Die Geologie im Raum Ludwigsburg (pdf-Datei) - Stadt Ludwigsburg

Geologie in Ludwigsburg

Inhalt
Inhalt
1. Einleitung 3
2. Geologischer Bau und Erdgeschichte von Baden-Württemberg 4
2.1
2
Krustenbewegung und Landschaftsbild 4
2.2 Der Aufbau des Untergrundes 5
2.2.1 Grundgebirge 5
2.2.2 Deckgebirge 7
3. Geologie in Ludwigsburg 13
3.1 Buntsandstein 13
3.2 Muschelkalk 13
3.3 Keuper 15
3.4 Quartär 17
3.5 Geologische Karte und Profilschnitt von Ludwigsburg 18
3.6 Tektonik - Die Lagerung der Schichten 20
3.7 Lemberg und Hohenasperg als Zeugen der Erdgeschichte 21
4. Das Grundwasser im Untergrund von Ludwigsburg 22
5. Anhang 26
5.1 Geologische Zeittafel, Schichtaufbau und Grundwasser in Ludwigsburg 26
5.2 Gesteinskunde 29
5.3 Gesteinsfarben 31
5.4 Karst 32
5.5 Erdbeben 33
Herausgeberin
Stadt Ludwigsburg
Fachbereich Tiefbau und Grünflächen
Wilhelmstraße 11
71638 Ludwigsburg
Bearbeitung und Beiträge
Dr. Wolfgang Goos
Januar 2012
Auskünfte zu Geologie, Grundwasser, Baugrund, Altlasten
und Erdwärmenutzung in Ludwigsburg erteilt:
Fachbereich Tiefbau und Grünflächen
Abteilung Bodenschutz
Telefon: 07141/910-2707
Telefax: 07141/910-2230
Mail: w.goos@ludwigsburg.de

1. 1. Einleitung
Einleitung
3
Dieses Manuskript ist eine Zusammenfassung der landschaftsgeschichtlichen und geologischen Entstehung von Baden-Württemberg und
der geologischen Verhältnisse im Raum Ludwigsburg. Die Gemarkung von Ludwigsburg liegt im Landschaftsraum des ca. 1300 km 2
großen Neckarbeckens und umfasst eine Fläche von 4333 ha (Abb. 1). Das Neckarbecken wird im Süden und Südosten von den Keuper-
bergen des Glemswaldes, der Stuttgarter Bucht, dem Schurwald und den Berglen, im Osten und Nordosten vom Murrhardter Wald und
von den Löwensteiner Bergen und im Nordwesten vom Strom- und Heuchelberg eingerahmt. Der Markungsbereich westlich des Neckars
gehört zur Muschelkalk- und Lettenkeuperfläche des "Strohgäus", dessen östlicher Teil bis zum Neckar "Langes Feld" genannt wird. Der
Bereich östlich des Neckars gehört zur Gäufläche der "Backnanger Bucht". Im Strohgäu wird intensiver Ackerbau auf den fruchtbaren
Lösslehmböden betrieben. Das Neckartal mit seinen Nebentälern und die Gäuhochflächen östlich des Neckars werden auch durch Obst-
bau und Weinbau geprägt. Die höchste topographische Erhebung in Ludwigsburg ist der Lemberg mit 365,1 mNN, der tiefste Punkt liegt
im Gewann Hofwiesen im Neckartal am Nordrand der Gemarkung mit 195,8 mNN.
Heuchelberg
Stromberg
Enz
Hecken-
Gäu
Obere
Gäue
Strudelbach
Vaihingen/E.
Leonberg
Gäulandschaft,
Zeugenberge
Metter-Platte
PFilder
Glems-
Strudelbach-
Platte
Besigheim
Bietigheim/B.
Zaber
Marbach
Backnanger Bucht
N e c k a r - B e c k e n
S t r o h - G ä u
Sindelfingen
Böblingen
Glems
Glemswald
Zabergäu
Schönbuch
Keuperbergland
Filder
Heilbronn
Waiblingen
Schmidener
Feld
Esslingen
Filderebene
Abb. Abb. 1: 1: Die Die naturräumliche naturräumliche Gliederung Gliederung im im im Mittleren Mittleren Neckarraum
Neckarraum
Neckar
Ludwigsburg
Langes Feld
Stuttgart
Stuttgarter
Bucht
Löwensteiner Berge
Backnang
Winnenden
Rems
Murr
Murrhardter
Wald
Berglen
Rems
Schurwald
Schurwald
Fils
Nord
Fils
Albvorland
Abb. Abb. 2: 2: Der Der Aufb Aufbau Aufb au des des Schichtstufenland
Schichtstufenlandes Schichtstufenland es im im MMittleren
M ittleren Neckarraum Neckarraum
Neckarraum
Verändert nach: H. Brunner (1998): Erläuterungen zu Blatt Stuttgart und Umgebung, GK 50, LGRB Freiburg
Körsch
Albvorland

2. 2. Geologischer Geologischer Bau Bau und und Erdgeschichte Erdgeschichte von von Baden Baden-Württemberg
Baden Württemberg
4
Die Geologie ist die Wissenschaft vom Bau und der Entstehungsgeschichte der Erde (gr. gé = Erde, logos = Lehre). Zur Rekonstruktion
der Erdgeschichte sind genaue Kenntnisse der unterschiedlichen Gesteine, ihrer Herkunft und Entwicklung im Laufe der Jahrmillionen
und ihrer physikalischen und chemischen Eigenschaften erforderlich. Durch Studium, Analyse und Kartierung der Art der Gesteine
(Petrographie) und ihrer Lagerungsverhältnisse (Stratigraphie), durch die Erforschung und Klassifizierung der fossilen Lebewelt in den
Gesteinsschichten (Paläontologie) und mit chemischen und physikalischen Methoden (Geochemie, Geophysik) kann eine Systematik und
Altersklassifizierung der Gesteine der oberen Erdkruste vorgenommen werden. Mineralogische, geophysikalische, geographische, karto-
graphische und paläoklimatologische Untersuchungen ergänzen die Geologie und führen zu unserem heutigen Bild von der Entstehung
und Entwicklung der Erde und ihrer Lebewelt. Bevor wir die unterschiedlichen Gesteine unseres Landes näher betrachten, müssen die
dynamischen Vorgänge innerhalb der Erdkruste erläutert werden. Sie sind für die Entstehung der Gesteine und für die Formung der Land-
schaften von großer Bedeutung.
2.1 2.1 Krustenbewegung Krustenbewegung und und Landschaftsbild
Landschaftsbild
Der Aufbau der Erde gliedert sich in Erdkern, Erdmantel und
Erdkruste (Abb. 3). Die zwischen 5 und 50 km mächtige
Erdkruste ist in 7 Großplatten und 7 kleine Platten unterteilt.
Diese sind, angetrieben durch konvektive Fließbewegungen
des etwa 1.200 °C heißen und zähplastischen Magmas im
Erdmantel ständig in langsamer vertikaler und horizontaler
Bewegung Die Vertikalbewegungen der Platten liegen bei
wenigen mm pro Jahr, die Horizontalbewegungen liegen bei
bis zu 16 cm pro Jahr. In Vulkangebieten und in Bereichen
mit quellfähigen Gesteinen, v,a, Anhydrit, können Vertikal-
bewegungen im Zentimeterbereich pro Jahr gemessen wer-
den. Entlang der Plattengrenzen in den Ozeanen tritt Lava
aus und es kommt zur Neubildung von Meeresboden. Da-
durch driften die Platten langsam auseinander (Seafloor-
Spreading). Es bilden sich weltumspannende Bruchsysteme,
die sogenannten ozeanischen Riftsysteme mit mächtigen
mittelozeanischen Gebirgsrücken und Inselketten. Diese
Neubildung von Meeresboden wird an anderer Stelle bei der
Kollision der Kontinentalplatten durch Versenkung der Oze-
ankruste (Subduktion) in den oberen Erdmantel, einherge-
hend mit der Bildung von Tiefseerinnen ausgeglichen. Bei
der Kollision von Kontinenten, z.B. Indien mit Asien oder
Afrika mit Europa entstehen Faltengebirge wie z.B. der Hima-
laja und die Alpen. Beim Auseinanderdriften kontinentaler
Platten entstehen kontinentale Riftsysteme wie z. B. das
ostafrikanische Grabensystem und das Rote Meer (Abb. 3).
Innerhalb der Platten bilden sich Bruchsysteme wie z.B. das
Mitteleuropäische Grabensystem mit Rhone-Graben, Bresse-
Graben und Oberrheingraben und es kommt auch zu weit-
räumigen Hebungen oder Absenkungen der Erdkruste. In die
so entstandenen Becken dringen Flüsse oder das Meer ein
und es bilden sich über lange Zeiträume mächtige Sedi-
mentablagerungen, die von den umgebenden Festlandsge-
bieten abgetragen werden. Nach tektonischer Hebung und
Trockenfallen der Sedimentbecken werden die abgelagerten
Gesteine durch die Erosion von Wasser und Wind wieder
abgetragen. Im kleinräumigen Maßstab kommt es innerhalb
der Platten zur Bildung von Schichtverbiegungen, die als
Mulden- und Sattelstrukturen bezeichnet werden und zu
horizontalen und vertikalen Schichtversetzungen, die als
Verwerfungen bezeichnet werden. Diese sind oft als Graben-
und Horststrukturen angelegt (Abb. 4). Diese dynamischen
Bewegungsvorgänge innerhalb der Erdkruste werden unter
dem Begriff "Tektonik" (= die Baukunst betreffend) zusam-
mengefasst. Sie haben im Zusammenwirken mit der Verwitte-
rung und der Abtragung der Gesteine maßgeblichen Einfluss
auf die Gestaltung von Flusssystemen und Landschaften.
Das Zusammenspiel dieser Kräfte führte gegen Ende der
erdgeschichtlichen Zeitära des Paläozoikums (Erdaltertum)
vor etwa 255 Millionen Jahren im Raum des heutigen Europa
zur Bildung des so genannten "Germanischen Beckens" als
flache Einsenkung und Randmeer eines großen Ozeans, der
"Tethys" (Abb. 4). Die Landmassen der Erde waren zu dieser
Zeit zum Großkontinent "Pangäa" vereinigt, der dann im
Laufe der Zeit zu den heutigen Kontinenten zerfallen ist. Das
Germanische Becken erstreckte sich vom heutigen England
und Skandinavien bis nach Polen, Süddeutschland und nach
Burgund. Im Laufe der folgenden Jahrmillionen wurden hier
die an die 1000 m mächtigen Sedimentschichten des Meso-
zoikums (Erdmittelalter) in den Zeitabschnitten von Trias,
Jura und Kreide abgelagert. Gegen Ende der Jura-Zeit vor
etwa 145 – 140 Millionen Jahren haben sich Teile dieses
Beckens in Süddeutschland über den Meeresspiegel heraus-
gehoben und unser Land ist seitdem Abtragungsgebiet.
Durch die stärkere Heraushebung von Vogesen, Schwarzwald
und Odenwald kam es in der Tertiär-Zeit vor etwa 35 Millio-
nen Jahren zum Einbrechen des Oberrheingrabens als Ge-
wölbescheitelbruch. Innerhalb der europäischen Erdkrusten-
platte entstand durch tektonische Vorgänge schließlich die
"Süddeutschen Großscholle", die weite Bereiche von Baden-
Württemberg und Bayern umfasst (Abb. 4)

Die tektonische Hebung von Südwestdeutschland führte
zum Einschneiden der Flusssysteme von Rhein und Donau
durch rückschreitende Erosion und zur Abtragung der Ge-
steine. Im Bereich der Hochgebiete von Schwarzwald und
Odenwald wurden die Sedimentschichten so tief abgetragen,
dass die Gneise und Granite des alten Grundgebirges wieder
zutage treten. Die starke Hebung von Schwarzwald und
Odenwald führte zur Verkippung der ehemals weitgehend
horizontal abgelagerten Sedimentschichten nach Südosten.
Wegen der noch stärkeren Hebung des Südschwarzwaldes
fallen die Schichten dort steiler ein, als in den mittleren und
2.2 2.2 2.2 Der Der Aufbau Aufbau des des Untergrundes
Untergrundes
5
nördlichen Landesteilen. Das führte in Verbindung mit der
unterschiedlichen Abtragungsgeschwindigkeit der unter-
schiedlich widerstandsfähigen Sedimentgesteine zur Bildung
eines Schichtstufenlandes mit einer asymmetrischen Auffä-
cherung der Schichtstufen. Dieses Zusammenspiel von He-
bung und Schrägstellung durch Krustenbewegungen und
der Abtragung der unterschiedlich harten und wasserdurch-
lässigen Gesteinsschichten hat im Laufe der Jahrmillionen
das "Schwäbisch-Fränkische Schichtstufenland" mit seinen
Steilstufen und Verebnungsflächen geschaffen, das sich von
der Donau bis zur Rhön erstreckt. (Abb. 7 und 8).
Der Geologe nennt den inneren Bau des Untergrundes "Gebirge", auch wenn kein Bergland im geographischen Sinne aufragt. Im oberen
Bereich der Erdkruste sind in Baden-Württemberg zwei übereinander liegende geologische Baueinheiten zu unterscheiden: Das ältere "kri-
stalline Grundgebirge" (Grundgebirgssockel, Basement) und das jüngere "sedimentäre Deckgebirge" (Sedimenthülle).
2.2.1 2.2.1 2.2.1 Grundgebirge
Grundgebirge
Die Gneise und Granite unter den Sedimentgesteinen wer-
den als Grundgebirge bezeichnet. Es handelt sich um soge-
nannte Kristallingesteine, bei denen sich die Mineralien bei
der Gesteinsentstehung durch Kristallisation aus einer Ge-
steinsschmelze oder durch Umkristallisation bei der Ge-
steinsmetamorphose (Umwandlung) gebildet haben. Diese
Mineralien sind im Gegensatz zu den oft sehr kleinen Mine-
ralien der Sedimentgesteine, die durch Verwitterung und
Abtragung zersetzt und zerrieben wurden oder sekundär
neu entstanden sind, im Gestein oft gut sichtbar. In Baden-
Württemberg sind die Grundgebirgsgesteine die Reste eines
durch die Abtragung eingeebneten ehemaligen Faltengebir-
ges. Dieses "Variszische Gebirge" bildete im Paläozoikum vor
300 bis 400 Millionen Jahren über weite Bereiche des heu-
tigen Europa ein Hochgebirge, ähnlich wie heute die Alpen.
Bei der Abtragung dieses Gebirges vor etwa 250 - 300 Milli-
onen Jahren sind die in der Tiefe liegenden Kristallingestei-
ne freigelegt worden. In Baden-Württemberg besteht das
Grundgebirge zu 2/3 aus Gneisen und zu 1/3 aus Graniten.
Abb. Abb.3: Abb. : Blick Blick in in das das Erdinnere
Erdinnere
Die relativ starren Erdkrustenplatten werden durch
langsame Konvektionsströmungen im heißen und
plastischen Erdmantel bewegt.
Aus D. Richter (1992): Allgemeine Geologie,
4. Auflage. De Gruyter, Berlin.
Die Gneise sind metamorphe Gesteine, die durch die Um-
wandlung älterer Sedimentgesteine und Magmatite entstan-
den sind. Die Ausgangsgesteine wurden durch tektonische
Vorgänge in bis zu 15 Kilometer Tiefe versenkt, auf bis zu
500 °C erhitzt und hohen Drücken ausgesetzt. Durch diese
Beanspruchung haben sich andere Mineraliengefüge gebil-
det (Rekristallisation), oder es sind vollkommen neue tempe-
ratur- und druckstabile Mineralien entstanden. Alle vorher-
gehenden Gesteinsstrukturen und Fossilien wurden dabei
zerstört. Es kam aber nicht zur Gesteinsaufschmelzung.
Metamorphe Gesteine sind oft an ihrer Schieferstruktur zu
erkennen, die durch einseitig gerichteten Druck entstanden
ist. Die Granite werden als plutonisch-magmatische Gesteine
(Tiefengesteine, Erstarrungsgesteine, Intrusionsgesteine)
bezeichnet. Sie sind während der variszischen Gebirgsbil-
dung im Bereich von tektonischen Schwächezonen in glut-
flüssigem Zustand aus großer Tiefe aufgestiegen, haben
dabei die älteren Gneise durchschmolzen und sind dann
langsam zu grobkörnigen Festgesteinen erstarrt.

Profilschnitt in Abb. 9, Seite 12
Abb. Abb. 4: : Die Die tektonischen tektonischen tektonischen Strukturen Strukturen in in Süddeutschland
Süddeutschland
6
Die Süddeutsche Großscholle zwischen Oberrheingraben, Alpen, Böhmischer Großscholle und Rheinisch-Ardennischer Großscholle nimmt
weite Teile von Baden-Württemberg und Bayern ein. Der tektonische Bau, also Brüche und Gräben, Mulden und Sättel, Gewölbe, Falten,
Abschiebungen und Aufschiebungen und auch Gesteinsklüfte haben maßgeblichen Einfluss auf die Verwitterung und Abtragung und damit
auf die Richtung der Flüsse und auf das Gesicht der Landschaft. Das kleine Bild rechts oben zeigt die Spannungsverhältnisse in Mitteleuropa.
Die weißen Pfeile zeigen die Einspannung der Krustenteile (Blöcke), die schwarzen Pfeile deuten die Bewegung als Reaktion darauf an. Erd-
bebengebiete sind schraffiert. Der nordwärts gerichtete Druck der afrikanischen Kontinentalplatte, der auch für die Auffaltung der Alpen
verantwortlich ist, zerscherte die Europäische Kontinentalplatte in zahlreiche Brüche und Gräben. Das Schollenmosaik ist in fraktaler Hierar-
chie vom Satellitenbild bis zur mikroskopischen Probe erkennbar. Die Bewegungen sind auch heute noch aktiv. Im Südschwarzwald können
Hebungen von 0,1 mm pro Jahr gemessen werden, die Alpen heben sich mit ca. 1 mm pro Jahr.
Aus: C. Stier, H. Behmel & U. Schollenberger (1989): Wüsten, Meere und Vulkane, Baden-Württemberg in Bildern aus der Erdgeschichte.
Peter Grohmann, Stuttgart. Nach O.F. Geyer & M.P. Gwinner 1991 und W. Carlè (1950),
Ludwigsburg

2.2.2 2.2.2 2.2.2 Deckgebirge
Deckgebirge
7
Die über dem kristallinen Grundgebirge abgelagerten Sedimentgesteine (Sedimenthülle) werden als Deckgebirge bezeichnet. Das Grund-
gebirge und die oft stark verfestigten bis felsartigen Sedimente des Deckgebirges bis zum Ende der Tertiär-Zeit werden als "Grundschich-
ten" bezeichnet. Darüber liegen die meistens locker gelagerten Sedimente aus der Zeit des Quartärs vor 2,6 Mio. Jahren bis heute, die als
"Deckschichten" bezeichnet werden.
Sedimentäre Sedimentäre Grundschichten
Grundschichten
Während der langsamen Einsenkung des Germanischen
Beckens im Zeitraum des Mesozoikums (Erdmittelalter) kam
es zur Ablagerung von stellenweise über 1.000 m mächtigen
Sedimentschichten, teils unter flacher Meeresbedeckung
(marine bzw. überwiegend chemische und chemisch-
biogene Sedimente) und teils unter dem Einfluss von Fluss-
systemen (terrestrische, fluviatile, limnische bzw. überwie-
gend klastische Sedimente; siehe Erläuterung auf Seite 27).
Die Klimaverhältnisse waren warm und trocken und oft
wüstenhaft (arides Klima). Die Ursache für dieses Klima war
die langsame Wanderung der europäischen Erdkrustenplatte
seit dem Ende der Karbon-Zeit aus der tropisch-feuchten
Äquatorregion nach Norden in die subtropische Wüsten-
zone. Die Absenkung des Beckens wurde durch die Auf-
schüttung der Sedimente kompensiert, so dass die Sedimen-
tationsoberfläche immer knapp über dem Meeresspiegel oder
flach darunter lag (Schelfmeer). Die weichen, feinkörnigen
und locker gelagerten Sedimente wurden mit der Zeit durch
den Prozess der "Diagenese" (Verdichtung) verfestigt. Die
Sedimente wurden durch den Druck der überlagernden
Schichten entwässert und kompaktiert. Dann wurden in den
winzigen Zwischenräumen der Sedimentkörner durch Lö-
sungsvorgänge und durch Umkristallisation und Sammelkris-
tallisation neue Kristalle gebildet, die das Sediment zu festem
Deckschichten
Deckschichten
Gegen Ende der Tertiär-Zeit ist das warme Erdklima aus noch
nicht genau bekannten Gründen kälter geworden. Während
der Zeitperiode des Quartärs (2,6 Mio. Jahre bis heute) wur-
den im "Pleistozän" (Eiszeitalter) in ganz Deutschland die
vielfältigen Deckschichten-Sedimente der Kaltzeiten und der
dazwischen liegenden Warmzeiten auf den wesentlich älteren
Grundschichten abgelagert. In mindestens 8 Kaltzeiten (Gla-
ziale) von jeweils etwa 100.000 bis 200.000 Jahren Dauer
schoben sich mächtige Gletscher vom skandinavischen
Schild nach Norddeutschland vor. In Oberschwaben und
Bayern traten die Gletscher aus den Alpen ins Flachland und
stellenweise bis über die Donau heraus. Der Feldberg im
Südschwarzwald trug dann ebenfalls eine Eiskappe und die
Hochlagen im Nordschwarzwald waren mit kleinen Kar-
Gletschern bedeckt. Die Gletscher hinterließen bei jedem
Vorstoß ihre Ablagerungen aus Moränen, Beckentonen, San-
den und Flussschottern. In den nicht vom Eis bedeckten
sogenannten "Periglazialgebieten", so auch in Ludwigsburg,
Gestein verkittet haben. Die Sedimente des Mesozoikums
werden in die Zeitperioden Trias (Buntsandstein, Muschel-
kalk, Keuper), Jura und Kreide untergliedert. Im außeralpi-
nen Deutschland wird die Trias als "Germanische Trias"
bezeichnet, im Gegensatz zur "Alpinen Trias", die im weiter
südlich gelegenen Meeresbecken der Tethys abgelagert
wurde. Am Übergang von der Jura-Zeit in die Kreide-Zeit vor
etwa 145 bis 140 Mio. Jahren kam es in Süddeutschland zur
Heraushebung der Erdkruste über den Meeresspiegel und
damit zum Ende der Sedimentation. Mögliche Ablagerungen
aus der Kreide-Zeit sind hier der Abtragung zum Opfer gefal-
len. In der Zeitära des Känozoikums (Erdneuzeit) hat sich vor
40 bis 5 Millionen Jahren während der Tertiär-Zeit das Al-
penvorland der Schweiz, Oberschwabens und Bayerns abge-
senkt. Ursache waren Massenausgleichsvorgänge im Zuge
der alpinen Gebirgsbildung. In diesem so genannten "Nord-
alpinen Molassebecken" (mollis = weich) wurde der Abtra-
gungsschutt der rasch aufsteigenden Alpen als bis zu 5.000
m mächtige, sandig-tonige und örtlich konglomeratische
Schichten unter flacher Meeresbedeckung und durch Flüsse
und Schichtfluten abgelagert. Auch der einbrechende Ober-
rheingraben wurde in dieser Zeit vom Meer überflutet und
mit bis über 3.000 m mächtigem Abtragungsschutt aufge-
füllt.
herrschte ein kaltes und trockenes Tundra- und Steppenkli-
ma mit bis zu 100 m tiefem Permafrost und einem spärli-
chen Bewuchs mit Gräsern und Sträuchern. Auf dieser Land-
oberfläche haben sich durch sommerliche Frost-/Tau-
wechsel und Verwitterungs-, Umlagerungs- und Fließvorgän-
ge Fließerden und Frostschuttdecken gebildet. Darüber wur-
den in weiten Bereichen feinkörnige Lösssedimente durch
Staubstürme abgelagert. An den Talflanken lagerte sich
Hangschutt ab und in den Flusstälern wurden sandige Schot-
ter sedimentiert. Die Kaltzeiten wurden von den etwa 10.000
bis 20.000 Jahre andauernden Warmzeiten (Interglaziale)
unterbrochen. Im dann warmen und feuchten Klima waren
die kaltzeitlichen Ablagerungen besonders intensiv der Ver-
witterung und Bodenbildung ausgesetzt. Die Jetzt-Zeit wird
innerhalb der Quartär-Zeit als "Holozän" bezeichnet und zählt
seit dem Ende der "Würm-Kaltzeit" vor 11.590 Jahren. Das
Holozän ist eine Warmzeit, auf die in wenigen tausend Jah-
ren vermutlich in die nächste Kaltzeit folgen wird.

Ära
Känozoikum
Mesozoikum
Paläozoikum
Zeitsystem Zeitserie
Quartär
Tertiär
Kreide
Jura
Trias
Perm
Karbon
Devon
Silur
Ordovicium
Kambrium
Präkambrium
(Proterozoikum,
Archäikum,
Hadäikum)
Holozän
Pleistozän
(Eiszeiten)
Pliozän
Miozän
Eozän
Oligozän
Paläozän
Oberkreide
Unterkreide
8
Zeitgruppe
nicht schraffiert
= überwiegend Meer
-> Ablagerung von Sedimenten
schraffiert
= Festland
-> überwiegend Abtragung
gestrichelt
= Tiefland
-> überwiegend Ablagerung
Talauen,
Schuttsedimente,
Löss, Beckentone
Schotter, Moränen
lokal
Sedimente
Oberjura Weißer Jura
Mitteljura Brauner Jura
Unterjura Schwarzer Jura
Obertrias Keuper
Mitteltrias Muschelkalk
Untertrias Buntsandstein
Oberperm Zechstein
Mittel- und
Unterperm
Rotliegendes
lokal Sedimente, Granite
Gneise, Anatexite
Auffaltung der Alpen
Ausgangsgesteine der
Grundgebirgsgneise:
Grauwacken, Tonsedimente,
Tuffe
im Raum Ludwigsburg an der Oberfläche anstehende Gesteine
... abgetragene Gesteinsschichten
... in der Tiefe anstehende Gesteine
- sedimentäres Deckgebirge und kristallines Grundgebirge
(Granite und Gneise des Variszischen Gebirges und älterer
Zeit-Perioden)
Alter
in Mio.
Jahre
11.590 a
2,6 (1,8)
66
100
146
161
176
200
237
245
251
260
299
359
416
444
488
542
Alter der
Erde
ca. 4,55
Milliarden
Jahre
Abb. Abb. 5: : Geologische Geologische Zeittafel Zeittafel und und geologische geologische Ereignisse Ereignisse in in Südwestdeutschland
Südwestdeutschland
Ereignisse
in Südwest-
deutschland
Metamorphose im heutigen Grundgebirge Ablagerung des Deckgebirges des Zeit der landschaftlichen Formung
südwestdeutschen Schichtstufenlandes
Weltweite
Gebirgsbildungen
Ergänzt und aktualisiert nach: H. Behmel, M.P. Gwinner, K. Hinkelbein & W. Siewert (1979): Geologie (Eine Einführung für Studierende).
Arb. Inst. Geol. Paläont. Univ. Stuttgart (Hrsg.), N.F. 73.
Molasse
Festland in SW-Deutschland
Oberrheingraben
����
����
����
����
����
Meeresbedeckung in Südwestdeutschland
Vulkanismus Vulkanismus
Ältere Gebirgsbildungen Kaledonische G. Variszische Gebirgsbildung Alpidische Gebirgsbildung
Entwicklung
der Lebewelt
Moderner Mensch
seit ca. 250.000 a
Erste Hominiden
Älteste Wale
Großes Artensterben
durch Meteorit
Dinosaurier sterben
aus
Älteste Affen
Älteste Vögel
Erste Säugetiere
Meeresreptilien
Dinosaurier
Großes Artensterben
durch Vulkanausbrüche,
90% der
Arten sterben aus
Älteste Reptilien
Kohlesümpfe
Wirbeltiere erobern
das Land
Amphibien
Älteste Fische
Älteste Insekten
Viele neue Arten
entstehen
Organismen ohne
Zellkern, Bakterien
Cyanobakterien
Älteste Lebewesen vor
ca. 3,5 Milliarden
Jahren
= größerer Vereisungsphasen in der Erdgeschichte
= Artensterben-Großereignisse ("Big Five")
= Meteoriteneinschläge von Nördlinger Riss
und Steinheimer Becken vor 15 Ma.
Beide Krater stammen von einem Meteoriten,
der sich geteilt hat.
����
����
����
����
����

Perm
299-251 Millionen Jahre (Ma)
Oberjura
157-146 Ma
Germanisches Becken
Buntsandstein
251-243 Ma
Kreide
146-66 Ma
Abb. Abb. Abb. 6: : : Die Die Verteilung Verteilung von von Land Land und und Meer Meer in in Deutschland
Deutschland
Paläogeographische Karten der Sedimentationsräume im Germanischen Becken für die Zeiträume von Perm bis Quartär.
Seit dem Ende der Jura-Zeit sind weite Teile von Süddeutschland Festland.
Ergänzt nach G. Bloos (1998) aus: E. Villinger (2005): Geo-Poster Baden-Württemberg,
Grafiken zur Geologie und Erdgeschichte. CD-ROM. Landesamt für Geologie, Rohstoffe und Bergbau (LGRB), Freiburg.
9
?
Muschelkalk
243-235 Ma
Tertiär
66-2,6 Ma
Keuper
235-200 Ma
Quartär
2,6 Ma bis heute
Dargestellt ist die Situation
im Eiszeitalter (Pleistozän)
Glazialgebiete in
Norddeutschland
eisfrei (periglazial)
Alpen-Vergletscherung

Ludwigsburg
Abb. Abb. 7: : Die Die Erdgeschichte Erdgeschichte von von Baden Baden-Württemberg
Baden Württemberg
Ludwigsburg
Paläogeographische Blockbilder der Landschaften für die Zeitabschnitte von Bundsandstein, Muschelkalk, Keuper und Tertiär
Während der Buntsandstein
Buntsandstein-Zeit
Buntsandstein
Buntsandstein Zeit war das Germanische Becken eine Aufschüttungsfläche mit einem
wüstenartigen Klima. Aus den randlichen Hochgebieten haben Flüsse sandige Sedimente mit Tonen und
Geröllen überwiegend als Schichtfluten in die oft abflusslose Tiefebene transportiert. Während der
Muschelkalk schelkalk schelkalk-Zeit
schelkalk Zeit drang das Meer in das Becken vor und lagerte Kalk- und Tonschlämme ab. Zur Zeit
des Mittleren Muschelkalks war das Randmeer zeitweise vom großen Ozean abgeschnitten, so dass das
Meerwasser im trocken-heißen Klima (arides Klima) verdunstete und sich Evaporitsedimente aus Gips,
Anhydrit und Steinsalz abgesetzt haben. Zur Keuper Keuper-Zeit Keuper
Zeit Zeit herrschten festländische Ablagerungsverhältnisse
mit gelegentlichen marinen Einflüssen bei einem oft trockenen und kontinentalen Klima vor. Zur
Zeit des Gipskeupers kam es zur Ausscheidung von Gips und Anhydrit im verdunstenden Meerwasser.
Die höheren Keuperschichten werden von mächtigen Tonmergel-Sedimenten und von Sandsteinlagen
aufgebaut, die von Flusssystemen in das Becken transportiert wurden.
10
Rhein-
graben
Ludwigsburg
Ludwigsburg
Blockbilder nach C. Stier, H. Behmel & U. Schollenberger (1989): Wüsten, Meere und Vulkane,
Baden-Württemberg in Bildern aus der Erdgeschichte. Peter Grohmann, Stuttgart.
Zur Jura Jura-Zeit Jura Zeit drang wieder das Meer in das Germanische Becken vor und lagerte in einem flachen bis
tiefen Schelfmeer Ton- und Kalkschlämme und mächtige Riffkalke ab (kein Bild). Gegen Ende der Jura-
Zeit und mit Begin der Kreide Kreide-Zeit Kreide
Zeit Zeit vor etwa 145 bis 140 Mio. Jahren wurde unser Land Abtragungsgebiet
(kein Bild). Auf dem Festland entwickelte sich durch die Erosion der schräg gestellten und unterschiedlich
widerstandsfähigen Sedimentschichten das Schwäbisch-Fränkische-Schichtstufenland. Der Stress der
afrikanisch-europäischen Plattenkollision während der Tertiär Tertiär-Zeit Tertiär
Zeit vor etwa 40 Millionen Jahren führte
zum Einbrechen der europäischen Grabensysteme und zur Heraushebung der Grabenränder von
Schwarzwald und Vogesen. Im Oberrheingraben wurden unter Meeresbedeckung bis zu 3.000 m mächti-
ge Sedimente abgelagert. Im Alpenvorland wurden der bis zu 5.000 m mächtige Abtragungsschutt der
Alpen im teils marinen, teils limnisch-fluviatil geprägten Molassebecken abgelagert.
Alb
Molassebecken

Schnittlage
in Abb. 9
Oberrhein-
Graben
Schwarzwald
Grundgebirge
Baar
Klettgau
Kraichgau
Deckgebirge
Odenwald
Gäu
Hegau
Neckar-
becken
Bauland
Schwäbische
Alb
Schwäbisch-
Fränkischer
Wald
Alb
Oberschwaben
11
Hohenloher Ebene
Molasse-
becken
Meteoriten-
Krater von
Nördlinger Ries
und
Steinheimer-
Becken
Abb. Abb. 8: : Baden Baden-Württemberg Baden Württemberg heute heute heute - Die Die geologische geologische Anatomie Anatomie unseres unseres La Landes La des des
Östlich der fluviatilen Terrassenlandschaft des Oberrheingrabens erhebt sich das stark zertalte kristalline
Grundgebirge Grundgebirge (rot) und bildet das kuppige Mittelgebirge von Schwarzwald und Odenwald. Im Nordschwarzwald
und im Odenwald liegt der Buntsandstein (beige) als älteste und erste sedimentäre Schichtstufe
auf dem Grundgebirge und leitet den Übergang von der Grundgebirgslandschaft zur nach Osten
folgenden Schichtstufenlandschaft ein. Über dem Buntsandstein folgt die Stufe und Verebnungsfläche des
z.T. verkarsteten Muschelkalks (rosa), der zusammen mit dem geringmächtigen Lettenkeuper Lettenkeuper (gestichelte
Linie in der Abb. rechts) die weiten Gäuflächen und das Neckarbecken bildet. Darüber folgt die Schichtstu-
fe des Gipskeupers Gipskeupers und des des Sandsteinkeupers (grün), deren Hochflächen die bewaldeten Keuperbergländer
rund um Stuttgart und Heilbronn und den Schwäbisch-Fränkischen Wald bilden. Das Ausgrei-
fen der Keuperschichtstufe nach Westen im Glemswald bei Leonberg wird durch die Reliefumkehr im
Fildergraben verursacht.
Rheingraben
Quartär +
Tertiär
Murg
Perm,+
Karbon
Buntsandstein
Muschelkalk,
teils mit
Lettenkeuper
Nordschwarzwald
Kraichgau
Nagold
Keuper
Oberes Gäu
Heckengäu
Heuchelberg
Zabergäu
Stromberg
Keuper
Enz
S t r o h g ä u
Stuttgart
Glemswald
Keuper
Schönbuch
Filder
Unterjura
Gneise
Keuper
+ Grani-
Muschelkalk,
te teils mit
Lettenkeuper
Mitteljura
Keuper
Löwensteiner
Berge
Oberjura
Schwäb. Alb
Geologische Reliefbilder ergänzt nach G. Wagner & A. Koch (1961), bearbeitet durch R. Hüttner. Quelle: LGRB.
Über dem Keuper liegen die geringmächtigen Tonsteine, Mergelsteine und Sandsteine des Unterjuras Unterjuras Unterjuras Unterjuras
(blaugrau).Darüber bilden im Alb-Vorland die mächtigen Tonsteinserien des Mitteljuras (braun) den Anstieg
zur markanten Schichtstufe der Schwäbischen Alb. Der Felstrauf der Schwäbischen Alb wird von den
verkarsteten Karbonatgesteinen des Oberjuras Oberjuras (hellblau) gebildet, die den derzeitigen Haupterosionsrand
der Jurastufe in Baden-Württemberg markieren. Die roten Punkte (Auswahl) im Vorland und auf der Alb
sind alte Vulkan Vulkan-Tuff Vulkan
Tuff Tuff-Schlote Tuff Schlote des Kirchheim-Uracher Vulkangebiets aus der Tert Tertiär Tert
är är-Zeit. är Zeit. Zeit. Die zunächst
kuppige und ab der Klifflinie ebene Hochfläche der Alb geht entlang der Donau in die teils hügelige und
teils flächige Akkumulationslandschaft von Oberschwaben über. Diese wird von den mächtigen Sand- und
Tonschichten des Molassebeckens aus der Tertiär Tertiär-Zeit Tertiär
Zeit Zeit (gelb) aufgebaut. Die tertiären Schichten werden
großteils von den Moränenzügen, Schotterflächen, Beckentonablagerungen und Torfflächen des Pleist Pleisto- Pleist o
zäns zäns (Eiszeitalter) (Eiszeitalter) und von Ablagerungen des Hol Holozäns Hol zäns (Jetztzeit) (Jetztzeit) (ocker) bedeckt.
Neckar
Ludwigsburg
Murr
Backnanger
Bucht Berglen
Schurwald
Fils
Rems
Alb-Vorland

12
West Ost Nord Süd
Profil- Knick
Nord-Vogesen Rheingraben Nord-Schwarzwald Gäu Filder Schwäbische Alb Oberschwaben Thurgau Alpen
Merkur Achalm Tautschbuch Höchsten Hoher Kasten
Rhein Murg Nagold Neckar Donau Bodensee
Haguenau Baden-Baden Liebenzell Ludwigsburg Stuttgart Mengen St. Gallen
ehemalige Gletscherbedeckung
Grundgebirge Tertiäre Grabenfüllung Permokarbon Buntsandstein Muschelkalk Tertiäre Vulkanschlote Keuper Unter- Mittel- Oberjura
Abb. Abb. 9: : Geologische Geologischer Geologische r Profil Profilschnitt Profil schnitt Rheingraben Rheingraben - Schichtstufenland Schichtstufenland - Oberschwaben Oberschwaben - Alpen
Alpen
Der Profilschnitt zeigt vereinfacht und überhöht die Lage der Sedimentschichten über dem Grundgebirge in Baden-Württemberg.
Die Schnittlage ist in Abb. 6 eingezeichnet.
Süddeutsche Großscholle
Bei der Abtragung des variszischen Gebirges in Südwestdeutschland während der Perm-Zeit vor ca. 250 –
300 Mio. Jahren wurden die über dem Grundgebirge liegenden Gesteine aus den Zeitperioden von Devon
und Karbon bis auf örtliche Reste entfernt. Dabei kam es zur Ablagerung von grobkörnigen terrestrischen
Sedimenten in langgestreckten Senken (Rotliegendes) und zu flächenhaften marinen und terrestrischen
Ablagerungen im Norden von Baden-Württemberg (Zechstein). Während der anschließenden Einsenkung
des Germanischen Beckens wurde in den Zeitabschnitten von Trias (Buntsandstein, Muschelkalk, Keuper)
und Jura eine an die 1000 m mächtige Sedimenthülle flächig auf dem Grundgebirgssockel abgelagert. Ab
dem Ende der Jura-Zeit hat sich das Gebiet des Rheinischen Schildes im Zentrum von Europa aus dem
Meer herausgehoben. Im Bereich des Südschwarzwaldes kam es zu einer lokalen Aufwölbung, verursacht
durch thermische Konvektionsprozesse im oberen Erdmantel (Manteldiapir). Als Folge dieser Heraushebung
ist in der Tertiär-Zeit vor etwa 35 Mio. Jahren der 300 km lange und bis zu 50 km breite Oberrheingraben
als Gewölbescheitelbruch entstanden. Die Sedimentgesteine auf den herausgehobenen Grabenschultern
von Vogesen, Schwarzwald und Odenwald wurden nun rasch abgetragen. Im stärker herausgehobenen
mittleren und südlichen Schwarzwald werden heute weite Teile der Mittelgebirgslandschaft von den Gneisen
und Graniten des Grundgebirges aufgebaut. Im nördlichen und östlichen Schwarzwald bedecken die Sedi-
mentgesteine der Schichtstufe des Buntsandsteins viele Bergrücken und reichen oft bis in die Täler. Der
Rheingraben war während der Tertiär-Zeit vom Meer überflutet und wurde mit bis zu 3.000 m mächtigen
Sedimenten gefüllt. Durch die ungleichmäßige Hebung von Schwarzwald und Odenwald in Verbindung mit
Pleistozäne und holozäne Sedimente Subalpine Molasse
der Einsenkung des Nordalpinen Molassebeckens wurden die Sedimentschichten in Baden-Württemberg nach
ihrer Ablagerung nach Südosten verkippt. Das hat zusammen mit der Abtragung der unterschiedlich erosionsbe-
ständigen Gesteine zur Bildung eines nach Nordosten asymmetrisch aufgefächerten Schichtstufenlandes ge-
führt. Unter der Schwäbischen Alb und unter Oberschwaben nimmt das Schichtfallen zum Molassebecken hin
zu (Molasseflexur). Das Molassebecken hat sich in der Tertiär-Zeit als Massenausgleichsbewegung zu den rasch
aufsteigenden Alpen eingesenkt und war zeitweise vom Meer überflutet. Diese Akkumulationslandschaft nimmt
bis heute den Abtragungsschutt der Alpen auf, und es wurden sandig-tonige und z.T. konglomeratische Sedi-
mente mit einer Mächtigkeiten von bis zu 5.000 Meter abgelagert. Vor dem Alpenrand biegt die Schichtlagerung
der Molasse um und bildet die "Aufgerichtete Molasse". Ursache dafür sind die sich nach Norden vorschieben-
den Alpen, die die Molasseschichten verbiegen, stauchen, falten, abscheren und überschieben. Die gefalteten
und abgescherten Bereiche bilden als alpenparallele Hügelketten eine Schichtrippenlandschaft und werden
"Subalpine Molasse oder Faltenmolasse" genannt. Während der Auffaltung der Alpen wurden ältere Flysch-
Sedimente über die tertiäre Faltenmolasse überschoben. Der Flysch entstand während der Kreide-Zeit durch
marine Trübeströme (Turbidite) im Meeresbecken der Tethys. Auch die Felsgesteine der Helvetischen Decke,
die am Hohen Kasten über dem weichen Flysch liegen, stammen aus der Kreide-Zeit. In Oberschwaben und im
Thurgau werden die Molasseschichten großteils von den Moränen- und Schmelzwassersedimenten und von den
tonig-torfigen Beckenfüllungen des Eiszeitalters(Pleistozän) sowie von den jüngsten Ablagerungen aus der
aktuellen Zeit des Holozäns bedeckt.
Helvetikum
Profilschnitt verändert nach O.F. Geyer & M.P. Gwinner (1991):
Geologie von Baden-Württemberg. Schweizerbart, Stuttgart.

3. 3. Die Die Geologie Geologie in in Ludwi Ludwigsburg Ludwi gsburg
In den Zeitperioden von Oberkarbon bis Perm vor 326 bis 251 Millionen Jahren wurde das variszische Hochgebirge abgetragen. Die Abtra-
gungsprodukte wurden in Baden-Württemberg als grobkörniger terrestrischer Schutt (Rotliegendes) in langgestreckten Senken abgelagert. Im
nördlichen Baden-Württemberg wurden marine Karbonate und terrestrische Sedimente (Zechstein) in einem Meeresbecken sedimentiert. Eine
Kette von Vulkanen hat große Mengen an Lava und Tuffen ausgestoßen und abgelagert. Im sich dann weiter ausdehnenden und einsinkenden
Germanischen Becken wurden in den Zeiten von Trias und Jura und stellenweise während der Kreide-Zeit abwechselnd kontinentale und
marine Sedimente weitgehend horizontal abgelagert. Die Mächtigkeit dieser Sedimentschichten schwankt zwischen den Randbereichen und
dem Beckeninneren. In der nachfolgenden Beschreibung werden die Schichtmächtigkeiten im Raum Ludwigsburg angegeben.
3.1 3.1 Buntsandstein Buntsandstein (251 251 bis 24 243 24
Millionen Millionen Jahre)
Jahre)
Der Buntsandstein ist die älteste und unterste Sedimentstufe im Schichtstufenland. Er bildet die Hochflächen des Buntsandstein-
Schwarzwaldes und -Odenwaldes und im Nordschwarzwald die Hochlagen von Schliffkopf, Hornisgrinde, Merkur und Hohloh.
Über der durch Erosion eingeebneten Rumpffläche des
Grundgebirges und den Ablagerungsresten der Karbon- und
Perm-Zeit wurden die Schichten des Buntsandsteins bei
einem wüstenartigem Klima in einer Landschaft vergleichbar
mit Inner-Australien flächig und diskordant abgelagert. Die
oft rötlich gefärbten und grob- bis feinkörnigen Sandsteine
mit Geröllen und Tonsteinlagen wurden von Flüssen aus den
randlichen Hochgebieten in breiten Schwemmfächern als
Schichtfluten in die Ebene des Germanischen Beckens ge-
3.2 3.2 Muschelkalk Muschelkalk Muschelkalk (24 24 243 24 3 bis 235 Millionen Jahre)
schüttet (klastisch-fluviatile Sedimentation). Die Grenze zum
jüngeren Muschelkalk bilden die unter Meereseinfluss abge-
lagerten Röt-Tone. In Ludwigsburg liegen die knapp 300 m
mächtigen Gesteine des Buntsandsteins ca. 140 bis 240 m
unter der Geländeoberfläche. Die obersten Schichten des
Buntsandsteins, die Röt-Tone und der Plattensandstein wur-
den bei den Mineralwasserbohrungen in Ludwigsburg-
Hoheneck und im ehemaligen Mathildenhof in der Rosen-
straße bei ca. 60 mNN angebohrt (Abb. 20).
Der Muschelkalk ist die zweite Schichtstufe in Baden-Württemberg und bildet zwischen Klettgau und Bauland die Neckar- und Taubergäu-
platten. Während der Muschelkalkzeit kam es durch den Anstieg des Meersspiegels zur Überflutung des Germanischen Beckens durch ein
flaches Randmeer des großen Tethys-Meeres (Meer zwischen dem damaligen Afrika und Eurasien). Bei trocken-warmen Klimaverhältnissen,
ähnlich denen im Persischen Golf wurden in dem stark salzhaltigen Meerwasser feinkörnige Ton- und Karbonatschlämme, karbonatische
Schalenreste von Meerestieren und evaporitische Sedimente abgelagert (chemisch-biogene, bioklastische und chemische Sedimente).
Der Untergrund der Gäuflächen wird von den etwa 55 m
mächtigen Mergel-, Kalk- und Dolomitschichten des Unteren
Muschelkalks aufgebaut, der in Ludwigsburg nicht zutage
tritt. Der etwa 65 m mächtige Mittlere Muschelkalk besteht
zu einem großen Teil aus evaporitischen Gesteinen (Anhydrit,
Gips und Steinsalz) und aus Dolomitsteinbänken. Die Evapo-
rite wurden durch Ausfällung aus dem verdunstenden Meer-
wasser in einer abgegrenzten Meeresbucht mit verringertem
Wasseraustausch abgelagert. In den Landesteilen, wo heute
die Bedeckung durch höhere Gesteinsschichten ganz oder
teilweise abgetragen ist, wurden die Salzgesteine des Mittle-
ren Muschelkalks durch das Grundwasser ausgelaugt. Hier
sind nur noch die schluffig-tonigen Lösungsrückstände übrig
geblieben. Auch die Gips- und Anhydritgesteine befinden
sich hier im Stadium der Auslaugung (Zellendolomite), was
gelegentlich zur Bildung von Lösungshohlräumen mit Durch-
brüchen bis zur Erdoberfläche führt (Erdfälle, Dolinen). Diese
Verhältnisse treffen auch auf den Raum Ludwigsburg zu. Die
Schichtgrenze zur Basis des Oberen Muschelkalks liegt etwa
15 - 25 m unter der Talauen-Oberfläche des Neckartals. Der
etwa 85 m mächtige und v.a. im Nahbereich zum Vorfluter
oft verkarstete Obere Muschelkalk wird in seinem obersten
13
Teil vom 5 - 10 m mächtigen, gelbgrauen und oft kavernösen
Trigonodusdolomit gebildet. Darunter folgen unterschiedlich
mächtige, gut gebankte und geklüftete Kalksteine. Diese
bestehen teils aus feinkörnigen kristallinen Kalken, die sich
aus sauerstoffarmen Kalkschlämmen gebildet haben und
teils aus zertrümmerten Gehäuseresten von Meerestieren
(bioklastische Kalke, Schalentrümmerkalke). Im Unteren
Hauptmuschelkalk findet man oft Kalksteinbänke, die fast
vollkommen aus versteinerten Stielgliedern von Seelilien auf-
gebaut sind, sogenannte Trochitenkalke. Die hell- bis dun-
kelgrauen und graublauen Kalksteinbänke werden durch
dünne und dunkel gefärbte Tonmergelsteinfugen voneinan-
der getrennt. Diese Wechsellagerung macht eine gute li-
thostratigraphische Gliederung des Oberen Muschelkalks
über weite Bereiche möglich. Die Strohgäufläche wurde
durch den Schwäbisch-Fränkischen-Sattel tektonisch empor
gehoben. Hier mussten sich der Neckar und die Nebenflüsse
tief in das Gestein einschneiden und winden sich in Mäan-
dern durch die Täler. An den steilen Prallhängen der Flüsse,
in Ludwigsburg zwischen Hoheneck und Poppenweiler, tre-
ten die Gesteinsformationen des Oberen Muschelkalks als
breite und stark zerklüftete Felsbänder zutage.

Stratigraphie
Oberer Muschelkalk
Obere
Sulfat-
schichten
Zwischendolomit
Steinsalz-
Schichten
Untere
Sulfatschichten
Untere
Dolomite
Liegende
Kalkmergel
Obere
Dolomit-
formation
Salinar-
formation
Untere
Dolomit-
formation
Unterer Muschelkalk
Abb. Abb. 10 10: 10
: Geologische Geologische Geologische Profile Profile des des Mittleren Mittleren Muschelkalks
Muschelkalks
Links: Mittlerer Muschelkalk in der Grundwasserbohrung Mathildenhof in Ludwigsburg mit ausgelaugten
Steinsalzschichten und Sulfatschichten in fortschreitender Auslaugung.
Rechts zum Vergleich: Mittlerer Muschelkalk in Stuttgart mit vollständiger Sulfat- und Salinarformation.
Schichtprofile aus: H. Brunner (1998): Geologische Karte von Baden-Württemberg
1 : 50 000, Erläuterungen zum Blatt Stuttgart und Umgebung. LGRB, Freiburg.
14
Abb. Abb. Abb. 11 11: 11 11:
: Geologisches Geologisches Geologisches Standard Standardprofil Standard profil des des Oberen Oberen Oberen Muschelkalks Muschelkalks im im Raum Raum Stuttgart
Stuttgart

3.3 3.3 Keuper Keuper (235 235 bis bis 200 200 Millionen Millionen Jahre)
Jahre)
Während der Keuper-Zeit wurden neben vereinzelten marinen Sedimenten überwiegend festländisch geprägte klastisch-fluviatile Sedimente
und Brackwassersedimente in reliefarmen Flussebenen und in Seen bei einem tropisch-warmen und teils feuchten, teils trockenen Kontinen-
talklima abgelagert. Dieser Ablagerungsraum war nur durch schmale und flache Pforten mit dem Weltmeer verbunden.
Auf den Gäuflächen in Baden-Württemberg, so auch im Be-
reich des Strohgäus und des Langen Feldes wird die breite
Ausstrichsfläche des Oberen Muschelkalks oft von den wech-
selnd mächtigen Erosionsresten des Lettenkeupers flächig
bedeckt. Der Lettenkeuper (Unterkeuper) bildet keine eigene
landschaftliche Schichtstufe und hat im Raum Ludwigsburg je
nach Abtragungszustand eine Mächtigkeit von wenigen Metern
bis maximal 23 m. Er besteht aus einer engen Wechselfolge
von geringmächtigen gelbgrauen und dolomitisierten Karbo-
natsteinbänken, graugrünen bis roten Tonmergelsteinen und
gelbgrauen Sandsteinbänken. Der Lettenkeuper bezeugt den
Wechsel von der rein meeresgeprägten Muschelkalk-Zeit zu
den stark festländisch beeinflussten Ablagerungsverhältnissen
der Keuper-Zeit. Die Dolomitsteine und Sandsteine sind zum
Teil sehr fossilreich. Im "Hohenecker Kalk", der im Raum
Ludwigsburg eine Flachwasserfazies des Lingula-Dolomits ist,
wurden zahlreiche Versteinerungen von Muscheln und Wirbel-
tieren gefunden. In der Innenstadt ist der Lettenkeuper im
Bereich des Tälesbachs schon stark abgetragen, während er
im westlichen und östlichen Markungsgebiet bei Eglosheim
und Neckarweihingen/Poppenweiler und im südlichen Stadt-
gebiet bis zum Salonwald oft bis zur vollen Mächtigkeit erhal-
ten ist.
Westlich des Neckars liegen über dem Lettenkeuper stellen-
weise die Erosionsreste des ursprünglich über 100 m mächti-
gen Gipskeupers (Mittelkeuper). Die Ursache für die starke
Abtragung der Keuperschichten im westlichen Bereich von
Ludwigsburg ist der "Schwäbisch-Fränkischen Sattel", der für
die tektonische Hochlage der Schichten gegenüber der Umge-
bung und der damit verbundenen verstärkten Abtragung ver-
antwortlich ist. Die Gips- und Anhydritgesteine der ehemals
ca. 15 m mächtigen Grundgipsschichten an der Basis des
Gipskeupers wurden durch einsickerndes Niederschlagswas-
ser aufgelöst und abgeführt, so dass hier nur noch bröckelige
Tonsteine und tonig-karbonatische Lösungsrückstände, soge-
nannte Zellendolomite übrig geblieben sind. Östlich des Ne-
ckars ist der Gipskeuper am Lemberg in nahezu vollständiger
Mächtigkeit erhalten. Er wird hier in einer tektonischen Tiefla-
ge (Mulden- und Grabenbildung) unter einer Kappe aus Schilf-
sandstein bis heute vor der Erosion geschützt. Der Gipskeuper
am Lemberg besteht aus mächtigen rotbraunen, grünlichen
oder olivgrau gefärbten Tonsteinserien mit bankigen und knol-
ligen Lagen aus Sulfatgesteinen. Geringmächtige Dolomitstein-
bänke und Steinmergelbänken durchziehen und untergliedern
den Gipskeuper, z.B. Bochinger Bank, Bleiglanzbank und
Acrodus-Corbula-Horizont. Entlang der zusammenhängenden
Keuperbergländer rund um das Neckarbecken bildet der
Gipskeuper den Fuß und Steilansteig der Keuperschichtstufe
mit Streuobstwiesen und Weinbergen.
Die Kuppe des Lembergs wird vom dort etwa 25 m mächtigen
Schilfsandstein (Mittelkeuper) als Erosionsrest einer ehemals
flächigen Bedeckung gebildet. Die Entstehung dieses Zeugen-
berges wird in Kapitel 3.7 beschrieben. Den Namen erhielt der
Schilfsandstein von den versteinerten Schachtelhalmresten,
die man früher für Schilf hielt. Die feinkörnigen Sedimente des
Schilfsandsteins wurden von Flüssen aus dem weit entfernten
baltisch-skandinavischen Raum herantransportiert und in
einem großen, flachen und weit verzweigten Delta abgelagert
(interferierendes Flussarmsystem). Wegen dieser Herkunft
wird der Schilfsandstein, der als Grauwacke ausgebildet ist,
auch als "Nordischer Sandstein" bezeichnet. Im Gegensatz
zum grobkörnigen Stubensandstein (Arkose) des höheren
Mittelkeupers, der wegen seine Herkunft aus dem damals
näher und südöstlich gelegenen Vindelizischen Land als "Vin-
delizischer Sandstein" bezeichnet wird. Der Schilfsandstein
tritt in zwei Faziesausbildungen auf (Fazies = Gesicht): Die
"Flutfazies" wird von den bis zu 35 m mächtigen braunroten
und grünlichen Sandsteinformationen gebildet, die innerhalb
der schmalen und lang gestreckten Delta-Arme sedimentiert
wurden. Die Ablagerungen der Delta-Arme haben sich in den
unterlagernden Gipskeuper erosiv eingeschnitten und treten
heute als von Nordosten nach Südwesten verlaufende rinnen-
förmige Sandsteinstränge an den Rändern der Keuperberglän-
der morphologisch als Verebnungsflächen in Erscheinung.
Diese Sandsteinstränge zeichnen den ehemaligen Verlauf des
Schilfsandstein-Deltas nach und können über weite Bereiche
von Baden-Württemberg verfolgt werden. Die "Stillwasserfa-
zies" wird von 5 - 20 Meter mächtigen dunkelrotbraunen und
feinsandig-siltigen Tonsteinlagen gebildet, die in den Flach-
wasserbereichen zwischen den Delta-Armen abgesetzt wur-
den. Der Schilfsandstein am Lemberg besteht aus gut gebank-
ten und feinkörnigen Sandsteinen der Flutfazies, an deren
Basis dünnen Lagen der Stillwasserfazies vorkommen (Abb.
17). Die Sandsteine zeigen oft eine Schrägschichtung und
Rippelbildung, die durch die Ablagerung im fließenden Wasser
entstanden ist. Die Verhältnisse zur Schilfsandsteinzeit sind
mit denen im heutigen Mississippi Delta in Louisiana, USA
vergleichbar. Die unterschiedlichen Farben der Keupergestei-
Die flächig abgelagerten höheren höheren Keuperschichten Keuperschichten aus Schilfsandstein, Bunten Mergeln, Kieselsandstein, Stubensandstein, Knollenmergel
und Rätsandstein bilden die Steillagen, Verebnungsflächen und Hochflächen der oft bewaldeten Keuperbergländer rund um das Neckarbe-
cken. Sie sind in Ludwigsburg aber ebenso abgetragen, wie die noch höher liegenden und jüngeren Schichten des Juras.
15
ne werden im Anhang auf S. 31 erklärt.

Abb. Abb. 112:
1 : Geologisches Standardprofil des Lettenkeupers im Raum Raum Stuttgart
Stuttgart
Schichtprofile aus: H. Brunner (1998): Geologische Karte von Baden-Württemberg
1 : 50 000, Erläuterungen zum Blatt Stuttgart und Umgebung. LGRB, Freiburg.
16
Abb. Abb. 113:
11
: : Geologisches Geologisches Standardprofil Standardprofil des des Gipskeupers Gipskeupers im im Raum Raum Stuttgart
Stuttgart

3. 3.4 3. 4 4 Quartär (2,6 (2,6 Millionen Millionen Jahre Jahre bis bis heute) heute)
heute)
Die heutige Landschaftsoberfläche wird fast überall von den
0,5 bis über 10 m mächtigen und überwiegend wenig verfes-
tigten Deckschichten aus der Zeit des Quartärs bedeckt. Das
Quartär gliedert sich in das Pleistozän = Eiszeitalter vor ca.
2,6 Millionen Jahren bis 11.590 Jahren und in das Holozän =
Jetztzeit und Warmzeit seit 11.590 Jahren. Während der
Kaltzeiten im Pleistozän gab es im heutigen Strohgäu nie
eine Gletscherbedeckung. Der Boden in diesem Periglazial-
gebiet mit Klimaverhältnissen wie heute in Nordsibirien war
aber bis zu 100 m tief gefroren und mit Gräsern und niedri-
gen Sträuchern bewachsen. In den kurzen Sommern tauten
die Permafrostböden oberflächlich zu einer breiigen Masse
auf und wurden durch Fließvorgänge (Solifluktion) im was-
sergesättigten Boden und durch Frost-Tauwechsel aufgear-
beitet und zu steinig-tonigen Fließerden und Schuttdecken
umgelagert. Ton- und Mergelsteine wurden oberflächennah
zu Verwitterungslehmen entfestigt. An den Talflanken ent-
standen durch Frostverwitterung steinig-tonige Hanglehme
und steiniger Hang- und Talschutt. Während der 2 bis 3 Riß-
Kaltzeiten vor 400.000 - 125.000 Jahren und der Würm-
Reste von Gipskeuper und Lettenkeuper
Auffüllung: Lehmig-sandiger Schutt, Steine, Schlacken, Schadstoffe.
Lösslehm: Entkalkter und verlehmter gelblich-brauner Löss
(toniger Schluff).
Löss: Während der Kaltzeiten durch Wind transportierter kalkhaltiger,
gelblicher und poröser Schluff (= Korngröße zwischen Ton und Sand).
Abschwemmmassen, Bachablagerungen, Talauen:
Schluffig-tonige Zusammenschwemmungen mit Sand und Kies, weich bis breiig,
oft mit organischen Bestandteilen, alte blombierte Tälchen.
Fließerden und Wanderschutt: Kaltzeitliche Solifluktionsböden mit umgelagerten
Keuper- und Muschelkalksteinen in bindiger Matrix aus feinsandigem Ton und Schluff.
Kaltzeitliche Terrassenschotter: Sandige Flussschotter in unterschiedlicher Höhenlage
über der Talaue, oft konglomeratisch verfestigt.
Hanglehm: Wie Fließerde, aber an Abhängen und gelegentlich rutschend.
Hangschutt: Wie Fließerde, aber mit höherem Steinanteil (Steingerüst).
Kaltzeit vor 115.000 - 11.590 Jahren wurde feinkörniger
Staub durch starke Südwestwinde aus den vegetationsfreien
Schotterebenen des Oberrheingrabens ausgeblasen und auf
den östlich gelegenen Steppen- und Tundraflächen des
heutigen Strohgäus als Löss abgelagert. Wegen der perma-
nenten tektonischen Hebung unseres Landes schnitten sich
die Flüsse vor allem während der schmelzwasserreichen
Phasen zu Beginn und am Ende der Kaltzeiten in die Land-
schaft ein und hinterließen auf den Hochflächen und an den
Talflanken Reste ihrer Schotterablagerungen als Höhen- und
Terrassenschotter. Die sandigen Schotter in der Aue des
Neckartals stammen aus der Würm-Kaltzeit und aus dem
Holozän. Die 15 bis 20 m über der Talaue liegenden Schot-
terterrassen stammen aus den Riß-Kaltzeiten, die höher
liegenden Schotterreste stammen aus älteren Kaltzeiten
(Abb. 14). Der über dem Neckarschotter liegende braune
und feinsandige Auenlehm wurde durch Hochwasserereig-
nisse vor allem im Altertum und im Mittelalter abgelagert.
Ursache war die damals großflächig betriebene Waldrodung,
die zu starken Bodenabschwemmungen geführt hat.
Östlich von Poppenweiler an der Straße nach Hochdorf wurde früher in einer kleinen Kiesgrube Travertin abgebaut. Travertin (Sauerwasserkalk, Lapis
tiburtinus, ein Werkstein, der auch östlich von Rom in Tibur abgebaut wurde) ist eine Quellkalkablagerung, die überwiegend während der Warmzeiten
gebildet wurde. Das Grundwasser war hier mit aufsteigendem Kohlendioxid (CO2) aus dem Erdmantel angereichert und ist als kohlensaures Wasser
(H2CO3) an einer tektonischen Störungszone ausgetreten. Durch das Entweichen des Kohlendioxids am Quellaustritt infolge der Temperaturzunahme
und des Druckabfalls haben sich die eisenhaltigen und gelbbraun gebänderten Sauerwasserkalke, oft mit Einschlüssen von Pflanzen- und Tierresten
gebildet. Das heute zugeschüttete Kiesvorkommen ist der Rest einer Schotterterrasse aus einer Kaltzeit vor den Riß-Kaltzeiten. Sehr bekannt sind die
Travertinvorkommen von Stuttgart (Innenstadt, Bad Cannstatt, Münster), die als Werksteine abgebaut wurden. Der Travertin wurde dort an den Austritt-
stellen der kohlesäurehaltigen Mineralquellen großflächig abgelagert. Diese Quellen sind seit etwa 500.000 Jahren im Bereich von Störungszonen des
Fildergrabens aktiv und bilden das bedeutendste Mineralwassservorkommen in Deutschland.
Lösslehm
Höhenschotter
Löss
Fließerden,
Wanderschutt
Abschwemmmassen,
Bachablagerungen,
Talauen
Talschutt: Grobe kaltzeitliche Schuttmassen am Talfuß (Gesteinsschutt) in tonig-, sandig-, schluffiger Grundmasse.
Auenlehm: Feinsandig-tonige Schluffe mit organischen Bestandteilen (Hochflutsedimente).
Großteils im Altertum und Mittelalter infolge von Waldrodung und Ackerbau abgelagerte Abschwemmungen.
Talkiese: Sandige, wenig gerundete Kiese mit Schlicklinsen (Neckarschotter). Teils während der Würm-Kaltzeit abgelagert.
Abb. Abb. 14: 14: Quartäre Quartäre Quartäre Deckschichten Deckschichten auf auf den den Gäuflächen, Gäuflächen, in in Hangbereichen Hangbereichen und und im im Neckartal Neckartal Neckartal (schematisch und überhöht)
17
Gäuflächen, Innenstadt Neckartal
Auffüllung
Hanglehm
Hangschutt
Oberer
Muschelkalk
Kaltzeitliche Terrassenschotter:
- Höhenschotter links (Wende Teriär/Pleistozän)
- Höhere Terrassenschotter (älter als Riß)
- Hochterrassenschotter der Riß-Kaltzeiten
- Niederterrassenschotter der Würm-Kaltzeit
Auenlehm
Neckar
Sandige Talkiese mit Schlicklinsen,
Schotter von Würm-Kaltzeit
und Holozän
Mittlerer- und
Unterer Muschelkalk

3.4.1 3.4.1 3.4.1 Löss Löss und und Lössleh Lösslehm Lössleh
Löss ist ein weit verbreitetes Lockersediment und nimmt etwa
10 % der Landoberfläche der Erde ein. Im Strohgäu ist Löss
und das Verwitterungsprodukt Lösslehm flächig weit verbrei-
tet und begründet die hohe Fruchtbarkeit dieser Landschaft.
Löss besteht aus 60 - 80% Quarzkörnern und bis zu 30%
Karbonaten (Kalk und Dolomit) mit Beimengungen von 10 -
20% Feldspäten und anderen Mineralien. Das graugelbe bis
fahlbraune und staubartige Sediment hat eine poröse Struk-
tur mit einem Porenvolumen von bis zu 40% und ist unge-
schichtet und nur schwach verfestigt. Die Korngröße liegt je
nach dem Ausgangsgestein des Liefergebietes und der Ent-
fernung zur Ablagerung im Mittel- bis Grobschluffbereich
(0,006 bis 0,063 mm) und oft mit Beimengungen von Fein-
sand und Ton.
Löss wurde vor allem in den kalten und trockenen Phasen
der Hochglazialzeit während der Kaltzeiten aus den vegetati-
onsarmen und vegetationsfreien Schotterflächen (Kältewüs-
ten) vor den Gletschern und aus weitläufigen Flussebenen
durch starke und beständig wehende Winde ausgeblasen.
Löss wird daher als "äolisches Sediment" bezeichnet. Der
Löss im Raum Ludwigsburg stammt aus den vegetationsar-
men Überschwemmungsgebieten der Schotterebenen des
Oberrheingrabens und in geringem Umfang von den Hoch-
flächen des Schwarzwaldes. Heutzutage findet Lösssedimen-
tation z.B. in Zentralasien statt, wo Staub aus Wüstengebie-
ten in die randlichen Grassteppen ausgeblasen wird. Bei
diesem luftgetragenen Transport wurden die großen und
schweren Sandpartikel schon nach kurzer Transportstrecke
wieder abgelagert, wie z.B. die Dünen bei Hockenheim und
Schwetzingen, während die feinen und leichten Schluff- und
Tonpartikel weiter transportiert wurden. Mit nachlassender
Windgeschwindigkeit wurde der Staub bevorzugt in Becken-
gebieten und auf Verebungsflächen der Gäulandschaften
18
und der Filderebene abgelagert, die im Windschatten lagen
(Leegebiete). Unterstützt wurde die Sedimentation durch das
Einfangen des Staubes von den Gräsern und Sträuchern der
Steppe und Tundra. Mit zunehmender Sedimentbildung
wurde die Vegetation zugeschüttet und hat nach ihrem Ab-
sterben und Auflösung in vielen Lössablagerungen eine verti-
kal-röhrenförmige Textur hinterlassen. Dadurch und durch
sekundäre Kalkzementation ist Löss in seiner ursprünglich
abgelagerten Form auch an hohen Steilwänden sehr stand-
fest und eignet sich zur Anlage von Löss-Hohlwegen mit
senkrechten Wänden. Wird der Löss jedoch umgelagert und
verwittert, verliert er diese Eigenschaft. Im Löss werden oft
Reste von Schneckengehäusen und gelegentlich Zähne und
Knochen von Säugetieren gefunden. Im feuchten und war-
men Klima der Warmzeiten (Eem-Warmzeit und Jetztzeit)
verwitterten die oberen 0,5 - 2 m des Lösses zu gelbbraun
bis rostbraun gefärbtem, schluffig-tonigem Lösslehm mit
hoher Kapillarität. Hier kann sich die Bodenfeuchte gut hal-
ten, was mit ausschlaggebend für die Fruchtbarkeit des
Strohgäus ist. Bei der Verwitterung werden die Karbonate
durch das kohlensäurehaltige Niederschlagswasser und
durch die Humussäuren der Waldböden gelöst und in tiefere
Bodenhorizonte verlagert. Dort werden sie oft in Kalkkongre-
tionen als sogenannte Lösskindel ausgeschieden. Durch die
Oxidation der Eisenverbindungen in den Mineralien kommt
es zur Braunfärbung des Bodens. Die Feldspäte und andere
Silikate werden zersetzt und in Tonmineralien umgewandelt.
Durch weitere bodenbildende Prozesse entstehen schließlich
die fruchtbaren Braunerden, Parabraunerden und Schwarz-
erden. Der Lösslehm ist oft feucht und dann rutschgefährdet,
durch den Tongehalt plastisch und hat eine geringere Stand-
festigkeit und schlechtere Baugrundeigenschaften als unver-
witterter Löss. Bei Austrocknung wird Lösslehm rissig und
zerfällt in kleine Stücke.
In der Grünanlage-Hungerberg in Ludwigsburg-Hoheneck sind Löss, Lösslehm und Schotter der Würm- und Riss-Kaltzeiten in einem geologi-
schen Fenster zu sehen und auf einer Schautafel beschrieben.
3.5 3.5 Geologische Geologische Karte Karte und und geologischer Profilschnitt von Ludwigsburg
Die geologische geologische Karte Karte in Abb.15 zeigt den Ausstrich (das Auftreten) der unterschiedlich alten geologischen Schichten an der Erdoberfläche
bzw. unterhalb der Deckschichten. Die Übersichtskarte vom Raum Ludwigsburg zeigt die sedimentären Grundschichten der Trias-Zeit und die
Talauen-Sedimente der Quartär-Zeit. Die 0,5 bis über 10 m mächtigen pleistozänen Deckschichten aus Lösslehm, Löss, Fließerden und
Schuttmassen, die die Grundschichten flächig bedecken, sind hier aus Gründen der Übersichtlichkeit nicht dargestellt.
Der geologische Pro Profilschnitt Pro
filschnitt in Abb. 16 zeigt schematisch und überhöht die bis ca. 600 m mächtigen Sedimente des Deckgebirges auf dem
kristallinen Grundgebirgssockel. Die Sedimentschichten liegen flachwellig auf dem Grundgebirge und werden von Verwerfungen gegeneinan-
der versetzt. Im Bereich von Hohenasperg und Lemberg sieht man die Muldenlage und die tektonische Grabenstruktur, die für die Reliefum-
kehr dieser Zeugenberge verantwortlich sind. Im Bereich des Neckartals sieht man die Hochlage der Muschelkalkschichten, die durch den
von Südwesten nach Osten verlaufenden "Schwäbisch-Fränkischen Sattel" verursacht wird (siehe auch Abb. 2 und 15). Die Lage des Profil-
schnittes ist in der geologischen Karte mit einer Strich-Punkt-Signatur markiert. Der Vergleich beider Darstellungen soll die räumliche Lage der
geologischen Schichten in Ludwigsburg veranschaulichen.

Tamm
Hohenasperg
Möglingen
Asperg
B 27
BAB A 81
Monrepos
Pflugfelden
Leudelsbach
1 km
Eglosheim
L u d w i g s b u r g
Kornwestheim
Freiberg
Schloss
Hoheneck
Neckarweihingen
Neckartal
Oßweil
Marbach
Profilschnitt
Poppenweiler
Remseck
Wn-Bittenfeld
Lemberg
0 1 km
West ASPERG LUDWIGSBURG AFFALTERBACH Ost
Hohenasperg Eglosheim Hoheneck Neckar Neckarweihingen Lemberg
mNN
350
300
250
200
150
100
50
0
-50
-100
-150
-200
-250
-300
Gipskeuper
Lettenkeuper
Oberer Muschelkalk
Mittlerer Muschelkalk
Unterer Muschelkalk
Buntsandstein
Perm ?
Schilfsandstein
Lettenkeuper
0 1 2 km
Pflugfelden
L 1130
Deckschichten der Kaltzeiten
L 1129
19
Grünbühl
K 1692
Talaue
Pattonville
Terrassenschotter
Heilwasserbrunnen
Hoheneck (Sole)
L 1140
?
Lettenkeuper
Oberer Muschelkalk
Mittlerer Muschelkalk
Unterer Muschelkalk
Buntsandstein
Perm ?
Grundgebirge
L 1100
Verwerfung
Nord
Schilfsandstein
Gipskeuper
Affalterbach
mNN
350
300
250
200
150
100
50
0
-50
-100
-150
-200
-250
-300
Abb. Abb. 115:
1 : Geologische Geologische Geologische Übersichtskarte
Übersichtskarte
der der Grundschichten Grundschichten Grundschichten von von Ludwig Ludwigsburg Ludwig burg burg
Talauen (holozäne Tallehme, im Neckartal über Schottern
der Würm-Kaltzeit), Heilwasserbrunnen Hoheneck
Bekannte Reste kaltzeitlicher Terrassenschotter unter
den lehmigen Deckschichten (sandige Kiese der Riß-
Kaltzeiten und älterer Kaltzeiten, oft konglomeratisch verfestigt)
Schilfsandstein
(Sandsteine und feinsandige Tonsteine)
Gipskeuper (Tonmergelsteine und einzelne Karbonatstein-
bänke, Sulfatgesteine, Gipsauslaugungsreste)
Lettenkeuper (enge Wechsellagerung von Karbonatsteinen,
Tonmergelsteinen und Sandsteinen)
Oberer Muschelkalk (im oberen Bereich Dolomitsteinbänke,
darunter Kalksteinbänke, getrennt durch dünne Tonsteinlagen)
Bekannte Erdfälle (verstürzte Gesteinsmassen, lehmige
Füllungen und Hohlräume im Untergrund)
Verwerfungen (Schichtversatz), z.T. vermutet
Lage des Profilschnitts
Die 0,5 m bis über 10 m mächtigen quartären Deckschichten aus
Lösslehm, Löss, Fließerden und Hangschutt sind aus Gründen
der Übersichtlichkeit nicht dargestellt.
Abb. Abb. 116:
1 : Geologischer Geologischer Profilschnitt
Profilschnitt
von von Ludwigsburg
Ludwigsburg
(4-fach überhöht)
Gestrichelte Linien: Grundwasseroberflächen in den drei Haupt-
grundwasserstockwerken bzw. Druckfläche im Oberen
Bundstandstein (Abb. 18).
Im Neckartal ist der Heilwasser-Sole-Brunnen mit dem artesi-
schen Aufstieg des gespannten Grundwassers aus dem
Buntsandstein eingezeichnet.

3.6 3.6 Tektonik Tektonik – Die Lagerung der Schichten
Das tektonische Hauptelement in Ludwigsburg ist der
"Schwäbisch-Fränkische Sattel" (SFS). Es handelt sich um
eine etwa 30 km breite linienhafte Aufwölbung der Sediment-
schichten, deren Achse sich von der Hornisgrinde im Nord-
schwarzwald bis zum Kocher im Welzheimer Wald verfolgen
lässt. Die Sattelachse verläuft von Südwesten nach Ostnordos-
ten quer durch die Ludwigsburger Markung. Der SFS wird im
Norden von der Stromberg Mulde und der Neckar-Jagst-
Furche und im Süden vom Fildergraben eingerahmt (Abb. 2).
Wegen der Hochlage der Schichten im Bereich des Sattels
HHS
E-heim
Pfld.
SFS
PM
SB
Freiberg
Hoh.
Ludwigsburg
HS
Nwh.
wurde der Keuper hier oft stärker abgetragen, während die
Flanken vom Keuperstufenrand umsäumt werden. Am Nord-
westrand des Schwäbisch-Fränkischen Sattels verlaufen klei-
nere Mulden- und Sattelstrukturen, wie z.B. die Pleidelshei-
mer Mulde, der Heutingsheimer Sattel und die markante
Neckar-Jagst-Furche. Im Osten von Ludwigsburg ist die Ver-
werfungszone zu sehen, die für die Tieflage der Keuper-
schichten und für die Reliefumkehr am Lemberg verantwort-
lich ist.
NJF
Marbach
Ppw.
250 Höhenlage (mNN) des Bezugshorizontes Ob. Muschelkalk/Lettenkeuper mit Fallrichtung
Verwerfung (gestrichelt = vermutet)
Sattelachse
Neckarrems
HM
Lemberg
Muldenachse HHS Hirschberg-Hoheneck Störungszone
PM Pleidelsheimer Mulde SB Säubrunnen Störung
HS Heutingsheimer Sattel HM Hochdorfer Mulde
SFS Schwäbisch-Fränkischer Sattel NJF Neckar-Jagst-Furche
Abb. Abb. 117:
1 : Schichtlagerung Schichtlagerung und und tektonische tektonische Strukturen Strukturen im im Raum Raum Ludwigsburg
Ludwigsburg
Neckar
Bittenfeld
Die wellige Lagerung der geologischen Schichten (Mulden- und Sattelstrukturen) wird durch Linien gleicher Höhe an der Schicht-
grenze Oberer Muschelkalk/Lettenkeuper dargestellt. Dieser Bezugshorizont wurde durch zahlreiche Baugrundbohrungen punk-
tuell erfasst und ist auch im Gelände oft zu finden. Durch rechnerische Interpolation der einzelnen Punkte erhält man eine flächi-
ge Darstellung der Höhenlage dieser Schichtgrenze. Die tektonischen Störungszonen (Verwerfungen, Auf- und Abschiebungen)
sind am Versatz der Höhenlinien erkennbar.
Grünb.
20
Ergänzt nach H. Brunner (1998): Geologische Karte von Baden-Württemberg
1 : 50 000, Erläuterungen zum Blatt Stuttgart und Umgebung. LGRB, Freiburg.
Oßw.
SFS
Nord
1 km
SFS

21
3.7 3.7 Lemberg Lemberg und und Hohenasperg Hohenasperg als als Zeugen Zeugen der der Erdgeschichte
Erdgeschichte
Der Lemberg und der Hohenasperg ragen als inselartig iso-
lierte "Zeugenberge" aus der Gäufläche auf und bilden cha-
rakteristische Landmarken. Im Bereich dieser heutigen Erhe-
bungen verliefen im Zeitabschnitt des Schilfsandsteins vor
ca. 226 Mio. Jahren die Strömungsarme eines weit verzweig-
ten und in den Untergrund eingeschnittenen Flussdeltas. In
diesen Deltaarmen wurden mächtige Sandschichten abgela-
gert, die später zu hartem Sandstein der sogenannten Flutfa-
zies verfestigt wurden. Im Bereich des heutigen Lembergs
wurden diese Gesteinsschichten nach ihrer Ablagerung
durch ein mulden- und grabenartiges Verwerfungssystem,
und im Bereich des Hohenaspers durch Muldenbildung in
einem eng umgrenzten Bereich gegenüber der Umgebung
um ca. 20 bis 50 m tiefer gelegt. Die Ursache waren tektoni-
sche Beanspruchungen in der Erdkruste durch die ständige
Bewegung der Kontinente. Hier spielte vor allem die Bewe-
gung der afrikanischen Platte in Richtung Norden gegen die
europäische Platte eine Rolle. Nach der tektonischen Eintie-
fung lagen die Sandsteinschichten am Rand des Verwer-
Abtragung
fungssystems auf gleicher Höhe mit den älteren Tonstein-
schichten des Gipskeupers. Wegen ihrer Härte und vor allem
wegen ihrer guten Wasserdurchlässigkeit sind die Sandsteine
aber widerstandsfähiger gegenüber der Abtragung, als die
weichen und wasserstauenden Tonsteine. In den folgenden
Jahrmillionen wurde der Schilfsandstein daher weniger stark
abgetragen als die weichere Gipskeuper-Umgebung und
schützt so bis heute den unterlagernden Gipskeuper vor der
Erosion. Auf diese Weise wurden im Bereich der tektoni-
schen Eintiefungen der Lemberg und der Hohenasperg als
Hochgebiete erosiv herauspräpariert und belegen als "Zeu-
genberge" die ehemals weiter ausgedehnte Verbreitung des
jüngeren Schichtpakets. Diese Vorgänge werden als "Relief-
umkehr" bezeichnet und haben in größerer Ausdehnung auch
maßgeblich zum Erhalt der Schichten des höheren Keupers
(Stubensandstein etc.) am Stromberg und Heuchelberg, der
Löwensteiner Berge und der Keuperberge und Filderhochflä-
che im Raum Stuttgart und Leonberg beigetragen (Fildergra-
ben).
Grabenbildung Reliefumkehr
Abb. Abb. 118:
1 : Die Die Die Entstehung Entstehung des des Lembergs Lembergs durch durch Reliefumkehr
Reliefumkehr Reliefumkehr in in einem einem tektonischen tektonischen Graben
Graben
Geomorphologische Umwandlung von einer Tieflage zu einer Erhebung durch Abtragung des umgebenden weichen Gesteins
Zustand am Ende des Oberjuras nach der Heraushebung aus dem Meer.
Einmuldung und Abtragung, vermutlich seit der Tertiär-Zeit.
Weitere Abtragung. Entstehung des ersten Zeugenbergs aus Jura-Gesteinen.
Fortschreitende Abtragung. Nach Entfernung der harten Oberjura-Gesteine und
der weichen Mitteljura-Gesteine entstand eine Verebnung auf den harten
Schwarzjura-Gesteinen, ähnlich der heutigen Filderfläche südlich von Stuttgart.
Nach weiterer Abtragung entstand in der Mulde erneut ein Zeugenberg, zunächst
noch mit einer Kappe aus Unterjura.
Heutiger Heutiger Heutiger Zustand. Zustand. Schilfsandstein und Stubensandstein bilden die schützende
Kappe. In der Umgebung Abtragung bis auf die Keuper-Muschelkalk Gäufläche.
Möglicher Zustand in der geologischen Zukunft. Nach der Abtragung der harten
Keupersandsteine bildet sich auf dem Oberen Muschelkalk wieder eine Vereb-
nung in einer Mulde.
Abb. Abb. 19 19: 19 Die Die Die Entstehung Entstehung Entstehung von von Stromberg Stromberg und und Heuchelberg Heuchelberg durch durch Re Relie Re ie iefumkeh
fumkehr fumkeh r in in einer einer tektonischen tektonischen Mu Mulde Mu de
Hypothetisch und schematisch. Verändert nach O.F. Geyer & M.P. Gwinner (1991): Geologie von Baden-Württemberg. 4. Auflage. – Schweizerbart, Stuttgart.
N

4. 4. Das Das Grundwasser Grundwasser Grundwasser im im Untergrund Untergrund Untergrund von von LLudwigsburg
L Ludwigsburg
udwigsburg
22
In Ludwigsburg fallen im langjährigen Durchschnitt etwa 750 mm Niederschläge pro Jahr mit Schwankungen von 500 bis 1100 mm/a. Davon
verdunsten etwa 60 - 75 % teils direkt und teils über die pflanzliche Transpiration (Evapotranspiration). Ein Teil wird über Bäche und Flüsse
abgeführt. Etwa 10 - 25 % versickert im Boden und sammeln sich in den Poren und Klüften der Gesteine als Grundwasser. Die verschiedenen
Gesteine haben unterschiedliche Eigenschaften hinsichtlich der Speicher- und Leitfähigkeit des Grundwassers. Die locker gelagerten und grob
bis feinkörnigen Deckschichten des Quartärs speichern das Grundwasser in den Zwischenräumen der Sedimentkörner und werden als Po Poren Po
ren ren- ren
Grundwasserleiter
rundwasserleiter oder Lockergesteins
Lockergesteins-Grundwasserleiter
Lockergesteins Grundwasserleiter bezeichnet. Die Kiese und Sande im Neckartal sind gute Grundwasserspeicher
und -leiter und haben oft eine hohe Ergiebigkeit. Je größer aber der Feinkornanteil (Schluff und Ton) eines Sedimentes ist, desto geringer ist
die Wasserdurchlässigkeit. Der in Ludwigsburg weit verbreitete Lösslehm wird wegen seines hohen Schluff- und Tonanteils als Grundwa Grundwasser
Grundwa
ser ser- ser
Geringleiter eringleiter eringleiter bezeichnet. Hier halten starke Kapillarkräfte das Wasser fest. Das ist auch der Grund, warum die Versickerung von Oberflächen-
wasser in Ludwigsburg nur eingeschränkt sinnvoll ist. Die Festgesteine von Keuper, Muschelkalk und Buntsandstein speichern das Grund-
wasser in den zahlreichen engen Klüften und Schichtfugen, die durch tektonische Beanspruchung und durch Auflockerung in Oberflächen-
nähe entstanden sind. Diese Gesteine werden als Kluft Kluft-Grundwasserleiter
Kluft Kluft rundwasserleiter oder Festgesteins Festgesteins-Grundwasserleiter
Festgesteins
Grundwasserleiter bezeichnet. Die Karbonat-
gesteine und Sandsteine sind Grundwasserleiter mit oft mittlerer bis hoher Ergiebigkeit, während die Tonsteine Grundwassergeringleiter sind.
In den Karbonatgesteinen des Muschelkalks und im Oberjura der Schwäbischen Alb kommt es auch zu stärkeren Lösungsvorgängen im
Gestein und zur Bildung von weiten Klüften und Hohlräumen (Verkarstung). Dann spricht man von einem Karst Karst-Grundwasserleiter
Karst rundwasserleiter
rundwasserleiter. rundwasserleiter Durch-
gehende Lagen von Gips und Anhydrit sind Grundwassergeringleiter. Grundwassergeringleiter. Salzgesteine, die noch nicht von Auflösung betroffen sind und weiche
Tone sind so dicht, dass sie auch als Grundwassernichtleiter bezeichnet werden, obwohl auch hier geringe Fließbewegungen stattfinden
können.
Im Raum Ludwigsburg gibt es drei Hauptgrundwasserstockwerke:
Das obere Grundwasserstockwerk wird von den feinkörnigen
quartären Deckschichten im Verbund mit den klüftigen Ge-
steinen des Gipskeupers und des schichtiger Kluftgrundwas-
serleiters des Lettenkeupers gebildet. Das Grundwasser zir-
kuliert in den Poren der Deckschichten und in den Klüften
und Schichtfugen der Festgesteine. Das Niederschlagswas-
ser sickert durch die oberste Humusschicht und durch die
Deckschichten, wo es durch Filtrations- und Sorptionspro-
zesse gereinigt wird. Dann speist es die Klüfte und Poren des
ausgelaugten Gipskeupers und die Klüfte der Karbonatstein-
und Sandsteinbänke des Lettenkeupers. An der Basis des
Lettenkeupers bilden die Tonsteine der Esterienschichten die
Abdichtung zum Oberen Muschelkalk. Dort, wo diese
Schichtgrenze zum Oberen Muschelkalk in Oberflächennähe
ausstreicht, kommt es bevorzugt zu Versickerungen in das
nächst tiefere Stockwerk oder zu Quellaustritten. Das obere
Grundwasserstockwerk ist von geringer bis mittlerer Ergiebig-
keit und ist im Bereich der Innenstadt und der Weststadt oft
mit "leichtflüchtigen halogenierten Kohlenwasserstoffen"
(LHKW) verunreinigt.
Das mittlere Grundwasserstockwerk wird von den klüftigen
und v.a. in Talnähe oft verkarsteten Gesteinen des Oberen
Muschelkalks zusammen mit den Oberen Dolomiten des
Mittleren Muschelkalks gebildet. Hier sind der Mineralbrun-
nen von Hoheneck mit knapp über 1.000 mg/l gelöste Fest-
stoffe, der Brunnen des Freibades und Teile der Notwasser-
versorgung von Ludwigsburg im Neckartal bei Oßweil gefasst.
Die Ergiebigkeit dieses Grundwasserleiters ist, abhängig von
der Anbindung an ein Kluft- oder Karstsystem, gering bis
mittel und gelegentlich hoch. Der wasserführende Kieskörper
(Porengrundwasserleiter) im Neckartal bildet ein Drainage-
system für das Grundwasser des Muschelkalks.
Das untere Grundwasserstockwerk wird bei ca. 50 mNN vom
klüftigen Plattensandstein des Oberen Buntsandsteins unter
den abdichtenden Röttonen gebildet. Im Neckartal in Hohe-
neck wird aus einer 177 m tiefen Bohrung eine stark salz-
und sulfathaltige Heilwasser-Sole mit 29.000 mg/l gelöste
Feststoffe mit geringer Ergiebigkeit gefördert. Dieses Wasser
steht dort unter artesischem Druck und steigt im Bohrloch
bis auf ca. 198 bis 203 mNN auf. Der artesische Druck wird
durch den höheren Grundwasserspiegel im Bereich des
Einsickerungsgebietes am Rande des Nordschwarzwalds
verursacht. Das Grundwasser im Plattensandstein kann da-
bei nicht durch die abdichtenden Röttone durchsickern, so
dass die Grundwasserdruckfläche im Neckartal ca. 150 m
über dem Grundwasserleiter liegt. Das Alter dieses Grund-
wassers wird auf ca. 30.000 Jahre und älter geschätzt.
Die oberflächennahen Grundwasserstände liegen in Ludwigs-
burg in den Tälern und in flachen Senken von Pflugfelden,
Monrepos, Innenstadt und Neckartal bei ca. 2 - 5 m unter
Gelände. Auf den Flächen und auf Kuppen in Eglosheim, in
der Weststadt, Oststadt, Favoritepark, Hoheneck und östlich
von Neckarweihingen liegen sie bei 5 bis über 10 m unter
Gelände. Die Grundwasserstände schwanken in Abhängigkeit
der Niederschläge und der Jahreszeiten zwischen ca. 0,5 -
1,5 Meter in Tallagen und bis über 3 Meter im Bereich von
Hochflächen und Kuppen. Im Frühjahr und im Frühsommer
liegen die Grundwasserstände oft am höchsten, im Herbst
und im Frühwinter am niedrigsten. Die Grundwasseroberflä-
che im Oberen Muschelkalk liegt zwischen 192 mNN im
Neckartal und ca. 220 - 225 mNN im Südwesten der Ge-
markung.

Westen
mNN
320
300
280
260
240
220
200
180
160
140
120
100
A 81
hm
km1
0 1000 m 10-fach überhöht
Eglosheim Favoritepark Hoheneck Neckarweihingen Nußbäumle
ku
mo
mm
Quartäre Deckschichten (in Ludwigsburg bis ca. 200.000 Jahre alt, vereinzelt älter)
h Bach- und Talsedimente: Sandige Tone und Schluffe
und sandig-schluffige Kiese mit Schlicklinsen
hm Anmoor: Tone mit Pflanzenresten.
L Lösslehm, Löss, Wanderschutt/Fließerde, Hangschutt.
H, g Kaltzeitliche Schotterreste: Sandige Konglomerate, oft kantengerundet.
Mesozoische Grundschichten (in Ludwigsburg ca. 224 – 251 Mio. Jahre alt)
L
80
60
40
20
0
Steinbr.
Hubele
Neckartal
mit Mineralwasserbrunnen
und Solebrunnen
km2 Schilfsandstein: Am Lemberg gebankte Sandsteine, überwiegend in der Flutfazies.
km1 Gipskeuper: Im Stadtbereich tonig-karbonatische Auslaugungsreste, vereinzelt Gipsreste.
Am Lemberg Wechselfolge von Ton(mergel)steinen mit Karbonatsteinbänken und Gips/Anhydritlagen.
ku Lettenkeuper: Enge Wechsellagerung von Tonmergelsteinen, Karbonatsteinen und Sandsteinen.
mo Oberer Muschelkalk: Dolomitsteinbänke und Kalksteinbänke mit Tonsteinfugen.
mm Mittlerer Muschelkalk: Kalk- und Dolomitsteinbänke, Sulfatgesteine, Auslaugungsreste der
Salinar- und Sulfatgesteine, Tonmegelsteine.
mu Unterer Muschelkalk: Kalk- und Dolomitsteinbänke Tonmergelsteine.
so Oberer Buntsandstein: Röttone, Plattensandstein. In der Tiefe weitere Sandsteinbänke mit Tonsteinlagen.
Abb. Abb. 20: 20: Hydrogeologischer Hydrogeologischer Profilschnitt Profilschnitt Profilschnitt Eglosheim Eglosheim - Neckarweihingen
Neckarweihingen
Der Profilschnitt zeigt die drei Hauptgrundwasserstockwerke im Raum Ludwigsburg
- Oberes Stockwerk: Quartäre Deckschichten, Gipskeuper, Lettenkeuper (Porengrundwasserleiter und schichtiger Kluftgrundwasserleiter)
mu
Hg
mu
so
h
Verwerfung/vermutet
- Mittleres Stockwerk: Oberer Muschelkalk mit den Oberen Dolomiten des Mittleren Muschelkalks (Kluftgrundwasserleiter, z.T. verkarstet), Neckarkiese (Porengrundwasserleiter)
- Unteres Stockwerk: Plattensandstein im Oberen Buntsandstein (gespannter Kluftgrundwasserleiter)
23
Hg
km1
ku
mo
mm
Osten
mNN
Deckschichten (Quartär) aus Lösslehm, Löss, Fließerden und Hangschutt etc.
Im Neckartal mittelalterliche Auenlehme über sandig-schluffigen
Kiesen von Würmeiszeit und Holozän. Reste rißzeitlicher Schotter.
Reste kaltzeitlicher Terrassenschotter (Riß-Kaltzeiten und Älter).
Grundschichten (Buntsandstein, Muschelkalk, Keuper).
Bekannte Gesteinsbereiche mit zusammenhängender Grundwasserführung in
Poren und Klüften (Grundwasserstockwerke). Im Lettenkeuper schichtiger Kluftgrundwasserleiter,
gekoppelt mit Porengrundwasserleiter in den Deckschichten.
Im Oberen Muschelkalk gibt es schwebende Grundwasserhorizonte. Das Grundwasser
im Oberen Buntsandstein ist im Solebrunnen im Neckartal artesisch
gespannt.
Haßmersheimer Schichten im Oberen Muschelkalk. Mergelschichten und
einzelne dünne Trochitenkalkbänke mit eingeschränkter hydraulischer Stockwerksverbindung.
320
300
280
260
240
220
200
180
160
140
120
100

km2
ku
km1
km1
km1
ku
ku
ku
km1
24
ku
mo
km1
ku
km1
Abb. Abb. 21 21: 21
: Geologische Geologische Geländea Geländeaufschlüsse, Geländea Geländeaufschlüsse,
ufschlüsse, Erdfälle, Erdfälle, Steinschlä Steinschläge Steinschlä und und Felssturz
Felssturz
ku
mo
ku
km1
mo
ku
*
mo
km1
ku
Der Der Der Sch Schilfsandstein Sch ilfsandstein am am Lemberg
Lemberg
Weinberge
Fußweg
* Hohenasperg Eglosheim Favoritepark Hoheneck Neckar Neckarweih
Flutfazies
?
Lemberg
Stillwasserfazies
Gipskeuper
mo
Legende
ku
km1
geologische Geländeaufschlüsse
bekannte Erdfälle
Steinschlag und Felssturz
Steinschlag * = Baumschlag
Grenzen der Grundschichten,
teils vermutet
km2 = Schilfsandstein
km1 = Gipskeuper
ku = Lettenkeuper
mo = Oberer Muschelkalk
km2

25
Abb. Abb. 222:
2 : Die Die Flussgeschichte Flussgeschichte von von Südwestdeutschland
Südwestdeutschland
Die Veränderung der Einzugsgebiete der Flüsse
Vor etwa 145 Mio. Jahren wurde das Mitteldeutsche Festland zusammen mit dem nördlichen Teil von Süd-
deutschland aus dem Jurameer herausgehoben und der Abtragung durch das sich bildende Flusssystem ausge-
setzt. An seinem Südrand sind die Flüsse zum sogenannten Tethys-Meer geflossen, aus dem sich später das
Molasse-Meer im Bereich des heutigen Schweizer Mittellandes, Oberschwabens und des Allgäus gebildet hat.
Nachdem das Molassebecken vor 6 bis 7 Mio. Jahren wegen der ständigen Hebung der Erdkruste trocken gefal-
len war, hat sich dort eine Seenlandschaft mit einem Flusssystem mit Hauptabflussrichtungen nach Südwesten
gebildet. Durch die spätere dauerhafte Verkippung der Erdkruste hat sich die Fließrichtung nach Osten zum
Pontischen Meer, dem Vorläufer des Schwarzen Meeres durchgesetzt, und es ist die Ur-Donau als Hauptent-
wässerung von Süddeutschland und des nördlichen Alpenraumes entstanden.
Bild A: Vor etwa 5- 6 Mio. Jahren sind die nördlichen Alpenflüsse der Schweiz, Ur-Rhone des Walliser Rhonetals,
Ur-Aare, Ur-Reuss und Ur-Alpenrhein nach Norden und Nordosten zur Donau geflossen. Ebenso haben der Ur-
Neckar über die Ur-Lohne (Fils), die Ur-Brenz (Jagst) und der Ur-Main nach Südosten zur Donau entwässert.
Bild B: Das Gefälle der Donau auf ihrem langen Weg zum Schwarzen Meer war und ist aber recht flach, so dass
das Donau-System in Süddeutschland eine relativ geringe erosive Kraft hat. Das Rhone-System mit der Ur-Doubs
im Südwesten und das Rhein-System mit dem Ur-Neckar im Norden haben auch durch das Einbrechen von
Rhone- und Rheingraben und durch die bis heute andauernde Hebung von Schwarzwald und Vogesen ein größe-
res Gefälle und eine höhere Erosionskraft.
A) Obermiozän bis
Unterpliozän
vor 5 - 6 Mio. Jahren
Ur-Donau
Alpenrand
Einzugsgebiet Maas
Einzugsgebiet Rhone
Einzugsgebiet Rhein
B) Mittel- bis
Oberpliozän
vor 3 - 4 Mio. Jahren
Einzugsgebiete
Ems/Weser/Elbe
Einzugsgebiet Donau
Einzugsgebiet Po
Nordsee
Frankreich
Doubs
Schweiz
Rhone
Die rückschreitende Erosion der Flüsse geht hier schneller voran als im Donau-System, so dass vor etwa 3- 4 Mio.
Jahren der Doubs die Alpenflüsse Aare und Reuss bei Waldshut erreicht hat und durch den Sundgau zum Mittel-
meer umgelenken konnte. Die Walliser Rhone wurde im Bereich des heutigen Genfer Sees von Westen her ange-
zapft und zum Mittelmeer umgelenkt. In dieser Zeit wurden auch die Flusssysteme von Neckar und Main vom
Oberrheingraben her angezapft, zum Teil in ihren Fließrichtungen umgekehrt und der Nordsee zugeführt.
Bild C: Vor etwa 2,5 Mio. Jahren hat dann die Erosionsfront des Rheins das Aare-Doubs-System bei Basel und am
heutigen Hochrhein erreicht und zur Nordsee umgelenkt. Durch weitere rückschreitende Erosion vor etwa 1,5 Mio.
Jahren wurde der Ur-Alpenrhein im Bereich des Bodenseebeckens der Donau entrissen und ebenfalls der Nordsee
zugeführt. Auch die Gletschervorstöße und deren Ablagerungen in den Kaltzeiten haben hier eine Rolle gespielt.
Der Rhein konnte sich wegen seiner starken Erosionskraft also weite Gebiete des Donau- und Rhone-Systeme
einverleiben. Damit waren die Grundlagen für die heutige Flusslandschaft in Südwestdeutschland mit den europäi-
schen Hauptwasserscheiden und den Zuflüssen zur Nordsee und zum Schwarzen Meer geschaffen. Zeugnisse
dieser grundlegenden Veränderungen der Flusssysteme sind Schotterablagerungen in exponierten Hochlagen, alte
geköpfte Talböden am Nordrand der Schwäbische Alb und die scharfen Richtungsänderungen von Aare, Rhein,
Neckar und deren Nebenflüsse im Bereich der Anzapfgebiete. Der Kampf der Flusssysteme von Rhein und Donau
um das Einzugsgebiet dauert an und ist heute in der Wutachschlucht bei Blumberg gut zu sehen. Dort hat das
Rhein-System mit der Wutach die sogenannte Feldbergdonau angezapft und wird sich in Zukunft die beiden Quell-
flüsse der heutigen Donau - Brigach und Breg - einverleiben (*).
C) Pleistozän und Holozän
vor 1 Mio. Jahren bis heutige Zeit
Mosel
Aare
Wasserscheiden
Ludwigsburg
Lahn
Rhein
*
Neckar
Deutschland
Alpenrhein
Italien
Main
Altmühl
Donau
Iller
Lech
Alpenrand
Inn
Österreich

26
5. Anhang 5.1 Geologische Zeittafel, Schichtaufbau und Grundwasserverhältnisse im Raum Ludwigsburg
Allgemeine
Gebirgs- und
Schichtgliederung
Deckgebirge Sedimentgesteine
Grundgebirge
Kristallingesteine
Deckschichten
überw.Lockergesteine
Grundschichten überwiegend Festgesteine
Chronostratigraphische
und lithostratigraphische
Gliederung 1)
Känozoikum
Erdneuzeit (0 – 66 Ma)
Mesozoikum Erdmittelalter (251 - 66 Ma)
Quartär
Holozän
= heutige Zeit
bis 11.590 Jahre
Pleistozän
= Eiszeitalter
0,012 – 2,6 (1,8) Ma
Geologische Stufen
Ma = Alter in Millionen Jahren
Ablagerungsbedingungen 4)
Holozän bis 11.590 Jahre
Pleistozän
Würm-Kaltzeit 0,012 - 0,115 Ma
Eem-Warmzeit 0,115 - 0,126 Ma
Riß-Kaltzeiten 0,126 - 0,4 Ma
Ältere Warmzeiten
und Kaltzeiten 0,4 - 2,6 (1,8) Ma
periglazial, äolisch, fluviatil.
Schichtmächtigkeit
in
Ludwigsburg
0,5 - 10 m,
örtlich bis 18 m.
Lithologische Charakterisierung
der Gesteine im Raum Ludwigsburg
Ablagerungen des Periglazialbereichs (= Frostbereiche außerhalb der
Eisbedeckung) während der Würm- und Riß-Kaltzeiten. Löss, der an der
Oberfläche ca. 0,5 bis 1,5 m tief zu gelbbraunem Lösslehm verwittert
ist. Schwemmlehme, Schuttbildungen, Auelehme, Talkiese, organische
Ablagerungen (Anmoor, Schlicklinsen), kaltzeitliche Terrassenschotter.
Die "Höheren Terrassenschotter" sind älter als 0,4 Millionen Jahre.
Tertiär (66 - 2,6 Ma) Schichten der Tertiärzeit wurden im Raum Ludwigsburg nicht abgelagert. Mächtige Sedimente gibt es in Oberschwaben und im Oberrheingraben.
Kreide (146 - 66 Ma) Schichten der Kreidezeit sind in Baden-Württemberg nicht bekannt, wurde aber vermutlich stellenweise abgelagert und später wieder abgetragen.
Jura (200 - 146 Ma) Die Schichten der Jurazeit wurden im Raum Ludwigsburg abgetragen. Mächtige Sedimente gibt es im Albvorland und im Bereich der Schwäbischen Alb.
Trias (251 - 200 Ma) Unter-, Mittel-, Obertrias
Unterer Muschelkalk
(240 - 243 Ma)
flachmarin.
Oberer-, Mittlerer- und
Unterer Buntsandstein
(243 - 251 Ma)
terrestrisch-fluviatile
Sedimente, teilweise
flachmariner Einfluss.
Jena-Formation (Kalksteine)
Freudenstadt-Formation
(Dolomitsteine)
Ca. 55 m. Mergel, dünne Kalksteinbänke und Dolomitsteine in Wechsellagerung.
Grundwasserleiter 2)
im Raum Ludwigsburg
Porengrundwasserleiter (Lockergesteins-
Grundwasserleiter).
Je nach Tonanteil auch Grundwasser-
Geringleiter. Kopplung mit Gipskeuper
und Lettenkeuper.
Obere Dolomite, Untere Dolomite:
Kluft- und Karstgrundwasserleiter.
Evaporitgesteine: Grundwasser-
Geringleiter, bei Gipsauslaugung Kluftgrundwasserleiter.
Auslaugungstone:
Grundwasser-Geringleiter.
Kluftgrundwasserleiter, mit geringer
Wasserführung, gering durchlässig.
Grundwasserstockwerke und
Grundwassernutzung 2)
im Raum Ludwigsburg
Oberes Grundwasserstockwerk
Gekoppelter Grundwasserleiter in Quartär,
Gipskeuper und Lettenkeuper.
Niedrig mineralisiertes Grundwasser mit geringer
bis mittlerer, selten auch hoher Ergiebigkeit.
Örtlich, v.a. in Tallagen sind gespannte Grundwasserverhältnisse
möglich. In der Innenstadt und
in der Weststadt oft mit "leichtflüchtigen halogenierten
Kohlenwasserstoffen" (LHKW) verunreinigt.
Nutzung nach Reinigung im Stadtbad. In
früherer Zeit private und öffentliche Wasserversorgung
von Ludwigsburg.
Die Grundwasserflurabstände liegen in
Mulden- und Tallagen 1 bis 4 m unter Gelände
und in Hang- und Kuppenlagen 4 bis über 10 m
u.G. Die jahreszeitlichen Schwankungen der
Grundwasserstände liegen oft im Bereich von 0,5
bis 2 Metern, selten über 5 Meter.
Die höheren Schichten von Mittelkeuper und Oberkeuper (Obertrias) - Bunte Mergel, Kieselsandstein, Stubensandstein, Knollenmergel, Rätsandstein wurden im Raum Ludwigsburg in den vergangenen 145
Millionen Jahren abgetragen. Sie bilden heute die bewaldeten Höhenzüge rund um Stuttgart, die Löwensteiner Berge und den Strom- und Heuchelberg.
Mittelkeuper
Schilfsandstein (Stuttgart-Formation) Auf der Kuppe des Massige braunrote und grüne Sandsteinbänke (Flutfazies) und Kluftgrundwasserleiter
(224 - 233 Ma)
224 - 226/229 Ma,
Lembergs ca. 25 m feinsandig-schluffige Tonsteine (Stillwasserfazies) am Lemberg und (Festgesteins-Grundwasserleiter)
terrestrisch-fluviatil, terrestrisch-fluviatile
Erosionsrest.
am Hohen Asperg. Im Schilfsandstein werden oft Pflanzenreste von mit geringer Wasserführung.
teilweise flachmariner und Delta-Ablagerungen.
Schachtelhalmen gefunden.
In Ludwigsburg ohne Bedeutung.
evaporitischer Einfluss. Gipskeuper (Grabfeld-Formation) Im Stadtgebiet wenige Rotgaue und olivgrüne Tonmergel mit einzelnen Dolomitsteinbänken Im unausgelaugten Bereich Kluftgrundwas-
226/229 - 233 Ma,
Meter bis ca. 35 m und Gipslagen. An der Basis ca. 15 m Grundgipsschichten (Gips, serleiter mit geringer Grundwasserführung.
terrestrisch, limnisch,
am Salonwald. Am Anhydrit), die v.a. westlich des Neckars zu bröckeligen Tonsteinen Im ausgelaugten Bereich
teils flachmarin, teils evaporitisch. Lemberg ca. 100m. und Zellendolomiten verwittert und ausgelaugt sind.
Kluft- und Porengrundwasserleiter.
Unterkeuper
(233 - 235 Ma)
flachmarin, fluviatil.
Lettenkeuper
(Erfurt-Formation)
Wenige Meter
bis ca. 23 m.
Graugrüne Ton(mergel)steine, graue Dolomitsteine und Sandsteine in
Wechsellagerung, oberflächennah verwittert. Der Hohenecker Kalk ist
stellenweise fossilreich.
Kluftgrundwasserleiter
mit schichtiger Gliederung.
Oberer Muschelkalk Trigonodusdolomit (Rottweil-,F.) Im Neckartal unter An der Obergrenze 5 – 10 m massiger gelbgrauer Trigonodusdolomit. Kluftgrundwasserleiter mit verkarsteten Mittleres Grundwasserstockwerk
(235 - 239 Ma)
Ob. Hauptmuka (Meissner-,F.) der Talaue ca. 10 m, Darunter blaugraue und graue, gebankte, bioklastische und kristalline Bereichen. Schwebende Horizonte über Höher mineralisiertes Grundwasser, je nach
flachmarin-lagunär. Unt. Hauptmuka (Trochitenkalk- F.) sonst bis ca. 85 m. Kalksteine, getrennt durch dünne Ton(Mergel)steinfugen.
Tonsteinfugen.
Kluftanbindung mit geringer bis mittlerer und
Mittlerer Muschelkalk
(239 - 240 Ma)
flachmarin-lagunär
und evaporitisch.
Oberer Dolomite
(Deimel-Formation)
Salinargesteine
(Heilbronn-Formation)
Untere Dolomite
(Karlstadt-Formation)
Ca. 65 m.
Nicht an der Oberfläche
aufgeschlossen!
An der Obergrenze ca. 6 - 10 m Obere Dolomite.
Darunter Auslaugungsreste der Evaporitgesteine (Salz- und Sulfatgesteine)
und Dolomitsteine und Tonsteine. Die Salze sind im Raum
Ludwigsburg ausgelaugt. Die Sulfatgesteine (Gips und Anhydrit)
befinden sich im Stadium der Auslaugung.
gelegentlich hoher Ergiebigkeit. In Hoheneck
Mineralwasserbrunnen mit über 1.000 mg/l
gelöste Feststoffe. Nutzung im Freibad-Hoheneck
und zur Notwasserversorgung.
Grundwasserstand bei 195 bis 225 mNN.
Buntsandstein Muschelkalk Keuper
Paläozoikum
Erdaltertum (251 bis 542 Ma)
Perm, Karbon, Devon, Silur, Ordovicium,
Kambrium.
Präkambrium
(Proterozoikum, Archäikum, Hadäikum)
Erdfrühzeit (älter als 542 Ma).
Rötton-Formation
Plattensandstein-Formation
...weitere Sandstein-Formationen
Knapp 300 m.
An der Obergrenze ca. 5 m Röttone. Darunter mächtige Sandsteinformationen
mit Geröllen und Tonsteinlagen.
Der Buntstandstein tritt im Schwarzwald und im Odenwald zutage
und bildet im mittleren und nördlichen Schwarzwald viele
Höhenzüge.
Kluftgrundwasserleiter mit geringer
Ergiebigkeit. Im Mittleren- und Unteren
Buntsandstein auch größere Ergiebigkeit.
Das Grundwasser im Plattensandstein ist im
Raum Ludwigsburg mindestens 30.000
Jahre alt.
Zwischen Buntsandstein und Grundgebirge gibt es in Baden-Württemberg rinnenförmig verlaufende Senken mit Sedimenten aus der Zeit des Karbons und des Perms.
Diese wurden im Raum Ludwigsburg bisher aber nicht nachgewiesen.
Grundgebirgssockel
Obere Erdkruste mit Prävariszische Gneise (v.a. metamorph umgewandelte Grauwackense-
(älter als 300 Ma)
Übergang in die dimente und Magmatite), die von granitischen Intrusionen während der
metamorph, plutonisch.
untere Erdkruste. variszischen Gebirgsbildung vor 300 - 400 Millionen Jahren durch-
Hier insgesamt
24 - 30 km dick.
schmolzen wurden. 3)
Im Grundgebirge von Schwarzwald und
Odenwald Kluftgrundwasserleiter mit
Mineral- und Thermalwässern, ,korrespon-
Das Grundgebirge tritt im Schwarzwald und im Odenwald zutage und
bildet im mittleren und südlichen Schwarzwald viele Höhenzüge.
dierend mit dem Grundwasser im Buntsandstein.
Unteres Grundwasserstockwerk
Im Plattensandstein des Oberen Buntsandsteins
hoch mineralisierte und im Neckartal artesisch
gespannte Sole mit 29.000 mg/l Natriumchlorid
und Sulfat. Geringe Ergiebigkeit. Therapeutische
Nutzung im Heilbad-Hoheneck. Gespannter
Grundwasserspiegel bei ca. 50 mNN. Aufstieg im
Bohrloch auf ca. 198 – 203 mNN.
?
Stadt Ludwigsburg
FB Tiefbau und Grünflächen 2012

Fußnoten Fußnoten zur geologischen Zeittafel
1) - Präkambrium, Paläozoikum, Mesozoikum und Känozoikum sind übergeordnete chronostratigraphische Zeitabschnitte in der
Erdgeschichte, die als Ära bezeichnet werden.
- Kambrium, Ordovicium, Silur, Devon, Karbon, Perm (Paläozoikum) - Trias, Jura, Kreide (Mesozoikum) - und Tertiär, Quartär
(Känozoikum) sind den Ären untergeordnete Zeit-Systeme.
- Unter- Mittel- und Obertrias (Trias) und Pleistozän, Holozän (Quartär) sind den Zeit-Perioden untergeordnete Zeit-Serien.
- Buntsandstein, Muschelkalk, Keuper sind lithostratigraphische Gruppen.
- Lettenkeuper, Gipskeuper, Schilfsandstein, Riß-Kaltzeit, Eem-Warmzeit, Würm-Kaltzeit sind den Serien und Gruppen
untergeordnete geologische Einheiten bzw. Stufen.
2) Über das obere- und mittlere Grundwasserstockwerk liegen gute Erkenntnisse vor. Die tieferen Schichten sind nur aus den Tiefboh-
rungen in Hoheneck und Mathildenhof rudimentär bekannt.
3) Als Variszikum wird der Zeitraum einer Gebirgsbildung von Devon bis Perm bezeichnet (Variszisches Gebirge).
Die Kristallingesteine (Gneise und Granite) von Schwarzwald, Odenwald und Vogesen sind die Erosionsreste dieses vor etwa 250 - 300
Millionen Jahren abgetragenen Gebirges.
4) Die Die Entstehungs Entstehungs- Entstehungs und und Ablagerungsbedingungen Ablagerungsbedingungen der der drei drei Hauptgesteinsarten
Hauptgesteinsarten
Sedimente (Schicht- und Absetzgesteine):
kontinental = auf dem Festland abgelagerte Sedimente.
terrestrisch = unter festländischem Einfluss entstandene und abgelagerte Sedimente.
klastisch = durch physikalisch-chemische Verwitterung, mechanische Zerstörung, Zerkleinerung (Erosion) und
Sedimentation entstandene Trümmergesteine (Gerölle, Sande, Schluffe, Tone).
konglomeratisch = verfestigte klastische Sedimente aus gerundeten Kiesen und Geröllen mit längeren Transportwegen (z.B. Nagelfluh
im Oberallgäu).
brekziös = verfestigte klastische Sedimente aus kantigen Geröllen mit kurzen Transportwegen (z.B. Gesteinsbildungen bei
Vulkanausbrüchen und Bergstürzen).
Fanglomerat = Schlammbrekzie, oft im ariden Klimabereich. Schlammfächer mit unsortiertem Material aller Korngrößen, oft eckig.
limnisch = in den Gewässern des Festlandes gebildete Sedimente (fluviatil = Flüsse, lakustrin = Seen).
fluviatil = durch Flüsse abgelagerte Sedimente (Kiese, Sande, Tone, Schlick, Konglomerate und Schuttbildungen, Delta-
Sedimente).
lakustrin = in Seen abgelagerte Sedimente (Tone, Schlick, Sande, Kiese, Deltasedimente).
äolisch = durch Wind transportierte, sortierte und abgelagerte terrestrische Sedimente (Löss, Dünensand).
periglazial = im Eiszeitalter während der Kaltzeiten und rezent in den Polargebieten außerhalb des Einflussbereichs der Glet-
scher durch Windverfrachtung, Frost-Tauwechsel und fluviatile Vorgänge entstandene oder umgelagerte Sedimente
(Löss-Sedimente, Solifluktionsböden, Fließerden, Schuttsedimente, Schotter, Tone und Torflager).
glazial = im Eiszeitalter während der Kaltzeiten und rezent im Einflussbereich der Gletscher abgelagerte oder umgelagerte
Sedimente (Moränen, Geschiebelehm, Beckentone, Schmelzwassersedimente).
glazi-fluvial = durch Schmelzwässer von Gletschern in fließendem Wasser (Schmelzwasserrinnen) transportierte und abgelagerte
Sedimente (Blöcke und Schotter, Bändertone).
glazi-lakustrin = durch Schmelzwässer von Gletschern in ehemalige Gletscherstauseen transportierte und abgelagerte
Beckensedimente (Sande und Tone, Deltasedimente, Driftblöcke).
chemisch (biogen) = Kalksinter, Kalktuffe, Tropfsteine, Travertin und Kieselsinter -> terrestrische chemisch-biogene Sedimente.
brackisch = Ablagerungen im Grenzbereich zwischen Süß- und Salzwasser. Kennzeichnend ist eine artenarme jedoch
individuenreiche Fauna.
marin = im Meer abgelagerte Sedimente.
glazio-marin = von Treibeismassen im Meer ausgeschmolzene und abgelagerte Sedimente (Driftblöcke).
epikontinental = in einem Flachmeer abgelagerte Sedimente, das flache Bereiche des Festlandes zeitweise überflutet hat.
flachmarin = im Flachmeer (Schelfmeer) festlandsnah abgelagerte Sedimente (Tonmergelsteine, Kalksteine, Dolomitsteine,
Delta-Sedimente).
litoral = in der Uferregion (Küstenbereich) von Seen und Meeren und in Lagunen abgelagerte Sedimente.
lagunär = in lagunenartigen und flachen Buchten abgelagerte Sedimente (litoral) (z.B. Riffkalke, Kalk- und Dolomitsteine und
Evaporite).
neritisch = in seichtem und lichtdurchflutetem Flachmeer abgelagerte Sedimente.
27
bathyal = in tiefem und lichtlosem Flachmeer abgelagerte Sedimente.
hemipelagisch = im Bereich der Kontinentalabhänge abgelagerte Sedimente in 200 bis 4000 m Tiefe (Trübeströme).

pelagisch = im Bereich der Tiefsee festlandsfern abgelagerte Sedimente (Tiefseetone).
28
eupelagisch = in Tiefen unter 2700 m abgelagerte Sedimente.
euxinisch = in sehr sauerstoffarmen Bereichen eines Meeres abgelagerte Sedimente. Schwefelwasserstoffreiches Wasser, sehr
lebensfeindlich, Faulschlämme, Erdölmuttergesteine (z.B. tiefe Teile des Schwarzes Meeres).
Flysch = zyklische Abfolge von dünnen, fossilarmen Ton-, Kalk- und Sandsteinschichten. Oft als marine Trübeströme
(Turbidite) als Erosionsprodukte der Gebirgsbildung entstanden (z.B. Gesteine im Bregenzer Wald -> Grauwacken).
bioklastisch = durch Schalentrümmer z.B. von Muscheln, Seelilien, Brachiopoden oder Riffbildnern (Korallen, Schwämme) ge-
prägte Sedimente (bioklastische Kalksteine, Schalentrümmerkalke, z.B. Trochitenkalke im Oberen Muschelkalk).
chemisch = unter warmen Klimaverhältnissen durch Ausfällung aus einer übersättigten Meerwasser-Lösung entstandene und
abgelagerte Sedimente (Kalksteine, Dolomitsteine, Evaporite).
chemisch-biogen = durch Tier- und Pflanzenreste geprägte kontinentale und marine Sedimente (bioklastische Sedimente, biogene
Riffe, Kalktuff, Hornstein -> Feuerstein/Opal/Kieselerde/Radiolarit, Schlick, Phosphatlagerstätten, Torf, Kohle,
Bitumina -> Öl/Gas/Harze, Bändereisenerze, Bone-Beds).
evaporitisch = unter ariden Klimaverhältnissen (heiß und trocken) durch Verdunstung (Eindampfung) von Meerwasser
ausgeschiedene Sulfat- und Salinargesteine (Evaporite = Gips, und Anhydrit, Steinsalz und Kalisalz).
salinar = Ablagerung von Salzgesteinen (Halogenide, Chlorid- und Kaligesteine) bei starker Verdunstung von Meerwasser.
Magmatite (Intrusiv- und Eruptivgesteine):
magmatisch = Erstarrungsgesteine (Vulkanite und Plutonite).
vulkanisch = Vulkanite -> Ergussgesteine, Eruptivgesteine, Effusivgesteine: Durch vulkanische Vorgänge ausgestoßene Aschen,
Tuffe (Pyroklasten) und ausgeflossene Gesteine (Lava). Oft feinkristallin oder glasig durch die rasche Abkühlung
oder mit kristallinen Einsprenglingen (Tuff, Quarzporphyr, Rhyolith, Andestlt, Trachyt, Basalt, Obsidian etc.).
Ignimbrite -> Gesteine aus pyroklastischen Strömen, Bimsablagerungen und Aschen.
plutonisch = Plutonite -> Tiefengesteine, Intrusivgesteine: In großer Tiefe aus zähflüssigem Magma entstandene Gesteine. Oft
grobkristallin durch die langsame Abkühlung innerhalb der Erdkruste (Granit, Syenit, Diorit, Gabro).
Pegmatite = Groß- bis riesenkörnige Gesteine, auskristallisiert aus einer an flüchtigen Bestandteilen reichen plutonischen
Restschmelze.
Ganggesteine = Übergangsmagmatite und Intrusionsgesteine in schmalen Gängen im Umgebungsgestein (Mineralgänge, Erzgänge,
Metamorphite (Umwandlungsgesteine):
Lamporphyr, Lamproit und Kimberlit).
metamorph = Entstehung aus Sedimenten (Paragesteine) und aus Magmatiten (Orthogesteine), die tektonisch in große Tiefen von
2 bis z.T. 40 km versenkt wurden. Dort wurden sie unter hohen Druck- und Temperaturbedingungen in ihrer
Minralzusammensetzung und in ihrem Gesteinsgefüge verändert, aber nicht aufgeschmolzen. Metamorphite haben
oft eine geschieferte Textur (Foliation). Es gibt aber auch ungeschieferte Metamorphite wie z.B. Quarzit und
Marmor. Unter bestimmten Bedingungen bilden sich großkristalline Porphyroblasten in einer feinkristallinen Matrix.
Anatexite = Aufschmelzung tief versenkter Metamorphite durch hohe Temperaturen (> 650 – 750°C).
Begriffe, die im Zusammenhang mit verwitterten Keuperböden und quartären Sedimenten verwendet werden
• Ton = Ablagerungen und Verwitterungsprodukte mit einer Korngröße von < 0,002 mm.
Umwandlung der Silikatmineralien in Tonmineralien.
• Schieferton = Ton mit schiefriger Textur entlang von Schichtflächen.
• Schluff = Ablagerungen mit einer Korngröße von 0,002 – 0,06 mm.
• Silt = Gemisch aus Schluff und Staubsand.
• Löss = kalkhaltiger Schluff, z.T. mit Feinsand, durch Wind (äolisch) ausgeblasen und abgelagert.
• Lösslehm = entkalkter und verlehmter Löss.
• Lehm = Gemisch aus Ton, Schluff und Sand, kalkarm bis entkalkt.
• Mergel = Gemisch aus kalkhaltigem Ton, z.T. mit Schluff, Sand und Gips.
• Letten = sandig-schluffiger Ton mit geringem Kalkgehalt.

5.2 Gesteinskunde, der Kreislauf der Gesteine
Sedimentgesteine (lat. sedimentum = Bodensatz). Man unter-
scheidet klastische Sedimente, die durch den mechanischen
Absatz der Reste verwitterter und erodierter Gesteine entste-
hen (physikalisch-chemische Verwitterung, Transport, mecha-
nische Zerkleinerung) und chemisch-biogene Sedimente, die
durch chemische oder biogene Ablagerungen, Ausscheidung
und Ausfällung entstehen. Die oft in großen Becken abgelager-
ten Lockersedimente werden mit der Zeit tiefer versenkt und
dabei verdichtet und entwässert. Sie verfestigen sich unter
dem Druck der überlagernden Schichten zu Festgesteinen wie
z.B. Konglomeraten, Sandsteinen, Schluff- und Tonsteinen,
Kalk- und Dolomitsteinen. Dieser 'Diagenese' genannte Pro-
zess führt auch zur Neubildung von Mineralien als zementarti-
ge Verbindung (Matrix) zwischen den einzelnen Sedimentkör-
nern (Kompaktion, Zementation, Sammelkristallisation etc.).
Eingeschlossene Skelett- und Schalenreste von Lebewesen
werden dabei oft in versteinerte Fossilien umgewandelt. Durch
die stetige und gleichmäßige Subsidenz (Absenkung) der
Erdkruste im Sedimentationsbecken und wegen der in etwa
gleichhohen Sedimentationsrate entsteht ein Gleichgewicht,
durch das Sedimentbildungen von hunderten bis tausenden
Meter Mächtigkeit entstehen können. Ein wichtiges Erken-
nungsmerkmal der Sedimentgesteine ist ihre Schichtung, die
29
durch geringfügige oder auch markantere Wechsel der Ablage-
rungsbedingungen oder durch Windablagerung aus unter-
schiedlichen Richtungen entsteht, z.B. bei Sanddünen.
Klastische Sedimente (gr. klasis = zerbrechen) entstehen
durch physikalische und chemische Verwitterung und Abtra-
gung der Gesteinskomplexe und Transport durch Flüsse, Wind
und Eis. Die zerkleinerten Erosionsprodukte Blöcke, Kies,
Sand, Schluff und Ton werden in Flusstälern, im Vorland von
Gletschergebieten, in terrestrischen Becken, oder landnah im
Meer z.B. als Flussdelta abgelagert und mit der Zeit zu Schot-
tern, Konglomeraten, Sandsteinen, Schluff- und Tonsteinen
diagenetisch verfestigt. Löss ist ein durch Wind verfrachtetes
(-> äolisches) Lockersediment, das v.a. während der Eiszeiten
abgelagert wurde.
Chemische und chemisch-biogene Sedimente werden haupt-
sächlich im marinen Milieu ausgeschieden. Rein chemische
Sedimente entstehen durch Verwitterung, Lösung und an-
schließender Ausfällung in sehr warmem, an Salzen übersät-
tigtem Wasser. Wichtige Vertreter sind Karbonatgesteine wie
z.B. Kalksteine, Kalksinter und Dolomitsteine (durch Magnesi-
umeinlagerung umgewandelte Kalksteine) und die als Evapori-
te (lat. "aus Verdunstung") bezeichneten Sulfatgesteine (Gips
und Anhydrit) und Salzgesteine (Stein- und Kalisalz). Weitere
anorganisch-chemische Sedimente sind Bändereisenerze
und phosphorhaltige Gesteine (Phosphorite). Chemisch-
biogene Sedimente i.e.S. entstehen unter Mitwirkung von
Organismen, so z.B. Kalksteine aus Kalkschalen des Plank-
tons, von Muscheln, Brachiopoden, Ammoniten, Seelilien
und Korallen. Kreide aus Foraminiferenschalen und Kiesel-
gesteine aus Skelette der Kieselalgen. Hornstein, auch
Feuerstein genannt, kann sowohl rein chemisch, als auch
biochemisch aus Kieselsäure (SiO2) gebildet werden. Rein
biogene Sedimente sind durch pflanzliche Ablagerungen
entstandene Torfablagerungen, Faulschlamm, Kohlegestei-
ne (Braunkohle, Steinkohle) und Erdöl inkl. Erdgas als
Produkt der Verwesung von tierischem Gewebe und Flüs-
sigkeiten in Sedimentgesteinen.
Metamorphe Gesteine (Metamorphite; gr. metamorphoos =
umgestaltet) entstehen bei der Absenkung von Gesteinspa-
keten in die Erdkruste in ca. 2 km bis z.T. 40 km Tiefe und
bei Kontinentalkollisionen wie z.B. Himalaja und Alpen. Die
Druck- und Temperaturzunahme im Erdinneren von 2 - 12
kbar und 150 - 700 °C führt zu einer Umwandlung, Wachs-
tum und Neubildung der sedimentären und magmatischen
Mineralien und der Strukturen durch Rekristallisation. Alle
vorhergehenden Strukturen wie z.B. Schichtung und Fossi-
lien gehen dabei verloren. Typische Vertreter der metamor-
phen Gesteine sind Marmor, Quarzit, alle Schiefergesteine,
Phyllite und Gneise. Ein wichtiges Erkennungsmerkmal ist
oft eine mehr oder weniger ausgeprägte Schieferung (Folia-
tion), die durch die Mineralneubildung und Einregelung
unter gerichtetem Druck entsteht. Es gibt aber auch unge-
schieferte Metamorphite, wie z.B. Marmor, der aus Dolomit-
und Kalkstein entsteht, Quarzite aus quarzreichem Sand-
stein und Hornfelse, die bei der Kontaktmetamorphose
entstehen. Metamorphite aus Sedimenten bezeichnet man
als Paragesteine, aus Magmatiten als Orthogesteine. Sehr
tief versenkte Metamorphite schmelzen ab ca. 650 - 750 °C
auf und werden dann Anatexite genannt. Durch Hebung im
Rahmen von Gebirgsbildungen und durch Abtragung kom-
men viele Metamorphite mit der Zeit an die Erdoberfläche
und werden abgetragen.
Magmatische Gesteine (Magmatite; gr. magma = geknetete
Masse) entstehen beim Aufstieg sehr tief liegender und
über 700 °C heißer zähplastischer Magmen in die überla-
gernden Gesteine innerhalb von Schwächezonen der obe-
ren Erdkruste und durch vulkanische Aktivitäten an der
Erdoberfläche. Die überlagernden Gesteine werden dabei
oft mit aufgeschmolzen. In Abhängigkeit der Ausgangsge-
steine werden beim Aufstieg und bei der Abkühlung neue
Kristalle und Strukturen gebildet (Kristallisationsdifferentia-
tion).

Die langsam erstarrenden und ungeregelt grobkristallinen
Tiefengesteine, die als Intrusivgesteine in die höherliegenden
Gesteine eindringen, werden Plutonite genannt, z.B. Granit
und Diorit. Durch Hebung im Rahmen von Gebirgsbildungen
und durch Abtragung kommen viele Plutonite mit der Zeit an
die Erdoberfläche und werden abgetragen. Zu den Plutoniten
gehören auch die Pegmatite -> groß- bis riesenkörnige Gestei-
ne, auskristallisiert aus einer an flüchtigen Bestandteilen rei-
chen plutonischen Restschmelze und die Ganggesteine ->
30
Übergangsmagmatite und Intrusionsgesteine in schmalen
Gängen im Umgebungsgestein, z.B. Mineralgänge, Erzgän-
ge, Lamporphyr, Lamproit und Kimberlit. Die bei Vulkan-
ausbrüchen ausfließenden und ausgeworfenen Gesteine
werden Vulkanite oder Eruptivgesteine genannt, z.B.
Porphyr, Basalt, pyroklastische Aschen und Tuffe. Vulkanite
sind wegen ihrer schnellen Erstarrung an der Erdoberfläche
meistens ungeregelt feinkristallin oder als Gesteinsglas
ausgebildet. Sie können aber auch mit grobkristallinen
Einsprenglingen versehenen sein.
Die in Ludwigsburg vom kristallinen Grundgebirge bis zur Erdoberfläche anstehenden Gesteinsschichten gehören zu den
Sedimenten:
• Deckschichten der Quartärzeit = äolische Lösssedimente, klastische Fluss- und Auensedimente, klastische Verwitterungsbildungen.
• Schilfsandstein, Gipskeuper und Lettenkeuper = terrestrisch-klastische Sedimente und marine chemische, chemisch-biogene
und evaporitische Sedimente.
• Muschelkalk = überwiegend marine chemische, chemisch-biogene und evaporitische Sedimente.
• Buntsandstein und Permokarbon = überwiegend klastische Sedimente, teils mit marinen Einflüssen.
Temperatur- und Druckabnahme
Magmakammer
Intrussion
Vulkanite
Vul-
Plutonite
Aufstieg,
Durchschmelzung,
Abkühlung
Gletscher
Magma
Abb. Abb. 223:
2 : : Der Der Kreislauf Kreislauf der der Gesteine
Gesteine
Bergland und Flachland
Verwitterung und Abtragung
der Sedimentgesteine, metamorphen
Gesteine und magmatischen Gesteine
Magmatite
Vulkanite an der
Erdoberfläche,
Plutonite in der Tiefe
Hebung
Meere, Seen,
Sedimentbecken
Ausfällung
Sedimente Eindampfung
Lockergesteine
Sedimente
verfestigt
Metamorphite
2 - 40 km tief,
150 - 700 °C,
2 - 12 kbar Druck
Anatexite
Aufschmelzung
> 700 °C
Flüsse, Schlammfluten,
Sedimentation
Versenkung,
Verfestigung
und Diagenese
Erdkruste
Oberer Erdmantel
Temperatur- und Druckzunahme

5.4 Gesteinsfarben
31
Die sedimentären Tonsteine und Tonmergelsteine im Lettenkeuper
und v.a. im Mittleren Keuper zeigen im Geländeaufschluss oft
lebhafte Gesteinsfarben. Graue Gesteine wechseln sich ab mit
rötlichen, rotbraunen, grünlichen und violetten Gesteinen. Die
Gesteinsfarben entstehen durch die unterschiedlichen gesteins-
bildenden Mineralien. Sie sind an den Oberflächen aber oft se-
kundär durch Verwitterung verändert. Verwitterte und sedimentier-
te Gesteine erhalten abhängig vom Ausgangsgestein, von den
Sedimentationsbedingungen und von den Klimaverhältnissen zur
Zeit der Verwitterung und Sedimentation unterschiedliche Färbun-
gen. Hier sind komplexe chemisch-physikalische Vorgänge maß-
gebend. Diagenetische Vorgänge nach der Sedimentation können
ebenfalls einen Einfluss auf die Gesteinsfarben haben. Gelegent-
lich kommt es zu sekundären Farbveränderungen im Gestein, z.B.
durch zirkulierende Wässer.
Die hauptsächlich grau-grünen und grünlichen Gesteine des Let-
tenkeupers sind durch die oxidative Zersetzung organischen Mate-
rials in einem relativ flachen Meeresbecken entstanden. Das
führte zu einem reduzierenden, d.h. sauerstoffarmen Milieu, in
dem es dann zur Bildung der grünlich-blauen Mineralien Glauko-
nit gekommen ist. Das Schichtsilikat Glaukonit ist durch unter-
meerische Verwitterung von Feldspat und Biotit entstanden. Das
sind Mineralien aus der terrestrischen Gesteinsverwitterung, z.B.
Granite und Gneise. Zur Glaukonitbildung kommt es darüber
hinaus auch im Verdauungstrakt einiger Meereslebewesen. Wegen
der reduzierenden Verhältnisse im Meerwasser war eine Bildung
von rötlichem Eisen-III-Oxid nicht möglich, so dass Eisen-II-Oxid
(FeO) entstanden ist.
Rötliche und violette Farben bilden sich unter rein oxidierenden,
d.h. sauerstoffreichen Verhältnisse bei der Verwitterung von ei-
senhaltigen Mineralien in den Gesteinen in einem semiariden
(trockenen) Steppenklima auf dem Festland. Farbbildend ist hier
Eisen-III-Oxid (Fe2O3 = Hämatit), das bei der vollständigen Oxida-
tion des Eisens der Mineralien entsteht. Diese Farben sind v.a. bei
den bunten Tonmergeln des Mittleren Keupers oft zu sehen
(Gipskeuper, Dunkelrote Mergel, Esterienschichten, Knollenmer-
gel). Violette Farben entstehen auch in Schichten, in denen eine
Bodenbildung stattgefunden hat.
Auch die unterschiedliche Färbung der Sandsteine des Keupers
ist so zu erklären. Weiß gefärbte Sandsteine sind durch sekundäre
Entfärbung (Bleichung) der Mineralkörner durch zirkulierende
Wässer nach der Ablagerung und Verfestigung entstanden.
Hellgelbe Sandsteine haben oft einen erhöhten Anteil des Minerals
Feldspat (Arkose-Sandstein).
Intensiv rot gefärbte eisen- und aluminiumhaltige Lateritböden als
Reste nach der Verwitterung von Tonmineralien bilden sich in
tropischen und subtropischen Gebieten mit ausgeprägten Nieder-
schlägen. Das Aluminiummineral Bauxit ist ein fossiler Laterit. Bei
Kalksteinen und Tonsteinen sind die färbenden Beimengungen
die Minerale Limonit (braun bis gelb), Hämatit (rötlich),
Glaukonit (grünlich) und organische Kohlenstoffverbindungen,
Bitumina und fein verteilter Pyrit (grau bis schwarz).
Die grau-weißen Lehrbergschichten an der Basis des Kiesel-
sandsteins setzen sich aus baryt-, bleiglanz- und malachitfüh-
renden Steinmergeln zusammen.
Sehr feldspatreiche Gesteine verwittern unter vollhumiden
(ganzjährig feuchten) Klimabedingungen oft zu dem weißen bis
cremfarbenen Tonmineral Kaolinit. Der aluminiumhaltige Kaoli-
nit ist ein wichtiger Rohstoff für die Keramikproduktion.
Gelb-braune bis braune und ocker-gelbe Gesteinsfarben kom-
men oft durch das eisenhaltige Mineral Limonit (FeOOH) zu-
stande. Im Strohgäu sind braun-rötlich bis braun-gelblich ge-
färbte Lösslehmböden über hellgelb gefärbtem unverwittertem
Löss charakteristisch. Hier wurden die eisenhaltigen Mineralien
im Lösslehm im Zuge der Verwitterung oxidiert. Gelbe Gesteins-
farben kommen auch durch das Mineral Pyrit zustande, so z.B.
im Stubensandstein. Bräunliche Farben kommen auch oft von
Glaukonit, wenn dieser zu dem Mineral Goethit oxidiert wird.
In trockenen und warmen Wüstengebieten kommt es zur Bil-
dung eines dünnen und braun-schwarz gefärbten Überzugs
(Kruste) der Gesteine an der Oberfläche, dem sogenannten
Wüstenlack. Er besteht aus Eisenoxidhydraten und Manganoxi-
den, die durch kapillares Aufsaugen von Lösungen aus dem
Gestein und Niederschlag des Lösungsinhaltes auf der Ge-
steinsoberfläche infolge starker Verdunstung entstanden sind.
Graue bis dunkle und nahezu schwarze Gesteinsfarben deuten
auf organisches Material, kohlige Pflanzenreste und bituminöse
Einschlüsse hin. Unter Sauerstoffabschluss zersetzten Schwe-
felbakterien direkt nach der Sedimentation das organische
Material der in die Sedimente abgesunkenen toten Lebewesen
und wandeln es in dunkle Sulfide um, z.B. Faulschlämme im
Schwarzen Meer. Hier kann es auch zur Bildung von goldfar-
benen Pyritkristallen und pyritisierten Fossilien kommen. Kohle
und kohlige Pflanzenreste können in geringen Tiefen entste-
hen. Bitumina entstehen in größerer Tiefe unter erhöhten
Druck- und Temperaturbedingungen aus organischem Materi-
al.
Bei magmatischen und metamorphen Gesteinen bestimmt der
Anteil unterschiedlich gefärbter Mineralien die Gesteinsfarbe.
Granite und Gneise sind gesprenkelt und bestehen aus milchig-
durchsichtigem Quarz, rötlich-weißem Feldspat und schwar-
zem und hellem Glimmer. Je weniger Quarz und Feldspat diese
Gesteine enthalten, desto dunkler sind sie. Gesteine mit vielen
Amphibol-, Pyroxen- und Olivinmineralien sind sehr dunkel.
Marmor besteht aus weißen bis durchsichtigen Calcitkristallen
(CaCO3), die durch die Metamorphose grobkristallin gewachsen
sind. Marmor enthält oft eingeschalteten dunklen Tonanteile
oder Färbungen durch Eisen- und Manganoxide.

5.3 Karst
Gesteine, die durch chemische Lösungsprozesse stark ange-
griffen und gelöst werden, werden als Karstgesteine bezeich-
net. Der Name Karst kommt vom indogermanischen "Karre" =
Stein oder karg und gibt einer Landschaft in Kroatien an der
Nordwestadria ihren Namen. Man unterscheidet die Subrosion
von Sulfat- und Chloridgesteinen (Salinarkarst) und die Korro-
sion von Karbonatgesteinen (Karbonatkarst). Kalkgesteine
(Kalziumkarbonat = CaC03) werden durch kohlendioxidhaltiges
Niederschlagswasser entlang von tektonischen Klüften und
Schichtfugen aufgelöst (Kohlensäureverwitterung). Der natürli-
che C02 - Gehalt der Atmosphäre bildet mit Regenwasser
Kohlensäure (H20 + C02 = H2C03). Die chemische Gleichung
der Kalklösung lautet: CaC03 + H2C03 = Ca2+ + 2HC03- (Kalzi-
umkarbonat (Kalk) + Kohlensäure = Kalzium-Ion + Hydrogen-
karbonat-Ion). Das Kalzium-Ion und das Hydrogenkarbonat-
Ion sind besser wasserlöslich als Kalk, gehen im Wasser in
Lösung und werden abgeführt. Der umgekehrte Prozess dieser
Gleichung ist die Kalkausfällung, z.B. bei der Tropfsteinbil-
dung, bei der Bildung von Kalksinter oder großflächig bei der
Kalksedimentation in warmen Meeresbecken, wie es aktuell im
Bereich der Bahama-Inseln und im Persischen Golf zu beo-
bachten ist. Im Laufe von Jahrtausenden bilden sich, auch
abhängig vom Klima, im Kalkgestein durch die Kalklösung
immer größer werdende zusammenhängende
32
Spaltensysteme, die sich mit der Zeit zu großen Höhlensys-
temen ausweiten können. In diese sickert das Nieder-
schlags- und Oberflächenwasser rasch ein und bildet einen
ergiebigen aber verschmutzungsempfindlichen Grundwas-
serleiter. Das Grundwasser tritt oft an Quelltöpfen in den
Tälern in großer Menge zutage, so z.B. am Blautopf und am
Aachtopf am Südrand der Schwäbischen Alb. Oberflächen-
gewässer sind in Karstgebieten selten, bzw. versickern nach
kurzer Fließstrecke, so dass die Oberflächen von Karstge-
bieten trocken sind. Es bilden sich charakteristische Land-
schaftsformen mit Dolinen, Poljen (große, geschlossene
Becken), Trockentälern und Bachschwinden, wie z.B. die
Donauversickerung bei Immendingen. Besonders von der
Verkarstung betroffen sind unbedeckte oder mit gering-
mächtigen Gesteinsschichten und Verwitterungsbildungen
bedeckte Kalksteinschichten, wie z.B. die Schwäbische Alb,
das Heckengäu und teilweise auch das Strohgäu. Auch
Talhänge und Talböden sind wegen der Auflockerung der
Gesteine durch Hangentlastung oft stärker verkarstet. ln
Gebirgen verkarsten Karbonatgesteinen an der Oberfläche
oft zu Karren und Schratten, wie z.B. auf dem Gottesacker-
Plateau. Selten kommt es auch in Sandsteinen zu Karster-
scheinungen, so z.B. in Süd- und Mittelamerika und in
Australien.
Abb. Abb. 224:
2 : Karstformen
Karstformen
Quelle: Geographie-Infothek,
Klett-Verlag, Stuttgart

5.5 Erdbeben
Bei der Erdbebentätigkeit in Deutschland handelt es sich
nicht um die weltweit häufig vorkommenden Plattenrandbe-
ben, wo große Erdkrustenplatten untereinander abtauchen
oder horizontal aneinander vorbei gleiten, wie z.B. in Kalifor-
nien, Japan, Sumatra und Chile, sondern um die selteneren
Intraplattenbeben. Die Erdbeben in Deutschland können als
Auswirkungen lokaler Spannungskonzentrationen oder
Schwächezonen, hervorgerufen durch geologische Heteroge-
nitäten in der Erdkruste verstanden werden. Übersteigen die
Spannungen die Festigkeit der Gesteine im Untergrund, so
kommt es zum Bruch der Gesteine. Ein Teil der aufgestauten
Energie wird in Form von seismischen Wellen freigesetzt und
bei entsprechender Stärke an der Oberfläche als Erdbeben
wahrgenommen. Als Hauptmotor für diese Vorgänge wird die
Bewegung der afrikanischen Platte nach Norden gegen die
Europäische Platte vermutet. Diese seit über 60 Mio. Jahren
andauernde Bewegung hat auch zur Auffaltung der Alpen
geführt (siehe Abb. 9 oben).
Die Energie eines Erdbebens im Erdbebenherd wurde früher
nach der logarithmischen "Richter-Skala ML" berechnet.
Heute wird überwiegend die logarithmische "Moment-
Magnituden-Skala MO“ verwendet, welche die Erdbebenstärke
im Erdbebenherd mathematisch-physikalisch besser be-
schreibt und über große Entfernungen anwendbar ist. Beide
Skalen sind mathematisch-theoretisch nach oben offen,
wobei aus physikalischen Gründen eine Erdbebenstärke über
MO = 10,5 nicht möglich ist und die Richter-Scala ab ML = 7
ungenau wird. Die Erdbebenskalen sind logarithmisch. Ein
Magnitudensprung, z.B. von 4 nach 5 bedeutet eine 10-fach
stärkere Bodenbewegung und die 33-fache Energie. Die
Schäden an der Oberfläche (Schadensintensität = IO) sind
von der Entfernung zum Erdbebenherd, aber auch vom geo-
logischen Aufbau des Untergrundes abhängig. Sie werden
nach der 12-teiligen "Europäischen Makroseismischen Skala -
EMS-" bewertet, die aus der Mercalli-Scala entwickelt wurde.
Bei Erdbeben im Meeresbereich kommt es gelegentlich zu
verheerenden Flutwellen (Tsunami), die viele Todesopfer
fordern können.
Die beiden Hauptzentren der Baden-Württembergischen
Erdbebentätigkeit liegen im Dreiländereck im Raum Lör-
rach/Basel und seit Anfang des 20. Jahrhunderts auch im
Zollernalbkreis bei Albstadt und Balingen. Innerhalb der
durch Bruchtektonik geprägten südwestdeutschen Groß-
scholle werden zwei in Süd-Nord-Richtung verlaufende
Scherzonen vermutet: Die Kaiserstuhl-Scherzone von Basel
bis Lorsch und die Albstadt-Scherzone. Die Erdbeben führen
in Südwestdeutschland zu Blattverschiebungen, wobei sich
der westliche Teil der Scherfläche nach Süden
33
und der östliche Teil nach Norden bewegt. Die Erdbebenakti-
vitäten im Oberrheingraben finden ihre Fortsetzung nach
Nordwesten und Westen bis in die Niederrheinische Bucht
(Raum Köln) und nach Belgien und Holland, wo weitere
Erdbebenschwerpunkte in Deutschland und Europa liegen.
An der Landesgrenze von Sachsen und Thüringen im Vogt-
land liegt ebenfalls ein Gebiet mit erhöhter Erdbebentätigkeit.
In den vergangenen 200 Jahren wurden in Baden- Württem-
berg Erdbeben mit einer Magnitude bis zur Stärke M = 5,7
und mit einer Schadensintensität nach der Makroseismi-
schen Skala von bis zu I = 7 registriert. In Basel hat sich
1356 ein verheerendes Erdbeben mit der Magnitude M = 6,5
- 7 und der Schadensintensität I = 9 ereignet. Entlang des
Oberrheingrabens kommt es häufiger zu mittelstarken Erd-
stößen. Beim bisher stärksten Beben auf der Schwäbischen
Alb im Jahr 1911 mit einer Magnitude von M = 5,6 sind im
Raum Ludwigsburg Schäden der Intensität I = 6 aufgetreten.
Die Fachleute gehen davon aus, daß in Südwestdeutschland
maximale Erdbebenstärken der Magnitude M = 6 auftreten
können. Dann wäre mit Schäden der Intensität um I = 7 zu
rechnen. In Baden-Württemberg ist etwa alle 10 Jahre mit
einem mittelstarken Erdbeben mit Gebäudeschäden und
Betriebsstörungen in größerem Umfang zu rechnen (EMS 6 -
7).
Im April 2005 ist die neuen DIN 4149, "Bauten in deutschen
Erdbebengebieten" erschienen: Im Vergleich zur alten Norm
wurde der Inhalt vollständig überarbeitet und umstrukturiert.
Die erdbebengefährdeten Gebiete in Deutschland (Bayern,
Baden- Württemberg, Thüringen, Sachsen und entlang des
Rheins) werden in 4 Erdbebenzonen (Zone 0 bis 3) mit
unterschiedlichen Intensitätsintervallen und Bemessungswer-
ten für die Boden-beschleunigung (ag) unterteilt. Innerhalb
der Zonen werden 3 geologische Untergrundklassen unter-
schieden: R = Gebiete mit felsartigem Gesteinsuntergrund, T
= Übergangsbereich zwischen R und S und S = Gebiete mit
tiefer Beckenstruktur und mächtiger Sedimentfüllung. Nach
der Festigkeit des Untergrundes werden 3 Baugrundklassen
unterschieden: A = unverwitterte Festgesteine mit hoher
Festigkeit, B = mäßig verwitterte Festgesteine bzw. Festge-
steine mit geringer Festigkeit oder grob- und gemischtkörni-
ge, dicht gelagerte Lockergesteine in fester Konsistenz und
C = stark bis völlig verwitterte Festgesteine oder grob- und
gemischtkörnige, mitteldicht gelagerte, sowie feinkörnige
Lockergesteine in mindestens steifer Konsistenz. Die Unter-
grundklassen und die Baugrundklassen werden kombiniert
(z.B. A-R). Für Hochbauten werden 4 Bedeutungskategorien
angegeben, denen Bedeutungsbeiwerte (γI) zugeordnet sind.
Die Ludwigsburger Gemarkung liegt innerhalb der Erdbeben-
zone 0 (Warnzone) und innerhalb der geologischen Unter-

grundklasse R. Für die Erdbebenzone 0 gilt das Intensitätsin-
tervall (I) 6