Die Geologie der Rhön
Die Rhön ist eine Mittelgebirgslandschaft im Dreiländereck von Hessen, Thüringen und Bayern und damit im Zentrum Deutschlands gelegen. Bei einer Nord–Süd-Erstreckung von ca. 90 km und einer West–Ost-Ausdehnung bis ca. 50 km nimmt sie eine Fläche von ungefähr 3 500 km² ein. Wer sie durchstreift, wird auf ihren Wegen immer wieder unerwartete Ausblicke in die Weite der Landschaft geboten bekommen. Denn – eher untypisch für deutsche Mittelgebirge – ist die Rhön nur zu einem Drittel bewaldet, weshalb für die Rhön auch als dem „Land der offenen Fernen“ geworben wird. Dieses ungewöhnliche Verhältnis in der Landnutzung ergibt sich aus dem differenzierten geologischen Aufbau der Rhön. Zum einen bedingen die vulkanischen Gesteine aus der Tertiärzeit die relativ großen Höhen – ihre größte Höhe von 950 m ü. NN auf der Wasserkuppe ist gleichzeitig die höchste Erhebung in Hessen – und damit verbunden ein oft steiles Relief. Zum anderen sorgt der Unterbau mit Gesteinen aus dem Erdmittelalter, die sich relativ leicht durch Verwitterung und Abtragung ausräumen lassen, für die Entstehung der breiten Täler, die die „offenen Fernen“ erst ermöglichen (Abb. 1).
Aus diesen Unterschieden im Aufbau der Landschaft entstanden die verschiedenen Teilräume, in die die Rhön traditionell weiter untergliedert wird. Man spricht von der Vorrhön (oder Vorderrhön bzw. Rhönvorland), der Kuppenrhön und der Hohen Rhön. Letztere wird nochmals unterteilt in die in einem großen Bogen zusammenhängende Lange Rhön und die Wasserkuppenrhön. Für die Vorrhön waren früher auch die Begriffe „Waldgebirgige Rhön“ und Südrhön im Gebrauch.
Die Vorrhön wird überwiegend aus den klastischen Ablagerungen der Unteren Trias (Buntsandstein) aufgebaut. Mit ihren lang gestreckten, sanft gewölbten Bergrücken erreicht sie nur selten mehr als 500 m Höhe. Den Abschluss im Oberen Buntsandstein (Röt) bilden wasserstauende Tone, die für zahlreiche Quellaustritte an der Grenze zum hangenden klüftigen Muschelkalk verantwortlich sind. Dabei kommt dieser bereits auch auf sanften Hängen in oft größeren Schollen ins Gleiten, was sich in einer buckeligen Morphologie zeigt. Muschelkalk unterlagert vorzugsweise die Basaltdecken der Hohen Rhön. Daneben findet er sich in geologischen Mulden oder Gräben, lokal noch überlagert vom Keuper.
Die Kuppenrhön verdankt ihr Erscheinungsbild den aus der mesozoischen Schichtenfolge durch Erosion herauspräparierten Förderkanälen und -schloten der tertiären Vulkane. Sie schließt dabei das Hessische Kegelspiel mit ein (nördliche Kuppenrhön). Aufgrund ihrer größeren Verwitterungsresistenz prägen diese heute als „Kegel“ und Kuppen die Landschaft. Weithin sichtbar erheben sie sich mit Höhen von 650 bis 835 m über das hügelige Bergland aus Gesteinen der Trias. Vor allem das Gebiet nordwestlich der Wasserkuppe ist mit solchen „Kegeln“ geradezu gespickt, von denen die meisten aus phonolitischen oder trachytischen Gesteinen bestehen. Die Kuppen sind meist bewaldet, während das flachwellige Umland weitgehend landwirtschaftlich genutzt wird.
Die Hohe Rhön wird fast ausschließlich von vulkanischen Gesteinen des Tertiärs aufgebaut. Typisch sind dort Decken von zahlreichen übereinander geflossenen Basaltlavaströmen mit zwischengelagerten Vulkaniklastiten unterschiedlicher Entstehung, die die älteren Sedimentgesteine überlagern. In ihrem östlichen Bereich, der Langen Rhön, sind die Basaltdecken meist noch flächenhaft zusammenhängend anzutreffen. Auch die Wasserkuppenrhön – der westliche Ausläufer der Hohen Rhön – hat vor allem im Gipfelbereich durch Deckenergüsse (Abb. 2) ihren Plateau-Charakter bekommen. Der breite, massige Bergzug mit flachwelligem Hochplateau erhebt sich als auffälliger Steilanstieg durchschnittlich 200 m über Kuppenrhön bzw. Vorrhön. Im Mittel werden Höhenlagen von 800 m, mehrfach aber auch 900 m, auf der Wasserkuppe 950 m, erreicht. Die Abfolge der vulkanischen Gesteine ist in der Hohen Rhön in fast 300 m Mächtigkeit erhalten.
Abb.1: Geologische Entwicklung in Hessen mit Bezug zur Hessischen Rhön.
Abb. 2: Basaltdecken in der Hohen Rhön, schematisch dargestellt am Beispiel der Wasserkuppe (Tafel 15 des Lehrpfads Wasserkuppe).
2 Geologischer Überblick
Das Grundgebirge, das − wie im überwiegenden Teil Deutschlands − durch das Variskische Gebirge repräsentiert wird, entstand, als sich vor ca. 400–280 Ma (zwischen Devon und Perm) einzelne Erdteile, die Nord- und Südkontinente, aufeinander zu bewegten und dabei den Pangaea (= Gesamterde) genannten Großkontinent schufen.
Die eigentliche Gebirgsbildung des Variskischen Gebirges war in Mitteleuropa eine von Südosten nach Nordwesten gerichtete Einengungsbewegung aufgrund der Kollision zunächst mehrerer Mikrokontinente und schließlich dem Südkontinent Gondwana mit Laurussia (dem Nordkontinent). Verbunden mit einer Gesteinsfaltung, der Entstehung von großen und weitreichenden Überschiebungsbahnen, Metamorphose der Gesteine und der Intrusion von Gesteinsschmelzen endete diese Gebirgsbildungsphase in der Zeit des Oberkarbons.
Das Variskische Gebirge wird in mehrere Zonen gegliedert (z. B. Rothe 2005: 12–13), die verschiedene Mikrokontinente, sogenannte Terrane, mit einer eigenen Geschichte widerspiegeln.
Diese hatten sich im frühen Paläozoikum vom Südkontinent abgespalten und waren im Verlauf der Gebirgsbildung zwischen diesem und dem Nordkontinent eingeklemmt worden. Südlich des Rheinischen Schiefergebirges, das zusammen mit dem Harz zur Rhenoherzynischen Zone gehört, erstreckt sich die Mitteldeutsche Kristallinzone (Mitteldeutsche Schwelle) – von den Einen als eigenständige Zone, von den Anderen als Teil des Saxothuringikums betrachtet. Wie sich aus dem Namen ableiten lässt, ist sie überwiegend aus kristallinen Gesteinen aufgebaut – vornehmlich Granite und Gneise.
Diese bilden den Unterbau der Rhön, wie man schon lange aus Bruchstücken erkannt hat, die von den vulkanischen Schmelzen im Tertiär bei ihrem Aufstieg zur Oberfläche mitgebracht wurden. Als Einschlüsse sind sie z. B. auf der Abtsrodaer Kuppe (Geotop 75) oder am Großen Ziegenkopf (Geotop 49) zu entdecken. Auch aus verschiedenen Bohrungen ist der kristalline Unterbau bekannt.
2.2 Die Entwicklung des Deckgebirges
Der Auffaltung des Variskischen Gebirges folgte seine schnelle Abtragung. In deren Folge wurde der Gebirgsrumpf zu einem durch das Vindelizisch-Böhmische Festland vom Tethys-Ozean im Süden getrennten Sedimentationsraum, dem Germanischen Becken. Dieses versank in der Folgezeit im eigenen Schutt. Dies kann insbesondere in den z. T. im Streichen angelegten großen Einbruchsbecken beobachtet werden. Hierzu gehört die Mitteldeutsche Kristallinzone, aus der – beginnend im Oberkarbon – der Saar-Saale-Trog wurde.
Allerdings bildete die Rhön als Teil der Odenwald-Spessart-Rhön-Schwelle darin eine Nordnordost (rheinisch) gerichtete Querschwelle, so dass sie erst ab der Zeit des Zechsteins (oberes Perm) randlich mit Sedimenten beliefert wurde. Der Zechstein war eine Zeit mehrfacher Meeresvorstöße von Norden her nach Mitteleuropa hinein. Dabei kam es wegen des heißen Klimas – bedingt durch die Lage in Äquatornähe innerhalb des Großkontinents Pangaea – zu einem Austrocknen der Flachmeerbecken mit der entsprechenden, vom Eindampfungszyklus gesteuerten Abfolge von Salzen. Der erste Meeresvorstoß reichte weit über die Rhön hinaus nach Süden und hinterließ die als Werra-Serie bezeichnete Salzfolge, deren Kalisalze westlich und östlich der Rhönschwelle abgebaut werden. Die weithin sichtbaren Abraumhalden von Neuhof- Ellers bei Fulda auf der Westseite der Rhön sowie von Heringen und Herfa-Neurode auf deren Ostseite geben ein beredtes Zeugnis davon.
Der Zechstein schloss die Zeit des Erdaltertums ab und wurde von der Trias als erster Periode des Erdmittelalters abgelöst, die den in der Rhön sichtbaren Unterbau für die vulkanischen Aktivitäten in der Tertiärzeit bildete.
Als dreigeteilte sogenannte Germanische Trias (von drei leitet sich der Name ab) hat sie in Mitteleuropa einen eigenständigen Charakter. Die Abschnitte für die drei Epochen Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper korrelieren daher nicht mit den ausschließlich nach vollmarinen Verhältnissen gegliederten Einheiten der internationalen Triasgliederung. Die Untergliederung erfolgt inzwischen mit meist neu eingeführten Formationsnamen, die die bisher vertrauten Begriffe ersetzen sollen (Näheres s. HLUG 2013, Bachmann et al. 1999). Der Übergang vom Erdaltertum zum Erdmittelalter brachte eine vom höheren Zechstein bis zum Ende des Buntsandsteins durchhaltende, etliche hundert Meter mächtige Folge von Rotsedimenten, die auch die Rhönschwelle überlagerten. Unter den weiterhin vorherrschenden heißen Klimabedingungen wurden durch episodische, verflochtene bzw. verwilderte Flüsse und durch Schichtfluten – vor allem von Südwesten her, aus Zentralfrankreich – Sand, Silt und Ton antransportiert, die auf den Ebenen, in den Senken und temporären Seen zur Ablagerung kamen (Abb. 3). Einzelne eingeschaltete Dünenfelder belegen die Tätigkeit des Windes. Der Transport durch die strömenden Medien Wasser und Wind zeigt sich in der für die sandigen Sedimente der Triaszeit geradezu charakteristischen Schräg- oder Kreuzschichtung. Diese unwirtlichen Bedingungen waren für den Erhalt von Fossilien wenig zuträglich, so dass die Lebewelt im Rückblick dürftiger erscheint, als sie tatsächlich war. Am ehesten wurden noch von Tieren erzeugte Trittspuren überliefert.
Kamen die marinen Vorstöße bis zum Mittleren Buntsandstein aus dem Nordmeer, verlagerten sie sich in der Zeit des Oberen Buntsandsteins und drangen in zunehmendem Maße von Südosten, vom Tethys-Ozean vor. Mit der Zeit des Muschelkalks war die Rotsedimentation beendet und das Germanische Becken, das von England bis nach Polen reichte, zu einem flachen Nebenmeer des Tethys-Ozeans geworden (Abb. 4).
Auch der Muschelkalk weist eine Dreigliederung auf, bedingt durch die die Faunenentwicklung bestimmende Salinität des Meerwassers, die erst für den oberen Abschnitt als normal (euhalin) bezeichnet werden kann.
Den mit über 30 Ma längsten Abschnitt in der germanischen Trias stellt der Keuper, von dem in der Rhön nur verhältnismäßig wenig erhalten geblieben ist. Es war eine Zeit der wechselnden Bedingungen zwischen marin und überwiegend terrestrisch mit vorherrschend klastischer Sedimentation in der Ton- bis Sandfraktion. Das hierbei entstandene bunte Farbspektrum der Sedimente, besonders rot und grün, ist typisch für Keuper-Ablagerungen.
In der Jura-Zeit führte der weltweite Meeresspiegelanstieg zu einer Transgression von Meerwasser bis weit in den heutigen mitteleuropäischen Raum hinein. Es entstand ein durch Inseln gegliederter vollmariner Faziesraum. Infolgedessen wurde das Tethys-Meer mit dem Nordmeer und dem sich öffnenden Atlantik verbunden. Wird der Untere Jura (Lias) von dunklen tonigen Ablagerungen beherrscht (daher die ältere Bezeichnung „Schwarzer Jura“), sind es im Mittleren Jura (Dogger; ehemals „Brauner Jura“) Sande, Mergel und lokale Eisenerze. Der Obere Jura (Malm; ehemals „Weißer Jura“) ist durch Ablagerungen von Kalk- und Mergelsteinen gekennzeichnet.
Die Rhön lag offensichtlich bis zum frühen Oberen Jura in einer, gelegentlich unterbrochenen, breiten Meeresverbindung, die über die Hessische Straße hinaus bis weit nach Thüringen reichte und gehörte somit zum süddeutschen Faziesraum. Mit der endgültigen Festlandsverbindung zwischen dem Rheinisch-Ardennischen und dem Vindelizischen Festland war die Zeit mariner (und brackischer) Ablagerungsbedingungen in der Rhön endgültig vorbei.
In der Folge wurde die Rhön zum Abtragungsgebiet. Die jüngsten, d. h. die jurassischen Ablagerungen waren zuerst und damit am stärksten betroffen. Relikte davon sind nur noch in Grabenstrukturen außerhalb der Rhön erhalten geblieben. Die geringen erhaltenen Reste des Keupers beschränken sich meist auf den Unteren Keuper, insbesondere in der nördlichen Rhön, aber auch etwas stärker abgesenkt in herzynisch und rheinisch streichenden Grabenstrukturen. Der Muschelkalk ist dann schon weiter verbreitet erhalten geblieben. Er findet sich – wie bereits erwähnt – häufig an der Basis der Basaltdecken. Die vorherrschenden Ablagerungen des mesozoischen Deckgebirges gehören allerdings dem Buntsandstein an.
Abb. 3: Mitteleuropa zur Zeit des Buntsandsteins.
Abb. 4: Mitteleuropa zur Zeit des Muschelkalks.
Zur Sedimentation kam es lokal erst wieder in der Erdneuzeit, dem Tertiär, in Senken oder Hohlformen. Diese waren vor allem durch Subrosion, d. h. durch Auslaugung und Einsturz im Untergrund, entstanden und sammelten vornehmlich Sande und Tone (s. Martini et al. 1994).
Hierher ist auch der Kaolin zu stellen, der bei Poppenhausen - Abtsroda im 18. Jh. für die Fuldaer Porzellanmanufaktur gewonnen wurde und auf eine vorangegangene intensive chemische Verwitterung hinweist. Zu nennen sind aber auch die Faulschlammablagerungen von Sieblos, die vor allem durch ihre unter oligozäne Fauna Bedeutung erlangt haben (s. Martini & Rothe 1993, Martini et al. 1994; einen Einblick vermittelt das Sieblos-Museum im Rathaus von Poppenhausen, vgl. auch Schraft & Küttner-Bahr 2011).
Aus der folgenden Zeit des Miozäns (bereits dem Neogen = Jungtertiär zugehörig) sind verschiedentlich kleine Braunkohlevorkommen bekannt. In diese Zeit sind auch die vulkanischen Vorgänge in der Rhön einzuordnen. Wie für intrakontinentale Plattenkonfigurationen typisch, wurden hier alkalibetonte, unterkieselte (kieselsäurearme) Schmelzen gefördert. Deren Relikte in Form von Gesteinen aus der Basalt und der Trachytfamilie prägen nicht nur maßgeblich das heutige Bild der Rhön, sondern suchen auch in dieser Vielfalt in den mitteleuropäischen Vulkanfeldern (Abb. 5) ihresgleichen. Der Aufstieg der Schmelzen ist im Spannungsfeld zwischen dem Zusammenschub der Alpen und der Öffnung des Atlantiks zu sehen, wobei der Raum dazwischen durch unzählige, vielfach tiefreichende Brüche zerlegt wurde und dadurch den Aufstieg der Schmelzen ermöglichte. Man kann davon ausgehen, dass die Laven die sedimentären Gesteine der Rhön mehr oder weniger flächendeckend unter sich begruben, vergleichbar den Verhältnissen im Vogelsberg.
In der Rhön sorgten in der Folgezeit Hebungen im Bereich des sogenannten Rhön-Schildes seit dem Jungtertiär – und bis heute anhaltend, wie geodätische Messungen belegen (Mälzer et al. 1983) – für eine erneute intensive Abtragung und schufen so das bekannte Landschaftsbild. Deshalb ist heute bevorzugt der Unterbau des Vulkanfeldes aufgeschlossen, dessen Zentrum vermutlich im Bereich der Milseburg gelegen hat.
Die Rhön gewährt dadurch einen Einblick in Intrusionen verschiedener Art, in die Förderschlote nachvollziehbar aus der oft noch erkennbaren Stellung der erhaltenen Säulen [vgl. auch Meiler- bzw. Fächerstellung, im Glossar]) und Wurzeln der Vulkanbauten, wie dies andere Vulkanfelder in Mitteleuropa nicht zu bieten haben. Lediglich im Bereich der Hohen Rhön gibt die dort noch bis zu 300 m mächtige Ansammlung von Basaltdecken einen Anhalt zum Ausmaß der ursprünglichen Überdeckung.
Dem Eiszeitalter (Pleistozän) verdanken wir vielfältige Formen der Umlagerung, wie Hangschutt, Schutt- und Blockströme und auch den Löss, die große Anteile des Anstehenden verbergen. Dazu kommen großflächige Hangrutsche, wobei vor allem Muschelkalkschollen auf durchfeuchteten Tonen des Oberen Buntsandsteins ins Gleiten kamen. Zu einer Vergletscherung, wie früher angedacht, hat das kalte Klima in der Rhön allerdings nicht gereicht.
Die ausgeprägte Morphologie macht die Rhön zu einem ausgesprochenen Regenfänger, vor allem in der Hohen Rhön. Dies äußert sich in zahllosen Bächen. Dass diese häufig bevorzugten Quellhorizonten entspringen, ist gerade im Bereich der Wasserkuppe nachvollziehbar. Hierzu gehört an deren Südseite die Fulda, die nicht nur aus der gekennzeichneten Quelle gespeist wird. Gesteuert durch die starke Heraushebung, haben die klimatischen Verhältnisse in der Hohen Rhön die Bildung von Hochmooren ermöglicht (z. B. das Rote Moor [Geotop 86] oder das Schwarze Moor bei Fladungen im Dreiländereck von Hessen, Bayern und Thüringen).
Abb. 5: Tertiäre Vulkangebiete Deutschlands.
3 Der sedimentäre Unterbau
Gegen Ende des Zechsteins drangen die von Norden kommenden Meeresvorstöße (Ingressionen) immer weniger weit vor. Die in Hessen in dieser Zeit zunehmend terrestrisch werdende Sedimentation leitete mit ihren Rotsedimenten bereits zum Buntsandstein über. Neben den Fazies-bedingten faunistischen Umstellungen brachte der Übergang auch klimatische Veränderungen mit sich.
Nach dem Zusammenwachsen der Kontinente durch die Variskische Orogenese zum Großkontinent Pangaea wanderte dieser nach Norden, wodurch sich die Landmasse in der Triaszeit nicht nur etwa gleichmäßig beiderseits des Äquators verteilte, sondern auch weit in Richtung der Pole reichte. Dadurch entstand eine Monsunwetterlage mit einem Wechsel zwischen Hochdruck im Winter- und Tiefdruck im Sommerhalbjahr. Bei dieser Konstellation entwickelte sie sich viel extremer, als wir es heute aus Süd(ost)asien kennen, und wird deshalb als Mega-Monsun bezeichnet (vgl. Parrish 1999). Da sich das (warme) Tethysmeer um den Äquator nach Westen weit in den Kontinent hineinschob, konnte der Sommermonsun viel Feuchtigkeit aufnehmen und über dem Kontinent abregnen. Die extreme Trockenheit während des Winters in der Buntsandsteinzeit erzeugte allerdings ein solches Niederschlagsdefizit (aride Verhältnisse), dass in den Sedimenten wüstenhafte Bedingungen angezeigt werden. Dadurch blieb auch nur ein relativ kleines Fossilspektrum erhalten. Vorzugsweise sind es Spurenfossilien, wie die bekannten Chirotherienfährten, z. B. bei Eiterfeld (s. Krause & Haubold 2008: Abb. 13, Geotop 16) oder die z. T. massenhaft auftretenden Wurmspuren, wie Diplocraterion luniforme (Geotop 20), meist als Corophioides luniformis Blankenhorn beschrieben (Tietze 2013).
Die reichlichen Niederschläge des Sommermonsuns haben für die Anlieferung von so viel Sedimentmaterial aus den umliegenden Hochgebieten gesorgt, dass im Germanischen Becken – in Abhängigkeit vom Relief und dem nach Norden abtauchenden Becken – während der relativ kurzen Buntsandsteinzeit (ca. 8 Ma) bis über 1 000 m klastische Sedimente abgelagert wurden (Tietze 2013). Das Transportsystem waren Flüsse, die nur kurzzeitig aktiv waren, dann aber eine große Sedimentfracht verteilten. Sie endeten im norddeutschen Raum in einem See oder in einem Ausläufer des Nordmeeres, wobei nicht immer Einigkeit herrscht, inwieweit oder wann marine Bedingungen vorgelegen haben (Beutler & Szulc 1999).
Im Unteren Buntsandstein kamen in erster Linie feinkörnige Sedimente zur Ablagerung. Der Mittlere Buntsandstein ist überwiegend durch mächtige Wechselfolgen aus tonig-siltigen Sedimenten, jeweils getrennt durch gröber körnige Basisschüttungen gekennzeichnet und in Volpriehausen-, Detfurth-, Hardegsen- und Solling-Formation untergliedert (Abb. 6). Diese beginnen jeweils konglomeratisch und werden nach oben zunehmend feiner bis hin zu tonigen Gesteinen. Diskordanzen, die Zeiten von Abtragung unbekannter Länge und unbekannten Ausmaßes repräsentieren, trennen die Formationen. Dabei veränderten sich die Verhältnisse im Verlauf des Mittleren Buntsandsteins. Während der Ablagerung der tiefsten Einheit trennte sich der Sedimentationsraum durch die Entwicklung der Eichsfeld-Altmark-Schwelle in eine Hessische und eine Thüringische Senke. In den höheren Einheiten führten längere Erosions- und Sedimentationspausen zunehmend zu Bodenbildungen, die sich in Krustenlagen und sog. Violetten Horizonten äußern. Das trifft insbesondere für die Solling-Formation zu, die durch ihre vielfach genutzten Sandsteine besonders bekannt und auch in der Rhön präsent ist (Abb. 7).
Der Obere Buntsandstein ist wieder verstärkt durch feinkörnige Sedimente mit weitgehend marinem Einfluss vertreten. Dieser wird örtlich in Gips- und auch Salzausscheidungen erkennbar und kündigt den folgenden Muschelkalk mit seinen marinen Verhältnissen an.
Abb. 6: Stratigraphie des Buntsandsteins (Germanische Trias).
Abb. 7: Standardprofil des Mittleren und Oberen Buntsandsteins in der Rhön (nach Ehrenberg et al. 1994b, verändert)
Mit dem Vordringen des Meeres von Südosten, zunächst über die Ostkarpaten- und dann zusätzlich über die Oberschlesische Pforte in das Germanische Becken, begann die Zeit des Muschelkalks. Diese Ingression überflutete nicht sofort das gesamte Becken, d. h. der Vorstoß des Muschelkalkmeeres erfolgte nicht überall gleichzeitig (synchron), sondern zog sich über einen längeren Zeitraum hin (diachroner Verlauf). Die karbonatische Sedimentation begann deshalb an den Beckenrändern früher als im Beckentiefsten. Dies ist auch der Grund, weshalb im Gebiet der Rhön das Röt bereits mit den Strohgelben Kalken karbonatisch ausklang, während zur gleichen Zeit weiter nach Nordwesten, dem Beckentiefsten zu, immer noch rote, sandig-siltige Sedimente – teilweise allerdings bereits mit Evaporiten – zur Ablagerung gelangten. Es entstand ein Flachmeer, in dem sich einzelne Horizonte über weite Entfernungen verfolgen lassen und zur Gliederung in neun Zyklen für den gesamten Muschelkalk genutzt werden können (s. Kramm & Hagdorn 2013).
Von den Aufschlussverhältnissen her dominiert in der Rhön der Untere Muschelkalk (= Wellenkalk, heute als Jena-Formation bezeichnet), der die ersten drei Zyklen umfasst (Abb. 8). Die Sedimententwicklung lässt sich als Faziesgürtel einer flachen Karbonat-Rampe interpretieren. Diese reichte vom Watt mit Gezeitenbedingtem Trockenfallen bis zu wenigen Zehner Meter Wassertiefe. Weitreichende Faziesverschiebungen werden auf Meeresspiegelschwankungen zurückgeführt und als Reaktion auf regelmäßige Veränderungen der Erdumlaufbahn gedeutet (wie Schiefe der Ekliptik, Präzession, ähnlich wie sie für die Eiszeiten diskutiert werden). Dies dokumentiert sich in insgesamt 21 Kleinzyklen im Unteren Muschelkalk.
Der typische Wellenkalk entstand als kalkig-mergeliger Schlamm zwischen Wellen- und Sturmwellenbasis. In diesem Milieu, geprägt durch übersalzenes Wasser als Folge der anhaltend starken Verdunstung, konnte nur eine relativ artenarme, von Muscheln (Neoschizodus, Septihoernesia, Unicardium, Homomya) dominierte Weichbodenfauna bestehen. In diesem Raum bewirkten gelegentliche, sehr starke Sturm-Ereignisse (Hurrikane) oder seismische Aktivitäten weiträumige Sedimentumlagerungen. Erstere hinterließen die auf Sturmablagerungen (Tempestite) zurückzuführenden Schillbänke, hervorgegangen aus der aus- und zusammengespülten Infauna. Letztere äußern sich in Rutschungen (slumps), Schutt- und Schlammströmen (debris flows und mud flows).
In Zusammenhang mit der Entwicklung der Großzyklen stehen mehrfach kurzzeitige Meerwassereinbrüche. Sie ermöglichten vorübergehend bessere Lebensbedingungen, die sich in einer deutlich reicheren Fauna äußern.
Die hierbei entstandenen drei Gruppen von massiveren, früher örtlich als Baustein verwendeten Schillkalkbänken werden traditionell genutzt, um den Unteren Muschelkalk zu gliedern (Abb. 9). Wie sich aus Faunenverwandtschaften ablesen lässt, gab es neben dem bekannten Zustrom aus Südosten auch eine eingeschränkte Zuwanderung aus dem Süden, dem Alpenraum (Kramm & Hagdorn 2013).
Das Nachlassen des Meerwasserzuflusses aus Südosten bis zu dessen Versiegen im Verlauf des höheren Mittleren Muschelkalks sowie die starke Verdunstung begünstigten eine karbonatisch-mergelige Sedimentation bis zur Abscheidung von Gips und örtlich – außerhalb der Rhön, in Süddeutschland – von Steinsalz. Geradezu charakteristisch für den Mittleren Muschelkalk sind die Zellendolomite, Sedimentgesteine aus dem Übergang von der Karbonat- zur Sulfatphase im Eindampfungszyklus, die dem Auswittern des Gipses ihr heutiges Aussehen verdanken.
Als neue Verbindung zum Tethys-Ozean öffnete sich nun im Südwesten die Burgundische Pforte und schuf im Germanischen Becken neue Faziesbedingungen, die den Oberen Muschelkalk einleiteten. Ausreichender Meerwasserzufluss und -austausch sorgten für durchgehend optimale Lebensbedingungen und ermöglichten eine reiche Fauna. Der untere Abschnitt beinhaltet die Trochitenkalke, für die die zahlreichen darin vorkommenden Crinoidenstielglieder namengebend sind. Die weitere Sedimentfolge besteht im Wesentlichen aus Kalken bis Mergeln, die durch Schillkalkhorizonte untergliedert wird. Deren Aushängeschild wurden die Ceratiten, eine im mitteleuropäischen Raum endemische Ordnung aus der Klasse der Ammonoidea. Ihre erdgeschichtliche Formenentwicklung mit „kurzlebigen“, aber weit verbreiteten Arten erlaubt eine feinstratigraphische Untergliederung, weshalb Vertreter dieser Ordnung auch als Leitfossilien herangezogen werden.
Abb. 8: Stratigraphie des Muschelkalks (Germanische Trias) (nach Kramm & Hagdorn 2013, verändert)
Abb. 9: Standardprofil des Unteren Muschelkalks in der Rhön (nach Kramm & Hagdorn 2013, verändert)
Abnehmender mariner Einfluss führte zu Beginn des Keupers, trotz immer noch bestehender Verbindungen im Südwesten und Südosten zur Tethys, zu brackisch-fluviatilen Verhältnissen im Germanischen Becken. Dabei wird der Übergang zum Keuper durch eine Schichtlücke markiert (Beutler et al. 1999), also eine in ihrer Zeitdauer schwer zu bestimmende Phase der Abtragung.
Die Sedimente des Unteren Keupers wurden in einem weiten, flachen Becken mit Flussrinnen, Seen und Sümpfen abgelagert, in das das Meer über die Burgundische Pforte gelegentlich eindrang. Diese kurzzeitigen, zyklischen Meeresvorstöße sind durch marine Faunen dokumentiert. Auf amphibischen Landschaftsteilen zwischen den Flüssen und Seen wurden Tone abgelagert, die Hinweise auf kurzzeitige Überflutungen und Austrocknung (Sulfatkonkretionen) liefern. Die Flüsse kamen meist von Norden. Kohlige Pflanzenreste und Wurzelböden sind beschrieben (Motzka & Laemmlen 1976).
Der Mittlere Keuper steht für vielfältige terrestrische Ablagerungsbedingungen, einschließlich der sich durch das ganze Becken von Nordosten vorbauenden Stränge des Schilfsandsteins. Der Obere Keuper brachte im Verlauf einer weltweiten Transgression zunächst marine Delta-Bildungen, bevor eine Regression nochmals zu terrestrischen Ablagerungen führte. Von all diesen Ablagerungen ist in der Rhön lediglich der Untere Keuper (Lettenkeuper = Erfurt-Formation) erhalten geblieben.
4 Der Vulkanismus in der Rhön
Die vulkanischen Aktivitäten in der Rhön, deren Relikte das heutige Landschaftsbild maßgeblich prägen, erstreckten sich nach den bisherigen Erkenntnissen über einen Gesamtzeitraum von knapp 15 Ma (Ober- Oligozän bis Mittel-Miozän). Sie umfassten dabei zwei Phasen. Die Hauptphase der vulkanischen Aktivitäten lag, nach dem Einsetzen vor etwa 25 Ma, zwischen 22 und 18 Ma vor heute. Nach einer längeren Pause begann die Nachphase bei etwa 14 Ma und dauerte bis 11 Ma vor heute (Lippolt 1978, 1983). Während mit ersterer eine große Vielfalt an Gesteinen unterschiedlicher Entstehungsbedingungen verbunden war, die von Basaniten bis hin zu Phonolithen reichte, beschränkte sich die Nachphase auf sog. primitive, d. h. nicht beim Aufstieg aus dem Mantel veränderte Schmelzen, wie dies auch aus anderen Regionen und Zeiten mit einem Intraplattenvulkanismus überliefert ist (z. B. rezent Kanaren und Hawaii, paläozoisch Rheinisches Schiefergebirge).
Im Rahmen der Neukartierung der GK 25, Bl. 5425 Kleinsassen (Ehrenberg et al. 1994a, b) erfolgte eine grundlegende Neubearbeitung der Vulkanite, in die z. T. das südliche Nachbarblatt GK 25, Bl. 5525 Gersfeld (Rhön) mit einbezogen wurde (Ehrenberg & Hickethier 1994b, 2002) und die im Wesentlichen auch für die übrige Rhön Gültigkeit beanspruchen kann. Die schon früher erfolgte Einteilung in eine basaltische und eine trachytische Gesteinsfamilie bleibt davon unberührt, aber die weitere Differenzierung ist umfangreicher geworden. Dazu reicht die auf den Verhältnissen der wichtigsten leukokraten (hellen) Minerale (Quarz, Alkalifeldspat, Plagioklas, Foide) beruhende Einteilung im sog. Streckeisen-Diagramm nicht, weil das feinkörnige bis dichte, teilweise glasige Gefüge der Vulkanite die notwendige Differenzierung selten in ausreichendem Maße zulässt. Deshalb werden vornehmlich geochemische Kriterien, d. h. Elementverhältnisse herangezogen, vor allem das TAS-Diagramm (Abb. 10). Durch geeignete Diagrammwahl (z. B. Spurenelement-Diagramm nach Winchester & Floyd 1977) kann der Einfluss von nachträglichen Veränderungen(sog. Alteration, z. B. durch die Verwitterung), der zu Verfälschungen bei der Verwendung von leicht zu mobilisierenden Elementen führen kann, weitgehend minimiert werden (Abb. 11).
Zur basaltischen, äußerlich durch dunkelgraue bis schwarze Farben gekennzeichneten Gesteinsfamilie gehören die Olivinnephelinite, primitive und differenzierte Basanite, Tephrite, Trachybasalte, Alkalibasalte und Phonotephrite. Zu den Basaniten zählen auch die auf den älteren Kartenblättern (z. B. GK 25, Bl. 5525 Gersfeld, Bücking 1909, 1910) als Hornblendebasalt bezeichneten Gesteine. Die Trachyt-Familie mit ihren im angewitterten Zustand mittel- bis hellgrauen Gesteinen ist kleiner und besteht aus Trachyandesiten, Trachyten und Nephelin-Phonolithen. Eine Diskussion zur Entstehung der Gesteinsvielfalt findet sich im Exkurs „Differentiation“.
Neben die kompakten vulkanischen Gesteine der Laven oder oberflächennahen Intrusionen treten die Vulkaniklastite aus beiden Gesteinsfamilien, d. h. vulkanische Lockergesteine unterschiedlicher Entstehung, die mehr als die landläufig als Tuffe bezeichneten Gesteine umfassen (siehe hierzu Exkurs „Fragmentierungsprozesse im vulkanischen Geschehen“). Wegen ihres leichteren Zerfalls meist schlechter aufgeschlossen, werden sie in ihrer Bedeutung eher unterschätzt. Das gilt insbesondere für die trachytischen Ignimbrite (Ablagerungen heißer Aschen- und Lapilliströme, siehe Geotop 47 am Stettenrain bei Schackau). Ihr wahres Ausmaß zeigte sich erst durch Bohrungen, wo lokal Mächtigkeiten von 300 m nachgewiesen wurden (Ehrenberg & Hickethier 1994b, 2002).
Abb. 10: TAS-Diagramm (Gesamtalkali zu Kieselsäure) der Vulkanite auf GK 25, Bl. 5425 Kleinsassen (nach Ehrenberg et al. 1994b, verändert).
Abb. 11: Zr/TiO2-Nb/Y-Diagramm (nach Winchester & Floyd 1977) der Vulkanite auf GK 25, Bl 5425 Kleinsassen (nach Ehrenberg et al. 1994b, verändert).
Die Olivinnephelinite (feldspatfreie Glieder der Basaltfamilie) sind die primitivsten Vulkanite in der Rhön. Sie führen meist Einsprenglinge von Olivin und untergeordnet Klinopyroxen. Korrosion an einem Teil der Olivine ist Anzeichen für eine Instabilität mit der Schmelze und belegt, dass es sich um aus dem Mantel mit hoch geschleppte Kristalle (Xenokristalle) handelt. Im Weiteren ist das Auftreten von Mantelxenolithen, vorzugsweise Spinell-Lherzolithen aus der Peridotitfamilie, typisch, die für einen schnellen Aufstieg der Schmelze innerhalb von Stunden bis wenigen Tagen sprechen.
Geochemisch sind die Olivinnephelinite durch niedrige SiO2-Gehalte (39–42,5 %) und hohe MgO-Gehalte (11,5–15 %, Mg-Zahl meist > 69) charakterisiert. Dazu kommen hohe Ni- (i. Allg. > 300 ppm) und Cr-Gehalte (i. Allg. > 500 ppm).
Basanite sind olivinreiche (definitionsgemäß > 10 %) Gesteine aus der Verwandtschaft der Alkalibasalte. Die Basanite sind in zwei Gruppen zu trennen. Die erste, die sog. primitiven Basanite, ist eng mit den Olivinnepheliniten verwandt und unterscheidet sich von diesen durch ihren ± deutlichen Feldspatanteil. Äußeres Kennzeichen ist gleichfalls die Führung von Mantelxenolithen. Geochemisch sind leicht höhere SiO2- (42–45 %) und Al2O3- (10–14 %) Gehalte festzuhalten. Mg-Zahl (> 69) und Spurenelementgehalte (Ni > 300 ppm) sind bei beiden Gesteinen vergleichbar.
Die zweite Gruppe besteht aus den sog. differenzierten Basaniten, die wiederum in Abhängigkeit von der unterschiedlichen Führung an den Einsprenglingsphasen von Olivin, Klinopyroxen und Hornblende verschiedenen Typen zuzuordnen sind. Besonders auffällig sind dabei die für die ältere Bezeichnung Hornblendebasalt verantwortlichen Hornblendekristalle, die bis 15 mm groß werden. Häufige Korrosionserscheinungen zeigen wiederum deren Instabilität mit der Schmelze und damit eine Mitnahme aus größerer Tiefe an. Da sie leicht auswittern, werden sie oft fälschlicherweise Kristalltuffen zugeordnet. Die SiO2-Gehalte reichen von 42–45 %, die MgO-Gehalte von 5–11 % (Mg-Zahl 45–66), die Ni-Gehalte schwanken in weitem Rahmen < 210 ppm, die Cr-Gehalte < 375 ppm.
Die Tephrite sind vorwiegend einsprenglingsfreie Gesteine. In ihrem Olivingehalt (definitionsgemäß < 10 %) sind sie das Gegenstück zu den Basaniten aus der Verwandtschaft der Alkalibasalte. Tephrite neigen zu glasiger Ausbildung und finden sich häufig als frühe Bildungen. Ihre SiO2-Gehalte reichen von 41,5–45,5 %, die MgO-Gehalte von 3,5–5,5 % (Mg-Zahl 38– 49), die Ni-Gehalte schwanken von 15–45 ppm, die Cr-Gehalte von 15–55 ppm.
Trachybasalte sind vorwiegend einsprenglingsfreie, makroskopisch kaum von den Tephriten zu unterscheidende Gesteine aus der Verwandtschaft der Alkalibasalte, aus denen sie sich oft entwickeln. Die geochemischen Werte bei den Trachybasalten lauten SiO2: 44–48 %, MgO: 3,5–5 % (Mg-Zahl 40–48,5), Ni: 6–16 ppm und Cr: 8–22 ppm.
Die Alkalibasalte (bisher meist als Alkaliolivinbasalte bezeichnet) sind feldspatreiche, meist mikroporphyrische Gesteine, die vor allem als Deckenbasalte in der Rhön auftreten. Entsprechend ihrer Einsprenglingsführung lassen sie sich altersmäßig drei unterschiedlichen Deckensystemen zuordnen. Der Alkalibasalt der unteren Decken ist porphyrisch entwickelt, wobei die Klinopyroxene die Olivine meist übertreffen. Der Alkalibasalt der mittleren Decken ist mikroporphyrisch, wobei der Olivin die maßgebende Einsprenglingsphase ist und z. T. allein auftritt bzw. den Klinopyroxen erheblich bis nur knapp dominiert. Der Alkalibasalt der oberen Decken ist mehr oder weniger mikroporphyrisch mit meist mehr Olivin als Klinopyroxen. Die SiO2-Gehalte reichen von 44–47 %, die MgO-Gehalte von 4,5–7,5 % (Mg-Zahl 45–58), die Ni-Gehalte schwanken von 12–85 ppm, die Cr-Gehalte von 15–275 ppm.
Die Phonotephrite sind porphyrische basaltische Gesteine mit stark wechselnden Einsprenglingsphasen. Bei dem einen Vorkommen dominieren Klinopyroxene über Amphibole, bei anderen ist es umgekehrt. Dazu kommen Apatit und Erz, weiterhin eventuell Hauyn und Olivin sowie als Xenokristalle Alkalifeldspat und Titanit. Die geochemischen Kurzmerkmale sind SiO2: 47–51,5 %, MgO: 2–5 % (Mg-Zahl 36,5–52), Ni: 5–50 ppm, Cr: 7–20 ppm.
Von den zur Trachytfamilie zu rechnenden Trachyandesiten sind porphyrische und aphyrische bis untergeordnet mikroporphyrische Varietäten bekannt. Die Einsprenglingsphasen bestehen aus Amphibol und Feldspat (sowohl Plagioklas als auch Alkalifeldspat), dazu kommen örtlich Klinopyroxen, Apatit, Hauyn und gelegentlich Sodalith. Die beiden letzteren fehlen bei den Mikro-Einsprenglingen, dafür sind Erz und Titanit vertreten. Korrosionserscheinungen an den Plagioklasen sowohl der Makro- wie der Mikro-Einsprenglinge belegen deren fehlende Stabilität in der Schmelze. Die Gehalte für SiO2 lauten 54,5–57,5 %, für MgO: 0,7–1,5 % (Mg-Zahl 30–37), Ni: 3–10 ppm, Cr: 5–15 ppm.
Die Trachyte teilen sich wiederum in porphyrische und aphyrische Varietäten auf, wobei die Einsprenglinge bis über ein Drittel des Volumens einnehmen können. Hierbei lassen sich i. Allg. zwei Generationen von Makro- bis Mikro-Einsprenglingen unterscheiden. Bei ersterer handelt es sich um verschiedene Typen von Alkalifeldspäten von mehreren Millimetern bis 1,5 cm, gelegentlich bis 3,5 cm Größe. Hieraus bestehen auch die alkalisyenitischen Magmakammer-Kumulate, die als Einschlüsse verschiedentlich auftreten. Zu den weiteren Einsprenglingsphasen gehören Plagioklas, Ägirinaugit, Amphibol, Biotit, Titanit und Apatit. Diese Phasen als Mikro-Einsprenglinge in Alkalifeldspat-Makro-Einsprenglingen werden, ebenso wie Agglomerate von letzteren, von Magmakammer-Kumulaten abgeleitet. Als kennzeichnende geochemische Daten liegen die Gehalte für SiO2 bei 58–64,5 %, für MgO bei 0,1–1,4 % (Mg-Zahl 7–36,5), für Ni bei 3–50 ppm und Cr bei 3–13 ppm.
Die Nephelin-Phonolithe sind eher einsprenglingsarme bis -freie Gesteine, die sich von den Trachyten oft nicht makroskopisch, sondern nur geochemisch unterscheiden lassen. Ihr Auftreten konzentriert sich auf die GK 25, Bl. 5425 Kleinsassen, im Zentrum der Rhön. Als Einsprenglinge dominieren die Alkalifeldspäte erheblich über die Ägirinaugite, dazu kommen Titanit, Apatit, Erz und Biotit. Die geochemischen Daten schwanken auffallend weniger als bei den übrigen Gesteinstypen. So reichen die SiO2-Gehalte von 56,5–61,5 %, die MgO-Gehalte von 0,1–0,4 % (Mg-Zahl 9,5–27), die Ni-Gehalte von 3–5 ppm und die Cr-Gehalte von 5–16 ppm.
Auch wenn die vulkanischen Produkte flächenmäßig nur den kleineren Anteil der Rhön ausmachen, prägen sie das Bild der Landschaft. In größerer Verbreitung bilden sie die Höhen der Langen und der Wasserkuppenrhön (zusammen die Hohe Rhön), während sie in den übrigen Bereichen (Vorrhön, Kuppenrhön) lediglich als Erosionsrelikte vorliegen. Von einer ursprünglich flächendeckenden Verbreitung ist aber auszugehen. Das Zentrum des Vulkanfeldes dürfte im Bereich um die Milseburg gelegen haben und durch verstärkte Heraushebung auch einer verstärkten Abtragung anheim gefallen sein, so dass dort die Vulkanrümpfe das Bild beherrschen. Für diese Deutung spricht einerseits die Konzentration der Vorkommen von Trachyten/ Phonolithen, was typisch für die Zentren von Vulkanfeldern ist (Seck 1983). Andererseits stellt die Milseburg ein Konzentrationsmaximum für eine Reihe von Spurenelementen dar, deren Gehalte im Gestein mit zunehmendem Abstand von der Milseburg geringer werden (Jäckel & Bausch 1982). Da die Basaltdecken außerhalb des Zentrums im Wasserkuppenmassiv bereits eine Mächtigkeit von 300 m (Ehrenberg & Hickethier 1994 b, 2002) aufweisen ist zu vermuten, dass sie im eigentlichen Zentrum noch mächtiger waren. Nach den Erkenntnissen geologischer Aufnahmen auf den GK 25, Bl. 5425 Kleinsassen und Bl. 5525 Gersfeld (Rhön) setzt die vulkanische Abfolge mit Trachyten, Trachyandesiten und Phonotephriten in kleineren Intrusivkörpern ein. Diesen folgen mächtige Decken bildende Tephrite und Basanite (darunter nach alter Bezeichnung die Hornblendebasalte) sowie weiter Trachybasalte und Alkalibasalte und schließlich nochmals Trachyte. Unter Zuhilfenahme morphologischer Kriterien lassen sich dabei die basaltischen Decken in einzelne Lavaströme untergliedern (Martini et al. 1970). Eine längere Eruptionspause führte zu intensiver Erosion, die sich in fluviatilen Sedimenten mit Geröllen vulkanischer Herkunft äußert, unterbrochen durch die Förderung von Trachybasalten und Alkalibasalten. Letztere überdauerten die Erosionsphase und wurden später von der Intrusion phonolithischer Schmelzen abgelöst. Den Abschluss der ersten Phase vulkanischer Aktivität bildeten die Olivinnephelinite, die sowohl intrusiv wie effusiv bekannt sind. Im Mittelmiozän kam es dann in geringem Umfang nochmals zur Förderung primitiver, häufig Mantelxenolithe führender Basanite.
BACHMANN, G.H., BEUTLER, G., HAGDORN, H. & HAUSCHKE, N. (1999): Stratigraphie der Germanischen Trias. . – In: Hauschke, N. & Wilde, V. (Hrsg.): Trias, eine ganz andere Welt: 81– 104, 17 Abb.; München (Pfeil).
BEUTLER, G., HAUSCHKE, N. & NITSCH, E. (1999): Faziesentwicklung des Keupers im Germanischen Becken. – In: Hauschke, N. & Wilde, V. (Hrsg.): Trias, eine ganz andere Welt: 129–170, 30 Abb.; München (Pfeil).
BEUTLER, G. & SZULC, J. (1999): Die paläogeographische Entwicklung des Germanischen Beckens in der Trias und die Verbindung zur Tethys. – In: Hauschke, N. & Wilde, V. (Hrsg.): Trias, eine ganz andere Welt: 71–80, 9 Abb.; München (Pfeil).
BÜCKING, H. (1909): Erl. geol. Kt. Preußen u. benachb. Bundesstaaten 1 : 25 000, Lfg. 171 Bl. Gersfeld: 43 S.; Berlin. – [Faksim. Nachdruck Bl. 5525 Gersfeld (Rhön); Wiesbaden 1994, HLfB].
BÜCKING, H. (1910): Geol. Kt. Preußen u. benachb. Bundesstaaten 1 : 25 000, Lfg. 171 Bl. Gersfeld; Berlin. – [Faksim. Nachdruck Bl. 5525 Gersfeld (Rhön); Wiesbaden 1994, HLfB].
EHRENBERG, K.-H., HANSEN, R., HICKETHIER, H. & LAEMMLEN, M. (1994a): Geol. Kt. Hessen 1 : 25 000, Bl. 5425 Kleinsassen, 2. Aufl.; Wiesbaden (HLfB).
EHRENBERG, K.-H., HANSEN, R., HICKETHIER, H. & LAEMMLEN, M. mit Beiträgen von Anderle, H.-J., Barth, W., Blum, R., Müller, M., Prinz, H., Rosenberg, F., Sabel, K.-J. & Stengel-Rutkowski, W. (1994b): Erl. geol. Kt. Hessen 1 : 25 000, Bl. 5425 Kleinsassen, 2. Aufl.: 385 S., 55 Abb., 16 Tab., 1 Beibl.; Wiesbaden (HLfB).
EHRENBERG, K.-H. & HICKETHIER, H. (1994a): Tertiärer Vulkanismus der Wasserkuppenrhön und Kuppenrhön (Exkursion D1 am 7. und Exkursion D2 am 8. April 1994). – Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver., N. F. 76: 83–146, 16 Abb., 10 Tab.; Stuttgart.
EHRENBERG, K.-H. & HICKETHIER, H. (1994b): 2. Vulkanische Abfolge. – In: Ehrenberg, K.-H., Hansen, R., Hickethier, H. & Laemmlen, M. (1994b): Erl. geol. Kt. Hessen 1 : 25 000, Bl. 5425 Kleinsassen, 2. Aufl.: 102–215, Abb. 13–33, Tab. 5–6.; Wiesbaden (HLfB).
EHRENBERG, K.-H. & HICKETHIER, H. (2002): Vulkanologische Karte der Wasserkuppenrhön 1 : 15 000 mit Erläuterungen. Mit Vergleichen zur Kuppenrhön. – 28 S., 21 Abb., 2 Taf., 1 Kt.; Wiesbaden (HLUG).
EHRENBERG, K.-H. HICKETHIER, H., ROSENBERG, F., STRECKER, G., SUSIC, M. & WENZEL, G. (1992): Neue Ergebnisse zum tertiären Vulkanismus der Rhön (Wasserkuppenrhön und Kuppenrhön). – Beih. Eur. J. Mineral., 4, 2: 47–102; Stuttgart.
FICKE, B. (1958): Petrologische Untersuchungen an tertiären basaltischen bis phonolithischen Vulkaniten der Rhön, insbesondere im Gebiet der Wasserkuppe. – Tschermaks mineral. u. petrograph. Mitt., 7 (4): 337–436; Berlin (Springer) (auch als Diss. Bay. Julius-Maximilians- Universität Würzburg [unveröff.]).
FICKE, B. (1961): Petrologische Untersuchungen an tertiären Vulkaniten der Rhön. – Z. Dt. Geol. Ges., 113: 600–624; Stuttgart (Schweizerbart).
FICKE, B. (1962): Petrologische Untersuchungen an tertiären Rhönvulkaniten. – Z. Dt. Geol. Ges., 114: 698–721; Stuttgart (Schweizerbart).
FISHER, R.V. (1961): Proposed classification of volcaniclastic sediments and rocks. – Geol. Soc. Amer. Bull., 72: 1409–1414; New York.
HLUG (Hrsg.) (2013): Geologie von Hessen. – In Bearbeitung; Stuttgart (Schweizerbart).
JÄCKEL, M. & BAUSCH, W. M . (1982): Rb, Nb und Zr sowie der „Niob-Zirkon-Fächer“ in Phonolithen. – Fortschr. Mineral., 60, BH 1: 105–107, 2 Abb.; Stuttgart.
KRAMM, E. & HAGDORN, H. (2013): Muschelkalk. – In: HLUG (Hrsg.): Geologie von Hessen. – In Bearbeitung; Stuttgart (Schweizerbart).
KRAUSE, D. & HAUBOLD, H. (2008): Die Fährtenfläche bei Eiterfeld (Osthessen, Landkreis Fulda) in den Chirotherium-Schichten der Solling-Folge des Buntsandsteins. – Geol. Jb. Hessen, 135: 61–87, 25 Abb., 6 Tab., 1 Beilage; Wiesbaden (HLUG).
LE MAITRE, R.W. (ed.) (1989): A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms. – 193 pp., num. figs. a. tabs.; Oxford (Blackwell).
LIPPOLT, H. J. (1978): K-Ar-Untersuchungen zum Alter des Rhön-Vulkanismus. – Fortschr. Mineral., 56, Beih. 1: 85 S.; Stuttgart.
LIPPOLT, H. J. (1982): K/Ar Age Determinations and the Correlation of Tertiary Volcanic Activity in Central Europe. – Geol. Jb., D 52: 113–135, 3 Abb.; Hannover.
LIPPOLT, H. J. (1983): 5.1 Distribution of Volcanic Activity in Space and Time. – In: Fuchs , K., von Gehlen, K., Mälzer, H., Murawski, H. & Semmel, A. (eds.): Plateau Uplift. The Rhenish Shield – A Case History: 112–120, 3 figs.; Berlin (Springer).
MÄLZER, H., HEIN, G. & ZIPPELT, K. (1983): Height Changes in the Rhenish Massif: Determination and Analysis. – In: Fuchs , K., von Gehlen, K., Mälzer, H., Murawski, H. & Semmel, A. (Hrsg.): Plateau Uplift. The Rhenish Shield – A Case Study: 164–176, 6 Abb.; Berlin (Springer).
MARTINI, E. & ROTHE, P. (1993a): Die unteroligozäne „Braunkohlen“- Lagerstätte Sieblos an der Wasserkuppe/Rhön (Geologie, Paläontologie, Palökologie, Paläogeographie). – Beitr. Naturkde. Osthessen, 24: 7–25, 7 Abb., 1 Tab.; Fulda.
MARTINI, E. & ROTHE, P. (1993b): Sieblos – A Lower Oligocene Messel-Type Deposit. – Kaupia, Darmstädter Beitr. Naturgesch., 2: 39–53, 14 Abb.; Darmstadt.
MARTINI, H. J., PILGER, A. & SCHIEBEL, W. (1970): Die Verbreitung der Eruptiva in der Hohen Rhön. – Geol. Jb., 88: 127–136, 4 Abb.; Hannover.
MARTINI, E., ROTHE, P., KELBER, K.-P. & SCHILLER, W. (1994): Sedimentäres Tertiär der Rhön (Exkursion I am 9. April 1994). – Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver., N.F. 76: 219–244, 9 Abb., 1 Tab.; Stuttgart.
MOTZKA, R.& LAEMMLEN, M. (1967): Erl. geol. Kt. Hessen 1 : 25 000, Bl. 5224 Eiterfeld, 2. Aufl.: 213 S., 20 Abb., 7 Tab., 5 Taf., 1 Beibl.; Wiesbaden (HLfB).
PARRISH , J. T. (1999): I.3 Pangaea und das Klima der Trias. – In: Hauschke, N. & Wilde, V. (Hrsg.): Trias, eine ganz andere Welt: 37–42, 6 Abb.; München (Pfeil).
SCHMID, R. (1981): Descriptive nomenclature and classification of pyroclastic deposits and fragments. – Geol. Rdsch., 70: 794–799, 1 Abb., 2 Tab.; Stuttgart.
SCHRAFT, A. & KÜTTNER-BAHR, S. (2011): GeoMuseen in Hessen – Sehenswertes zu Geologie und Bergbau. – 295 S., zahlr. Abb., 1 Beil.; Wiesbaden (HLUG).
SECK, H. A. (1983): 5.9 Eocene to Recent Volcanism within the Rhenish Massif and the Northern Hessian Depression - Summary. – In: Fuchs , K., Von Gehlen, K., Mälzer, H., Murawski, H. & Semmel, A. (eds.): Plateau Uplift. The Rhenish Shield – A Case History: 153–162, 1 fig., 5 tabs.; Berlin (Springer).
TIETZE, K.-W. (2013): Mittlerer Buntsandstein. – In: HLUG (Hrsg.): Geologie von Hessen. – In Bearbeitung; Stuttgart (Schweizerbart).
WINCHESTER, J. A. & FLOYD, P. A. (1977): Geochemical Discrimination of Different Magma Series and their Differentiation Products using Immobile Elements. – Chem. Geol., 20: 325–343, 10 figs., 3 tabs.; Amsterdam