GeoTouren im Werra-Meißner-Bergland
Die Geotop-Einheit Werra-Meißner-Bergland (Abb. 42) schließt die Osthessische Buntsandstein-Scholle (HLNUG 2016), zu der u.a. auch die Geotop-Einheit 8 gehört, im NE ab. Über einem variskisch konsolidierten Grundgebirge, dem sog. Werra-Grauwacken-Aufbruch oder Unterwerra-Sattel, lagert das flach nach SE einfallende Deckgebirge mit Sedimenten des Perms und der Trias diskordant – mit einer →diachronen (vgl. Glossar) Schichtlücke – auf.
In der Zeit des Rotliegends (Permokarbon) war das Werra- Meißner-Bergland als Schwellenregion Abtragungsgebiet (Altmark-Hunsrück-Schwelle). Lediglich im Flachsbachtal (vgl. Kap. 9.1.9.3 PDF) südlich von Witzenhausen-Wendershausen blieb in den Grauwacken ein kleiner, steil erzgebirgisch streichender, tektonisch angelegter Graben mit →Fanglomeraten des Rotliegends erhalten. In kleinräumlichen Mulden der permokarbonischen Landoberfläche kam auch noch das oberste Rotliegend, das sog. Weißliegend, zur Ablagerung (aufgeschlossen z.B. im ehem. Steinbruch Schmelzhütte an der L3242 zwischen Albungen und Frankershausen, vgl. Tab. 9). Gesteine des Zechsteins bilden das Hangende des Unterwerra-Paläozoikums. An den Hängen des Werratales und im östlichen Meißnervorland treten seine Gesteine – Kalk, Dolomit und Anhydrit, letzterer oberflächennah zu Gips umgewandelt – zutage.
Großflächig sind in der Einheit Werra-Meißner-Bergland Ablagerungen der Trias verbreitet: Sand- und Ton-/Siltstein-Wechselfolgen im Buntsandstein sowie Kalk- und Mergelsteine des Muschelkalks. In den Talniederungen dominiert der Untere Buntsandstein, in den höheren Lagen ist überwiegend der Mittlere Buntsandstein erhalten. Entsprechend dem Einfallen der Südwestdeutschen Großscholle nach SE nimmt die Verbreitung des Muschelkalkes nach Osten und SE zu. Steilwände und Bergstürze in den Schichtenfolgen des Unteren Muschelkalks sind deutlich in Erscheinung tretende charakteristische Landschaftselemente an den Flanken der Gobert und des Ringgaus mit dem Heldrastein, dem Schickeberg, der Rabenkuppe (Graburg) oder der Schäferburg. Oberer Muschelkalk baut die Hochflächen des Ringgaus auf. Die Sand- und Tonsteine des Keupers sind wegen ihrer leichten Verwitterbarkeit i.Allg. nur noch in den durch die Saxonische Bruchschollentektonik ab der oberen Kreide entstandenen rheinisch und herzynisch streichenden Gräben und Mulden, wie dem Altmorschen-Lichtenauer Graben oder dem Netra-(Creuzburg-)Graben, erhalten.
Nach einer Schicht-/Abtragungslücke gelangten ab dem Oligozän (älteres Tertiär) unter subtropischen bis tropischen Bedingungen Sande und Tone zur Ablagerung. Im Miozän (jüngeres Tertiär) enthalten diese Sedimente auch mächtige Braunkohleflöze (z.B. Hoher Meißner, Hirschberg bei Großalmerode sowie die Braunkohlen und Sande von Glimmerode). Die diese Vorkommen teilweise abdeckenden miozänen Basalte sowie weitere kleinere Vorkommen in dieser Einheit sind Reste starker vulkanischer Aktivitäten während des Tertiärs, wie sie aus vielen Teilen Hessens (und auch Mitteleuropas) bekannt sind.
Im älteren Quartär, dem Pleistozän, lag die Region in der eisfreien Permafrost-Zone zwischen den Gletschern Norddeutschlands und denen der Alpen. Weitere Hebungen des Gebietes hatten eine verstärkte Tiefenerosion in den Flusstälern zur Folge. Sande und Kiese der Talauen, kleinere Lössvorkommen sowie die Blockmeere am Meißner sind ebenfalls Bildungen dieser kalten Epoche. Lösungsvorgänge infolge der Saxonischen Bruchschollentektonik, insbesondere im Zechsteinsalinar, führten zu teilweise größeren Erdfällen (z.B. Hahnkroth bei Jestädt, vgl. Kap. 9.1.8 PDF oder Kleine Haselkuppe, vgl. Kap. 9.1.10 PDF). Im jüngeren Quartär entstanden durch die mit der landwirtschaftlichen Nutzung verbundene Bodenerosion auf den Ackerflächen die Auenlehme in den Talniederungen. An Quellaustritten sowie an Stromschnellen von Fließgewässern lassen sich Ausfällungen von Sinterkalk (auch Travertin oder Kalktuff genannt) aus kalkhaltigem Wasser als jüngste Bildungen in dieser Geotop-Einheit beobachten.
Abb. 42: Schematische Übersichtskarte zur Geologie des „Werra-Meißner-Berglandes“.
Der Hohe Meißner dominiert mit 753,6 m ü. NN eine nach SE einfallende Schichtstufenlandschaft. Gering profilierte Buntsandstein-Höhen aus meist Mittlerem Buntsandstein wie der Kaufunger Wald oder der Schlierbachswald ragen aus einer Rumpffläche aus Unterem Buntsandstein heraus. Wie Inseln liegen paläozoische Aufbrüche aus Grauwacken und Tonschiefer, aber vor allem karbonatischen Gesteinen des Zechsteins in diesen jüngeren Schichten. Muschelkalk-Höhenzüge (z.B. Gobert) im Osten und -Hochflächen (z.B. Ringgau) im SE leiten zum Thüringer Becken, einer schüsselförmigen Struktur mit großflächig verbreiteten Keuperablagerungen, über. Kompliziert aufgebaute tektonische Grabenstrukturen mit Füllungen aus Muschelkalk- und Keuper-Sedimenten dominieren den westlichen (Altmorschen- Lichtenauer Graben, Kassel-Großalmeroder Graben, Walburg-Graben-Konjugation) und südlichen sowie den südöstlichen Teil der Einheit (Sontraer Graben, Netra-[Creuzburg-]Graben, Ringgau-Scholle).
Die ältesten Gesteine in dieser Geotop-Einheit treten zwischen Albungen und Witzenhausen entlang der Werra in einem etwa 20 km langen und maximal 2 km breiten sattelartigen Aufbruch des Paläozoikums zutage. Dieser sog. Werra-Grauwacken-Aufbruch oder Unterwerra-Sattel ist ein während der Saxonischen Bruchschollentektonik entstandener Aufbruch gefalteter paläozoischer Gesteine.
Der altpaläozoische Kern des Unterwerra-Sattels wird aus Grauwacken und Grauwacken-Tonschiefer-Wechselfolgen des Unterdevons bis Unterkarbons aufgebaut, die den Abtragungsschutt der Mitteldeutschen Kristallinschwelle darstellen. Diese „Werra-Grauwacke“ (Ritzkowski 1978, Möbus 2004, Buchholz et al. 2008) baut den größten Teil des variskisch gefalteten Kerns des Unterwerra-Sattels auf und gilt als wichtiges Bindeglied zwischen Rheinischem Schiefergebirge und Harz. Nach Möbus (2004) gehören die Grauwacken und Tonschiefer zur Werra-Decke und sind in ihrer tektonischen Stellung mit Einheiten der Ostharz-Decke bzw. der Gießener Decke zu vergleichen. Möbus (2004) nimmt weiter an, dass die ?anchimetamorphe (allochthone) Werra-Decke dem Parautochthon des Albunger Paläozoikums aufliegt 1. Letzteres, eine tektonisch abgrenzbare Einheit am Südrand des Unterwerra- Sattels, stellt eine „Bunte Serie“ aus (phyllitischen) Tonschiefern, Kalken, Kieselschiefern und Diabasen (Metabasalten) dar (Abb. 50, S. 530; Ritzkowski 1978: Geol. Karte, Hacker & Heiland 2009).
Der tektonische Bau des Werra-Grauwacken-Aufbruchs als zentrale Struktur dieser Geotop-Einheit spiegelt die regionalen Großstrukturen wider. An seinen Rändern, teilweise von NW–SE-verlaufenden Störungen begrenzt, wird der Horst-artig heraus gehobene Sattel – eine Kippscholle, die am NE-Rand an einer →antithetischen Abschiebung um mehr als 700 m heraus gehoben wurde (Buchholz et al. 2008) – im NW von den NNE– SSW-verlaufenden Strukturen des Altmorschen-Lichtenauer Grabens im Süden und des Leinetal-Grabens
im Norden gequert (Schraft et al. 2002). Er trennt das Eschweger Becken im SE vom Meißner-Plateau im SW.
Der nördliche Teil der Osthessischen Buntsandstein-Scholle, in dieser Geotop-Einheit begrenzt durch die Altmorschen-Lichtenauer Grabenzone und den Leinetal-Graben im Westen, den Ringgau im Osten und das Thüringer Becken im NE sowie den Sontraer Graben im Süden, lässt sich aufgrund ihres geologischen Aufbaus in zwei Untereinheiten gliedern: Westlich des Grabens von (Spangenberg-)Vockerode und seiner Süd- Verlängerung bis Spangenberg sowie weiter nach SW bis Altmorschen stehen entlang des Ost-Randes des Altmorschen-Lichtenauer Grabens in einem 1–4 km breiten Streifen überwiegend grabenwärts einfallende Gesteine des Mittleren Buntsandsteins an (Schraft et al. 2002). Östlich der beschriebenen Struktur bildet der Untere und Mittlere Buntsandstein zusammen mit dem Muschelkalk eine nach SE einfallende Schichtstufenlandschaft. Insbesondere zwischen Eschwege und dem Ringgau sind im Schlierbachswald deutliche Ausprägungen der Schichtstufen des Mittleren Buntsandsteins (mit den Leuchtbergen bei Eschwege als Zeugenberge einer zurückweichenden Schichtstufe) und des Muschelkalks durch erodierten Oberen Buntsandstein ausgebildet (Ritzkowski 1978). Zur Zeit des Mittleren Buntsandsteins hob sich die Eichsfeld-Schwelle (vom Harz nach SSW über den Unterwerra-Sattel bis zur Rhön-Schwelle; Motzka-Nöring 1987), was hier zu verminderten Sediment-Mächtigkeiten des Mittleren Buntsandsteins führte. Die bis zu 90 % reduzierte Folge der Hardegsen-Formation fehlt zwischen Grebendorf und Neuerode sogar fast komplett (Hardegsen-Diskordanz; vgl. Kap. 9.1.10 PDF). Die Solling-Formation ist hier ebenfalls Mächtigkeits-reduziert. Inselartige Aufdomungen von Karbonat-Gesteinen des Zechsteins sind u.a. im östlichen Meißnervorland verbreitet.
Der Kaufunger Wald, nördlich des Grabens von (Kassel-)Wickenrode und westlich der Altmorschen- Lichtenauer Grabenzone gelegen, wird überwiegend aus Gesteinen des Mittleren Buntsandsteins aufgebaut. Gesteine des Unteren Buntsandsteins treten nur in der Umrandung des Werra-Grauwacken-Aufbruchs zutage. Der tektonische Bau dieser Teileinheit wird von NE–SW-verlaufenden Bruchstrukturen, die sich mit etwa Nord–Süd-streichenden Störungen teilweise vergittern, geprägt. Großwellig verbogen und an den erwähnten saxonisch angelegten Linien zerbrochen, weist die Teileinheit ein generelles Einfallen nach Westen bis Süden auf (Schraft et al. 2002).
Südlich des Grabens von (Kassel-)Wickenrode und westlich des Altmorschen-Lichtenauer Grabens gelegen, werden in der Eiternhagener (Hoch-)Scholle die zentralen Teile überwiegend aus Gesteinen des tieferen Mittleren Buntsandsteins (Volpriehausen-Formation) aufgebaut. Untergeordnet, insbesondere im Osten der Teileinheit, stehen auch Gesteine des Unteren Buntsandsteins an. Die Buntsandstein-Schichten der Eiternhagener Scholle fallen generell in West–NW-Richtung ein. Die durchziehenden Verwerfungen streichen meist NNE–SSW und ESE–WNW; sie treppen die Schichten des Buntsandsteins zur Niederhessischen Senke, im Norden teilweise auch zum Kasseler Graben, ab.
Die Muschelkalk-Hochflächen (Ringgau, Gobert, Wanfrieder Werrahöhen) bilden eine konkordante Schichtstufe über den Buntsandstein-Folgen. Klippenbildner ist der teilweise mehr als 100 m mächtige Untere Muschelkalk mit den als Härtlingen wirkenden Werksteinbänken. Der nur noch 25 bis 50 m mächtige Mittlere Muschelkalk ist v.a. durch Salinarauslaugung in seiner Mächtigkeit reduziert und hat als leicht verwitterbare Residualbrekzie aus Zellenkalk/-dolomit keine landschaftsprägenden Eigenschaften. Der bis fast 100 m mächtige Obere Muschelkalk bildet lediglich im Ringgau eine Schichtstufe über dem Mittleren Muschelkalk.
Salinarauslaugung im Oberen Buntsandstein (Röt) in Verbindung mit quellfähigen Tonsteinen in dieser Formation führten zu Bergstürzen in den Schichtenfolgen des Unteren Muschelkalks. Diese hinterließen mächtige Steilwände, u.a. an den Flanken der Gobert oder des Ringgaus (mit Schickeberg, Rabenkuppe und Schäferburg), heute deutlich in Erscheinung tretende charakteristische Landschaftselemente.
Die Kalksteine des Unteren Muschelkalkes sind aber auch gut durchlässige Grundwasserleiter (Karstgrundwasserleiter). Im Ringgau fungieren die eingemuldeten, wassersperrenden Ton- und Siltsteine des Oberen Buntsandsteins (Röt) als Grundwassersohlschicht für das in diesen hohlraumreichen Gesteinen fließende Grundwasser. Am Muldenrand tritt das Grundwasser dann meist in Form von Überlaufquellen an der Grenzfläche Röt/Muschelkalk mit stark wechselnden, niederschlagsabhängigen Schüttmengen zutage (u.a. Kressenteich- und Gemeindequelle in Breitau). Auf Grund dieses geologischen Aufbaus ist der Ringgau ein natürliches Großlysimeter (Toussaint 1979).
Als saxonische Gräben werden durch Bruchschollentektonik ab der Oberkreide vor rund 85 Mio. Jahren eingebrochene Grabenstrukturen in Mitteleuropa bezeichnet. Ausgelöst durch die Nord-Drift der Afrikanischen Platte und ihr vorgelagerter Kleinplatten gegen die Eurasische Platte erhöhte sich der Druck auf die Erdkruste auch im zentralen Teil Europas. Anders als in den Alpen, in denen Deckenüberschiebungen mit Faltenbildung vorherrschten, wurden in Mitteleuropa Krustenschollen entlang von Störungen abgesenkt oder angehoben, ohne dass es zu Faltungen kam. Diese sog. saxonischen Gräben weisen zwei bevorzugte Streichrichtungen auf: Herzynisch streichende Gräben, die partiell kompressionale Elemente mit hochgedrückten
Zechstein-Spänen aufweisen (Netra-[Creuzburg-]Graben, Sontraer Graben, Großalmeroder Graben, Kasseler Graben und Gotha-Saalfelder Graben) sowie rheinisch streichende Gräben (Altmorschen-Lichtenauer Grabenzone mit Walburg-Graben-Konjugation und Gelster-Graben, Leinetal-Graben mit Eichenberg-Graben-Konjugation und Wellingerode-Graben) mit transtensiven Strukturen (Dehnung als Folge einer Scherung; Möbus 2008). Letztere weisen teilweise Mittelhorste aus Buntsandstein und/oder Muschelkalk auf.
Die Füllung der Gräben reicht von Sedimenten des Zechsteins bis zum Tertiär, wobei die Zechstein-Anteile durch Kompressionstektonik auf sulfatischen Gleitbahnen hochgedrückt wurden (Möbus 2008). Buntsandstein, Muschelkalk, Keuper sowie Tertiär sind durch Versenkung erhalten geblieben, Buntsandstein und Unterer Muschelkalk sind aber auch außerhalb der Gräben in gleicher Mächtigkeit verbreitet. Örtlich erhöhte Tertiärmächtigkeiten gehen teilweise auf synsedimentäre Grabensubsidenz (Absenkung) zurück. Die Grabenstrukturen sind i.Allg. an die Verbreitung der Zechstein-Evaporite geknüpft.
Die bedeutendste Struktur ist die NNE–SSW-verlaufende Altmorschen-Lichtenauer Grabenzone und ihre durch den Werra-Grauwacken-Aufbruch unterbrochene Fortsetzung, der Leinetal-Graben. Diese rheinisch streichende Grabenstruktur, im Mittel 0,5–1 km breit, erweitert sich nördlich der Losse (bei Hessisch Lichtenau-Retterode) auf bis zu 6 km Breite – teilweise mit einem Mittelhorst – und schließt mit einem westlichen Sporn an das Grabensystem von Kassel-Wickenrode, die östlich stark ausgedünnte Fortsetzung des Kasseler Grabens, an. Nördlich des Unterwerra-Sattels setzt sich das Grabensystem als südliche Verlängerung des Leinetal-Grabens mit nördlicher Streichrichtung fort. Die Grabenrandstörungen weisen von SW nach NE zunehmende Versatzbeträge mit Gesamtsprunghöhen von über 300 m bei Hessisch Lichtenau auf. Die abgesunkenen Schichten des Oberen Buntsandsteins bis Keupers lagern in zentralen Grabenteilen meist horizontal, in Randbereichen fallen sie stellenweise mit über 40° ein. Der Graben ist abschnittsweise deutlich asymmetrisch, teilweise besteht er aus einer einseitig stark eingesenkten und verkippten Scholle (Schraft et al. 2002).
Durch das Zusammenwirken von saxonisch initiierter Grabensubsidenz und der spätestens im Alttertiär beginnenden Subrosion oberpermischer und triassischer Salinare im tieferen Untergrund entstanden an der Geländeoberfläche Senkungsmulden, die örtlich mächtigere Füllungen aus känozoischen Sedimenten aufnahmen. In den „intramontanen“ Becken (Hirschberger Senke, Glimmeroder Senke oder Meißner Senke) setzt sich deren Füllung insbesondere aus tertiären Sanden und Tonen, teilweise auch mit Einschaltungen mächtiger
Braunkohleflöze, zusammen. In den Becken der Täler dagegen besteht die Füllung dieser durch Subrosionsvorgänge im tieferen Untergrund an der Geländeoberfläche entstandenen Senkungsmulden überwiegend aus mächtigen quartären Sanden und Kiesen.
Das rd. 8 km lange und bis zu 2 km breite WNW–ESEstreichende Eschweger Becken ist die größte dieser durch Auslaugung entstandenen und mit quartären Sedimenten gefüllten Senkungsmulden in den Flusstälern. Bei Wanfried ist im hier NNW–SSE-verlaufenden Werratal ein großräumiger Auslaugungsbereich bekannt, zwischen Bad Sooden-Allendorf und Albungen existiert eine weitere Auslaugungsenke, die die Talweite bestimmt; ebenso sind im Unterlauf des Wehretals, z.B. bei Harmuthsachsen, Reichensachsen oder Eltmannshausen, Tal-Aufweitungen durch Laugung nachweisbar (Möller 1988). Diese Subrosionsvorgänge im tieferen Untergrund sind auch heute noch aktiv, wie z.B. die Bad Soodener Solequellen belegen.
Buchholz, P., Schmidt, M. & Wachendorf, H. (2008): Unterwerra-Grundgebirge. – In: Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stratigraphie von Deutschland VIII. Devon. – Schr.-R. dt. Ges. Geowiss., 52: 490–494; Hannover.
Hacker, W. & Heiland, H. (2009): Geologie des Hohen Meißners und seines östlichen Vorlandes (Werra-Meißner-Kreis, Hessen). – Thüring. Geol. Ver., Exkursionsführer Frühjahrsexkursion am 25. April 2009. – 58 S., 13 Abb., 3 Tab.; Jena.
Hessisches Landesamt für Naturschutz, Umwelt und Geologie (2016): Umweltatlas Hessen, Geologische Strukturräume; Wiesbaden (HLNUG). – http://atlas.umwelt.hessen.de/atlas/
Möbus, H.-M. (2004): Allochthone Triasschollen am Unterwerrasattel als Schlüssel zum Verständnis saxonischer Grabentektonik. – Online im Internet unter: archiv.ub.uni-Marburg.de/diss/z2004/0635/pdf/1dhmm.pdf PDF (Stand: 04. September 2015).
Schraft, A., Fritsche, J.-G., Hemfler, M., Mittelbach, G., Rambow, D. & Tangermann, H. (2002): Die hydrogeologischen Einheiten Nordhessens, ihre Grundwasserneubildung und ihr nutzbares Grundwasserdargebot (Lk. Waldeck-Frankenberg, Kassel, Schwalm-Eder, Werra-Meißner, Hersfeld-Rotenburg, Fulda und Stadt Kassel). – Geol. Jb. Hessen, 129: 27–53, 9 Tab., 1 Anlage; Wiesbaden (HLUG).
Ritzkowski, S. (1978): Geologie des Unterwerra-Sattels und seiner Randstrukturen zwischen Eschwege und Witzenhausen (Nordhessen). – Der Aufschluß, Sonderband 28: 187–204, 5 Tab., 1 Karte; Heidelberg.
Toussaint, B. (1979): Der Ringgau, ein natürliches Großlysimeter – dargestellt am Wasserhaushalt der Breitauer Kressenteichquelle unter besonderer Berücksichtigung der Karsthydrogeologie. – Geol. Jb., C21: 99–135, 10 Abb., 11 Tab.; Hannover
Der Geo-Naturpark Frau-Holle-Land (Abb. 43; früher NP Meißner-Kaufunger Wald) zählt nach eigener Werbung zu den schönsten Naturlandschaften Deutschlands. Der 1962 gegründete und als Zweckverband organisierte Naturpark ist nach seiner Erweiterung 2017 und einer Größe von rund 114 000 ha inzwischen der drittgrößte Naturpark in Hessen. Er umfasst neben dem Meißner und dem Kaufunger Wald auch die Söhre, große Teile des Werratales mitsamt der Hessischen Schweiz und den Ringgau. Mit dieser Erweiterung hat der Geo-Naturpark Frau-Holle-Land auch gleichzeitig eine Anbindung an den Naturpark Eichsfeld-Hainich-Werratal, den Nationalpark Hainich (beide Thüringen) sowie den Naturpark Münden (Niedersachsen) erreicht. Entlang der ehemaligen Grenze verläuft heute das Grüne Band, das diese Parks miteinander verbindet. Die schönsten Gebiete im Geo-Naturpark Frau-Holle-Land sind mit Premium-Wanderwegen (inzwischen bereits 24 an der Zahl, vgl. Exkurs bei Kap. 9.1.7.1 PDF) erschlossen, voll beschildert und damit ohne Wanderkarte stressfrei zu begehen.
Besondere Ausflugtipps im Naturpark für Familien mit Kindern sind u.a. das Besucherbergwerk Grube Gustav, wo man in einem gut erhaltenen Abbaustollen die geschichtliche und technische Entwicklung des Bergbaus in der Region über rund 500 Jahre verfolgen kann, der Bergwildpark Meißner in Germerode, in dem fast alle heimischen Wildtiere zu sehen sind oder der 1500 m lange Barfußpfad am Hohen Meißner. Im Frühsommer locken blühende Mohnfelder bei Germerode (und seit 2017 auch in Grandenborn) zahlreiche Besucher an. Ausgewiesene Pfade führen als Rundweg teilweise direkt durch die Felder, eine „Mohntenne“ lädt zum Verweilen ein. Da das Werratal aber zu jeder Jahreszeit eine Reise wert ist, hat der Geo-Naturpark auf dem Hohen Meißner einen speziellen Winterwanderweg ausgewiesen und bei genügend Schnee werden auch Loipen für die Langläufer gespurt. Die nachfolgend beschriebenen GeoTouren (Abb. 44) stellen eine kleine Auswahl möglicher, geologisch und bergbauhistorisch interessanter Touren dar.
Mit der Umbenennung des „Naturparks Meißner- Kaufunger Wald“ in „Geo-Naturpark Frau-Holle- Land“ und seiner Erweiterung auf fast 114 000 ha im Jahr 2017 wurden weitere Teile von Hessisch Lichtenau und Großalmerode sowie Flächen der Stadt Sontra, der Gemeinden Herleshausen und Nentershausen in diese Naturlandschaft einbezogen
Zur Zeit der Mohnblüte führen 3–4 km lange ausgeschilderte Rundwege zu den beeindruckenden Mohnfeldern. Auf vielen Ruhebänken können die Besucher auch die herrlichen Aussichten genießen (z.B. auf die Hörne).
Geologische Karte 1: 300 000 der Geotop- Einheit „Werra-Meißner-Bergland“ mit Lage der beschriebenen GeoTouren.
Wer sich von Schwalbenthal aus über den Premiumweg P1 Hoher Meißner in Richtung Frau-Holle-Teich auf den Weg macht, nimmt bei ungünstigen Windverhältnissen schon bald stärkeren Brandgeruch wahr. Sich jetzt in die Büsche zu schlagen, um die Brandursache zu suchen ist weder ratsam noch erlaubt und meist auch nicht sonderlich erfolgreich. Der aber aufkommende Verdacht, dass der Geruch irgendwie an Brikettfeuer erinnert, ist jedoch nicht ganz unbegründet.
Kohle neigt zur Selbstentzündung bei Kontakt mit Luftsauerstoff (z.B. durch Bewetterung der Stollen), ein Vorgang, der jedoch Zeit benötigt. Die exotherme Oxidationsreaktion zwischen dem Kohlenstoff und dem Sauerstoff findet bei allen Temperaturen statt, die Reaktions- Geschwindigkeit steigt aber mit zunehmender Temperatur; Braunkohle kann schon bei Temperaturen von ca. 40–60 °C spontan zu brennen beginnen. Neben den geologisch-geomorphologischen Bedingungen sind zudem der Grad der Luftzirkulation, die Kohlequalität, die Kohleart, die Partikelgröße und der Feuchtegehalt der Kohle von Bedeutung. Die Durchlässigkeit (Permeabilität) des Gesteins muss zudem hoch genug sein, um die Sauerstoff-Zufuhr zu ermöglichen, die thermische Leitfähigkeit muss aber gleichzeitig so niedrig sein, dass sich die entstehende Oxidationswärme nicht allzu schnell verteilen kann. Die wichtigste Reaktion bei der Selbstentzündung von Kohle ist die Oxidation von Kohlenstoff durch Sauerstoff unter Bildung von CO oder CO2 unter Abgabe von Energie. Aber auch die Oxidation von in der Kohle enthaltenem, fein verteiltem Schwefel zu SO2 setzt Wärmeenergie und giftige Gase frei.
Am Meißner traten schon wenige Jahre nach Beginn des Kohleabbaus die ersten Schwelbrände auf. Es gelang trotz zahlreicher Versuche nie, die unterirdischen Brände durch Kappung der Luftzufuhr zum Erliegen zu bringen. Die Rauchaustritte sind insbesondere an windstillen Tagen deutlich bemerkbar; mäßiger Westwind soll die Geruchsbelästigung bis nach Eschwege tragen. Die olfaktorische Wahrnehmung der Schwelbrände am Meißner ist in der Umgebung der Stinksteinwand, an manchen Tagen aber auch bereits am Aussichtspunkt Schwalbenthal, möglich. Jedoch ist Vorsicht geboten: Die bei der nicht völligen Verbrennung der Braunkohle entstehenden Gase sind giftig (CO2, CO, NOx und SO2) und können zumindest Reizungen von Augen und Schleimhäuten hervorrufen! Deshalb ist der Zugang zur Stinksteinwand auch verboten.
Durch Klüfte im Basalt der Stinksteinwand tritt Braunkohle-Verbrennungsgeruch aus, verursacht durch schwelende Kohleflöze in tiefer liegenden ehemaligen Stollen.
Gesteinsschmelzen (Magmen) sind von extrem seltenen Ausnahmen abgesehen Silikatschmelzen. Das bedeutet, bei deren Erstarren entstehen zum überwiegenden Teil wieder Silikatminerale. Diese wiederum sind die natürlich vorkommenden Verbindungen der Kieselsäure in unserer Erde. Kieselsäure – auch wenn im heutigen chemischen Verständnis keine Säure – ist der im Deutschen traditionell gebrauchte Begriff für SiO2. Ihr Anteil in den Gesteinen ist so bedeutsam, dass diese danach in sauer (SiO2-Gehalt > 65 %; Granit/ Rhyolith), intermediär (SiO2-Gehalt zwischen 52 % und 65 %; Diorit/Andesit sowie Syenit/Trachyt), basisch (SiO2-Gehalt < 52 %; Gabbro/Basalt) und ultrabasisch (i.Allg. SiO2-Gehalt < 45 %; Peridotit/Pikrit) unterschieden werden. Dabei ist der SiO2-Gehalt wesentlich für die Fließfähigkeit oder andersherum für die Zähigkeit der Schmelze, aus der die als Beispiel genannten Gesteine hervorgegangen sind.
Wieso ist das so?
Bei der Kieselsäure als Silizium-Sauerstoff-Verbindung sitzt das kleine Silizium-Atom im Zwickel zwischen vier Sauerstoff-Atomen. Auf diese Weise entsteht ein Tetraeder, ein Körper aus vier identischen Flächen. Die Bindungskraft des 4-wertig positiven Silizium-Ions reicht allerdings nur für zwei 2-wertig negative Sauerstoffatome. Bei der Tetraederstruktur mit vier Sauerstoff-Atomen bleiben demnach vier negative Wertigkeiten übrig. Die eine Möglichkeit des Ausgleichs hierfür besteht darin, sie durch positive Wertigkeiten zu neutralisieren, die durch andere Metalle außerhalb des Tetraeders zur Verfügung stehen. Die andere Möglichkeit ist die gemeinsame Nutzung (sprich Bindung) eines Sauerstoff-Atoms durch zwei Silizium-Atome, d.h. eine Verknüpfung von Tetraedern. In den Mineralen ergeben sich je nach dem Verknüpfungsgrad (zwischen eins und vier) die verschiedenen Silikatstrukturen.
Wie verhält es sich nun in der Schmelze?
In den basischen Schmelzen sorgen bei einem relativ geringeren Kieselsäuregehalt viel Eisen und Magnesium, welche die Kieselsäure-Tetraeder neutralisieren, dafür, dass sich die Tetraeder nicht so stark vernetzen können. Die Schmelzen bleibt dadurch flüssiger: Es kommt zu ruhigen Ausbrüchen,z.B. ausgedehnten Basaltdecken oder zur Entstehung von Schlackenkegeln. Saure bis intermediäre Schmelzen haben dagegen bei einem hohen Kieselsäuregehalt wenig Eisen und Magnesium. Die Vernetzung der Kieselsäure-Tetraeder ist entsprechend stark mit der Folge sehr zäh fließender Schmelzen, die zur Pfropfenbildung (endogene oder exogene Dome) neigen. Auch eine Folge dieser Zähigkeit sind heftige, explosive Ausbrüche, die erst durch Zutritt von externem Wasser ausgelöst werden, wie z.B. Wasserdampfexplosionen (→Phreatomagmatismus). Dadurch können verheerende Glutwolken und Aschenströme entstehen.
Der Braunkohle-Abbau am Meißner ist einer der ältesten in Deutschland. Obwohl Braunkohle-Vorkommen am Meißner schon länger bekannt waren, führte erst der Fund eines Glanzkohlestückchens in einer Quelle am Schwalbenthal um 1560 zu ersten Bergbauaktivitäten in der Region: Ein ca. 16 m langer Versuchsstollen im sog. Schwalbenthaler Revier wurde angelegt, der jedoch lediglich Basaltgeröll mit geringen Spuren an Kohle zutage förderte. Erst 1571 ließ Landgraf Wilhelm IV. (1567–1592) weitere Untersuchungen auf Braunkohle durchführen. 1575 wurde in der Nähe von Schwalbenthal ein Schacht durch den Basalt vorgetrieben, von dem aus ab 1578, dem eigentlichen Geburtsjahr des Bergbaus am Meißner, Schwarzkohle abgebaut wurde. Ab 1584 siedelten sich dann auch die ersten Bergleute im Schwalbenthal an. Im Jahre 1598 wurden die ersten Stollen im sog. Bransroder Revier auf der Nordseite, bzw. Nordwest-Flanke des Berges angelegt. Anfangs wurde nur die bis zu 2,5 m starke Schicht der Glanzkohle oder Edelkohle im Kontaktbereich zum Basalt gefördert, deren Heizwert fast an die Steinkohle heranreicht. Erst ab 1790 wurde auch die normale Braunkohle abgebaut.
Mit dem Beginn des 17. Jhs. wurden die relativ tief liegenden Stollen angeschlagen, die teilweise heute noch vorhanden sind; so der Schwalbenthaler Neue Erbstollen und der Carlsstollen. Bei Bransrode wurden der „Alte Häuser Stollen“ und als dessen Ersatz der Bransroder Stollen angelegt (1696). Dieser Stollen wurde mit Unterbrechungen bis 1929 betrieben. Außerdem war er mit dem Friedrichstollen verbunden, so dass man unter dem Meißner hindurchgehen konnte.
Die Kohle diente bis 1869 ausschließlich zur Befeuerung der Siedepfannen der Saline Sooden im heutigen Bad Sooden-Allendorf. Durch den Holzeinschlag für die Feuerung war der Meißner um 1600 weitestgehend kahl geschlagen; seine Hochfläche wurde bis Ende des 19. Jhs. als Viehweide genutzt. Die Entdeckung der Braunkohle löste Ende des 16. Jhs. das gravierend gewordene Problem der Brennstoffversorgung. Wirtschaftlich verwertet wurde bis etwa 1790 ausschließlich Edelkohle. Die geringwertigere, matt aussehende Braunkohle war bis dahin Abraum.
Bis ins Jahr 1923 erfolgte die Braunkohle-Gewinnung ausschließlich im horizontalen Stollen-Bergbau. Die Stollen waren dabei stets leicht hangaufwärts angelegt, sodass das stets anfallende Sickerwasser aus dem Berg abgeleitet und die voll beladenen Kohle-Karren (in der Bergmannssprache „Hunte“ genannt) relativ leicht aus dem Berg geschoben werden konnten. Mit der Schließung des Bransroder Stollens (1929), des letzten noch betriebenen Stollens, der seit 1696 in Betrieb war, endete die sog. klassische Periode des Braunkohle-Abbaus am Hohen Meißner. Nach dem zweiten Weltkrieg, im Jahr 1946 begann in der Umgebung der Kalbe die zweite Betriebsperiode, die 1974 endete. In dieser Zeit wurde Braunkohle, von den ersten Jahren abgesehen, im Tagebau gefördert. Der überlagernde Basalt wurde nicht wirtschaftlich verwertet, sondern auf der Hochfläche auf Halde gekippt und anschließend begrünt (zitiert u.a. nach Hacker [2006] sowie Hacker & Heiland [2009]).
Literatur bei Kap. 9.1.3 PDF.
Mehrere Stollenportale wurden in jüngerer Zeit wieder aufwändig restauriert, wie z.B. der Bransroder Stollen, …
… der Friedrichstollen direkt an der Fahrstraße (L3242, Kohlenstraße) …
… oder der Neue Stollen (irrtümlich teilweise auch als Wilhelmstollen bezeichnet).
In den Schluss- oder Scheitelstein eines Stollenportals wurden oftmals wichtige betriebliche Daten eingraviert.
Der rd. 22 km lange ehemalige P2 Meißnerland wurde im Jahr 2017 in zwei Premiumwege mittlerer Länge von jeweils rd. 10,5 km aufgeteilt: Den neuen P2 Frankershäuser Karst und den P23 Höllental (Abb. 49). Obwohl der alte P2 mit seinem bisherigen Verlauf die geologischen Sehenswürdigkeiten des Gebietes sehr gut verband, stellt die neue Aufteilung in zwei Wege eine
deutliche Verbesserung dar. Alle interessanten Geotope bleiben nach der Aufteilung des langen Rundwegs in die beiden neuen Varianten eingebunden, mit Längen von etwas über 10 km und aufsummierten Höhendifferenzen zwischen 316 m (P2) und 438 m (P23) ist die neue Wegführung aber besser an die Bedürfnisse des durchschnittlich trainierten Wanderers angepasst. Zudem entfällt der – trotz schöner Fernsichten – geologisch relativ uninteressante Abschnitt vom Alten Teich (11) über die landwirtschaftlich genutzte Hochfläche aus Unterem Buntsandstein bis zum Parkplatz Krösselberg (P3). Der ebenfalls entfallende Wegabschnitt zwischen dem Krösselberg und Wolfterode ist als Verbindungsweg der beiden Premiumwege markiert und bleibt somit erhalten.
Abb. 49: Die GeoTouren im östlichen Meißnervorland (Kap. 9.1.4) – ein Überblick
9.1.4.1 Vom Höllental zu den Hielöchern (der ehemalige P2) PDF
GPX-Datei: Vom Höllental zu den Hielöchern (der ehemalige P2)
9.1.4.2 P2 Frankershäuser Karst PDF
GPX-Datei: P2 Frankershäuser Karst
GPX-Datei: P23 Höllental
9.1.5 Die Hie- und Kripplöcher bei Berkatal-Frankershausen, Werra-Meißner-Kreis PDF
GPX-Datei: Die Hie- und Kripplöcher bei Berkatal-Frankershausen, Werra-Meißner-Kreis
Mit Karst werden unter- und oberirdische Gelände- und Gesteinsformen in Karbonatgesteinen (Kalke, Dolomite), manchmal auch in Sulfaten (Gips bzw. Anhydrit) oder Haliten (Stein- und Kalisalz), bezeichnet, die überwiegend durch Lösung und/oder Ausfällung derselben entstanden sind.
In Hessen treten zur Verkarstung neigende Formationen vorwiegend im Devon, im Zechstein, im Muschelkalk und im Tertiär auf. Die ausgedehntesten Karstgebiete liegen im NE des Landes in den Landkreisen Hersfeld-Rotenburg (Cornberg-Rockensüß) und Werra-Meißner (Berkatal-Frankershausen, Hie- und Kripplöcher). Hier, wo Karbonate, Gips und Salze des Zechsteins sowohl an der Oberfläche anstehen als auch den tieferen Untergrund teilweise aufbauen, prägt die Verkarstung das Landschaftsbild. Die Kalke des Rheinischen Schiefergebirges zeigen an der Erdoberfläche weniger markante Karsterscheinungen, im Untergrund haben sich jedoch, ebenso wie im NE von Hessen, ausgedehnte Höhlensysteme entwickelt (z.B. in Breitscheid-Erdbach, Weilburg-Kubach oder Vöhl-Obernburg). In Muschelkalk und Tertiär ist die Verkarstung weniger verbreitet, kann aber – insbesondere bei ton- und mergelfreien Kalken im Muschelkalk (z.B. bei Steinau a.d. Str.) oder im Tertiär (z.B. Mühlheim-Lämmerspiel) – lokal von Bedeutung sein.
Typische Oberflächenformen in verkarsteten Karbonat- und Gipsgesteinen Hessens sind →Karren, Dolinen, Uvalas (Dolinenfelder) und Klippen aus Residualgestein. Bäche können in Ponoren (Schwinden) versinken und als stärker schüttende Karstquellen (Springen) wieder zutage treten.
Dem gegenüber steht der durch Subrosionssenken und Erdfälle geprägte Tiefenkarst. Durch die Auslaugung im Untergrund (Subrosion) bilden sich Hohlräume und Höhlen. Wenn dann die teilweise sehr mächtigen (nicht lösungsfähigen und jüngeren) Deckschichten über dem bereits verkarsteten Gestein nachbrechen, können an der Geländeoberfläche Formen entstehen, die große Ähnlichkeiten mit Einsturzdolinen haben. Letztere liegen jedoch völlig in lösungsfähigem Gestein, während Erdfälle im Gegensatz dazu in den unlöslichen Deckschichten auftreten (z.B. der Große Wolkenbruch im Reinhardswald bei Trendelburg). Weitläufige Depressionen mit mächtigen quartären Sedimenten in der Werra-Aue nördlich von Eschwege und südlich von Wanfried sind, ebenso wie die Subrosionssenken am Hahnkroth bei Jestädt (vgl. Kap. 9.1.8 PDF) oder der Kleinen Hasselkuppe (vgl. Kap. 9.1.10 PDF), Zeugen der Subrosion im tiefen Untergrund.
Wenn in den durch Verkarstung entstandenen Hohlräumen der Wasserspiegel sinkt (z.B. weil die Gesteine durch tektonische Vorgänge angehoben wurden), kann es zur Ausfällung von Karbonaten aus dem Sickerwasser kommen. Diese lassen sich in einigen Höhlen Hessens als Stalagmiten (von unten nach oben wachsend), Stalaktiten (von oben nach unten wachsend), Fahnen, Perlen („Kristalle“) etc. bewundern.
Ursache der Verkarstung ist die Löslichkeit der Gesteine. Diese hängt bei den Karbonaten stark von der Kohlensäure-Konzentration des mit ihnen im Kontakt stehenden Wassers ab. Dieses Wasser (sowohl Grund- als auch Oberflächenwasser) nimmt Kohlendioxid aus der Luft auf und reagiert zu Kohlensäure (1). Durch die Vegetation am und im Boden wird das Sickerwasser zusätzlich noch mit CO2 angereichert. Die Kohlensäure dissoziiert (2) und reagiert mit dem Kalk (CaCO3) unter Bildung des leichter löslichen Hydrogenkarbonats (3), das mit dem Wasser abgeführt werden kann. Wird dieses Reaktionsgleichgewicht wieder zugunsten des CaCO3 verschoben (z.B. durch Entweichen von CO2), kann es zur Ausfällung von Kalk kommen, wie etwa bei der Bildung von Sinter und Tropfsteinen.
- H2O + CO2 ↔ H2CO3
- 2 H2CO3 ↔ H3O+ + HCO3-
- CaCO3 + H3O+ + HCO3- ↔ Ca2+ + 2 HCO3- + H2O
Das Ausmaß der Verkarstung – insbesondere die Größe der entstehenden Hohlräume – hängt daneben auch von der Reinheit der Karbonatgesteine und deren Durchtrennungsgrad (und somit der Wasserwegsamkeit) ab. Aber auch die zur Verfügung stehende Zeit oder die Temperatur des Wassers beeinflussen die Karbonatlösung.
Wesentlich stärker jedoch wird die Kalkkorrosion durch Mischung von zwei Grundwässern mit unterschiedlicher CO2-Konzentration beeinflusst. Diese als Mischungskorrosion bekannte Reaktion beruht darauf, dass die Menge des gelösten Kalks nicht linear mit der Konzentration der Kohlensäure im Wasser zunimmt: Die Mischung von zwei verschiedenen, bereits mit Kalk gesättigten Wässern erzeugt eine untersättigte Mischung, die weiteren Kalk lösen kann. Die Lösungsfähigkeit eines Grundwassers kann also bei der Mischung von Grundwässern steigen. Deshalb sind auch große Hohlräume oft an der Kreuzung von Klüften oder Störungssystemen entstanden (vgl. auch Reischmann & Schraft 2010).
Literatur
Reischmann, T. & Schraft, A. (2010): Hessens Unterwelt – Schauhöhlen und Besucherbergwerke in Hessen. –Umwelt und Geologie: 168 S., zahlr. farb. Abb., 1 Beil.; Wiesbaden (HLUG).
Kalksteine ohne organische Grundstruktur wurden von Dunham (1962) nach der Größe der Komponenten unterschieden. An Kalken, die weniger als 10 % Komponenten mit Durchmessern größer als 2 mm aufweisen, werden der Reihe nach folgende Kriterien geprüft:
1) Welcher Art sind Matrix (feinkörnige Grundmasse) und Gefüge?
a) Besteht die Grundmasse aus →sparitischem Zement und einem (komponentengestützten) Partikel-Gefüge → dann spricht man von einem Grainstone.
b) Ist die Matrix überwiegend →mikritisch (< 0,03 mm) und weist ein (komponentengestütztes) Partikel-Gefüge auf → dann liegt ein Packstone vor.
2) Wenn ein (matrixgestütztes) Schlamm-Gefüge erkannt wird, unterscheidet man:
a) Ist der Komponentenanteil größer als 10 % → wird das Gestein als Wackestone angesprochen,
b) falls nicht → ist es ein Mudstone (Schlammstein).
Die Klassifikation nach Dunham (1962) lässt sich wie folgt zusammenfassen:
| Gefügeklassifikation allochthoner Kalksteine aufgrund der Ablagerungsvorgänge (Primäre Komponenten während der Sedimentation, nicht organogen gebunden) | |||
|---|---|---|---|
| weniger als 10 % Komponenten > 2 mm | |||
| mit Mikrit (< 0,03 mm) | ohne Mikrit | ||
| Schlamm-Gefüge | Partikel-Gefüge | ||
| weniger als 10 % Komponenten | mehr als 10 % Komponenten | ||
| Mudstone | Wackestone | Packstone | Grainstone |
Dunham, R. J. (1962): Classification of Carbonate Rocks according to epositional Texture. – Mem. Amer. Ass. Petrol. Geol., 1: 108–121, 7 Tab.; Tulsa.
1 Als Mikrit wird verfestigter Kalkschlamm bezeichnet. Man versteht darunter den Anteil an Karbonat-Körnern mit Korngrößen < 0,063 mm, die oft die Matrix eines Kalksteins bilden. Kristallflächen sind nicht erkennbar, auch nicht unter dem Mikroskop.
9.1.7 Felsstürze und Kalkklippen an den Abbruchkanten des Ringgaus, Werra-Meißner-Kreis
9.1.7.1 Auf die Schäferburg bei Weißenborn PDF
GPX-Datei: Auf die Schäferburg bei Weißenborn
9.1.7.2 Von der Boyneburg zum Schickeberg PDF
GPX-Datei: Von der Boyneburg zum Schickeberg
Premiumwege mit geologisch interessanten Objekten im Geo-Naturpark Frau-Holle-Land (in Geotop-Einheit 9, Stand 10/2018)
Die Nummern in Klammern nach den Geotopen verweisen auf Tab. 9 (in Kap. Geotope in Hessen) mit weiteren Informationen zu den jeweiligen Geo-Objekten. Die Beurteilung des Schwierigkeitsgrades entspricht den Angaben auf der Homepage des Geo-Naturparks.
Premiumweg P1 Hoher Meißner (mittelschwer, 13 km); vgl. Kap. 9.1.1 PDF.
Premiumweg P2 Frankershäuser Karst (leicht, 10,5 km); vgl. Kap. 9.1.4.2 PDF.
Premiumweg P3 Blaue Kuppe und Leuchtberge bei Eschwege (anspruchsvoll, 19 km); ein berühmter Geotop ist die Blaue Kuppe (90), die Leuchtberge bieten eine sehr schöne Aussicht.
Premiumweg P4 Hessische Schweiz (mittelschwer, anspruchsvolle Teilstücke, ca. 15,5 km); vgl. Kap. 9.1.6 PDF.
Premiumweg P5 Plesse (mittelschwer, ca. 9 km); interessante Geotope sind die Abbruchwand nördlich des Plesseturms (107), der Wasserfall im Elfengrund (105), der ehem. Steinbruch südöstlich des Konsteins (106) und die sog. Kanzel.
Premiumweg P6 Heldrastein (anspruchsvoll, ca. 12 km); neben hervorragenden Aussichten lohnt der ehem. Abbau südlich Großburschla (104) am Anstiegsweg einen Stopp; die Abbruchwände an Heldrastein und Dreiherrenstein sind zu Beginn und am Ende der Wanderung am besten zu sehen.
Premiumweg P7 Söder Wald (mittelschwer, anspruchsvolle Teilstücke, 15 km); sehenswerte Geotope sind der Rabenstein (62) und der Otterbachstein (62).
Premiumweg P8 Heiligenberg, Bühlchen (leicht bis mittelschwer, ca. 7 km): ein schöner Bio-/Geotop ist das Bühlchen.
Premiumweg P9 Wacholderpfad Roßbach (mittelschwer, anspruchsvolle Teilstücke, ca. 12 km); ein versteckt liegender Geotop ist der Verlorene Bach (2).
Premiumweg P10 Reichenbach (mittelschwer, ca. 13 km); ein besonders wuchtiger Geotop sind die Großen Steine (83).
Premiumweg P13 Boyneburg (mittelschwer, anspruchsvolle Teilstücke, 17 km); vgl. Kap. 9.1.7.2 PDF sowie die Abbruchwand am Erbberg als weiterer Geotop (114).
Premiumweg P14 Bilstein (mittelschwer, ca. 10,5 km Rundweg); vgl. Kap. 9.2.1 PDF.
Premiumweg P15 Graburg (mittelschwer, anspruchsvolle Teilstücke, 14 km); vgl. Kap. 9.1.7.2 PDF, weitere Geotope am Rundweg, bzw. unweit daneben, sind: das Große Wolfsloch (92, großer und sehr instruktiver Erdfall) und die Rabenkuppe.
Premiumweg P16 Asbach-Sickenberg (anspruchsvoll); Lk. Eichsfeld (Th.).
Premiumweg P17 Waldkappeler Berge (mittelschwer, anspruchsvolle Teilstücke, 18 km); ein schöner Geotop sind die Hauptdolomit-Klippen „Knots Keller“ (zSCA, 88) am Ziegenküppel.
Premiumweg P19 Datterode, Gänsekerleweg (mittelschwer, anspruchsvolle Teilstücke, 9,5 km); am Weg liegt der ehem. Steinbruch Spitzenberg (101), im Ort Datterode können zwei auf Privatgrund liegende und nur teilweise zugängliche Abbaustellen (100 u. 102) aufgesucht werden.
Premiumweg P20 Ulfener Karst (mittelschwer mit anspruchsvollen Teilstücken, 11 km); vgl. Kap. 9.1.12 PDF.
Premiumweg P21 Point India (leicht bis mittelschwer, 14 km); Keuperaufschluss im ehem. Grenzstreifen am Galgenrain bei Lüderbach (111).
Premiumweg P23 Höllental (mittelschwer mit steilen Anstiegen, 10,5 km); vgl. Kap. 9.1.4.3 PDF.
Premiumweg P24 Söhrewald (mittelschwer, 14 km); Industriegeschichte (Köhlerei, Basaltabbau und Braunkohle-Bergbau).
Massenbewegungen, egal ob als Bergsturz, Hangrutsch, Schutt- oder Schlammstrom bezeichnet, werden durch Einwirkung der Schwerkraft ausgelöst. Diese kann an Steilhängen und Böschungen unter bestimmten Voraussetzungen eine Störung des Kräftegleichgewichts zwischen der Hangabtriebskraft und den haltenden Kräften bewirken und damit zu instabilen Lagerungsverhältnissen führen. Auslöser für solche Störungen des natürlichen Gleichgewichts können u.a. tonige Schichten – insbesondere bei starker Durchfeuchtung – Frosteinwirkung, steile Böschungswinkel, spitzwinkelig zum Hang einfallende Schichten, gestörte Lagerung (z.B. insbesondere durch Subrosion im Untergrund) sowie große Hanghöhen sein. Im Unteren Muschelkalk setzen sich solche Massenbewegungen meist aus einer Fallbewegung im oberen Teil einer Abbruchzone, -kante oder -nische und einer Gleit bzw. Fließbewegung in ihrem unteren Teil und dem Rutschfuß zusammen. Allgemein lassen sich bei Massenbewegungen folgende Bewegungsformen (mit zunehmender Beschleunigung) unterscheiden: Kriechen, Gleiten, Fließen, Kippen und Fallen.
Über den bituminösen Mergelsteinen des Kupferschiefers folgt im Hangenden der Zechsteinkalk (Werra-Kalk, zWCA). Er setzt mit einer rd. 2 m mächtigen, aus dünnschichtigen bis feinplattigen, leicht gewellten Kalkmergel- und Mergelsteinen bestehenden Zone ein, die mehr oder weniger stark durch →Bioturbation geflasert ist. Darüber folgen bis zu 7 m mächtige, plattige bis bankige, dunkelgraue bis bläulich-schwarze, →mikritische (dichte) Kalksteine. Diese sog. Mudstone-Lagen erreichen i.Allg. Bankmächtigkeiten bis zu 15 cm. Sie weisen leicht flaserige Oberflächen auf und sind arm an tonigen Zwischenlagen. Im mittleren Abschnitt treten bis zu 1 m mächtige, schwach →oolithische und →intrasparitische Bänke mit vereinzelter Schrägschichtung auf. Die überwiegend biochemisch gefällten Kalke schließen mit schwach →oolithischen (Grainstone-)Ablagerungen ab (Obere Oolithzone nach Kulick & Paul 1987: 119). Infolge seiner Verwitterungsresistenz bildet der Werra-Kalk deutliche Geländestufen.
Auf den den Zechsteinkalk überlagernden Werra-Anhydrit (zWAN) folgen gelbgraue „veraschende“ Dolomitsteine (Kulick & Paul 1987). Bei diesem als Staßfurt-Karbonat oder Hauptdolomit (zSCA) bezeichnetem Gestein handelt es sich um einen spät- oder postdiagenetisch dolomitisierten Kalkstein, bei dem durch Austausch von Ca2+-Ionen durch Mg2+-Ionen bei gleichzeitiger Zufuhr von Mg2+ und Abfuhr von Ca2+, entsprechend der Reaktion Mg2++2(CaCO3) → CaMg(CO3)2+Ca2+ primärer Kalzit durch sekundären Dolomit ersetzt wird. Dieser sekundäre Dolomit liegt in tieferen Bereichen in bankiger Fazies aus teilweise →fein-oolithischen Kalksteinen vor. Den höheren Teil des Hauptdolomits bildet ein mächtiger, zelliger und massiger, zur Klippenbildung neigender Rauhwacke-Kalkstein. Solch zellige Karbonate im zSCA sind auf frühdiagenetische Lösung von Sulfaten eines ehemaligen Sulfat-Karbonat-Mischgesteins zurückzuführen (Kulick & Paul 1987: 119). Aber auch die unterschiedliche Löslichkeit von Kalzium- und Magnesium-Karbonaten begünstigt diese Form der Verwitterung (vgl. auch Kap. 9.1.9.1 PDF). Der Hauptdolomit ist der wichtigste Klippenbildner rund um den Unterwerra-Sattel. Seine Mächtigkeit ist stark schwankend, sie kann hier bis zu 45 m betragen.
Literatur
Kulick, J. & Paul, J. (1987): Int. Symp. Zechstein 1987, Exkursionsführer II: Zechsteinaufschlüsse in der Hessischen Senke und am westlichen Harzrand. – 309 S.; Wiesbaden.
Kurz vor ihrer Mündung in die Werra durchbricht die Gelster den Unterwerra-Sattel. Der Kern dieser Antiklinale wird aus verwitterungsresistenten Grauwacken, hier auch Witzenhäuser Grauwacke genannt, aufgebaut. Verkarstungsanfällige Kalk- und Dolomitsteine des Zechsteins sowie die unterschiedlich fest gebundenen Sand-/Tonsteine des Buntsandsteins überlagern deren Kern mantelartig. Diese unterschiedlichen Gesteinseigenschaften bedingen deshalb auch eigene Landschaftsformen, jeweils in Abhängigkeit von Verwitterungsresistenz und tektonischer Überprägung. So wechseln sich steile bewaldete Hänge im Grauwackensockel des Unterwerra-Sattels mit flachen, landwirtschaftlich genutzten Flächen in den Zechsteingebieten ab. Während die Gelster südlich von Hundelshausen in den z.T. verkarstungsanfälligen, tektonisch stark zerbrochenen Gesteinen der permo-mesozoischen Füllung des Gelstergrabens eine Talbreite von bis zu 300 m erreicht, sind es flussabwärts in den nördlich anschließenden Grauwacken an der schmalsten Stelle nur rund 110 m. Andererseits krönen aber auch mächtige, durch den „Zahn der Zeit” angenagte Zechsteinfelsen sanft modellierte Kuppen aus Grauwacken. Durch diese interessante und vielfältige Landschaft am Unterwerra-Sattel, im Zwickel zwischen Gelster- und Werratal, führen die folgenden drei GeoTouren (Abb. 59).
Abb. 59: Die GeoTouren südlich von Witzenhausen (Kap. 9.1.9) – ein Überblick.
9.1.9.1 Geologischer Wanderweg Witzenhausen PDF
GPX-Datei: Geologischer Wanderweg Witzenhausen
9.1.9.2 Geo-/Panoramapfad Witzenhausen-Hundelshausen PDF
GPX-Datei: Geo-/Panoramapfad Witzenhausen-Hundelshausen
9.1.9.3 Durch Rabental und Flachsbachtal zum Großen Habichtstein PDF
GPX-Datei: Durch Rabental und Flachsbachtal zum Großen Habichtstein
Die Grauwacke ist ein sog. unreiner Sandstein. Neben den für einen Sandstein typischen Körnern aus Quarz und meist Feldspat enthält er auch noch Gesteinsbruchstücke. Diese gröberen Fragmente würden bei einer längeren Aufarbeitung in einem Fluss oder am Saum einer Küste zerrieben. Sofern dies nicht erfolgt, lässt sich schlussfolgern, dass der Zeitraum zwischen Antransport vom Herkunftsgebiet an die Küste und Verlagerung von dort in das Becken für eine Aufarbeitung nicht ausgereicht hat. Solche Sedimente sind spezifisch für gebirgsbildende
Vorgänge, hier z.B. die Variskische Orogenese, die zur Auffaltung der Rhenoherzynischen Zone mit (heutigem) Rheinischem Schiefergebirge und Harz – und dazwischen liegendem Werra-Grauwackengebirge – führte.
Das Ausgangsmaterial einer Grauwacke entstammt einem mitunter geologisch sehr abwechslungsreichen Liefergebiet. Von dort wird es durch Flüsse ins Meer transportiert und zunächst auf dem Kontinentalschelf als Lockersediment abgelagert. Unterschiedliche Ursachen, wie übersteile Böschungswinkel oder Bodenunruhen, können Auslöser sein, dass größere Mengen dieser Sedimente, z.B. an der oberen Schelfkante, ins Rutschen geraten und als dünnflüssiger Sedimentbrei mit hoher Geschwindigkeit als sog. Suspensionsstrom (turbidity current) in das Becken fließen. Ein solcher Trübestrom entsteht durch die Vermischung von Sediment mit Wasser beim Umlagerungsvorgang von Abtragungsmaterial in einen Meeresraum oder einen See und ist insofern unabhängig vom auslösenden Element (die erste Beschreibung stammt vom Genfer See in der Schweiz aus dem 19. Jh.). Der Trübestrom weist eine höhere Dichte als reines Wasser auf, gleitet schwerkraftgesteuert in das Becken und kommt dort als Turbiditablagerung zur Ruhe. Bei diesem Fließvorgang entstehen charakteristische Sedimentationsmerkmale, die aber nicht immer und überall deutlich ausgebildet sein müssen. So wirkt der Suspensionsstrom durch seine höhere Dichte erodierend auf seinen Untergrund, wobei unterschiedliche Sohlmarken entstehen. Beim Absetzen der Sedimentfracht kommt es innerhalb des Turbidits zu einer Sortierung entsprechend der Schwere des mitgeführten Sedimentmaterials. Im Allgemeinen setzen sich deshalb zunächst die gröberen (häufig Konglomerate), dann die feineren Klastika (Grauwacken) aus dem Suspensionsstrom ab, am Ende des Prozesses die Silte und Tone (Tonschiefer). Diese gradierte Sedimentationsabfolge lässt sich sowohl in der einzelnen Bank (grobkonglomeratisch an der Basis, mittelkörnig in der Mitte und feinkörnig oben, am Top dann Tonschiefer), als auch in den mächtigen Grauwackenabfolgen beobachten: Über einer Basis mit konglomeratischen und dickbankigen Grauwacken folgen zum Hangenden dünnbankige, feinkörnigere Grauwacken, darüber Wechsellagerungen und abschließend Tonschiefer (Zeiten langsamerer Sedimentation). Dadurch entstehen charakteristische Abfolgen, in denen sich Schichten aus Tonstein mit Schichten aus grobkörnigerem Material abwechseln. Gleichzeitig erfolgt diese Korngrößensortierung auch horizontal zu den Seiten und zur Stirn des Suspensionsstroms, wodurch die Korngrößen der Grauwacken vom Zentrum der Turbiditablagerung hin zu den Randbereichen immer geringer werden. In der Folge entwickeln sich verschiedene Faziesbereiche innerhalb des abgelagerten Sedimentkörpers. Solche Sedimentfolgen gelangen meist bei gebirgsbildenden Prozessen zur Ablagerung. Im Alpenraum hat sich für die während der alpidischen Gebirgsbildung entstandenen vergleichbaren Sedimente der Begriff Flysch eingebürgert, der sich als tektonischer Faziesbegriff allgemein für solche Gesteine durchgesetzt hat.
Diese durch die Orogenese bedingte „Flyschsedimentation“ beginnt im Rhenoherzynikum (des Variskischen Gebirges) mit einer distalen (zur Sedimentationsquelle entfernt gelegenen) Fazies aus Ton- und Siltsteinen. In diese schalten sich zunehmend die sandigen Grauwackenbänke ein, die schließlich zum beherrschenden Element werden. Deren Aufeinanderfolge kann zeitlich so eng werden, dass es nicht mehr zur Verdichtung und Ausbildung einer Schichtfläche in der vorangegangenen Schüttung gereicht hat. Die nachfolgende Schüttung beginnt dann mit einer diffusen erosiven Untergrenze (Foto).
Literatur
Flick, H. & Nesbor, H.-D. (2019): 2.1.2 Lahn-Dill-Gebiet. – In: Geologie von Hessen (Hrsg. HLNUG), in Vorbereitung; Stuttgart (Schweizerbart).
1 Grauwacke ist ein Begriff, den die Bergleute im Harz für einen (grauen – nomen est omen) Sandstein aus dem Unterkarbon vergeben haben und der dann auch Eingang in die geologische Literatur fand.
Turbiditablagerungen schließen plattige, tonig-siltige Beckensedimente ein (ehem. Steinbruch an der Dohrenbacher Ecke).
Modell des orogenen Flysch-Beckens im Viséum des Rhenoherzynikums (nach Einsele 1991, verändert Flick & Nesbor 2019).
Gradierte, feinkonglomeratische Grauwacke mit diffuser erosiver Grenze zur vorangegangenen Schüttung (Steinbruch Schafhof im Berkatal (Nr. 53, Tab. 9, S. 678), Werra-Meißner-Kreis).
Trockenrisse können durch Verdunstung des gebundenen Wasseranteils in schlammigen Sedimenten (Tonanteil des Sediments >20 %) entstehen. Der Wasserverlust bedingt eine Volumenreduzierung dieser tonig-siltigen Sedimente, und es kommt zu Spannungen in der abtrocknenden Oberfläche. Es entsteht ein polygonales Netz mit Rissen von meist V-förmigem Querschnitt. Durch die weitere Volumenreduktion beginnen sich die obersten Lagen konvex nach oben zu wölben und an den Rändern einzurollen, dabei können sie sich auch vom Untergrund ablösen. Die Risse pflanzen sich bei fortschreitender Austrocknung von der Oberfläche in die Tiefe fort.
Wurden die Trockenrisse unmittelbar durch sandige Sedimente überdeckt, führte dies zur Konservierung der Risse. Sofern diese Schichten dann später wieder an diesen Grenzen gespalten werden, ergeben sich im Handstück eindeutige Hinweise auf die Ober- oder Unterseite einer Schichtenfolge. Wird eine Schichtfläche mit Trockenrissen z.B. in einer Steinbruchwand angeschnitten, sind die durch Kompaktion tonnenförmig verformten und mit Sand verfüllten Trockenrisse im vertikalen Anschnitt zu sehen (z.B. ehem. Steinbrüche im Berntal [Kap. 9.1.10 PDF] und bei Lindewerra [9.1.11 PDF]).
Durch ein neues Regenereignis oder Überflutung des Sedimentationsraumes können die Tonscherben aber auch im Wasser wieder rasch zerfallen oder als Tonchips oder -klasten in Schrägschichtungsblättern eingeregelt werden. Dadurch zeichnen sie dann die Lee-Blätter von Schrägschichtungskörpern nach und zeugen von der synsedimentären Aufarbeitung dieser dünnen Ton-/Siltlagen bereits kurz nach deren Ablagerung (z.B. Freilichtbühne Witzenhausen, Kap. 9.1.13 PDF)
Im vertikalen Anschnitt, z.B. in einer Steinbruchwand, sind die mit Sand verfüllten und durch Kompaktion tonnenförmig verformten Trockenrisse besonders auffällig.
In tonig-siltigen Sedimenten kommt es in der abtrocknenden Oberfläche zu Spannungen, wodurch ein polygonales Netz mit Rissen von meist Vförmigem Querschnitt entsteht
Durch die weitere Volumenreduktion beginnen sich die obersten Lagen vom Untergrund abzulösen …
… und an den Rändern einzurollen;…
… bei fortschreitender Austrocknung wölben sie sich konvex nach oben.
Unmittelbar durch sandige Sedimente überdeckte Trockenrisse wurden konserviert und geben auf Spaltplatten noch wertvolle Hinweise auf die Ober- oder Unterseite einer Schichtenfolge.
9.2 Weitere geologisch interessante Wege
9.2.1 Premiumweg P14 Bilstein, Kaufunger Wald, Werra-Meißner-Kreis PDF
GPX-Datei: Premiumweg P14 Bilstein, Kaufunger Wald, Werra-Meißner-Kreis
9.2.2 Auf dem Werra-Burgen-Steig Hessen von Witzenhausen nach Eschwege, Werra-Meißner-Kreis PDF
GPX-Datei: Auf dem Werra-Burgen-Steig Hessen von Witzenhausen nach Eschwege, Werra-Meißner-Kreis