etwa Granit, nicht
unbedingt besonders alte Gesteine sein müssen und deshalb nicht pauschal als „Urgesteine“ bezeichnet werden
dürfen: Im Fassatal in den Südalpen gibt es Kristallingesteine (Monzonit), die gangförmig Dolomitgesteine der
Triaszeit durchschlagen, also eindeutig jünger sein müssen als diese.
Inzwischen steht eine ständig steigende Anzahl teilweise sehr ausgefeilter, bewährter, wenn auch oft recht komplizierter
Methoden der geologischen Zeitmessung zur Verfügung. Die meisten kann man nur von Fall zu Fall
benutzen, da sie nur an bestimmten, teils recht seltenen Mineralen, Gesteinen oder anderen Materialien angewendet
werden können bzw. an bestimmte Gegebenheiten gebunden sind, die es nicht überall gibt. Gerade die
Altersbestimmungsmethoden, die auf physikalischen Grundlagen beruhen und scheinbar exakte Zahlen liefern,
sind mit erheblichen Unsicherheiten und großen Fehlern behaftet und können mitunter kräftig danebenhauen. Im
Zweifelsfalle sind die oben dargestellten simplen Methoden viel eindeutiger und zuverlässiger.
Bei den hoch entwickelten Methoden der geologischen Altersbestimmung unterscheidet man die relative Biochronologie,
bei der man auf die Bestimmung von Fossilien angewiesen ist und bei der auf direktem Wege keine
Alter in Jahren zu ermitteln sind sowie die chronometrischen Methoden, die meist auf dem zeitabhängigen
Zerfall radioaktiver Isotope beruhen und im Idealfall das „absolute“ Alter in Jahren angeben können. Daneben gibt
es unterschiedliche meist einfachere chronostratigraphische Methoden, die zur Datierung andere zeitabhängige
Gesetzmäßigkeiten nutzen, oft periodische klimatische Schwankungen, die in Sedimenten oder

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Organismen Spuren hinterlassen. Im Folgenden wird eine Auswahl häufig angewendeter Datierungsmethoden
kurz vorgestellt:
5.5.1 Biochronologie und Biostratigraphie
Bei der Biochronologie datiert man mit Hilfe von Fossilien und Fossilgruppen, die in bestimmten, möglichst kurzen
Abschnitten der Erdgeschichte auftreten, häufig vorkommen, weit verbreitet und einfach zu bestimmen sind, sog.
Leitfossilien bzw. Leitfossilgruppen. Grundsätzlich kann man die meisten tierischen und pflanzlichen Reste von
Lebewesen zur Datierung verwenden; man hat aber mit bestimmten Leitfossilgruppen besonders gute
Erfahrungen gemacht und mit ihrer Hilfe eine biostratigraphische Standard-Skala festgelegt, mit der die gesamte
Erdgeschichte gegliedert und in Zeitscheiben zerlegt werden kann (Biostratigraphie).
Die größten, meist mit dem Auftreten von bestimmten Leitfossilgruppen biostratigraphisch definierten Kategorien
(Zeitscheiben) sind Äratheme (Paläozoikum, Mesozoikum und Känozoikum). Dem sind die Systeme (Kambrium,
Ordovizium, Silur etc.) und diesen wiederum die Stufen (Cenoman, Turon, Coniac etc.) untergeordnet. Die kürzesten
biochronologisch fassbaren Zeitscheiben sind die sog. Zonen (Biozonen), die mit den Artnamen der
entsprechenden Zonenleitfossilien bezeichnet werden, z.B. die marshi-Zone nach dem Ammoniten Choristoceras
marshi oder die plenus-Zone nach dem Belemniten Actinocamax plenus. Die genaue Bestimmung der
Leitfossilien und damit die exakte biostratigraphische Einstufung von Gesteinen ist eine Sache von Spezialisten.
Die genaue Einstufung eines Gesteins in eine bestimmte Zone mit Hilfe eines Leitfossils bedeutet aber an und
für sich noch keine Datierung in Jahren. Allerdings ist die Biostratigraphie inzwischen eine so gut abgesicherte
und hochentwickelte Methode, dass man angeben kann, welcher „absoluten“ Zeit ein biochronologisch ermitteltes
Alter entspricht, denn man hat unzählige Male mit Erfolg versucht, biostratigraphisch eingestufte Sedimentgesteine
zusätzlich mit den unterschiedlichsten chronometrischen Methoden zu datieren, etwa indem man vulkanische
Tuffe aus der gleichen Schichtfolge radiometrisch datiert hat. Folglich hat man mit der Zeit herausgefunden,
dass z.B. ein Gestein, in dem man den für das Rhät (Obertrias) leitenden Ammoniten Choristoceras marshi
gefunden hat und das folglich dem Rhät angehört, etwa 206 bis 210 Ma. (Millionen Jahre) alt sein muss. Man hat
mit ähnlichen Methoden festgestellt, dass die Jurazeit vor 206 Ma. begonnen hat und vor 144 Ma. zu Ende
gegangen ist. Mit Hilfe von Zonenleitfossilien lässt sich der Jura in insgesamt 52 Zonen gliedern, d.h. dass die
Zeitscheibe einer Biozone einen zeitlichen Umfang von durchschnittlich etwas mehr als 1 Ma. hat.
5.5.2 Chronostratigraphische Methoden
a) Dendrochronologie
Die Dendrochronologie nutzt zur Datierung jahreszeitliche und längerperiodische Klimaschwankungen, die sich in
den Jahresringen von Bäumen abbilden. Sie beruht im Prinzip auf dem Abzählen dieser Jahresringe. Wenn man
nicht nur einfach die Anzahl der Jahresringe abzählt, sondern auch die Jahresringbreite und die Dichte von Frühund
Spätholz misst, kann man charakteristische Abfolgen von Jahresringen auch an anderen Bäumen eindeutig
wiedererkennen und zeitlich parallelisieren, sogar an Hölzern, die aus der weiteren Umgebung stammen. Mit Hilfe
sehr alter lebender Bäume lässt sich eine Jahresringskala erstellen, die bestenfalls 500 bis 1000 Jahre, in
Ausnahmefällen (USA) bis zu 4000 Jahre zurückreicht. Diese Skala lässt sich benutzen, um Hölzer unbekannten
Alters zu datieren. In einigen Fällen ist es gelungen, die Jahresringskala weit in die Vergangenheit hinein zu
verlängern, indem man neben Holzbalken aus alten Dachstühlen und Kirchen auch fossile Hölzer aus Flusskiesen
benutzt. Dadurch reichen dendrochronologische Skalen in manchen Gegenden bis etwa 10 000 Jahre
zurück. Damit lassen sich Hölzer unbekannten Alters, die nicht älter als 10 000 Jahre sind, zuverlässig datieren.
Wichtig ist, dass man mit der Dendrochronologie Fehler korrigieren kann, die der Radiokohlenstoff-Methode
anhaften (5.5.3 c).
b) Warvenchronologie
Auch die Warvenchronologie nutzt zur Datierung jahreszeitliche und längerperiodische Klimaschwankungen, die
sich in bestimmten Sedimenten als Schichtung abbilden. Sie wurde schon vor etwa 100 Jahren entwickelt, beruht
im Prinzip auf dem Abzählen von Jahresschichten (Warven) in feinschichtigen pleistozänen Seesedimenten
(Warventonen), die in Schmelzwasserseen in der Nähe der zurückschmelzenden Eisränder entstanden. Wenn
man nicht einfach nur die Anzahl der Warven abzählt, sondern auch ihre Breite misst, kann man charakteristische
Warvensequenzen auch an anderen Warventon-Vorkommen eindeutig wiedererkennen und zeitlich paral-

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lelisieren, sogar an solchen, die weit davon entfernt abgelagert wurden. Mit Hilfe der Warvenchronologie ist es
gelungen, in Norddeutschland, Dänemark oder Schweden das Rückschmelzen des Nordeuropäischen Inlandeises
praktisch aufs Jahr genau zu verfolgen.
Im Übrigen besitzen vielfach auch Evaporite (Steinsalz, Anhydrit) eine warvenähnliche Feinschichtung, bei der es
sich gleichfalls um eine Jahresschichtung handelt. Inzwischen wendet man die Methodik der Warvenchronologie
auch in Zechsteinsalzen an, mit deren Hilfe es gelungen ist, die unterschiedlich alten Evaporitfolgen im gesamten
norddeutschen Zechsteinbecken miteinander zeitlich zu parallelisieren, ohne indes ihr tatsächliches genaues Alter
angeben zu können.
c) Lichenometrie
Die Lichenometrie nutzt zur Datierung das kontinuierliche und extrem langsame Wachstum bestimmter Flechten
(lat. lichenes). Manche Flechten, deren Thalli als Pioniere den nackten Felsuntergrund überkrusten, wachsen
äußerst langsam und haben überaus konstante Zuwachsraten. Wenn die mittlere Zuwachsrate der Thalli bekannt
ist, lässt sich an den größten hier vorkommenden Flechten ermitteln, seit wann diese Gesteinsfläche frei liegt,
also z.B. vom Gletschereis freigegeben wurde. In den Alpen wird dazu besonders gern die Landkartenflechte
(Rhizocarpon geographicum) benutzt. Mit Hilfe der Lichenometrie ist es gelungen, im Vorfeld vieler Alpengletscher
die Moränen unterschiedlicher Eisstände aus der Kleinen Eiszeit miteinander zu parallelisieren.
5.5.3 Chronometrische Methoden, die den Zerfall von Nukleiden ausnützen
Die meisten chronometrischen Methoden nutzen den zeitabhängigen Zerfall von instabilen Isotopen bestimmter
Elemente (Mutternukleide). Es gibt relativ viele natürlich vorkommende instabile Mutternukleide ( 87 Rb, 40 K, 187 Re),
die sich durch radioaktiven Zerfall in andere, in den meisten Fällen stabile Tochternukleide umwandeln ( 87 Sr, 40 Ar,
187 Os). Einige instabile Mutternukleide ( 238 U, 235 U) durchlaufen auch ganze Zerfallsreihen, d.h. es entstehen durch
radioaktiven Zerfall immer wieder neue, gleichfalls instabile Tochternukleide, bis schließlich stabile Endglieder
erreicht werden ( 206 Pb, 207 Pb). Zusammen mit stabilen werden auch viele instabile Nukleide in Kristallgitter von
Mineralien eingebaut (z.B. Uran in Uraninit), in Verbindungen, in denen die Zerfallsprodukte selbst (Blei) normalerweise
nicht vorkommen.
In vielen Fällen kann man davon ausgehen, dass sich solche stabilen Isotope, die man in einem solchen Mineral
nachweisen kann, obwohl sie kein Teil der entsprechenden Verbindung sind, hier durch radioaktiven Zerfall
angereichert haben. Solange die Temperatur über einem von der Mineralart und Korngröße abhängigen Punkt
liegt (Schließungstemperatur), ist das Gitter nicht dicht und die Zerfallsprodukte können das System verlassen –
unterhalb dieser Temperatur aber nicht mehr. Kennt man die Halbwertszeit des instabilen Isotopes, ist die Menge
der Zerfallsprodukte ein Maß für die Zeit, die vergangen ist, seit dem sich das Mineral neu gebildet hat bzw. seine
Schließungstemperatur unterschritten wurde. Ist das Mineral aus einer Schmelze kristallisiert, erhält man das
Kristallisations- bzw. das Abkühlungsalter der Schmelze. Zum Bestimmen der Isotopen-Verhältnisse braucht man
ein Massenspektrometer. Am häufigsten werden folgende radiometrische Altersbestimmungen durchgeführt:
a) Kalium-Argon-Methode
Neben den relativ häufigen stabilen Kalium-Isotopen 41 K und 39 K ist auch das instabile Kalium-Isotop 40 K vertreten,
das nur einen Anteil von 0,01 % am natürlich vorkommenden Kalium besitzt. Es wandelt sich durch Elektroneneinfang
in das stabile Argon-Isotop 40 Ar um. Die Halbwertszeit beträgt 1,27 Ga (Milliarden Jahre).
Gemessen wird der Gehalt an im Gitter gefangenem 40 Ar im Verhältnis zum Kalium. Datiert werden können alle
kaliumreichen Minerale, z.B. Sanidin (ein K-haltiger Feldspat), Hornblende, Biotit, Muskovit, Illit (ein Tonmineral)
oder Glaukonit. Damit sind neben den Abkühlungsaltern von magmatischen Gesteinen (Granite, Syenite, Quarzporphyr,
vulkanische Tuffe) in wenigen Fällen über Glaukonit oder Illit auch die Ablagerungsalter von Sedimenten
direkt messbar.
b) Uran-Blei-Methode
Die instabilen Uran-Isotope 238 U, 235 U und 234 U weisen Anteile von 99,3 bzw. 0,7 und 0,0006 % an dem in der
Natur vorkommenden Uran auf. 238 U durchläuft eine Zerfallsreihe mit vielen Zwischengliedern, zu der neben
verschiedenen anderen instabilen Isotopen auch 234 U gehört. Am Ende steht das stabile Blei-Isotop 206 Pb. 235 U
durchläuft eine andere Zerfallsreihe mit vielen Zwischengliedern, an deren Ende das stabile Blei-Isotop 207 Pb
steht. Die Halbwertszeit von 238 U beträgt 1,54 Ga., die von 235 U 9,71 Ga.

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Gemessen werden kann das U/Pb-Verhältnis, man kann aber auch die unterschiedlichen Blei- und Uran-Isotope
getrennt bestimmen. Zudem hat man die Möglichkeit, die Anteile sämtlicher Zerfallsprodukte einschließlich der α-
Teilchen, die bei einigen Zerfällen ausgeschleudert werden und im Gitter als Heliumkerne gefangen sind. Durch
diese Kontrollmöglichkeiten kann die Genauigkeit der Messung extrem gesteigert werden.
Datiert werden können im Prinzip alle uranhaltigen Mineralien. In der Praxis spielen vor allem weniger die eigentlichen
Uranmineralien eine Rolle, wie Uraninit oder Torbernit, sondern ganz andere Minerale, in denen ein kleiner
Anteil von Uran enthalten ist, etwa Zirkon, Monazit oder Xenotim. Darüber hinaus kommt Uran in Spuren auch in
Molluskenschalen vor. Je nach Bildungsraum dieser Minerale können die Entstehungsalter der Minerale, das
Alter von Metamorphosen oder der Zeitpunkt der Bildung einer Schneckenschale bestimmt werden.
c) C-14-Methode ( 14 C-Methode, Radiokarbon- oder Radio-Kohlenstoff-Methode)
Neben dem stabilen Kohlenstoff-Isotop 12 C kommt auch das instabile Kohlenstoff-Isotop 14 C vor. Das Verhältnis
von 12 C zu 14 C ist in der Natur 1 : 10 -12 . Angesichts der sehr kurzen Halbwertszeit von nur 5580 a dürfte es in der
Natur eigentlich gar kein 12 C geben, wenn dieses radioaktive Isotop nicht ständig nachgeliefert würde. Die Quelle
hierfür ist in der Hochatmosphäre zu suchen, wo aus dem Stickstoff-Isotop 14 N durch energiereiche Höhenstrahlung
14 C entsteht. Von dort aus verteilt es sich in der gesamten Atmosphäre, wird von Pflanzen als CO 2 aufgenommen
und über die Nahrungskette verbreitet. CO 2 wird auch von Mollusken zum Aufbau ihrer Kalkschalen
aus dem Wasser aufgenommen. So lange ein Organismus lebt, entspricht der 14 C-Anteil am Gesamtkohlenstoff in
seinem Körper dem 14 C-Anteil am Gesamtkohlenstoff der Atmosphäre. Nach dem Tod dieses Organismus aber
nimmt der Gehalt an radioaktivem Kohlenstoff ständig ab.
Datiert werden können alle kohlenstoffhaltigen Substanzen wie Knochen, Zähne, Zellulose, Holz, Nussschalen,
Holzkohle, Haare, Fasern, Stoffe oder Kalkschalen. Der Gehalt an radioaktivem Kohlenstoff im Verhältnis zum
Gesamtkohlenstoff in diesen organischen Materialien ist ein Maß für das Alter, d.h. für den Todeszeitpunkt des
Organismus. Man kann entweder einfach die Radioaktivität dieser Substanzen mit Szintillationszählern messen
(konventionelle 14 C-Altersbestimmung), oder man misst den 14 C-Gehalt der Probe direkt mit Hilfe eines Beschleuniger-Massenspektrometers
(AMS).
Inzwischen hat man herausgefunden, dass 14 C-Jahre keineswegs Kalenderjahren entsprechen, denn die 14 C-
Produktion in der Hochatmosphäre scheint, anders als man ursprünglich angenommen hatte, starken Schwankungen
zu unterliegen. Inzwischen kann man allerdings die 14 C-Jahre in Kalenderjahre umrechnen, da man Dank
der Dendrochronologie gelernt hat, diese Fehler zu korrigieren. Angesichts der kurzen Halbwertszeit ist die Radiokarbon-Methode
nur in den jüngsten Abschnitten des Quartärs anwendbar. Man kann damit keinsfalls Objekte
datieren, die älter sind als etwa 70 000 Jahre.
d) Spaltspuren-Methode (FT-Methode oder fission-track dating)
Die Isotope von Elementen mit besonders hohen Atomgewichten sind zum größten Teil instabil. Bei ihrem radioaktiven
Zerfall kommt es zum Ausschleudern von α-Teilchen (Helium-Kernen), β-Teilchen (Elektronen) und energiereichen
γ-Quanten – und damit verbunden zum Entstehen neuer instabiler, seltener stabiler Tochterisotope,
die oft ein oder zwei Ordnungszahlen unter oder über der des Mutterisotopes liegen. Es ist bekannt, dass man bei
den natürlich vorkommenden Elementen mit den höchsten Ordnungszahlen, Uran und Thorium, zudem durch den
Beschuss mit Neutronen einen Neutroneneinfang erzwingen kann. Dadurch wird eine Kernspaltung (nuclear
fission) ausgelöst, bei der sehr große Energiemengen freigesetzt werden. Weniger bekannt ist, dass Uran- und
Thorium-Isotope sich auch spontan spalten, regelrecht zerplatzen können, wenn auch mit einer sehr kleinen
Wahrscheinlichkeit (spontaneous fission, spontane Kernspaltung). Die Halbwertszeit für diese spontane Kernspaltung
(„fission halflife“) beträgt beim häufigsten dieser schweren Isotope, beim Uran-Isotop 238 U, ca. 0,86 10 16
Jahre. Sie liegt damit um viele Größenordnungen höher als die Halbwertszeit für den normalen radioaktiven
Zerfall dieses Uran-Isotops, d.h. auf etwa 10 7 normale Zerfälle von 238 U kommt im Schnitt eine spontane
Kernspaltung.
Bei jeder dieser spontanen Kernspaltungen entstehen zwei Tochterisotope mit annähernd gleichen Atomgewichten.
Außerdem wird ein kleiner Teil der Masse in Energie umgewandelt. Ein Teil dieser Energie wird in Form
von Wärme, der größte Teil aber als kinetische Energie frei, insgesamt ca. 200 MeV. Mit dieser gewaltigen
Energie werden die beiden Tochterisotope in entgegengesetzte Richtungen davongeschleudert. War dieser zerplatzende
Urankern ursprünglich einmal in einen Kristall eingebaut, entfaltet der Impuls der beiden Tochterisotope
eine gewaltige Zerstörungskraft im Kristallgitter. In einem Schusskanal werden alle Atome aus ihren Gitterplätzen
gerissen und das Kristallgitter in einem zylindrischen Bereich von etwa 30 Å Durchmesser und 0,015 mm Länge

43
völlig zerstört. Diese Fehlstellen im Kristallgitter (Spaltspuren) können über geologische Zeiträume hinweg
erhalten bleiben, wenn man diese Kristalle nicht über ein bestimmtes Maß hinaus erwärmt. Werden Quarzkristalle
auf 1100°, Calcitkristalle auf 400° oder Gläser auf etwa 600°C erhitzt, verheilen die Fehlstellen wieder, indem
sich die aus ihren Verbänden gerissenen Atome neu ordnen. Diese für jede Mineralart charakteristische Temperatur
wird Verheilungstemperatur genannt.
Uran – und damit auch 238 U – ist ein sehr verbreitetes Element, das im ppm-Bereich in allen möglichen Mineralien
vorkommt, die von ihrer chemischen Formel her eigentlich gar kein Uran enthalten sollten. So kommen z.B. in
Apatit-, Fluorit-, Quarz- oder Calcit-Kristallen, aber auch in natürlichen oder künstlichen Gläsern, meist kleine
Mengen von Uran vor, natürliche Zirkone (ZrSiO 4 ) enthalten sogar zwischen 100 und 2000 ppm! Die Urankerne
zerfallen im Laufe der Zeit, wobei die weitaus meisten von einem normalen radioaktiven Zerfall betroffen sind, der
im Kristallgitter keinerlei Spuren hinterlässt. Nur ein sehr kleiner Teil von ihnen zerplatzt und erzeugt die oben
geschilderten, kaum sichtbaren Fehlstellen im Gitter. Man kann sie aber deutlich sichtbar machen, wenn man die
Kristalle mit geeigneten Säuren anätzt. Die Säuren greifen bevorzugt diese Gitterfehlstellen an und erzeugen an
ihrer Stelle kleine Ätzgruben, die Spaltspuren i.e.S., die man unter einem Lichtmikroskop deutlich sehen kann. Die
Dichte der Ätzgruben ist einerseits vom Uran- (und Thorium-) Gehalt des Kristalls, andererseits von der Zeit abhängig.
Kann man den ursprünglichen Urangehalt der Probe ermitteln, lässt sich die Zeit ausrechnen die vergangen
ist, seit der Kristall oder das Glas entstanden bzw. unter die spezifische Schließungstemperatur abgekühlt
wurden.
Im Prinzip geht man bei der Datierung so vor, dass man die zu bestimmende Probe teilt – ein Glas, ein größeres
Mineral oder ein Konzentrat kleinerer geeigneter Minerale. Aus der einen Hälfte stellt man gleich Dünnschliffe her,
aus der anderen erst, nachdem man die Probe in einem Atomreaktor oder einer anderen Neutronenquelle mit
Neutronen bestrahlt hat. Die Neutronenquelle muss einen sehr hohen Fluss thermischer Neutronen aufweisen,
der bei allen verbliebenen schweren Atomkernen eine Kernspaltung erzwingt. Dann werden beide Proben mit
geeigneten Säuren angeätzt, um die Spaltspuren sichtbar zu machen, die man anschließend unter einem Lichtmikroskop
auszählen kann. Alle Spaltspuren in der unbehandelten Probe sind in der Zeit entstanden, die seit der
Bildung bzw. der Unterschreitung der Schließungstemperatur des Minerals oder des Glases verstrichen ist. Die
Spaltspuren, die man auf einer bestimmten Fläche in der bestrahlten Probe zählt, zeigen, wie viele Uranatome
auf dieser Fläche ursprünglich noch vorhanden waren, wenn man die davon abzieht, die auf der gleichen Fläche
einer unbestrahlten Probe zu finden sind. Daraus lassen sich der ursprüngliche Urangehalt der Probe und ihr
Alter bestimmen.
Die Spaltspuren-Methode ermöglicht sehr genaue Altersbestimmungen und lässt sich genauso gut zur Datierung
des Abkühlungsalters eines Granits, einer Metamorphose als auch zur Beantwortung der Frage verwenden, ob
ein antikes Glas gefälscht ist oder nicht. Die Methode ist allerdings aufwendiger, als es klingt, denn es ist oft sehr
schwierig, genügend geeignete, oft winzige Kriställchen aus dem Gestein zu gewinnen, zu konzentrieren und für
die Messung vorzubereiten.
5.5.4 Chronometrische Methoden, die andere Gesetzmäßigkeiten ausnützen
a) Paläomagnetik
Die Erde ist von einem bipolaren Magnetfeld umgeben, das auch in großen Teilen der erdgeschichtlichen Vergangenheit
existent war. Die letztliche Ursache dieses Magnetfeldes ist unbekannt. Es geht vom äußeren Erdkern
aus und kann als geozentrischer Dipol aufgefasst werden, dessen Achse sich in der Nähe der Rotationsachse
der Erde befindet. An einer beliebigen Stelle auf der Erdoberfläche lässt sich das Magnetfeld durch folgende vier
Eigenschaften charakterisieren:
1. Deklination – Winkel, der die Abweichung der magnetischen Feldlinien von den Meridianen des
geographischen Gradnetzes auf der Erdoberfläche angibt,
2. Inklination – Winkel, der die Neigung der magnetischen Feldlinien relativ zur Erdoberfläche angibt
3. Intensität – die im Zeitraum von mehreren Jahren stark schwanken kann sowie
4. Polarität – die angibt, ob der magnetische Nordpol geographisch auf der Nordhalbkugel liegt oder nicht
Viele Gesteine enthalten ferromagnetische Minerale (z.B. Magnetit, Magnetkies, Hämatit) die sich bei ihrer Bildung
oder Ablagerung nach dem momentan an dieser Stelle herrschenden Magnetfeld ausrichten und es in Form
ihres remanenten Magnetismus abbilden.

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Eine besonders große magnetische Suszeptibilität (Empfänglichkeit) besitzen basische und ultrabasische
Magmatite (z.B. basaltische Laven, basische Gangesteine, Gabbros), die besonders reich an eisenhaltigen, ferromagnetischen
Mineralkörnern sind. Diese richten sich nach dem Erdmagnetfeld aus wenn, die Gesteinsschmelze
unter den sog. Curiepunkt abgekühlt wird (Thermoremanenz). Auch klastische Sedimente zeigen
eine magnetische Suszeptibilität, die z.B. entstehen kann, wenn ferromagnetische Schwerminerale (Sandkörner,
vor allem Magnetit) am Boden abgesetzt werden und sich nach dem Erdmagnetfeld ausrichten, solange sie
schweben (Sedimentationsremanenz). In bereits fertigen Sedimenten können auch nachträglich ferromagnetische
Minerale wachsen, die sich am Magnetfeld orientieren (Kristallremanenz). Der remanente Magnetismus
verschwindet wieder, wenn Gesteine z.B. durch eine Metamorphose über den Curiepunkt erhitzt werden.
Deklination, Inklination und Intensität des Magnetfeldes ändern sich mit der geographischen Position auf der Erdoberfläche.
Sie verändern sich aber auch im Laufe von Jahren und Jahrzehnten. Auch die magnetische Polarität
verändert sich und hat sich im Laufe der Erdgeschichte sehr oft umgekehrt (Inversionen). Es hat offensichtlich
mehrfach Phasen gegeben, in denen war die Polarität wie heute (normal), und solche, in denen waren der
magnetische Nord- und Südpol im Vergleich zu heute vertauscht (revers).
Das weiß man, seitdem man die Magnetisierung der Ozeanböden zu untersuchen begonnen hat. Am Ozeanboden
lässt sich ein charakteristisches magnetisches Streifenmuster erkennen, das parallel orientiert und symmetrisch
zu den zentralen Gräben der mittelozeanischen Rücken angeordnet ist. Jeder dieser Streifen entspricht
einer Zone, in der das Erdmagnetfeld verstärkt oder abgeschwächt wird, je nach dem ob die unterlagernden vulkanischen
Gesteine normal oder revers magnetisiert sind. Dieses Muster entsteht, da an den mittelozeanischen
Rücken fast kontinuierlich basische Magmen gefördert und seitlich weggedrückt werden, so dass eine ununterbrochene
Dokumentation der jeweils vorherrschenden magnetischen Polarität erfolgt. Auch die Untersuchung von
mächtigen vulkanischen Sukzessionen am Festland zeigt die mehrfache Umkehrung des Erdmagnetfeldes. In
Island, auf den Inneren Hebriden Schottlands oder in Ostgrönland gibt es beispielsweise Tausende von Metern
mächtige, aus vielen übereinanderliegenden, geringmächtigen Lavaflüssen (Flutbasalten) aufgebaute Basaltdecken,
die hier in enger zeitlicher Folge während des Tertiärs und Quartärs ausgeflossen sind. In solchen Sukzessionen
(Folgen) sind mehrfache Inversionen der magnetischen Polarität zu erkennen. Sie lassen sich sogar
datieren, wenn man das Alter der einzelnen Basaltströme radiometrisch bestimmt. Die Magnetisierung dieser
Laven ist oft so stark, dass man schon mit einem gewöhnlichen Kompass nachprüfen kann, ob sie normal oder
revers magnetisiert sind.
Im Känozoikum dauerte eine Phase normaler oder reverser Polarität jeweils 10 000 bis etwas über 1000 000
Jahre lang. Im Mesozoikum lassen sich solche Magnetozonen nachweisen, die mehr als 20 Ma lang waren (mit
normaler Polarität). Inzwischen ist es gelungen, eine paläomagnetische Zeitskala zu erstellen, die allerdings immer
lückenhafter und ungenauer wird, je weiter wir in der erdgeschichtlichen Vergangenheit zurückgehen. Recht
detailliert und zuverlässig ist sie bisher im Känozoikum, also im Tertiär und Quartär. Meist werden in dieser
paläomagnetischen Zeitskala mehrere Magnetozonen zu paläomagnetischen Epochen zusammengefasst, die
durch eine jeweils vorherrschende Polarität charakterisiert sind und Namen tragen. So werden die letzten 5 Ma
durch vier paläomagnetische Epochen gegliedert: Gilbert (revers), Gauss (normal), Matuyama (revers) und
Brunhes (normal), in der wir heute noch leben. Die meisten Epochen werden von Events (Ereignissen) unterbrochen
und gegliedert, also durch kürzere Inversionen (Magnetozonen). Die Gauss-Epoche wird z.B. durch das
Mammooth- und das Kaena-Event mit normaler Polarität, die Matuyama-Epoche durch das Reunion-, Olduvaiund
Jaramillo-Event mit reverser Polarität unterbrochen.
Mit Hilfe der paläomagnetischen Zeitskala gelingt es, Laven und Sedimentgesteine unbekannten Alters sowie
ganze Schichtfolgen zu datieren, was aber meist nur in Kombination mit anderen Altersbestimmungsmethoden
zufriedenstellend gelingt. Zwei Gesteine, die einen remanenten Magnetismus mit gegensätzlicher Polarität zeigen,
können unmöglich gleich alt sein, solche, die eine Magnetisierung mit gleicher Polarität besitzen, können,
aber müssen nicht gleich alt sein. Die Möglichkeiten einer Datierung werden besser, wenn man in einer Schichtfolge
von unten nach oben eine Inversion der Polarität feststellen kann, also einen Umschlag von normal nach
revers oder von revers nach normal. Am einfachsten datierbar sind Schichtfolgen, die heute noch in Bildung sind,
z.B. Bohrkerne, die vom Grund des Meeres oder sehr alter Seen stammen. Im einfachsten Falle gelingt eine
zuverlässige Datierung eines bestimmten Horizontes durch einfaches Abzählen der Inversionen von oben nach
unten. Die Methode ist vor allem wichtig, um marine und festländische Schichtfolgen parallelisieren zu können.
b) Thermolumineszenz-Methode (TL-Methode)

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Thermolumineszenz ist die Fähigkeit bestimmter Minerale (z.B. Fluorit, Calcit, Quarz oder Feldspat) kurz aufzuleuchten,
wenn man sie im Dunkeln erwärmt. Dieses schwache oder helle Aufleuchten wiederholt sich nicht,
wenn man es mit derselben Probe ein zweites Mal versucht. Man kann den Versuch allerdings erfolgreich wiederholen,
wenn man die Probe vorher im Dunkeln einer radioaktiven Bestrahlung aussetzt, sie etwa neben ein
Stück stark strahlende Pechblende legt. Die Fähigkeit zu leuchten verlieren die Minerale aber wieder, wenn man
die Proben nach der Bestrahlung der Sonne aussetzt. Durch Erwärmen oder Sonnenlicht werden diese Minerale
gewissermaßen „gebleicht“.
Die Bestrahlung führt den Atomen im Kristallgitter Energie zu. Dadurch werden ihre Elektronen auf höhere
Energieniveaus in den Schalen angehoben; die Atome geraten in einen angeregten Zustand. Um die aufgenommene
Energie wieder in Form von Lichtquanten abgeben zu können, brauchen die Atome eine gewisse
Anregungsenergie, die von außen in Form von Wärme oder Licht zugeführt werden muss. Die Energiemenge,
die von einem Mineral maximal aufgenommen und bei der Thermolumineszenz auch wieder abgegeben werden
kann, ist von Mineral zu Mineral verschieden. Irgendwann erreicht jedes Mineral eine artspezifische Sättigung;
darüber hinaus kann keine Energie mehr gespeichert werden. Wann diese Sättigung erreicht wird, hängt von
Dauer und Intensität der Bestrahlung ab. Eine hohe Strahlungsdosis führt u.U. schon nach wenigen Minuten zur
Sättigung, eine sehr schwache Dosis u.U. erst nach Jahrhunderttausenden.
Da die bei der Thermolumineszenz abgegebene Lichtmenge, abgesehen von der Mineralart, vor allem von der
Dauer und von der Intensität der Bestrahlung abhängig ist, kann die Bestrahlungszeit errechnet werden, wenn die
Strahlungsdosis bekannt ist. Das gilt aber nur, wenn das Mineral bei Beginn der Bestrahlung vollständig
„gebleicht“ war. Die Zeitabhängigkeit der Lichtmenge, die bei der Thermolumineszenz abgegeben wird, lässt sich
vor allem zum Bestimmen der Ablagerungszeit von Sedimenten verwenden.
Um eine nachträgliche Bleichung zu verhindern, müssen Proben, die mit der TL-Methode datiert werden sollen,
möglichst bei Dunkelheit aus dem Sedimentkörper entnommen und im Dunkeln aufbewahrt werden. Man sticht
die Proben am besten mit einem Filmdöschen heraus, nachdem man die obersten Sedimentschichten entfernt
hat. In dem Loch, das durch die Probenentnahme entstanden ist, wird mit einem Szintillationszähler die Strahlung
gemessen, der die Probe ausgesetzt war, die externe Dosis. Im Labor misst man mit einem Szintillationszähler
die Strahlungsmenge, welche die Probe selbst aussendet, die interne Dosis.
Anschließend wird die Probe geteilt. Die eine Hälfte dient zur Datierung, bei der anderen Hälfte wird geprüft, wie
weit sie durch Strahlung gesättigt werden und wie viel Licht sie maximal abgeben kann. Um das herauszufinden
wird sie zunächst gebleicht, dann durch künstliche Bestrahlung aufgesättigt und durch langsames Aufheizen wieder
gebleicht. Der Vorgang wird mehrmals wiederholt, und dabei mit einem empfindlichen Photometer die jeweils
ausgesendete Lichtmenge gemessen. Hat man das Verhalten der Probe auf diese Weise genau kennengelernt,
wird die zweite bisher aufgesparte Hälfte langsam aufgeheizt und die dabei abgegebene Lichtmenge genau
gemessen. Im günstigsten Falle kann man so den Zeitpunkt bestimmen, zu dem die mineralischen Körner des
Dünensandes zum letzten Mal von der Sonne beschienen worden sind, also vollständig gebleicht wurden.
Wirklich zuverlässig funktioniert die TL-Methode bisher nur bei Dünensanden und Lössen, weniger gut bei fluviatilen
Sedimenten. Vermutlich sind die Sandkörner vor ihrer Ablagerung im Wasser nicht ausreichend dem Sonnenlicht
ausgesetzt und deshalb auch nicht immer vollkommen gebleicht worden. Mit der TL-Methode lassen sich
sogar quartäre Sedimente datieren, die mehr als 1 Ma alt sind.
5.6 Literaturauswahl zur Allgemeinen Geologie
BAHLBURG, H. & BREITKREUZ, C. (2004): Grundlagen der Geologie.– 403 S.; München (Elsevier / Spektrum-Verl.).
BESCHEL, R.B. (1950): Flechten als Altersmaßstab rezenter Moränen.– Z. Gletscherk. Glazialgeol., 1, S.152-161; Innsbruck.
FECKER, E. & REIK, G. (1987): Baugeologie.– 418 S.; Stuttgart (Enke-Verl.).
FRISCH, W. & MESCHEDE, M. (2005): Plattentektonik, Kontinentalverschiebung und Gebirgsbildung.– 196 S.; Darmstadt (Primus-Verl.,
Wiss. Buchgesellschaft).
GERMAN, R. (1981): Einführung in die Geologie.– 207 S.; Stuttgart (Klett-Verl.).
GEYH, M.A. & SCHLEICHER, H. (1990): Absolute Age Determination. Physical and Chemical Dating Methods and Their Application.– 503
S.; Berlin, Heidelberg etc. (Springer-Verl.).
MILLER, H. (1992): Abriß der Plattentektonik.– 149 S.; Stuttgart (Enke-Verl.).
PRESS, F. & SIEVER, R. (1995): Allgemeine Geologie: eine Einführung.– 602 S.; Heidelberg etc. (Spektrum-Verl.).

46
PRINZ, H. (1982): Abriß der Ingenieur-Geologie.– 419 S.; Stuttgart (Enke-Verl.).
REY, J. (1991): Geologische Altersbestimmung.– 195 S.; Stuttgart (Enke-Verl.).
RICHTER, D. (1986): Allgemeine Geologie.– 412 S.; Berlin, New York (de Gruyter-Verl.).
MURAWSKI, H. (1992): Geologisches Wörterbuch.– 254 S.; Stuttgart (Enke-Verl.).
WAGNER, G.A. & VAN DEN HAUTE, P. (1992): Fission-Track Dating.– 285 S.; Stuttgart (Enke-Verl.).
ZEIL, W. (1984): Brinkmanns Abriß der Geologie, Bd. 1, Allgemeine Geologie.– 276 S.; Stuttgart (Enke-Verl.).
6. QUARTÄRGEOLOGISCHE GRUNDLAGEN
6.1 Frühe Geschichte der Eiszeitforschung
Schon lange ist bekannt, dass in Norddeutschland oder Dänemark unzählige große Felsblöcke in der Landschaft
herumliegen (Findlinge, Irrblöcke). In der gleichen Gegend fallen merkwürdige Hügelgruppen, lang hinziehende
Hügelketten (Moränen), extrem breite, oft ganz trockene Täler (Urstromtäler) und zahlreiche, an Krater erinnernde,
rundliche Senken auf, die oft mit Wasser gefüllt sind (Sölle).
Ursprünglich dachte man, die Blöcke seien vielleicht vulkanische Bomben (vulkanische Sprengtheorie). Ende
des 18. Jahrhunderts stellte v. Ahrenswald fest, dass diese Felsblöcke aus Kristallingesteinen bestehen, die es in
dieser Form nur in Skandinavien gibt. Gleichzeitig häuften sich Meldungen katastrophaler Überflutungen von
Alpentälern, die durch Gletscherläufe in Folge der „Kleinen Eiszeit“ verursacht worden waren. Unter ihrem Einfluss
nahm er eine katastrophale Schlammflut an, die sog. „petridelaunische Flut“, mit denen die Blöcke über die
Ostsee nach Norddeutschland gekommen sein sollten (Schlammflut-Theorie). Eine andere Hypothese wurde
Anfang des 19. Jahrhunderts von Ch. Lyell entwickelt. Er ging davon aus, dass die Gletscher Skandinaviens ursprünglich
einmal viel größer waren als heute und teilweise ins Meer gekalbt haben. Moränen und Findlinge
sollten danach Absätze driftender Eisberge sein. Diese glaziale Drift-Theorie erschien lange als die beste
Lösung des Problems, da man tatsächlich nachweisen konnte, dass Teile von Norddeutschland noch im Quartär
von Meer bedeckt gewesen sein müssen. Aber auch im süddeutschen Alpenvorland und im Schweizer Mittelland
fand man ähnliche Hügelgruppen, Seen und Irrblöcke, die hier offensichtlich nicht aus Skandinavien, sondern aus
den Alpen stammten. Driftende Eisberge konnten diese Blöcke nicht mitgebracht haben, denn im Alpenvorland
waren Ablagerungen weder von riesigen Süßwasserseen noch von einem Meer nachzuweisen, jedenfalls nicht im
Quartär.
An den Stirnen von Schweizer Gletschern kann man die Bildung von Moränen und das Absetzen großer Blöcke
direkt beobachten. Einem Hinweis eines Bergführers verdankte der Schweizer Naturforscher H. de Saussure
schon an der Wende vom 18. zum 19. Jahrhundert die Erkenntnis, dass die gleichen Moränen mit großen Blöcken
auch weit unten in den Alpentälern zu finden sind. Der Engländer Playfair deutete Moränen im Schweizer
Jura im Jahre 1802 erstmals im Sinne einer Vergletscherung des gesamten Schweizer Alpenvorlandes. Für viele
war es aber zunächst einfach undenkbar, dass die Alpengletscher aus den Zentralalpen bis ins Alpenvorland
vorgestoßen sein könnten. Noch unwahrscheinlicher schien die Annahme einer Eiskappe, die von Skandinavien
über die Ostsee bis nach Berlin gereicht haben sollte. Als man aber immer mehr Beweise dafür zusammentrug,
verbreitete sich die Idee einer großen Vergletscherung der Alpen und Nordeuropas (Eiszeit-Theorie) allmählich,
vor allem unter dem Einfluss des berühmten Schweizer Paläontologen L. d'Agassiz. Um das Jahr 1840 wurde
diese Theorie in der Schweiz und Frankreich, bald darauf auch in Süddeutschland, Österreich und England
akzeptiert. In Norddeutschland allerdings dauerte es noch deutlich länger, bevor sich die Eiszeit-Theorie gegen
die Drift-Theorie durchsetzen konnte. Erst der Schwede Torell konnte deutsche Fachkollegen, die im Jahre 1875
an einer Exkursion der Deutschen Geologischen Gesellschaft nach Rüdersdorf bei Berlin teilgenommen hatten,
davon überzeugen, dass die Schliffspuren, die hier auf Muschelkalk erhalten waren, von Gletschern stammen
müssen. Bald danach entbrannte ein neuer Streit, indem einige behaupteten, es hätte mehr als eine Eiszeit
gegeben: die Monoglazialisten standen den Polyglazialisten gegenüber. Vor allem durch die Argumente A.
Pencks, der erst in Norddeutschland, dann auch in Süddeutschland die Grundlagen für die Quartärstratigraphie
schuf, wurde der Streit an der Wende vom 19. zum 20. Jahrhundert im Sinne der Polyglazialisten entschieden.

47
6.2 Die eiszeitlichen Gletscher in Europa
Heute wissen wir, dass die letzten beiden Jahrmillionen der Erdgeschichte durch eine Reihe weltweit nachweisbarer
Klimakatastrophen gekennzeichnet waren, die sich in unseren Breiten als Eiszeiten auswirkten. Dieser
jüngste Abschnitt der Erdgeschichte, der noch heute andauert, wird als Eiszeitalter oder Quartär bezeichnet.
In Kaltzeiten (Eiszeiten, Glaziale) sanken die Jahresmitteltemperaturen in Mitteleuropa, die heute etwa zwischen
6 und 8°C liegen, um mehr als 10°C ab, die Sommer wurden kurz und kühl, die Winter lang und streng. In
der Folge begannen die Gletscher der gemäßigten Breiten zu wachsen und aus den Hochlagen der Gebirge talwärts
zu kriechen. Schließlich ertranken die Alpen im Gletschereis, aus dem nur noch die höchsten und schroffsten
Gipfel herausragten. Nach Norden hin traten die Gletscher durch die Pforten der großen Alpentäler ins
Alpenvorland und stießen hier als flach ausgebreitete Vorlandgletscher weit nach Norden vor. Während die
Gletscher am Alpenrand oft Hunderte von Metern dick waren, dünnten sie nach Norden zu langsam aus und
erreichten am Eisrand schließlich ein labiles Gleichgewicht zwischen Nachfließen und Abschmelzen des Eises.
Zur gleichen Zeit waren auf den Landmassen im nördlichen Europa und im arktischen Nordamerika kontinentale
Eisschilde entstanden. Die Vergletscherung hatte vermutlich auch hier in Gebirgsregionen begonnen, im Norwegischen
Hochgebirge und in den Schottischen Highlands. Skandinavien war schließlich vom mehr als 3000 m
dicken Nordeuropäischen Inlandeis bedeckt, dessen Zentrum im Gebiet von Mittelschweden und der Ostsee
lag und dessen Eiszungen bis in die Nordsee nach Osten und über die Ostsee und Mecklenburg hinaus bis Berlin
und Hamburg nach S und W vorstießen.
Ihre größte Ausdehnung erreichte weder das Nordeuropäische Inlandeis noch die alpinen Vorlandgletscher
während der letzten, der Weichsel-Eiszeit bzw. Würmeiszeit, sondern während der der Elster- bzw. Riss-Eiszeit
(vergl. Tab. 6). Die klimatische Schneegrenze lag in Süddeutschland damals so niedrig, dass selbst einige Mittelgebirge
vergletschert waren, wie Harz, Vogesen, Schwarzwald oder Bayerischer Wald. Spuren eiszeitlicher Kargletscher
finden sich in Teilen des Alpenvorlandes noch bis in Höhen von etwa 1100 m!
6.3 Meeresspiegelabsenkung und Glazial-Isostasie
In den Eisschilden waren während der Kaltzeiten so gewaltige Wassermengen gebunden, dass der Meeresspiegel
der Ozeane zeitweise mehr als 120 m unter seinem heutigen Niveau lag. Weite Teile der Schelfgebiete fielen
trocken, wie Nordsee, Adria oder Beringstraße. In dieser Zeit waren Rhein, Loire und Themse Nebenflüsse der
Elbe, die durch das weitgehend trockene Nordseebecken über den Ärmelkanal abfloss und erst weit vor der bretonischen
Küste in den Nordatlantik mündete. Auch große Teile der Adria waren landfest; das Podelta lag damals
bis zu 300 km südöstlich von Venedig.
Die Geographie Europas war aber nicht nur wegen der Absenkung des Meeresspiegels ganz anders als heute.
Mehr als 6 Millionen km³ Eis lagen damals in Nord- und Westeuropa auf dem Festland. Durch das gewaltige
Gewicht, das auf der Erdkruste lastete, wurde die Erdoberfläche langsam nach unten gedrückt. Die Erde ist
nämlich nicht starr, sondern reagiert, wegen der hohen Gesteinstemperaturen im Erdinneren, zäh-plastisch. Im
Zentrum des Nordeuropäischen Inlandeises, wo es mehr als 3000 m dick war und einen Druck von mindestens
300 t/m² auf den Untergrund ausübte, wurde das Festland um mehrere 100 m in die Tiefe gedrückt. Umgekehrt
stiegen die nicht vergletscherten Gebiete in der Umgebung der Eisschilde langsam auf. Diesen Vorgang, der sich
beim Abschmelzen des Eises wieder umkehrte, nennt man Glazial-Isostasie.
6.4.1 Erosion und Akkumulation von Gletschern
6.4 Physische Quartärgeologie
Gletscher und ihre Schmelzwässer hinterlassen Spuren, die man in der Landschaft noch erkennen kann, wenn
das Eis schon längst abgeschmolzen ist. Teilweise sind es bestimmte Ablagerungen oder charakteristische Erosionsformen,
die noch Jahrzehntausende oder gar Jahrmillionen später erhalten bleiben können. Wenn man
diese Spuren richtig zu deuten versteht ist es möglich, die Ausdehnung der eiszeitlichen Gletscher, die Fließrich-

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tung des Eises oder die Geschichte einer Vereisung genau zu rekonstruieren. Allerdings muss man die Vorgänge
im Detail kennen, die unter, am Rand und vor heutigen Gletschern ablaufen, damit man die Ablagerungen, die sie
hinterlassen, richtig deuten kann. Modellhaft können diese Prozesse heute an den Gletschern der Alpen, besser
aber Islands, Spitzbergens, Grönlands und Alaskas untersucht werden.
Talgletscher füllen Täler aus, z.B. in den höchsten Teilen der Alpen. Ihre Eisströme können Hunderte von Metern
dick, Kilometer breit und Zehnerkilometer lang sein. Solche Talgletscher formen im Laufe vieler Jahrtausende
ehedem V-förmige Flusstäler zu Trogtälern oder U-Tälern mit einem U-förmigen Querschnitt um. Der Felsboden
wir vom Gletscher abgeschürft und ausgebrochen, Gehängesporne weggeschliffen, die Talwände allmählich
versteilt und so ein glattwandiger Taltrog geschaffen, durch den der Gletscher möglichst hindernisfrei abfließen
kann. Viele eiszeitlichen Trogtäler Norwegens wurden zu Fjorden, als der Meeresspiegel beim Abschmelzen der
Gletscher anstieg und das Meerwasser in die Mündungen von Trogtälern eindrang. Die glaziäre Übertiefung
führt dazu, dassTrogtäler und Fjorde keine einheitlich tiefen, rinnenförmigen Tröge sind, sondern aus einer ganzen
Kette von tiefen Becken, manchmal Hunderte von Metern tiefen durch Felsschwellen voneinander getrennten
Wannen. In den Alpen sind die meisten dieser Wannen in den eiszeitlichen Trogtälern mit Flussablagerungen,
Seesedimenten oder Süßwasser gefüllt, wie im Falle des Königssees oder Gardasees. Wegen ihrer vom
Gletscher übersteilten Talwände sind viele Trogtäler von Bergstürzen und Muren bedroht. Die zum Eisstromnetz
verbundenen Talgletscher der Eiszeiten drangen über Transfluenzpässe auch in benachbarte Talsysteme ein.
Die vom Eis überschliffenen und im Laufe der Zeit stark erniedrigten Pässe, wie Fernpass, Reschenpass oder
Brenner, waren immer schon die wichtigsten Verkehrswege in den Alpen.
An den Hängen unterhalb der Gipfel und Grate frästen Kargletscher tiefe, steilwandige Mulden in den Felsuntergrund,
die man als Kare oder Karmulden bezeichnet. Talauswärts werden diese oft kilometergroßen Wannen
häufig von einem eisüberschliffenen Karriegel begrenzt. Wie natürliche Dämme stauen sie heute kristallklare
Karseen auf. Von den Karwänden ergießen sich heute mächtige Schuttkegel auf den Karboden und haben so
manchen einstigen See endgültig verschüttet. Die Felsen zwischen zwei benachbarten Karen versteilten immer
mehr und wurden zuletzt zu Pyramiden und Kämmen mit scharfen, schartigen Graten umgeformt, den Karlingen.
Auch Teile des norwegischen Hochgebirges schauten aus dem Eispanzer heraus, etwa die schroffen Gipfel von
Galdhöppigen oder Glittertind in Jotunheimen. In der Eiszeit firnfreie Berge, die von Gletscherströmen umflossen
wurden, nennt man Nunatakker (Einzahl: Nunatak). Pfänder, Auerberg oder Peißenberg z.B. waren Nunatakker
im Alpenvorland und schauten in der letzten Eiszeit (der Würm- oder Weichseleiszeit) aus dem Eispanzer heraus.
Die Sohle des darüberströmenden Eises hat Hügel und Kuppen des Untergrundes teilweise zu Stromlinienkörpern
zurechtgeschliffen. Auf den Stoßseiten dieser Rundhöcker trägt der Felsuntergrund oft spiegelglatt polierte
Gletscherschliffe, auf denen Gletscherschrammen zu sehen sind – Rillen, die von harten, im Eis eingefrorenen
Geschieben ins Gestein gepflügt wurden. Wo die Druckfestigkeit der Gesteine überschritten worden ist, sind
kegelförmige Risse entstanden. Mit diesen Sichelmarken und Parabelrissen lässt sich die Strömungsrichtung
des Eises exakt bestimmen. Regelmäßig geformte, walrückenartige Hügel, die in ganzen Schwärmen auftreten
und einen Kern aus Geschiebelehm oder Kies besitzen, nennt man dagegen Drumlins. Das Eis arbeitet aber
auch in die Tiefe und schürft große und kleine Wannen aus. Diese Hohlformen füllen sich nach dem Eisrückzug
mit Wasser. Deshalb sind ehemals vergletscherte Gebiete mit großen und kleinen Seen förmlich übersät. Die
Zungenbecken sind besonders tief ausgeschürfte Wannen, die im Bereich der Zungenenden großer Vorlandgletscher
entstanden und sich nach dem Abschmelzen des Eises mit Zungenbeckenseen füllten. Zungenbeckenseen
sind etwa der Ammersee, der Starnberger See oder der Bodensee.
Der Schutt, den der winterliche Frost unentwegt von den nackten Felsen sprengt, sammelt sich am Fuße der
Steilhänge an und füllt langsam die Talböden auf. Wird aber das Tal von einem Talgletscher ausgefüllt, wird der
Gesteinsschutt, der mit Lawinen, Steinschlägen und Felsstürzen auf die Oberfläche der Gletscher niedergeht,
vom Eis „huckepack“ als Obermoräne mitgeschleppt. Material wird aber auch aus den Talflanken sowie dem
Gletscherbett ausgebrochen und an der schmutzigen Basis des Gletschers als Grundmoräne mitgenommen.
Beim Transport im Eis werden die Gesteinsbrocken teilweise geglättet und zu Sand und Gesteinsmehl zerrieben.
An der Basis des Eises schmilzt ein Teil dieses grob- und feinkörnigen Materials als Geschiebelehm aus und
wird mit hohem Druck so in Unebenheiten des Untergrundes gespachtelt, dass der Gletscher mit möglichst wenig
Reibung auf seinem Bett dahingleiten kann. Eingeschlossene Gesteinsbrocken, deren geglättete Oberflächen
beim Transport im Eis mit tiefen Kratzern versehen werden, nennt man gekritzte Geschiebe. Die so entstandene,
hoch verdichtete „Grundmoräne“ (Belastungsmoräne) überdeckt großflächig die ehemals vergletscherten
Teile des Alpenvorlandes oder Norddeutschlands.

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An der Gletscherstirn schmilzt der mitgebrachte Gesteinsschutt aus und häuft sich mit der Zeit zu niedrigen
Rücken und Kuppen an, die als Moränenwälle bezeichnet werden. Je nachdem, ob Wälle an der Gletscherstirn
oder an den Seiten eines Gletscherstromes entstehen, nennt man sie Stirnmoränen oder Ufermoränen. Wälle,
die während der Maximalstände einer Eiszeit entstanden sind, werden als Endmoränen bezeichnet. Gelegentlich
finden sich flache Wannen und an Bombentrichter erinnernde Senken, die ihre Existenz ausgeschmolzenen
Gletscherteilen (Toteis) verdanken und als Toteislöcher oder Sölle bezeichnet werden.
In Zeiten, in denen die Ränder der eiszeitlichen Gletscher in Etappen zurückschmolzen, konnten ganze Wallsysteme
entstehen. Zog sich die Gletscherstirn dagegen vergleichsweise rasch und kontinuierlich zurück, entstanden
keine Moränenwälle. Die mitgeführte Obermoräne blieb als lockere Moränendecke liegen, in die einzelne
metergroße, manchmal riesige Findlinge (Irrblöcke, Erratiker) eingebettet sind. Diese vom Eis mittransportierten,
metergroßen Felsblöcke sind oft mit Bergstürzen auf die Gletscheroberflläche gelangt und werden vom
Gletscher beim Zurückschmelzen in der Landschaft liegengelassen. Schöne Beispiele für riesige Findlingsblöcke
sind z.B. aus dem Westallgäu bekannt, wo ein (inzwischen zerstörter) riesiger, aus dem Rätikon stammender
Kalksteinfindling im Ellhofer Moor zu finden war. Er hatte ursprünglich ein Volumen von etwa 4000 m ³ , ist aber in
einem Steinbruch abgebaut worden, da man aus dem Material Branntkalk herstellte.
6.4.2 Erosion und Akkumulation der Schmelzwässer
Jedes Frühjahr und im Sommer fallen auf der Oberfläche von Gletschern große Schmelzwassermengen an. In
zahllosen Rinnsalen fließen die Schmelzwässer auf der tauenden Gletscheroberfläche dahin, stauen sich bisweilen
zu Seen auf dem Eis, bis sie an Spalten oder an schachtförmigen Gletschermühlen rauschend in der
Tiefe verschwinden. Unter dem Eis sammeln sie sich und strömen in Höhlungen und Tunnelsystemen zwischen
Gletscherbasis und Untergrund dahin. Dabei entstehen subglaziäre Erosionsformen, die in Norddeutschland und
an der Ostseeküste bis heute als Tunneltäler, Rinnenseen und Förden sichtbar sind.
An den Eisrändern treten die milchig-trüben Schmelzwässer (Gletschermilch) schließlich in Gletschertoren
zutage. Sie fließen in peripheren Schmelzwasserrinnen so lange am Eisrand entlang, bis es ihnen gelingt, sich
in den terminalen Schmelzwasserrinnen von der Gletscherfront zu lösen. Eiszeitliche Schmelzwasserrinnen
fallen heut noch als breite Kastentäler in der Landschaft auf, mit brettebenen Talböden und steilen Talhängen.
Bis auf einige, die abschnittsweise immer noch von Flüssen und Bächen verwendet werden, sind sie heute meist
Trockentäler. Besonders breite Täler des peripheren Entwässerungssystems, die am Rande des Nordeuropäischen
Inlandeises entstanden sind, werden in Norddeutschland Urstromtäler genannt. Abschnittsweise werden
diese Urstromtäler noch heute von Flüssen verwendet, etwa von Elbe, Oder, Spree oder Peene.
Am Ende tief ausgeräumter Zungenbecken müssen die unter hydrostatischem Druck stehenden Schmelzwässer
vielfach sogar aufsteigen, bis sie am Gletscherrand wieder an die Oberfläche kommen. Wo sich die Wassermassen
über den Endmoränenwall ergießen, setzen sie sogleich einen Teil ihrer Geröllfracht ab. Dadurch entstehen
mit der Zeit schräge Schotterrampen am Fuß der Endmoränen, die man als Übergangskegel bezeichnet.
Die Schmelzwasserströme, die auf oft kilometerbreiten Talböden abfließen, den Sandern, sind in unzählige Wasserläufe
aufgespalten, die ständig ihren Lauf verlagern, sich teilen und erneut vereinigen. Diese Zopfströme
lagern im Laufe der Zeit dekametermächtige, geschichtete Schmelzwasserkiese ab. Die fast völlig ebenen Oberflächen
eiszeitlicher Sanderkiese sind im Alpenvorland kaum merklich nach Norden hin geneigt. Aufgrund des
geringeren Gefälles haben die Schmelzwasserflüsse in Norddeutschland hingegen vor allem Sande abgelagert.
Das Lechfeld oder die Münchner Schotterebene sind auch nichts anderes als extrem breite, eiszeitliche Sander.
Vielfach schneiden sich die Schmelzwasserflüsse in ihre eigenen Ablagerungen ein. Dadurch fallen Teile der
breiten Sander trocken. Diese älteren, inaktiven Kiesflächen (Terrassen) sind mit scharfen Erosionskanten (Terrassenkanten)
gegen den weiterhin aktiven Sander abgesetzt. Eiszeitliche Schmelzwasserkiese und -sande sind
wichtige Rohstoffe und werden in zahlreichen, teilweise sehr großen Kies- und Sandgruben gewonnen.
Beim Rückschmelzen des Eises sammelt sich das Schmelzwasser in Wannen des Untergrundes und bildet kleinere
und größere trübe Schmelzwasserseen, vielfach Eisrandstauseen, die vom Gletschereis selbst abgedämmt
und aufgestaut werden. Ein solcher See war z.B. der riesige Baltische Eissee, der sich in der ausgehenden
Eiszeit vorübergehend im Ostseebecken staute. Am Boden dieser mit Gletschermilch gefüllten Seen
setzen sich die feinsten Schwebstoffe in Form von fein geschichteten, grauen Bändertonen ab (auch Beckentone,
Warventone, Bänderschluffe oder Beckenschluffe genannt). Auf diesen milchig-trüben Seen schwimmen
oft große Mengen von Eisbergen. Gesteinsfragmente, die aus Eisbergen schmelzen, bleiben in glaziären
Seesedimenten als „dropstones“ erhalten. Eiszeitliche Bändertone waren früher gesuchte keramische Rohstoffe,

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heute werden sie gelegentlich noch von Ziegeleien verwendet. Über ihnenentwickeln sich in Verebnungsflächen
und Senken gerne Feuchtwiesen und Moore, z.B. das Wurzacher Ried oder das Murnauer Moos.
In die Seebecken einmündende Schmelzwasserflüsse bauen Deltas vom Gilbert-Typ in die Seen vor. In diesen
Deltas werden seewärts schräggeschichtete, kiesig-sandige foresets („Übergussschichten“) von horizontal
geschichteten kiesigen topsets („Deckschichten“) überlagert und von gleichfalls horizontal geschichteten schluffig-sandigen
bottomsets unterlagert. Innerhalb dieser bottomsets lassen sich wiederum eine tonig-schluffige, fein
laminierte Beckenfazies im Liegenden und eine sandige, oft rippelgeschichtete Prodeltafazies im Hangenden
unterscheiden. In Seebecken, die mit Sedimenten völlig aufgefüllt sind, dünnen die grundwasserleitenden
Deltasedimente beckenwärts aus und werden durch grundwasserstauende Seesedimente ersetzt. Das hat
erhebliche Bedeutung für die Hydrologie heutiger Oberflächengewässer und ihren Grundwasserbegleitstrom.
6.4.3 Erosion und Akkumulation des Windes
Da aktive Moränen und Sanderflächen gewöhnlich keine Vegetation tragen, können die kräftigen, trockenen
Gletscherfallwinde die Oberfläche der Ablagerungen austrocknen und den Feinanteil (Sand und Staub) ausblasen.
Das feinkörnige Material wird allerdings nicht weit transportiert, sondern in Form von Sand und Staubsand
auf bewachsenen Höhenrücken zwischen den Sanderflächen wieder abgelagert. Diese Sand- und Lössablagerungen
zeigen manchmal noch erkennbare Dünen-Formen. Die Corioliskraft sorgt für eine antizyklonische Ablenkung
dieser Fallwinde und führt zu einer bezüglich der terminalen Rinnen asymmetrischen Verteilung der äolischen
Sedimente. Solche ursprünglich einmal kalkhaltigen, mineralstoffreichen äolischen Ablagerungen sind im
Alpenvorland vor allem nördlich der Endmoränen verbreitet, in Norddeutschland im Wesentlichen südlich davon.
Äolische Ablagerungen bestehen in Gebieten mit hohen Niederschlägen fast immer aus kalkfreien Lösslehmen,
die durch Verwitterung aus den Lössen entstanden sind. Sie werden in zahlreichen Lehmgruben als Ziegeleirohstoff
gewonnen. Glaziale Dünensande und Lösse sind meist sehr schlecht geschichtet. Wie man durch Untersuchungen
rezenter Beispiele in der Arktis weiß, hängt das u.a. damit zusammen, dass es sich manchmal um
„niveoäolische“ Sedimente handelt, d.h. die Sandkörner sind hier ursprünglich vielfach zusammen mit Schnee
verfrachtet und abgelagert worden. Beim Austauen des Schnees werden primäre Schichtungsgefüge oft zerstört.
Durch das Ausblasen des Sandes reichern sich auf unbewachsenen Fluss-Sedimenten, die ursprünglich zu wesentlichen
Teilen aus Sand bestanden haben, mit der Zeit Gerölle an und es entstehen Steinpflaster. Die mit
Sand beladenen Fallwinde erzeugen auf solchen Steinpflastern nicht selten Windschliffe. Die Gerölle werden dadurch
zu Windkantern (Ventifakten) umgeformt, deren Schliffflächen typische Rillen (Windkanneluren) zeigen.
Durch Drehung der Gerölle können „Mehrkanter“ entstehen. Da Windkanter direkt an der Oberflächen entstehen,
die der Verwitterung ausgesetzt ist, bleibt nur auf kieseligen Geröllen der Windschliff langfristig erkennbar.
6.5 Literaturauswahl zu den quartärgeologischen Grundlagen
CATT, J.A. & EHLERS, J. (1992): Angewandte Quartärgeologie.– 357 S.; Stuttgart (Enke).
EHLERS, J. (1994): Allgemeine und historische Quartärgeologie.– 357 S.; Stuttgart (Enke).
HUSEN, D. van (1984): Die Ostalpen und ihr Vorland zur letzten Eiszeit (Würm) 1:500000.– Beil. In: HUSEN, D. van (1984): Die Ostalpen
in den Eiszeiten; Wien (Geol. B.-A.).
JÄCKLI, H. (1970): Die Schweiz zur letzten Eiszeit.– In: Atlas der Schweiz, Bl. 6, 1 Kt. 1:500000.; Wabern-Bern (Eidgen. Landestopogr.).
JERZ, H. (1984): Das Eiszeitalter in Bayern.– In: Geologoie von Bayern, Bd. 2, 243 S. Stuttgart (Schweizerbart-Verl.).
KAHLKE, H.D. (1981): Das Eiszeitalter.– 192 S.; Köln (Aulis-Verl.).
LIEDKE, H. [Hrsg.] (1990): Eiszeitforschung.– 354 S.; Darmstadt (Wissenschaftl. Buchgemeinschaft).
MAHANEY, W.C. [Hrsg.] (1984): Quatenary Dating Methods.– Amsterdam, Oxford, New York (Elsevier-Publ.).
PENCK, A. & BRÜCKNER, E. (1901-1909): Die Alpen im Eiszeitalter.– Bde. 1-3, 1199 S.; Leipzig (Tauchnitz-Verl.).
SCHREINER, A. (1992): Einführung in die Quartär-Geologie.– 257 S.; Stuttgart (Schweizerbart-Verl.).

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7. HYDROGEOLOGISCHE GRUNDLAGEN
Als Grundwasser (abgekürzt Gw) wird Wasser bezeichnet, das die kleinen und großen Hohlräume (Gesteinsporen,
Klüfte, Höhlen) der porösen Gesteine des Untergrundes zusammenhängend erfüllt. Grundwasser entsteht
durch das Einsickern eines Teiles des Niederschlagswassers in den Untergrund, also des Wassers, das Regen
und geschmolzener Schnee bringen. Ins Grundwasser gelangt jedoch nur ein gewisser Prozentsatz des Niederschlagswassers,
denn ein anderer Teil verdunstet oder fließt oberflächlich bzw. oberflächennah ab. Die Grundwasserneubildung
ist daher in erster Linie von der Höhe der Niederschläge und von der Durchlässigkeit des Bodens
und der Gesteine abhängig).
In einer städtischen Siedlung, wo fast die ganze Oberfläche durch wasserundurchlässigen Beton oder Asphalt
versiegelt ist, fließt der größte Teil des Niederschlagswassers oberflächlich ab und das Grundwasser wird kaum
erneuert. Ähnlich ist es auch in Gebieten, wo der Untergrund aus weitgehend impermeablen Gesteinen besteht,
z.B. aus Graniten und Gneisen, wie im Bayerischen Wald oder in Schweden. Hier findet kaum eine Gw-Neubildung
statt, ja es gibt hier vielfach überhaupt kein richtiges Grundwasser! In Gegenden, wo der Untergrund dagegen
aus porösen oder klüftigen Gesteinen aufgebaut wird, z.B. aus wasserdurchlässigen Kiesen, kann fast das
ganze Regenwasser im Untergrund versickern und die Grundwasservorräte rasch auffüllen. Aus porösen Kiesen
aber bestehen große Teile des Alpenvorlandes, etwa die Umgebung von Memmingen, Marktoberdorf, Schongau
oder die Münchner Schotterebene.
7.1 Rund ums Grundwasser
In wasserdurchlässigen Kiesen füllt das Grundwasser (Gw) die Lücken zwischen den Sandkörnern und Geröllen
aus, ähnlich wie das Wasser im Blumentopf einer Hydrokultur die Zwickel zwischen den einzelnen Keramikkugeln.
Nimmt man z.B. einen Würfel mit einem Volumen von 1 m³ und füllt diesen mit Kies komplett bis oben auf,
dann kann man je nach Kieszusammensetzung etwa 150 bis 300 l Wasser in diesen Kieswürfel füllen, bevor es
oben herausläuft. Der Kieskörper ist in diesem Falle der Grundwasserleiter oder Aquifer. Er bildet das poröse
Gerüst, durch das das Gw fließt bzw. hindurchgeleitet wird. Der mit Gw gefüllte Teil zwischen den Kieskörnern
wird als Grundwasserkörper bezeichnet. Kieskörper sind nicht unendlich groß, werden gewöhnlich einige Meter
bis maximal einige Dekameter dick und sind auch nach der Seite hin nach einigen hundert Metern oder Kilometern
irgendwo zu Ende.
Gw-Leiter werden normalerweise nicht komplett vom Grundwasser ausgefüllt. Der Grundwasserkörper wird von
einer oft sehr unebenen Grundwassersohle und einer Grundwasseroberfläche begrenzt. Die Sohle bildet meist
eine weitgehend wasserundurchlässige als Grundwasserstauer bezeichnete Schicht. Nach der Seite hin hört der
Gw-Körper dort auf, wo auch der Aquifer seine Grenzen hat.
Kiese, genauso wie Sande, poröse Konglomerate, unverkarstete Korallenkalke, Sandsteine, Brekzien etc. gehören
zu den sog. Porengrundwasserleitern, die wassergefüllte Porenräume besitzen. Davon werden Kluftgrundwasserleiter
unterschieden, zu denen fast alle nicht porösen Festgesteine zählen, die wassergefüllte,
mehr oder weniger geöffnete Klüfte besitzen. Die ursprünglich tektonisch angelegten Klüfte öffnen sich unter dem
Einfluss der Schwerkraft vor allem dort, wo diese Gesteine Hügel oder Berge bilden. Als Karstgrundwasserleiter
werden lösliche Festgesteine mit wassergefüllten Karstspalten und Höhlen bezeichnet, z.B. Kalksteine, Dolomit
oder Gips. Grundwasserhemmer (Aquitarde) oder Grundwasserstauer (Aquiclude) hingegen sind kaum
wasserdurchlässige Fest- und Lockergesteine, wie kluftarme Tiefengesteine oder Metamorphite (z.B. Granite,
Gabbros, Gneise), feinkörnige und porenarme Sedimente und Sedimentgesteine (z.B. Tone, Mergel,
Tonschluffsteine, porenfreie Sandsteine etc.). Absolut wasserundurchlässige Gesteine gibt es nicht.
Gw-Körper, die in der Nähe der Erdoberfläche liegen, füllen meist nur den tieferen Teil des Gw-Leiters aus. Der
Bereich innerhalb des Gw-Körpers, in dem alle Poren wassergefüllt sind, wird als gesättigte Zone bezeichnet.
Darüber folgt ein Kapillarsaum, in dem ein Teil der Poren mit Kapillarwasser, ein anderer Teil mit Luft gefüllt ist.
Über dem Kapillarsaum sind die Poren des Gw-Leiters im Wesentlichen luftgefüllt. Langfristig hält sich hier nur
etwas Haftwasser in den engsten Teilen der Poren. Nur bei Niederschlägen werden die Poren kurzfristig vom
einsickernden und der Gravitation folgenden Niederschlagswasser durchströmt. Zusammen mit dem Kapillarsaum

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wird dieser Bereich als ungesättigte Zone bezeichnet. Der meist ebenflächige Grundwasserspiegel, der sich in
Brunnen und Grundwassermessstellen („Pegeln“) beobachtbar einstellt, korrespondiert mit einem Niveau im
Gw-Leiter, das zwischen gesättigter Zone und Kapillarsaum liegt. Es ist also eine theoretische Grenzfläche, die
durch die beobachtbaren Grundwasserstände an Gw-Messstellen oder in Brunnen beschrieben werden kann.
Der Gw-Spiegel steigt und fällt mit dem Nachschub an Gw und gibt daher vor allem den Gang der Niederschläge
wieder, wenn auch mehr oder weniger verzögert und gedämpft. Die Menge des einsickernden Niederschlages
wird als Grundwasserneubildungsrate bezeichnet. Sie hängt sehr stark von der Durchlässigkeit des
Untergrundes sowie vom Geländerelief und vom Bewuchs ab. Die mittleren Gw-Neubildungsraten variieren
deshalb relativ stark und liegen in Südbayern in einer Größenordnung von ca. 5 l/s x km² bis 30 l/s x km². Entlang
von Flussläufen kann das Gw zudem durch versickerndes Flusswasser angereichert werden. Dies ist vor allem
bei Wildbächen und Flüssen am Alpenrand gegeben, da sie meist eine relativ durchlässige Sohle aus Kies, Sand
und Geröll aufweisen. Gw-Spiegel können um Meterbeträge, in einigen Fällen auch um mehr als einen Dekameter
steigen und fallen.
7.2 Grundwasser bewegt sich
Wird der Gw-Leiter vom Grundwasser (Gw) vollständig ausgefüllt und von grundwasserstauenden Gesteinen
überlagert, kann es unter Druck stehen. Der Gw-Spiegel eines derartigen gespannten Grundwassers heißt
Druckspiegel und stellt sich erst nach Anbohren des Gw-Leiters durch Aufstieg des Wassers im Bohrloch ein.
Steigt der Druckspiegel bis über das Geländeniveau an, spricht man von artesisch gespanntem Grundwasser.
In diesem Fall läuft das Gw frei aus dem Bohrloch oben heraus, teilweise in Form eines regelrechten natürlichen
Springbrunnens. Liegen mehrere durchlässige und stauende Schichten übereinander (z.B. Wechsel von Kiesund
Tonhorizonten), so bilden sich oft mehrere Grundwasserstockwerke aus. Gw-Leiter mit gespanntem Gw
bilden oft zweite oder noch tiefere Gw-Stockwerke, die in Wechselwirkung mit über- oder unterlagernden Gw-
Stockwerken stehen. Maßgeblich für den Wasseraustausch sind hierbei die Druckdifferenzen zwischen den einzelnen
Gw-Stockwerken sowie die Durchlässigkeiten der trennenden Schichten (z.B. Tone oder Mergel). Meist
erfolgen die Austauschvorgänge entlang von Klüften, wo die trennenden Schichten aufgelockert und damit etwas
durchlässiger sind sowie dort, wo die trennenden Stauer seitlich auskeilen oder Lücken aufweisen. Das Gw kann
sich innerhalb des Gw-Leiters langsam bewegen. Die Strömungsgeschwindigkeit hängt einerseits vom Druckgefälle
ab, dem sog. hydraulischen Gradienten, andererseits von der Größe der Poren bzw. deren Verbindungen
untereinander. Da die Porengröße bei den aus Körnern aufgebauten klastischen Lockergesteinen, also z.B.
bei Kies und Sand, vor allem von der Korngröße bestimmt wird, können Körnung und Kornverteilung als ein Maß
für ihre Durchlässigkeit verwendet werden. Die Durchlässigkeit von Gesteinen wird gewöhnlich in Form vom k f -
Wert angegeben, dem Durchlässigkeitsbeiwert. Er beschreibt den Widerstand, den das Wasser beim Durchströmen
des Gesteins überwinden muss. Je kleiner der k f -Wert, desto undurchlässiger ist das Gestein. Die Durchlässigkeit
steigt natürlich mit der Größe der Poren an, und diese hängt bei den aus Körnern aufgebauten Lockergesteinen
wiederum vor allem von der Körnung der Sedimente ab: Je kleiner die Körner, aus denen ein Sediment
aufgebaut ist, desto kleiner sind die Lücken zwischen den Körnern und desto kleiner ist die Durchströmungsgeschwindigkeit.
Reine Kiese weisen k f -Werte zwischen 10 -1 und 10 -3 m/s auf, reine Sande zwischen 10 -3 und 10 -5
m/s, reine Schluffe zwischen 10 -5 und 10 -9 m/s, reine Tone zwischen 10 -9 und weniger als 10 -13 m/s.
Ein Sediment aus Körnern . . .
mit einem Ø kleiner als 0,002 mm, ist ein Ton
mit 0,002 bis 0,06 mm Ø, ist ein Schluff (Silt)
mit 0,06 bis 2 mm Ø, ist ein Sand
mit 2 bis 63 mm Ø, ist ein Kies
mit einem Ø größer als 63 mm, ist Blockwerk
Durchlässigkeitsbeiwerte:
k f -Werte von reinemTon: 10 -9 bis 10 -1 m/s
Gleichkörnige Lockergesteine sind am durchlässigsten, gemischtkörnige, also Lockergesteine, die z.B. aus einer
Mischung von Sand und Kies bestehen, entsprechend weniger durchlässig als ein reiner Kies. Die Durchlässigkeit
wird aber nicht nur durch die Korngrößenverteilung von körnigen Ablagerungen bestimmt, sondern auch durch
ihre Verfestigung. Mineralische Ausfällungen, die für die Verfestigung vieler Sedimente verantwortlich sind, meist
Calcit, verkleinern oder verstopfen mit der Zeit die Gesteinsporen. Diesen Vorgang nennt man Zementation.

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Folglich sind feste, gut zementierte Sandsteine oder feste Konglomerate gewöhnlich deutlich weniger durchlässig
als lockerer Sand oder lockerer Kies. Obwohl die tertiären Molassekonglomerate der Immenstädter Nagelfluhberge
ursprünglich lockere und wasserdurchlässige Kiese waren, sind sie heute durch Zementation der
Gesteinsporen keine Porengrundwasserleiter mehr und weitgehend impermeabel (wasserundurchlässig). Bei den
quartären Konglomeraten, die viele Höhenrücken im Unterallgäu aufbauen, ist die Zementation noch nicht so weit
fortgeschritten. Diese Gesteine sind trotz ihrer Festigkeit noch immer porenreich und in hohem Maße wasserdurchlässig.
Vergleicht man die Grundwasserstände verschiedener Gw-Messstellen innerhalb eines Gw-Leiters, stellt man
im Allgemeinen unterschiedliche Höhen fest, selbst wenn sie zum gleichen Zeitpunkt gemessen wurden (Stichtagsmessungen).
Hieraus lässt sich das Gefälle der Gw-Oberfläche ermitteln und auf Grundwasserkarten in
Form von sog. Grundwassergleichen darstellen, Linien gleicher Gw-Stände, die in m über NN angegeben werden.
Die Strömungsrichtung des Gws folgt immer dem Gefälle der Gw-Oberfläche, dem hydraulischen Gradienten,
und ist senkrecht zu den Gw-Gleichen orientiert. Oft hat man nicht genügend Gw-Messstellen, um die
Fließrichtung des Gws ermitteln zu können. Die mutmaßliche Strömungsrichtung des Gws lässt sich aber auch
aus dem Gefälle der Gw-Sohle ableiten, vor allem dort, wo die Basis eines Gw-Leiters durch Erosion angeschnitten
und bloßgelegt oder „exponiert“ ist.
Grundsätzlich bewegt sich das Gw immer auf die Stelle mit dem niedrigsten hydraulischen Gradienten zu, z.B. auf
einen Flusslauf, einen Entwässerungsgraben oder einen See, was man als Vorfluter bezeichnet. Gegebenenfalls
tritt das Gw aber auch vor dem Erreichen des Vorfluters an Quellen zu Tage.
7.3 Karst
Die weit verbreitete Vorstellung, die das Grundwasser (Gw) generell als unterirdische Seen in großen Hohlräumen
oder „Wasseradern“ begreifen will, ist in den allermeisten Fällen falsch und trifft nur in Karstgebieten
einigermaßen zu. Hier schaffen mächtige verkarstungsfähige Festgesteine wie Kalksteine, Dolomite, Gips u.a.
besondere Gegebenheiten. Durch Lösung werden vorgegebene Trennflächen (Klüfte, Schichtfugen) zu Karstspalten
und Karsthöhlen erweitert und bilden ein kompliziertes Netz von Röhren, Spalten und Höhlen im
Gestein. Die Wasserstände in diesem Netz kommunizierender und teilweise mit Wasser gefüllter Röhren können
zum Karstgrundwasserspiegel verbunden werden.
Hinweise auf einen verkarsteten Untergrund sind Lösungserscheinungen an der Erdoberfläche, z.B. parallele
Rinnen, die das abfließende Regenwasser auf Gesteinsoberflächen hinterlässt; sie werden als Rinnenkarren
bezeichnet. Auch Schicht- oder Kluftflächen werden durch Lösung zu Schichtkarren und Kluftkarren erweitert.
An der Erdoberfläche entstehen Dolinen, dekametergroße, trichterförmige Sackungsstrukturen, die sich u.a. beim
Einsturz von Karsthöhlen im Untergrund bilden. Am Boden mancher Dolinen gibt es offene Löcher oder Ponore.
Dolinen dienen generell als Schlucklöcher, über die das Niederschlagswasser rasch in den Untergrund eindringen
kann, gleichgültig ob man die Ponore sehen kann oder nicht. In Gebieten mit verkarstungsfähigen Gesteinen
wird dadurch im Laufe von Jahrhunderttausenden die oberirdische allmählich durch eine unterirdische Entwässerung
ersetzt. An schüttungsstarken Karstquellen tritt das Karstwasser, das sich entlang von Spalten und Höhlen
in Form unterirdischer Wasserläufe auf den Vorfluter zubewegt, wieder an die Erdoberfläche. Viele Karstquellen
können in feuchten Perioden große Wassermengen schütten, bei Trockenheit aber genauso schnell wieder
versiegen. Ponore, die zeitweise als Karstquellen, manchmal auch als Schlucklöcher dienen, werden als
Estavellen bezeichnet.
Das Wasser durchströmt einen Karstgrundwasserleiter u.U. genauso schnell, wie es an der Erdoberfläche in
einem Bach fließt. Wegen der extrem kurzen Verweildauer im Untergrund, des Fehlens jeglicher Filterwirkung des
Aquifers und des häufigen Mangels an filternden Deckschichten sind oberflächennahe Karstwässer oft nur stark
eingeschränkt als Trinkwasser nutzbar. Verschmutztes oder mit Bakterien belastetes Wasser, das nach einem
Regenguss auf den Almwiesen eines Karstgebietes versickert, kommt nach wenigen Stunden oder Tagen
genauso trüb und bakteriell belastet in einer Karstquelle wieder ans Tageslicht.
Mit dem Einschneiden der Flussläufe, die in einem Karstgebiet als Vorfluter dienen, wird mit der Zeit auch der
Karst tiefer gelegt. Dadurch verlieren Höhlen, die ursprünglich von Wässern aktiv geformt worden sind, mit der
Zeit ihre Funktion als Drainagesysteme und fallen trocken, während sich im Untergrund neue aktive Höhlen bilden.
Die von Höhlenforschern (Speläologen) begangenen Höhlen sind meistens inaktive Höhlensysteme. Ihre
Verkarstung ist teilweise überraschend alt. In der Alb begann die Verkarstung schon im Alttertiär, stellenweise

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sogar schon in der Oberkreide, ist also teilweise schon älter als 50 Millionen Jahre, geht aber natürlich bis heute
weiter. Auch die Höhlensysteme der Nördlichen Kalkalpen stammen nicht überall aus dem Quartär, die Verkarstung
ist auch hier oft schon hunderttausende oder gar viele Millionen Jahre alt. Der Verkarstung entgegengerichtet
ist die anorganische Kalk-Ausfällung von Höhlensinter und Tropfsteinen (Speläothemen) in den nicht
mehr aktiven Höhlensystemen, die im Laufe der Zeit zu einer deutlichen Verengung oder gar zum völligen Verschluss
der alten Abflussröhren führen kann. Man hat gerade erst begonnen, diese Speläotheme als Klimaarchive
zu nutzen. Die Ausfällung von Höhlensinter geht im Dunkeln vor sich, im Gegensatz zur Bildung von Kalktuffen,
die damit nichts zu tun hat. Meist an oder unterhalb von kalkreichen Quellen wird die Kalktuffbildung größtenteils
von Organismen bewerkstelligt, die vom Sonnnenlicht abhängig sind.
Grundsätzlich können alle Dolomit- und Kalksteine verkarsten, die wir in den Alpen finden. Intensiv verkarstet sind
vor allem die mächtigen, massigen und schlecht gebankten Dolomit- und Kalksteine, wie Hauptdolomit, Wettersteinkalk,
Oberrhätkalk, Schrattenkalk und Nummulitenkalk. Zögerlich oder gar nicht verkarsten Kalksteine, die
dünne tonige Zwischenlagen besitzen, wie die Aptychenschichten oder der Seewerkalk. Großartige Karstlandschaften
finden sich z.B. im Gottesacker-Gebiet (Schrattenkalk) oder am Steinernen Meer (Dachsteinkalk). Verkarstet
sind aber auch manche massigen und mächtigen Konglomerate und Brekzien, wie sie in Ablagerungen
der kalkalpinen Kreide und in der Faltenmolasse vorkommen. Diese klastischen Gesteine enthalten stellenweise
so viele lösliche Kalk- und Dolomitkomponenten sowie ein karbonatisches Bindemittel, dass sie verkarsten können
wie ein gewöhnlicher Kalkstein.
7.4 Beschaffenheit des Grundwassers
Es gibt natürlich enge Wechselwirkungen zwischen der Grundwasserbeschaffenheit (Hydrogeochemie) und der
chemischen Beschaffenheit des Gw-Leiters. Die gelösten Stoffe im Grundwasser (Gw) stammen zum größten
Teil aus dem Gw-Leiter oder Aquifer (MATTHESS 1990). Aus karbonatreichen Aquiferen (verkarsteten Kalksteinen
und Dolomiten, Kiesen mit vielen Karbonatgeröllen etc.) kann nur hartes, karbonatreiches Wasser gewonnen
werden. Der hohe Karbonatgehalt des Wassers ist oft schon an kalkigen Absätzen in Quellen (Kalktuff) oder an
den Kalkkrusten im heimischen Wasserkocher (Kesselstein) erkennbar. Grundwässer aus klüftigen
Kristallingesteinen oder karbonatfreien Quarzkiesen sind dagegen vielfach weich und sauer. Wässer, die Kontakt
mit sulfathaltigen Gesteinen (Gips) haben, sind wiederum hart, reich an gelöstem Sulfat und enthalten manchmal
auch Salze, da Gips nicht selten zusammen mit Steinsalz auftritt. Im Gegensatz zu hohen Karbonat-Gehalten, die
bei der Nutzung als Trinkwasser toleriert werden, gelten für Sulfat- und Chlorid-Gehalte enge Grenzwerte; bei
Sulfat liegt er bei 240 mg/l. Wenn sie überschritten werden, gilt das Wasser als Trinkwasser für ungeeignet. Durch
das Salzen der winterlichen Straßen weisen inzwischen auch viele eigentlich nicht mineralisierte oberflächennahe
Grundwässer messbare NaCl-Gehalte auf.
Die süddeutschen Gw-Vorkommen, in den Nordalpen genauso wie im Alpenvorland, weisen meist eine hohe
Karbonathärte auf. Die Gesteine, die die Nördlichen Kalkalpen, das Helvetikum oder die Molasse aufbauen, sind
zum größten Teil Kalke, Dolomite und karbonatreiche Sandsteine, Konglomerate und Tone (Mergel). Die Wässer,
die mit diesen Gesteinen in Karsthöhlen oder offenen Klüften Kontakt haben, sind folglich immer reich an gelöstem
Karbonat. Die Gw-Vorkommen in den quartären Ablagerungen des Alpenvorlandes befinden sich meist in
Kiesen, die immer sehr viele Kalk- oder Dolomitgerölle enthalten und vielfach zu mehr als 80 % aus Karbonat
bestehen. So sind auch die Wässer aus eiszeitlichen Ablagerungen gewöhnlich sehr hart. Der Kalkreichtum dieser
Grundwässer in eiszeitlichen Schottern wird auch dadurch deutlich, dass viele Quellen kalkige Quelltuffe
abscheiden.
Sulfathaltige Wässer treten vor allem innerhalb der Nördlichen Kalkalpen auf und zwar hauptsächlich an den
Stellen, wo gipsführende Gesteine der Raibler Schichten an die Erdoberfläche kommen (z.B. Notburgaquelle im
Faulenbacher Tal). Wasser, das u.a. Kochsalz gelöst hat, tritt in einigen Quellen in der Molasse an die Erdoberfläche.
Dieses als Sole bezeichnete salzhaltige Wasser stammt aus den Poren von Molassegesteinen, die vor
vielen Jahmillionen im Meer abgelagert worden sind. Reste des Natriumchlorid-haltigen Meerwassers haben sich
bis heute in den Lücken zwischen Körnern von Sandsteinen der Unteren und Oberen Meeresmolasse erhalten.
Schwach salzhaltige Quellwässer sind z.B. am Nordhang des Sulzberges bei Seeg vor allem wegen ihres Jodgehaltes
für Kurzwecke genutzt worden.

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7.5 Gefährdung des Grundwassers
Die Einzugsgebiete der oberirdischen Gewässer können, aber müssen keinesfalls mit den Einzugsgebieten des
Gws übereinstimmen. So muss die Strömungsrichtung des Grundwassers (Gw) in einem Gw-Leiter konkret
ermittelt werden, um z.B. Trinkwasserschutzgebiete sinnvoll ausweisen zu können. Das Gw ist durch den Eintrag
anthropogener Schadstoffe gefährdet, die vor allem von der Landwirtschaft (Dünge- und Pflanzenschutzmittel),
dem Straßenverkehr (Salz, Öl, Treibstoffe und gefährliche Transportgüter), der Industrie, den Deponien
und belasteten Oberflächenwässern ausgehen. Besonders gefährdet sind gerade die ergiebigen Gw-Vorkommen
mit hohen Gw-Neubildungsraten. Demgegenüber erscheinen die tieferen Gw-Stockwerke ideal nutzbare Gw-
Vorkommen zu enthalten, vielfach gut geschützt unter mächtigen Gw-Überdeckungen mit hohem Schadstoffrückhaltevermögen.
Diese „geologische Barriere“ behindert aber auch die Gw-Neubildung, so dass sich derartige
Gw-Vorkommen nur ganz langsam regenerieren. Sie enthalten daher sehr oft recht altes Gw, teilweise gar
fossiles Grundwasser aus der Eiszeit. Jede Nutzung dieser Gw-Vorkommen verändert die geohydraulischen
Verhältnisse gravierend und kann so auch die Qualität dieser begrenzten Reserven gefährden (MATTHESS &
UBELL 1983).
7.6 Aufsuchung und Schutz von Grundwasservorkommen
Normalerweise macht man sich keine großen Gedanken über das Trinkwasser, weder wo es herkommt, noch wie
es geschützt wird. Bedenkt man aber, dass unser Trinkwasser sehr hohen Qualitätsansprüchen genügen muss,
Grundwasser (Gw) sehr ungleichmäßig verteilt ist und manche Gebiete in Europa nahezu grundwasserfrei sind,
viele Gw-Vorkommen durch menschliche Einflüsse bereits mit Schadstoffen belastet sind, viele Flächen durch
Siedlungen, Straßen, alte Deponien oder sonstige Nutzungen für eine Gw-Erschließung nicht mehr zur Verfügung
stehen und zudem die Ausweisung von Wasserschutzgebieten auf immer größere Widerstände bei den
betroffenen Grundstückseigentümern stößt, dann wird eines klar: Die Suche, die Erschließung und der Schutz
von Trinkwasservorkommen ist eine komplizierte Aufgabe, bei der sehr viele unterschiedliche Aspekte berücksichtigt
werden müssen und bei der neben einer gehörigen Portion Erfahrung heute auch modernste Techniken
zum Einsatz kommen.
In Südbayern dominiert die dezentrale Wasserversorgung mit zahlreichen kleinen und mittleren Wassergewinnungsanlagen,
deren Fördermengen zumeist im Bereich zwischen ca. 50 bis 5000 m³ pro Tag liegen. Große
Fernwasserversorgungen, die mehrere zehntausend m³ pro Tag liefern, sind hier eher selten zu finden. Die meisten
Städte, Gemeinden oder Streusiedlungen haben eigene Wasserversorgungen, die bereits seit vielen Jahrzehnten
bestehen und bei denen das Trinkwasser vorwiegend aus Brunnen oder Quellen stammt. Vereinzelt
haben sich aber auch Zweckverbände gegründet, bei denen mehrere Ortschaften eine gemeinsame Wasserversorgung
betreiben. Eine eigene Wasserversorgung gehört zum Selbstverständnis der meisten Gemeinden; sie ist
in der Regel historisch gewachsen und bedeutet ein Stück Unabhängigkeit, auch wenn die Anforderungen an die
Qualität und den Schutz des Trinkwassers immer höher werden und so manchem Wasserversorger deshalb in
letzter Zeit etwas Kopfzerbrechen bereiten. Manchmal entspricht die Qualität der vorhandenen Wasserversorgung
nicht mehr den heutigen Anforderungen, sei es durch Belastungen des Gws mit Schadstoffen oder durch
bautechnische Mängel bei veralteten Quellfassungen und Brunnen. Manchmal ist aber auch ein bisher genutztes
Gw-Vorkommen wegen der vorhandenen Gefährdungspotentiale im Einzugsgebiet (z.B. geringe Gw-Überdeckung,
Straßen, Altlasten) oder wegen konkurrierender Nutzungen (z.B. Bebauung, Kiesabbau, Landwirtschaft)
nur schwer schützbar. Dann ist die Ausweisung eines wirksamen Wasserschutzgebietes oft nicht möglich.
Zuweilen ist der Wasserverbrauch der Gemeinden durch die Ausweisung neuer Wohn- und Gewerbegebiete
soweit gestiegen, dass eine Ergänzung der bestehenden Wassergewinnungsanlage durch einen neuen Brunnen
oder eine neue Quellfassung notwendig wird. Auch wenn in einigen Fällen ein Anschluss an die Nachbargemeinde
prinzipiell möglich wäre, so versuchen doch die meisten Gemeinden ihre Selbständigkeit in punkto Wasserversorgung
zu erhalten. Deshalb ist es auch heute noch notwendig, neue Gw-Vorkommen zu erkunden, die für
eine Trinkwassererschließung in Betracht kommt.
Die großen Gw-Vorkommen Südbayerns sind weitgehend bekannt und werden seit Jahrzehnten durch teilweise
ergiebige Brunnenanlagen genutzt. Es handelt sich um ganz unterschiedliche Typen von Gw-Vorkommen, die im
Abschnitt über die Gw-Landschaften Bayerns ausführlich dargestellt werden (9.9). Die ergiebigsten befinden sich

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fast immer in den breiten Tälern der Alpenflüsse wie Iller, Wertach, Lech, Loisach, Isar und Inn, die zumeist mit
gut durchlässigen Kiesen gefüllt sind, Schmelzwasserschottern aus der letzten Eiszeit. Auch auf den bewaldeten,
die Flußtäler randlich begleitenden Höhenrücken gibt es grundwasserführende, poröse Schotter und Nagelfluh-
Platten – Schmelzwasserkiese, die meist aus älteren Eiszeiten stammen. Wenn sie durchlässige Kiese enthalten,
kann man Trinkwasser gelegentlich auch aus den eiszeitlichen Moränen gewinnen, die direkt an den Rändern
eiszeitlicher Gletscher entstanden. Gelegentlich nutzt man auch Gw, das in durchlässigen Sanden und Kiesen der
Molasse gespeichert ist (Tiefengrundwässer). Nur zögernd greift man auch auf Karstwässer zurück, die in
Jurakalken unter dem Molassebecken gespeichert sind, und die in Tiefen von mehreren hundert oder gar mehreren
tausend Metern unter dem Alpenvorland erbohrt werden können (übertiefe Grundwässer). Das sind in aller
Kürze die typischen „Gw-Landschaften“ des Alpenvorlandes.
7.6.1 Hydrogeologische Untersuchungen
Wie aber schaut eigentlich die konkrete Suche nach Grundwasser (Gw) aus? Wie geht man vor, wenn für ein
Wasserwerk oder eine Gemeinde ein neues Gw-Vorkommen gefunden werden soll und wer erledigt diese Arbeit,
wenn man den Künsten eines Wünschelrutengängers nicht vertrauen will? Die nachfolgenden Ausführungen
stellen einige Methoden zur Gw-Erkundung vor, die je nach Untersuchungsgebiet und geologischen Verhältnissen
zur Anwendung kommen und z.T. auch aufeinander aufbauen.
Die hydrogeologischen Untersuchungen sollten mit einer gründlichen Datenrecherche beginnen. Die meisten
Gw-Erkundungen werden heute von hydrogeologischen Büros durchgeführt, die über gute Kenntnisse der lokalen
geologischen Verhältnisse verfügen müssen, im Falle Südbayerns also am besten nicht in England oder im
Rheinland ansässig sein sollten. Wenn nun ein Wasserversorger an ein solches Büro herantritt um zusätzliches
Gw zu erschließen, ist der erste Schritt zumeist eine sorgfältige Datenrecherche zur bestehenden und zur
zukünftig geplanten Wasserversorgung. Zu den notwendigen Daten zählen vor allem Angaben zum Versorgungsgebiet
(Anzahl der zu versorgenden Einwohner, angeschlossene Ortsteile), zur Wassergewinnung (Gw-
Erschließung durch Brunnen oder Quellfassungen), zum Gewinnungsgebiet (geologische und hydrogeologische
Verhältnisse, Tiefe des genutzten Gw-Vorkommens), zur Versorgungsstruktur (Wassergewinnung aus einem oder
mehreren Gewinnungsgebieten, vorhandene Wasseraufbereitungsanlagen; Wasserspeicherung in einem oder
mehreren Hochbehältern; Anzahl der Druckzonen im Versorgungsnetz), zur benötigten Wassermenge (derzeitiger
und zukünftiger Verbrauch), zur Wasserqualität (chemisch-physikalische und bakteriologische Wassereigenschaften),
zum bestehenden Trinkwasserschutz (vorhandene Wasserschutzgebiete) sowie zu bereits bekannten
möglichen Gefährdungspotentialen im Einzugsbereich der Wassergewinnungsanlagen (Siedlungen,
Straßen, Altlasten etc.). Diese Daten sind meist beim Wasserversorgungsunternehmen oder den zuständigen
Behörden (Landratsamt, Wasserwirtschaftsamt) vorhanden und geben bereits einen ersten Überblick über die
örtlichen Verhältnisse. Anhand dieser Unterlagen lässt sich häufig schon abschätzen, ob eine zusätzliche Gw-
Erschließung im Nahbereich der bestehenden Anlagen (Brunnen oder Quellfassungen) in Frage kommt oder ob
ein komplett neues Wassererschließungsgebiet gesucht werden muss. Wenn es aufgrund der örtlichen hydrogeologischen
Verhältnisse möglich ist, die bestehende Wasserversorgungsanlage durch einen zusätzlichen
Brunnen oder eine zusätzliche Quellfassung zu ergänzen, sind in der Regel keine umfangreichen Untersuchungen
notwendig. Das wird z.B. dann möglich sein, wenn ein breiter Talaquifer mit reichlich Gw vorhanden ist. Hier
reichen meist wenige Erkundungsbohrungen um einen geeigneten Brunnenstandort zu finden. Gleiches gilt, wenn
neben einer bestehenden Quellfassung noch zusätzliche natürliche Quellaustritte vorhanden sind, die durch ein
Quellfassungsbauwerk für die Wasserversorgung erschlossen werden können. Deutlich aufwändiger werden die
Erkundungsmethoden, wenn ein neues, bisher nicht erschlossenes Gw-Gewinnungsgebiet gefunden werden soll.
Von gleichfalls entscheidender Bedeutung ist im Vorfeld der Erschließung eines neuen Gw-Vorkommens die
gründliche Auswertung von Karten, von vorhandenem möglichst großmaßstäblichem topographischem, geologischem
und sonstigem thematischen Kartenmaterial. Dabei ist vor allem auf Folgendes zu achten: Das Gw-Einzugsgebiet
muss schützbar sein, d.h. es sollte eine ausreichende Gw-Üüberdeckung besitzen und zudem sollten
keine nennenswerten Gefährdungspotentiale (z.B. Siedlungen, Straßen, Industriebetriebe, Altlasten, Flusswasserversickerungen
etc.) in der Nähe vorhanden sein. Es muss die Festsetzung eines Wasserschutzgebietes
möglich sein, d.h. die betroffenen Grundstückseigentümer müssen bereits bei den Voruntersuchungen kooperieren
und z.B. Erkundungsbohrungen oder sonstige Messungen auf ihren Grundstücken erlauben. Das Erkundungsgebiet
muss ein ausreichend ergiebiges Gw-Vorkommen aufweisen, dessen Wasserqualität die strengen
Anforderungen der Trinkwasserverordnung erfüllt.

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Außerdem sollte das neue Gw-Erschließungsgebiet nicht allzu weit von der bestehenden Wasserversorgungsanlage
der Gemeinde entfernt sein und nach Möglichkeit auf dem Gebiet der eigenen Gemeinde liegen. Es dürfte
einleuchtend sein, dass es recht schwierig ist, alle diese Kriterien unter einen Hut zu bekommen. Nicht selten ist
das Gelände bereits bebaut, wird von Straßen gequert, ist intensiv landwirtschaftlich genutzt, es sind
Altlastenflächen (ehemalige Mülldeponien oder Industriebrachen) vorhanden oder es gibt sonstige konkurrierende
Nutzungen (z.B. Kiesgruben). Manchmal liegt der Gw-Spiegel auch nur knapp unter der Oberfläche und ist damit
nicht ausreichend geschützt. Oft ist das Gw-Vorkommen aber einfach nicht ergiebig genug.
Eine wesentliche Voraussetzung für eine Gw-Erkundung ist, neben den bereits oben erläuterten Untersuchungsschritten,
eine möglichst sorgfältige Geländebegehung, bei der die bisher gewonnenen Daten vor Ort überprüft
und zudem die bislang unbekannten Verhältnisse erkundet werden. Sowohl die Geländeformen wie auch der
Bewuchs können Aufschluss über den Bodenaufbau und die Gw-Verhältnisse liefern. Kleine, aneinandergereihte
Geländesenken können auf Lösungsvorgänge bzw. Auswaschung (Subrosion) im Untergrund hindeuten, die
durch das Gw verursacht sein können (Dolinen, Erdfälle). Feuchtigkeitsliebende Pflanzen (Schilf, Binsen, Sauergräser,
Schachtelhalme etc.) und Vernässungsflächen deuten auf oberflächennahes Gw hin. Durch viele derartige
Beobachtungen erhält man mitunter schon erste Anhaltspunkte für die ungefähre Fließrichtung des Gws.
„Quellhorizonte“ an den Flanken von Höhenrücken sind entlang einer Linie aufgereihte Quellen und Feuchtflächen,
die durch Wasseraustritte verursacht werden. Solche Quellhorizonte deuten auf die ungefähre Höhenlage
des Gw-Spiegels im Berg hin. Damit kann abgeschätzt werden, wie tief man auf diesem Höhenrücken bohren
muss, um das Gw zu erreichen. Liegen die Wasseraustritte eines solchen Quellhorizontes nicht in einer Höhe,
sondern zeigen ein deutliches Gefälle, ist das ein Hinweis auf das Gw-Gefälle im Berg.
Ein ganz wesentlicher Aspekt bei der hydrogeologischen Beschreibung eines Untersuchungsgebietes ist die Ermittlung
der Gw-Bilanz. In einer Gw-Bilanz wird diejenige Wassermenge, die einem bestimmten Gebiet über Niederschläge
oder das Versickern von Oberflächengewässern zugeführt wird, derjenigen gegenübergestellt, die in
Form von Quellen und Bächen (untergeordnet auch durch Verdunstung) dieses Gebiet wieder verlässt. Die Gw-
Bilanz gibt folglich Auskunft über die Gw-Menge, die den Untergrund dieses Gebietes durchströmen muss. Die
abströmende (und verdunstende) Wassermenge muss gleich groß sein wie die Summe der über die Niederschläge
neu gebildeten oder aus anderen Gebieten zuströmenden Wassermenge – andernfalls stimmt die Bilanz
nicht.
Im Bereich von Höhenrücken oder Hochflächen lassen sich die Gw-Bilanzen häufig mit vergleichsweise geringem
Aufwand durch Abflussmessungen der Bäche und Quellen ermitteln. Bei den langgestreckten Höhenrücken, die
die Talflächen im Alpenvorland seitlich begleiten, liegen die wasserstauenden Schichten meist über dem Talniveau,
d.h. die Basis des jeweiligen Gw-Leiters ist hier „exponiert“. Deshalb tritt alles Gw in diesen Höhenrücken,
das durch die Niederschläge immer wieder neu gebildet wird, entlang der Hangflanken in Quellen zu Tage. Nach
längeren Trockenwetterperioden stammt das gesamte Wasser, das in Gräben und Bächen abfließt,
ausschließlich aus Quellen, die direkt vom Gw gespeist werden. Am einfachsten lassen sich die Abflüsse in Gräben
und kleinen Bächen mit Eimer und Stoppuhr ermitteln. Bei größeren Wassermengen kann der Abfluss mit
speziellen Geräten zur Messung der Fließgeschwindigkeit des Wassers ermittelt werden.
Gelingt es, bei Trockenwetter alle Quellabläufe rund um einen Höhenrücken quantitativ zu erfassen, erhält man
recht zuverlässig die Gw-Menge, die permanent durch diesen Höhenrücken strömt und damit auch annäherungsweise
die Gw-Neubildungsrate. Teilt man die Wassermenge (l/s), die sich aus der Summe aller hier ermittelten
Quellschüttungen ergibt, durch die Oberfläche des Höhenrückens (km²), erhält man auf einfache Weise die
mittlere Gw-Neubildungsrate, die für hydrogeologischen Überlegungen von elementarer Bedeutung ist. Im Schnitt
beträgt die mittlere Gw-Neubildungsrate im Bereich des voralpinen Hügellandes etwa 15 l/s x km². Dies bedeutet,
dass auf einer Fläche von einem Quadratkilometer pro Sekunde durchschnittlich 15 Liter Niederschlagswasser
versickern und dadurch das Gw permanent erneuert wird.
Der nächste Schritt bei der Gw-Suche ist die Erkundung der Untergrundverhältnisse. Wenn das Gw nicht allzu
tief unter der Geländeoberfläche liegt, wie dies in den Tälern des Alpenvorlandes häufig der Fall ist, eignen sich
hierfür sog. Rammkernsondierungen. Hierbei werden Stahlrohre (30-80 mm Ø) mit Hilfe eines Elektro- oder
Motorhammers in den Boden gerammt. Wenn der Gw-Spiegel tiefer liegt und zudem die Ergiebigkeit des Gw-
Vorkommens ermittelt werden soll, dann müssen sehr viel teurere Bohrungen mit größerem Durchmesser (meist
220-330 mm) niedergebracht werden. In den eiszeitlichen Lockergesteinen des Alpenvorlandes werden hierfür in
der Regel Trockenbohrungen im sog. Rammkernverfahren eingesetzt. Das Bodenmaterial (Lehm, Kies, Sand,
Ton etc.) schiebt sich dabei in das 1 bis 2 m lange Stahlrohr. Danach zieht man das Rohr wieder heraus und
macht sich Aufzeichnungen über die übereinander folgenden Schichten, die durch einen seitlichen Schlitz im

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Stahlrohr zu erkennen sind. Anschließend leert man die Sonde aus, schraubt eine Verlängerung auf, sondiert in
dem Loch tiefer nach unten, zieht die Sonde wieder heraus, verlängert die Sonde erneut, fährt wieder in das
Sondierloch usw. Mit dieser Methode lassen sich die Untergrundverhältnisse unter günstigen Bedingungen bis 10
m, im Idealfall sogar bis zu 15 m Tiefe erkunden. Durch Rammkernsondierungen lassen sich auch die Gw-Stände
sowie der Aufbau der Gw-führenden Schichten erkunden.
In das verrohrte Bohrloch werden anschließend meist PVC-Rohre (120-150 mm Ø) eingesetzt, die dort, wo sie
Kontakt mit dem Gw haben, perforiert sind. Die PVC-Rohre werden mit Filterkies umhüllt und die obersten Meter
mit Beton oder Ton abgedichtet. Danach wird die Stahlverrohrung wieder herausgezogen. Nachdem eine solche
Gw-Messstelle fertiggestellt ist, schaut nur noch der oberste Meter aus dem Boden, der meist aus einem einbetonierten
Stahlrohr mit einer Abdeckkappe besteht.
Hier können die Gw-Stände eingemessen und Wasserproben entnommen werden. Mit Gw-Messstellen lässt sich
auch die Fließrichtung des Gws in einem Erkundungsgebiet ermitteln. Dafür braucht man im einfachsten Falle
allerdings mindestens drei Gw-Messstellen. Sollten aber komplexe Gw-Strömungsverhältnisse mit schwankenden
Fließrichtungen vorliegen, wie dies bei den Gw-Vorkommen im Alpenvorland häufig der Fall ist, sind deutlich
mehr Messstellen notwendig. Die Gw-Stände in den einzelnen Messstellen werden genau eingemessen und die
Wasserstände zwischen den Messstellen miteinander verglichen. Auf dieser Grundlage lassen sich sog. Gw-
Gleichenpläne erstellen, auf denen die geneigten Gw-Oberflächen, ähnlich der Landoberfläche auf einer toporgaphischen
Karte, mit Hilfe von Höhenlinien dargestellt sind. Daraus lässt sich das Gw-Gefälle und damit auf
einfache Weise auch die Gw-Ffließrichtung ermitteln.
In einer Gw-Messstelle können aber auch sog. Pumpversuche durchgeführt werden. Pumpversuche sind zwar
etwas aufwändig, aber sie sind das wichtigste Hilfsmittel bei der Gw-Erkundung, da mit ihnen sowohl die Gw-
Ergiebigkeiten als auch weitere „geohydraulische Kennwerte“ (k f -Werte, Transmissivitäten, Speicherkoeffizienten,
Porositäten) eines Aquifers ermittelt werden können, die zusammen mit der Gw-Fließrichtung die Grundlage für
die Berechnung des Anstrombereiches eines Brunnens bilden. Je mehr Messstellen zur Verfügung stehen, um so
genauer können die hydrogeologischen Verhältnisse ermittelt werden.
Die hydrogeologischen Untersuchungen werden ergänzt durch unterschiedliche geophysikalische Untersuchungen
des Untergrundes. Während Bohrungen zwar recht detaillierte, aber dafür nur punktuelle Aufschlüsse über
den Untergrund geben, lassen geophysikalische Messmethoden großräumigere Aussagen über Beschaffenheit
und Struktur des Untergrundes zu. Hierbei gilt: Je mehr Bohrungen für die Eichung der geophysikalischen Messungen
zur Verfügung stehen, umso genauer lässt sich ein dreidimensionales Bild von den Untergrundstrukturen
entwickeln. Vor allem unterschiedliche seismische und geoelektrische Verfahren kommen dabei zur Anwendung.
7.6.2 Grundwassererschließung durch Quellfassungen und Brunnen
Grundwasser (Gw) kann prinzipiell durch zwei verschiedene Methoden erschlossen werden: mit einer Quellfassung
oder einem Brunnen. Die Frage, ob eine Wasserversorgung durch einen Brunnen oder eine Quellfassung
erfolgt, hängt primär von den geologischen Verhältnisse im Erschließungsgebiet ab. Im Gebirge sowie im voralpinen
Moränenhügelland sind Quellfassungen – geologisch bedingt – wesentlich häufiger als Brunnen, wobei es
sich meist um kleine Quellen mit vergleichsweise geringer Schüttung von 1 bis 10 l/s handelt. Allerdings gibt es
auch hier punktuell z.T. sehr ergiebige Quellen mit Schüttungen in der Größenordnung von 10 bis 100 l/s. In den
Tälern der Alpen und den Talniederungen des Alpenvorlandes sowie in den ebenen Schotterflächen nördlich der
Endmoränen wird das Gw zumeist durch Brunnen erschlossen. Die Brunnen fördern das Gw dabei überwiegend
aus ergiebigen eiszeitlichen Schottern. Hier reichen in der Regel Bohrtiefen von einigen Metern bis zu wenigen
Zehnermetern aus, um ausreichend Wasser zu bekommen. Die Fördermengen von Brunnen in gut durchlässigen
quartären Schmelzwasserschottern können durchaus in der Größenordnung von 100 bis 200 l/s und z.T. auch
darüber liegen, wodurch auch große Städte ausreichend versorgt werden können.
In Bayern ist sowohl die Gw-Erschließung durch Quellfassungen wie auch durch Brunnen gebräuchlich. Bei der
Fassung einer Quelle versucht man, das hier natürlich austretende Gw schon vor bzw. unter ihrem Austrittspunkt
in einem künstlichen Becken zu sammeln, um die Verschmutzung des Wassers an der Erdoberfläche auszuschließen.
Heute werden Quellfassungen mit großen Baumaschinen errichtet, wodurch diese Fassungsbauwerke
zumeist Tiefen von 4 bis 7 m aufweisen und dadurch deutlich besser vor Oberflächeneinflüssen geschützt sind
als die früheren Quellfassungen. Das grundlegende Prinzip, durch ein mehr oder weniger aufwändiges Bauwerk
das zuströmende Gw zu fassen und im Freispiegelgefälle abzuleiten, ist aber über die Jahrtausende gleich
geblieben.

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Mit Brunnen wird Gw erschlossen, das sich mehrere Meter bis Zehnermeter unter der Geländeoberfläche befindet
und an dieser Stelle nicht natürlich austritt. Im Unterschied zu einer Quelle muss das Wasser bei einem Brunnen
durch Schöpfgeräte oder Pumpen gefördert werden. Brunnen wurden früher von Hand gegraben und hatten
deshalb zumeist einen so großen Durchmesser, dass ein Mannn mit Schaufel und Pickel darin arbeiten konnte.
Heutzutage werden Brunnen meist durch große Bohrgeräte mit unterschiedlichsten Bohr- und Ausbautechniken
erstellt, wodurch Brunnentiefen von mehreren tausend Metern möglich sind.
Das Brunnenwasser wurde früher mittels Eimer und Winde gefördert. In den heutigen Brunnen wird das Gw durch
leistungsstarke Tauchpumpen oft über viele Zehnermeter bis in die Hochbehälter gefördert, von denen das
Wasser dann über ein verzweigtes Leitungsnetz in die Häuser gelangt.
7.6.3 Grundwasserschutz
Grundwasser (Gw) ist in der heutigen Zeit durch die menschlichen Eingriffe in die Natur und durch die allgemeine
Umweltverschmutzung vielen Gefährdungen ausgesetzt. Die Liste der Gefährdungspotentiale ist lang: sie reicht
von Siedlungen, Industriegebieten und Straßen über Altlasten, Deponien und Rohstoffabbau bis zur Land- und
Forstwirtschaft. Dabei ergeben sich nicht nur Gefahren durch direkte Schadstoffeinträge in den Boden, wie z.B.
durch Lecks in Tankanlagen, durch auslaufendes Benzin nach Unfällen, durch versickerndes Abwasser aus
Kanälen, durch Sickerwässer von Deponien, durch den unsachgemäßen Einsatz von Pflanzenschutzmitteln oder
durch übermäßige Düngung. Auch die aus Verkehr und Industrie stammenden Schadstoffe in der Luft werden
durch den Regen ausgewaschen und gelangen somit in den Boden. Die Deckschichten über dem Gw bieten zwar
meist einen guten Schutz vor tiefreichenden Verunreinigungen, allerdings hat der Boden auch nur ein begrenztes
Reinigungsvermögen. Schadstoffe, die nicht durch Mikroorganismen abgebaut werden, reichern sich im Boden an
und werden je nach Durchlässigkeit der Bodenhorizonte unterschiedlich schnell nach unten verlagert. Neben
einem intakten Boden und gering durchlässigen Deckschichten kommt deswegen dem vorbeugenden Gw-Schutz
eine ganz wesentliche Rolle zu.
Aus diesem Grund weist man schon seit vielen Jahrzehnten Trinkwasserschutzgebiete aus, die das Gw vor
nachteiligen Veränderungen schützen sollen. In Bayern beträgt der Anteil an Wasserschutzgebieten derzeit rund
3,5 % der Landesfläche, wobei zahlreiche bestehende Schutzgebiete zukünftig noch ausgeweitet und auch neue
hinzukommen werden. Um für einen Brunnen oder eine Quelle ein wirksames Schutzgebiet ausweisen zu können,
muss aber zunächst das zugehörige Gw-Einzugsgebiet erkundet werden. Diese Arbeiten werden in der
Regel durch unabhängige Ingenieurbüros im Auftrag der Wasserversorgungsunternehmen durchgeführt.
Durch die Auswertung vorhandener Unterlagen und umfangreiche Geländearbeiten, wie z.B. Bohrungen, Gw-
Standsmessungen, Pump- und Markierungsversuche, Abflussmessungen, geophysikalische Untersuchungen,
Boden- und Wasseranalysen etc. werden die hydrogeologischen Verhältnisse im Einzugsgebiet möglichst genau
erkundet. Hierzu gehört neben der Ermittlung von Fließrichtung und Strömungsgeschwindigkeit des Gws auch die
Untersuchung des Aufbaues der das Gw schützenden Deckschichten sowie die Erfassung und Bewertung der
möglichen Gefährdungspotentiale im Einzugsgebiet. Die Ergebnisse dieser Untersuchungen werden dann in
einem sog. hydrogeologischen Gutachten dargestellt. Dieses Gutachten enthält in der Regel bereits auch einen
Schutzgebietsvorschlag für die untersuchte Wassergewinnungsanlage.
Wasserschutzgebiete decken meist den empfindlichen Teil des Gw-Einzugsgebietes von Brunnen und Quellen
ab. Ihre Größe und Lage hängt von der Fließrichtung und Strömungsgeschwindigkeit des Gws sowie von der
natürlichen Schutzwirkung der Deckschichten ab. Ein Wasserschutzgebiet wird in der Regel in drei Zonen unterteilt,
in denen unterschiedlich strenge Auflagen einen grundwasserverträglichen Umgang mit der Natur sicherstellen
sollen. Sämtliche Handlungen, die möglicherweise Boden- und Gw-Verunreinigungen verursachen könnten,
sind in den Schutzzonen verboten oder nur unter strengen Auflagen zulässig. Die Verbote und Auflagen sind
in einer speziell auf das jeweilige Schutzgebiet abgestimmten Schutzgebietsverordnung aufgelistet. Da die Risiken
für das Trinkwasser meist mit der Entfernung vom Brunnen bzw. von der Quelle abnehmen, werden auch die
Einschränkungen in den Schutzzonen mit zunehmendem Abstand von der Wassergewinnungsanlage geringer.
Das Schutzgebiet wird deshalb in Fassungsbereich (Zone I), Engere Schutzzone (Zone II) und Weitere Schutzzone
(Zone III) unterteilt.
Zone I (Fassungsbereich): Der Fassungsbereich ist abgezäunt und hat einen Durchmesser von 20 bis 40 m.
Zone II (Engere Schutzzone): In der Engeren Schutzzone sind alle Handlungen verboten, die ein erhöhtes
Risiko für bakteriologische Verunreinigungen beinhalten, wie z.B. die Ausbringung von Abwasser, Gülle oder

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Festmist. Auch die Beweidung oder Freilandhaltung von Tieren ist hier nicht erlaubt. Ihre Größe hängt vor allem
von der Fließgeschwindigkeit des Gws ab. Vom Außenrand der Zone II soll das Gw mindestens 50 Tage unterwegs
sein, bevor es im Brunnen oder in der Quelle eintrifft (50-Tage-Regel). Sie umfasst daher i.d.R. Flächen in
der Größenordnung von 10 bis 50 ha.
Zone III (Weitere Schutzzone): Die Weitere Schutzzone soll den Schutz vor schwer abbaubaren Verunreinigungen
in größerer Entfernung vom Brunnen bzw. von der Quelle gewährleisten. Hier geht es speziell um Einschränkungen
beim Umgang mit wassergefährdenden Stoffen, bei der Bebauung, bei der Rohstoffgewinnung, bei
Bodeneingriffen und bei der Anwendung von Pflanzenschutzmitteln sowie bei der Düngung. Die Dimensionierung
der Zone III variiert in Abhängigkeit von den speziellen hydrogeologischen Verhältnissen und den Entnahmemengen
in der Größenordnung von einigen Zehnerhektar bis zu mehreren Quadratkilometern.
7.7 Literaturauswahl zu den hydrogeologischen Grundlagen
BALKE, K.-D., BEIMS, U., HEERS, F.-W., HÖLTING, B., HOMRIGHAUSEN, R. & MATTHESS, G. (2000): Grundwassererschließung.– In:
Lehrbuch der Hydrogeologie Bd. 4, 740 S.; Berlin-Stuttgart (Borntraeger-Verl.).
DIN 2000 (1973): Zentrale Trinkwasserversorgung; Leitsätze für die Anforderungen an Trinkwasser, Planung, Bau- und Betrieb der
Anlagen.– 29 S.; Berlin, Köln (Beuth-Verl.).
DVGW (1995): Schutzgebiete für Grundwasser.– In: Richtlinien für Trinkwasserschutzgebiete, 1. Teil, Regelwerk W101, 23+15 S.;
Frankfurt a. M. (ZfGW-Verl.).
HÖLTING, B. (1996): Hydrogeologie.– 5. Aufl., 441 S.; Stuttgart (Enke-Verl.).
KNÖDEL, K., KRUMMEL, H. & LANGE, G. (1997): Geophysik.– In: Handbuch zur Erkundung des Untergrundes von Deponien und Altlasten,
Bd. 3, 1063 S.; Berlin, Heidelberg (Springer-Verl.).
KUISLE, A.: Wasser. Vom Hausbrunnen zum Wasserhahn.– Begleitbuch für die Ausstellung zur Geschichte der Wasserversorgung im
ländlichen Oberbayern im Freilichtmuseum an der Glentleiten, 140 S.; Großweil, 1994 (Freilichtmuseum des Bezirks Oberbayern).
MATTHESS, G. & UBELL, K. (1983): Allgemeine Hydrogeologie, Grundwasserhaushalt.– In: Lehrbuch der Hydrogeologie, Bd. 1, 438 S.;
Stuttgart (Schweizerbart-Verl.).
MEYER DE STADELHOFEN, C. (1991): Anwendung geophysikalischer Methoden in der Hydrogeologie.– 226 S.; Berlin, Heidelberg, New
York (Springer-Verl.).
8. PALÄONTOLOGICHE GRUNDLAGEN
Unter „Fossilien“ oder „Petrefakten“ verstand man ursprünglich alle auffälligen und eigentümlichen Bildungen, die
man in Gesteinen und im Boden fand und durch Graben gewinnen musste, also Quarzkristalle und Dendriten
genauso wie Lösskindl, Feuersteinknollen oder Ammoniten. Heute verwendet man den Begriff Fossilien oder
Versteinerungen nur noch für Reste oder Spuren von Tieren und Pflanzen. In früheren Jahrhunderten hielt man
Versteinerungen für mehr oder weniger zufällig im Gestein entstandene „Konkretionen“ und „Koagulationen“,
anorganisch entstandene Kuriositäten, die nichts anderes als „Launen der Natur“ waren und nur zufällig einmal
einer Muschel oder einer Pflanze glichen, ähnlich wie man in Tropfsteinen menschliche Gestalten zu erkennen
glaubt.
Der aus Dänemark stammende Arzt und Anatom Nils Pedersen, der sich „Nikolaus Steno“ nannte (1638-1687),
wies Mitte des 17. Jahrhunderts als erster nach, dass es sich bei den Fossilien, die in tertiären Ablagerungen
Mittelitaliens vorkommen, keineswegs um „Launen der Natur“, sondern tatsächlich um fossile Muschelschalen
und Haizähne handelt. Er konnte zeigen, dass diese Fossilien nicht nur die äußere Form von Schalen und Zähnen
besitzen, sondern auch in ihrer inneren Struktur absolut identisch mit den heutigen sind. Er erkannte auch
als erster, dass es sich bei den Gesteinen, die diese Versteinerungen enthalten, um Meeresablagerungen handeln
muss, auch wenn sie heute Hunderte von Metern über dem Mittelmeer liegen.
Unter dem Begriff „Fossilien“ oder „Versteinerungen“ versteht man heute vor allem Reste von Schalen, Skeletten,
Panzern und anderen Hartteilen, die ursprünglich schon aus mineralischen Substanzen oder schwer abbaubaren
organischen Stoffen bestanden haben. Viele Tiere, z.B. Schnecken, Muscheln, Korallen, Schwämme oder Wir-

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beltiere, scheiden mineralische Hartteile aus, die meist aus Karbonat (Calcit und Aragonit), seltener auch aus
Kieselsäure oder Phosphat bestehen. Den Vorgang der Mineralausscheidung durch Organismen bezeichnet man
als Biomineralisation. Andere Gruppen, wie Gliederfüßler oder Graptolithen, besitzen Chitinpanzer aus einem
organischen Material (Polysacharid), während Pflanzen u.a. den Holzstoff Lignin oder Sporopollenin verwenden.
Als Fossilien bezeichnet man aber nicht nur ihre Hartteile. Auch Spuren der Lebensaktivität von Organismen, wie
Grabspuren von Seeigeln oder Muscheln im Sand oder Trittsigel von Dinosauriern auf Schichtflächen werden als
Spurenfossilien (Ichnofossilien) bezeichnet. Außerdem gibt es charakteristische Schichtgefüge, die Lebensgemeinschaften
primitiver Organismen (Mikrobenmatten) den Sedimenten aufprägen können, auf deren Oberfläche
sie leben. Auch solche als Stromatolithe bezeichnete manchmal sehr komplexe Strukturen werden zu den Fossilien
gerechnet.
8.1 Vom lebenden Organismus zum Fossil
Mit dem Entstehen von Fossilien beschäftigt sich die Biostratonomie (Fossilisationslehre). Grundvoraussetzung
für die Bildung von Fossilien ist ihre möglichst rasche Einbettung in geeignete Sedimente. Die Frage was und wie
viel von einem Organismus erhalten bleibt und unter günstigen Verhältnissen fossil werden kann, entscheidet sich
teilweise schon unmittelbar nach ihrem Tod. Mit den Vorgängen zwischen Tod und Einbettung von Organismen
beschäftigt sich die Taphonomie. Nur ein Bruchteil der prinzipiell erhaltungsfähigen Skelette oder Schalen von
Organismen wird tatsächlich fossil, die meisten werden schon vor ihrer Einbettung zerstört.
Nach dem Tode sorgen sog. nekrotische Vorgänge für einen Abbau des organischen Materials. Von Verwesung
spricht man, wenn die Zersetzung unter O 2 -Zutritt von aeroben Mikroorganismen, von Fäulnis wenn sie durch
anaerobe Bakterien unter O 2 -Abschluss besorgt wird. Durch nekrotische Vorgänge fallen z.B. die beiden Klappen
von Muschelschalen bald auseinander, während Wirbeltiere leicht an ihren Gelenken zergliedert werden und sich
in Einzelteile auflösen. Fische, die eines natürlichen Todes sterben, drehen sich mit der Bauchseite nach oben
und treiben so lange an der Wasseroberfläche, bis die Schwimmblase platzt und der Körper auf den Boden sinkt.
Vorher aber schon können Teile des Kadavers abfallen und über den Meeresboden verstreut werden, etwa
Schuppen, Gräten, Flossen oder der Kopf, so dass, abgesehen von einigen Ausnahmen, meist nur Teile von
Fischen zusammenhängend fossil erhalten bleiben.
Eine wichtige Rolle bei der Zergliederung von Organismen vor ihrer Einbettung spielen auch Aasfresser. Längere
Zeit an der Oberfläche liegende Schalen oder Knochen werden hingegen leicht mechanisch zerstört, zertreten,
durch Wellenwirkung abgerollt und zertrümmert, wenn sie nicht bald von Sediment überdeckt werden.
8.2 Gewöhnliche Fossilien: Hartteilerhaltung
Sind sie einmal eingebettet, können Hartteile von Organismen über geologische Zeiträume weitgehend unverändert
erhalten bleiben, vor allem unter Sauerstoffabschluss. Oft aber werden sie chemisch-mineralogisch stark
verändert oder sogar gänzlich aufgelöst. Was passiert, hängt davon ab, woraus die Hartteile ursprünglich bestanden
haben, unter welchen Bedingungen sie in welche Sedimente eingebettet werden und wie diese Sedimente
durch Druck, Temperatur und Chemie der Porenwässer im Laufe der Zeit verändert werden. Alle diese Vorgänge
zusammen nennt man Fossildiagenese. Auch wenn die Hartteile nicht wesentlich verändert werden, kommt es
dadurch zumindest zu einem Verschließen von Poren und Hohlräumen, meist durch das Ausfällen mineralischer
Substanzen. Dadurch haben i.d.R. fossile Wirbeltierknochen ein höheres spezifisches Gewicht als heutige. Durch
Diagenese werden beispielsweise Seeigelstacheln zu makroskopisch erkennbaren Calcit-Einkristallen. Eigentlich
sind die aus Hochmagnesiumcalcit bestehenden Skeletteile von Stachelhäutern schon vor der Diagenese poröse
Skelettkristalle, denen man die Einkristall-Natur allerdings nicht sofort ansieht. Durch das orientierte Anwachsen
von Calcit in den Poren werden die Calcit-Einkristalle auch makroskopisch sichtbar. Bruchflächen von Kalksteinen
mit Resten von Seelilien oder -igeln glitzern deswegen wie Marmor (sog. Echinodermen-Spatkalke).
Tabelle 2. Hartteile von Organismen, die primär aus unten aufgelisteten häufigen Substanzen aufgebaut
sind, machen im Laufe der Fossildiagenese folgende charakteristische Veränderungen durch:
gewöhnlicher Calcit – CaCO3 → bleibt häufig mit Skelett-Feinstruktur erhalten, wird selten weggelöst
Aragonit – CaCO3 → wird meistens weggelöst oder unter Zerstörung der Skelett-Feinstruktur in Calcit umgewandelt

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Hochmagnesiumcalcit – CaCO3 mit 11% Mg → bleibt häufig samt Skelett-Feinstruktur erhalten, wird selten weggelöst
Calciumphosphat – Ca5 [(F,Cl,OH) (PO4) 3] → bleibt meist samt Skelett-Feinstruktur erhalten, Poren oft Calcit-verfüllt
Skelettopal – Si (OH)4 → wird weggelöst oder wandelt sich unter Zerstörung der Skelett-Feinstruktur in Chalcedon um
agglutinierende Schalen – Hartteile aus Sandkörnern zusammengeklebt → Hartteile bleiben oft komplett erhalten
Lignin – Holzstoff von Landpflanzen → inkohlt, wird dadurch schwarz, bleibt unter O2-Abschluss samt Zellstruktur erhalten
Zellulose – Zellwände von Landpflanzen u. Algen → wird auch bei O2-Abschluss meist zerstört und verschwindet spurlos
Sporopollenin – Pollen- und Sporenexine → in Säuren extrem stabil, bleibt i.d.R. in feinkörnigen Sedimenten erhalten
Schalen von Tieren, etwa die von Schnecken, Muscheln oder Brachiopoden, sind oft insgesamt hohl oder haben
hohle Kammern, z.B. Ammonitengehäuse oder Korallenskelette. Diese primären Hohlräume enthalten ursprünglich
meist lebendes Gewebe, Gas oder Flüssigkeiten. Nach der Einbettung und dem Abbau der organischen
Substanz werden viele mit eindringendem oder durch wühlende Tiere eingeschlepptem Sediment teilweise
oder ganz aufgefüllt. In viele kommt erst dann von oben her Schlamm, wenn die durch bohrende Organismen
(vor allem endolithische Algen oder Pilze) zermürbten und aufgelösten Schalen einbrechen. Verbleibende
Hohlräume bleiben so lange leer, bis die Schalen durch die Auflast des überlagernden Sedimentes kollabieren
oder die Hohlräume durch drusenförmig wachsende mineralische Ausfällungen, meist Calcit, Pyrit oder
Chalcedon, plombiert und damit ausgesteift werden. Je zur Hälfte mit Sediment und mineralischen Drusen
ausgefüllte Hohlräume können als sog. fossile Wasserwaagen verwendet werden, an denen man auch bei
später verkippten Schichtfolgen ablesen kann, wo z.Z. der Einbettung oben und wo unten war.
Hartteile, die ursprünglich aus Aragonit (metastabiles CaCO 3 ) bestanden haben, z.B. die Schalen von Schnecken
und Ammoniten oder Korallenskelette, bleiben selten unverändert erhalten. Das Material wird zu einer mürben,
kreideartigen Substanz zersetzt, gänzlich weggelöst oder rekristallisiert und wandelt sich dabei in körnigen Calcit
um. Die sekundär entstandenen Hohlräume, die weggelöste Schalen im Gestein zurücklassen, können über geologische
Zeiträume hinweg hohl bleiben oder mit fremden mineralischen Substanzen ausgefüllt werden. Bekannt
sind etwa die Fossilien im Weißen Jura von Nattheim, wo Hohlräume, die weggelöste Korallenskelette im Gestein
hinterlassen haben, sekundär mit Kieselsäure ausgefüllt worden sind. Die dadurch entstandenen kieseligen
Pseudomorphosen der Korallen lassen sich mit Salzsäure aus dem umgebenden Kalkstein herausätzen.

Tabelle 3. Die wichtigsten Baustoffe, aus denen die Hartteile / Skelette von unterschiedlichen Organismengruppen
primär bestehen und die in irgendeiner Form erhalten bleiben, in Sedimentgesteinen
häufig angetroffen werden bzw. gesteinsbildend auftreten können.
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t ■ Verhältnis Calcit / Aragonit temperaturabhängig
◘ Material in Form größerer Einkristalle verwendet
( ■) Material von wenigen Vertretern der Gruppe oder nur für besondere Strukturen verwendet + Gruppe ist ausgestorben
■ gewöhnlich ist das Material selbst erhalten (oft aber in stark veränderter Form) □ das Material bleibt selten / nie erhalten
Baustoffe:
Organismengruppen
Sandkörner
agglut.
Skelett
-opal
Hoch-
Mg-
Calcit
gewöhnl.
Calcit
Aragonit
Ca-
Phosphat
Eubacteria (■) (■) (■)
Cyanobacterien („Blaua.,“) ■ ■
Höhere Algen ■ ■ ■ ■ ■
Radiolarien ■ (■)
Foraminiferen ■ ■ (■) □
Schwämme ■ ■ ■ □
Korallen ■ ■ □
Muscheln ■ ■ □
Schnecken ■ □ (■)
Cephalopoden ■ ■ □ (■)
Trilobiten + ■ ■
Krebse ■ ■
Röhrenwürmer t ■ t ■
Bryozoen (Moostierchen)
■
Brachiopoden ■ (■)
Stachelhäuter
◘
Conodonten +
■
Graptolithen +
■
Wirbeltiere ■ □
Holz von Landpflanzen ■ □
Pollen von Landpflanzen
■
Solche Lösungshohlräume stellen Unstetigkeiten und Schwachstellen im Gestein dar, genauso wie erhaltene
Schalen aus anderen, stabileren Materialien. Entlang dieser Schwachstellen werden Gesteine durch Verwitterung
und Spaltenfrost bevorzugt angegriffen. Dadurch brechen Gesteine gerne entlang von fossilen Schalen
auseinander. Bei ursprünglich hohlen Schalen von Ammoniten, Schnecken, Muscheln oder Brachiopoden entstehen
dadurch Steinkerne – innere Ausfüllungen oder Abdrücke der Außenfläche, die man als Fossilien
aufsammeln kann. Natürlich findet man auch Steinkerne, die noch von den Schalen umhüllt sind. Steinkerne und
Abdrücke der gleichen Art können dabei so unterschiedlich aussehen, dass man sie für völlig verschiedene
Formen halten könnte. Auf Steinkernen von gerippten Muschelschalen ist oft von den Rippen nichts zu erkennen.
Dafür sind etwa Schließmuskeleindrücke, Schlosszähne und Mantellinie zu sehen, die man auf den Außenabdrücken
vergeblich sucht. Auf Steinkernen von Ammonitengehäusen sind Lobenlinien zu erkennen, an Schädelnähte
erinnernde Linien, an denen die Kammerscheidewände an der Innenseite der Außenschale angewachsen
sind. Auf der Außenseite intakter Schalen oder auf Abdrücken ist von der Untergliederung von den Kammern der
Ammonitengehäusen indes nichts zu erkennen.
Mn.
Oxide
Magnetit
Coelestin
Conchyolin
Tectin/
Chitin
Lignin
Gorg /
Spongiin
Sporopollenin
Zellulose
8.3 Seltene Fossilien: Weichteilerhaltung
In sehr seltenen Fällen können Tiere mitsamt ihrer Weichteile als Mumien erhalten bleiben, gewissermaßen mit
Haut und Haar fossil werden. Das kann z.B. durch Einfrieren im Boden passieren. Bekannt sind vor allem tiefgefrorene
Mumien von Mammuten und anderen eiszeitlichen Tieren, die sich im Permafrost Sibiriens oder Alaskas
erhalten haben. Weichteilerhaltung kann in seltenen Fällen aber auch dadurch zustande kommen, dass Tierleichen
in konzentrierten Salzlaugen versinken oder in größere Vorkommen von Asphalt- bzw. Paraffin eingebettet
werden, wie sie an natürlichen Erdölaustritten entstehen können. Berühmte pleistozäne Mumien von Elefanten,

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Nashörnern, Säbelzahntigern etc. dieses Typs sind aus Galizien (Starania) oder Kalifornien (Rancho La Brea)
bekannt.
Mumien können auch durch Austrocknen von Kadavern in Wüstengebieten entstehen. Werden diese mitsamt
ihrer vollig dehydrierten Weichteile komplett von rasch aushärtenden Ablagerungen überdeckt, bleiben diese zwar
i.d.R. nicht erhalten, es können aber stabile Hohlräume entstehen, deren Innenseiten exakte Abdrücke der
Körperoberflächen darstellen, ganz ähnlich wie Hohlräume, die an Stelle menschlicher Leichen in den Pyroklastiten
von Pomjeii zurückgeblieben sind. Ähnlche Erhaltungsbedingungen sind etwa in festländischen Ablagerungen
der Unterkreide (Wealden) Südenglands oder dem Oberjura aus Wyoming bekannt, wo man gelegentlich
Hohlräume im Gestein entdeckt hat, auf der Wänden Hautabdrücke von Dinosauriern erhalten sind.
Am häufigsten aber kommen Reste von Weichteilen in bituminösen, dunkel gefärbten euxinischen Sedimenten
vor, wo fehlender Sauerstoff im Bodenwasser den Abbau der organischen Substanz verzögert oder effektiv verhindert
hat. Berühmt ist die Mumienerhaltung von marinen Reptilien im Posidonienschiefer des unteren Jura von
Baden-Württemberg (Holzmaden), wo gelegentlich noch die Umrisse des Körpers von Ichthyosauriern und innere
Organe zu erkennen sind. Bekannt sind auch alttertiäre Seeablagerungen im Krater eines eozänen Vulkans, die
früher als Ölschiefer in der Grube Messel bei Darmstadt abgebaut wurden. Hier sind u.a. zahlreiche komplette
Säugetier-Mumien mit Hautresten, Behaarung, Muskelresten und mikroskopisch untersuchbaren Mageninhalten
gefunden worden.
Die Fossilien in einigen marinen Schwarzschiefern, die in euxinischen Faziesräumen entstanden sind, wurden
unmittelbar nach ihrer Einbettung mit Pyrit imprägniert. Die massive Imprägnierung mit Pyritkristallen erleichtert
es zuweilen, Fossiliene (z.B. Schlangensterne) mit Hilfe einer Messingbürste aus vergleichsweise weichen
Schiefern herauspräparieren. Stellenweise ist die Pyritimprägnierung im devonischen Wissenbacher Schiefer
sehr schwach und hat vor allem die Weichteile der Organismen betroffen. Mit Hilfe spezielle Präparationstechniken
und mit Röntgengeräten lassen sich dann in sog. Mikroröntgenaufnahmen darin vergängliche Strukturen,
wie Nervenfasern, Blutgefäße oder den Verdauungstrakt von Trilobiten sichtbar machen.
Organische Substanzen kann unter Luftabschluss zwar grundsätzlich erhalten bleiben, wird aber bei erhöhten
Drucken und Temperaturen in geologischen Zeiträumen stark verändert. Die Diagenese führt dabei zu einer
Anreicherung von Kohlenstoff bei gleichzeitiger Abreiherung von Sauerstoff und Wasserstoff. Zellulose und
Lignin (Holzstoff) von Pflanzen können auf diese Weise durch Inkohlung verändert und in Form von Kohle konserviert
werden. Tierische, hochmolekulare organische Substanzen, z.B. Fette und Eiweiße, werden dagegen in
niedermolekulare Verbindungen überführt, die als Bitumen, Paraffin, Erdöl und Erdgas erhalten bleiben können
und, wenn diese Kohlenwasserstoffe aus ihren sog. Muttergesteinen aus- und in geeignete Speichergesteine
einwandern, eine große wirtschaftliche Bedeutung haben.
An und für sich nicht erhaltungsfähige Hartteile aus organischer Substanz können auch dadurch erhalten bleiben,
dass sie bald nach ihrer Einbettung von Konkretionen umwachsen und mit mineralischen Substanzen
imprägniert werden, vor allem durch Kieselsäure, Phosphat oder Karbonat. Bekannt sind z.B. Bakterien, die
mitsamt ihren Geißeln in Feuersteinknollen der Schreibkreide erhalten geblieben sind. In „Torfdolomite“ eingebettete
Pflanzenreste – frühdiagenetisch entstandene Karbonatkonkretionen in Kohleflözen der Karbonzeit – sind
teilweise so gut erhalten, dass Präparate von ihnen in Dünnschliffen fast genauso gut untersucht werden können
wie histologische Dünnschnitte rezenter Pflanzen. Auch Kieselhölzer, wie sie etwa im Rotliegenden oder in der
Molasse häufig vorkommen, sind durch selektive Einkieselung oft „strukturbietend“ erhalten geblieben, haben
also ihre ursprüngliche mikroskopische Holzstruktur weitgehend bewahrt. Manche vergängliche Objekte bleiben
durch Überkrustung durch andere, kalkabscheidende Organismen als Hohlräume erhalten. Durch diesen als
Biomuration bezeichneten Vorgang sind z.B. Blätter oder Holzreste in manchen Travertinen erhalten geblieben.
8.4 Knappe Auswahl besonders wichtiger Fossilgruppen
8.4.1 Bakterien und Algen: Stromatolithe, Kalktuffe und Algenkalke
Als Stromatolithe bezeichnet man eine spezielle Art von Feinschichtung, die in bestimmten Kalksteinen oder
Dolomiten zu beobachten ist. Sie besteht aus millimeterdünnen, schichtparallelen Lagen. Jedes dieser dünnen
Bänder sieht meist etwas krakelig verbogen aus und erinnert an einen aufgeriffelten Wollfaden. Diese Strukturen
werden von Mikroben erzeugt, vor allem von Cyanobakterien („Blaualgen“), die im subtropischen Watt wachsen.

65
Diese Strukturen entstehen heute noch z.B. an den Gezeitenküsten des Persischen Golfes, wo ganz ungewöhnlich
lebensfeindliche Bedingungen herrschen. Während der Ebbe brennt die Sonne gnadenlos auf die kilometerbreiten
feuchten Wattflächen. Das Wasser verdunstet, Salzgehalt und Wassertemperatur steigen stark an. Bei
Flut sinken Temperatur und Salzgehalt des Wassers wieder ab. Diesen krassen Wechsel halten die meisten Tiere
und Pflanzen nicht aus. Nur ganz wenige, speziell an diese Bedingungen angepasste Lebewesen können hier
existieren. Dazu gehören vor allem Mikroben, zu denen auch bestimmte Cyanobakterien zählen, von denen
einige Kalk fällen können. Diese den Bakterien verwandte Organismen wachsen in dünnen Matten auf der
Wattfläche. Spuren der dünnen Mikrobenmatten, die im Rhythmus von Ebbe und Flut übereinander folgen, bleiben
als Stromatolithe im Gestein erhalten. Fossile Stromatolithe findet man vor allem im Hauptdolomit oder im
Plattenkalk der Nördlichen Kalkalpen. Mit die ältesten Fossilien die man kennt sind Stromatolithe, manche von
ihnen mehr als 3,5 Ga alt.
Von Cyanobakterien ausgefällte stromatolithische Kalkkrusten wachsen nicht nur am Meeresgrund, sondern können
auch bewegliche Objekte wie Muschel- und Schneckensschalen oder Gerölle umkrusten. Dadurch können
mit der Zeit aus konzentrischen Schalen aufgebaute kartoffelförmige Kalkknollen entstehen, die als Onkoide
bezeichnet werden. Onkoide gibt es nicht nur im Meer sondern auch in Seen und Flüssen. Sie besitzen gewöhnlich
die Größe von Erbsen, Weinbeeren oder Kartoffeln, in Ausnahmefällen werden sie auch einmal deutlich
größer. Auch an der Bildung der porösen Kalk- oder Quelltuffen, die unterhalb kalkreicher Quellen, in Quellbächen
oder an Wasserfällen ausgefällt werden, sind Moose, Grünalgen, vor allem aber Cynobakterien wesentlich
beteiligt. Ältere, gut verfestigte Kalktuffe werden als Travertine bezeichnet. Größere Kalktuff- bzw. Travertin-
Vorkommen sind z.B. aus Polling bei Weilheim, Kohlhunden bei Marktoberdorf, Bad Urach, Bad Cannstadt
(Stuttgart) oder Weimar-Ehringsdorf bekannt.
Neben Cyanobakterien spielen auch höhere Algen eine wichtige Rolle als Gesteinsbildner, sowohl im Meer als
auch im Süßwasser. Hierzu gehören z.B. die Steinalgen (Corallinaceen), eine bestimmte Gruppe meeresbewohnender
Rotalgen (Rhodophyta), die massive, feste Kalkkrusten oder korallenähnliche Stöcke aus Mg-haltigem
Calcit aufbauen können. Auf riffartigen Untiefen, wo sich die Wellen brechen, wachsen Steinalgen besonders gut.
Zusammen mit anderen Organismen (z.B. mit bestimmten Foraminiferen) überkrusten sie den Meeresboden oder
andere Organismen, wie Schalen oder Korallen. Im Nummulitenkalk sind sie besonders verbreitet, wo ganze
Schichten aus kartoffelförmigen Rotalgenknollen aufgebaut sein können. Dasycladaceen (Wirtelalgen) sind eine
andere Gruppe meeresbewohnender Algen (Grünalgen), die aragonitische Hartteile besitzen. Die gewöhnlich nur
wenige Zentimeter langen Pflanzen, die aussehen wie Flaschenbürsten, bestehen aus einem Zentralfaden, von
dem seitlich Wirteläste abzweigen. Der Zentralfaden überzieht sich mit Kalk (Aragonit), und nach dem Absterben
der Pflanzen bleiben Kalkröhren zurück, in deren Wänden Poren zu finden sind, Durchtrittsstellen für die
Wirteläste. Fossile Wirtelalgen kennt man schon aus Kalksteinen des Erdaltertums. Besonders häufig sind sie im
kalkalpinen Wettersteinkalk, wo Teile des Gesteins fast nur aus Kalkröhren von Wirtelalgen bestehen.
8.4.2 Foraminiferen
Einzellige Tiere aus der Verwandtschaft der Amöben, die trotz ihres formveränderlichen Weichkörpers feste, teilweise
kompliziert gekammerte Schalen besitzen, werden Foraminiferen genannt. Trotz ihres formveränderlichen
Weichkörpers besitzen Foraminiferen feste, kompliziert gekammerte Schalen mit einer unglaublichen Formenfülle.
Ihren Namen haben sie von charakteristisch geformten, großen Poren in ihren meist winzig kleinen Gehäusen,
den Foramina. Bei lebenden Tieren ist das Gehäuse von Zellplasma erfüllt, es wird aber ebenfalls von einer
dünnen Schicht Zellplasma eingehüllt. Foraminiferen sind seit dem Erdaltertum bekannt, seit dem Jungpaläozoikum
bis heute sehr häufig und in allen Meeren verbreitet. Manche Foraminiferen, die sog. benthonischen
Formen, leben bzw. lebten am Meeresboden oder gar unter der Sedimentoberfläche. Andere Foraminiferen, die
sog. planktonischen Formen, schweben in den obersten, durchlichteten Bereichen des Meerwassers. Benthonische
Foraminiferen, die ihre Schalen vor allem aus. Tektin- und Kalk sowie aus zusammengeklebten Sandkörnern
(sog. agglutinierende Schalen) aufbauen, sind vor allem in Flachwasserablagerungen häufig zu finden.
Bei ihnen unterscheidet man die kaum 1 mm großen Kleinforaminiferen und Großforaminiferen, die mehrere
Zentimetern Größe erreichen können. Manche dieser benthonischen treten oder traten in solchen Massen auf,
dass sie Kalksteine aufbauen können, die man dann als Foraminiferenkalke bezeichnet. Beispiele hierfür sind
etwa die Nummuliten (Nummulitenkalk) im Alttertiär oder die Fusulinen (Fusulinenkalke) im Jungpaläozoikum. Die
Kalkschalen von planktonischen Foraminiferen, die immer klein sind, reichern sich hingegen bevorzugt am
Grunde tiefer Schelfmeere an. Hierzu gehören z.B. die ausgestorbenen Globotruncanen aus der Oberkreide

66
(Globotruncanenkalke) oder Globigerinen (Globigerinenschlamm), die während der Tertiärzeit genauso verbreitet
waren wie in heutigen Meeren. Planktonische Foraminiferen spielen als Leitfossilien bei der zeitlichen Einstufung
von Sedimenten eine besondere Rolle.
8.4.3 Korallen und andere Rifforganismen
Korallen sind recht primitive, mehrzellige Organismen, die wie Seefedern, Seeanemonen oder Quallen zur Gruppe
der Hohltiere gerechnet werden. Das Korallentier ist ein Polyp, der einen sackförmigen Körper mit Tentakeln
und einer Mundöffnung, aber keinem After besitzt. Korallen sehen aus wie kleine Seeanemonen, leben aber nicht
einzeln, sondern in großen Kolonien, oft mit Zehntausenden von Polypen, die zeitlebens durch Gewebebrücken
miteinander verbunden bleiben. Die Korallenpolypen scheiden gemeinsam mit diesen Gewebebrücken feste, aus
Aragonit bestehende Skelette aus.
Es gibt einige Korallenarten, die sich wie Seeanemonen ernähren, indem sie winzige Tiere und andere Nahrungspartikel
aus dem Wasser fangen und davon leben. Diese sog. ahermatypischen Korallen leben vor allem
am Grund tieferer oder kühlerer Meere. Die allermeisten Korallen sind aber tropische Warmwasserformen, die in
bestimmten Körperzellen symbiontische Algenzellen beherbergen, sog. Zooxanthellen. Die Algen in den Polypen
dieser hermatypischen Korallen werden im seichten Wasser dem Sonnenlicht ausgesetzt, assimilieren, vermehren
sich und versorgen das Wirtstier mit Zucker und Sauerstoff. Im Gegenzug verbrauchen die Zooxanthellen
Kohlendioxid und andere Abfallstoffe der Polypen. Überschüssige Algenzellen verlassen die Wirtszelle und
werden verdaut. Durch diesen kurzgechlossenen Stoffkreislauf können Korallen das extrem warme und
sauerstoffarme Wasser von tropischen Flachmeeren besiedeln, einen Lebensraum, der eigentlich sehr lebensfeindlich
ist. Sie sind vom Nährstoffangebot und Sauerstoffgehalt des Meerwassers unabhängig und damit die
wichtigsten Organismen, die primären Produzenten von Nährstoffen der Lebensgemeinschaften tropischer
Korallenriffe.
Moderne Riffkorallen gibt es seit der mittleren Triaszeit. Vereinzelt kommen Korallen tatsächlich auch schon in
den Riffen des kalkalpinen Wettersteinkalkes vor. Häufig waren sie aber erst zur Zeit der Obertrias, als im Meer
der Kössener Schichten richtige Korallenriffe wuchsen, die sich im kalkalpinen Oberrhätkalk erhalten haben. Eine
Lebensgemeinschaft aus ganz unterschiedlichen Korallen und anderen Rifforganismen (z.B. Stromatoporen) ist
im helvetischen Schrattenkalk der Unterkreide fossil geworden.
8.4.4 Schnecken und Muscheln
Schnecken sind sehr häufige Fossilien, die es schon seit dem Kambrium gibt. Da die asymmetrisch aufgewundenen
Kalkgehäuse dieser Weichtiere hauptsächlich aus dem wenig stabilen Aragonit bestehen, wird die
Schalensubstanz meist weggelöst oder ist zumindest sehr schlecht erhalten. Ganz unterschiedliche Schneckenformen
kommen z.B. in den helvetischen Ablagerungen der Kreide- und Tertiärzeit sowie in kalkalpinen Kreidegesteinen
vor. In den Ablagerungen der Kalkalpinen Kreide sind gelegentlich Kalksteinhoritonte zu finden, die fast
nur aus dickschaligen Schneckengehäusen bestehen. Land- und Süßwasserschnecken gibt es seit dem
Oberjura. Reste ihrer Schalen sind z.B. in den tertiären Molasseablagerungen häufig.
Schalen von Muscheln, also von zweiklappigen Weichtieren, sind in vielen Sedimentgesteinen zu finden, gleichfalls
schon seit dem Kambrium. Muschelschalen bestehen ursprünglich aus dem Calciumkarbonat Calcit, oft aber
auch aus Aragonit, einer weniger stabilen Form des Calciumkarbonates. Calcitische Muschelschalen bleiben
gewöhnlich gut erhalten, aragonitische dagegen nicht. Diese wandeln sich im Laufe der Zeit in Calcit um oder
werden ganz weggelöst. Viele Gesteine der Alpen, des Alpenvorlandes und der Alb enthalten so viele Muschelschalen,
dass man sie als Lumachellen oder als Schillkalke bzw. Schillsandsteine bezeichnet, z.B. manche Horizonte
in den kalkalpinen Kössener Schichten oder der Meeresmolasse. Eine besondere Gruppe von Muscheln
sind Austern, Verwandte der essbaren Auster (Ostrea). Es ist eine Gruppe von besonders dickschaligen und
großwüchsigen Muscheln, die seit der Triaszeit bis heute in seichten Gewässern verbreitet sind. Im Gegensatz zu
den meisten anderen Muscheln besitzen sie nur einen Schließmuskel und kein Scharnier (Schloss), dafür aber
ein extrem großes Ligament, eine kräftige Scheibe aus einem gummiähnlichen, organischen Material
(Conchyolin), welches die beide ungleich großen Klappen fest zusammenhält. Da die blättrigen, manchmal
mehrere Zentimeter dicken und oft am Untergrund festgewachsenen Austernschalen aus Calcit bestehen, bleiben
sie meist recht gut erhalten. Wegen ihrer Dickschaligkeit und der geringen Empfindlichkeit für schwankende
Salzgehalte des Meerwassers sind viele Austern in der Lage, u.a. Brandungszonen, Korallenriffe, Brack-

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wasserlagunen und Flussmündungen zu besiedeln. Austern sind in vielen Meeresablagerungen der Nordalpen
und des Alpenvorlandes zu finden, etwa in Konglomeraten und Sandsteinen der Oberen Meeresmolasse, im
helvetischen Nummulitenkalk, Schrattenkalk oder in der Garschella-Formation genau so wie in den kalkalpinen
Kössener Schichten. Das Vorkommen von Austernschalen spricht für eine Entstehung dieser Sedimente in
bewegtem Flachwasser.
8.4.5 Cephalopoden (Tintenfisch-Verwandte)
In Ablagerungen des Paläozoikums sind konische, gekammerte Kalkschalen häufig, die Gehäusereste urtümlicher
Tintenfisch-Verwandte darstellen, der Nautiloideen. Neben tütenförmigen oder hornförmig gekrümmten
„Orthoceraten“ treten auch schneckenartig aufgerollte Gehäusetypen auf. Ähnlich gekammerte Gehäuse besitzen
heute nur noch sehr urtümliche Kopffüßer, das Perlboot oder Nautilus, die einzigen noch lebenden Nautiloideen,
die mit wenigen Arten im Schelfmeer der Sundainseln vorkommen. Diese Gruppe von urtümlichen Tintenfisch-
Verwandten war vor allem im Ordovizium, Silur und Devon verbreitet. Aber einzelne Formen finden sich auch,
zusammen mit den moderneren aber teilweise ähnlich ausschauenden Ammoniten (siehe unten) auch im
Jungpaläozoikum, Mesozoikum und im Tertiär, damals schon „lebende Fossilien“, wie Nautilus heute noch.
Schalen von Nautilus-Verwandten sind z.B. in Ammoniten-reichen Ablagerungen der Jurazeit, innerhalb der
Kalkalpen wie im Schwäbisch-Fränkischen Jura verbreitet. Auch in den Grünsandsteinen der Mittel- und Oberkreide
sowie in alttertiären Grünsandsteinen und Kalken (Nummulitenkalk) des Helvetikums sind gelegentlich
Nautilusschalen zu finden.
Besonders schöne und bei Sammlern beliebte Fossilien sind die schneckenförmig eingerollten, oft mit Rippen und
Knoten besetzten Schalen von Ammoniten. Besonders viele Ammoniten sind z.B. in den kalkalpinen Allgäuschichten
oder in den Glaukonitsandsteinen der Garschella-Formation im Helvetikum zu finden. Ihre sehr dünnwandigen
Gehäuse waren hohl und – anders als bei Schnecken – durch zahlreiche Querwände (Septen)
gekammert. Ähnlich wie bei den Nautiloideen bestanden die Kalkschalen ursprünglich aus Perlmutt und besaßen
farbige Muster. Davon ist freilich normalerweise nichts erhalten geblieben. Vielfach sind die Schalen im Laufe der
Zeit überhaupt aufgelöst worden und nur noch die bald nach der Einbettung mit Calcit oder Phosphorit
ausgefüllten Kammern als „Steinkerne“ erhalten geblieben. Ammoniten waren nur äußerlich den urtümlichen
Nautiloideen ähnlich, waren aber bedeutend höher entwickelt wie diese. Sie besaßen vermutlich besser entwickelte
Augen, weniger Tentakel und Kiemen als Nautilus und waren näher mit den modernen Kalmaren oder
Tintenfischen verwandt. Über die genaue Lebensweise der Ammoniten kann man allerdings nur Vermutungen
anstellen, da sie am Ende der Kreidezeit, vor ca. 65 Millionen Jahren, nachkommenlos ausgestorben sind. Da
Reste der Gehäuse von Ammoniten in Seichtwasserablagerungen fehlen, waren sie vermutlich Bewohner tieferer
Schelfmeere. Ammoniten spielen als Leitfossilien bei der zeitlichen Einstufung von Sedimenten zwischen dem
Devon und der Oberkreide eine besondere Rolle.
Als Aptychen bezeichnet man schalenartig gewölbte Fossilien aus Kalk, die in Ablagerungen der Jura- und
Kreidezeit verbreitet sind. Da Aptychen immer paarweise auftreten und glattschalige sowie berippte Formen vorkommen,
erinnern sie an doppelklappig erhaltene Muschelschalen. Häufig findet man ein streng symmetrisches
Paar von Aptychen im inneren von Ammonitengehäusen. Manchmal sind sogar deren Mündungen mit Aptychen
verschlossen. Deshalb hielt man diese lange für Deckel von Ammoniten; tatsächlich aber handelt es sich um ihre
Kieferapparate.
Belemniten oder „Donnerkeile“, genauer Belemnitenrostren, sind an Bleistifte oder Projektile erinnernde Objekte
aus Calcit. Sie gehören zu den häufigsten Fossilien der Jura- und Kreidezeit. Es handelt sich um spindelartige,
kalkige Hartteile von Kalmar-ähnlichen Tintenfisch-Verwandten, die am Ende der Kreidezeit, vor ca. 65 Millionen
Jahren, nachkommenlos ausstarben.. Diese Belemnitentiere besaßen keine Außenschale wie Ammoniten, sondern
einen Stützapparat im Inneren des Weichkörpers, der das torpedoartige Hinterende der Belemnitentiere
aussteifte. Dieser Stützapparat bestand aus dem zarten, tütenförmigen Phragmocon und dem schon zu Lebzeiten
massiven Rostrum. Der Phragmocon war eine äußerst dünnwandige, zerbrechliche, hohle und gekammerten
Kalkschale. Sie war mit Gas oder Flüssigkeit gefüllt und diente der Auftriebsregulierung, ähnlich wie die Tauchund
Ballasttanks eines U-Bootes. Der Phragmocon steckte in einer konischen Höhlung (Alveole) am breiten Ende
des Rostrums. Belemnitenrostren sind z.B. in den kalkalpinen Allgäuschichten oder Gesteinen der Garschella-
Formation im Helvetikum zu finden. In manchen Horizonten sind sie in solchen Massen angereichert, dass man
von „Belemniten-Schlachtfeldern“ spricht.

8.4.6 Trilobiten (Dreilapper)
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Trilobiten (Dreilapper) sind sehr primitive Gliederfüßler, die während des Erdaltertums verbreitet waren, erstmals
im Unterkambrium auftreten und in der Permzeit ausstarben. Sie sind vor allem in den altpaläozoischen
Ablagerungen Skandinaviens und Böhmens sowie im Rheinischen Schiefergebirge verbreitet. Die meist zwischen
1 und etwa 30 cm großen Tiere besaßen mit Calcit verstärkte Chitinpanzer, die eine ausgeprägte Dreigliedrigkeit
aufweisen: Ein großes Kopfschild (Cephalon), eine segmentierte, bewegliche Thorax und ein Schwanzschild
(Pygidium). Am Kopfschild sind eine zentrale Aufwölbung (Glabella) und Facettenaugen unterscheidbar. Bei gut
erhaltenen Exemplaren ist zu erkennen, dass Trilobiten Spaltbeine, Antennen und keinerlei Mundwerkzeuge
besaßen. Trilobiten ernährten sich überwiegend als Detritusfresser, d.h. sie weideten die Sedimentoberfläche ab
oder wühlten sich ins Sediment ein und fraßen den Schlamm. Viele besaßen die Fähigkeit sich bei Gefahr
einzurollen. Neben winzigen, blinden Arten gab es vor allem im Devon bizarr bestachelte Formen, die riesige
Facettenaugen mit Calcit-Linsen besaßen. Trilobiten spielen als Leitfossilien bei der zeitlichen Einstufung von
paläozoischen Sedimenten, vor allem im Kambrium, eine hervorragende Rolle.
8.4.7 Brachiopoden (Armkiemer)
Die muschelartig aussehenden, teilweise glatten oder berippten Schalen von Armkiemer (Brachiopoden) sind in
vielen Gesteinen der Allgäuer Alpen zu finden. Mit ihren doppelklappigen Kalkschalen erinnern Armkiemer stark
an Muscheln, sind mit diesen jedoch überhaupt nicht verwandt. Bei gut erhaltenen Exemplaren erkennt man, dass
die beiden Klappen, anders als bei den meisten Muscheln, nicht gleich groß sind. Man kann eine kleinere und
eine deutlich größere Klappe, die schnabelartig die kleinere überragt, unterscheiden. Am Ende dieses Schnabels
befindet sich ein Loch, weswegen gelegentlich auch der Name „Lochmuschel“ verwendet wird. Im Inneren der
Schalen vieler Brachiopoden finden sich zudem zarte, kompliziert geformte Kalkspangen, das sog. Armgerüst,
das man aber bei fossilen Formen nur sehen kann, falls der Erhaltungszustand ungewöhnlich gut ist.
Im Gegensatz zu Ammoniten und Belemniten sind Brachiopoden keineswegs ausgestorben. Noch heute kommen
zahlreiche Formen vor, unter anderem im Mittelmeer, in norwegischen Fjorden oder im Südatlantik vor den
Falklandinseln. Es sind zwar nicht die gleichen Arten wie in der Jurazeit, aber doch nahe verwandte Formen. Da
die heutigen Arten meist in tiefem Wasser oder untermeerischen Höhlen leben, werden sie bei Stürmen nicht ans
Ufer geworfen. Folglich kann man ihre Schalen auch nicht zusammen mit denen von Muscheln und Schnecken
am Strand aufsammeln. Von lebenden Brachiopoden wissen wir, dass sie mit einem muskulösen Stiel, der aus
dem Loch in der „Stielklappe“ austritt, am Untergrund festgewachsen sind. Das kalkige Armgerüst im Inneren der
Schale spannt fleischige, mit feinen Tentakeln besetzte Arme auf. Mit diesem Kiemenapparat kann das Tier Nahrungspartikel
aus dem Atemwasser filtern. Wie im Erdmittelalter gibt es heute noch die an Pistazien erinnernden,
glattschaligen Terebrateln und die wie Lampenschirme gefalteten Rhynchonellen.
Brachiopodenschalen finden wir vor allem in den triassischen Kössener Schichten oder in den bunten Jura-
Schwellenkalken der Nördlichen Kalkalpen. Im Vilser Kalk können sie in solchen Massen auftreten, dass ihre
Schalen das Gestein aufbauen können und dieses dadurch einem Konglomerat ähnelt. Gelegentlich findet man
Brachiopoden auch im Schrattenkalk, in den Grünsandsteinen der Garschella-Formation oder in altertiären
Gesteinen des Helvetikums.

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Tabelle 4. System paläontologisch wichtiger Organismengruppen (ohne Wirbeltiere).
Überreich: Procaryonta (Organismen ohne Organellen und Zellkern, RNA)
Reich: Monera
Stamm: Archaeobacteria
Stamm: Bacteriophyta – Unterstämme: z.B. Eubakteria oder Cyanobacteria
Überreich: Eucaryonta (Organismen mit Organellen und Zellkern, DNA)
Reich: Fungi (Pilze)
Reich: Plantae (Pflanzen)
Unterreich: Thallophyta (auch Kryptogamen oder echte Algen)
Stamm: Flagellatae (Geißelalgen)
– z.B. Klassen: Dinoflagellata, Silicoflagellata, Coccolithophorida etc.
Stamm: Acritarchen (winzige Organismenreste, viell. Dauerformen von Dinoflagellaten)
Stämme: Kieselalgen, Braunalgen, Rotalgen, Grünalgen, Armleucheralgen
Unterreich: Kormophyta (auch Phanerogamen oder Sproßpflanzen)
Stamm: Bryophyta (Moose)
Stamm: Pteridophyta (Gefäßkryptogamen)
– Klassen: Nacktfarne†, Schachtelhalme, Farne, Bärlappe
Stamm: Spermatophyta (Samenpflanzen) –
Klasse: Gymnospermen (Nacktsamer)
Unterklassen: Cycadeen, Pteridophyten†, Ginkgogewächse, Cordaïten†, Nadelbäume
Klasse: Angiospermen (Blütenpflanzen oder Bedecktsamer)
Unterklassen: einkeimblättrige und zweikeimblättrige Blütenpflanzen
Reich: Animalia (Tiere)
Unterreich: Protozoa (einzellige Tiere)
Stamm: Flagellata (Geißeltierchen) – z.B. Klassen: Dinoflagellata, Silicoflagellata
Stamm: Rhizopoda (Wurzelfüßler) – z.B. Klassen: Amöben,
Radiolaria, Foraminifera
Stamm: Ciliata (Wimpertierchen) – z.B. Klasse: Tintinnida
Unterreich: Parazoa (Mesozoa, mehrzellige Tiere ohne echte Gewebe und Organe)
Stamm: Porifera (Schwämme)
Klassen: Hornschwämme, Glasschwämme, Kalkschwämme etc.
Klasse: Archaeocyathida† (werden teilweise auch als eigener Stamm betrachtet)
– vielleicht gehören auch Teile der Tabulozoa† sowie die Chaetetida† und
Stromatoporoidea† in die Verwandtschaft der Porifera
Unterreich: Eumetazoa (mehrzellige Tiere mit echten Geweben und differenzierten Organen)
Überstamm: Protostomata (bauchseitiges Zentralnervensystem und rückenseitiges "Herz")
Stamm: Acnidaria (Ctenophora, Kammquallen) (Hohltiere ohne Cnidien)
Stamm: Cnidaria (Nesseltiere) (Hohltiere mit Cnidien)
Klasse: Zoantharia (Anthozoa, Blumentiere) – hierher gehören z.B. die Korallen
Klassen: Skyphozoa, Hydrozoa, vielleicht auch Teile der Tabulaozoa†
Stamm: Mollusca (Weichtiere)
Klassen: Monoplacophora, Käferschnecken, Grabfüßer
Klasse: Pelecypoda (auch Lamellibranchiata, Bivalvia oder Muscheln)
Klasse: Gastropoda (Schnecken) – hierher gehören u.a. auch die Pteropoden
Klasse: Cephalopoda (Kopffüßer)
– hierher gehören Unterklassen u.a. Nautiloidea, Ammonoidea†, u. Belemnoidea†
Stamm: Annelida (Ringelwürmer)
Klassen: Oligochaeta, Polychaeta
Stamm: Protarthropoda – z.B. Klasse: Onychophora (Stummelfüßer)

70
Stamm: Arthropoda (Gliederfüßer)
Unterstamm: Chelicerata (Scherenhörnler)
Klassen: Pfeilschwanzkrebse, Seeskorpione†, Spinnen, Skorpione
Unterstamm: Pycnogonida (Asselspinnen)
Unterstamm: Trilobitomorpha† – hierher gehören u.a. die Trilobita† (Dreilapper)
Unterstamm: Mandibulata
Klassen: Krebse, Tausendfüßler, Insekten
Stamm: Tentaculata
Unterstamm: Bryozoa (Moostierchen)
Unterstamm: Brachiopoda (Armfüßer)
Überstamm: Deuterostomata (bauchseitiges „Herz“ und rückenseitiges Zentralnervensystem)
Stamm: Branchiotremata (Hemichordata) – hierher gehören z.B. die Graptolithida†
Stamm: Echinodermata (Stachelhäuter)
Unterstamm: Homalozoa†
Unterstamm: Crinozoa (Pelmatozoa)
Klassen: Beutelstrahler†, Knospenstrahler†, Seelilien
Unterstamm: Asterozoa
Klassen: Schlangensterne, Seesterne
Unterstamm: Echinozoa
Klassen: Edrioasteroidea†, Seegurken, Seeigel
Stamm: Chaetognatha (Pfeilwürmer)
– mit dieser Gruppe sind vielleicht die Tiere verwandt, die Conodonten† trugen
8.4.8 Seelilien und Haarsterne
Viele paläozoische und mesozoische Kalksteine bestehen zum größten Teil aus weiß gefärbten Skelettresten von
Seelilien oder Crinoiden, weitläufigen Verwandten der Seesterne und Seeigel. Meist findet man mühlsteinartige
Stielglieder, mit denen diese Stachelhäuter am Untergrund festgeheftet waren. Am Ende des teilweise
meterlangen Stieles saß das kelchförmige Tier und filterte mit fünf langen, mehrfach gegabelten Armen Nahrung
aus dem Meermasser. Man weiß das deshalb so genau, weil Seelilien bis heute in größeren Meerestiefen überlebt
haben. Wie alle Skelette von Stachelhäutern bestehen auch Stielglieder von Seelilien aus Calcit-Einkristallen.
Das wird vor allem bei angebrochenen Stücken deutlich, deren spiegelglatte Bruchflächen nichts anderes sind als
die Spaltflächen von Kalkspatkristallen. Kalkspat bricht in bestimmten Winkeln entlang ebener, spiegelglatter
Spaltflächen des Kristallgitters. Bruchflächen von Kalksteinen, die reich an Crinoidenresten sind, glitzern wie
Marmor und werden als Crinoidenspatkalke bezeichnet.
Eine besondere Gruppe von Crinoiden sind Schwebcrinoiden oder Haarsterne. Es handelt sich hier um Seelilien,
die nur in ihrer Jugend mit einem Stiel festgeheftet sind. Die ausgewachsenen Tiere verlieren ihren Stiel und
schwimmen mit Hilfe ihrer filigranen Arme frei umher. Heutige Haarsterne leben in Bodennähe, teilweise in Riffen.
Andere waren planktonische Organismen, die in den obersten Wasserschichten des offenen Meeres lebten. Rot
oder weiß gefärbte Crinoidenspatkalke kommen z.B. im Jura der Nördlichen Kalkalpen häufig vor, etwa
Hierlatzkalk oder Vilser Kalk. Seelilienreste sind aber auch in den kalkalpinen Kössener Schichten oder im
Schrattenkalk verbreitet. Kleine Schwebcrinoiden lassen sich etwa in den kalkalpinen Ammergauer Schichten
nachweisen, Reste größerer Haarsterne findet man gelegentlich in den helvetischen Drusbergschichten.
8.4.9 Graptolithen
In vielen paläozoischen Gesteinen, die man z.B. im Rheinischen Schiefergebirge, in Böhmen oder Südskandinavien
findet, sind Fossilien verbreitet, die an schwärzliche Abdrücke von Weidenblättern, Federn oder Laubsägeblättern
erinnern und Graptolithen genannt werden. Sie treten vor allem in dunkel gefärbten Schiefern
(Schwarzschiefer) oft als einzige Fossilien auf, die man hier finden kann. Es handelt sich um die meist kohlig
erhaltenen Hartteile ausgestorbenen tierischer Organismen (Branchiothremata), einer Gruppe von relativ hoch
entwickelten Tieren, die weitläufig mit den heutigen Seescheiden verwandt sind. Die winzigen, polypenartigen
Tiere bildeten Kolonien, die im Paläozoikum als Teil des Planktons in den obersten, durchlichteten Wasserschichten
des offenen Meeres lebten. Die Kolonien besaßen Hartteile, die ursprünglich aus einer Chitin-artigen,

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organischen Substanz bestand, die durch Inkohlung heute meistens in stark veränderter Form vorliegt. Gut
erhaltene Graptolithen lassen einen komplizierten Aufbau aus vielen becherförmigen, an Chitinfäden aufgereihten
Theken erkennen, in denen die polypenartigen Tiere der Kolonien einst gelebt haben. Graptolithen waren ab dem
höheren Kambrium weltweit verbreitet und starben im Karbon wieder aus. Sie spielen als Leitfossilien bei der
zeitlichen Einstufung von Sedimenten vor allem im Ordovizium, Silur und Devon eine entscheidende Rolle.
8.5 Literaturauswahl zu den paläontologischen Grundlagen
BEURLEN, K. (1966): Welche Versteinerung ist das? Tabellen zum Bestimmen von Versteinerungen Mitteleuropas.– 6. Aufl., Kosmos-
Naturführer, 176 S.; Stuttgart (Kosmos, Frankh-Verlag).
BEURLEN, K. & LICHTER, G. (1986): Versteinerungen. Fossilien der Wirbellosen mit Anhang Wirbeltiere und Pflanzen.– In: STEINBACH, G.
[Hrsg.] (1996): Steinbachs Naturführer, 287 S.; München (Mosaik Verlag)
FRAAS, E. (1972): Der Petrefaktensammler. Ein Leitfaden zum Bestimmen von Versteinerungen.– Neudruck 1972, 312 S. mit
ausführlichem Fossilregister, 71 Fossiltaf.; Stuttgart (Kosmos, Frankh-Verlag).
LEHMANN, U. & HILLMER, G. (1980): Wirbellose Tiere der Vorzeit. Leitfaden der systematischen Paläontologie.– 340 S.; Stuttgart (Enke-
Verlag).
MAYR, H. (1985): Fossilien.Über 500 Versteinerungen in Farbe.– BLV Bestimmungsbuch, 125 S.; München (BLV-Verlag).
MAYR, H. (1985): Versteinerungen. Häufige Fossilien von wirbellosen Tieren und von Pflanzen nach Farbfotos bestimmen.– BLV
Naturführer, 255 S.; München (BLV-Verlag).
SIMPSON, G.G. (1983): Fossilien.– 250 S.; Heidelberg (Spektrum-Verlag).
9. ERDGESCHICHTLICHE GRUNDLAGEN
Schichtfolgen lassen sich zeitlich ordnen. Bei Sedimenten geht das am einfachsten mit der sog. Lageregel: Wenn
die Sedimentgesteine nicht von tektonischen Deformationen betroffen worden sind, liegen ältere Sedimente unten
und jüngere oben.
Wenn man nach diesem Prinzip eine zeitliche Ordnung in Schichtfolgen bringt, sie nach lithologischen (gesteinskundlichen)
Kriterien gliedert und beschreibt, betreibt man Lithostratigraphie. Die kleinste unterscheidbare lithostratigraphische
Einheit ist die Bank, die immer aus einem bestimmten Gestein besteht und durch Bankfugen
nach oben und unten abgegrenzt wird. Manche lithologisch auffällige Bänke haben Namen, z.B. die Bleiglanzbank
im unteren Muschelkalk. Ihr übergeordnet ist das Glied (Formationsglied, Member), das aus vielen Bänken
besteht. Dem übergeordnet ist die Formation, die aus mehreren Formationsgliedern bestehen kann, die lithologisch
unterschiedlich sind. Und Formationen übergeordnet ist schließlich die Gruppe (Formationsgruppe), die
aus mehreren Formationen aufgebaut ist. Bank, Glied, Formation und Gruppe sind lithostratigraphische Kategorien,
die streng von der Lithologie der Gesteine im Aufschluss bestimmt werden und vom tatsächlichen Alter der
Gesteine weitgehend unabhängig sind. Grenzen zwische lithostratigraphischen Einheiten sind immer Grenzen
zwischen unterschiedlichen Gesteinen. Wenn man im Aufschluss ein Profil nach gesteinskundlichen Kriterien aufnimmt,
zeichnet und beschreibt, betreibt man also Lithostratigraphie.
Man kann aber auch eine zeitliche Ordnung in Schichtfolgen bringen, wenn man das Ablagerungsalter der Gesteine
mit physikalischen oder anderen Altersbestimmungsmethoden (vor allem mit Hilfe von Fossilien) direkt
bestimmt. Wenn man nach diesen Prinzipien eine zeitliche Ordnung in Schichtfolgen bringt, also eine Folge von
Sedimentgesteinen unabhängig von ihrer Lithologie in Zeitscheiben gliedert, nennt man das Chronostratigraphie.
Die wichtigste Altersbestimmungsmethode für Sedimente stellt, seitdem es überhaupt Reste von Lebewesen
häufig gibt (im sog. Phanerozoikum), die Biostratigraphie (Biochronologie) mit Hilfe von Leitfossilien dar.
Man kann mit ihrer Hilfe größere und kleinere Zeitscheiben bestimmen und gegeneinander abgrenzen, völlig un-

72
abhängig von der Lithologie der Schichtfolgen. Die kleinste definierbare Zeitscheibe, in die man die Erdgeschichte
gliedert, ist die Zone (Art-Zone). Zonen werden meist nach einem bestimmten Zonenleitfossil benannt, z.B.
Plenus-Zone der Oberkreide nach dem Belemniten Actinocamax plenus, oder die Parkinsoni-Zone des Jura nach
dem Ammoniten Parkinsonia parkinsoni. Der Jura lässt sich beispielsweise in 60 Ammonitenzonen untergliedern,
also Zeitscheiben, von denen jede im Schnitt etwas über 1 Million Jahre lang dauert. Den Zonen übergeordnet ist
die Stufe. Stufen der Kreidezeit sind z.B. Cenoman, Turon, Coniac etc., Stufen des Ordoviziums sind z.B.
Tremadoc, Arenig, Llanvirn etc. Stufen sind durch Fossilgruppen definiert, z.B. durch das Auftreten bestimmter
Familien oder langlebigerer Arten, z.B. der mittlere Teil des Mittelkambriums durch das Vorkommen des Trilobiten
Paradoxides paradoxissimus. Den Stufen übergeordnet ist die Abteilung (Serie). Abteilungen der Jurazeit sind
z.B. Lias, Dogger und Malm. Abteilungen sind durch Fossilgruppen definiert, z.B. durch das Auftreten der
Ammonitenfamilie der Perisphinctida im Malm. Den Abteilungen übergeodnet ist das System. Systeme sind z.B.
Kambrium, Ordovizium, Perm oder die Kreide. Ihre Ober- und Untergrenzen sind in der internationalen
Standardgliederung als Grenzen zwischen 2 Art-Zonen definiert, etwa die Grenze Silur / Devon als Grenze zwischen
der Transgrediens- und Uniformis-Zone, die mit dem Auftreten zweier leitender Graptolithen-Arten definiert
sind (Monograptus transgrediens und Monograptus uniformis). Den Systemen der Erdgeschichte sind schließlich
Äratheme übergeordnet. Äratheme sind z.B. Paläozoikum, Mesozoikum und Känozoikum. Sie sind durch die
Vorherrschaft bestimmter Tiergruppen definiert, z.B. durch die Verbreitung der Trilobiten (Paläozoikum), das
besonders häufige Auftreten von Ammoniten (Mesozoikum) oder die Vorherrschaft der Säugetiere (Känozoikum).
Zonen, Stufen, Abteilungen, Systeme und Äratheme sind chronostratigraphische Kategorien, die von der Lithologie
der Gesteine im Aufschluss unabhängig sind und nur vom tatsächlichen Alter der Gesteine bestimmt werden.
Sie werden mit Hilfe von Leitfossilarten oder Leitfossilgruppen definiert und sind in international gültigen Standards
genau festgelegt. Grenzen zwischen chronostratigraphischen Einheiten sind im Aufschluss nur in Ausnahmefällen
durch einen Gesteinswechsel erkennbar und können mitten in lithologisch völlig homogen erscheinenden
Schichtfolgen liegen. Wenn man im Aufschluss Fossilien oder unter dem Mikroskop Mikrofossilien sucht und
damit herauszufinden trachtet, wie alt die Gesteine tatsächlich sind, betreibt man also Chronostratigraphie.

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Tabelle 5. Gliederung der Erdgeschichte in Deutschland, vereinfacht.
————————————————— heute ——————————————————————————————————————————————————————
erste Hochkulturen
Holozän (Nacheiszeit)
Quartär — — — — 10300 Jahre — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — —
Pleistozän QUARTÄRES EISZEITALTER
KÄNOZOIKUM / — 1,8 / 2,4 Millionen Jahre — — — — — — — — Neogen — — — — — — erste Menschen (Homo habilis)
Pliozän
erste Hominiden (Australopithecinen)
ERDNEUZEIT Miozän ‗‗‗‗‗‗‗‗‗‗‗‗‗‗‗‗‗‗‗ Ausbreitung grasfressender Huftiere
Tertiär
Oligozän
Eozän Paläogen Höhepunkt der jungalpidischen Orogenese
Paläozän
Entwicklung und Ausbreitung der Säugetiere
————————————————— 65 Millionen Jahre —————————————————————————— letzte Ammoniten, Dinosaurier und Rudisten —
Oberkreide (Cenoman, Turon bis Maastricht) Höhepunkt der altalpidischen Orogenese
Kreide 97,5 Mio. J. — — Grenze Mesophytikum / Känophytikum — — — — — — — — — — — — — — — — —
— 144 Millionen Jahre ————————————————
Unterkreide (Berrias, Valangin bis Alb)
erste Laubbäume und Laubwälder
MESOZOIKUM / Oberjura / Malm (Oxford, Kimmeridge, Tithon) erste Vögel, Landschnecken und Rudisten
Jura
Mitteljura / Dogger (Aalen bis Callovium)
ERDMITTELALTER
Unterjura / Lias (Hettangium bis Toarcium)
— 213 Millionen Jahre ———————————————— letzte Conodonten
Obertrias (Karn, Nor, Rhät)
erste Säugetiere und Dinosaurier
Trias Mitteltrias (Anis, Ladin) erste Hexakorallen
Untertrias (Skyth)
————————————————— 248 Millionen Jahre ————————————————————————————————————————————————
Oberperm / Zechstein
letzte Rugose Korallen und erste Nadelwälder
Perm 258 Mio. J. — — Grenze Paläophytikum / Mesophytikum letzte Trilobiten — — — — — — — — — — —
Unterperm / Rotliegendes
Jungpaläo-
— 290 Millionen Jahre ————————————— GONDWANA-VEREISUNG letzte Graptolithen
Oberkarbon zoikum Höhepunkt der variszischen Orogenese
Karbon 325 Mio. J. — — — — — — — erste Reptilien und Großforaminiferen
Unterkarbon
— 354 Millionen Jahre ———————————————————————————
Oberdevon
erste Amphibien, Bärlapp- und Farnwälder
Devon
Mitteldevon
PALÄOZOIKUM / Unterdevon erste Ammoniten
— 408 Millionen Jahre ——————————————— Höhepunkt der kaledonischen Orogenese
ERDALTERTUM Obersilur erste Gliederfüßer am Lande
Silur 421 Mio. Jahre — — — — — — — Altpaläo- — erste höhere Landpflanzen (Nacktfarne) — —
Untersilur
erste echte Fische
— 438 Millionen Jahre ———————————————— zoikum
SAHARA-VEREISUNG
Oberordovizium
Ordovizium Mittelordovizium erste Korallen und Wirbeltiere (Kieferlose)
Unterordovizium
erste Ostrakodenr und Seelilien
— 505 Millionen Jahre ————————————————
Oberkambrium
Kambrium Mittelkambrium letzte Archaeocyathidenr
Unterkambrium
erste Kopffüßer, Moostiechen und Graptolithen
erste Trilobiten und reiche marine Faunen
————————————————— 540 / 570 Millionen Jahre ———————————————————————— Höhepunkt der cadomischen Orogenese —
Wendium / Sinium
PROTEROZOIKUM Riphäikum
WARÄGISCHE VEREISUNG erste mehrzellige Lebewesen (Ediacara-Fauna)
— ca. 800 Millionen Jahre —————————————————————————
erste Einzeller (Eucaryonten)
— ca. 1600 Millionen Jahre —————————————————————————
Karelium / Hudsonium
Stromatolithen
————————————————— ca. 2500 Millionen Jahre ——————————————————————————————————————————————
ARCHÄIKUM
erste primitive Lebewesen (Procaryonten)
— — — — — — — — — — — — — ca. 4500 Millionen Jahre — — — — — — — — — — — — — — — — — —

74
9.1 Ablauf der Erdgeschichte in groben Zügen
Die Erde ist wahrscheinlich vor etwa 4,5 Ga (Milliarden Jahren) durch Akkretion von Staub und Gasen in
unmittelbarer Nähe der Sonne zusammen mit den meisten anderen Planeten entstanden. Die ältesten
metamorphen Gesteine, die wir bisher kennen, stammen aus Australien und sind nach radiometrischen Bestimmungen
etwa 4,1 Ga alt, die ältesten Sedimentgesteine stammen aus Grönland und haben ein radiometrisch
ermitteltes Ablagerungsalter von 3,7 Ga. Sie enthalten bereits organisches Material, bei dem es sich um Reste
früher Lebewesen (Bakterien) handelt. Die frühe Atmosphäre der Erde im Archäikum dürfte CH 4 , NH 3 , H 2 O und
H 2 und keinen freien Sauerstoff enthalten haben. Durch Höhenstrahlung, UV-Strahlung, Vulkanismus und durch
die Photosynthese der schon vor mehr als 3 Ga im Meer lebenden photoautothrophen Bakterien, vor allem durch
Cyanobakterien („Blaualgen“), veränderte sich diese Atmosphäre. Es reicherten sich langsam mit CO 2 , N 2 und O 2
an, während der Gehalt an CH 4 und NH 3 immer mehr abnahm. Sichtbare Spuren der Tätigkeit von Organismen
sind die seit mehr als 3,3 Ga verbreiteten Stromatolithe, geschichtete Karbonate mit komplexen Feinstrukturen,
die von Cyanobakterien ausgefällt worden sind. Der Sauerstoff, den diese Bakterien produzierten, wurde größtenteils
durch Oxidation von im Meerwasser gelöstem Eisen verbraucht, bevor er in die Atmosphäre entweichen
konnte. Auf diese Weise entstanden im Zeitraum zwischen 3,7 und 2,2 Ga am Meeresboden sog. Quarzgebänderte
Eisenerze (Banded Iron Formation, BIF). An solche BIFs sind die größten Eisenerzlagerstätten gebunden.
Trotzdem stieg der O 2 -Gehalt der Atmosphäre langsam an und war vor etwa 1,4 Milliarden Jahren erstals groß
genug (0,1% der heutigen Konzentration), dass am Festland rot gefärbte Sedimente (Red Beds) entstanden. Kurz
vor Beginn des Kambriums scheint der O 2 -Gehalt der Atmosphäre und des Meeres Werte um 1% der heutigen
Konzentration erreicht zu haben, was die explosionsartige Ausbreitung höher organisierter Organismen überhaupt
erst ermöglichte. Im Silur und Devon begünstigten hohe CO 2 -Konzentrationen und ein O 2 -Gehalt von etwa 10%
des heutigen die Ausbreitung der Landpflanzen (Beginn des Paläophytikums), die Entstehung erster Wälder und
die Besiedlung des Festlandes durch die ersten Spinnen, Skorpione, Insekten (Schaben) und Amphibien. Im
Karbon scheint die O 2 - und CO 2 -Konzentration Werte erreicht zu haben, die der heutigen entspricht oder sogar
noch etwas darüber lag. Die ersten Reptilien entwickelten sich im Oberkarbon, die ersten Säugetiere in der
Obertrias und die ersten Vögel im Jura.
Das Klima der Erde war über lange Zeiträume hinweg bedeutend wärmer und ausgeglichener als heute, d.h. es
gab keine vereisten Pole und keine so großen Klimagegensätze zwischen Äquator und Polen. Es sind aber auch
vergleichsweise kürzere Perioden nachweisbar, in denen die Pole vergletscherten und das Klima in den Polargebieten
ähnlich rauh war wie heute und während des ganzen quartären Eiszeitalters. Im südlichen Afrika, Südamerika,
Indien, Australien und der Antarktis lassen sich im Oberkarbon und Perm polare Eiskappen nachweisen
(Permokarbone oder Gondwana-Vereisung). Im oberen Ordovizium und im unteren Silur lässt sich eine Eiskappe
in Nordafrika nachweisen (Sahara-Vereisung). Besonders massiv scheint eine Vereisung im jüngsten Abschnitt
des Präkambriums kurz vor Beginn des Kambriums gewesen zu sein (Varanger- bzw. Eokambrische Vereisung),
die weltweit nachweisbar ist und zu einer Vergletscherung aller größeren Festlandskerne geführt hat.
9.2 Literaturauswahl zu den erdgeschichtlichen Grundlagen
BAYERISCHES GEOLOGISCHES LANDESAMT [Hrsg.] (1981): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1:500000.– 168 S., 1 geol.
Kt. 1:500000; München.
KRÖMMELBEIN, K. (1986): Historische Geologie.– Stuttgart (Enke).
SCHOLZ, H. (1995): Bau und Werden der Allgäuer Landschaft.– 305 S.; Stuttgart (Schweizerbart-Verl.).
STANLEY, S.M. (1994): Historische Geologie.– Heidelberg, Berlin, Oxford (Spektrum).
WAGNER, G. (1950): Einführung in die Erd- und Landschaftsgeschichte.– Öhringen; (Hohenlohesche Buchh.).

75
10. GRUNDLINIEN EINER REGIONALEN GEOLOGIE
VON DEUTSCHLAND
Der Untergrund Deutschlands lässt sich – geologisch betrachtet – in mindestens drei übereinanderliegende
Stockwerke gliedern:
1. Ein tiefstes, ältestes Stockwerk, das aus Kristallingesteinen und Sedimentgesteinen aufgebaut wird. Es handelt
sich um schwach bis nicht metamorphe Sedimentgesteine (Schiefer, Grauwacken, Kalksteine), hochgradige
Metamorphite (Granulite, Gneise, Amphibolite, Glimmerschiefer, Marmore, Serpentinite etc.), Vulkanite (Quarzporphyre,
Keratophyre, Diabase, Melaphyre etc.) und Tiefengesteine (Granite, Diorite, Gabbros etc.). Diese
Gesteine sind vor allem während des Erdaltertums (Paläozoikum), vor mehr als 300 Jahrmillionen in ihrer heutigen
Form entstanden, vielfach durch Metamorphose älterer (alt- und jungpaläozoischer, aber auch präkambrischer)
Sedimentgesteine und Vulkanite.
2. Über einer welligen Erosionsfläche folgt ein höheres und jüngeres Stockwerk, das aus mächtigen, mehr oder
weniger verfestigten Ablagerungen (Sedimentgesteinen) von verlandeten Meeren und längst versiegten Flüssen
besteht, die größtenteils im Jungpaläozoikum, in der Trias, im Jura, in der Kreide und im Tertiär entstanden sind,
also in einem Zeitraum, der zwischen etwa 300 und 10 Millionen Jahren zurückliegt. Aussehen und Lagerung
dieser Gesteine haben sich in der jüngsten erdgeschichtlichen Vergangenheit, also während der letzten
Jahrmillionen, kaum mehr entscheidend verändert.
3. Über einer welligen, auf- und absteigenden Erosionsfläche folgt schließlich ein höchstes und jüngstes Stockwerk
aus den meist lockeren Ablagerungen des Quartärs, die in der Eiszeit von den Gletschern und ihren
Schmelzwässern sowie während der Nacheiszeit gebildet wurden bzw. teilweise sogar heute noch gebildet werden.
Sie sind selten älter als einige Jahrhunderttausende, verglichen mit den Gesteinen des tieferen Stockwerkes
also noch recht jung. Wie ein löchriges Tuch verhüllen diese quartären Bildungen, die bisweilen mehrere Dekameter
mächtig werden können, die Gesteine des tieferen Stockwerkes, die meist nur in tief eingeschnittenen Erosionstälern,
an Prallhängen von Flüssen, an Steilhängen, Wänden und Berggipfeln an die Erdoberfläche kommen
und nur hier einer direkten Beobachtung zugänglich sind.
10.1 Der paläozoische Sockel Deutschlands
Das älteste, vor allem aus Schiefern und kristallinen Gesteinen bestehende Stockwerk ist größtenteils nicht direkt
sichtbar, sondern weitflächig von mächtigen jungpaläozoischen, mesozoischen und/oder tertiären Sedimentgesteinen
bedeckt. Diese Gesteine liegen meist Hunderte oder gar Tausende von Metern tief unter der Erdoberfläche,
sind hier aber bei zahlreichen Tiefbohrungen immer wieder angetroffen worden. Wo die überlagernden
jüngeren Sedimentgesteine aber durch Hebung und Erosion entfernt wurden, kommen die darunterliegenden
älteren Schiefer und Kristallingesteine zum Vorschein und sind dann an der Erdoberfläche direkt zugänglich: im
Schwarzwald, in den Vogesen, im Odenwald, Spessart, im Rheinischen und Thüringischen Schiefergebirge, Harz,
Frankenwald, Fichtelgebirge, Erzgebirge, Oberpfälzer Wald und im Bayerischen Wald. Es handelt sich vor allem
um unterschierdlich stark metamorphe Gesteine, um verschiedene Gneise, Amphibolite, Quarzite, Marmore,
Glimmerschiefer und Phyllite. Im Schwarzwald und in der Oberpfalz findet man vereinzelt auch Serpentinite.
Daneben spielen aber auch schwächer bis gar nicht metamorphe Tonschiefer, Sandsteine und Kalksteine eine
wichtige Rolle.
Auch die Metamorphite waren ursprünglich einmal größtenteils Sedimentgesteine, die während des Paläozoikums
(vor allem im Karbon) unter hohen Drücken deformiert, in einer durchgreifenden Metamorphose aufgeheizt und in
metamorphe Gesteine umgewandelt worden sind. Deformation und Metamorphose werden einer Gebirgsbildung
im Paläozoikum zugerechnet, der sog. Variszischen Orogenese, die ihren Höhepunkt im Karbon erreichte. Die
Aufheizung ging stellenweise so weit, dass die Gesteine aufschmolzen, die neu entstandenen Gesteinsschmelzen
in höhere Krustenstockwerke intrudierten (eindrangen) und hier erstarrten. Über die Entstehung der
Varisziden macht man sich folgende Vorstellungen:

76
Zu Beginn des Paläozoikums existierte im Gebiet des heutigen Europas, zwischen dem Gondwanakontinent und
Ureuropa (Baltica) ein kompliziert gegliedertes Meer, das auch als Paläo- oder Prototethys bezeichnet wird. In
diesem Meeresraum gab es neben Bereichen mit ozeanischer auch "Mikrokontinente" mit kontinentaler Kruste. In
kühlen Klimaperioden des Altpaläozoikums (Kambrium, Ordovizium) wurden hier Sand- und Tonsteine (heute
Quarzite und Tonschiefer) abgelagert. Am Nordrand dieses Meeres schütteten Flüsse ausgedehnte Deltas vor. In
besonders tiefen Becken entstanden Graptolithen- und Kieselschiefer (Lydite). Als in extrem kalten Perioden des
Oberordoviziums Teile Gondwanas vergletschert waren (Sahara-Vereisung), lagerten im Meer driftende Eisberge
glazigene Sedimente (Gerölltone, sog. Lederschiefer) ab. Durch stetige Absenkung der Sedimentationsbecken
und der damit verbundenen Dehnung und Krustenausdünnung kam es im Devon zu einem intensiven
Vulkanismus. Es entstanden die Spilite und Keratophyre des Rheinischen Schiefergebirges, Thüringens und des
Harzes. In wärmeren Abschnitten (z.B. im Mitteldevon) wuchsen am Schelf und auf vulkanischen Inseln dieses
Meeres ausgedehnte Riffe.
Im Laufe des Paläozoikums wurde der ozeanische Raum immer kleiner, da sich Gondwana und Ureuropa aufeinander
zubewegten. Es kam zu einer Einengung des Sedimentationsraumes, zu einer Faltung der Gesteine und
der Bildung tektonischer Decken. Vor seiner endgültigen Schließung wurde von den Rändern her und vor den
nach N vorrückenden Deckenstirnen im Unterkarbon der sog. Kulm in die Restbecken eingeschüttet, Schichtfolgen
aus Grauwacken, Konglomeraten und Schiefern, die mit den Flysch-Sedimenten in den Alpen vergleichbar
sind. Gleichzeitig entstanden in den angrenzenden Epikontinentalmeeren Flachwasserkalke (Kohlenkalk), die
z.B. in Belgien, im Ruhrgebiet oder in England erhalten geblieben sind. Im Oberkarbon griffen die der Faltung des
Beckeninhaltes vorauseilenden Senkungsbewegungen auf die randlichen Schelfe im N über. In Norddeutschland
und den westlich anschließenden Gebieten bildete sich ein Sedimentationsbecken heraus, das als subvariszische
Vortiefe bezeichnet wird. Dieses Becken, genauso wie einige Senken innerhalb des Gebirges selbst (z.B.
im Saarland), wurden mit dem Abtragungschutt des aufsteigenden variszischen Gebirges gefüllt, der von S her in
Form von Deltas eingeschüttet wurde. Im Gebiet dieser ausgedehnten Deltaflächen wuchsen im Oberkarbon
Sumpfwälder, deren organische Substanz bis heute z.B. in Oberschlesien, im Ruhrgebiet oder in Belgien als
Kohleflöze ("produktives Karbon") erhalten geblieben.
Der Höhepunkt der variszischen Gebirgsbildung fand im Karbon statt und ist mit einer Faltung, Schieferung
und einer teilweise kräftigen Metamorphose verbunden. Im Oberkarbon und im untersten Perm stiegen saure
Gesteinsschmelzen in höhere Krustenstockwerke der Varisziden auf. Deshalb werden heute große Flächen der
Kristallingebiete (z.B. im Schwarzwald, im Erzgebirge, in der Oberpfalz) von spätvariszischen Tiefengesteinen
eingenommen, vor allem von oft porphyrischen Graniten, Dioriten und anderen. Das Orogen entwickelte sich
dabei von innen (S) nach außen (N) fortschreitend; die externen Bereiche im N wurden also später deformiert. Im
höchsten Oberkarbon wurden schließlich auch die Sedimente im südlichsten Teile der subvariszischen Saumtiefe
gefaltet. Mit Abschluss der variszischen Orogenese war der Superkontinent Pangaea entstanden, eine große
Kontinentalmasse, die den größten Teil aller damaligen Kontinente zu einem riesigen Festland vereinte.
Viele Gesteine der Varisziden werden von hydrothermalen Gängen durchschlagen. Dabei handelt es sich um
mineralgefüllte Spalten, die vor allem Quarz, Feldspat, Calcit, Fluorit, Hämatit, Baryt, Bleiglanz, Zinkblende, Pyrit,
Kupferkies und viele andere Sulfide, Karbonate, Phosphate sowie Sulfate enthalten können. Einige dieser Gänge
sind früher bergmännisch abgebaut worden, vor allem um die darin vorkommenden Buntmetall-Erze zu gewinnen.
Der Erzbergbau spielt heute keine Rolle mehr. Allerdings werden noch einige Quarz- und Feldspatgänge (Pegmatite)
für die Glas- und Keramikindustrie sowie Schwerspatgänge für die Papierindustrie abgebaut.
10.2 Das Rotliegende und der Zechstein
Mit dem Aufhören der einengenden Tektonik und der Metamorphose im Bereich des Variszischen Gebirges an
der Wende vom Karbon zum Perm endet diese Orogenese. Das in der Karbonzeit entstandene Gebirge wurde
noch während des Jungpaläozoikums wieder abgetragen und stellenweise völlig eingeebnet. Im Laufe von Oberkarbon
und unterem Perm wurde diese Rumpffläche in Horste und Gräben gegliedert, die entlang von E-W- oder
WSW-ENE-streichenden Störungen einsanken bzw. herausgehoben wurden. Damit wurde der Zerfall Pangaeas
eingeleitet. Die tief einsinkenden jungpaläozoischen Gräben nahmen den Abtragungsschutt des variszischen
Gebirges auf, der hier in Form von Sandsteinen, Arkosen, Tonsteinen, Konglomeraten und Brekzien (Fanglomeraten)
abgelagert wurde. Diese tiefen sog. Permokarbontröge nahmen teilweise hunderte, stellenweise sogar
mehr als 1000 m dieser bunt gefärbten klastischen Ablagerungen auf. Sie entstanden unter einem wüstenhaften

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Klima und werden als „Rotliegendes“ bezeichnet, obwohl sie nicht nur aus dem unteren, sondern teilweise auch
aus dem oberen Perm oder gar dem Oberkarbon stammen.
Der größte Teil Süddeutschlands blieb auch im oberen Perm noch ein wüstenhaftes Festland, als im Nordseeraum
und damit auch in Norddeutschland vorübergehend das Meer eingedrungen war, das Zechsteinmeer, in
dem große Salzlagerstätten entstanden (siehe unten). An der Erdoberfläche sind die bunten Ablagerungen des
Rotliegenden nur dort sichbar, wo die Erosion darüberliegende, jüngere Ablagerungen entfernt hat, im
Nordschwarzwald, im Saarland, in Nordbayern oder Thüringen. Bei Tiefbohrungen hat man festgestellt, dass sie
wesentlich weiter verbreitet sind, als es auf geologischen Karten ersichtlich ist.
Die Störungen wurden vor allem in der unteren Permzeit stellenweise als Aufstiegswege von Magmen verwendet,
die an der Erdoberfläche in Form von Lavadecken, Ignimbriten und vulkanischen Tuffen erstarrten. Diese
jungpaläozoischen Vulkanite sind als Quarzporphyre und Melaphyre bis heute erhalten geblieben. Die genaue
Verbreitung dieser Gesteine kann den einschlägigen geologischen Karten entnommen werden.
In der oberen Permzeit kam von N her das Meer ins Nordseebecken zurück, überflutete große Teile von Norddeutschland
und drang bis in den nordbayerischen Raum vor. Da dieses Zechsteinmeer nur über einen
schlauchförmigen Meeresarm mit dem Weltmeer verbunden und zeitweise auch komplett abgeschnürt war, entstanden
hier unter einem heißen, ariden Klima Evaporite, vor allem Gips und Steinsalz, untergeordnet auch
Kalisalz. Am Südrand des Zechsteinmeeres wurden teilweise auch Ton und Dolomit abgelagert. Besondere wirtschaftliche
Bedeutung hatten früher schwarze, bituminöse und Cu- und Ag-sulfidreiche Tone im untersten
Zechstein, der sog. Mansfelder Kupferschiefer. Hatten die Evaporite schon primäre Mächtigkeiten von stellenweise
mehreren hundert Metern, schwollen sie nachträglich noch bedeutend an, da sie im Laufe des Mesozoikums
von zunehmend mächtiger werdenden Sedimenten überdeckt wurden. Durch Halokinese (Salztektonik)
entstanden mit der Zeit mächtige Salzkissen, die schließlich als Salzdiapire oder Salzmauern überlagernde
Schichten durchbrachen und teilweise bis an die Erdoberfläche vordrangen. An solche Salzdiapire, die als Endlager
für atomaren Abfall in Diskussion sind, sind auch viele Erdöl- und Erdgaslagerstätten in Norddeutschland
gebunden.
10.3 Die Gesteine des Schwäbisch-Bayerischen Stufenlandes
In der Untertrias griff die Ablagerung bunt gefärbter Sandsteine, Tonsteine und Konglomerate von den Permokarbontrögen
auf die Kristallinschwellen zwischen den Permokarbontrögen über, die bisher noch nicht von Sedimenten
bedeckt waren. Große Teile Süddeutschlands wurden damit zu einem einheitlichen Ablagerungsraum, in
dem der Buntsandstein entstand, größtenteils unter einem ziemlich trockenen Klima entststandene Flussablagerungen.
Das in das Becken geschüttete Material stammte aus Abtragungsgebieten mit Kristallingesteinen, die
das Buntsandsteinbecken im SW (Gallisches Land), im S (Vindelizisches Land) und im SE (Böhmische Masse)
umrahmten. Am Rande des Beckens in der Nähe dieser Abtragungsgebiete enthält der Buntsandstein
Konglomerate und feldspatreiche Sandsteine. Außerdem sind in den Buntsandstein immer wieder karneolhaltige
Dolomithorizonte eingeschaltet, die durch Bodenbildung bei Sedimentationsunterbrechungen im Buntsandsteinbecken
entstanden. Im Zentrum des Beckens in Süddeutschland, zwischen dem Nordschwarzwald und Mittelfranken,
erreicht der Buntsandstein Mächtigkeiten bis über 600 m.
In der Mitteltrias drang in dieses Becken vorübergehend das Meer ein und der meist grau gefärbte Muschelkalk
entstand. Im Muschelkalkmeer, einem recht salzhaltigen Nebenmeer der Tethys, wurden zunächst vor allem
Mergel und Kalksteine abgelagert (Unterer Muschelkalk). Vorübergehend verlor dieses Nebenmeer seine Verbindung
zum Weltmeer, dampfte teilweise ein und es entstanden Evaporite (Mittlerer Muschelkalk); vor allem wurden
Gips und Anhydrit, teilweise sogar Steinsalz abgelagert, das z.B. in Schwäbisch Hall bergmännisch gewonnen
wurde. Im jüngsten Abschnitt der Mitteltrias wurden schließlich dickbankige, teilweise fossilreiche Kalksteine und
Dolomite mit Resten von Brachiopoden, Muscheln, Seelilien, Ammoniten und im Wasser lebenden Reptilien
(Nothosaurus, Placodus) abgelagert (Oberer Muschelkalk). Die Gesamtmächtigkeit des Muschelkalkes beträgt
kaum mehr als 250 m.
In der Obertrias zog sich das Meer aus Süddeutschland größtenteils wieder zurück. In Brackwasserseen, Lagunen,
Deltas, Salzpfannen (Sabkhas) und am Festland wurden teilweise graue, oft aber auch bunt gefärbte Tone,
Kalkmergel mit Sandstein-, Gips- und Kohleeinschaltungen abgelagert, eine bis zu 500 m mächtige Schichtfolge,
die man Keuper nennt. Der Keuper wird von unten nach oben in den Lettenkeuper (mit Kohleflözen), den
Gipskeuper (mit teilweise abbauwürdigen Gipslagern) und den Sandsteinkeuper (mit mehreren mächtigen Sand-

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stein-Einschaltungen) untergliedert. Aus dem Keuper stammen übrigens die ältesten Skelettreste von Dinosauriern
(Plateosaurus). Der oberste Keuper wird schließlich vom marinen Rhät-Sandstein gebildet.
Die Transgression des Jurameeres begann im westlichen Süddeutschland also schon in der obersten Triaszeit,
war aber erst im untersten Jura völlig abgeschlossen. Während der Jurazeit war ganz Mitteleuropa mehr als 60
Millionen Jahre lang bis auf ein paar Inseln vom Jurameer bedeckt. Hier wurden im unteren Jura, dem Lias, vor
allem Mergel mit Kalkbänken und Tone abgelagert. Da dieses Meer teilweise schlecht durchlüftet, das Bodenwasser
teilweise völlig frei von Sauerstoff war, entstanden hier vor allem dunkle, teilweise bituminöse Ablagerungen,
die ausgezeichnet erhaltene Reste von Ammoniten, Belemniten, Fischen und im Wasser lebenden Reptilien
(Ichthyosaurus, Plesiosaurus) enthalten. Abschnittsweise sind die Ablagerungen dieses Schwarzen Jura so reich
an Öl, dass die Ölschiefer brennen, wenn man sie anzündet (Posidonienschiefer).
Im mittleren Jura, dem Dogger, wurden im seichten Wasser des Jurameeres vor allem Tone, Mergel mit Kalksteinbänken
und limonitische, bräunliche Sandsteine abgelagert (Eisensandstein). Neben zahlreichen ausgezeichnet
erhaltenen Fossilien (Ammoniten, Belemniten, Muscheln etc.) enthält diese Schichtfolge des Braunen
Jura gelegentlich Brauneisenerze. Flöze dieser oolithischen Eisenerze wurden früher bei Aalen oder Blumberg
sowie an vielen anderen Stellen der Alb bergmännisch abgebaut und verhüttet.
Im oberen Jura, dem Malm, wurden vor allem helle Mergel und fossilreiche weiße Kalksteine abgelagert. Die
meisten Gesteine dieses Weißen Jura sind am Boden eines flachen, tropisch warmen Schelfmeeres, teilweise
sogar in Korallenriffen entstanden. Reste der Ammoniten, Belemniten, Brachiopoden, Fische, Schwämme und
Korallen, die in diesem Meer gelebt haben, sind vielfach ausgezeichnet erhalten geblieben. Die Kalksteine und
Mergel werden in zahlreichen Steinbrüchen zur Zementherstellung gebrochen. Im obersten Jura zog sich das
Meer aus großen Teilen Mitteleuropas zurück. Bei der Regression des Meeres an der Wende vom Jura zur Kreidezeit
entstanden im N wie im S Deutschlands ausgedehnte Gipsvorkommen (Purbeck).
10.4 Die Kreide- und Tertiärbecken in Deutschland
Nachdem sich das Meer am Ende der Jurazeit zurückgezogen hatte, blieben große Teile Süd- und Mitteldeutschlands
bis heute landfest und wurden seither nur noch abgetragen. Im Osten Bayerns, im Bereich des Alpenvorlandes,
im Oberrheingebiet und in Norddeutschland kehrte das Meer nochmal in der oberen Kreidezeit bzw. in der
Tertiärzeit zurück und hinterließ hier entsprechende marine Ablagerungen.
10.4.1 Kreide und Tertiär im Norddeutschen Tiefland
Nach dem Verschwinden des Jurameeres entstanden im Bereich des Norddeutschen Tieflandes und des Nordseebeckens
große Süß- und Brackwasserseen, in denen vor allem Tone und Sande abgelagert wurden (Wealden).
In der Mittel- und Oberkreide begann das Meer, sowohl in Norddeutschland als auch im Gebiet des östlichen
Alpenvorlandes und Ostbayerns, wieder vorzudringen. In Norddeutschland und im Nordseebecken wurden
in der Mittelkreide zunächst glaukonitreiche marine Quarzsandsteine und Tone abgelagert (Gault), in der Oberkreide
dann die Schreibkreide, die etwa das Kliff von Rügen aufbaut. Diese Gesteine sind als Kalkschlamm in
einem tiefen, warmen Meer abgelagert worden und werden stellenweise fast 3000 m mächtig. Aus diesen weichen
und weißen Kalken sind ungewöhnlicherweise größtenteils keine diagenetisch verfestigten Kalksteine geworden.
Sie enthalten dafür Lagen aus glasharten Feuersteinknollen, die darin auf chemischem Wege während
der Diagenese entstanden sind. Nach S zu werden die Kalke der Schreibkreide fester (Plänerkalk) und gehen
schließlich in Sandsteine über, eine küstennahe Bildung des Oberkreidemeeres. Aus diesem gleichfalls der
Oberkreide angehörenden Quadersandstein besteht das Elbsandsteingebirge. Gleiches Alter haben auch große
Vorkommen von Brauneisenerzen, die sog. Trümmereisenerze, hervorgegangen aus umgelagerten kreidezeitlichen
Verwitterungsbildungen. Sie wurden früher bei Salzgitter bergmännisch abgebaut.
In der Tertiärzeit wurden, abgesehen vom allertiefsten Teil, wo teilweise noch Kalksteine entstanden (Bryozoenkalk),
vor allem Sande und Tone abgelagert, teilweise im Meer, teilweise auch im Süßwasser. Diese Ablagerungen
können in einigen Senkungsgebieten gleichfalls erhebliche Mächtigkeiten erreichen. In der Kölner Bucht, im
Thüringer Becken oder in der Lausitz sind in diese alt- bzw. jungtertiären Ablagerungen Braunkohleflöze eingelagert,
die teilweise erhebliche wirtschaftliche Bedeutung haben. Der alttertiäre, poröse Bryozoenkalk (Dan) ist
eines der wichtigsten Speichergesteine für Erdöl und Erdgas im Nordseebecken.

10.4.2 Kreide in Ostbayern und unter dem Molassebecken
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Im östlichen Teil des Alpenvorlandes begann das Meer in der höheren Unterkreide nach N vorzustoßen. Es drang
über die Oberpfalz bis nach Nordböhmen vor, wo es in der Oberkreide im Gebiet des Elbsandsteingebirges mit
dem Kreidemeer im Norddeutschland in Verbindung stand. Die unter den Molassesedimenten verborgenen Kreideablagerungen,
die bis zu 1000 m mächtig werden, sind durch eine an der Erdoberfläche nicht sichtbare
Schwelle (Landshut-Neuöttinger Hoch), auf der keine Kreidesedimente existieren, in einen westlichen Wasserburger
und einen östlichen Braunauer Trog geteilt. Nördlich des Molassebeckens, in der Regensburger Gegend,
in der südlichen Oberpfalz und in der östlichen Fränkischen Alb, folgen über verwitterten und verkarsteten Kalken
des Weißen Jura zunächst Ablagerungen der Oberkreide, vor allem Quarzsandsteine. Eine wirtschaftliche Bedeutung
hat die sog. Neuburger Kieselkreide, kaolin- und quarzreiche, aber karbonatfreie, am Westrand der
„Münchner Bucht“ des Kreidemeeres abgelagerte Staubsande, die in alten Dolinen erhalten geblieben sind und
bei Neuburg als Füllstoffe abgebaut werden. Eine wirtschaftliche Bedeutung hatten früher Brauneisenerze, die
früher bei Amberg bergmännisch abgebaut und in der Maxhütte verhüttet wurden, Verwitte- rungsbildungen, die
ursprünglich am Ostrand des Oberpfälzer Kreidemeeres entstanden waren. Die Hauptmasse der bis zu mehr als
200 m mächtigen „Regensburger Kreide“ besteht jedoch aus marinen kaolin- oder glauko- nitreichen
Sandsteinen, kieseligen Kalksteinen und Mergeln. Der Regensburger Grünsandstein wurde und wird teilweise
als Baustein gebrochen. Zum Tertiär des Molassebeckens vergl. Abschnitt 10.7.4.
10.4.3 Das Tertiär im Oberrheingraben
Dieser gewaltige, weit über 1000 m mächtige Schichtstapel permomesozoischer Sedimente, die über dem variszisch
überprägten paläozoischen Grundgebirge in Süddeutschland abgelagert worden sind, wurde herausgehoben
und ist seit der Kreidezeit großflächig der Verwitterung und Abtragung ausgesetzt. Schon im Alttertiär waren
die mesozoischen Schichtstapel so kräftig erodiert worden, dass hier das Grundgebirge stellenweise freilag.
Reste eisenreicher Verwitterungsdecken aus dem Alttertiär, die sich stellenweise auf der Albhochfläche und in der
Umgebung des Oberrheintales erhalten haben, wurden früher als Bohnerze abgebaut und verhüttet. In dieser Zeit
(Eozän) entstand im Westen des Schwäbisch-Fränkischen Stufenlandes eine breite Zerrungszone aktiv zu werden.
Der NNW-SSE-orientierte Oberrheingraben sank zwischen dem Mainzer Becken im N und dem Schwei- zer
Faltenjura ein. Dieser bis zu 30 km breite und über 300 km lange tektonische Graben ist Teil einer breiten Störungszone
mit einem ganzen System von Gräben, die vom Zentralgraben im Nordseebecken über die niederrheinische
Bucht, Eifel, Hessische Senke und Wetterau bis zum Rhône-Bresse-Graben in Südfrankreich verfolgbar
ist.
Der Oberrheingraben wurde im Verhältnis zu seinen Flanken stellenweise um mehr als 3000 m abgesenkt. Dafür
wurden die Gebiete an den Grabenschultern besonders hoch herausgehoben und dort die mesozoischen Gesteine
teilweise restlos erodiert (Vogesen, Schwarzwald, Odenwald). Die dadurch entstehende trogförmige Depression
konnte mehr als 2000 m mächtige, teilweise marine Ablagerungen aufnehmen, die im S vor allem aus dem
Alttertiär, im N größtenteils aus dem Jungtertiär stammen. Neben Tonen, Mergeln, Sanden und Konglomeraten
wurden im Elsass während der Tertiärzeit stellenweise auch Gips und Steinsalz, stellenweise sogar Edelsalze
abgelagert. Teile der alttertiären Ablagerungen sind dunkel gefärbt und reich an Bitumen (Pechelbronner Schichten).
Daraus sind Erdöllagerstätten entstanden, die Anlass für eine intensive Bohrtätigkeit vor allem im S des
Oberrheingrabens waren. Der Elsass gilt als Wiege der europäischen Bohrtechnik und der Erdölindustrie.
Große Teile des Kaiserstuhls und anderer Hügel am Rande des Grabens sind mit mächtigen eiszeitlichen Lössen
bedeckt. Die äolischen Ablagerungen sind während der Kaltzeiten aus den Schmelzwasserablagerungen des
Rhein- und des Rhônegletschers im Oberrheintal ausgeblasen worden. Stellenweise sind hier Lössmächtigkeiten
von mehr als 60 m bekannt. Bei Freiburg und bei Heidelberg gibt es Abschnitte des Grabens, die sich noch
während des Quartärs kräftig abgesenkt haben müssen, denn hier erreichen auch die quartären Rheinablagerungen
noch Mächtigkeiten von mehr als 200 m.
10.5 Tertiäre Vulkangebiete in Deutschland
Während der Tertiärzeit wurde die Erdkruste in Deutschland an vielen Stellen stark gedehnt. In der Folge kam es
zu einer Bildung tiefreichender Störungen und dem Einsinken von tektonischen Becken und Gräben. Einige

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dieser Störungen dienten als Aufstiegswege für vulkanische Schmelzen aus dem oberen Erdmantel. Eine besonders
heftige vulkanische Tätigkeit gab es im Jungtertiär in der Schwäbischen Alb, im Hegau, Kaiserstuhl,
Vogelsberg, Westerwald, in der Rhön, Eifel, Oberpfalz und im Egerland.
Schon in der Oberkreide sind die tektonischen Störungen des Oberrheingrabens an mehreren Stellen von Magmen
als Aufstiegswege benutzt worden. Im Jungtertiär (Miozän) ist bei Breisach sogar ein richtiger Stratovulkan
entstanden, der im Kaiserstuhl, trotz starker Erosion, immer noch als Bergland erkennbar geblieben ist. Gefördert
wurden vor allem Tephrit-, Limburgit- und Nephelinit-Laven sowie Tuffe, die die Flanken des Kaiserstuhls
aufbauen. Im Zentrum dieses Stratovulkans sind durch die Erosion zahlreiche vulkanische Intrusionskörper, Gänge
und Explosionsbrekzien freigelegt worden, die ursprünglichen Förderkanäle. Sie enthalten vor allem recht
exotische Gesteine, wie Nephelinsyenite, Essexite, Phonolithe, Karbonatite und Tinguaite.
Auch im Molassebecken des Bodenseegebietes hat es während des Jungtertiärs Vulkane gegeben. Die Vulkane
des Hegau sind vor allem dort entstanden, wo sich N-S-orientierte Störungen mit WNW-ENE-streichenden Störungen
verschneiden. Auch der Überlinger See oder die Wutachschlucht folgen WNW-streichenden Störungssystemen.
Die Kreuzungspunkte wurden von den Magmen als Aufstiegswege verwendet. Gefördert wurden vor
allem Tuffe, Foidbasalte (Olivin-Nephelinite und Melilith-Nephelinite) und Phonolithe. Der weit verbreitete sog.
Deckentuff, der reich an zertrümmerten mesozoischen Gesteinen aus dem Untergrund ist, liegt als über 100 m
mächtige Tuffdecke noch immer der alten Landoberfläche auf. Die Foidbasalt-Berge Hohenhewen, Höveneck und
Hohenstoffeln haben mit den tertiären Vulkanen kaum mehr etwas zu tun. Die ehemaligen Vulkangebäude sind
größtenteils abgetragen. Die kegelförmigen Basaltkuppen sind ehemalige Schlotfüllungen, die von der Erosion
aus den umgebenden Molasseablagerungen präpariert worden sind. Auch die Phonolithberge Hohentwiel,
Hohenkrähen und Mägdeberg sind keine Vulkane im eigentlichen Sinne. Es handelt sich um ca. 8 Millionen Jahre
alte subvulkanische Intrusionskörper, die durch Erosion freigelegt worden sind.
Jungtertiäre Vulkane gibt es auch auf der Schwäbischen Alb und im Bereich der Filder in der Umgebung von Bad
Urach. Bei den ca. 350 bekannten Eruptionszentren des Uracher Vulkangebietes zwischen Münsingen und
Stuttgart hat es sich ursprünglich um Maarvulkane gehandelt, die an der Erdoberfläche alle von einem Tuffring
umgeben gewesen sein dürften. Viele Krater waren früher von Maarseen erfüllt. Die Krater entstanden über
phreatischen Durchschlagsröhren. Ausgelöst wurden die gewaltigen Dampfexplosionen von Foidbasalt-Schmelzen,
die bei ihrem Aufstieg das Karstwasser an der Basis des Weißen Jura erreichten. Die Vulkane waren jeweils
nur sehr kurze Zeit tätig und förderten nur vulkanische Tuffe. Die ehemaligen Tuffringe sind restlos abgetragen;
erhalten sind meist nur die Schlotfüllungen, die vor allem aus zertrümmerten mesozoischen Gesteinen aus dem
tieferen Untergrund bestehen und mit wenig vulkanischem Material vermischt sind. Ganz selten sind Gänge aus
Foidbasalten (Melilitithe oder Ankaratrite) und fossilführende Maarsee-Sedimente (z.B. Randecker Maar) erhalten
geblieben. Auf der verkarsteten Albhochfläche selbst sind die restlos aufgefüllten Maare meist nur daran zu
erkennen, dass Maarseesedimente und Schlotfüllungen Grundwasserstauer bilden. Gelegentlich sind hier über
Schloten sogar Moore entstanden (Schopflocher Moor). Dort wo die Kalksteine des Weißen Jura der Abtragung
restlos zum Opfer gefallen sind, bilden die aus den weichen Mergeln des Braunen Jura herauspräparierten festeren
Schlotfüllungen kleine Berge und Kuppen (Culverbühl, Limburg, Jusi).
10.6 Tertiäre Meteoritenkrater in Süddeutschland
Auch das Ries, ein weites Becken, das an der Grenze zwischen Schwäbischer und Fränkischer Alb in die Albhochfläche
eingesenkt ist, wurde früher als Vulkankrater gedeutet. Schon lange ist bekannt, dass das Ries, mit
seinen 20 bis 25 km Durchmesser und seinem ziemlich ebenen Boden, nicht nur landschaftlich etwas Besonderes
ist. Die Gesteine im und in der Umgebung des Rieses weisen zahlreiche Eigenarten auf. Sie sind teilweise
stark gestört, zertrümmert und oft chaotisch gelagert. So findet man hier Schollen aus kristallinen Gesteinen an
der Erdoberfläche, z.B. Granite und Gneise, die in der unmittelbaren Umgebung des Rieses Hunderte von Metern
tiefer liegen, unter den Schichten der Trias und des Jura verborgen. Verbreitet sind riesige, vielfach zerrüttete
Schollen aus Trias- und Juragesteinen, die im Vorries, also in der unmittelbaren Umgebung des Rieses,
"wurzellos" auf jüngeren Ablagerungen liegen, die Ries-Trümmermassen.
Zudem kommen hier rätselhafte Gesteine vor, die man sonst kaum wo in Europa findet, und deren Entstehung
schwer zu deuten ist: Die Bunte Brekzie, ein chaotisches Gemenge aus Sedimentgesteinen, die aus dem Untergrund
der Alb stammen, und der Suevit, ein mit Kristallinbrocken durchsetztes, poröses, glashaltiges Gestein.
Außer vom Ries sind Gesteine, die der Bunten Brekzie gleichen, auch vom viel kleineren Steinheimer Becken

81
bekannt, das westlich von Heidenheim in der Schwäbischen Alb liegt. Während die Bunte Brekzie entfernt an
eiszeitliche Moränen des Alpenvorlandes erinnert, ähnelt der Suevit bestimmten vulkanischen Tuffen – sog.
Ignimbriten. Ignimbrite oder Schmelztuffe sind vulkanische Gesteine, die von überhitzten Glutwolken abgesetzt
worden sind.
Seit Mitte des letzten Jahrhunderts wurde eine Reihe unterschiedlicher Erklärungen für die Entstehung der beiden
Becken gegeben. Frühe Hypothesen, die im Ries ein eiszeitliches Kar oder gar einen Meteoritenkrater sehen
wollten, konnten leicht widerlegt werden oder klangen zu unwahrscheinlich, um ernsthaft diskutiert zu werden. Die
Deutung des Rieses und des Steinheimer Beckens als vulkanische Bildungen wurde dagegen immer wieder
erwogen. Aber auch ganz unterschiedliche Vulkanhypothesen, die im Laufe der Zeit entwickelt wurden,
befriedigten nicht und wussten auf einen Teil der beobachteten Phänomene keinen Reim. Sicher war nur, dass
Rieskessel und Steinheimer Becken während der Tertiärzeit, im Mittelmiozän vor rund 14,5 Millionen Jahren, in
einem offensichtlich katastrophalen Akt entstanden waren. Wie fossilreiche Ablagerungen in beiden Becken
beweisen, müssen die Hohlformen nach ihrer Entstehung eine Zeitlang mit Seen gefüllt gewesen sein.
In den 60er Jahren fanden amerikanische Wissenschaftler neue Argumente, die zur Deutung des Rieses als
Meteoritenkrater zwangen. Dazu zählt der Nachweis von Stishovit, einer Hochdruckmodifikation des Quarzes.
Stishovit ist chemisch mit Quarz identisch, besitzt aber ein anderes, dichter gepacktes Kristallgitter, das nur bei
hohen Drucken entsteht. Das natürliche Vorkommen von Stishovit ist an zweifelsfreie Meteoritenkrater gebunden.
Die zu seiner Entstehung notwendigen Drucke sind so hoch, dass sie nur kurzfristig in energiereichen
Schockwellen auftreten können, wie sie beim Einschlag kosmischer Körper auf der Erdoberfläche oder bei
Explosionen von Kernwaffen entstehen. Auch andere Erscheinungen, die nur auf eine Beanspruchung der
Gesteine durch eine derartige Schockwelle zurückzuführen sind, haben die Deutung von Rieskessel und Steinheimer
Becken als Meteoritenkrater abgesichert. Dazu zählt das Auftreten von Gesteinsgläsern, die aus ungewöhnlich
hoch temperierten Schmelzen erstarrt sind, wie sie bei vulkanischen Laven niemals beobachtet werden,
oder das Vorkommen von shattercones. Schlagkegel oder shattercones sind kegelförmige Strukturen in
Gesteinen, die durch eine energiereiche Schockwelle entstanden sind. Zusätzliche Beweise für die "Impakt-
Theorie" brachten auch Forschungsbohrungen, die den Untergrund des Rieses erforschten. Heute gelten beide
Becken als bemerkenswert gründlich untersuchte, relativ junge und gut erhaltene Meteoritenkrater, wenn man sie
mit dem halben Hundert irdischer Meteoritenkrater vergleicht, die inzwischen gefunden worden sind.
Nach heutiger Vorstellung hat sich vor etwa 14,5 Millionen Jahren im Gebiet nordwestlich von Donauwörth Folgendes
abgespielt: Im Mittelmiozän, zu der Zeit, als im Molassebecken die Obere Süßwassermolasse entstand,
schlug in der Gegend nordöstlich von Nördlingen ein riesiger Meteorit ein. Man hat berechnet, dass er bei einem
Durchmesser von etwa 1 km mit einer Geschwindigkeit von mindestens 30 bis 40 km pro Sekunde auf dem
Erdboden aufgeprallt sein muss. Der dabei erzeugte Stoßdruck von einigen Millionen Atmosphären hatte eine
blitzartige Temperaturerhöhung auf 10 000 bis 30 000 °C zur Folge und führte zur augenblicklichen Verdampfung
des Meteoriten sowie eines Teils der Gesteine am Einschlagsort. Eine dadurch bedingte gewaltige Explosion, die
der Energie von 250 000 Atombomben des Hiroschima-Typs entsprechen würde, sprengte einen primären Krater
von mehreren Kilometern Tiefe und über 10 km Durchmesser aus. Unmittelbar nach dem Ende der Explosion
kollabierte dieser Primärkrater und es bildete sich durch Einsinken des Untergrundes ein mehr als doppelt so
großer sekundärer Krater. Obwohl die ausgeworfenen Gesteinsmassen (150 km³) größtenteils wieder in den
Krater zurückfielen, war seine nähere Umgebung mit Auswurfsmassen bedeckt, die heute noch im südlichen Vorfeld
des Rieses als Dekameter mächtige Decke zu finden sind.
Das Riesereignis muss auch noch Hunderte von Kilometern vom Ries entfernt spürbare Auswirkungen gehabt
haben. Die Bunte Brekzie muss ursprünglich auch südlich der Donau verbreitet gewesen sein, wo sie als südwärts
ausdünnender Horizont eigentlich in die Obere Süßwassermolasse eingelagert sein sollte; davon ist freilich
nichts zu entdecken. In der Gegend um Augsburg werden aber gelegentlich faust-, kopf- und mitunter sogar
metergroße, eckige Kalkstein-Brocken gefunden. Beim Material dieser Brocken handelt es sich ausschließlich um
Jurakalke aus der Alb. Wie man bei Agawang, Ziemetshausen oder Hohenraunau bei Krumbach beobachten
kann, sind sie in einem dünnen in Ablagerungen der OSM eingelagerten Horizont angereichert, der als Brockhorizont
oder „Weißjura-Brockhorizont“ bezeichnet wird. Abgesehen von manchen quartären Schottern der Umgebung
von Augsburg, in denen solche aus der Molasse umgelagerte Reutersche Blöcke auftreten, sind sie
ausschließlich im Brockhorizont anzutreffen.
Diese Blöcke sind während des Riesereignisses an ihren heutigen Fundort gelangt. Den gleichen Brockhorizont
kann man östlich des Lechs weiterverfolgen, bis in die Gegend von Freising und Landshut. Die tertiären Flüsse,
die das Molassetiefland durchflossen, scheinen die ursprünglich hier liegenden Ries-Auswurfmassen rasch abge-

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tragen und nur die relativ widerstandsfähigen Jurakalk-Brocken übriggelassen zu haben. Sie zeugen noch heute
von einem fürchterlichen Ereignis, das weite Teile Bayerns, Frankens und Schwabens binnen Minuten in ein
lebloses Trümmerfeld verwandelt haben dürfte. Aber so wie im Ries selbst der entstandene Kratersee bald von
miozänen Pflanzen und Tieren besiedelt wurde, kehrte wohl auch in die schrecklich verwüstete Umgebung des
Meteoritenkraters schon nach wenigen Jahren das Leben zurück.
10.7 Die Bayerischen Alpen und das Alpenvorland
Die Alpen sind ein sog. Decken-Falten-Gebirge, dessen Bildung im Mesozoikum begann und das seit dem
Alttertiär ein Hochgebige darstellt. Durch starke Einengung der vorher schon im Meer entstandenen Gesteine seit
der Oberkreide wurden die Schichtfolgen gefaltet und schließlich in Form sog. tektonischer Decken übereinandergestapelt.
In einigen dieser Decken findet man Gesteinsfolgen, die trotz jeweils gleichen Alters ein sehr unterschiedliches
Aussehen haben. Andere unmittelbar übereinanderfolgende Decken sind dagegen aus Gesteinsfolgen
mit ähnlicher Ausbildung aufgebaut, d.h. ihre Gesteine sehen bei gleichem Alter auch ähnlich aus und sind
daher offenbar unter vergleichbaren Bedingungen entstanden. Diese Decken fasst man als tektonisch-geologische
Einheiten zusammen. Im Allgäu, und darüber hinaus im gesamten deutschen Anteil des Alpenvorlandes und
der Alpen, können mehrere übereinanderliegende tektonisch-geologische Einheiten unterschieden werden, von
denen die wichtigsten als Kalkalpin, Flysch, Helvetikum und Molasse bezeichnet werden. Jede dieser
Einheiten kommt in langen, mehr oder weniger schmalen Zonen an die Erdoberfläche, die parallel zum Nordrand
der Alpen und von Norden nach Süden hintereinander angeordnet sind. Bei einer Wanderung, die vom Alpenvorland
in die Alpen hinein führt, überquert man also eine dieser Einheiten nach der anderen.
10.7.1 Das Oberostalpin (Kalkalpin)
Die höchste und südlichst gelegene tektonisch-geologische Einheit in den Bayerischen Alpen ist das sog.
Oberostalpin oder Kalkalpin (bzw. die Nördlichen Kalkalpen im engeren Sinne), das die größten Teile der Berchtesgadener,
der Bayerischen und der Allgäuer Alpen, der Tannheimer Berge, der Lechtaler Alpen und des Rätikons
umfasst. Es baut die Berge mit den markantesten Gipfeln und schroffsten Bergformen auf, wie Säuling,
Gimpel, Aggenstein, Sorgschrofen, Hochvogel, Nebelhorn, Krottenkopf, Höfats, Trettachspitze, Hohes Licht oder
Widderstein. Das Kalkalpin ist Teil des Ostalpin, einer größeren tektonisch-geologischen Einheit, aus der große
Teile der Ostalpen bestehen.
Die Nördlichen Kalkalpen werden vor allem aus im Meer abgelagerten Sedimentgesteinen aufgebaut, die in der
Trias- und Jura-, untergeordnet auch in der Kreidezeit entstanden sind. Am Aufbau des Gebirges sind völlig unterschiedliche,
oft fossilreiche Schichtfolgen beteiligt, von denen einige primäre Mächtigkeiten von weit über 1000 m
erreichen können. Diese Schichtfolgen bestehen aus Dolomit- und Kalksteinen, Mergeln, Tonen, zum kleineren
Teil auch aus Konglomeraten, Sandsteinen, Hornsteinen und Gips. Während die standfesten, mächtigen und
vielfach verkarsteten Dolomit- und Kalksteinfolgen die schroffen, weitgehend vegetationslosen Berggipfel der
Allgäuer Alpen aufbauen (z.B. Hauptdolomit, Wettersteinkalk und Oberrhätkalk), bilden die leicht verwitternden
und wenig standfesten mergeligen Schichtfolgen Hangverflachungen, feuchte Senken und Sättel oder dachförmig
zugeschnittene Grasberge (z.B. Partnachschichten, Kössener Schichten, Allgäuschichten, Aptychenschichten
oder das "Cenoman"), die oft ein üppig grünes Pflanzenkleid tragen. Neben diesen Gesteinen, die alle einen
deutlichen Karbonatgehalt aufweisen, kommen stellenweise auch geringmächtige kieselige Gesteine vor, die
weitgehend oder gar völlig karbonatfrei sind (z.B. Alpiner Buntsandstein, Radiolarit, Teile der Allgäuschichten, die
als Kieselkalke oder Manganschiefer bezeichnet werden, Abschnitte der Aptychenschichten, Diabasporphyrit).
Obwohl diese Gesteine leicht verwittern, sind einige von ihnen besonders standfest und bauen gerade in den
Allgäuer Alpen abenteuerlich steile Grashänge mit einer kieselliebenden Flora auf, die zahlreiche zentralalpine
Florenelemente enthält (z.B. Höfats oder Schneck).
An der Basis der kalkalpinen Decken kommen stellenweise Gesteine heraus, die weder innerhalb der Nördlichen
Kalkalpen noch in der unterlagernden Flyschzone zu finden sind. Sie gehören zu einem Schollenteppich, der in
seiner Gesamtheit zu einem weiteren tektonischen Stockwerk gerechnet wird: die Aroser Zone. Charakteristische
Gesteine, die in dieser Zone vorkommen, sind u.a. Kristallinschollen (Glimmerschiefer und Gneise) sowie
basische vulkanische Gesteine ("Diabasporphyrit").

10.7.2 Der Rhenodanubische Flysch
83
Unter den Kalkalpinen Decken bzw. der Aroser Zone kommt eine tiefere geologisch-tektonische Einheit heraus,
die man mit einem Schweizer Dialektausdruck als Flysch (sprich "Fliesch") bezeichnet. Östlich der Iller schließt
sich die Flyschzone als mehrere Kilometer breiter Streifen an die Nördlichen Kalkalpen an und baut Teile der
relativ niedrigen, vielfach bewaldeten Vorbergzone auf. Zwischen Iller- und Rheintal, im Gebiet der nordwestlichen
Allgäuer Alpen und des Bregenzer Waldes, ist der Flysch in zwei breite Zonen aufgespalten, die das Helvetikum
einrahmen (siehe unten). Die Flyschgesteine sind zum größten Teil in der Kreidezeit entstanden, sind damit
zwar teilweise gleich alt wie der jüngste Teil der kalkalpinen Ablagerungen, sehen aber ganz anders aus als
diese.
Bei den Flyschgesteinen handelt es sich um mächtige Wechselfolgen von leicht verwitternden Mergeln und
Tonen, in die in mehr oder weniger regelmäßigen Abständen Kalk- und/oder Sandsteinbänke eingelagert sind.
Manche Flyschserien, etwa die Quarzitserie ("Flyschgault") enthalten harte, kieselig gebundene Quarzsandsteine
("Ölquarzite"), die, ebenso wie die begleitenden Tonzwischenlagen, völlig karbonatfrei sind. Alle gewöhnlich völlig
fossilleeren Flyschgesteine werden heute als Tiefseeablagerungen gedeutet. Durch die hohen Anteile von tonigmergeligen
Gesteinen am Aufbau der Schichtfolgen fehlen den meist dachförmig zugeschnittenen Flyschbergen
schroffe Gipfel. Dafür tragen sie fast immer ein dichtes Pflanzenkleid, neigen aber wegen der allgegenwärtigen,
wasserstauenden Tone und Mergel zur Vernässung, zur Bildung von Hangmooren und zum Rutschen. Viele
Allgäuer Grasberge mit der höchsten Artenvielfalt gehören der Flyschzone an. Hier liegen aber auch die wichtigsten
Schigebiete der Allgäuer Alpen, etwa bei Balderschwang, in der Hörnergruppe oder am Fellhorn.
Zwischen Flysch und Helvetikum sind stellenweise Schollen enigeklemmt, die zu weiteren Deckeneinheiten
gerechnet werden müssen. Man fasst sie zum Ultrahelvetikum (Liebensteiner Decke) und zum Feuerstätter
Flysch (Feuerstätter Decke) zusammen. Die Gesteine, die diese Deckeneinheiten aufbauen, zeigen teilweise
Anklänge an die helvetische Schichtfolge, teilweise aber auch an Flyschgesteine, sind aber anders aufgebaut und
zu einem Teil jünger als diese. Auch bei ihnen handelt es sich größtenteils um Mergel, Tone und Sandsteine.
Zusätzlich kommen hier stellenweise karbonatfreie Kristallinbrekzien und Quarzsandsteine, stellenweise sogar
vulkanische Gesteine vor (z.B. Feuerstätter Sandstein, Bolgenkonglomerat).
10.7.3 Das Helvetikum
Die nächst nördlich und tiefer gelegene geologisch-tektonische Einheit, die unter den Flyschdecken herauskommt,
ist das Helvetikum. Wie schon der Name vermuten lässt, haben die helvetischen Gesteine ihre Hauptverbreitung
in den Schweizeralpen. Aber auch in den westlichen Allgäuer Alpen und im Bregenzerwald hat das
Helvetikum noch eine beachtliche Ausdehnung, wo seine Gesteine in einer Breite von mehr als 10 km bloßgelegt
sind – eingerahmt von den Ketten der beiden Flyschzonen. Einzelne Berge, wie der Ifen, erreichen hier Höhen
von mehr als 2200 m. Nach Osten zu verschmälert sich die Zone jedoch rasch und begleitet den Alpennordrand
als ein Streifen von kaum mehr als ein paar hundert Meter Breite.
Die marinen Sedimentgesteine, aus denen das Helvetikum im Allgäu besteht, vor allem Kalksteine und Mergel,
sind größtenteils während der Kreide- und in der älteren Tertiärzeit entstanden, als Ablagerungen in einem relativ
seichten, mitunter auch ziemlich tiefen Schelfmeer. Die auffälligsten Gesteine dieser Zone sind Kalksteine. Neben
dem Nummulitenkalk, der vor allem im Grüntengebiet vorkommt, sowie dem Seewerkalk, ist hier vor allem der
Schrattenkalk zu nennen, eine teilweise über 100 m mächtige Platte aus hellem Kalkstein, die von weniger
verwitterungsresistenten Sedimenten unter- und überlagert wird. Aus verkarstetem Schrattenkalk bestehen die
meisten Felsgipfel der helvetischen Berge, wie der Hohe Ifen, das Gottesackerplatt, die Gottesackerwände, der
Besler, Grünten oder die Alpspitze. Daneben sind vor allem mächtige Mergelfolgen verbreitet (z.B. Drusbergschichten,
Leistmergel, Wangschichten oder Stadschiefer), die Weiden, aber auch Hang- und Hochmoore tragen
können. Neben diesen karbonathaltigen Schichtfolgen sind im Helvetikum jedoch auch karbonatfreie Gesteine
verbreitet, die vor allem in der Garschella-Formation vorkommen, eine dem Schrattenkalk direkt auflagernde, abschnittsweise
völlig karbonatfreie Schichtfolge aus hellen, teilweise auch grünlichen oder schwärzlichen Quarzsandsteinen
und Tonen (z.B. Grüntenschichten, Brisisandstein). Wo der Brisisandstein den Untergrund bildet,
gedeiht eine kalkmeidende Vegetation mit zentralalpinen Florenelementen.
10.7.4 Die Molasse

84
Das Alpenvorland wird fast ganz von den tertiären Gesteinen der Molasse aufgebaut, der tiefsten, aber gleichzeitig
doch jüngsten und nördlichsten geologischen Einheit. Sie umfasst flächenmäßig den größten Teil des
Allgäus, darüber hinaus praktisch das gesamte Alpenvorland zwischen dem Genfer See und dem Wienerwald.
Nach Norden sind Gesteine der Molasse bis zur Donau verbreitet; ihre Südgrenze fällt östlich der Iller streckenweise
mit der morphologischen Grenze zwischen Alpenvorland und den Alpen zusammen. Westlich der Iller
weicht sie nach Süden zurück und liegt innerhalb des Gebirges. Hier ist die Molasse ein Teil des Hochgebirges
und erreicht in den Immenstädter Nagelfluhbergen Gipfelhöhen von über 1800 m.
Die Sedimentgesteine der Molasse sind in der Tertiärzeit (Oligozän und Miozän) abgelagert worden, größtenteils
Mergel- und Sandsteine, in der Nähe des Alpennordrandes auch grobkörnige Konglomerate („Nagelfluh“). Bei
diesem Material handelt es sich ursprünglich um die Abtragungsprodukte der zum Hochgebirge aufsteigenden
tertiären Alpen, die in Form von Schlamm, Sand und Kies nach Norden geschwemmt und im Alpenvorland abgelagert
wurden. An der Donau lagern die tertiären Molasseablagerungen den Jurakalken der Schwäbischen Alb als
geringmächtiges Schichtpaket auf. Nach Süden zu nimmt die Mächtigkeit der Molasse langsam aber stetig zu, um
in der Nähe des Alpennordrandes auf über 5000 m anzuschwellen. Anhand entsprechender Versteinerungen
lässt sich nachweisen, dass bestimmte Abschnitte der Molasse aus Fluss- oder Seeablagerungen, andere aus
marinen Sedimenten aufgebaut sind. Der Allgäuer Anteil am Molassebecken wurde zweimal vom Meer überflutet.
Die damals entstandenen Schichtfolgen werden als Untere und Obere Meeresmolasse bezeichnet. In der Zeit
dazwischen zog sich das Meer wieder weit nach Osten zurück. Entsprechend liegen zwischen beiden, aber auch
über der Oberen Meeresmolasse mächtige Flussablagerungen, die Untere und die Obere Süßwassermolasse.
Der Untergrund des Alpenvorlandes muss über längere Zeit hinweg ungefähr in dem Maße, wie die Flüsse
Material in das Becken brachten, ständig langsam eingesunken sein. Im Beckeninneren konnten so, im Laufe von
fast 30 Jahrmillionen, Tausende von Metern mächtige Ablagerungen entstehen, die fast immer einen hohen Karbonatgehalt
aufweisen.
Der alpennächste Teil der Molasse ist im Jungtertiär von den nach Norden vorrückenden alpinen Decken gestaucht
worden. Die bis dahin flachliegenden Molasseablagerungen wurden dabei zu weitspannigen Mulden verfaltet.
Gegen Norden nimmt die Intensität der Deformation ab. Etwa an der Linie Bregenz-Kempten-Peiting grenzt
die sogenannte Subalpine Molasse (Faltenmolasse) an die heute noch flachlagernde Vorlandmolasse (Ungefaltete
Molasse). Wo in der Faltenmolasse abtragungsresistentere Molassegesteine steil oder gar senkrecht aufgerichtet
worden sind, lassen sie sich als lang hinziehende, Ost-West- oder Nordost-Südwest-orientierte Bergrücken
und Hügelketten verfolgen.
10.8 Das Quartär in Deutschland
Die letzten beiden Jahrmillionen sind durch eine Reihe weltweit nachweisbarer Klimakatastrophen gekennzeichnet,
die sich in unseren Breiten als Eiszeiten auswirkten. Dieser letzte Abschnitt der Erdgeschichte, der noch
heute andauert, wird daher als Eiszeitalter oder Quartär bezeichnet. In einer Kaltzeit (Eiszeit, Glazial) sanken
die Jahresmitteltemperaturen in Mitteleuropa, die heute etwa zwischen 6 und 8°C liegen, um mehr als 10°C ab,
die Sommer wurden kurz und kühl, die Winter lang und streng. In der Folge begannen die Gletscher der gemäßigten
Breiten zu wachsen und aus den Hochlagen der Gebirge talwärts zu kriechen.
10.8.1 Die Eiszeit im Alpenvorland und in Norddeutschland
Schließlich ertranken vor allem die Alpen in einem Panzer aus Gletschereis, aus dem nur noch die höchsten und
schroffsten Gipfel herausragten. Nach Norden hin traten die Gletscher durch die Pforten der großen Alpentäler
ins Alpenvorland und stießen hier als flach ausgebreitete Vorlandgletscher weit nach Norden vor. Während die
Gletscher am Alpenrand oft Hunderte von Metern dick waren, dünnten sie nach Norden zu langsam aus und
erreichten am Eisrand schließlich ein labiles Gleichgewicht zwischen Nachfließen und Abschmelzen des Eises.
Zur gleichen Zeit waren auf den Landmassen im nördlichen Europa und im arktischen Nordamerika kontinentale
Eisschilde entstanden. Auch hier dürfte die Vergletscherung zunächst in Hochgebirgen begonnen haben, die
bald große Vorlandgletscher ernährten. Aus diesen Vorlandgletschern haben sich wahrscheinlich mit der Zeit
Deckgletscher entwickelt, die ihre Nährgebiete selber trugen. Skandinavien z.B. war vom mehr als 3000 m dicken
Nordeuropäischen Inlandeis bedeckt, dessen Zentrum im Gebiet von Mittelschweden lag und dessen Eiszun-

85
gen bis in die Nordsee nach Osten und über die Ostsee und Mecklenburg hinaus bis über Berlin und Hamburg
nach S und W vorstießen. Als die Gletscher während der drittletzten, der Elster-Eiszeit, ihre größte Ausdehnung
hatten, erreichten die Eisränder des Nordeuropäischen Inlandeises sogar Amsterdam, Münster, Erfurt und Dresden.
In den Eisschilden waren während der Kaltzeiten so gewaltige Wassermengen gebunden, dass der Meeresspiegel
der Ozeane zeitweise mehr als 100 m unter seinem heutigen Niveau lag. Dann fielen weite Teile der Schelfgebiete
trocken, wie die Nordsee, die Adria oder die Beringstraße. In dieser Zeit waren Rhein, Loire und Themse
Nebenflüsse der Elbe, die durch das weitgehend trockene Nordseebecken und den Ärmelkanal floss und erst weit
vor der bretonischen Küste in den Nordatlantik mündete.
Der Bereich zwischen dem Nordeuropäischen Inlandeis und dem alpinen Vereisungsgebiet blieb dagegen weitgehend
eisfrei. In diesem damals völlig waldlosen Gebiet breiteten sich karge Tundren und Steppen aus, wie
heute noch in Grönland oder den Bergen Norwegens. Geschlossene Wälder gab es erst viel weiter im Süden, am
Mittelmeer oder in den heute wüstenhaften Gebieten Nordafrikas und Vorderasiens. Die klimatische Schneegrenze
lag in Süddeutschland so niedrig, dass selbst einige Mittelgebirge vergletschert waren, wie Harz, Vogesen,
Schwarzwald oder Bayerischer Wald.
Die Gletscher hatten aber nur während relativ kurzer Perioden so große Ausdehnungen. In dazwischenliegenden
wärmeren Perioden schmolzen sie immer wieder stark zurück. Manchmal stiegen die Temperaturen für einige
Jahrzehntausende so stark an, dass sich die Gletscher in die Hochlagen der Gebirge zurückziehen mussten.
Wenn die Gletscher aber in einer solchen Warmzeit (auch Zwischeneiszeit oder Interglazial genannt) weltweit
abschmolzen, stieg der Meeresspiegel wieder.
Nicht lange nachdem die Gletscher der letzten Eiszeit (Würm- oder Weichseleiszeit) ihre größte Ausdehnung erreicht
hatten, vor 25 000 bis 20 000 Jahren, setzte bereits eine zögernde Klimaerwärmung ein. Sie führte im
Alpenvorland wie in Norddeutschland zu einem allmählichen Zurückschmelzen der Eisränder. Vor etwa 15 000
Jahren, als das Nordeuropäische Inlandeis zwar deutlich zurückgeschmolzen war, das Ostseebecken aber noch
immer unter Gletschern verborgen lag, war das Alpenvorland schon größtenteils eisfrei. Dann wurde die Klimaerwärmung
dramatisch. Vor etwa 13 000 Jahren wurde der südliche Teil des Ostseebeckens vom Inlandeis freigegeben.
Hier entstand ein riesiger Eisrandstausee, auf dem Eisberge herumschwammen, der Baltische Eissee.
Vor ca 11 000 Jahren lief dieser See aus; das Meer drang über Südschweden in die Ostsee ein.
Vor etwa 10 200 Jahren beginnt die Nacheiszeit. Diese Grenze ist als Ende der Eiszeit (Würm- bzw. Weichseleiszeit)
einfach so festgelegt worden. Zu diesem Zeitpunkt hatten sich allerdings die Alpengletscher bereits längst
in die Hochlagen der Alpen zurückgezogen. Nur das schrumpfende Nordeuropäische Inlandeis bedeckte immer
noch große Teile Finnlands und Schwedens. Das vom Eis freigegebene Land wurde teilweise wieder vom steigenden
Meeresspiegel überflutet, der Rest überzog sich mit ausgedehnten Wäldern. Vor etwa 8000 Jahren war
das Nordeuropäische Inlandeis restlos abgeschmolzen.
10.8.2 Gletscher und Klima
Gletscher reagieren empfindlich auf Klimaveränderungen. Man kann nachweisen, dass die eiszeitlichen Gletscher
als Reaktion auf eine drastische Klimaerwärmung zurückgeschmolzen sind. Während des Eishöchststandes der
letzten Eiszeit betrug die Jahresmitteltemperatur im Alpenvorland längere Zeit hindurch zwischen -3 und -5°C.
Nach einer Übergangszeit von mehreren Jahrtausenden (im Spätglazial, vor 15 000 bis 10 000 Jahren), die sich
durch heftige Temperaturschwankungen auszeichnete, haben sich die Jahresmitteltemperaturen auf einem recht
hohen Niveau von etwa +7 bis +9 °C stabilisiert. Seit mindestens 12 000 Jahren sind die Gletscher auf die Hochlagen
der Alpen beschränkt.
Trotzdem lassen sich nacheiszeitliche Gletscherschwankungen nachweisen, die freilich im Vergleich zu den eiszeitlichen
Vorstößen der Gletscher eher bescheiden waren. Den letzten größeren Eisvorstoß nennt man „Kleine
Eiszeit“. Das Mittelalter war, klimatisch gesehen, eine relativ günstige Periode. Die Vikinger hatten Südgrönland
und Island besiedelt und dort sogar Getreide anbauen können, was heute undenkbar wäre. Gegen Ende des
Mittelalters begann sich das Klima drastisch zu verschlechtern. Die Gletscher begannen immer weiter in besiedelte
Alpentäler vorzustoßen. Im 17. Jahrhundert mussten eine Reihe von hochgelegenen Almen und Bergwerken
aufgegeben werden, weil sie von den vorrückenden Gletschern überrannt wurden. Höchststände erreichten
die Gletscherzungen während der Kleinen Eiszeit jeweils um 1640, 1750, 1840 und 1920. Die Moränenwälle dieser
Eisstände sind vielfach noch heute gut zu sehen. Nach alten Bildern und Berichten kann man die Eisstände

86
vielfach auch gut datieren. Die Gletscherzungen von größeren Gletschern haben sich seither oft mehr als 1 km
zurückgezogen, z.B. der Rhônegletscher.
Die Zusammenhänge scheinen auf den ersten Blick ganz einfach zu sein. Wird das Klima kälter, sinkt also die
durchschnittliche Temperatur, so stoßen die Gletscher vor, wird es dagegen wärmer, schmelzen die Gletscher
weg. Das Ende der Kleinen Eiszeit und die momentan messbare Erhöhung der Durchschnittstemperaturen werden
mit der Industrialisierung und der Freisetzung von Treibhausgasen in Verbindung gebracht. Sie werden für
den Rückgang der Gletscher verantwortlich gemacht – aber ganz so einfach ist es offenbar nicht.
Die Frage ob die Gletscherbilanz positiv oder negativ ist, d.h. ob im Nährgebiet eines Gletschers mehr (oder
weniger) Wasser in Form von Schnee akkumuliert wird, als im Zehrgebiet wegschmilzt, hängt nicht von den
Durchschnittstemperaturen alleine ab. Wichtig ist vor allem die Niederschlagshöhe und die Verteilung der Temperaturen
und Niederschläge auf Sommer und Winter. Die relativ warme Periode im Mittelalter, die mit der Kleinen
Eiszeit zu Ende ging, kann kaum etwas mit Treibhausgasen zu tun gehabt haben, denn die Industrialisierung hat
erst zu Beginn des 19. Jahrhunderts begonnen.
Tatsache ist aber trotzdem, dass zumindest die kleineren Gletscher momentan weltweit drastisch zurückschmelzen.
Es gibt sogar Hinweise darauf, dass einige von ihnen offenbar sogar den niedrigsten Stand innerhalb der
letzten Jahrtausende erreicht haben. Dafür spricht die Entdeckung einer Mumie im Ötztal, die Eis auf einem
hochgelegenen Pass freigegeben hatte. Dieser „Ötzi“ genannte jungsteinzeitliche Mann war hier vor ca. 5000
Jahren umgekommen und eingefroren, aperte aber erst 1992 wieder aus dem Eis heraus.
Einige Zungen und Auslassgletscher des Grönländischen Inlandeises ziehen sich gleichfalls zurück, aber mindestens
ebenso viele stoßen im Augenblick vor. Die Zusammenhänge zwischen Gletscherbewegungen und
Klima scheinen doch komplizierter zu sein und man hat sie noch lange nicht verstanden. Niemand kann sagen,
wie sich das Klima im 20. Jahrhundert ohne menschliches Zutun entwickelt hätte. Jedenfalls sind große Klimaschwankungen,
etwa die drastische Erwärmung der Erde am Ende der letzten Eiszeit, ganz sicher ohne eine
menschliche Beteiligung abgelaufen. Deshalb wissen wir auch nicht mit Sicherheit, ob der neuerliche Rückgang
der kleinen Gletscher wirklich ursächlich etwas mit dem Anstieg der Treibhausgase in der Atmosphäre und mit
der dadurch verursachten Klimaerwärmung zu tun hat.
10.8.3 Die eiszeitliche Lebewelt Deutschlands
Der Bereich zwischen dem Nordeuropäischen Inlandeis und dem alpinen Vereisungsgebiet war dagegen weitgehend
frei von Gletschern. In diesem damals völlig waldlosen Gebiet breiteten sich karge Tundren und Steppen
aus, wie heute noch z.B. in Grönland, in hohen Lagen der Alpen oder den Bergen Norwegens. Tundren (Zwergstrauchheiden)
sind Miniwälder, Pflanzengesellschaften aus kaum kniehohen Holzpflanzen. Neben zwergwüchsigen
Birken- und Weidenarten gedeihen hier z.B. Rauschbeere, Krähenbeere oder Alpenrose. Steppen (Grasheiden)
sind Pflanzengesellschaften von Kräutern, in denen neben verschiedenen Gräsern auch viele Blumen
vorkommen. Hier wachsen z.B. Seggen, Süßgräser, Wollgräser, Arnika, Glockenblume, Weidenröschen oder
Wintergrün. Während der Kaltzeiten gab es höchstens in einigen windgeschützten Tälern der Alb oder des Rheinischen
Schiefergebirges schütteres Birken- und Weidengestrüpp. Kleinere Bestände von Bäumen konnten die
Kaltzeiten in den Tälern Siebenbürgens, des Balkan und der Pyrenäen überdauern. Große, geschlossene Wälder
gab es erst am Mittelmeer oder in den heute wüstenhaften Gebieten Nordafrikas und Vorderasiens.
Wie zahlreiche Knochenfunde in Deutschland zeigen, wurden die eiszeitlichen Steppen und Tundren von einer
Anzahl kälteangepasster Tiere bevölkert. Einige dieser Tiere kann man auch heute noch in arktischen Ländern
oder den Zentralasiatischen Steppen beobachten, wie Moschusochse, Rentier, Saiga-Antilope, Steppenwildpferd,
Polarfuchs, Wolf, Schneehase, Eistaucher oder Schneeammer. Andere sind inzwischen ausgestorben bzw. ausgerottet
worden, wie Mammut, Auerochs, Steppenwiesent, Höhlenbär oder Höhlenlöwe.

87
Tabelle 6: Stark vereinfachte Gliederung des Quartärs in Deutschland. Zusammengestellt aAus
WIEGANK (1990), JERZ (1993) und EHLERS (1994).
GLIEDERUNG DES QUARTÄRS
IN NORDDEUTSCHLAND
GLIEDERUNG DESS QUARTÄRS
IN SÜDDEUTSCHLAND
—————————————————————— heute ———————————————————————
„Nacheiszeit“ (Postglazial)
„Nacheiszeit“ (Postglazial)
—————————————————————————— 10 200 J.v.h. ————————————————————————————
Weichsel-Eiszeit
Würm-Eiszeit
———————————————————— 115 000 J.v.h. ——————————————————————
Eem-Interglazial
Riss-Würm-Interglazial
———————————————————— 130 000 J.v.h. ——————————————————————
Saale-Eiszeit
Riss-Eiszeit
———————————————? ? —————————————————
Holstein-Interglazial
Mindel-Riss-Interglazial
———————————————? 420 000 ? 380 000 —————————————————
Elster-Eiszeit
Mindel-Eiszeit
———————————————? 480 000 ? —————————————————
Cromer-Komplex
Günz-Mindel-Interglazial
———————————————? 780 000 ? —————————————————
Dorst-Kaltzeit
Günz-Eiszeit
———————————————? 780 000 ? —————————————————
Leerdam-Warmzeit
Donau-Günz-Interglazial
———————————————? ? — — — — — — — — — — — — —
Linge-Kaltzeit
———————————————?
Bavel-Warmzeit
Donau-Kaltzeitengruppe
———————————————?
Menap-Kaltzeit
———————————————? 1,7 Millionen ? — — — — — — — — — — — — —
Waal-Warmzeit
———————————————?
Eburon-Kaltzeit
Biber-Kaltzeitengruppe
———————————————? 1,7 Millionen
Tegelen-Warmzeit
———————————————?
Prätegelen-Kaltzeit
———————————————————————— 1,7 / 2,4 Millionen — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — — —
Reuver-Komplex
Pliozän
10.8.4 Eisrückzug und Nacheiszeit
Wir leben heute in einem Interglazial, einer Postglazial („Nacheiszeit“) oder Holozän genannten Warmzeit. Nicht
lange nachdem die Gletscher der letzten Eiszeit (Würm- oder Weichsel-Eiszeit) ihre größte Ausdehnung erreicht
hatten, vor 25 000 bis 18 000 Jahren, setzte bereits eine zögernde Klimaverbesserung ein. Sie führte im
Alpenvorland wie in Norddeutschland zu einem allmählichen Zurückschmelzen der Eisränder. Vor etwa 14000
Jahren, als das Nordeuropäische Inlandeis zwar schon etwas zurückgegangen war, das Ostseebecken aber noch
immer noch unter Gletschern verborgen lag, war das Alpenvorland schon weitgehend eisfrei. Dann wurde die
Klimaerwärmung dramatisch. Vor etwa 13 000 Jahren wurde der südliche Teil des Ostseebeckens vom Inlandeis
freigegeben. Hier entstand ein riesiger Eisrandstausee, auf dem Eisberge herumschwammen, der Baltische
Eissee. Vor etwa 11 000 Jahren brach der Baltische Eissee in Südschweden am Billingen nach W durch und lief
aus. Über die südschwedische Vänern-Senke drang anschließend das Meer in die Ostsee ein.
Das komplizierte Wechselspiel zwischen dem Zurückschmelzen der Eisränder, dem Meeresspiegelanstieg und
der in den eisfreien Gebieten einsetzenden glazial-isostatischen Landhebung führt zu einer ständigen Verschiebung
der Küstenlinien im Nord- und Ostseegebiet. Die durch Eisentlastung bedingte Landhebung geht im übrigen
bis heute weiter und beträgt im ehemaligen Zentrum des Eisschildes (Bottnischer Meerbusen) immer noch
mehr als 1 cm pro Jahr! Weite Teile Skandinaviens, vor allem die besonders fruchtbaren Gebiete in Süd- und
Mittelschweden, sind deshalb ehemaliger Meeresboden und mit jungen Meeresablagerungen bedeckt. Umge-

88
kehrt sinken die Gebiete, die an die ehemaligen Eisschilde angrenzen, langsam ab. Diese Landsenkung führte in
historischer Zeit zu einem dramatischen Vordringen des Meeres an der deutschen und niederländischen Nordseeküste.
Um das Kulturland zu erhalten, werden hier seit dem Mittelalter Deiche gebaut. Da das Land aber bis
heute unerbittlich weiter sinkt, müssen diese ständig erhöht werden, um Überflutungen zu vermeiden.
Vor etwa 10 200 Jahren beginnt die Nacheiszeit. Diese Grenze ist als Ende der Eiszeit, besser als Ende der
Würm- bzw. Weichsel-Eiszeit, einfach so festgelegt worden, obwohl sich zu diesem Zeitpunkt die Alpengletscher
bereits längst in die Hochlagen der Alpen zurückgezogen hatten, während das schrumpfende Nordeuropäische
Inlandeis immer noch große Teile Finnlands und Schwedens bedeckte. Das vom Eis freigegebene Land wurde
teilweise wieder vom steigenden Meeresspiegel überflutet, der Rest überzog sich mit ausgedehnten Wäldern. Vor
etwa 8000 Jahren waren auch die letzten Reste des Nordeuropäischen Inlandeises abgeschmolzen, die sich bis
dahin noch in Nordschweden gehalten hatten.
10.8.5 Glazial-Stratigraphie
Die klassische Gliederung des quartären Eiszeitalters in Nordeutschland und in Süddeutschland ist sehr unterschiedlich.
In Süddeutschland wurde durch A. Penck eine Stratigraphie kaltzeitlicher Bildungen entwickelt und
später immer weiter ausgebaut, die auf einer zeitlichen Gliederung von Schmelzwasserkiesen großer Vorlandgletscher
beruht. Die Warmzeiten äußern sich hier meist nur als Verwitterungsbildungen auf diesen Kiesen und
durch das Einschneiden der Flusstäler. Im nordischen Vereisungsgebiet ist durch A. Penck zunächst auch eine
Gliederung der Kaltzeiten versucht worden, in der Zeit nach ihm ist die Gliederung des Quartärs aber mehr und
mehr zu einer Stratigraphie warmzeitlicher Bildungen geworden, vor allem deshalb, weil die vollständigsten Profile
im Rheindelta zu finden sind. Hier handelt es sich vor allem um interglaziale, pflanzenführende Ablagerungen. Die
Kaltzeiten machen sich hier meist nur durch Verschiebungen in den Pflanzengesellschaften und den Pollenspektren,
mitunter auch durch Lössbildung bemerkbar. Sicher parallelisierbar sind nur die jüngsten Abschnitte der
beiden Zeitskalen. Die zeitlichen Beziehungen der älteren (mittel- und altpleistozänen) Kalt- und Warmzeiten sind
dagegen bis heute völlig unklar.
10.9 Grundwasserlandschaften im Süden Bayerns
Von der englischen Queen wird erzählt, dass sie immer eine Flasche mit Quellwasser aus dem Schottischen
Hochland mit sich führt, wenn sie verreist. Das Wasser dient der Zubereitung von Tee – offensichtlich der reine
Snobismus!? Wer aber einmal in London war und dort das Wasser gekostet hat, das aus den Wasserleitungen
kommt, hat tiefes Verständnis für die Queen: Das Londoner Wasser schmeckt nach Desinfektionsmittel und ist für
einen, der gutes Trinkwasser gewöhnt ist, schlichtweg ungenießbar. Die Versorgung der Bevölkerung mit
Trinkwasser ist in vielen Ländern und vor allem in Ballungsgebieten ein großes Problem. In dicht besiedelten
Gegenden mit nur unbedeutenden und durch die intensive Landwirtschaft stark belasteten Grundwasservorkommen,
etwa in England, Belgien oder den Niederlanden, muss zur Gewinnung von Trinkwasser größtenteils auf
Oberflächenwasser zurückgegriffen werden, das man entsprechend aufbereitet, damit es genießbar wird und
hygienisch unbedenklich ist.
Tatsächlich würde man auch hier natürlich lieber auf die jeweils zur Verfügung stehenden Grundwasservorräte
zurückgreifen, wenn diesen Vorkommen nur ausreichende Trinkwassermengen entnommen werden könnten. In
Abhängigkeit von den jeweiligen geologischen Verhältnissen gibt es in jedem Lande charakteristische Grundwasservorkommen,
die dort genutzt werden können, wenn sie nur genügend ergiebig sind. In Mittelschweden verwendet
man Grundwasservorkommen, die in eiszeitlichen Kiesrücken zu finden sind, den sog. Osern. In der
Libyschen Wüste nutzt man fossile Grundwässer in porösen Sanden, die man aber über Bohrungen aus größerer
Tiefe fördern muss. Welche Grundwasservorkommen stehen uns im südlichen Bayern zur Verfügung?
10.9.1 Grundwasser aus jungen eiszeitlichen Schmelzwasserkiesen
Da sind zunächst die großen Vorkommen junger eiszeitlicher Kiese in den Talebenen zu nennen, die z.B. den
Lech zwischen Landsberg und der Lechmündung (Lechfeld) begleiten oder die die Ebene zwischen Isar und
Amper aufbauen, die Münchner Schotterebene. Die teilweise dekametermächtigen Kiese werden von bedeutend
älteren, wasserstauenden Gesteinen der Molasse, dem sog. „Flinz“ unterlagert und nach der Seite hin begrenzt.

89
Sie sind nur am Grunde einiger die Kiese durchschneidender Täler sichtbar. Die in den Kiesen vorhandenen
Grundwasservorkommen sind zumeist sehr ergiebig und werden deshalb häufig für die Trinkwassergewinnung
genutzt. Ihre Einzugsgebiete weisen hohe Grundwasserneubildungsraten auf, wobei das entnommene Wasser
überwiegend durch die einsickernden Niederschläge, teilweise aber auch durch versickerndes Flusswasser
erneuert wird. Da diese Kiese vergleichsweise jung sind – sie entstanden als Ablagerungen von Schmelzwässern
erst vor rund 20 000 bis 25 000 Jahren – tragen sie nur eine dünne lehmige Verwitterungsdecke (20-50 cm), die
nur einen geringen Schutz für die darunterliegenden Grundwasservorkommen vor einsickernden Schadstoffen
gewährleistet. Durch die dichte Besiedelung, die intensive landwirtschaftliche Nutzung (Ackerbau, Güllewirtschaft),
die Schadstoffbelastung der Oberflächengewässer und zahllose „Altablagerungen“ (mit Müll verfüllte ehemalige
Kiesgruben), sind diese Grundwasservorkommen meist nicht ausreichend zu schützen, daher häufig
gefährdet. Um das Grundwasser hier langfristig schützen zu können, müssen deshalb in den Talebenen meist
große Wasserschutzgebiete und Wasservorrangflächen ausgewiesen werden.
10.9.2 Grundwasseranreicherung mit Oberflächenwasser
Werden aus den oben beschriebenen Kiesen sehr große Grundwassermengen entnommen, ist die Regeneration
des Grundwassers nur über die Niederschläge oft nicht ausreichend. Man muss dann u.U. auf Oberflächenwasser
ausweichen oder dieses zumindest zusätzlich nutzen.
In Brunnen am Stadtrand von Sonthofen nahe der Ostrach, die in Schwemmfächerkiesen der Starzlach stehen,
werden große Grundwassermengen entnommen, um damit Teile des Allgäus mit Trinkwasser versorgen zu können.
Der größte Teil des entnommenen Wassers wird durch weitgehend unbelastetes Oberflächenwasser ersetzt,
das die Starzlach in das Grundwasser einspeist, sobald sie den Kieskörper bei Winkel erreicht. Die Starzlach
bringt kaum Schadstoffe mit, weil sie aus einem großflächig bewaldeten Gebiet kommt, in dem es keine Siedlungen
und kaum landwirtschaftliche Nutzung gibt.
Einen grundsätzlich vergleichbaren Weg beschreitet man z.B. bei der Wasserversorgung des fränkischen Wirtschaftsraumes.
Bei Rain nahe der Lechmündung werden große Mengen von Grundwasser aus einem größtenteils
eiszeitlichen Kieskörper gepumpt, in den der Lech eingeschnitten ist. Die dadurch bedingte lokale Grundwasserabsenkung
führt dazu, dass mäßig belastetes Flusswasser in den Kieskörper einsickert und in Richtung
auf die einige Kilometer vom Lech entfernte Grundwasserentnahmestelle zuströmt. Man reichert hier das Grundwasser
mit mäßig belastetem Oberflächenwasser an und setzt dabei auf die Reinigungswirkung des Kieses.
Die Nutzung des Grundwasserbegleitstromes von Flüssen ist naturgemäß umso bedenklicher, je stärker das
Flusswasser belastet ist. Wenn in Ballungsräumen keine anderen großen Grundwasservorkommen zur Verfügung
stehen, bleibt in vielen Gegenden Mitteleuropas allerdings nichts anderes übrig, als derartige „Uferfiltrate“ zur
Trinkwassergewinnung heranzuziehen.
10.9.3 Grundwasser aus Moränen
In den Eiszeiten war der südliche Teil des Alpenvorlandes mehrmals großflächig von Eis bedeckt. Vor etwa
20 000 Jahren haben die Gletscher der letzten Eiszeit ihre größte Ausdehnung erreicht und waren in mehreren
breiten Zungen bis Schussenried, Leutkirch, Dietmannsried, Kaufbeuren, Schongau, Geltendorf, Fürstenfeldbruck
und Starnberg nach Norden vorgestoßen, wo sich eine Zeitlang ein labiles Gleichgewicht zwischen Abschmelzen
und Nachfließen des Eises einstellte.
An der Gletscherstirn schmolz der mitgebrachte Gesteinsschutt aus und häufte sich mit der Zeit zu niedrigen
Rücken und Kuppen an, die als Moränenwälle bezeichnet werden. Diese Eisrandablagerungen bestehen größtenteils
aus Kiesen mit unterschiedlichen Gehalten an Schluff, Ton und Sand und dementsprechend sehr unterschiedlichen
Wasserdurchlässigkeiten. Teilweise treten hier auch weitgehend wasserundurchlässige Geschiebelehme
und Seeablagerungen auf. Bei kurzfristigen Vorstößen des Eisrandes wurden ältere Eisrandbildungen u.U.
in Falten gelegt und zu Stauchmoränen zusammengeschoben. Durch „Oszillationen“ des Eisrandes um eine
Randlage konnten sich mit der Zeit komplexe Wallsysteme bilden. Wallsysteme, die während der Maximalstände
einer Eiszeit entstanden sind, werden als Endmoränen bezeichnet, solche, die beim Rückschmelzen der Gletscher
entstanden, „Rückzugsmoränen“ genannt.
Heute noch kann man Endmoränen und Rückzugsmoränen als kilometerbreite Hügelstränge quer durch das südliche
Alpenvorland verfolgen. Diese hügeligen Moränenlandschaften zeichnen sich dadurch aus, dass sie überaus
heterogen und komplex aufgebaut sind. Unmittelbar neben durchlässigen Kiesen liegen wasserstauende

90
Schluffe, unter kaum durchlässigen Geschiebelehmen findet man Rollkiese, die von wasserstauenden Tonen
unterlagert werden, und darunter u.U. erneut Kiese. Alle Gesteinskörper halten seitlich nicht lange durch, sind
meist relativ klein und kompliziert geformt. Oft gibt es hier mehrere Grundwasserstockwerke übereinander; die
Aquifere zeigen meistens komplexe hydraulische Wechselwirkungen. Der geologische Aufbau von Moränen ist
nicht selten sehr kompliziert und manchmal auch mit extrem großem Aufwand an teuren Bohrungen nicht mit
letzter Sicherheit herauszufinden.
In den Eisrandablagerungen von Moränen ist es normalerweise kein großes Problem, wasserführende Kiese zu
finden. Hin und wieder wird man auch auf Grundwasservorkommen treffen, aus denen man größere Mengen von
Wasser entnehmen kann. Aber es ist meist fast unmöglich herauszufinden, woher dieses Wasser letztlich kommt
und wohin es strömt. Das bedeutet aber, dass es kaum durchführbar ist, diese Grundwasservorkommen hinreichend
zu schützen. Auf der anderen Seite müssen solche Gegenden so gut wie möglich auch von potentiellen
Verschmutzungsquellen (z.B. Deponien) freigehalten werden, denn es ist kaum vorhersagbar, wohin die bei
einem Unfall eingetragenen Stoffe letztlich gelangen.
10.9.4 Grundwasser aus alten eiszeitlichen Schmelzwasserkiesen
An vielen Stellen in Südbayern, vor allem im Gebiet zwischen Iller und Lech, gibt es eine große Zahl niedriger,
bewaldeter Höhenrücken, die im Kern aus vergleichsweise alten, teilweise zu porösen Konglomeraten verbackenen
eiszeitlichen Kiesen bestehen. Die Kiese liegen bedeutend älteren, wasserstauenden Molasseablagerungen
(„Flinz“) auf, die den Sockel dieser oft plateauförmigen Höhen aufbauen. An den Bergflanken tritt das Grundwasser
in zahlreichen Quellen zu Tage, genau dort, wo die Grenzfläche zwischen Schotter und Flinzmergeln vom
Hang angeschnitten wird. Da die Kiese zwischen 0,4 und mehr als 1 Million Jahre alt sind und seit ihrer Entstehung
ständig der Verwitterung ausgesetzt waren, tragen sie gewöhnlich sehr mächtige, lehmige Deckschichten,
die auf den Plateaus stellenweise an die 10 m dick werden können. Diese Deckschichten sind teilweise so stark
entkalkt, die Böden daher so sauer, dass sie weithin nur forstwirtschaftlich genutzt werden. Die eingeschränkte
Nutzung und die Mächtigkeit dieser nur gering wasserdurchlässigen Deckschichten bilden einen ausgezeichneten
Schutz für die darunterliegenden Grundwasservorkommen. Viele dieser Quellen werden deshalb schon lange für
die Wasserversorgung genutzt, wobei die Quellschüttungen in der Regel nur wenige Liter pro Sekunde betragen.
Solche Quellen versorgen zumeist kleinere Gemeinden, Weiler und Einzelhöfe. Allerdings gibt es auch einzelne
sehr ergibige Quellen, deren Schüttungen mehrere Zehnerliter pro Sekunde betragen. Damit können sie auch für
die Versorgung größerer Städte (z.B. Kaufbeuren) genutzt werden.
10.9.5 Tiefengrundwässer aus der Vorlandmolasse
Um möglichst unbelastetes Grundwasser zu erschließen, wurden früher die tiefer liegenden Grundwasserstockwerke
angebohrt. Viele Bohrungen, die teilweise schon Tiefen von mehreren hundert Metern erreichen, waren
erfolgreich. So wird z.B. Trinkwasser aus wasserführenden Horizonten innerhalb der Molasse gewonnen. Die
Molasse ist eine stellenweise mehrere tausend Meter mächtige, vergleichsweise alte Wechselfolge von Mergeln,
Sanden und Kiesen aus der Tertiärzeit, die überall im Alpenvorland unter den eiszeitlichen Sedimenten liegt. Der
größte Teil dieser Gesteine, vor allem Sande und Mergel, sind Grundwasserhemmer bzw. Grundwasserstauer, es
gibt aber auch durchlässige kiesig-sandige Horizonte, die wasserführend sein können. Diese Aquifere sind oft
breite schlauch- oder strangförmige Gebilde, denn es handelt sich meist um Füllungen alter Flussrinnen. Tiefengrundwässer,
die man aus solchen Aquiferen fördert, haben in der Regel beste Qualität, wenn sie auch sauerstofffrei
und – dadurch bedingt – reich an gelöstem Eisen sind. Würde man dieses Wasser direkt in die Haushalte
leiten, käme aus den Wasserhähnen eine unappetitlich braune Brühe heraus, denn das im Wasser gelöste Eisen
oxidiert an der Erdoberfläche auf und flockt als Eisenhydroxid aus. Das Wasser muss daher gezielt belüftet und
das ausflockende gelbbraune Eisenhydroxid abgefiltert werden, bevor es ins Leitungsnetz eingespeist und
getrunken werden kann. Viele Brauereien, aber auch einige Gemeinden beziehen ihr Wasser aus diesen tiefen
Grundwasserstockwerken.
Was an der Nutzung der Tiefengrundwässer stört, ist die Tatsache, dass es sich größtenteils um alte (fossile)
Grundwasservorkommen handelt, die sich natürlicherweise entweder überhaupt nicht oder nur extrem langsam
regenerieren. Durch die permanente Grundwasserentnahme wird der Druck in den wasserführenden Horizonten
erniedrigt. Dadurch wird Wasser aus höheren Grundwasserstockwerken angesaugt und die Regeneration enorm
beschleunigt. Bei dieser erzwungenen Regeneration können aber die Schadstoffe, denen man ausweichen wollte,

91
langfristig auch in größere Tiefe vordringen. Wenn sie dort erst einmal angekommen sind, ist eine Sanierung
praktisch unmöglich. Ziel einer zukunftsorientierten Trinkwasserversorgung muss deshalb wieder eine stärkere
Nutzung der oberflächennahen Grundwasservorkommen sein, wobei deren Wasserqualität durch eine Verringerung
der Schadstoffeinträge und eine schonendere Bodennutzung verbessert und durch Schutzgebiete dauerhaft
gesichert werden sollte.
10.9.6 Karstgrundwasser aus Kalksteinen, Dolomit und Nagelfluh
Wie oben bereits dargestellt wurde, sind in Gebieten, deren Untergrund aus dichten, porenarmen Festgesteinen
besteht, keine größeren Grundwasservorkommen zu erwarten. Eine Ausnahme bilden hier nur Kalksteine, Dolomite
und andere lösliche Festgesteine, die verkarstet sein können. Solche Karstgebiete, die man in Südbayern
vor allem in der Schwäbisch-Fränkischen Alb und innerhalb der Alpen findet, zeichnen sich dadurch aus, dass es
kaum einen oberirdischen Abfluss gibt, da das Niederschlagswasser entlang von Klüften, die durch Lösung
erweitert sind, und Dolinen sehr schnell in den Untergrund einsickert. Abdichtende Deckschichten, die eine Reinigungswirkung
auf einsickernde Wässer haben, sind meistens nicht vorhanden. Das Grundwasser bewegt sich
sehr schnell und kommt nach kurzer Zeit in Karstquellen wieder an die Erdoberfläche. Karstquellen schütten deshalb
meist sehr unregelmäßig und reagieren besonders schnell auf Niederschläge. Das Wasser hat nur kurze
Verweilzeiten im Untergrund und wird beim Durchströmen der Karsthöhlen kaum gereinigt. Alles zusammen
bewirkt, dass man bei Karstwässern sehr oft mit bakteriologischen Verunreinigungen zu kämpfen hat. Deshalb ist
die Nutzung von Karstwässern als Trinkwasser auch in dünn besiedelten und bewaldeten Gebieten problematisch.
In Gegenden, die von Oolithkalk, Schrattenkalk, Wettersteinkalk, Oberrhätkalk, Kössener Kalk, Hauptdolomit
und anderen gebankten oder massigen Karbonatgesteinen aufgebaut sind, werden Karstquellen denn
auch nur ausnahmsweise zur Wasserversorgung genutzt, wenn man keine anderen Möglichkeiten der Wassererschließung
hat (GOLDSCHEIDER & HÖTZL 2000). Am Alpennordrand, wo vorwiegend Ablagerungen der Molasse
verbreitet sind, ist man bisher jedoch davon ausgegangen, dass es hier keine verkarstungsfähigen Gesteine gibt.
Das hat sich in jüngster Zeit indes als falsch herausgestellt.
Die dominierenden Gesteine innerhalb der Faltenmolasse im Allgäu und in Vorarlberg sind Konglomerate, die hier
als „Nagelfluh“ bezeichnet werden. Die Hochgratkette z.B. wird aus einer Schichtfolge aufgebaut, die zu 90 % aus
Konglomeraten besteht, daneben treten aber auch Mergel und untergeordnet Sandsteine auf. Der obere Teil des
Nordhanges und der Gipfelgrat der Hochgratkette besteht fast nur aus gröbstkörnigen Konglomeraten, von denen
einzelne Bänke bis zu 60 m mächtig werden und Komponenten mit Durchmessern bis zu 70 cm enthalten
können. Die oft sehr grobkörnigen und mächtigen Konglomeratbänke vor allem der Unteren Süßwassermolasse
bestehen überwiegend aus Dolomit- und Kalkgeröllen (LEMCKE 1988). Der durchschnittliche Karbonatgehalt der
hierin vorkommenden Konglomerate beträgt 74 % und kann bis auf 90 % steigen. Es handelt sich also, nur von
der Mineralogie her betrachtet, eigentlich um Karbonatgesteine, die bekanntlich zur Verkarstung neigen.
Auf den Bankoberflächen dieser Konglomerate sind oft Karrenfelder zu beobachten, sowohl Rinnenkarren als
auch Kluftkarren, ganz ähnlich wie im Gottesackergebiet (SCHOLZ & STROHMENGER 1999). Außerdem gibt es hier
Hunderte von Dolinen, große, abflusslose Senken, die oft in Reihen auftreten und in denen mitunter sogar Bäche
versinken. In vielen Bereichen der Faltenmolasse fehlt ein oberirdisches Entwässerungsnetz, da die Entwässerung
über weite Strecken unterirdisch erfolgt. Außerdem sind hier viele schüttungskräftige Quellen bekannt,
deren Ergiebigkeit wie bei Karstquellen in hohem Maße von den Niederschlägen abhängt. Alles zusammen sind
deutliche Hinweise auf einen verkarsteten Untergrund. Im Lecknertal bewiesen Färbeversuche, dass sich das
Wasser im Untergrund mit 150 bis 300 m pro Stunde so rasch wie in den Höhlensystemen des Gottesackers
bewegt, was als Hinweis auf die Existenz von Höhlen auch im Untergrund der Faltenmolasse zu werten ist
(GÖPPERT et al. 2002). In der Westschweizer Molasse sind sogar große Karsthöhlen in Konglomeraten bekannt
geworden, die begehbar sind. Folglich muss man Teile des Alpennordrandes sowie des Bayerischen Alpenvorlandes
als Karstgebiete einstufen, in denen die gleichen Probleme mit der Wasserversorgung auftreten wie in den
alpinen Karstgebieten.
10.9.7 Übertiefe Grundwässer aus dem Weißen Jura (Malmkarst)
Vor allem in den 50er, 60er und 70er Jahren galt das südbayerische Molassebecken als ein erdölhöffiges Gebiet,
in dem zahlreiche Tiefbohrungen abgeteuft wurden, von denen einige über 6000 m Tiefe erreichten. Die Hoffnungen
auf reiche Ölfunde wurden zwar enttäuscht, aber die geförderten Erdöl- und Erdgasmengen waren immerhin

92
ausreichend, um das Interesse an immer neuen Bohrungen über längere Zeit aufrecht zu erhalten. Inzwischen ist
die Bohrtätigkeit allerdings weitgehend eingestellt worden.
Als gelegentlich erdölführend erwiesen sich einige Horizonte mit porösen Gesteinen in der bis zu 5000 m mächtigen
Schichtfolge tertiärer Molassesedimente, aber auch im darunter liegenden mesozoischen Schichtstapel. Bei
diesen mesozoischen Gesteinen handelt es sich um die gleichen Abfolgen, die auch das Schwäbisch-Fränkische
Stufenland aufbauen: Über dem kristallinen Untergrund folgen Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper sowie
Schwarzer, Brauner und Weißer Jura, ein Schichtstapel, der insgesamt über 1000 m mächtig wird. Direkt unter
den Molasseablagerungen folgen gewöhnlich die Kalke des Weißen Jura, wie wir sie von der Schwäbischen und
Fränkischen Alb her kennen.
Bei der Suche nach Erdöl hat man in den Jurakalken eine interessante Feststellung gemacht: In diesen Kalksteinen
wurden immer wieder wassergefüllte Hohlräume und Spalten angebohrt; teilweise fand man große Höhlen,
die untereinander in Verbindung zu stehen schienen. Dass die Jurakalke der Alb verkarstet und löchrig sind wie
ein Schweizer Käse, ist ja schon seit langem bekannt. Dort gibt es riesige Höhlensysteme, die freilich nur zum
Teil bekannt und erforscht sind, etwa die Laichinger Tiefenhöhle, Falkensteiner Höhle oder Bärenhöhle. Einige
dieser Höhlen sind weitgehend trocken und offensichtlich schon seit längerer Zeit inaktiv, andere werden auch
heute noch von unterirdischen Wasserläufen durchströmt.
Das Überraschende war, dass sich die Jurakalke, die unter Tausenden von Metern mächtigen jüngeren Ablagerungen
verborgen liegen, als genauso löchrig und wasserdurchlässig erwiesen wie diejenigen, die in der Alb an
der Oberfläche zu sehen sind. Nur gibt es in dieser Tiefe offensichtlich keine trockenen sondern nur komplett mit
Wasser gefüllten Hohlräume. Die Verkarstung, der wir diese Hohlräume verdanken, ist teilweise uralt und schon
vor der Ablagerung der darüber folgenden Molasse angelegt worden, zu einer Zeit, als das Alpenvorland im Alttertiär
für längere Zeit landfest war. Auch die Malmkalke in der Schwäbisch-Fränkischen Alb sind nachgewiesenermaßen
schon in der Oberkreide und im Alttertiär verkarstet, also in einem Zeitraum, der zwischen 90 und 40
Millionen Jahren zurückliegt.
Das Wasser in den Karsthöhlen unter dem Alpenvorland ist nicht kalt, wie in der Alb, sondern warm oder gar heiß.
Je tiefer die Kalksteine unter der Oberfläche angebohrt wurden, desto heißer war das Wasser, das man in den
Hohlräumen fand. Es ist der Wärmefluss aus dem Erdinneren, der das Wasser erhitzt. Die Gesteinstemperatur
nimmt mit der Tiefe langsam zu, alle 100 m um etwa 2,5 bis 3 °C. Nahe der Erdoberfläche hat das Wasser eine
Temperatur von nur etwa 7 °C, in 1000 m Tiefe sind es schon über 30 °C, unter München hatte das in über 2000
m Tiefe erbohrte Wasser schon Temperaturen um 80 °C. Leider interessierte die Erdölindustrie das wenig. Sie
hatte die Auflage, die nicht mehr genutzten Bohrlöcher wieder möglichst bald mit Beton zu verfüllen. Um sich die
Kosten hierfür zu sparen, wurden die Bohrungen dem Staat, Städten, Gemeinden oder Privatpersonen angeboten,
wenn kein Öl oder Gas zu finden war. So manche Bohrung im Alpenvorland war für billiges Geld zu kaufen.
Aber in den 50er und 60er Jahren fanden sich hierfür kaum Interessenten. Nur wenige Bohrungen, an denen
heißes Wasser gefördert werden konnte, wurden zu Thermalbädern ausgebaut, so z.B. in Bad Füssing, in Bad
Abbach oder in Moosburg. Andere Bohrungen nutzte die chemische Industrie, um Abfälle (z.B. Schwermetall- und
FCKW-belastete Dünnsäure) loszuwerden und in den Malmkarst zu verpressen, da die Abfallbeseitigung durch
„Verklappung“ im Meer zunehmend auf Widerstand stieß. Aber die meisten Bohrlöcher wurden wie Sauerbier
angeboten und blieben unverkäuflich.
Heute gäbe es viele Interessenten für die Nutzung der kostengünstigen und umweltfreundlichen Thermalwässer
in großem Umfang. Man könnte ausreichend heißes Wasser direkt zum Heizen von Städten benutzen oder, bei
niedriger temperierten Wässern, Wärmepumpen damit betreiben. Es ist natürlich bedeutend mehr Energie zu
gewinnen, wenn man 50 °C warmes Wasser für den Betrieb einer Wärmepumpe zur Verfügung hat, als wenn
man Grundwasser mit 7 °C zur Energiegewinnung ein wenig abkühlt. Aber an die Nutzung der Energie, die in
dem heißen Wasser steckt, dachte damals noch kaum jemand. Deshalb blieben die meisten Bohrlöcher unverkäuflich,
wurden schließlich wieder verfüllt – und sind jetzt nicht mehr nutzbar. Will man heute geothermische
Energie nutzen, muss man neuerlich mit riesigem Kostenaufwand bohren, und das erweist sich oftmals als zu
teuer.
Andererseits sind der Nutzung des heißen Wassers aus dem Malmkarst enge Grenzen gesetzt. Leider besitzt
man über dieses Thermalwasser bis heute ziemlich wenig Kenntnisse. Man weiß nicht genau, wo es herkommt,
man weiß nicht, ob es, und wenn ja, wie es sich regeneriert. Man weiß auch nicht genau, ob dieses Wasser und
wie es die Höhlen der Jurakalke durchströmt und wie es sich auswirken würde, wenn man viel davon herauspumpt
oder wenigstens die Wärme in großem Umfang nutzen und das abgekühlte Wasser danach wieder einleiten
würde. Auch bei diesen Thermalwässern dürfte es sich, ähnlich wie bei den Tiefengrundwässern aus der

93
Molasse, um fossile Grundwässer handeln. Entnimmt man dieses Wasser in großem Stil, lebt man von der Substanz.
Die Nutzung dieser geothermischen Energie könnte aber zukünftig einen kleinen Beitrag zu einer CO 2 -
neutralen und damit umweltfreundlichen Energieversorgung leisten.
10.10 Literaturauswahl zur Regionalen Geologie von Süddeutschland
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11. VOM NUTZEN GEOLOGISCHER KARTEN
Geologische Karten werden in der Regel auf der Grundlage von vorhandenen topographischen Karten erstellt.
Die sog. Systemkarten sind bei topographischen und geologischen Karten vom Blattschnitt her absolut identisch
und weisen daher auch dieselben Blattnummern auf.
Auf geologischen Karten ist in erster Linie die flächenhafte Verbreitung unterschiedlicher Gesteine wiedergegeben.
An den Verbreitungsgrenzen („geologische Grenzen“) können u.U. Gesteine mit ganz unterschiedlicher
lithologischer Ausbildung und sehr großen Altersdifferenzen nebeneinander zu liegen kommen. Bei der geologischen
Geländeaufnahme werden die oberste Verwitterungsschicht (Boden) und < 1m mächtige Deckschichten
nicht berücksichtigt. Ohne dieses „gedankliche Abräumen“ könnte man nicht viel Information aus der Karte ziehen,
weil ja zumindest in den gemäßigten Breiten nahezu überall „Boden“ vorhanden ist. Die Verbreitung verschiedenartiger
Bodentypen wird in eigens angefertigten Bodenkarten erfasst, die in einigen Fällen zusätzlich zu
geologischen Karten erscheinen. Neben der reinen Dokumentation geologischer Geländedaten fließt in eine
geologische Spezialkarte also auch Interpretation durch den Bearbeiter ein, z.B. was Art und Verlauf von

95
Gesteinsgrenzen in unzugänglichen Gebieten oder auf Grund von Verwitterungsschichten nicht direkt beobachtbaren
Bereichen betrifft.
Eine geologische Karte vermag jedoch mehr zu leisten, als Auskunft über die flächenhafte, also zweidimensionale
Verbreitung von Gesteinen zu geben. Mit sog. Fallzeichen wird die Schichtlagerung (Raumlage) von
Sedimentgesteinen bzw. das Parallelgefüge von Metamorphiten dargestellt. Auch tektonische Linien (Störungen,
Verwerfungen) sind eingetragen. Berücksichtigt man zudem Überlegungen, in welchem Verhältnis genetisch und
altersmäßig die verschiedenen kartierten Gesteine zueinander stehen, so lässt sich mit einiger Sicherheit ein
dreidimensionales geologisches Bild entwickeln. So gehen u.a. Überlegungen ein, ob ein Gestein Bestandteil
einer ungestörten kompletten Schichtfolge ist oder ob es sich um eine jüngste quartäre Bildung handelt, die nur
als Schleier über einer Folge aus anderen Gesteinen liegt.
Die geologischen und tektonischen Gegebenheiten können dann in senkrechten Schnitten zur Erdoberfläche –
sog. geologischen Profilen – dargestellt werden. Aus der stets nach dem Entstehungsalter der Gesteine geordneten
geologischen Kartenlegende lassen sich die notwendigen Informationen über Art und Alter der Gesteine
entnehmen. In günstigen Fällen können überraschend genaue Voraussagen über den geologischen Aufbau des
Untergrundes gemacht werden, die auf den Meter zutreffen und auch durch Bohrungen nicht genauer erkundbar
sind. Die Genauigkeit einer Aussage, die sich aus dem Studium einer geologischen Karte oder eines geologischen
Profils ableiten lässt, ist natürlich sehr stark vom Maßstab abhängig. So wird geologische Karteninterpretation
in ungünstigeren Fällen vielfach prognostischen Charakter behalten, ohne im Detail Angaben etwa im
Meterbereich machen zu können. Viele Fehleinschätzungen und grundlegende Planungsfehler würden sich
jedoch vermeiden lassen, wenn man nur zur rechten Zeit vorhandene geologische Karten zu Rate ziehen würde.
Zu sehr vielen geologischen Karten, v.a. den amtlichen Blättern im Maßstab 1 : 25 000, gibt es eigene Erläuterungshefte,
in denen die geologischen Verhältnisse des Blattgebietes umfassend dargestellt sind. Auf diese
Weise ist es auch dem Nicht-Geologen möglich, sich einen groben Überblick über Art, Alter, Lagerungsverhältnisse,
geologische Geschichte und bautechnische Eigenschaften der Gesteine eines bestimmten Gebietes zu
verschaffen. Ferner finden sich in den Erläuterungen auch Angaben zu wirtschaftlich nutzbaren Gesteinen
(Sande, Kiese) bzw. zu Lagerstätten. Zur Bearbeitung spezieller Fragestellungen bzw. für geologische Detailuntersuchungen
sollte jedoch nicht auf die Beteiligung eines erfahrenen Geologen verzichtet werden.
Adressen wichtiger geologischer Dienste in Deutschland:
Geologischer Dienst im Bayerischen Umweltministerium (früher einmal Bayerisches Geologisches Landesamt),
Heßstr. 128, 80797 München
Geologisches Landesamt Baden-Württemberg (Geol. L.-Amt Bad.-Württ.), Postfach, 79095 Freiburg i.Br.
In fast allen Bundesländern gibt es ähnliche Ämter, bei denen man u.a. Verzeichnisse der von diesen
hergestellten Karten bekommen kann!
Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR), Stilleweg 2, 30655 Hannover.
Serien geologischer Karten (Systemkarten):
GK 25: Geologische Karte von Bayern 1 : 25 000 (Geol. Dienst im Bayer. Umweltmin. / Bayer. Geol. L.-Amt).
Geologische Karte 1 : 25 000 von Baden-Württemberg (Geol. L.-Amt Bad.-Württ.).
Blattschnitt und Höhenlinien wie TK 25. Jede Karte mit einem ausführlichen Erläuterungsheft; Kartenwerk
deckt z.B. in Bayern mit bisher über 230 erschienenen Einzelkarten etwa 40% der Landesfläche ab. Von
allen anderen Bundesländern gibt es auch geologische Kartenwerke im Maßstab 1 : 25 000, die gleichfalls
von den entsprechenden Landesämtern herausgegeben werden.
GK 50: Geologische Karte von Bayern 1 : 50 000 (Geol. Dienst im Bayer. Umweltmin. / Bayer. Geol. L.-Amt).
Blattschnitt und Höhenlinien wie TK 50. Nur wenige Karten sind erschienen, teilweise mit
Erläuterungsheften, meist anstelle von entsprechenden Blättern der GK 25 (z.B. Augsburg, München,
Landshut, Mühldorf). Außerdem gibt es einige Umgebungskarten von Städten im gleichen Maßstab,
teilweise mit Erläuterungen (Ries, Freiburg, Konstanz etc.).
GK 100: Geologische Karte von Bayern 1 : 100 000 (Bayer. Geol. L.-Amt).

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Karten ohne Höhenlinien erschienen; Kartenwerk deckt im wesentlichen mit 7 Einzelkarten nur die
Bayerischen Alpen ab, wird jedoch nicht weitergeführt. Daneben gibt es verschiedene Spezialkarten mit
unterschiedlichen Formaten im gleichen Maßstab (Iller-Mindel-Gebiet, Ehingen etc.).
GK 200: Geologische Übersichtskarte der Bundesrepublik Deutschland 1 : 200 000 (BGR).
Blattschnitt und Höhenlinien wie TK 200; Kartenwerk deckt mit bisher über 30 Einzelkarten etwa 70% der
Fläche der neuen Bundesrepublik ab.
Wichtige geologische Übersichtskarten:
Geologische Übersichtskarte von Bayern 1 : 500 000 (Bayer. Geol. L.-Amt).
Geologische Übersichtskarte von Baden-Württemberg 1 : 500 000 (Geol. L.-Amt Bad.-Württ.).
Jede Karte besteht nur aus einem Blatt. Die Bayerische Karte ist mit einem Erläuterungsheft erschienen. Von
anderen Bundesländern gibt es vergleichbare Übersichtskarten im gleichen Maßstab (z.T. auch 1 : 300 000), die
ebenso von den entsprechenden Landesämtern herausgegeben werden.
Geologische Karte der Bundesrepublik Deutschland 1 : 1000 000 (BGR).
Karte besteht nur aus einem Blatt. Auch von den meisten Nachbarländern (Österreich, Schweiz, Tschechien,
Frankreich) gibt es vergleichbare Übersichtskarten, die von den jeweiligen geologischen Diensten dieser Länder
herausgegeben werden.
Geologische Karten können bezogen werden über:
Geologischer Dienst im Bayerischen Umweltministerium, Heßstr. 128, 80797 München;
Landesvermessungsamt von Baden-Württemberg, Büchsenstr. 54, 70174 Stuttgart;
GeoCenter, Internationales Landkartenhaus, Postfach 800830, 70508 Stuttgart;
Geo-Buchhandlung, Rosental 6, 80331 München;
sowie über alle anderen Buchhandlungen.
— Copyright: Prof. Dr. Herbert Scholz, Lehrstuhl für Ingenieurgeologie der TU München, Arcisstr. 21, D-80290 München —