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ABHANDLUNGEN DER NATURHISTORISCHEN GESELLSCHAFT ZU NÜRNBERG

XXIII. BAND UND SONDERBAND ZU BAND XXIV

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1929.

1930. 1930.

1951.

1930.

INHALT.

Wellhöfer B., Klufttektonische a lngen in der nördlichen

Frankenalb . . 3 S. 1-36 Kies: MH“ Dr’ Eranz Kisperl t REN DEE BE N RITA Heller Fl. Geologische Untersuchungen im Bereiche des frän- kischen Grundgipses ; mit 6 Tafeln . . ....S. 45-114

Kirste H., Johann Karl Osterhausen, Lebensbild eines Nurnberger Arztes um die Wende des 18. und 19. Jahrhunderts ; (SAl—23) EHE BO DE 115137

GaucklerK., Das südlich- Kontinente Elenieni ın der Flora von Bayern ‘mit besonderer Berücksichtigung des Fränkischen Siufenlandes: (SER--NE-3S: 1-41 00:27 77 70927 7541392254

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Klufttektonische Untersuchungen

in der nordlichen Frankenalb

von

BERNHARD WELLHÖFER

1929 NATURHISTORISCHE GESELLSCHAFT NÜRNBERG

INHALTSVERZEICHNIS.

I. Einleitung : ll. Literaturverzeichnis .

III. Grenzen des Untersuchungsgebietes und morphologische Über- sicht. EEE Ur at N a IV. Kurzer Überblick über die Formationen des Gebietes: 1. Der Keuper 2. Der Jura 3. Die Kreide V. Kurzer Überblick über die tektonischen Verhältnisse der nörd- lichen Frankenalb: Die Verwerfungen .

VI. Einige Bemerkungen zur Arbeitsmethode .

VII. Die Kluftrichtungen:

a) Die Kluftrichtungen im Burgsandstein .

b) Die Kluftrichtungen im Rhät .

c) Die Kluftrichtungen im Posidonienschiefer

d) Die Kluftrichtungen im Doggersandstein .

e) Die Kluftrichtungen im Malm: A) Die Kluftrichtungen in der gebankten Fazies des

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B) Die Kluftrichtungen in der massigen Fazies des Malm

f) Die Kluftrichtungen in der Kreide .

Vlll. Das Alter der Klufte IX. Die Übersichtskarte .

10 12

l. Einleitung.

In den letzten Jahren hat sich die Messung und Kartierung der gemeinen Klufte zu einem wertvollen Hilfsmittel der Tektonik entwickelt. Sie umfaßt ın gleicher Weise sowohl die Eruptivgesteine wie auch die kristallinen Schiefer und die Sedimentgesteine. Die Untersuchungen in letzteren beschrankten sich jedoch bisher — von einigen Ausnahmen abgesehen — auf tektonisch stark gestörte, aber in dieser Hinsicht schon ziemlich genau kartierte Gebiete, wobeı die Klufttektonik vor allem zur Lösung bestimmter Probleme beitragen sollte. Ich denke hier besonders an die Arbeiten Salomons und seiner Schuler.

BRAND, JE:

BRUNHUBER, A.:

BUBNOHR,=S: v-

CEOOSAH- CZUBER, E.: DAHLGRUEN, F.:

DAUBREE, A.: BORN? Panl® DORN, Paul: DORN, Paul:

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HERMANN, R.:

JAKUBOWSK]J, K.:

II. Literaturverzeichnis.

Die Kupfererzlagerstätte bei Kupferberg in Oberfranken mit besonderer Berücksichtigung ihrer Beziehungen zur Münch- berger Gneismasse. I. Bericht über die Voruntersuchungen in den Jahren 1918-1920. Geogn. Jahreshefte. 34. Jahrg. 1921. München 1922.

Die geologischen Verhältnisse- von Regensburg und Um- gebung. Regensburg 1917.

Studien im südwestdeutschen Grundgebirge. I Die tek- tonische Stellung des Triberger Granitmassives. II. Die tektonische Stellung des Böllsteiner Odenwaldes und des Vorspessarts. Neues Jahrb. f. Min., Geol. u. Pal. LV. Beil. Bd. Abt. B. Stuttgart 1926.

Der Mechanismus tiefvulkanischer Vorgänge. Braun- schweig 1921.

Die statistischen Forschungsmethoden. Wien T921. Tektonische, insbesondere kimmerische Vorgänge im mitt-

leren Leinegebiete. Jahrb. der Preuß. Geol. Landesanstalt zu Berlin für das Jahr 1921. Band XLII. Berlin 1922.

Synthetische Studien zur FExperimentalgeologie. Autor. deutsche Ausgabe von A. Gurlt. Braunschweig 1880.

Die Lagerungsverhältnisse des Hetzlasgebirges Erlanger Heimatbuch 1925. Erlangen 1923.

Geologie des Wendelsteiner Höhenzuges bei Nürnberg. Zeitschr. d. Deutschen Geologischen Ges. Bd.78. 1926. Abh. Geologischer Exkursionsführer durch die nördliche Franken- alb und einige angrenzende Gebiete. Nürnberg 1928. Beiträge zur analytischen Tektonik mit einem Beispiel aus dem östlichen Deister. Zeitschr. d. Deutschen Geol. Ges. 75eBde219023 ph

Ueber die Abhängigkeit der Bruchgefahr von der Art des Spannungszustandes. Centralblatt der Bauverwaltung. XIX. Jahrg. Berlin 1800.

Ueber die Abhängigkeit der Bruchgefahr von der Art des Spannungszustandes. Centralbl. der Bauverwaltung XX. Jahrg. Berlin 1900.

Abhängigkeit des Bruches von der Art des Spannungs- zustandes. Mitteilungen aus dem Mechanisch - Technischen Laboratorium der Technischen Hochschule in München Bd. 27. München 1000.

Kurze Erläuterungen zu dem Blatte Bamberg (Nr. XIII) der geognostischen Karte des Königreiches Bayern. Cassel 1887.

Geognostische Beschreibung der Fränkischen Alb (Franken- jura)) mit dem anstoßenden fränkischen Keupergebiete. Kassel 1891.

Geologie von Bayern 2. Bd. Geologische Beschreibung von Bayern. Cassel 1804. :

Die östliche Randverwerfung des Fränkischen Jura. Ein neuer Beitrag zur Kenntnis ihres Verlaufes und ihres Alters.

Zeitschr. d. Deutschen Geol. Ges. 60. Bd. 1908. Berlin 1908.

Abh.

Untersuchungen im Gebiet des Bodenwöhrer Beckens, Inaug.-Diss. Göttingen 1921. (Manuskript.)

KARMAN, Th. v.:

KLUEPFEL, W.:

KLEÜEPFEE,.W.: KLÜUEPFEL, W.:

KOEHNE, W. und SEHUÜUEFZER. :C:

ROHBER,; BE: KRANZEW.: KRUMBECK, L.: LEHMANN, G.:

EEHNER, LE: NBISCHE A:

PANZER,-W::

PFANNENSTIEL, M.:

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BOMPRBERJ, T-E:: RINNE, FE.: RINNE, F.:

ROEHRER, F.:

ROTHPFETZ, A-:

ROFHPEETZ; A: SALOMON, W.:

7

Festigkeit. Handwörterbuch der Naturwissenschaften Bd. 3. Jena 1913.

Zur geologischen und paläogeographischen Geschichte von Oberpfalz und Regensburg, zugleich von den Grundlagen ihrer Eisen- und Braunkohlenindustrie. Abh. der Gießener Hochschulgesellschaft III. Gießen 1923.

Zur Gliederung der Amberger Kreide. Ein ergänzender Nachtrag. Gießen o.J. Verlag Töpelmann.

Ueber Reliefmorphogenie und zyklische Landschaftsgenera- tionen. Geol. Rundschau Bd. XVII. Leipzig 1926:

Ueber die Basaltvorkommnisse bei Heiligenstadt in Ober- franken nebst Bemerkungen über die Tektonik im nördlichen Frankenjura. Centralbl. f. Min., Geol. u. Pal. Jahrgang 1906. Stuttgart 1906.

Die Amberger Erzlagerstätten. Geogn. Jahresh. 15. Jahrg. 1902. München 1903.

Die Ueberschiebung bei Straubing. Geogn. Jahresh. 25. Jahrg. 1912. München 1913.

Einige geologische Beobachtungen im Bodenwöhrer Becken. Sitz.-Ber. d. Phys.-Med. Soz. in Erlangen 46. Bd. 1914.

Die Gesteinsklüfte des östlichen Harzvorlandes. Geol. Arch. Bder221923:

Die Gliederung der fränkischen albüberdeckenden Kreide. Centralbl. f. Min., Geol. und Pal. Jahrgang 1924. Stutt- gart 1924.

Die Höhlen der fränkischen Schweiz und ihre Bedeutung für die Entstehung der dortigen Täler. Inaug.-Diss. Erlan- gen IO08. |

Talrichtung und Gesteinsklüfte. Petermanns Mitt. 69. Jahr- gang 1923.

Vergleichende Untersuchung der Grund- und Deckgebirgs- klüfte im südlichen Odenwald. Ber. d. Naturf. Ges. zu Frei- burg 1. Br. Bd XXVIL Naumburg 2.S: 1927:

Die fränkische Alb von Weißenburg i. B. und Umgebung. Inaug.-Diss. Freiburg i. Br. 1923.

Die Juraablagerungen zwischen Regensburg und Regen- stauf (ein Beitrag zur Kenntnis der Östgrenze des Frän- kischen Jura). Geogn. Jahresh. 14. Jahrg. 1901. München 1901.

Beitrag zur Kenntnis der Umformung von Kalkspatkrystal- len und von Marmor unter allseitigem Druck. Neues Jahresb. f. Min., Geol. und Pal. Jahrg. 1903. I. Bd. Stutt- gart 10903. ;

Vergleichende Untersuchungen über die Methoden zur Be- stimmung der Druckfestigkeit von Gesteinen. Neues Jahrb. f. Min., Geol. u. Pal. Jahrg. 1907 I. Bd. und Jahrg. 1909 II. Bd. Geologische Untersuchungen der Beziehungen zwischen den Gesteinsspalten, der Tektonik und dem hydrographischen Netz im nördlichen Schwarzwald und dem südlichen Kraich- gau. Jahresber. und Mitt. des Oberrh. Geol. Ver. N. F. Bd. VI. Jahrg. 1916 Heft ı und N. F. Bd. XI. Jahrg. 1022.

Die ostbayrische Ueberschiebung und die Tiefbohrungen bei Straubing. Sitzungsber. der Kgl. Bayr. Akad. der Wiss. Math.-Phys. Kl. Jahrg. ıgıı. München 1911.

Die Amberger Erzformation. Zeitschr. für prakt. Geol. 21. Jahrg. 1913. Berlin 1913.

Die Bedeutung der Messung und Kartierung von gemeinen Klüften und Harnischen mit besonderer Berücksichtigung des Rheintalgrabens. Zeitschr. d. Deutschen Geol. Ges. 63. Bd. 1911. Berlin 1912.

SALOMON, W.: SCHMIDT.-RK.G.:

SCHNITTMANN,;F.X.:

SCHUSTER, M.

SEEMANN, R.:

STIELEER, K.:

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LHUÜUBRACH, SH: MOFLKER,T.:

WAGNER, G.: WALTHER;-].: WEBER, M.: WEBER, M:.: WEBER, M.:

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Neue Kluft- und Harnischmessungen im südlichen Oden- wald. Berichte der Naturforsch. Gesellschaft zu Freiburg i.Br. Bd. XXVIlI. Naumburg a.S. 1927.

Geologie von Neumarkt in der Oberpfalz. Berichte der Naturforschenden Gesellschaft zu Freiburg i.Br. Bd. XXVI. Naumburg a.S. 1926.

Beiträge zur Stratigraphie der Oberpfalz. Zeitschrift der Deutschen Geol. Ges. 74. Bd. 1922. Abh. Berlin 1923.

Abriß der Geologie von Bayern r. d. Rh. in sechs Ab- teilungen :

Abteilung III: Die geologischen Verhältnisse des bay- risch-böhmischen Waldgebirges und der vorgelagerten Schichtenlandschaft. München 1923.

Abteilung IV: Geologische Darstellung des schwäbisch- fränkischen Juras, seines triadischen Vorlandes und des südlich angrenzenden Molassegebietes. München 1927.

Abteilung V: Der geologische Aufbau des Fichtelgebirges und Oberpfälzer Waldes und der angrenzenden Gebiete. München 1924. Die geologischen Verhältnisse längs der Amberg — Sulz- bacher und Auerbach — Pegnitzer Störung. Beitrag zur Entstehung der Amberger Erzlager. Abhandlungen der Naturhistorischen Gesellschaft zu Nürnberg. XXII.Bd. Nürnberg 1925.

Ein Beitrag zum Kapitel Klüfte. Centralbl f. Min., Geol. und Pal. Jahrg. 1922. Stuttgart 1922.

Grundfragen der vergleichenden Tektonik. Berlin 1924.

Die saxonischen Brüche. Abhandlungen der Preuß. Geol. Landesanstalt. Neue Folge H.o5. Berlin 1923/23. Gesteinsklüfte und alpine Aufnahmsgeologie. Jahrb. d. Geol. Bundesanstalt LXXV. Bd. 1925. Wien 1923.

Die Ausführung der Kluftmessung. Der Geologe Nr. 38. Leipzig 1923.

Ueber Zerlegung der gebirgsbildenden Kraft Mitteilungen der. Geolosischen Gesellschaft "m: Wien. - V.E. Bd. 191%: Wien 1912.

Die Klufttektonik der cambro-silurischen Schichtentafel Est- lands. Geol. Rundschau Bd. XVIII. Berlin 1927.

Uebersicht über die Gliederung des Keupers im nördlichen Franken im Vergleich zu den benachbarten Gegenden. Geogn. Jahresh. ı. Jahrg. 1888. Cassel 1888. 2. Jahrg. 1880. Cassel 1880.

Untersuchungen über die Klüfte und Fluidalstrukturen der Porphyre im östlichen Odenwald und im mittleren Schwarz- wald. Centralbl. f. Min., Geol. und Pal. Jahrg. 1927 Abt.B. Stuttgart 1927.

Aus der Geschichte der Altmühl. Fränkische Heimatschriften Nr.2. Nürnberg 1923.

Ueber tektonische Druckspalten und Zugspalten. Zeitschrift der Deutschen Geol. Ges. 66. Bd. 1914. Mon.-Ber. Berlin 1914. Zum Problem der Grabenbildung. Zeitschr d. Deutschen Geol. Ges. 73. Bd. 1921. Abh. Berlin 1922.

Bemerkungen zur PBruchtektonik.. Zeitschr. d. Deutschen Geol. Ges. 75. Bd. 1923. Abh. Berlin 1924.

Faltengebirge und Vorlandsbrüche. Centralbl. f. Min., Geol. und Pal. Jahrg. 1927. Abt.B. Stuttgart 1927.

Geologie von Bayern ı. Teil. Nordbayern Fichtelgebirge und Frankenwald. Berlin 1925.

(8)

IH. Grenzen des Untersuchungsgebietes und morphologische Übersicht.

Das in vorliegender Arbeit behandelte Gebiet umfaßt den größten Teil der nördlichen Frankenalb. Die Nordgrenze zieht ungefähr von Bamberg uber Hollfeld bis gegen Bayreuth, die Ost-, Sud- und Westgrenze sind hydro- graphisch festgelegt: im Osten wird sie vom Tal der oberen Pegnitz und ıhres hauptsächlichen Quellbaches, der Fichtenohe, im Westen von der Regnitz und im Süden von der mittleren Pegnitz und der unteren Schwabach einschließlich der südlichen Talgehange gebildet.

Morphologisch betrachtet stellt das Gebiet einen Ausschnitt aus dem schwäbisch - frankıschen Schichtstufenland dar. Aus dem Tal der Regnılz und der unteren Schwabach steigt als erste Steilstufe der obere Burgsandstein, der auch zusammen mit den darüber liegenden Feuerletten die Stufenflache bildet. Aus ihr, bezw. weiter flußabwärts direkt aus dem weiten Regnitztal erhebi sich die zweite Steilstufe, die durch den Rhatsandstein bedingt ıst. Die zugehörige Stufenflache laßt die tonigen und mergeligen Schichten des unteren und mittleren Lias zutage treten. Es ist dies das Gebiet des Albvorlandes, das bandartig die eigentliche Frankenalb umzieht. Eine kleine, oft kaum wahr- nehmbare Geländestufe wird von den in den Posidonienschiefern enthaltenen Kalkbäanken hervorgerufen. Die aus Tonen und Tonmergeln bestehenden Juren- sismergel und der untere Dogger (Opalinumton) bewirken nur einen flachen Anstieg, aus dem steil und mächtig eine neue Stufe aufsteigt. Sie wird ın ıhren unteren Partien vom Doggersandstein gebildet, wird dann von dem schmalen Band des Ornatentons und der untersten Malmschichten unterbrochen, deren Ton- und Mergelpartien eine kleine, jedoch sehr charakteristische Verebnung geschaffen haben, und setzt darüber seinen Steilanstieg, durch die dicken, har- ten Werkkalkbänke des Malm ß8 bedingt, fort. Im mittleren Malm wechseln Steilstufen und Verebnungen miteinander ab, doch stets zeigt sich im Bereich der gebankten Fazies des Malm eine flachwellige, fast ebene Hochfläche. Anders sind die morphologischen Verhältnisse im Bereich der massigen Fazies, der Schwammkalke und des Frankendolomits ; dort nämlich bildet die Alb- hochfläche eine überaus wellige und kuppige Landschaft, die dadurch ın star- kem morphologischen Gegensatz steht zu derjenigen im Gebiete der Bank- kalke.

Im Bereich des Weißjura sind die Taler eng und tief eingeschnitten und von steilen Talhängen begleitet. Im Gebiete des Braunen und noch mehr. des Schwarzen Jura hingegen, wo die hauptsächlich tonigen und sandigen Schichten | im Gegensatz zu den Kalken und dem Dolomit des Malm als weniger wider- standsfähig sich erweisen, werden die Täler breit und die Talhänge steigen sanft an.

IV. Kurzer Überblick über die Formationen des Gebietes.

1. Der Keuper.

Die tiefste Keuperstufe, die wir in dem von mir bearbeiteten Gebiete an- treffen, gehört der oberen Abteilung des mittleren Keupers an. Es ist der obere Burgsandstein, ein bis 30 m mächtiges, grobkörmniges, zum Teil Gerölle führen- des, weiß- bis rötlichbraunes Gestein, in das mehr oder weniger dicke Tonlagen eingeschaltet sind. In früheren Zeiten wurde der Burgsandstein in zahlreichen

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Steinbruchen zu Bauzwecken gebrochen. Jetzt sind diese ehemaligen Auf- schlüsse zum großten Teil zugewachsen. Wie schon oben erwahnt, bildet der Burgsandstein die Talhäange der Schwabach von Erlangen bis ungefahr Weiher bei Dormiiz.

Ueber ihm folgen in einer Machtigkeit von 30 bis 60 m dıe charakteristi- schen, karminroten Feuerletten (Zanclodonletten, Knollenmergel). Trotz seines hohen Tongehaltes findet er nur verhaltnismäßig selten ın Ziegeleien (so bei Bayreuth und Lauf) Verwendung.

Der: obere Keuper oder das Rhät wird von einem hellgelben bis weißen, grobkörnigen, durch toniges Bindemittel verkitteten Sandstein gebildet. Seine Mächtigkeit beträgt ungefähr 10 bis 15 m und ist, nach den vielen, in ihm angelegten Steinbruchen zu schließen, ein sehr beliebter Baustein gewesen. Heute sind jedoch nur noch wenige Aufschlusse ın Betrieb. Die Geologische Landesuntersuchung von Bayern stellt das Rhat nicht mehr zum Keuper, son- dern reiht es der Juraformatıon als unterste Abteilung eın.

2. Der Jura. al-Deer Lıias.

Die unterste Zone, dıe sogenannte Psilonotenzone (Lias a,), die sich aus grauschwarzen Schiefertonen, feinkörnigen, dünnschieferigen Sandsteinen und blaugrauen Kalksandsteinen zusammensetzt, ıst ın meinem Arbeitsgebiet nicht zur Ausbildung gelangt. Auch dıe Sandsteine der Angulatenzone (Lias «,) sind nur ganz vereinzelt zur Ablagerung gekommen. So beginnt denn der untere Lias, soweit er fur die vorliegende Untersuchung in Betracht kommt, mit dem grobkörnigen, wenig mächtigen (1 bis 2 m) Arietensandstein (Lias «a,). Lias £ ist nur stellenweise vorhanden und auch dann nur gering machtig. Er besteht aus dünnen, zum Teil sandigen Mergelbankchen (Rarıcostaten - Schicht). Daruber foigen blaugraue Schiefertone, gelbgraue Mergelkalke mit Kalk- konkretionen und bräunlichgelbe Kalkmergel mit Mergel-Einlagerungen. Diese Gesteine setzen die Numismalisschicht (Lias „) zusammen, die 1 bis 5 m mach- tıg wird. Der miltlere Lias (Lias y) ist vertreten durch die Amaltheenmergel mit Amaltheus costatus, die bis 40 m mächtig werden können. Es sind blau- graue, ın frischem Zustande schieferige Mergel, dıe haufig lagenweise an- geordnet Toneisensteinknollen, Kalkseptarıen und Phosphoritgeoden enthalten. Zum oberen Lias gehört bereits die 4 bis 6 m machtige, durch ıhren Fossil- reıchtum bekannte Posidonienzone (Lias e). Sie besteht aus den stark bituminösen Posidonienschiefern und mehreren eingelagerten Kalkbanken, von denen sich fünf über die ganze nördliche Frankenalb verfolgen lassen. Die oberste Stufe (2) des Lias nehmen dann noch die Jurensismergel (Radians- mergel ) ein. Sie bestehen aus hell- bis dunkelgrauen, fossilreichen Mergeln, die eine Mächtigkeit von einigen Metern erreichen.

b)-Der Dogger.

Der untere Dogger, der Opalinumton (Dogger a) besteht aus tonıg-mer- geligen dunkelgrauen Schichten, die eine Maächltigkeit von 60 bis 80 m erreichen. Sandige Zwischenlagen in den hangenden Partien zeigen den Uebergang zum Doggersandstein (Personatensandstein, Dogger p) an, der den mittleren Dogger repräsentiert). Es ist dies ein gelbbraunes bis rost-

') Entgegen der paläontologischen Zoneneinteilung Quenstedts (« und £ = unterer, y und ö =mittlerer und e und © = oberer Dogger) folge ich hier wegen der großen

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braunes, feinkörniges Gestein, das am Westrand der Frankenalb eine Mächlig- keit von 45 bis 60 m, am Östrand eine solche bis zu 100 m aufweist. Es ıst ın zahlreichen Steinbruchen und Hohlwegen aufgeschlossen und wurde lange Zeit von den Albbewohnern als Baumaterial verwendet. Gegen das Hangende zu sind außer einigen Tonlagen haufig härtere Kalksandsteinbanke eingeschaltet.

Der obere Dogger (y-£) ist nur gering mächtig; er seizt sich zusammen aus den Eisenoolithkalken (einer ungefähr 5 m machtigen Wechselfolge von oolithischen Kalkmergelbäanken und mergeligen Zwischenlagen, Dogger y-e,) und dem Ornatenton, einem grauen bis blaugrauen, mergeligen Ton (Dogger &-£), der 8 bis 10 m mächtig wird.

eo) Der Malm.

Der untere Malm beginnt mit den Unteren Mergelkalken Gumbels (Malm a), die aus grauen Mergelkalkbanken, gelblichen Mergelknollenlagen und grünlichgrauen Mergelschiefern bestehen. Ihre gesamte Machhigkeit betragt 10 bis 20 m. Darüber folgen die Werkkalke (Malm p). Sie bestehen aus wohlgeschichteten, gelblichweißen und grauweißen, dickgebankten Kal- ken ; ihre Mächtigkeit beträgt meist 16 bis 20 m, steigt aber im oberen Pegnitz - tal bei Vorra und Rupprechtsiegen bis auf 40 m an. Wie keine zweite Stufe der Juraformation in Franken sind die Werkkälke in zahlreichen Steinbruchen aufgeschlossen. Das dort gewonnene Gestein wird teils als Bau- und Schotter- material verwendet, teıls gebrannt.

Die nächst jüngere, bereits zum mittleren Malm zu stellende Stufe ıst dıe der Oberen Mergelkalke (Malm y) mit einer Gesamtmächtigkeit von 30 bis 40 m. In den liegenden wie auch ın den hangenden Partien seizt sie sich zusammen aus Mergelkalkknollen und Mergelschiefern, zwischen die eine mächtige Folge von dickgebankten Kalken eingelagert ist. Malm ö, die Pseudo- mutabilisstufe, besteht aus dickbankıgen, bis 35 m mächtigen Kalken, die ın dieser gebankten Ausbildungsweise nur an einzelnen Stellen der nördlichen Frankenalb (z. B. bei Kasendorf und bei Wüustenstein ) auftreten.

Außer dieser eben kurz beschriebenen gebankten Ausbildungsweise, der Normalfazies, finden sich in allen Stufen des Weißen Jura ruppige, ungebankte oder nur andeutungsweise gebankte Schwammbildungen, die sich infolge ihrer massigen Ausbildung meist nur schwer stratigraphisch gliedern lassen. Häufig sind die Gesteine, hauptsächlich die der zuletzt genannten massigen Fazies, vom Malm ß an aufwärts bis ins £ sekundär dolomitisiert und haben so zur Bildung des Frankendolomits Anlaß gegeben, der mit seinen bizarren Felsformen der sogenannten „Frankischen Schweiz“ ıhre romantischen Zuge verleiht. An verschiedenen Stellen, wie z. B. bei Velden und Michelfeld, wird dieser Frankendolomit in Steinbruchen abgebaut und als Zuschlag beim Kalk- brennen oder als Schottermaterial verwendet.

Von jungeren Weißjuraablagerungen der nördlichen Frankenalb sind hier noch zu nennen dickbankige bis dünnplattige Kalke, die in einigen Stein- bruchen bei Bronn und Weidensees gewonnen werden. Zum größten Teil sind diese bereiis zum Malm £ gehörenden Kalke dolomitisiert (Plattendolomit).

Mächtigkeiten von « und £ der petrographischen Gliederung Gümbels (1807), der den Opalinuston als unteren, den Doggersandstein als mittleren, Oolith und Ornatenton (y—{£) als oberen Dogger betrachtet.

3. Die Kreide.

Ablagerungen der unteren Kreide fehlen vollständig ; doch auch aus der Schichtenfolge der oberen Kreide sind ın dem bearbeiteten Gebiet nur Sand- steine oberturonen Alters, die sog. Veldensteiner Sandsteine, von Bedeutung. Es ist dies ein grobkörniges, gelbbraunes bis roibraunes Gestein, das meist undeutlich gebankt ist und infolge seiner murben Beschaffenheit leicht zu Sand zerfalli. Festere Banke werden als Bausteine verwendet.

Von diesen eben besprochenen Ablagerungen zeigen nur einige meßbare Zerklüftung. Es sind dies im Keuper der Burgsandstein und das Rhät, ım Jura der Arietensandstein, der aber bei den folgenden Ausführungen wegen seiner fasi ganz übergangslosen Verbundenheit mit dem Rhatsandstein nıcht eigens ausgeschieden, sondern mit letzterem zusammen untersucht wurde, die Posi- donienschiefer, der Doggersandstein und dıe Kalke und Dolomite der gebank- ten und der massigen Fazıes des Malm. Auch der kretazische Veldensteiner Sandstein weıst deutliche Kluftung auf.

V. Kurzer Überblick über die tektonischen Verhält- nisse der nördlichen Frankenalb.

Die Lagerungsform der Schichten zeigt eine weitspannige Faltung. Der nördliche Frankenjura selbst entspricht ın der Hauptsache einer ausgedehnten, lachen, nordwest-sudost streichenden Mulde. Die Muldenachse zieht etwa von Utzing beı Staffelstein an Rabeneck ım Wiıesenttal und Pottenstein vor- bei gegen Fischstein an der oberen Pegnitz. Den die Mulde im Sudwesten begrenzenden Sattel erwähnt bereits Gümbel (1891, p. 621). Der Verlauf seiner ebenfalls nordwest-sudost streichenden Sattellinıe wird angedeutet durch die Orte Hagenbüuchach, Langenzenn im Zenntal, Cadolzburg, Heideck und Titting ım Anlautertal.

im Nordosten geht die Mulde uber in den Thurnauer Sattel, der aus der Gegend von Thurnau an Bayreuth vorbei bis gegen Creußen sıch erstreckt.

Dieses flach gefaltete Juragebiet wird durch eine Anzahl von Verwerfun- gen in einzelne Schollen zerlegt. Diese Storungslinien seien ım folgenden kurz beschrieben.

Die Verwerfungen.

Eine Anzahl von Südost - Nordwest verlaufenden Verwerfungen durch- ziehen die nördliche Frankenalb und zerlegen sie in einzelne Schollen. Am weitesten ım Nordosten, dort zugleich streckenweise die Grenze des bearbeı- teten Gebietes bildend, befindet sich de Weißmain-Freihunger Ver- werfung (Jurarandspalte Reuters 1927). Sie betritt unser Gebiet westlich von Neustadtlein am Forst auf dem Pfarrhügel, auf dem sie Doggersandstein von den Werkkalken des Malm £ trennt, zieht sich herunter ins Liasgebiet von Mistelgau, wo es allerdings nicht möglich ist, sie genau festzulegen, und laßt sich wieder erkennen ım Tal des obersten Roten Maines, der ihr bis Schnabel- weid folgi. Der Südwestflügel ist gegenuber dem Nordostflugel bei Neustädt- leın a.F. um etwa 40 m abgesunken. Weiter im Südosten liegen an ihr die bekannten Eisenerzlagerstätten von Sassenreuth, Kirchenthumbach und am Schwarzenberg sowie das Bleierzrevier von Freihung. Merphologisch tritt die Verwerfung nicht hervor.

Aus dem Coburgischen kommt die sogenannte Pegnitzverwer- fung (Östrandverwerfung ) und erscheint in unserem Gebiet östlich Holl-

e

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feld. Sie zieht über Altneuwirtshaus, Zeubach, Schweinsmühle, südlich von Hohenmirsberg vorbei nach Pegnitz ; ihr weiterer Verlauf fuhrt sie an Auerbach und Vilseck vorüber bis Freudenberg unfern Amberg. Bis Altneuwirtshaus verläuft die Störungslinie ım Malm, von da an bis zur Schweinsmühle trennt sie Malmschichten von Doggersandstein, durchschneidet dann die Hohenmirsberger Platte, senkt sich bei Oberhauenstein in das Pult- lachtal herab und bildet hier wiederum die Grenze zwischen Dogger und Malm. Zwischen Oberhauenstein und Pegnitz streicht sie durch Franken- dolomit und Albüberdeckung und kann eigentlich nur dadurch erkannt wer- den, daß das Gelände nördlich der Spalte ungefähr 50 m höher gelegen ıst als südlich davon. Eine ähnliche Erscheinung haben wir auch bei Plankenfels ; östlich der Verwerfung besitzen die Erhebungen eine Mindesthohe von 510 m, während der westliche Flügel keine über 470 m aufweist. Ein anderes mor- phologisches Kennzeichen dieser Verwerfung ist die plötzliche Aenderung des Landschaftsbildes namentlich bei Oberhauenstein ım oberen Püttlachtal oder bei Rabenstein im Ailsbachtal. Solange das Tal sich durch den Dogger- sandstein erstreckt, ist es verhältnismäßig breit mit flachgeböschten Gehäan- gen. Sobald es jedoch in den Frankendolomit eintritt, verengt es sich zur Schlucht mit steil aus dem Wasser aufsteigenden Felsbildungen. An meh- reren Stellen teilt sich die Verwerfung in verschiedene Seitenäste, so vor allem bei Pegniiz und Altneuwirtshaus. Auch bei Zeubach zweigt eine Spalte nach Nordwesten ab, die jedoch im Dolomitgebiet bald nicht mehr erkennbar ist. Durch diese Zersplitterung der Pegnitzverwerfung kommt es zu keiner bedeu- tenden Sprunghöhe. Sie beträgt höchstens 30 m. Der sudwestliche Flügel ist der abgesunkene.

Weiter nach Südwesten folgt dann die Staffelsteiner Verwer- fung, die im Tal der Alster an der Grenze von Bayern und Thüringen beginnt und bei Staffelstein über den Main setzt. Hier besitzt sie eine Sprunghöhe von 30 m. Bei Königsfeld tritt sie in unser Gebiet ein, folgt dann von Aufseß ab- wärts dem Aufseßtal, wo sie an Lagerungsstörungen im Frankendolomit erkannt werden kann, und dem in seiner Verlängerung gelegenen Abschnitt des Wiesenttales bei Behringersmühle. Ihre sudöstliche Fortsetzung verlauft ganz im Frankendolomit und in der Albüberdeckung, sodaß sich ihre weitere Verfolgung äußerst schwierig gestaltet. Erst bei Neuhaus an der Pegnitz ıst sie wieder deutlicher zu erkennen, um jedoch jenseits des Pegnitztales von neuem im Frankendolomit zu verschwinden. Von Eschenfelden an trennt sie abwechselnd Frankendolomit, Malmkalke und Doggerschichten, birgt bei Sulz- bach und Amberg bedeutende Eisenerzlager und mündet schließlich ın die Pfahlspalte. Solange sie das Arbeitsgebiet durchsetzt, ıst an ihr der Nord- ostflugel abgesunken ; weiter im Südosten liegen die Verhältnisse umgekehrt. Dort ist der Nordostflüugel der höhere. Morphologisch tritt die Verwerfung im nördlichen Frankenjura, wenn man von den durch die Spalte bedingten Tal- stucken der Aufseß und der Wiesent absıeht, nıcht hervor.

Als letzte der vier großen Verwerfungen, die unser Gebiet durchziehen, ist die „‚Walberle“-Verwerfung zu nennen. Sie kommt aus dem Keupergebiet nördlich von Pommersfelden, verläuft in West-Ostrichtung über Bammersdorf und an der Jäagersburg vorbei nach Unterweilersbach, wo sie scharf nach Südosten umbiegt, am Walberle entlang durch das Ehrenbach- und obere Schwabachtal streicht und ihre Fortsetzung wahrscheinlich über Kirch- röttenbach, Schnaittach und Hersbruck hinaus im Förrenbacher Tal findet. Ihr nordöstlicher Flugel ıst bis zu 40 m abgesunken,

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Weiterhin wäre noch zu erwähnen die Baader Verwerfung, die das Hetzlas- gebiet im Süden und Westen begrenzt. Nach Paul Dorn (Erlanger Heimatbuch 1925) hat sie ungefähr folgenden Verlauf: Sie trennt sich im Schwabachtal bei Forth von der Walberleverwerfung, zieht in westnordwestlicher Richtung am Leyerberg entlang bis gegen Baad und geht in nordwesi-südöstlichem Streichen über Langensendelbach in die Gegend von Baiersdorf. Auch bei dieser Verwerfung ist der nordöstliche Flügel gegenüber dem südwestlichen abgesunken. Die bedeutendste Sprunghöhe dürfte 35 m beitragen.

Kleinere Störungen konnte Paul Dorn anläßlich der Kartierung von Blatt Erlangen - Süd der Gradabteilungskarte von Bayern M. — 1:25000 fest- stellen, so solche von ost-westlichem Verlauf im Süden und Norden des das Schwabachtal im Süden begleitenden Höhenzuges.

Riickblickend sehen wir, daß die Scholle zwischen der Lichtenfelser und Staffelsteiner Verwerfung am hefsten eingesunken ist; dieser hefen Ein- senkung ist es auch zu verdanken, daß sich auf ihr jüngste Malmkalke und Kreidesandsteine erhalten haben. Etwas höher liegen die im Südwesten und Nordosten anschließenden Schollen, deren obere Schichten aus Gesteinen des Malm und des Dogger bestehen. Am stärksten gehoben sind die äußeren Schollen, die bis auf den Lias, bezw. die Trias abgetragen sind.

VI. Einige Bemerkungen zur Arbeitsmethode.

Das Streichen und Fallen der Klüfte wurde mit Hilfe eines Einheits- kompasses von Breithaupt & Sohn, Cassel, der mit Klinometer und Dosenlibelle versehen war, gemessen. Die Deklination, die nach der Isogonenkarte vom Deutschen Reich nach den Ergebnissen der neueren magnetischen Messungen für die Epoche 1925 von K. Hausmann für das bearbeitete Gebiet und für die Jahre 1926 und 1927 zu ungefähr 7° westlich bestimmt wurde, wurde am Kompaß selbst berichtigt, so daß sofort die tatsächlichen Werte abgelesen wer- den konnten. Außerdem wurden die Klüfte je nach ihrer Ausdehnung, nach ihrem Klaffen, nach der Ausbildung der Kluftflächen und nach der Entfernung zweier Klüfte voneinander bewertet. Es wurde unterschieden zwischen Klüf- ten von durchschnitllicher, solchen von besserer und solchen von geringerer Ausbildung. Aus dem Wunsche heraus, zu möglichst exakten Bewertungs- ziffern zu kommen, wurde teilweise jedes der oben angeführten Bewertungs- merkmale einzein abgeschätzt und dann das arıthmetische Mittel daraus gezogen ; da jedoch auch diese Einzeleinschätzung nur gefühlsmäßig vor- genommen werden konnte, genügte meines Erachtens vollständig eine einfache

Bewertung auf Grund eines allgemeinen Ueberblickes über die Klüfte eines:

Steinbruches vor der Aufnahmetätigkeit. Die am besten ausgebildeten Klüfte fielen sofort auf und zwischen den durchschnittlichen und den schlechter aus- gebildeten Klüften war meist der Unterschied so groß, daß ihre Trennung keine weiteren Schwierigkeiten machte.

Die durch Messung und Schätzung erhaltenen Werte für Streichrichtung, Fallwinkel und Oualität der einzelnen Klüfte wurden in eine Liste („Urliste“) der Reihe nach eingetragen. Aus Zweckmäßigkeitsgründen wurden dann die Streichrichtungen von 01° bis zu 180° arithmetisch geordnet. Dadurch enti- stand eine Zahlenreihe, die sogenannte primäre Verteilungstafel, die einen klaren Ueberblick über die Verteilung der Streichrichtungen erlaubte. Gleich- zeitig ließen sich alle gewünschten Mittelwerte rasch und bequem berechnen. Auch die oft mühselige und langwierige Arbeit des Zusammenziehens der

a A a N a x 5 A

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gemessenen Werte verschiedener Aufschlusse wurde dadurch überaus erleich- tert. Weiterhin mußten dann die Werte zu einzelnen Klassen zusammengefaß! werden, und zwar wurde eın Klassenintervall von 10° gewählt. Bei Unklar- heiten wurde auf eine Zusammenfassung von 5° zuruckgegangen, was ja mit Hilfe der primären Verteilungstafel nicht viel Mühe machte. Zu erwähnen ware noch, daß ein Wert, der auf einen Grenzwert zwischen zwei Klassen (also z. B. auf 10°, 20°, 50 ° usw.) fiel, halbiert und die eine Hälfte zur vorher- gehenden, die andere zur folgenden Klasse addiert wurde.

Mit einigen Worten möchte ıch noch auf die graphische Darstellung ein- gehen. In fast jeder klufttektonischen Arbeit finden wir eine andere Dar- stellungsmethode. Am häufigsten sınd die sogenannten Kluftrosen oder Kluft- sterne vertreten : von einem Mittelpunkt aus zieht man für je 5°, 10°, 15°, je nachdem, welche Klassengroße man gewählt hat, in gleichen Abständen eine Linie und tragt auf ihr die Anzahl der auf das Intervall treffenden Kluftrichtun- gen auf. Die so erhaltenen Punkte verbindet man und erhält ein Diagramm, das allerdings mehr einem Stern denn einer Rose ähnlich sieht, das aber sofort die bevorzugten Kluftrichtungen erkennen laßt. Neben diesem Vorteil der Anschaulichkeit hat diese Methode der Darstellung große Nachteile : Erstens muß man sich die Zeichenunterlage selbst schaffen, nachdem das käufliche Windrosenpapier von Schleicher & Schüll in Düren im Rheinland für die meisten Untersuchungen nicht genügend unterteilt ist und außerdem fur die Dauer zu kostspielig ware. Zweitens drängen sich, wenn man z. B. auf eine Einteilung von 5° zu 5° heruntergeht, dıe Linien um den Mittelpunkt so, daß ein exaktes Arbeiten kaum mehr möglich ıst. Drittens müssen alle Werte auf den Gradlinien mit dem Maßstab aufgetragen werden. Dadurch ist beim Lesen des Diagrammes wiederum Maßstab und oft auch Winkelmesser nötig, da es meist sowohl an konzentrischer Unterteilung wie auch an einer Bezif- ferung der Gradlinien fehlt.

Alle diese Nachteile werden vermieden, wenn man sich der Darstellung mittels rechtwinkeliger Koordinaten bedient. Auf der Abzissenachse tragt man die Gradeinteilung ab, auf der Ordinatenachse die Anzahl der gemessenen Kluftrichtungen, bezw. einer Verhältniszahl dafür, die man auf die Weise erhalt, daß man die qroßte Anzahl einer Kluftrichtung gleich 100 setzt, was M.Pfannenstiel (1927) empfiehlt. Am besten eignet sich dazu das allgemein gebräuchliche Millimeterpapier. Da jede fünfte Linie durch stärkeren und jede zehnte durch noch stärkeren Druck hervorgehoben ıst, kann man bequem alle Werte eintragen und ebenso bequem wieder ablesen. Der einzige Nachteil besteht darın, daß man die Richtung nur als Zahlenwert erkennen kann, ihren Verlauf sich also erst vorstellen muß. Doch ist man rasch eingearbeitet und bald verknüpft sich in der Vorstellung die Zahl mit der ihr zugehörigen Rich- tung. Dies alles gilt jedoch nur dann, wenn lediglich das Streichen der Klufte zur Darstellung kommen soll, wie das ja in vorliegender Arbeit der Fall ist, da von einer Darstellung des Einfallens der Klüfte abgesehen werden kann, weil der Fallwinkel in den weitaus meisten Fällen zwischen 80 ° und 90 ° beträgt

VI. Die Kluftrichtungen. In den folgenden Abschnitten soll auf die Untersuchungsergebnisse der Kluftmessungen in den einzelnen Formationsstufen näher eingegangen werden. a) Die Kluftrichtungen im Burgsandstein.

In seiner Geologie des Wendelsteiner Höhenzuges bei Nürnberg hat sich Paul Dorn (1926) eingehend mit den Klüften im unteren Burgsandstein befaßt.

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Er konnte vier Maxima, bei 10°, 30°, 105° und 125° feststellen.” Am stärksten waren die Klüfte in Richtung 105° und 125° ausgebildet. Letztere Klüfte faßte er zu einem herzynischen, die beiden anderen maximalen Richtungen zu einem varistischen System zusammen. Ich meinerseits wurde die Klufte in Richtung 10° (— rheinisch longitudinal — die Benennung der Richtungen geschieht nach dem Vorbilde Stilles —) und 105 ® (— rheinisch transversal) zu einem und die Richtungen 30° (— erzgebirgisch) und 125° (— herzynisch) zu einem zweiten System zusammennehmen. Leider ıst das Feldbuch Dorns nicht mehr vor- handen ; ich hätte sonst seine Werte ın derselben Weise wie die meinigen zusammengestellt, um einen Vergleich mit meinen Ergebnissen zu erleichtern.

IInterer Burgsandstein ist in meinem Gebiet nicht aufgeschlossen, doch begrenzen es im Südwesten zwei aus oberem Burgsandstein bestehende Höhenrücken südlich und nördlich der Schwabach, auf denen sich eine An- zahl von Steinbrüuchen befinden, die aber, da kein Abbau mehr erfolgt, zum Teil schon stark verfallen sind. Dies gılt namentlich von den Brüchen ım Tennenloher Forst, am Dorn- und Turmberg. Dort erhielt ich Maxıma ın den Richtungen 10°, 50°, 80°, 100°, 110° und 150° Weitaus am stärksten aus- gebildet ist dort die rheinisch longitudinale und die rheinisch transversale Richtung. Die anderen Kluftrichtungen treten sehr stark zurück.

Oestlich dieser eben genannten Aufschlusse am Dorn- und Turmberg befindet sich ein größerer, heute allerdings auch aufgelassener Steinbruch an der Ohrwaschel. Die bevorzugten Kluftrichtungen sind dort 10°, 40°, 80°, 100°, 130° und 160°. Sonderbarer Weise ist hier das erzgebirgische und das herzynische Streichen der Klufte viel stärker ausgebildet als das ım rheini- schen System. Auffällig sind weiterhin noch die beiden Maxima bei 80° und 160 °, die zwar stark zurücktreten, aber doch auf keinen Fall vernachlässigt werden können. Auch in den Brüchen des Tennenloher Forstes sind diese beiden Richtungen schon andeutungsweise vertreten. Messen wir nun an dem nördlich der Schwabach gelegenen Höhenzuge die Klufte, so erhalten wir am Buraberg in Erlangen als bevorzugte Richtungen 50 °, 90 °, 110°, 130° und 170°. Dazu könnte man auch noch die Richtung von 30° angeben. Vergleicht man nun diese Messungen mit denjenigen aus den oben genannten Steinbrüchen sudlich der Schwabach, so kann man leicht auf den Gedanken kommen, daß gegenüber jenen alle Kluftrichtungen um 10° im Uhrzeigersinn gedreht worden sind. Jedoch die östlich von Erlangen gelegenen Steinbrüche lassen deutlich wieder die maximalen Richtungen erkennen, wie ich sıe ähnlich sudlich der Schwabach angetroffen habe.

In den Steinbruchen nahe der Haltestelle Spardorf namlich sind die bevor- zugten Richtungen 10°, 40°, 60 °, 90 °, 100° und 130°. Die Klufte sind ziemlich gleichmäßig auf die verschiedenen Richtungen verteilt, nur die Richtung 60° trıt starker zurück.

Bei Uttenreuth sind die maximalen Richtungen bei 10°, 50°, 100° und 150 0. Die Richtungen 10° und 100° gehören zweifellos dem rheinischen System an, 50° entspricht dem erzgebirgischen, 150° wohl dem herzynischen Streichen.

Beim Orte Spardorf sind folgende Richtungen bevorzugt: 10°, 90° und 110°. Auf die Richtungen 10° und 110 ° trifft der Hauptanteil aller Kluftrichtun- gen, während die Richtung 90° stark zurücktritt. In der folgenden Tabelle seien die bevorzugten Kluftrichtungen der einzelnen Aufschlüusse noch einmal zusammengefaßt,

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Nr.)

Burgsandstein | | [

Wendelstein 10° | Eee] 105° 125° | | Tennenloh. Forst 190°[= |) 150% 80°) 1100-110° 72]: 1150) Ohrwaschel 109° 100 80° 100° ‚180° 160° Burgb. Erlangen. | ‚30° 50° 190° 110° ‚130° | | Haltest.Spardorf 10% | |ao° 60% | 190°1100°| 130° | Uttenreuth 10° ee 150: 2 [11002 150° Spardorf . . HOSE Re ‚90° 110° | Zusammenfassg. 100 0 | 1000) 130°

Tabelle 1.

Figur 1.

Vorstehendes Diagramm, das fur die Gesamtheit aller im Burgsandstein gemessenen Kluftrichtungen gilt, zeigt deutlich das starke Vorwiegen der rheinischen Richtungen. Die Richtungen 40° und 130° erzeugen einen deut- lıchen Knick in der absteigenden Kurve. Andere Richtungen kommen im Diagramm nicht zur Geltung, sind aber vorhanden, wie obenstehende Tabelle zeigt. Daß nicht in jedem Aufschluß die gleichen Kluftrichtungen ausgebildet sind, hangt wohl damit zusammen, daß, wie weiter unten gezeigt werden soll, nicht alle Klüfte zu gleicher Zeit entstanden sind, sondern daß zu verschie- denen Zeiten verschiedene Druckrichtungen herrschend waren. Jeder Druck- richtung wurden nun besondere Kluftrichtungen entsprechen. In dem wenig sproden Material des Burgsandsteines kamen jedoch verschiedene Richtun- gen überhaupt nicht zur Ausbildung, andere, die in eine ähnliche, um wenige Grade verschiedene Richtung wie bereits vorhandene fallen würden, fallen mit jenen bereits ausgebildeten zusammen und verändern höchstens deren Ouali- tat. Diese Erscheinungen werden uns immer wieder begegnen und wir können

) Die in der ersten Rubrik dieser und der nachfolgenden Tabellen angeführte fortlaufende Numerierung der einzelnen Aufschlüsse verweist auf die beigegebene Uebersichtskarte, auf der durch gleiche Zahlen die Lage der genannten Oertlichkeiten bezeichnet ist.

170°

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daraus den Schluß ziehen, daß sämtliche durch die verschiedenen Druck- richtungen bedingten Klüfte, wenn überhaupt, dann nur ım sprodesten Material, das im Arbeitsgebiet auftritt, das sind die gebankten Kalke der Normalfazies des Malm, uns entgegentreten werden.

Hinzuweisen wäre noch darauf, daß die vier von mir für den oberen Burg- sandstein gefundenen Werte (10 °, 40 °, 100° und 150 °) ungefähr übereinstimmen mit den von Dorn in Wendelstein für den unteren Burgsandstein festgestellten Richtungen 10°, 30°, 105° und 125°.

b) Die Kluftrichtungen im Rhät.

Der nördlichste von mir ım Rhät untersuchte Steinbruch befindet sich bei Strullendorf. Festzustellen waren folgende Hauptrichtungen : 10°, 60°, 110°, 140° und 170°. Diejenigen von 10°, 110° und 170° gehören dem rheinischen System an ; die Richtung 170 ° tritt ganz besonders hervor. Das erzgebirgisch- herzynische System liegt in den Streichrichtungen von 60° und 140°.

In einem Hohlweg westlich Bammersdorf ıst der Rhätsandstein recht gut entblößt. Dort zeigten die Messungen Maxima bei 10°, 60°, 100° und 150°. Die Richtungen 10°, 80° und 150° sind in kleinen verfallenen Steinbrüuchen westlich Bammersdorf deutlich ausgeprägt. Auffällig ist dort vor allem neben dem Fehlen der erzgebirgischen Richtung das starke Auftreten der Nord- nordwestrichtung, die fast die Hälfte aller Klufte auf sich vereinigt.

Eigenartig sind auch die Verhältnisse ın einem Steinbruch sudlich Bam- mersdorf, in dem die Richtungen 10°, 60°, 80° und 140 bis 150 ° auftreten.

Die erzgebirgische Richtung ist diesmal hier vorhanden. Untersucht man die Werte zwischen 70° und 110° genauer, indem man die Messungen von 5° zu 5° zusammenfäßt, so zeigen sich für die rheinisch transversale Richtung zwei Maxıma, bei 80° und 100°.

Die nächsten Aufschlusse befinden sich in den durch ihre reiche Pflanzen- ausbeute bekannt gewordenen Steinbruchen bei der Jagersburg unfern Forch- heim. Dort ist im Gegensatz zu den Verhältnissen im vorhergehenden Bruch die rheinisch transversale und die herzynische Richtung besonders stark aus- geprägt. Die rheinisch longitudinale Richtung ist etwas schwächer ausgebil- det, während die erzgebirgische ganz zuruckftritt.

Wenn hier des öfteren gesagt wird, daß einzelne maximale Richtungen fehlen, so soll das nicht heißen, daß überhaupt keine Klüfte in diesen Rich- tungen streichen, was ja hin und wieder einmal vorkommt. Vielmehr verhält es sich meist so, daß infolge der Art der Zusammenfassung der Streichrichtun- gen in Gruppen von je 10 Grad die verhältnismäßig geringere Anzahl von Klüften eines schwach ausgebildeten Maximums in dem benachbarten stär- keren verschwindet. Manchmal gelingt es zwar durch Zusammenfassen in Gruppen von 5° zu 5° die beiden Maxima zu trennen, allein diese Fälle sind verhältnismäßig selten.

Ein weiterer Steinbruch befindet sich in der Ortschaft Serlbach. Die Kluftmessungen ergaben wiederum nur vier Maxima: ein rheinisch longi- tudinales, ein rheinisch transversales, das erzgebirgische und das herzynische. Versuchen wir nun bei den hier gefundenen Messungswerten die oben an- gegebene Methode der Zusammenstellung in Gruppen von je 5°, so zeigt sıch, daß in der rheinisch longitudinalen wie auch in rheinisch transversalen Rich- tung noch je ein Minimum eingeschaltet ist, woraus zu erkennen ist, daß auch hier das rheinische System in je zwei maximale Richtungen gespalten ist.

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In einem verlassenen Steinbruch sudwestlich Serlbach fanden sich bei den Messungen wieder alle sechs Maxima deutlich ausgebildet. Das rheini- sche System ist am stärksten ausgepragt und zeigt wieder je zwei Maxima. Das erzgebirgisch-herzynische System tritt stärker zuruck. Am Kellerberg bei Forchheim ıst dagegen nur dıe Nordnordwestrichtung und die rheinisch trans- versale Richtung gut ausgebildet. Die erzgebirgische und die herzynische Richtung sınd nur schwach angedeutet.

In einem verlassenen Bruch westlich Reuth bei Forchheim sind die rheini- schen Richtungen nur durch je ein Maximum ausgezeichnet. Das erzgebirgisch- herzynische System ıst gut entwickelt.

In einem anderen Rhatsandsteinbruch nördlich von Reuth treten dıe Rich- tungen 10°, 60°, 100°, 130° und 170° maxımal hervor. An erster Stelle steht hier die herzynische Richtung. Ihr folgen sofort die Richtungen des rheini- schen Systems, während fast keine Klüfte mit erzgebirgischem Streichen vor- handen sind. Ein kleiner, östlich davon gelegener Steinbruch zeigt eine beson- ders gute Entwicklung des rheinischen Systems ; die anderen Richtungen treten dagegen stark zurück. In einem weiteren, Wiesent aufwarts gelegenen Bruch bei Unterweilersbach ist überhaupt nur das rheinische System ausgebildet. Die rheinisch transversale Richtung weist zweı Maxima auf. Südlich der Wıesent zwischen Wiesenthau und Dobenreuth sınd die Richtungen 00°, 40°, 80°, 100° und 140 ° bevorzugl. Das erzgebirgisch herzynische System ist am besten aus- gebildet, während das rheinische etwas zurucktritt. Oestlich Dobenreuth zeigen einige kleinere Aufschlusse dıe Richtungen 10°, 50°, 80°, 100°, 140° und 170°. Am besten ausgebildet ist diesmal wieder das rheinische System. Auf das erzgebirgisch herzynische System fallt nur ein geringer Teil der Kluft- richtungen. Die Steinbrüche um Pinzberg herum weisen ein ziemlich gleich- mäßig ausgebildetes Klufinetz auf. Das rheinische System ıst etwas besser ausgebildet als das erzgebirgisch-herzynische.

Am Rathsberger Höhenzug nordöstlich Erlangen trıt ein starkes Maximum in der Richtung 00° auf. Auch die rheinisch transversale Richtung ist gut ausgebildet, während die anderen Richtungen stark zurücktreten.

Zwischen Neunkirchen a.B. und Steinbach befinden sich mehrere Rhat- sandsteinbruche mit vorwiegend rheinischem (00° und 90°) Streichen der Klüfte. Die erzgebirgische und herzynische Richtung sind fast nicht vorhanden.

Südlich der Schwabach zeigen die Aufschlusse westlich von Kalchreuth nur drei maximale Richtungen : die beiden rheinischen 00° und 90° und — sehr stark zurücktretend — die herzynische bei 130°. In der Kaswasserschlucht liegen die Verhältnisse ganz ähnlich : auch hier ist nur das rheiniısche System und die herzynische Richtung zur Ausbildung gekommen. Noch weiter ost- lich zwischen Eschenau und Schnaittach tritt ebenfalls das rheinische System am stärksten hervor. Doch sind hier die beiden Richtungen des erz- gebirgisch herzynischen Systems wieder ausgebildet.

Die nachfolgende Tabelle gibt eine Zusammenstellung der bei den Messun- gen im Rhätsandstein gefundenen Maxima (Tabelle und Diagramm s. nächste Seite):

Das Diagramm aller im Rhätsandstein gemessenen Kluftrichtungen zeigt extreme Maxima im Bereich der beiden rheinischen Richtungen, außerdem noch je ein Maximum in erzgebirgischer und herzynischer Richtung. Auch ın diesem Diagramm zeigt sich ebenso wie in dem der Kluftrichtungen des Burgsand-

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Nr.| Rhätsandstein |

HHHHH BE) A

Figur 2.

steins, daß in den rheinischen Richtungen nur je ein Maximum auftritt, wäah- rend aus der Tabelle ersehen werden kann, daß in 50 % aller untersuchten Auf- schlüsse entweder die rheinische longitudinale oder die rheinisch transversale Richtung oder gleich beide Richtungen je zwei Maximalwerte aufweisen. Daß diese einzelnen Werte im Diagramm nicht zum Ausdruck kommen, liegt ledig- lich an der Zusammenfassung sämtlicher im Rhätsandstein vorgenommenen Kluftrichtungsmessungen.

170°

%) Die Kluftrichtungen im Posidonienschiefer.

Im Verbreitungsgebiet der Posidonienschiefer standen mir nur zwei Auf- schlusse zur Verfugung, der eine in einem Hohlweg nördlich Hetzlas (auf der Uebersichts - Karte mit Nr. 27 bezeichnet), der andere gelegentlich eines Straßenumbaues beı Großgeschaid (Nr. 28). Bevorzugt sınd ın den beiden Aufschlussen die Kluftrichtungen 00°, 100° und 140°.

d) Die Kluftrichtungen im Doggersandstein.

Der Doggersandstein tritt in meinem Untersuchungsgebiet ın zweı lokal getrennten Gebieten in größerer Verbreitung auf, einerseits ım Westen der nördlichen Frankenalb entlang dem Albrande, andrerseits ım Nordosten der- selben zwischen Pegnitz und Obernsees. Dort ım Nordosten sehen wir in einem Steinbruch bei Zeubach das rheinische Sysiem nur ganz schwach ent- wickelt. Dagegen ist die herzynische Richtung sehr gut, die erzgebirgische etwas schwacher ausgebildet. Oestlich des bei Kirchahorn gelegenen Poppen- dorf ıst das rheinische System mit den Richtungen 10°, 70°, 100° und 160° amı besten ausgebildet. Außerdem ist nur noch die herzynische Richtung vor- handen, die 140° streicht. Zweı Kilometer östlich Poppendorf lıegt Vorder- kleebach. Dort laßt sich sowohl das 10°, 70°, 100° und 170° streichende rheinische System als auch das bei 50° und 150° verlaufende erzgebirgisch herzynische feststellen. Wie ım Steinbruch von Zeubach ist auch hier die rheinisch longitudinale Richtung nur sehr schwach ausgebildet ; die rheinisch transversale Richtung, die dort ganz fehlt, ist jedoch hier am besten entwickelt.

Nördlich davon, ın einem Steinbruch westlich Hinterkleebach scheinen dıe Richtungen um 10 Grad im Uhrzeigersinn verschoben : 20, 50°, 110° und 140°. Die rheinisch longitudinale und die herzynische Richtung sind die am besten entwickelten Richtungen. In einem Steinbruch nördlich Trockau ıst das rhei- nische System, zu dem die Richtungen 10°, 30° und 100 ° gehören, das bedeu- tendste. Das erzgebirgisch herzynische System mit den Richtungen 60 ° und 150° kommt fast nıcht zur Geltung.

In und bei Büchenbach endlich ıst wiederum das rheinische System (10°, 70° und 170°) am besten ausgebildet. Sonst ıst nur noch die herzynische Richtung vertreten, die ungefahr 140 streicht.

Am Westrand der nördlichen Frankenalb zeigt ein Bruch nördlich Zeegen- dorf ein Ueberwiegen der rheinischen Richtungen 10°, 70° und 100 ° ; vom erz- gebirgisch herzynischen System tritt die erzgebirgische Richtung (45°) ganz zuruck. Dafur ıst die herzynische Richtung (145° um so besser ausgebildet und steht nur wenig hinter der an erster Stelle sich befindenden rheinisch lon- gitudinalen Richtung zurück. Aehnlich liegen die Verhältnisse südöstlich Zeegendorf. Auch dort herrscht die rheinisch longitudinale Richtung beı 10° und die herzynische Richtung bei 130 ° vor, während die beiden anderen Rich- tungen, die rheinisch transversale (100 %) und die erzgebirgische (40 ®) Richtung wenig zur Geltung kommen.

In einem Aufschluß bei Oberweilersbach unfern Forchheim hat das erz- gebirgisch herzynische System (40° und 140°) die Oberhand. Das rheinische System ist mit den Richtungen 20°, 70° und 90° vertreten. In einigen Stein- bruchen oberhalb Ebermannstadt tritt das rheinische System 00 °, 70° und 100° wieder stark in den Vordergrund. Außerdem ist nur noch die erzgebirgische Richtung bei 50 ° ausgebildet.

Ganz ähnliche Verhältnisse treffen wir an der Waldlucke bei Regensberg unfern Erlangen an. Das rheinische System ist mit den Richtungen 90° und

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170 ° vertreten, das erzgebirgisch herzynische System Iritt fast überhaupt nicht ın Erscheinung.

Kaum drei Kilometer südwestlich davon, in den Steinbrüuchen nördlich des Dorfes Hetzles, haben wir ebenfalls das rheinische System als das herr- schende ; es verfügt über die Richtungen 10°, 65° und 110°. Das erzgebirgisch herzynische System (40 ° und 140 °) tritt stark zurück. Bei dem einige Kilometer davon gelegenen Großenbuch ist vor allem die herzynische Richtung zur Aus- bildung gekommen. An zweiter Stelle steht die rheinisch longitudinale Rich- tung. Die erzgebirgische Richtung ist nur schwach verireien, während die rheinisch transversale Richtung fehlt. Dagegen ist die rheinisch transversale Richtung (70° und 90 ®) ganz hervorragend ausgebildet bei Walkersbrunn. Gut vertreten ist auch die rheinisch longitudinale Richtung. Dagegen tritt die erzgebirgische Richtung fast gar nicht hervor, während die herzynische ganz fehlt. In dem Tal, das von Gräfenberg zur Schwabach herunterzieht, finden sich sowohl am linken wie auch am rechten Talhang bei Weißenohe zwei Steinbruche. In dem westlichen davon fritt nur das rheinische System mit den Richtungen 20°, 110° und 175° auf. Im östlichen ist das rheinische System (10° und 110%) etwas besser entwickelt als das erzgebirgisch herzynische (60 ° und 140 °).

Im Pegnitztal zeigt sich in der Gegend von Eschenbach, daß alle sechs Richtungen entwickelt sind, und zwar bei 10°, 40°, 80°, 100°, 140° und 170°. Neben dem rheinischen System ist auch das erzgebirgisch herzynische gut ent- wickelt, nur zeigt sich sonderbarerweise die erzgebirgische Richtung besser ausgebildet als die herzynische, während sonst doch gewöhnlich das Um- gekehrte der Fall ist.

In dem südlich der Pegnitz gelegenen Juragebiet hat K. G. Schmidt bei Neumarkt die Klüfte des Doggersandsteines gemessen. Er erhielt dort fol- gende Richtungen : 15°, 55°, 100° und 150°, die dem rheinischen und dem erzgebirgisch herzynischen Sysiem entsprechen.

Nr.| Doggersandstein

29

| | | | | Zeubahh. 10° | 50° . 170°) | 130° 160° Poppendorf. . . 10° Kae eo 11005) | 140° ‚160° Vorderkleebach 10° I Isoe los. | Jtooel | 150° Hinterkleebach . 120° 150° 208 2 2 12108 140° lıockal 2...» 10% 30-40°| ER | 11200 150° Büchenbac . . . 10° 31 170° | | 140° | Zeegendorf N. . 10° |, 40° 170°| 100% | 140° 5 OR 100 225490 1110% 130% Ober-Weilersba 202 25,403 108 90° | 140° Ebermannstadt .|00° 50070 ‚100° | Waldlucke . . . | 50° 900 2 1800 Hleizless 2. 102272740 70° ı110° | 140° Großenbuch - . . [00° | 60%. | 120° 150° Walkersbrunn . 10° 50° 70° 90° | Weißenohe W. . 20° | | 110° 3 O. 100° | 1604 | 100 140° [Eschenbach . |; 109% 1. 32000) 2, 2.809 1002) 2 ]140° | Zusammenfassung 10% | 2140-509 109 110°) | 140°

Tabelle 35.

170°

1700

170° 170°

170

23

Saur 3,

Bei der Betrachtung des Diagrammes fallen vor allem die sehr gut aus- gebildeten Maxima in Richtung 10° und 110° auf. Weiterhin zeigen sich Maxima in erzgebirgischer Richtung zwischen 40° und 50° und in herzynischer Richtung bei 140°. Schließlich ist ein, wenn auch nur gering ausgebildetes Maximum bei 70° zu beobachten. Die zum rheinisch longitudinalen Maximum bei 10° ansteigende Kurve zeigt bei 170° einen deutlichen Knick, der eben- falls als ein Maximum ausgelegt werden muß. Hier kommen also die sechs Maxima, mit denen wir es immer wieder zu tun haben, auch im Diagramm zum Ausdruck, während wir sie in den vorhergehenden Formationsstufen nur in den Tabellen erkennen konnten.

Auf eine eigenartige Erscheinung muß noch aufmerksam gemacht werden. Im folgenden Diagramm ist die Verteilung der Kluftrichtungen im Dogger- nelen Keonarr a Yan erlangen begrenzier a Sngsgeben.

4

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4 jet H Hi Fre En DEE

I]

1 e Bir 4 BGEIcH

> da ‘10 ee io Abo ro 5. 5

4]

Sem 4:

Verteilung der Kluftrichtungen im Doggersandstein der Scholle östlich der Pegnik-

verwerfung (ausgezogene Linie), der Scholle zwischen der Aufsektal- und der Walberle-

verwerfung (gestrichelte Linie) und der Scholle westlich der Walberleverwerfung (punktierte Linie),

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Aus dieser Darstellung ist ersichtlich, daß die rheinischen Richtungen, von unbedeutenden Abweichungen abgesehen, konstant bleiben. Die Rich- tungen des erzgebirgisch herzynischen Systems jedoch ändern sich von Nord- osten gegen Südwesten zu je um 10° ım Uhrzeigersinn. Oestlich der Pegnitz- randverwerfung liegen die Maxima bei 40° und 130°, die der Scholle zwischen Aufseßtal- und Walberleverwerfung streichen bei 50° und 140°, während die der westlich davon gelegenen Scholle bei 60° und 150° verlaufen. Ob dieses auffällige Wandern der erzgebirgischen und herzynischen Richtung bei Kon- stanz des rheinischen Systems rein zufällig ıst oder ob eine gewisse Gesetz- mäßigkeit darınnen verborgen liegt, kann heute noch nicht erkannt werden.

e) Die Kluftrichtungen im Malm.

In den Malmablagerungen mussen wir zwischen zwei Ausbildungsarten unterscheiden : einerseits der Normalfazies, andererseits der massigen Fazies. Erstere umfaßt die gebankten Weißjurakalke und beschränkt sich bei uns im nördlichen Frankenjura im wesentlichen auf den unteren und mittleren Malm. Die massige Ausbildungsweise des Weißen Jura setzt sich zusammen aus den Schwammkalken sowie dem Frankendolomit. Die Schwammkalke finden sich sowohl ım unteren wie ım mittleren Malm. Der Frankendolomit, der aus jenen im wesentlichen durch Dolomitisierung entstanden ist, findet sich von Malm 9, den Werkkalken, an aufwarts. Ueberlagert wird er an einigen Stellen (z. B. bei Bronn und Weidensees) wıeder von Bankfazıes, dıe stratigraphisch dem un- teren &£ entspricht und ın der nördlichen Frankenalb nur eine geringe Ver- breitung besitzt.

A. Kluftrichtungen in der gebankten Fazies des Malm.

Da fur unsere Ueberlegungen eine Trennung der in der Bankfazıes an- getroffenen Steinbruche nach stratigraphischen Gesichtspunkten keine beson- deren Ergebnisse gezeitigt hat, so führe ıch im Nachfolgenden die einzelnen Aufschlusse reın geographisch an.

Beginnen wir bei der Betrachtung der einzelnen in der Normalfazies an- gelegten Steinbruche wıeder ım Nordosten unseres Untersuchungsgebietes, so wären hier zunächst einige an der Straße Hollfeld — Schönfeld in nächster Nahe der Storungslinne gelegene Aufschlusse zu nennen. Stratigraphisch befinden sie sich ım unteren Malm. Die auftretenden Maxima liegen bei 15°, 55, 80°, 100°, 145° und 170°. Einige Kilometer südlich davon sind bei Plan- kenfels die Steinbruche von Altneuwirtshaus angelegt. Dort sind die Maxıma von 15° und 100° auf 30° und 120° verschoben ; die anderen hingegen ver- laufen ungefahr in derselben Richtung wie oben, namlich bei 50°, 80°, 140° und 170°. In den in den Werkkalken angelegten Steinbruchen des Zipser Berges bei Pegnitz häufen sich die Kluftrichtungen bei 30° und 120°. Ein drittes Maxımum laßt sich noch bei 50° erkennen, wahrend die übrigen nicht zur Geltung kommen.

Bei Zusammenfassung aller am Nordostrande unseres Untersuchungs- gebieles in der Normalfazıes des Malm gemessenen Kluftrichtungen ergeben sich sechs Maxımumslagen bei 36°, 60°, 80°, 120°, 150° und 170°. Die drei zuletzt genannten Richtungen zeigt auch die Lichtenfels — Peanitzer Ver- werfung, die von Pegnitz bis Oberhauenstein 120°, von Oberhauenstein bis zur Schweinsmüuhle im Ailsbachtal 150° und von da ab nordwärts 170° streicht. Man sollte nun annehmen, daß bei den Kluften diese Richtungen auch prozen- tual über den drei senkrecht zu ihnen verlaufenden stehen. Gerade das Gegen-

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teil ist der Fall. Auf die Richtung bei 30° treffen 530 %, bei 60° 18 %, beı 120° 25 % und bei 150° nur 16 %. Auf dıe Richtungen 80 ° una 170°, auf dıe ohnehin nur wenige Klufte entfallen, kommen 6 % und 5 %. Wır mussen aller- dings das eine bedenken, daß, worauf in der Literatur zuletzt v. Bubnoff auli- merksam gemacht hat, die Anzahl der in einer bestimmten Rıchlung gemes- 'senen Klufte ganz von den Aufschlußverhältnissen abhängt, mit anderen Wor- ten, daß der jeweils angegebene Betrag der prozentualen Verteilung nur gua- litatıv, nicht quantitativ bewertet werden darf.

Am westlichen Albrand finden wir am weitesten ım Norden die ın der Werkkalkstufe gelegenen Steinbrüuche zwischen Zeegendorf und Teuchatz. Die maximalen Richtungen streichen hier bei 10°, 30°, 60°, 90°, 120° und 150°. Die etwa 15 km südlich davon gelegenen Steinbruche an der Sudspitze der Langen Meile bei Oberweilersbach weisen dıe Richlungen 10°, 50°, 80°, 100° und 130° auf ; die sechste Richtung, die dem Maxımum bei 80° entspricht und ungefahr N 10 ’W streichen müßte, ist nicht erkennbar.

In den Steinbruchen nördlich von Ebermannstadt finden wır wieder elwas abgeänderte Maximalrichtungen, namlich 20°, 45°, 80°, 110°, 140° und 160°. Diese leichte Verdrehung der Richtungen scheint ındessen nur lokaler Natur zu sein; denn in einigen Steinbruchen Wieseni aufwarts zwischen Streitberg und Muggendorf finden wir wieder dıe obigen Richtungen 10°, 30°, 90°, 120° und 165°. Die ausgesprochen erzgebirgische Richiung fallt hier ebenso wie noch weiter talaufwärts zwischen Muggendorf und Stempfermuhle, wo Maxıma bei 00°, 30°, 90°, 110° und 150° ausgebildet sınd, weg.

Kehren wir nun zum Albrande zurück, so finden wir im Ehrenbachtal beı Oberehrenbach, hoch oben am Hang, einen Steinbruch, ın dem hauptsächlich die Richtungen bei 30° und 120° ausgebildet sınd.

Am Leyerberg, einem Zeugenberg unweit Erlangen, sind wieder die Maxima bei 10° und 100 ° vorherrschend, weitere finden sich bei 30°, 60° und 120°. In den Brüuchen um Gräfenberg scharen sich die Klufte um dıe Maxıma bei 10°, 40°, 90° und 120°. Doch schon 6 km südöstlich davon, bei Oberdorf, treten wieder sechs Maxima auf, und zwar bei 10°, 30 °, 50 °, 90 °, 120° und 150°. Wenige Kilometer weiter östlich finden wir ım Tal des Ittlınger Baches die maximalen Richtungen von 00°, 30°, 60°, 90°, 120° und 140°.

Sämtliche am Westrand der nördlichen Frankenalb in der Bankfazıes des Malm gemessene Kluftrichtungen zeigen in einer Zusammenstellung deutliche Maxima bei 10°, 50°, 90°, 120° und 150° an. Die 30 °- Richtung kommi dabeı gar nicht zur Geltung, doch ist die um 90° von ıhr verschiedene Richtung beı 120° am zweitbesten nach der Richtung bei 10° ausgebildet. Daß dıe 30 °- Richtung nicht in Erscheinung tritt, ıst nicht eine Folge der Art der Zusammen- stellung, sondern sıe ıst tatsachlich ın verschiedenen Steinbruchen nicht aus- gebildet, in anderen tritt sie, mit den übrigen Richtungen verglichen, sehr stark zurück.

Sehr gui aufgeschlossen ıst die Normalfazies des Malm ım oberen Peg- nitztal. Die hier angelegten großen Steinbrüuche ergaben eine stattliche Zahl von Kluftmessungen. Die nördlichsten Brüche befinden sich unterhalb Rupp- rechtstegen. Hier ließen sich maxımale Richtungen bei 00°, 30°, 70°, 90°, 110° und 160° nachweisen: Dieselben Richtungen finden sich in den Auf- schlussen am östlichen Talhang bei Artelshofen ; jedoch ist hier dıe Rich- tung 00° überhaupt nicht ausgebildet. In den Brüuchen westlich Vorra dagegen haufen sich die Klüfte nur in vier Richtungen, und zwar bei 00°, 40°, 90° und 115°. Am Hohenstadter Fels, wo die Pegnitz aus ıhrer Nordsudrichtung ın

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die Ostwestrichtung umschwenkt, sind wiederum sechs maximale Kluftrichtun- gen ausgebildet. Sie liegen bei 10°, 30°, 50°, 100°, 120° und 140°. Kilometer westlich des Hohenstädter Felses zeigen die Steinbruche am Stein- berg bei Hersbruck Maxima bei 10°, 40°, 90°, 110°, 130° und 170°. Besonders zahlreich sind die Klüfte in der Ostwestrichtung (90%) und der fast senkrecht darauf stehenden (170 °).

Zusammenfassend läßt sich also für die Brüche des Pegnitztales sagen, daß die Richtungen 00°, 40°, 90° und 110° maximal ausgebildet sind. Ein schwaches Maximum zeigt sich noch bei 140°.

Stellen wir sämtliche ın der Normalfazies gemessenen Kluftrichtungen zusammen, so erhalten wir folgende Tabelle :

Malm Normalfaz.

Wenige

Holtelder zer. Altneuwirtshaus . Degnmlz: :... 2% Ebermannstadt Zeegendorif.. - . Ober- Weilersbach Streilberg. -. - . Muggendorf.. . .|00° Ober-Ehrenbach . keyerberige 2... Gräfenberg . Oberdorf... . Ihnges aanre 00° Westrand zus. Rupprechtstegen. |00° Artelshofen . . .

Volra,. na 00° Hohenstadt . . Hersbruck

Pegniktal zus. .|00° Zusammenfassung

10°

55° 80° 80° 150°] ‚80° 30° 150°] | 450222 .180° 30° 80 | 121500 22 80 30° | | 30° | | 30° 30% | 160° 40° | 30) 1500 | 30° | [60° 500 | 30° 70° 300 70° 400 | | 30° 150° | 40° | 40° | 30° | | Tabelle 4.

‚90° ‚90° ‚90° 90°)

90° 90°

90° 90° 90°

90°|-

100°

ı110°

100°

‚120° 120°

120° 120°

120° 120° 120° 120° 120° 120°

50 120°

140°

130°

140°

| „145°

150°

160°

16

160°

Das Diagramm der Kluftrichtungen sämtlicher Aufschlusse in der gebank- ten Fazıes des Malm sieht demnach folgendermaßen aus (siehe nächste Seite).

Ueberaus deutlich treten vier Maxima auf, zwei ın rheinisch longitudinaler Richtung bei 10° und 30° und zwei in rheinisch transversaler Richtung bei 90 ° und 120°. Was nun das erzgebirgisch herzynische System betrifft, so können wir ın den beiden absteigenden Aesten der Kurve zwischen 30° und 70° und zwischen 120° und 160° zwei schwache Knicke bei 60° und 150° bemerken, die wohl die erzgebirgische und die herzynische Richtung vorstellen können.

Die Diagramme der Kluftrichtungen in der Normalfazies des Malm, ge- trenni nach ihrem Auftreten in den einzelnen Schollen, zeigt Figur 6 auf der

nachsten Seite.

Bei Betrachtung von Fig. 6 finden wir wiederum Verhältnisse ganz eigener Ari, die leider ebenfalls noch nicht erklart werden können (vielleicht überhaupt nıe geklart werden können, weil im nördlichen Frankenalb gerade diejenigen

170° 170°

5 0.

170°

2/

Sedimente nıcht zur Ablagerung gekommen sind, die zu einer genauen Fest- stellung der tektoniıschen Geschichte unbedingt nötig waren).

+ zu

Tees

% Aio Ado 130 190 190 4 0120: Bein kinfsteimibiafesissmngrtern Ze dfeiieiningpistn {

uuEe nun anne

Figur 6. Verteilung der Kluftrichtungen in der Normalfazies des Malm der Scholle östlich der Pegnikrandverwerfung (ausgezogene Linie), der Scholle zwischen der Pegnikrand- und der Aufseßtalverwerfung (gestrichelte Linie), der Scholle zwischen der Aufseßtal- und der Walberleverwerfung (punktierte Linie) und der Scholle westlich der Walberle- verwerfung (strichpunktierte Linie).

Eine dieser auffälligen Erscheinungen in den vorstehenden Diagrammen ıst z. B. das Verhalten der rheinischen Richtungen. In den Schollen östlich der Walberleverwerfung liegen die Maxima der rheinischen longitudinalen Richtung bei 10° und 30°, die der rheinisch transversalen Richtung bei 90° bezw. 100° und 120° In der Scholle westlich der Walberleverwerfung hin- gegen zeigi die rheinisch longitudinale Richtung Maxima bei 170° und 30°, die rheinisch transversale bei 80° und 120°.

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Auch das Verhalten der herzynischen Richtung ıst sehr sonderbar. Wäh- rend die Schollen östlich der Walberleverwerfung kein Maxımum in her- zynischer Richtung erkennen lassen, tritt auf der Scholle westlich der Wal- berleverwerfung ein deutliches und ziemlich stark ausgebildetes Maximum bei 150° auf. Wie schon oben gesagt, konnte ıch leider keine Erklärung fur diese merkwürdigen Erscheinungen finden.

B. Kluftrichtungen in der massigen Fazies des Malm.

Im Gegensatz zur gebankten Fazies des Malm finden wir ım Bereich der massigen Ausbildungsweise fast keine künstlichen Aufschlüsse. Seinen Grund hat das darin, daß Steinbrucharbeiten in der massigen Fazies viel großeren Schwierigkeiten begegnen als ın der gebankten und sich ıhre Gesteine zu Bau- zwecken auch meist wenig eignen. Ich mußte deshalb zu meinen Kluft- messungen hauptsächlich Felsbildungen heranziehen, die teilweise ja auch Klüftung aufweisen. Jedoch sind dıe Kluftflachen meist von der Verwitierung stark angegriffen, worunter dıe Genauigkeit der Messungen leiden mußte.

1. Verschwammte Kalke des unleren und: mitirleren Malm.

Die meisten hier zu behandelnden Kluftrichtungen wurden an Felsbildun- gen ım oberen Pegnitztal gemessen. Bei der Verarbeitung des angefallenen Materials erhielt ich Maxıma ın folgenden Richlungen : bei 00°, 40°, 60°, 90°, 120° und 150°. Es braucht wohl kaum erwahnt zu werden, daß nicht an jeder einzelnen Felsbildung sämtliche sechs maximalen Richtungen festgestellt wer- den konnten ; am haufigsten traten dıe Richtungen 40° und 120° auf, weniger oft dıe Richtungen 00° und 90°. Die Maxıma 60° und 150° war nur schwach angedeutet.

2. Frankendolomit.

Von zweı Steinbruchen, beı Michelfeld ın der Oberpfalz und Neuensorg unweit Velden, abgesehen, wurden auch hier samtlıche Kluftmessungen an Felsbildungen vorgenommen. Die Ungenauigkeit der Messungen an angewit- terten Kluftflachen wird sıcherlich ausgeglichen durch die große Zahl der Messungen, die ausgeführt werden konnten.

Die ım oberen Pegnitztal gemessenen Kluftrichtungen weisen Maxima beı 20°, 60°, 100°, 120°, 140° und 170° auf. Um diese Zahlen in den beiden Systemen unterzubringen, sind vielleicht für das rheinische System 170° und 20° sowie 100° und 120° und fur das erzgebirgisch herzynische 60° und 140° zusammenzunehmen. Die Wiınkeldifferenz betragt zwar nirgends genau 90°. Zurückzuführen ıst dies indessen wohl auf den geringen Genauigkeitsgrad der Messungen.

Sudwestlich von Pegnitz ergaben sich Maxima bei 10°, 40°, 80°, 100°, 120° und 170°; ganz ähnlich streichen die Werte nordwestlich Pegnitz, nam- lich beı 10°, 50°, 80°, 100°, 130° und 170°. In den an Felsbildungen überaus reichen Tälern der Umgebung von Pottenstein lassen sich als Maxima die Richtungen bei 10°, 40°, 80°, 100°, 140° und 170° feststellen. Sowohl für diese Werte als auch für jene der Pegnitzer Gegend ergibt sich ohne weiteres die Einreihung der Richtungen 170°, 10°, 80° und 100° in das rheinische und der Richtungen 40° bezw. 50° und 120° bezw. 130° bezw. 140° in das erz- gebirgisch herzynische System. Im oberen Wiesenttal zwischen Hollfeld und Waischenfeld weichen die maximalen Richtungen etwas von den bisher an-

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geführten ab. Die Hauptstreichrichtungen sind namlich auf vier dezimiert. Ihr Verlauf wird ausgedruckt durch die Werte 00°, 40°, 90° und 130°.

Nr. | Malm mass. Faz. |

Ss Schwammkalke |

64 | oberes Pegniktal loo

40°) 60° Iso] - | J120e 1150°

| Frankendolomit |

65 oberes Peanikta | | 00 soo | | J1ooe] Imoel 140° 170° 66 ISW.Deanik ... .|. 110° | 40° | 80°) 100° 120° | 170° 67 INW.Pegnik. . .| 110% | 50° 80° 100° 130910 170° 68 |Pottenstein . . . 1109)>5)° 140° | so 100° ‚140° 170° 691 Waischenfeld-.. - 100° 1, 140% | 90° 130° Ta aanentaslirrg 110° | 402) 271° 2.|27.180% 100° 130° 170° Tabelle 5.

Figur, 7.

Das Diagramm fur alle in der massigen Fazies des Malm gemessenen Kluftrichtungen zeigt nur vier Maxima an, bei 10°, 40°, 100° und 120°. Vor allem vermissen wir die Maxima bei 80° und 170°, die im Frankendolomit, wie aus der vorstehenden Tabelle ersichtlich, so überaus haufig sınd. Da aber gerade diese beiden Maxima in den Schwammkalken nicht ausgebildet sind, wird es zweckmäßig sein, wenn wir die Kluftrichtungen in den Schwamm- kalken und im Frankendolomit je in einem besonderen Diagramm untersuchen.

Das Diagramm der Kluftrichtungen in den Schwammkalken zeigt deutliche Maxima bei 00°, 40°, 120° und 160°. Außerdem ist noch je ein Maxımum angedeutet bei 20° und bei 90°.

Etwas anders verlaufen die Maxima im Frankendolomit. Dort finden wir nämlich ausgeprägte Maxima bei 10°, 40°, 100°, 130° und 170°. Das in der Tabelle so stark hervortretende Maximum bei 80° kommt ın der Kurve nur

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I. Die Kluftrichtungen in den Schwammkalken.

DA 1304 Ada 170. zer — nn

Figur 8.

Figur 9.

insofern zum Ausdruck, daß der aufsteigende Ast der Kurve zwischen 70° und 100° nicht so stetig verläuft, wie es gewöhnlich der Fall ist, sondern gleich steil zu dem Werte für die Richtung 80 ® ansteigt, woraus auf ein Maximum in dieser Richtung geschlossen werden darf.

Die Kluftrichtungen im Frankendolomit der einzelnen Schollen sind in Fig. 10 dargestellt. (Siehe nächste Seite.)

Fig. 10 laßt deutlich die Maxima des rheinischen Sen ın allen drei Schollen konstant bei 10°, 100° und 170° erkennen. Das Maximum der erz- gebirgischen Richtung schwankt zwischen 40° und 50°, während das der herzynischen Richtung zwischen 120° und 140° verläuft.

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2.99 30 DEzmerze] FErg E72 Bee Be Ber ISEERBan= a3 SCEEuSnEEI uaBaUunaza sänennEsEnSAnTER2unaEneen2uesr rennen Be

Figur 10. Verteilung der Kluftrichtungen im Frankendolomit der Scholle östlich der Pegnikrand- verwerfung (ausgezogene Linie), der Scholle zwischen der Pegnikrand- und der Aufseßtalverwerfung (gestrichelte Linie) und der Scholle zwischen der Aufseßtal- und der Walberleverwerfung (punkticrte Linie).

f} Die Kluftrichtungen in der Kreide.

Die Kreide ıst in dem von mir bearbeiteten Gebiet nur durch den ober- turonen Veldensteiner Sandstein vertreten. Die wenigen Steinbrüche, die ehe- mals ın ihm angelegt worden sind, sind heute fast alle verwachsen und werden bei der mürben Beschaffenheit des Gesteins meist nur noch zur Sandgewin- nung benutzt. Beim „Schutzengel“ ım Veldensteiner Forst westlich Fisch- stein lassen sich noch die Richtungen 30° und 130° feststellen. Einige Kilo- meter weiter nördlich, am Kuhkopf, scharen sich die Klüfte um die Richtun- gen 10 °, 50°, 90° und 130 °, wahrend bei Auerbach in der Oberpfalz die Maxima bei den Richtungen 00 °, 30 °, 60 °, 100° und 130° liegen. Wir können hier also wieder dıe beiden Kluftsysteme erkennen, das rheinische mit den Höchst- betragen bei 00°, 30° und 100° und das erzgebirgisch herzynische mit solchen bei 60 ° sowie 130°.

Nr.| Veldenst. Sdst. |

70 [Schutzengel . . . | | 180°) | | | | 1300 |

71 |Kühkopf 100 | 160) | | |soo 11800 |

72 \Xuerbach 1.0. [00°] | |304)° 1. "6001> |. 100°] | 1808|... Tabelle 6.

VM. Das Alter der Klüfte.

Bei der Frage nach dem Alter der Klüfte mussen wir von der Voraus- seizung ausgehen, daß die Klufte entstanden sind durch die Ueberbeanspru- chung des Gesteinsmaterials, sei es durch Zug, durch Druck oder durch Schub. Bei der experimentellen Untersuchung hat sich nun ergeben, daß Probe- korper, die einer Druckbeanspruchung unterzogen werden, nach ganz bestimm-

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ten Richtungen zerbrechen. Dabei entstehen je nach der Gestalt des Probe- körpers entweder Kegel oder Pyramiden, die begrenzt werden durch die sogenannten Luedersschen oder Mohrschen Flächen. Die Grundflächen stehen dabei senkrecht zur Druckrichtung. Im-Gegensatz dazu gelang es Foepp| (1900), mit geschmierten Druckflächen Brüche in und senkrecht zur Druckrichtung zu erzielen, Stieler hat (1925) dieses System das Cloos- sche genannt. Günstigenfalls können also vier verschiedene Zerbrechungs- flächen auftreten. Im vorhergehenden Teil der Arbeit ist aber das Vorhanden- sein von sechs maximalen Kluftrichtungen festgestellt worden. Dies läßt dıe Annahme berechtigt erscheinen, daß die Klüfte nicht alle gleichzeitig entstan- den sein Können.

Figur 11.

Das Diagramm zeigt deutlich das Fehlen der Maxima bei 80° und 170°, worauf weiter unten noch naher eingegangen wird.

Im Folgenden sei es mir gestattet, die der nördlichen Frankenalb benach- barten Gebiete mit in den Kreis meiner Betrachtungen zu ziehen, da in ihnen schon manche teklonischen Einzelheiten genau untersucht worden sind — ich erinnere nur an die Arbeiten vonKlupfelundSeemann fur das östlich an- schließende Gebiet — während die Tektonik der nördlichen Frankenalb nur im Großen geklärt ist und Spezialuntersuchungen fast ganz ausstehen.

Bereits der Altmeister der bayerischen Geologie, Wilhelm v. Gumbel, spricht in seiner Geognostischen Beschreibung der Frankenalb von zwei Gebirgsbildungsphasen, der präcenomanen und der tertiaren. Daß bereits ım Präcenoman eine Zerklüftung des Gebietes erfolgt sein muß, zeigt sehr deut- lich die Gegend von Regensburg. Dort sind nämlich die stratigraphisch dem Malm angehörenden plumpen Felsenkalke stark zerklüftet und die Klufte selbst mit den sogenannten Schutzfelsschichten ausgefüllt, welch letztere cenomanen Alters sind.

In das Präcenoman fallen nun nach Stille (1924) drei Gebirgsbildungen : dıe altkımmerische, die jungkimmerische und die austrische.

Die altkimmerische Faltung ist noch triadischen Alters und hat wohl kurz vor oder in der Rhätzeit stattgefunden. Nach Rüger (1924) fehlen nun in Elsaß-Lothringen ebenso wie in Teilen der Schweiz die Feuerletten. In der

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nördlichen Frankenalb ıst zwischen den Sandsteinen des nicht zu irennenden unteren und mittleren Rhat und den Schiefertonen des oberen Rhät eine deut- liche Diskordanz zu sehen. Diese Tatsachen hat bereits Beur!en (1926 p. 204) mit der altkimmerischen Gebirgsbildung ın Zusammenhang gebracht. Die vorliegenden Kluftuntersuchungen bringen daruber jedoch keine klare Ent- scheidung. Die Klufte der Sandsteine des mittleren und oberen Keupers bevor- zugen nämlich beinahe dieselben Richtungen wıe etwa der Sandstein des Dogger. Wenn die Tatsache der gleichen Kluftrichlungen ım Keuper wie ım Dogger auch nicht den Schluß zulaßt, daß ın der obersten Trias keine

Gebirgsbildung in Franken stattgefunden hat — werden doch bereits einmal angelegte Klüfte ebenso wie viele Verwerfungen posthum wieder benutzt werden —, so spricht doch diese Tatsache ebenso wenig für eine pra-

jurassische Orogenese.

Die jungkimmerische Gebirgsbildung ıst für Mitteldeutschland (die bedeu- tendste Phase der saxonischen Faltung. Sıe fallt ın die Zeıt zwischen dem Kimmeridge und dem Obervalangınien. F.Dahlgrun (1921) konnte sıe ım mıHt- leren Leinegebiei in drei Unterphasen zerlegen : dıe ersie und zugleich die Hauptphase ist die Deisterphase, welche zwischen dem Kimmeridge und dem unteren Portland stattgefunden hat. Die zweite Phase ıst die Osterwald- phase ; sie liegt im oberen Portland zwischen Münder Mergel und Serpulil. Die dritte oder Hilsphase gehört bereits der unteren Kreide an; ereignet hal sie sich zwischen dem Wealden-Ton und dem Obervalängınıen.

Uebertragen wir obige, von Stille und seinen Schülern durchgeführte Eın- gliederung der Gebirgsbildungsphasen ın die nordwestdeutsche Schichten- folge auf suddeutsche Verhältnisse, so erhalten wir die Deisterphase an der Grenze von Malm e zu Malm ©, also vor Ablagerung der Beckerizone ; die Osterwaldphase hat nach Ablagerung der Reısbergkalke und vor der Sedi- mentation der Neuburger Bankkalke stattgefunden. Die Hilsphase fallt ın dıe große Lucke der Unterkreide.

Bei Kleinziegenfeld zeigt sich nun nach Paul Dorn (1928) folgendes Pro- fil: dickgebankter Frankendolomit, der dolomitisiertem Malm ö entspricht, wird überlageri von massigem Frankendolomit (Malm e). Diese massige Aus- bildungsweise geht über in dunngebankten Frankendolomit, dessen mehr oder weniger dicke Platten durch Straßenbau aufgeschlossen sind. Nach oben zeigt dieser platiige Dolomit einen allmählichen Uebergang in die Plattenkalke, wie dies auch bei Weidensees zu beobachten ist. Plattendolomit und Platten- kalke entsprechen stratigraphisch der Beckeristufe (unteres £) Schneids (1914-15). Den Solnhofer Plattenkalken gleich zu stellende Ablagerungen sind ın der nördlichen Frankenalb nicht ausgebildet. Von einer Diskordanz, die auf eine Gebirgsbildung zur Zeit der Deisterphase schließen ließe, ıst nach allen Gelandebeobachtungen nichts zu bemerken.

Auch die Osterwaldphase scheint auf unser Gebiet nicht eingewirkt zu haben. Zwar fehlen in der nördlichen Frankenalb die entsprechenden Ab- lagerungen, sie sind jedoch in der südlichen Frankenalb vorhanden. Schneid konnte a. a. ©. dort konkordante Ablagerungen der obertithonischen Neu- burger Kalke ( Stufe der Berriasella ciliata Schneid ) auf die blauen Bankkalke der Reisbergschichten feststellen. Schön ist dieser Uebergang bei Neuburg an der Donau aufgeschlossen, und zwar in den Steinbrüchen an der Donau- wörtiher Straße, in den Steinbrüuchen auf der Ostseite des Burgholzes und am Finkenstein.

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Es bleib} sodann von den drei Phasen der jungkimmerischen Gebirgs- bildung nur noch die letzte, die Hilsphase übrig. Nachdem ım gesamten nord- lichen Bayern jegliche Ablagerung der Unterkreide fehlt und Gebirgsbildung _ wie oben erwähnt — unbedingt vor Ablagerung des Cenomans statigefun- den haben muß, so wäre der Nachweis für gebirgsbildende Tätigkeit der Hıls- phase in unserem Gebiet nur dann erbrachi, wenn im Präcenoman keine weitere orogenetische Phase ın Erscheinung freien wurde.

Jedoch konnte für diese Zeit in verschiedenen Teilen der Erde noch eine eiwas jüngere Gebirgsbildungsphase bemerkt werden, dıe wegen ihrer beson- deren Bedeutung für die östlichen Teile der nördlichen Kalkalpen von Stille als die austrische bezeichnet wurde. Im nördlichen Deutschland sind zwar nur ganz schwache, tektonische Bewegungen dieser Phase nachzuweisen, doch isi es immerhin möglich, daß die austrische Gebirgsbildung auf das viel naher gelegene Nordbayern ganz anders eingewirkt hat als auf das weit enifernte Norddeutschland. Es ist leider keinerlei Anhaltspunkt dafür zu finden, welche von diesen beiden in Betracht kommenden Gebirgsbildungsphasen der jung- kimmerischen, genauer der Hilsphase, oder der austrischen Faltung tektoni- sche Bedeutung fur die nördliche -Frankenalb zukommt. Infolge des volligen Fehlens der Unterkreide wird auch eine vollkommene und eindeutige Lösung des Problems der pracenomanen Gebirgsbildung kaum möglich sein.

In die Oberkreide fallt die subherzynische Faltung Stilles, welche die Aufrichtung und Ueberkippung der mesozoischen Schichten am Nordrand des Harzes und die Heraushebung des Harzes selbst bewirkt hat. Es hat sich dort eine Teilung ın zweı Phasen ermöglichen lassen : die eine, die sogenannte Iiseder Phase, ıst dıe ältere und liegt zwischen unterem und oberem Emscher, die zweite ıst Wernigeroder Phase genannt und hat zwischen den unteren und den oberen Granulatenschichten stattgefunden. Da aber, vom Held-

mannsberger Sandstein abgesehen, jungere Kreideablagerungen als Ober- .

turon (Veldensteiner Sandstein) ın Nordbayern nicht bekannt sind, kann nicht festgestellt werden, ob ım Emscher oder im Senon gebirgsbildende Bewegun- gen sich vollzogen haben. Bei der evtl. Annahme von austrischer Faltung für unser Gebiet wurde die subherzynische Gebirgsbildung nach Stille (1924 p. 154) schon deswegen kaum in Betracht zu ziehen sein, weıl diese jungere ınterkrelazısche Phase nur da tatig gewesen zu sein scheint, wo die ältere ( austrische ) nicht in Erscheinung getreten ist.

Ins Untersenon sind die jüngsten Kreideablagerungen im westlichen Rand- gebier der böhmischen Masse zu stellen. Es sind dies blaugraue, weiche, tonıge Mergel, die durch Tiefbohrungen im Liegenden von über 60 m mach- tıgen Tertiarablagerungen bei Moosham, Alt-Egloffstein und Hellkofen er- schlossen wurden. Nach dem zuletzt genannten Fundort wurden sie Hell- kofener Mergel genannt. Alle zum zeitlichen Fixieren der Gebirgsbildungs- vorgange geeigneten Ablagerungen fehlen von diesen senonen Hellkofener Mergeln an bis hinauf ins Obermiozäan, der Entstehungszeit der Oberpfälzer Braunkohlenlager. Gerade in diese Zeit fallen aber bedeutende Erdkrusten- bewegungen, so vor allem nach Klüpfel (1923 p.32f.) die Hauptbewegungen an den wahrscheinlich schon präacenoman angelegten Randspalten, welche die böhmische Masse und das Fichtelgebirge im Südwesten begrenzen. In diese Periode sind auch die Ueberschiebungserscheinungen der böhmischen Masse auf das mesozoische bezw. neozoische Vorland bei Straubing und evtl. auch ım Bodenwöhrer Becken bei Erzhäuser sowie die Ueberschiebung von Diabas ul Keuper (Schilfsandstein) bei Ludwigschorgast am Südwestrand des

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Frankenwaldes einzureihen. In die gleiche Zeit muß auch die Entstehung der Donaurandspalte bei Straubing gesetzt werden.

Nach Stille finden wir nun für die Zeit vom Untersenon bis zum Ober- mıozan vier Faltungsphasen. Die alteste ıst dıe laramısche Gebirgsbildung, die in den Ostalpen die bayerische genannt wird. Sie liegt an der Grenze von Kreide und Terhär und ıst ın Mittel- und Nordwesideutschland zeitlich ziemlich genau festzulegen ; weniger gelingt dies in den Ostalpen, wo ledig- lich vorobereozänes Alter bestimmt werden kann.

Als nächste jungere Gebirgsbildung wäre die pyrenaische zu nennen. Sie kann wohl an die Grenze vom Eozan zum linteroligozan gestellt werden. In den Ostalpen scheint sıe von untergeordneter Bedeulung zu sein, ıst aber für Mitteldeuischland deutlich im subherzynischen Becken und ım Meißner Gebiet erkanni worden.

Die hier noch zu nennenden beiden letzten vorobermiozänen Gebirgs- bildungen treten an Bedeutung hinter den beiden ersten, der laramischen und der pyrenaäischen, zurück. Beide sind ın den Ostalpen gut zu erkennen und haben ıhre Namen von ostalpinen Gebieten. Die ältere davon faäilt in die Grenze von Oligozan und Miozän und tragt nach ihrem Auftreten im Drau- Savegebiet die Bezeichnung savisch, während die jungere intramiozänen Alters ıst und nach der mittleren Steiermark, wo sie sich besonders geltend gemacht haft, als steirische bezeichnet wird. Von beiden Phasen sind auch Andeutun- gen im Bereich der saxonischen Gebirgsbildung zu finden.

In unserem Gebiet sind nach Klupfel (193 p.32f. und 1926 Tabelle) die Randspalten zur Zeit der Grenze Kreide — Tertiär entstanden, gehören also der laramischen Gebirgsbildung an ; die Ueberschiebungen am Suüdwestrand des alten Gebirges waren eine Folge der pyrenaischen Faltung, während die Donaurandspalte bei Straubing intramiozänen Alters wäre : sie wäre damit zur steirischen Gebirgsbildung zu stellen.

Auf die postmiozänen Faltungsphasen noch einzugehen, erübrigt sich meines Erachtens ; denn es ist kaum anzunehmen, daß diese im Wesentlichen doch sehr unbedeutenden und meist lokal ziemlich beschränkten Gebirgs- bildungen noch besonders zur Entstehung von Klüften in dem bearbeiteten Gebiet beigetragen haben.

Zusammenfassung: Wenn wir die Hilsphase der jungkimmerischen Faltung, über die weiter unten noch einiges gesagt sein muß, vorläufig außer Acht lassen, ergibt sich als wichtigste vorcenomane Gebirgsbildungsphase die austrische. Der Druck wurde, von den Ostalpen kommend, ungefähr aus Süd- sudosten gewirkt haben und die Klüfte 170° und 80°, die in und senkrecht zu der Druckrichtung verlaufen würden, gebildet haben (Clo0ossches System). Dazu kamen noch als Luederssche oder Mohr sche Flächen die Klüfte in den Richtungen 40° und 130°. Die Richtung 170° und somit die Druckrichtung aus Sudsudost muß deshalb gewählt werden, weil die Kluftung des oberturonen Veldensteiner Sandsteines sowohl diese Kluftrichtung wie auch die zu ihr senk- rechte (80°) nıcht aufweist. Diese beiden Richtungen mussen deshalb also praturon, das heißt kimmerisch oder austrisch ausgelegt sein.

Als zweite Kluftbildungsphase käme die laramische oder die marersche Orogenese in Betracht. Hier ist uns die Kluftrichtung gegeben durch die Ueberschiebungen am Südwestrand der böhmischen Masse. Der Druck ist von Nordosten gekommen und hat als Cloossches System die Kluftrichtungen 40° und 130° ausgebildet, während die Klüfte in den Richtungen 80° und 170° als Mohrsche Flächen bezeichnet werden könnten.

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Die dritte Kluftbildungsphase wäre die intramıozäne, die steirische. In ihr entstanden die Klüfte der Richtung 10° als die in der Druckrichtung gelegenen und die der Richtung 100° als die senkrecht zur Druckrichtung stehenden. Zu schließen ist daraus, daß in der Richtung 10° bei Oberleinleiter unfern Heiligenstadt in Oberfranken Basalt aufgestiegen ist. Man findet nam- lich, worauf schon Koehne und Schulz (1906) hingewiesen haben, acht ver- schiedene, kleine, wenig voneinander entfernte Basaltvorkommen in einer geraden Linie angeordnet, die eben ungefähr N 10°O streicht. Wir haben es also in dieser Richtung mit einer Zerrungskluft zu iun, von der anzunehmen ist, daß sie in der Druckrichtung liegt. Als Luederssche Flächen entstanden die Klüfte in den Richtungen 50° und 140°.

Dies wären somit etwa die Gebirgsbildungsphasen, die zu einer Zer- stuckelung der nördlichen Frankenalb in einzelne Schollen den Anlaß gegeben haben. Wie jedoch schon weiter oben erwähnt, ıst unser Gebiet von weil gespannten flachen Mulden und breiten Sätteln durchsetzt. Da diese Faltung nordwest-sudost streicht, ıst anzunehmen, daß der Druck, der sie hervor- gebracht hat, entweder aus Nordosten oder aus Sudwesten gekommen ist. Nachdem jedoch die Faltung nicht nach der ersten tektonischen Zerruttung des Gebietes, sondern spatestens gleichzeitig damit entstanden sein kann, muß sıe also ebenfalls vorcenoman sein. Wegen der verschiedenen Druckrichtun- gen ıst anzunehmen, daß die Faltung unseres Gebietes älter ıst als seine erste Zerkluftung. Daraus ergibt sich, daß die beiden vorcenomanen Gebirgs- bildungsphasen, die alleın für uns ın Betracht kommen, die jungkımmerische und dıe austrische Faltung, unser Gebiet tektonisch beeinflußt haben. Zu uber- legen wäre dabei, ob nıcht die Möglichkeit vorhanden ware, daß das Gebiet bereits ın der Zeit des oberen Malm subaqguatisch (?) in flache Falten gelegt worden ıst. Eın Nachweis dafur laßt sich aber schwer erbringen, da die Fall-

winkel der Schichten nur wenige Grad betragen und die Aufschlußverhaältnisse

viel zu ungunslig sind. Vielleicht gelingt es der noch ausstehenden Spezial- kartierung, Klarheit in diese Frage zu bringen.

IX. Die Übersichtskarte.

In der Übersichtskarte sind, wie schon weiter oben erwahnt, nur die- Jenigen Stellen eingetragen und fortlaufend numeriert, an denen es möglich war, Kluftmessungen ın großerer Zahl durchzuführen, und die auch ın den Tabellen einzeln genannt sind. Da an Felsbildungen immer nur einige wenige Klufte auftreten, mußten immer größere Gebiete zusammengenommen werden, um zu einer einigermaßen gültigen Aufstellung von Kluftrichtungsdiagrammen zu kommen. So wurden z. B. alle Messungen an den Felsen der Täler um Poltenstein und Goßweinstein bis herauf gegen Aufseß vereinigt und unter der Bezeichnung „Umgebung von Pottenstein“ aufgeführt. Die Folge davon ist, daß einzelne Gegenden der Karte, in denen nur Felsbildungen und keine künst- lichen Aufschlüsse vorhanden sind, verhältnismäßig leer erscheinen.

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XXI. Band 2. Heft

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Dr. Franz Küspert

1819-1929

Am 10. März 1875 wurde Franz Küspert als Sohn eines Lehrers, in Wunsiedel geboren. Als Lateinschüler erhielt er dOort Ourch den auch später von ihm hochverehrten, damaligen Reallehrer Dr. Chr. Kellermann die ersten naturkundlichen Unterweisungen. Diese wurden richtunggebend für den hoc- begabten Jungen, der auch als Regensburger Gymnasiast in enger Verbindung mit Kellermann blieb und sich gründliche Kenntnis der Fichtelgebirgsmineralien aneignete. An der Hocd- Schule wiömete er sich dem Studium der Chemie und Biologie, das er durch eine ausgezeichnete Prüfung beendigte. Nach der Promotion (1898) kam er als Assistent für Chemie an die Indu- strieschule Nürnberg. Bald wurde er Reallehrer an der damals noch einzigen Nürnberger Realschule im Bauhof. Als 1903 die zweite Realschule unter Dr. Kellermanns Leitung ihre Pforten

öffnete, wanderte auch Küspert mit in die Löbleinstraße. Hier

konnte er schon regen Anteil nehmen an der mustergiltigen Ausgestaltung der biologischen und chemischen Sammlungs- und Laboratoriumseinrichtungen, die von vornherein für den Bedarf der 1907 ins Leben getretenen Alten Oberrealschule angelegt wurden. 1909 wurde er Professor am Realgymnasium; aber schon 1912 sehen wir ihn wieder an der Oberrealschule, bis er 1920 zum Konrektor an der Realschule I befördert wurde. 1925 wurde ihm das Direktorat der Alten Oberrealschule über- tragen, das er fast 5 Jahre führen konnte, bis ein allzufrüher Too ihn von der emsigen Arbeit riß. 31 Jahre konnte er, ein begeisterter Freund der realistischen und ausgesprochener Geg- ner der humanistischen Schule, eine erfolgreiche Tätigkeit als Lehrer und Erzieher in Nürnberg ausüben. Seinen Kenntnissen und Neigungen entsprach es, daß er auch über die Schule hinaus Tätigkeit suchte, welche ihn in den uneigennützigen Dienst der Gesamtheit führte. Mit Beginn seines Aufenthaltes in Nürnberg wurde er Mitglied der Naturhistorischen Gesellschaft, für die er mehr als 10 Jahre lang das Amt des Schriftführers versah, bis er 1912,nach dem Rücktritt Dr. Reh’s und Dr. Bernett’sals erster Vorsitzender gewählt wurde. Das blieb er bis zu seinem Ende. Vorbildlich, wie in seinem Beruf, hat er auch hier gearbeitet und die

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Entwicklung, welche die Gesellschaft und ihre Sammlungen seit dem Einzug ins Luitpoldhaus genommen haben, trägt durchwegs den Stempel von Küsperts Leistung und Beratung. Seinem zur Sparsamkeit neigenden Sinn ist es zu verdanken, daß schon kurz nach dem Umzug die vorhandenen Schränke zur Aufnahme des größten Teils der ethnographischen Sammlung umgearbeitet waren und diese ein beachtenswertes Schaustück im Luitpold- haus abgab. Die lehrhafte Aufstellung der Sammlungsgegen- stände im Zoologiesaal, das Resultat eingehender Rücksprache mit den engeren Fachgenossen, hat er in ausgiebigster Weise gefördert und im Geoloyiesaal ist die Ordnung der Mineralien- sammlung sein eigenstes Werk. Dafür hat er auch die Darstellung des chemischen Aufbaues der Mineralien bis ins Einzelne vor- bereitet und im wesentlichen ist er nur durch die vielfache Be- anspruchung, die ihn während der letzten Jahre traf, daran gehindert worden, eine der originellsten Schöpfungen orönenden Verstandes noch selbst der Sammlung einzugliedern. Mit be- sonderem Eifer betrieb Küspert die Überführung der dem Kreis Mittelfranken gehörenden Vogelsammlung in die Obhut der Naturhistor. Ges. Im Wechsel mit anderen Teil-Sammlungen wird diese Vogelsammlung jährlih mehrere Wochen hindurch gezeigt.

Noch mehr als dem Vorsitzenden und Ordner haben wir dem Vortragenden Dr. Küspert zu danken. Er ließ uns teilnehmen an den Ergebnissen seines wissenschaftlichen Schaffens, das ihn in die Reihe der frühesten Kolloidforscher rückte und brachte durch vielfache Berichte über seine Literaturstudien und die pädagogischen Zusammenfassungen für Unterricht und Lehr- bücher reges Interesse und Verständnis für die chemischen Vor- gänge in unsere Reihen. Dabei kam ihm die Gewandtheit be- sonders zu statten, welche er sich in der einleuchtenden Gestaltung der Lehrversuche angeeignet hatte. Mehrfache Veröffentlichungen die er in der Zeitschr. f. d. phys. und chem. Unterr. brachte, zeugen von dieser Erfindungskunst, die es ihm ermöglichte sein auf dem Grundsatz der Arbeitsschule aufgebautes „Lehrbuch der Chemie und Mineralogie“ seinen Schülern in die Hand zu geben. Als Erster stellt er die Grundlehren der allgemeinen Chemie und damit den engen Zusammenhang mit der Physik an den Anfang des Chemieunterrichts in Ver höheren Schule, den er

in weit höherem Maße als seine Vorgänger zu einer Pflanz- stätte eigener erarbeiteter Erfahrung, anstatt zu einer Tätigkeit des Abhörens auswendig gelernter und größtenteils nicht ver- standener Sätze machte. Was er selbst an der Hochschule und durch seine wissenschaftliche Weiterarbeit zu klaren Vorstellungen für sich gestalten lernte, das verstand er in leichtfaßlicher Form den Jüngern seiner Wissenschaft als Unterlage ihres Studiums zu geben. Diese Eigenschaften befähigten Küspert dazu wie der Jugend, auch den Erwachsenen ein gern gehörter Berater zu sein und so sehen wir diese hervorragende Lehrerpersön- lichkeit nicht nur in der N.H. G., sondern auch in den Handels- hochschhulkursen und später in der Volkshochschule mitwirken an der Entfaltung des geistigen Lebens in unserer Stadt. Daß der erfahrene Schulmann auch der städt. Schulverwaltung als maßgebender Berater bei Ausgestaltung des experimentellen chemischen Unterrichts an den Volksschulen mit besonderem Erfolge beistand, darf eigens betont werden. Das Staats- ministerium für Unterricht und Kultus betonte die hohe Wertschätzung, welche Küspert an dieser Stelle genoß, durch Übertragung der Leitung eines Seminars für die Referendare der naturkundlichen und geographischen Unterrichtsfächer. Da- durch erwucs ihm zwar neue Belastung, aber diese wirkte im Sinne der allgemein pädagogischen Tätigkeit, der er sich in den letzten Jahren immer stärker zugewandt hatte. Weil ihm dabei Die Gelegenheit gegeben war, auf die wohl vorbereiteten jüngeren Fachgenossen in der von ihm bevorzugten Richtung als Lehrer und Wissenschaftler einzuwirken, wurde ihm die Arbeit am Seminar bald zur Hauptbeschäftigung, welche ihm ein Höchstmaß innerer Befriedigung brachte.

Die Sicherheit, mit der ihm das Wort zur Verfügung stand, seine Schlagfertigkeit und ein gesunder Mutterwitz, das waren neben der Freude an edler Geselligkeit die Grundeigenschaften auf denen sich Küsperts persönliches Wirken aufbaute. Daß von diesem ein beträchtliher Anteil der Naturhistorischen Ge- sellschaft zu Gute kam, wird hier stets dankbar anerkannt und in dauernder Erinnerung gehalten werden.

Heß.

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Küsperts wichtigste Schriften:

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Chemie.

. Verbindungen von Kohlenwasserstoffen mit Metallsalzen (Mit K. A. Hof-

mann) Zeitschr. f. anorg. Chem. XV. S. 204. 1897.

. Versuche zur Darstellung neuer Metallverbindungen des Acetylens und

Benzols. Münchener Disertation; Zeitschr. f. anorg. Chem. XVI. S. 471. 1898.

. Kolloidales Silber. Chem. Berichte XXXV.S. 281, 4066 und 4070. Zeitschr.

f. d. physikal. und chem. Unterricht (Mach-Poske) XVI. S. 285. 1903. Natur und Schule 1903 S. 361.

. Kolloidales Acetylenkupfer, Zeitschr. f. anorg. Chem. XXXIV. S. 453 1903. . Darstellung des Acetylensilbers. Mach-Poske Zeitschr. XVII.S. 292 1904. . Chem. Unterrichts-Versuche. Ebenda XIV. 1906.

. Bemerkungen zum Allotropiebegriff Ebenda XXIV.S.S.89 1911.

. Versuche zur Umwandlung des gelben Phosphors in die rote Modifikation

Ebenda XXVII S. 102. 1914.

Unterricht.

9.

Zur Frage nach dem Magnetismus des Schwefeleisens. Natur und Schule 1903. S. 59.

10. Wärmeentbindung beim Zerfall des Wasserstoffsuperoxyds und des Ace- tylens in Gegenwart katalytischer Stoffe. Ebenda 1903. S. 171.

11. Zwei einfache Vorrichtungen zum Auffangen von Gasen. Ebenda 1904.5 146. Über den Diamant. Ebenda 1904. S. 239 u. 292

12. Chemische Kleinigkeiten. Mach-Poske Zeitschr. XVII. 1904. S 352 u. XVIII

13. Chemische Unterrichtsversuche. Ebenda XIX. 1906. [S--20.

14. Lehrgang der Chemie und Mineralogie für höhere Schulen. 1. II. IN. Nbg. 1907 (2. Aufl. 1909).

15. Kleine Schulversuche. I. Der Arbeitsklotz; II. Das Cooper-Rohr; III. Das abgeänderte Voltameter. Mah-Poske Zeitschr. 19194— 16.

16. Vorstufe und Unterstufe des Lehrgangs der Chemie. Nba. 1916 u. 1918. (2. Aufl. 1927).

17. Hilfsbuch und Merkbüchlein zum ersten Unterricht i. d. Chemie. Nbg. 1924.

Pädagogik.

18. Chem. Unterricht und Sprahbildung. Wiss. Beil. z. Jahresbericht der Kreis-

19.

20. 21.

oberrealschule Nbg. 1919,

Zum Neuaufbau der Oberstufe unseres Chemie-Unterr. B.-Zeitschr. Real- Schulwesen 1921. S. 35.

Ein Wort zum Chemieunterr. a.d. höh. Schulen. Zeitschr. angew. Chem. 1922. Zur Schulreform. Zur Lage d. chem. und naturkundl. Unterr. i. Bayern. Unterr. Blätter f. Math. u. Naturw. XXXIV. 1927. Berlin,

ABHANDLUNGEN

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NÜRNBERG

A, 22 XXIII. Band in

= Geologische Untersuchungen im Bereiche des fränkischen Grundgipses A SE N : von:

s Florian Heller

Mit 6 Tafeln

Sr NATURHISTORISCHE GESELLSCHAFT NÜRNBERG S

GEOLOUGISCHE UNTERSUCHUNGEN IM BEREICHE DES FRÄNKISCHEN GRUNDGIPSES

VON

FLORIAN HELLER

MIT 6 TAFELN

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7930 NATURHISTORISCHE GESELLSCHAFT NÜRNBERG

Vorwort

Die hier vorgelegte Arbeit entstand in den Jahren 1926—28 und ist das Er- gebnis zahlreicher Untersuchungen, die ich im Bereiche des fränkischen Grund- gipses anstellte. Die chemischen Analysen wurden im Laboratorium des Minera- logisch-geologischen Instituts der Universität Erlangen ausgeführt.

Meinem hochverehrten Lehrer, dem Herrn Geheimen Rat Professor Dr. Hans Lenk, der mir bei meiner Arbeit vielseitige Unterstützung und Förderung zuteil werden ließ, gestatte ich mir auch an dieser Stelle meinen. ergebensten Dank auszusprechen. Großen Dank schulde ich ferner Herrn Dr. Paul Dorn, der mir

ebenfalls manche wertvolle Anregung gab.

Erklärung der beigegebenen Abbildungen

Fig. Nr. 1 und 2: Quellfalten des Gipses mit eingepreßter Mergelschieferunterlage. (Winds- heim, Bruch Müller.)

Fig. Nr. 3: Große Falte im Steinbruch Müller-Windsheim.

Fig. Nr. 4: Kernstück der großen Falte mit zerbrochener Steinmergelbank.

Fig. Nr. 5: Geologische Orgeln. (Windsheim, Bruch Haberstroh.)

Fig. Nr. 6: Freigelegtes Orgelfeld. (Windsheim, Bruch Haberstroh.)

Fig. Nr. 7: Nachgesackte Mergelschichten im Steinbruch Hellmitzheim. (Verkarstung des Gipses bis zur vollständigen Auflösung.)

Fig. Nr. 8: Schichtfugenplatte mit Erosionsrillen. (Strudelform.) '/s nat. Gr.

Fig. Nr. 9: Schichtfugenplatte mit Randlinie. (Durch Vereinigung zweier Strömungsrichtungen entstanden.) !/s nat. Gr.

Fig. Nr. 10: Schichtfugenplatte (Bodenplatte) mit Zerschneidungen und Pilzfelsenbildungen. Zirka !/s nat. Gr.

Fig. Nr. 11: Schichtfugenplatte. Zirka !/s nat. Gr.

Fig. Nr. 12: Verwitterte Keupermergel mit „Schwarzerde“-bändern im Steinbruch Weid-Winds- heim. (Ausfüllung ehemaliger Schichtfugengerinne.)

Sämtliche Aufnahmen vom Verfasser.

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Vorwort .. u a Erklärung der beigegebenen Een einen EEE IT EEE Zr eV. Einleitung. 0 Dr Fe a a er) Fränkischer Grenzdolomit und tree N ae ne a Fraanne Profile - u... a a re ee re ee Se et re Die Samereelbanke sr tee: ee a Die Entstehung der dolomitischen Steinmergelbänke ee 302 Die Gipsablageringen, sr. ee ee A Die Bildung des Anhydrils 27.20.00 se ee Fe ee ot Die Entstehung der Gipslager . . . nee 1 ee Die Lagerungsverhältnisse des Grundgipses . Bau ano re ker a ie Beirogenese ‚einiger Banker v2 1. re a Die=Muschelgipse "m. ee ee EEG 1] Der Rlasereips . v7: er Re I NE FR a8 Das Quarzitbänkchen von Windsheim ee er I Paläontologischer Teil . . . . I le na er ar ar re. ke ee Die Quellungserscheinungen im en Be th era ae Dr ee Dee Die Auslaugungsdiagenese im Grundeips 2 2.0. 000 eu un u 2.209 Die Kristallisation des Gipses . . ee en ES) Mechanische Sprengwirkungen des Sekurdar krislailleterenden Gipses et ee Die Karsterscheinungen im Grundgips . . . SE EA er Erosions- und Lösungserscheinungen in Sehic Huden RE (0) Schwarzerdeähnliche Bildungen im Gipskeuper . . 2 2 2 2 2 nn nn nn. 92 Die Seekreideablagerungen Sn. zu. un a ee Zusammenfassung, „e.V. em. 0 Den me Bea Re Be Me 0

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EINLEITUNG

Mein Arbeitsgebiet umfaßt jenen Teil des fränkischen Gipskeupers, der von den Städten Neustadt a. A., Windsheim, Rothenburg, Uffenheim und Iphofen begrenzt wird. Als Kartenunterlage benützte ich den topographischen Atlas von Bayern 1: 50000, und zwar die Blätter Windsheim, Scheinfeld und Rothenburg. Meine Untersuchungen beschäftigten sich hauptsächlich mit dem Werden und Vergehen der Gipslager des Grundgipses. Über die Entstehung derselben konnte nur wenig Neues gesagt werden. Um so dankbarer war das Studium aller jener Erscheinungen, die mit der Abtragung und Zerstörung des Gipses in Zusammen- hang stehen ; denn auf diesem Gebiete wurde in Franken bisher wenig gearbeitet. Wenn im folgenden von Grundgips die Rede ist, so ist damit stets der Schichten- komplex zwischen dem Grenzdolomit und der Bleiglanzbank gemeint.

Fränkischer Grenzdolomit und Grundgips

Die Unterlage des Grundgipses bildet in unserem Arbeitsgebiet überall der gutentwickelte Fränkische Grenzdolomit, der den Lettenkohlenkeuper nach oben abschließt. Über dem Grenzdolomit liegen in der Regel bunte Mergel (Keuperletten) von mehreren Metern Mächtigkeit; dann erst folgen die Gips- ablagerungen des Gipskeupers. Stellenweise fehlen die trennenden Mergel, so daß der Grundgips dem Grenzdolomit unmittelbar aufliegt. In diesem Falle zeigt der Grenzdolomit in seinen oberen Schichten eine deutliche Vergipsung, die zuweilen ziemlich tief hinuntergeht. Es besteht kein Zweifel, daß der Gips des Grenzdolomits aus dem Grundgips stammt. Gipshaltige Sickerwässer haben den porösen, luckigen, zelligen Grenzdolomit allmählich vergipst. Diese Ver- gipsung ist also keine primäre, sondern eine sekundäre Erscheinung. Eine Lö- sung des Dolomits und Verdrängung der schwer löslichen Karbonate durch Gips hat nicht stattgefunden ; wir haben es nur mit einer Infiltration von Gips zu tun.

Über die Grenze zwischen Lettenkohle und Gipskeuper gehen die Ansichten stark auseinander. Die petrographischen Verhältnisse deuten darauf hin, daß sie zwischen dem weitverbreiteten Grenzdolomit und dem Grundgips bzw. dessen bunten Mergeln zu suchen ist. In paläontologischer Hinsicht freilich ist die Grenzführung etwas schwieriger; denn viele Fossilarten der Lettenkohle erscheinen bereits im Muschelkalk und gehen auch noch in den Grundgips und darüber hinauf. Auf Grund des Fossilinhaltes müßte die Grenze Lettenkohle-Gipskeuper in den Grundgips oder sogar noch etwas höher hinauf verlegt werden, wenn wir nicht die ganzen in Frage kommenden Ablagerungen überhaupt zum Muschel- kalk stellen wollen. In Franken hat man aber seit Thürachs Zeiten den paläonto-

logischen Funden im Gipskeuper keine so große Bedeutung beigemessen wie 4

50

im benachbarten Württemberg. Hier legte man besonderes Gewicht auf das Auftreten der Myophoria goldfussi, die man als das wichtigste Leitfossil des Grenzdolomits ansah. Meines Erachtens hat Myophoria goldfussi als Leitfossil keinen besonders hohen Wert, da sie ja nicht auf den Grenzdolomit beschränkt bleibt, sondern wie bereits erwähnt auch im obersten Muschelkalk, in der un- teren Lettenkohle, im Flammendolomit und in dem vielumstrittenen Grundgips auftritt.

Zeller (107 S. 43) leugnet das Vorkommen von Myophoria goldfussi im Grund- gips, d.h. er will alle Schichten, welche dieses Fossil enthalten, insbesondere die Muschelbänke im Gips, zum Grenzdolomit gezählt wissen.

Auch die älteren württembergischen Autoren ziehen den fränkischen Grund- gips wegen seiner fossilführenden Steinmergelbänke zum Grenzdolomit. Gegen diesen Versuch, den größten Teil der Gipsablagerungen Frankens zur Letten- kohle zu stellen, wandte sich bereits Thürach (88). Nach ihm ist der Gips, in dem die Muschelbänke liegen, eine primäre Bildung. In Württemberg dagegen vertrat man lange Zeit die Ansicht, daß er sekundär entstanden sein müsse durch nachträgliche Vergipsung des Grenzdolomits. Daß stellenweise eine Vergipsung stattgefunden hat, soll nicht geleugnet werden und wurde auch eingangs bereits erwähnt. Wo aber wasserundurchlässige Mergelschichten zwischen Grenzdolomit und Gips eingeschaltet sind — und das ist in Franken an vielen Stellen der Fall —, kann man von einer Vergipsung des unterlagernden Grenzdolomits nichts wahr- nehmen. Der fränkische Grundgips mit seinen Muschelbänken dürfte also wirklich eine primäre Bildung sein.

Große Verwirrung entstand, als man im fränkischen Grundgips nach der in Baden und Südwürttemberg so charakteristischen Mauchach- oder Myoconcha- bank suchte. Über die Höhenlage dieser Bank wurden wiederholt abweichende Angaben gemacht. Nach Weigelin (100) und Pfeiffer (54) liegt sie 1,50—2 m über dem Grenzdolomit. Silber (80) gibt an, daß die Bank in einer zirka 1,50—2 m mächtigen Mergellage anzutreffen sei. Nach Frank (16) dagegen liegt die Myo- conchabank 3,50 m über dem Grenzdolomit. Pfeiffer (54) wollte in Thürachs Profilen von Nordheim (III Nr. 14) und Windsheim (IV Nr. 11) die Mauchach- bank wieder erkennen. Das war ein Irrtum, der dadurch entstand, daß man den schwäbischen oder Rottweiler Grenzdolomit dem fränkischen Grenzdolomit gleich erachtete. Als Klingler (38) behauptete, daß die Mauchachbank zwischen dem Rottweiler- und dem Fränkischen Grenzdolomit nach Norden zu auskeile, schloß Pfeiffer (56) sich dieser Ansicht an.

Erst Prosit (60) hat durch seine Untersuchungen einwandfrei nachgewiesen, daß der Fränkische Grenzdolomit im Norden mit der Mauchach-(Myoconcha-) bank im Süden identisch ist. Die Mauchachbank liegt aber in Baden und Süd- württemberg schon mitten in Gipsablagerungen, während der ihr äquivalente Fränkische Grenzdolomit in Nordwürttemberg und Franken erst die Unterlage der mächtigen Gipsbänke bildet. Der Schwäbische und der Fränkische Grenz-

! Da mir die Arbeiten von Klingler und Prosi nicht zur Verfügung standen, mußte ich mich auf die Angaben von Hennig, Frank und andere stützen.

Sl

dolomit sind also streng auseinander zu halten. Der letztere ist wesentlich jünger als der erstere. Während im Süden bereits die Eindampfung der Meeresbecken und die Gipsausscheidung erfolgte, lagerten sich im Norden immer noch Sedi- mente der Lettenkohle ab.

Einen wichtigen stratigraphischen Horizont bilden die grünen oder grauen, auch gelbgrünen Mergel, die sowohl die Mauchach-(Myoconcha-)bank als auch den Fränkischen Grenzdolomit Nordwürttembergs unterlagern. Auch in un- serem Arbeitsgebiete liegen unter dem Grenzdolomit mehrere Meter mächtige graugrüne bis gelbgrüne Mergelschichten. Diese Übereinstimmung im strati- graphischen Aufbau liefert wohl den besten Beweis, daß Fränkischer Grenz- dolomit und südschwäbische Mauchachbank zur gleichen Zeit zur Ablagerung kamen und somit vollständig identisch sind.

Bisher wurde die Mauchachbank dem Grundgips zugerechnet, der Fränkische Grenzdolomit aber zur Lettenkohle gestellt. Nachdem beide Bildungen äqui- valent sind, muß eine neue Grenzlinie zwischen Gipskeuper und Lettenkohle gezogen werden. Läßt man die Lettenkohle mit dem Rottweiler (schwäbischen) Grenzdolomit abschließen, so muß die Grenze in Franken nach unten verschoben und der Fränkische Grenzdolomit samt den darunter liegenden gelbgrünen Mer- geln zum Gipskeuper gezogen werden. Will man aber weiterhin den Fränkischen Grenzdolomit als Abschluß der Lettenkohle gelten lassen, so muß in Baden und Südwürttemberg die Grenze so weit nach oben verlegt werden, daß die Mauchach- bank noch in die Lettenkohle fällt.

Es läßt sich darüber streiten, welche Grenzführung die bessere ist. Frank (16) hat den Vorschlag gemacht, um eine Übereinstimmung mit den Verhältnissen in Baden und Südwürttemberg herbeizuführen, wo bereits unter der Mauchach- bank Gips auftritt, die so viel umstrittene Zone des Fränkischen Grenzdolomits noch zum Grundgips zu stellen.

In Franken wird man sich dagegen sträuben, weil hier der Gips erst über dem Grenzdolomit auftritt und zudem, wie schon erwähnt, meist durch eine Mergel- schicht von ihm scharf getrennt ist. Da wir in Franken eine dem schwäbischen Grenzdolomit vergleichbare leitende Schicht nicht haben, so wird man bei uns der bisherigen Grenzführung den Vorzug geben und auch weiterhin die Letten- kohle mit dem Grenzdolomit abschließen lassen.

Es folgen nunmehr die Profile der wichtigsten, in unserem Arbeitsgebiete beobachteten Aufschlüsse.

Profile I. Windsheim (Bruch Haberstroh)

Hangendes: Rote, graue und grünliche Mergel

EGIPSbankne BESIaPIESSR SEES RE NEN 0,45 m 2&.GrauenMereelhs ee Saale ehren: 1,25—1,30 m 32GipsDanker. sten en. karte A en ee 0,45—0,50 m

Au\@raue Mergeli kom ven 2 Clyen 2, Wngleerelsentes 0,35—0,40 m

52

(e)1S:

16. (b)17. (d)18.

(c)19.

20. (a)21.

»Gipsbanke zienslte Re rzian., 0,80—1,00 m HGraueMerselsehiefer..s. 22... 20. 2 EBD NH 1,00 m “KeistallinesiGipslage: 4 So..27 RE 2 Jrkleilsae: 0,13—014 m . Dünne Mergelschieferlage mit Fasergipsschnüren . . . . 0,12 m . Dichter, hellgrauer Gips mit dünnen Mergelstreifen in den

unteren? Partien; a ae DREI ER 1,90 m . Graue, dolomitische Mergelschiefer, nach oben zu durch

Gips=mehr Xundamehr verfestioti ann: im 0,06—0,07 m Grauer, braungefleckter, schwach toniger Steinmergel (fosstlfuhrend) 2.2.1 Meer a3 u re ra 0,06—0,08 m . Graue Mergelschiefer mit Fasergipsschnüren . ..... 0,01—0,03 m .Dichter bis feinkörniger Gips, durchzogen von grauen

Gipsspatsebiehtena Ss. rt Be ie et are 0,52—0,72 m

. Gelbbrauner, überaus lockerer, oolithischer Steinmergel

oder weißer Gips mit vielen kleinen, grauen, oolithischen Dolomitkörnchen und größeren, abgerundeten Dolomit-

stüekchen“(Mischeleips)! ıf au ns E 2er le ae 0,07—0,23 m Hellgrauer, dolomitischer Steinmergel, durch dünne Mer- selzwischenlage ' geteilt’ “(fossilführend),. # ...... 22. u: % 0,10—0,25 m

(Obere harte Bank zirka 0,10 m, Mergelzwischenlage 0,03—

0,07 m, untere harte Bank 0,07—0,08m.) Die Mergellagen mit Fasergipsschnüren.

Blaseroipsfa- et rbb ler 0,00—0,37 m Hellgrauer, dichter bis Körniger Felsengips mit Gipsspatlinsen 2,50—3,00 m . Grauer, oft kristalliner Gips mit Mergeleinlagerungen und Fasergipsschnüren, manchmal auch mit Steinmergelbänk-

chen. (Die unterste Lage stellenweise als oolithische Bank

EHLWICKEIENE N.2 fa ua ET a Pe er ern 0,20—0,30 m Gelblichgrauer Steinmergel, oft stark gebogen (fossilführend).

Manchmal mit Fasergipsschnüren. Die Unterseite dieser Steinmergelbank mit eigenartigen Vertiefungen, in die sich zapfenförmige Gebilde der darunterliegenden kristallinen

Gipsschicht einfügen. a reelle 0,10—0,13 m Gips, kristallin mit: eisenartigen. Zapfenit. .1T = zer 2% 0,02—0,04 m Weißer, wenig grauer, dichter Gips (Felsengips) in mehreren

Lagen. In den untersten Lagen vereinzelte gelbliche, dünne Dolemitpankchen 27 BT an ee 1,60—2,00 m Liegendes: Grauer Steinmergel.

II. Windsheim (Bruch Müller)

Hangendes: Graue Mergel, nach oben mehr oder weniger in Humus übergehend

Ir 2.

Dichter, hellgrauer bis weißer, gebankter Gips . . . . . . 1,90— 2,00 m Graue, dolomitische Mergelschiefer, oben manchmal mit kleinen Gipsbänkchen (0,01—0,02 m mächtig). Darüber

) a)l0.

. Graue Mergelschiefer

‚Wichter#Gips >: > 2. 2. 2. 2a Re a ERNST. 0,70—0,77 m . Hellgrauer, dolomitischer Steinmergel, durch dünne Mergel-

53

zuweilen weitere dünne Mergelschichten. Mergel mit Faser-

SIPSSCHIIÜULEIT FSB 0.7 EN ERTL ER eu 0,05—0,09 m Grauer, braungefleckter, schwach toniger Steinmergel (fos- SIRUNLENd)NE ra 2 ae a I Rn, 0,05—0,07 m

u N EBEN 18 0.020,03 m

zwiscenenlase: zeteilt’ (fossiliuhrend)i-. .. u Smaumr wenn 0,20—0,25 m (Obere harte Bank zirka 0,08 m, Mergelzwischenlage 0,04—

0,07 m, untere harte Bank 0,10—0,12 m.) Die Mergelzwi-

schenlagen mit Fasergipsschnüren

BL lasermipser en On N ee 0,00—0,10 m

(An einigen Stellen war der Übergang von Mergeln zum Fla- sergips besonders schön zu sehen.)

. Dichter Felsengips mit vereinzelten Gipsspatlinen . . . . 2,15-2,25 m . Folge von oolithischem Gips, Steinmergeln; oder Mergeln

mit Fasergips und Gipsspatschichten, stark gewellt . . . 0,00-0,22 m Gips mit Gipsspatschichten, nicht weiter aufgeschlossen .

III. Windsheim (Bruch Weid)

Hangendes: Keupermergel in Ackerboden übergehend

(g) 1.

ont wm

15. (b)16.

Dolomitisches Quarzitbänkchen, mehr oder weniger zu-

sammenhangend, mit Eischresten .....-. zear.ecı.n. & 0,00—0,02 m Grane- Meroel stark .verwittert . mA AIBEMZNGE 2 0,30—0,32 m . Vereinzelte Gipsblöcke, von Mergel umgeben (sog. ,‚Hocker‘‘) 0,62—0,80 m

Graue: Mersel-mit -Fasergipsschnuren „21. 2 .....% 0,30—0,40 m HEIBSDAITECHENK ze 2 a ne SL E EN EEE An 20, 0,02—0,04 m . Grauer Mergel mit gelblichen Flecken und Fasergips. . . 0,70—0,72 m HEIDSDAnKECHEIe ee aa ALLE, 0,08 m . Graue Mergelschiefer mit Fasergipsschnüren . . .... 0,12 m . Dichter, weißer bis hellgrauer Gips mit dünnen Mergelstrei-

teneın-demaunteren Partien, . mc a 2, aan a 1,86 m . Graue, dolomitische Mergelschiefer, nach oben Gips auf-

MENMIENG: ar a al a a DES EFT RUN A WIR: 0,07—0,08 m . Grauer, braungefleckter, schwach toniger Steinmergel (fos-

SIFGBLENA Re STD URBEE. ZEIT BIETE; 0,05—0,08 m . Graue Mergelschiefer mit Fasergipsschnüren . . .... 0,01—0,03 m . Dichter, weißer bis grauer Gips mit Gipsspatlinsen . . . . 0,74—-0,76 m

Hellgrauer, dolomitischer Steinmergel, durch dünne Mergel-

zwischenlage geteilt=(fossilführend) „2a: 322 E22. 23% 0,21—0,22 m (Obere harte Bank 0,05—0,08 m, Mergelzwischenlage 0,03—

0,04 m, untere harte Bank 0,10—0,12 m.)

Elaseroipsemmstt seh D. 217108 ETLOEIOY A ZUR RIESANET 0,00—0,25 m Hellsrauer, dichter bis Körniger' Felsengips 2°. 1. . 22H

54 (c) 17. Hell-dunkelgrauer Steinmergel oder Mergel mit Fasergips-

schnüren, überaus unregelmäßig und stark gebogen . . . 0,00—0,05 m

(a)18. Weißer bis grauer, dichter Gips (Felsengips) in mehreren Lagen, mit auffallend vielen Gipsspatlinsen. Nach unten

kristallın werdende u a ae ne en. 1,90— 2,00 m

19. Grauer Steinmergel (fossilführend).

IV. Windsheim (Steinbruch am Galgenberg) (e) 1. Hellgrauer, dolomitischer Steinmergel, durch dünne Mergel-

zwischenlapesoetelle te. 2 ER Mn ser onen 0,16—0,19 m

(Obere harte Bank 0,06 m, Mergelzwischenlage 0,05 m, untere harte Bank 0,07 m)

2, Hlasereipsa Rat: al ve na Br a 0,00—0,25 m

(b) 3. Dichter, weißer Felsengips in mehreren Lagen... .. . 228m (Hier zur Gewinnung von Werksteinen ausgebeutet.)

V. (Burgbernheim)

Ackererde. 1. Gips mit Lösungserscheinungen, stellenweise gewellt. . . 1,10—1,30 m 22 Graue Merocischiefer, er 0,15—0,22 m (2) 3. Stark verwitterter Steinmergek. 2. Zu wu walten 0,12—0,17 m 2. Graue, Merselschiefern Ay. m EM Era ee 0,04—0,05 m 5u1lGIpslage: ua. 2 a ee Er era er 0,15 m 6. GelDliehes Steinmergelbänkehen „ste Zara 0,01 m 7.Gips, nach unten allmählich Bänder von Steinmergeln auf- NEIN dep er a er RE A ee 0,23—0,25 m 8. Grauer Steinmereel, unten abschiefernd = a 222, 2 0,10 m © 9. Harter Steinmergel mit Spuren der Sprengwirkung durch auskiistallisiertene Gips ee na ern 0,21—0,25 m Ol Gips, plattie’brechend en 2 ve a er 1,50 m Ile Belsensins. 2.27. aufgeschlossen ers za ee 0,50 m (VI. Nordheim (nach Thürach) 1. Weißer Gips mit srauen Mergelstreifen. 2.2 22% 0,50 m 2>Grauiessehlelnise Mergel sea (a Pa ee 0,04 m S:NVeibes, stark ‚sefaltetes Gipsbankchen 7 pre 0,04 m 4.Graue, schiefrige, oft :gipshaltige-Mergel . „a2 u 0,15—0,22 m (f) 5. Grauer, braungefleckter, dolomitischer Steinmergel mit Eischschuppen 7 7, Sala Er rat eo a 0,08—0,11 m 6. Hellgrauer, gebänderter Gips, sehr stark gefaltet . . . . 0,30—0,48 m 7. Gelblicher, wenie>gefaltetera@ips 2 2 I mE IRRE 0,17—0,02 m

8. Hellgrauer, dolomitischer Steinmergel in 0,01—0,03 m dicken Bänkchen mit Myophoria goldfussi; die Bank wech-

selt@mit Nr. 7. in der Mächtiskett aber na Bar 0,03—0,12 m

SS

9 Weiber :pis-hellprauner Gips, gefaltet ne a, 227...22 2% 0,50—0,60 m (e)10. Grauer Steinmergel in 0,01—0,03 m dicken Bänkchen . . 0,08—0,12 m MeRlaserspsteaer. a ER 0,00-—0,25 m (b)12. Weiß und grau gebänderter, dichter, geschlossener Gips, eLwasBelaltete zur (eis, a ee ee 2,25—2,30 m

(d)13. Graue Bank, bestehend aus weißem Gips und vielen kleinen

0,2—I mm großen, oolithischen Dolomitkörnern und ein-

zelnen 0,01—0,03 m dicken Steinmergelbänkchen mit Myo-

phoria goldfussi, Myophoria transversa und vielen Stein-

Kernen klemmer Gastropoden = 2 ua nn 2 u 0,40—0,50 m (c)14. Hellgraue, dolomitische Steinmergelbank mit Myophoria

goldfussi, die Unebenheiten der Unterlage ausfüllend . . . 0,08—-0,16 m (a)15. Weißer, in schönen Quadern brechender Gips mit vielen

Gipsspatlinsen, nicht gefaltet nt sa Fa a en ln. 1,95—2,00 m

16. Grauer und gelbbrauner Dolomit.

VII. Hellmitzheim (Bahnhof)

Ackererde. 1. Mehrere Meter meist graue Mergeischiefer mit einzelnen

Gipsbänken. 2eGipsbank (Plattengips)%, ‚a 2 ur. ae au 1,00 m 3. Gipsbänkchen (1 cm) mit dunkel gefärbten Mergelschiefer-

zwischenlagen wechsellagernd, leicht gewellt . ..... 0,60 m AdeG@raniesMerpelschiefer „2, 002 ee aa 4 0,50 m 5. Mergelschiefer und dünne Gipsbänkchen wechsellagernd . 0,50 m 6. Gipsbänkchen, unten allmählich Mergelschieferlagen auf-

DEhmEendeHt gr an ee re re 0,15 m

7. Mergelschiefer mit Gipseinlagerungen. . .. 2. ..... 0,20 m

SARlabtigen Gips, era ee a ee ee ee 0,30 m

9. Sehr harter, oolithischer Steinmergel oder Gips mit Stein- mergeleinschlüssen, (fossilführend) 2, ass ars won 0,50—0,65 m übergehend in

102. Gravier-Steinmengelt.) ann An Mm ir: 0,14—0,20 m (stellenweise Einlagerungen von gewelltem Gips) . . . . 0,10 m

11. Gips mit Steinmergeleinschlüssen oder Steinmergel mit | Oalitnen.(tossilbuhrend)ssen a ern Bee Re. 0,20—0,30 m

[2s@raue-Merselschieferiar SB nr I REBI RR En 0,05 m

13. Graue Mergeleinlagerungen, stellenweise Gips. . . . . » 0,10 m

14. Grauer Steinmergel mit vielen dünnen Gipseinlagerungen, Unten N A 2 ee 0,65—0,72 m (Gips durch Sprengwirkung aufgenommen, splittrig zer- fallend.)

f5yMeroelschiefen a Be aM EIER 0,02—0,03 m

(k2)16,Steinmergel, starks zerklüfteuii.: zana ar ee 0,12 m

zt2Merselschiefer.. 2 1% 2 RB NE ER NER 0,04—0,05 m

18sGıps 9.2 EU N EEE EN EN 0,80—0,85 m (92 Steinmersel zund’ Mergelschiefer u nr Be 0,04—0,1i m

20.2Rlasergipset a MT IRRE WENDEN 0,00—0,16 m (b)22..Kelseneips=.=. ... aufgeschlossen. Fam. er 1m 1,20 m

()

(f)

VIll»Hellmitzheimifneuer Bruch)

. Mergel, mehrere Meter mächtig.

»Platteneips A: au 21 Se N} 0,90—1,00 m übergehend in

. Grauer, stellenweise stark zerfressener Steinmergel . . . 0,10--0,15 m ‚Gips. mit Mergellagen, Heicht: gewellt» » 7.1. 2% 0,26—0,33 m » Stark verfestioter Merseln man En u ae 0,06—0,07 m

(Horizontale und vertikale Fasergipsschnüre.)

. Hellgrauer, dolomitischer Steinmergel, oft stark oolithisch,

durch dünne Mergelzwischenlage geteilt . . . . 2... 0,26—0,30 m (Obere harte Bank 0,15—0,17 m, Mergelzwischenlage 0,04

bis 0,05 m, untere harte Bank 0,10—0,12 m. Stellenweise

Aufteilung in obere und untere Steinmergelbank, mit Gips-

schicht als Zwischenlage.)

‚Gipslage, nur stellenweise vorhanden 2. an zu e 0,00—0,15 m (Scharfe Grenze Mergel:: Gips.)

SÜNLEINED GIDS: IH PR a SEIN 0,32—0,40 m Grauer "SLeimerseh 4. we ee ee Re et 0,12—0,16 m . Plattiger Gips, unten durch Aufnahme von Steinmergel-

geröllen allmählich oolithisch werdend, stark gebogen . . 0,90 m -Oolithische Lase und Steinmereel var. 2 0,09—0,10 m “Grauer ‚Steinmerseh ne. Eu SEEN ru: 0,04—-0,06 m BEIASELOIDS u 22 a a Se Re Re 0,00—0,21 m HECISENSIPpSaH en: >70 El Ze t E ERETZEER 2,00—2,10 m ssteinmergel uneenusend 7 u. 2 2 re Zee 0,10 m

. Gips ee RU NR: 0,23 m

. Steinmergel, mit schönen Erscheinungen der Sprengwir- kung durch auskristallisierten Gips =, ar EZ 0,23—0,50 m „ Felsengipsu „Aa: Asanıfaeschlössen ar u WERTET an 1,50 m

IX. (Markt Einersheim)

„Mergel und ‚Steinmersel, stark sverwittenla "ea

Grauer „Steinmergel>2.1%7 Lana „a NEZISSTSENN Te. 0,08 m »Blatigraue=Mersel vn De 0,25 m „Gips, unten®oolithisch werdende 11:2. FRI 0,10 m . Gips mit Steinmergeleinschlüssen oder oolithischer Stein-

mergel "mit: viel Gips 2 ren ea 0,10 m . Grauer Steinmergel, nach unten Gips aufnehmend . . . 0,30 m

57

TaMerselschielerlageiints., 0 u ra N 0,05 m (n)ssakeinen Gips un mehreren Bänkentm a en. Er 2,40 m 9. Gips mit vielen Oolithen oder Steinmergel, oolithisch, mit Gips, nach unten mehr und mehr in Steinmergel übergehend 0,68—0,70 m (c) 10. Grauer Steinmergel, dicht, unregelmäßig auf dem Gips auf-

lagen u BER a RR NIE NER 0,09—0,11 m (ap. Relsengipst tl Es Be IE aufgeschlossen 1,68—1,70 m X. Endsee (Bahnhof)

l. Rote Mergelschiefer stellenweise re, ass 2,00 m 2-Rote; und srune-Mergelschiefer 7 mit ).2..02 21. 22.0. 0,50 m 3. Violette Mergel Gipseinlagerungen . . . 1,30 m 4° Schietkiger Gips... ran den: Delete 0,30 m 5.Rote, graue und andersfarbige, wenig feste Mergel . . . 3,70 m 6. Unreiner, rötlicher und-bräunlicher Gips..2......2.; » : 0,50 m 1. Grauerune, wenig feste Mersel 2. 2. un aa ca 1,45 m SEG1ySbDanka a ee dee gar & 0,50 m 92 Merpelschiefen mi Gipsschnüren. 2 ze 2. vo. un. 2,20—2,30 m 102EesteriGipstin zweiiBänken = 2.2 22 N ar 1,15—1,50 m übergehend in 11 3Gıpsamit Steinmergeleinschlüssen LEI 2 2 ee. 0,45—0,50 m 12. Stark verfestigte Mergel mit Geröllen und Fischresten . . . 0,04 m BHGrausrume; Merseln, na JE WEI BEE ART 0,15 m (e?) 14. Steinmergel, stellenweise als Muschelgips (fossilführend) . . 0,70 m 132.Merge ls undE.-Gipsl cr 2 BEUTE 0,20 m (b)l6..Belsensips- in mehrerenubagenan, msn un 5,00—5,30 m (davon 0,00—0,10 m Muschelgips) BOAMerSebIs tr ER EDRBER DER TE 0,01-—0,06 m IS4Gipsemit Gipskzistallen . na va 2 22 ANNIE 0,20—0,40 m (NOSBEISEUSIPSı. ana a EN NE HR mehrere m

XI. (Gebsattel bei Rothenburg) In Humus- und Schwarzerdeböden zirka 0,25 m Gips.

BAG ale Meroeleet. ERIEN EeE N e ife nn 0,17 m (O)B2SGEAUETESEEIUMIE TEEN a ne a Sa ar a nt 0,llm

31.G1alle Mergels und .GIpsVAE.IL SUR ara ra 0,20—0,25 m

estate; Merdel ar er nn 0,10—0,12 m (bDysS8 Gips-ın. mehreren Lagen 2gn 2. rue nen anna 3,50 m (OEO=Grauer Steinmergel, stankwoebogenis: u... une sat 0,00—0,10 m (OB7AGIpSs ins mehreren Lagen ger TE ana en nes ar: 2,00 m

übergehend in Muschelgips nicht weiter aufgeschlossen.

Die Aufschlüsse der eben gebrachten Profile haben verschiedene Höhenlage, sind aber in ihrer Gesteinsausbildung ziemlich gleichbleibend. Dagegen ist die

58

Mächtigkeit der Gips- und Mergelbänke äußerst wechselnd. Deshalb ist eine Parallelisierung mit einigen Schwierigkeiten verbunden. Thürach hat versucht, alle von ihm gebrachten Gipskeuperprofile miteinander in Einklang zu bringen. Die einander entsprechenden Schichten hat er in seinen Profilen mit den gleichen Buchstaben versehen. Ich folge seinem Beispiel, wenn es auch schwer ist, in weit voneinander entfernten Aufschlüssen gleiche Schichten wieder zu erkennen. Wie sehr verschieden die Schichtenfolge selbst in benachbarten Aufschlüssen sein kann, zeigt ein Vergleich der beiden Hellmitzheimer Profile, die nur einige hundert Meter voneinander entfernt sind.

Gut brauchbar ist die von Schuster zuerst angewandte Gliederung in Platten-und Felsengips. In jedem tiefer aufgeschlossenen Gipsbruch fällt auf, daß massige Fel- sengipse von dünnen Bänken des Plattengipses überlagert werden. Erstere schim- mern bläulich, letztere zeigen einen mehr grauen bis weißlichen Farbton. Beide werden durch Steinmergelbänke (Grind) geschieden. Der Felsengips bildet kom- pakte Massen, die nur selten von kleinen Steinmergelbänken unterbrochen werden.

Die Steinmergelbänke des Grundgipses

Die Steinmergelbänke des oberen Gipskeupers wurden schon öfter chemisch und petrographisch untersucht, die fossilführenden Steinmergel des Grundgipses aber in dieser Beziehung stark vernachlässigt. Dies hat mich veranlaßt, den letzteren etwas mehr Aufmerksamkeit zu schenken und einige analytische Unter- suchungen vorzunehmen. Dabei stellte sich heraus, daß die Steinmergelbänke stark mit sekundär ausgeschiedenem Gips durchsetzt sind, so daß nur ver- hältnismäßig wenige Steinmergel ein einigermaßen richtiges Bild der ursprüng- lichen chemischen Zusammensetzung geben Können.

Zur Untersuchung wurden nur schwach vergipste bzw. gipsfreie Proben ver- wendet; beigemengte Gipsschüppchen und Fasergipsschnüre wurden nach Mög- lichkeit zuvor entfernt.

Die Analysen hatten folgendes Ergebnis:

Probe I

Mergelzwischenlage aus dem hellgrauen, dolomitischen Steinmergel, Profil III Nr. 14 (Windsheim, Bruch Weid)

Gewicht % Umrechnung 10 ee 15,50 BVESOsEBale EIal air 27,67 MOON See en a se 9:08 | #C380, 2.2. Alan u Spur I ONE 2,347. 2MoCO. N rare 20,32 ALOE PER: 7,80 Ee05 orig 2,34 SO EINEN I ED ARE Ta Spur AO su Beten 7,80 DO 24,08 SIOsa. sstzehiti- fe eerlage 24,08 Unlosliche res tee 149750. sUulnloslichlsue 2er 14,75 Glühyerlust 2 2, 2 02225 ZI ElaO) „3.0: a Naar ae 2,90 99,86% 99,86%

59

Probe II

Graue, dolomitische Mergelschiefer, Profil III Nr. 10 (Windsheim, Bruch Weid)

Gewicht % Umrechnung ‚OO RUN Eee 13,92 CaCO ee et 24,85 DIE On ee ern sat: 8,58 VSOya tie Spur BER. ern näge 251 MECO aa ea 18,01 AIO:; a re rn se 3,18 11 OF 2,51 SO era Spur BEOL Nenner un 3,18 SO N 33530 SOSE ee 3980 Unlösliehs +37. 22% 17,71 Unloslichr = m un 2 2% 7,71 Glühyerlust ya sria.sar: 21,06 a 0,70 100,66%, 100,66%, Probe Ill

Grauer, braungefleckter, schwach toniger Steinmergel, Profil III Nr. Il (Windsheim, Bruch Weid)

Gewicht % Umrechnung Ba ea | 8:1 6, 0 pn ARE ea 41,62 11110. 0 ee ee 14,59 0 er Spur EI Be 2,06 ME ee as: 30,63 Ju BIO Mr SA) TESUS Ben se a An 2,06 SR EL: Spur DE N ne 3,10 Ioslche ei a 20,40 Unloslich. 22 2.0227 20,40 Glühyerlust. „2 2 2 2% 35,69 EEO SE a ee 1,34 99,15% 99,19%, Probe IV

Hellgrauer, dolomitischer Steinmergel, Profil I Nr. 15, oberste Schicht (Windsheim, Bruch Haberstroh)

Gewicht % BAD. 2 eertee 24,18 NIE ie More une 16,54 BES EHE Jenna, SR ran 1,82 N EN 1,58 SU Pe EBEN Spur Se a LTR 11,16 Umlosuch? Rare 2 5,69 Glühverlust zn. au: 38,45 | 99,42%,

Umrechnung BAEOR 2 2.5 a8 43,08 Bas nn een Spur NOCO 2 asus: 34,73 ES 1,82 PAS a eis 1,58 SOSE a een Be 11,16 Unlosich#r u... z... 5,69 EI 1,35

99,42%,

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Probe V

Hellgrauer, dolomitischer Steinmergel, Profil I Nr. 15, unterste Schicht (Windsheim, Bruch Haberstroh)

Gewicht % Umrechnung Baer na 2 ey Ans Eine 28,08 EU ER NE 47,50 Mel 2 2 u Bes 1843. CAS a ee 3,60 BES O 1;33 MECO Sr N 38,11 AO, rn m na ee 1,07 10:0: Sad Se 1,33 SO 2,12 AOL. ran are 1,07 DIOS 0 5,68 SL OF IEENEIRRE 5,68 Unloslichhe za 3 2 2.39 Unlöskchee Aa. 3 > 2,59 Glünverlüser 2 22 40,93 EOS: an ee 0,07 99,95%, 99,95% BrobeV] Gelblichgrauer Steinmergel Profil I Nr. 19 (Windsheim, Bruch Haberstroh) Gewicht % Umrechnung 8:0 Sr 26,64 LCICO 2 N 46,21 MOOS Be ar RR IS LI S, KFCASO Fee 1,85 BSOrle Be SUP FMECO ee ee 38,19 NIEORT a Bere LOS NEO: ee 1,50 SO ee 1,09 N BO 1,05 SION E EPE 6,79 DIOR ED es 6,19 Unlosuch Pr men een 4,06 Unlosliichner nn 4,06 Glühverlust een: u Nr 0,08 39,13% | 99,73%, Probe VII Grauer Steinmergel Profil I Liegendes (Windsheim, Bruch Haberstroh) Gewicht % | Umrechnung Cal aa 22 BI ee 46,55 MEO) 2.0: Dee 17,90 BasO. 5, u a er 4,01 BON ar 1,47 MECO Er es 37,59 ALO,. Sean 0,59 BEsOmt st n 1,47 DORT ee ee 2436 DIE EN REN 0,59 SIO, ae ge 5,40 SE 5,40 Unlosiiche Se 3:67 Untesich 2 irre 3,6% Glühverlust u 22 See 40,45 EOS RER 0,28 99,569; 799,569,

Wie aus vorstehenden chemischen Analysen hervorgeht, handelt es sich bei unseren Mergeln und Steinmergeln durchweg um dolomitische Gesteine. Die

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wesentlichen Komponenten sind MgCO,, CaCO,, Tonerde und SiO, (feinster Sand). Daneben enthalten sie noch kleinere Mengen von Fe,O, bzw. Fe(OH),, AI(OH),, Phosphate und Sulfide. Einige Bänke enthalten auch etwas primären Anhydrit bzw. Gips.

Harte Steinmergelbänke und weiche, schüttige Mergel wechsellagern mit Gips. Die harten Steinmergel enthalten mehr Karbonate, die Mergel dagegen mehr tonige Bestandteile. Feinkörnige, dolomitische Gesteine mit 5—35%, Ton- gehalt dürfen wir als Steinmergel bezeichnen. Überschreitet aber der Tongehalt 35%, so verliert das Gestein seine Festigkeit und geht in gewöhnliche Mergel über. Die weichen Schichten verwittern viel leichter als die harten Bänke, wes- halb die letzteren im Steinbruch gewöhnlich gesimsartig hervortreten. Weiche Mergel zeigen schilferigen, harte Steinmergel dagegen glatten, oft muscheligen Bruch. Die Farbe ist meist grau bis grünlich, seltener sind rote und violette Mergel. Solche finden sich besonders in höheren Lagen und enthalten dann nur noch wenig Gipseinlagerungen.

Die feste Beschaffenheit der Steinmergel, das Fehlen aller Anzeichen einer nachträglichen mechanischen Sackung und von Schwundrissen verrät, daß der Dichtezustand sich nach der Ablagerung nur noch wenig geändert hat. Außer vereinzelten organischen Resten enthalten die Steinmergel Bleiglanz, Zink- blende und Zersetzungsprodukte von Eisenkies. Ferner zeigen manche Bänke kleine Einsprenglinge von grauem Anhydrit und Gips, die leicht auswittern, wodurch dem Gestein ein eigentümliches, löcheriges Aussehen verliehen wird. Besonders auffallend sind Oolithe, die in vielen Steinmergeln in großer Menge beobachtet werden können.

Unter dem Mikroskop erweisen sich die Steinmergel als äußerst feinkörnig. Die feinen Schüppchen und Körnchen sind nicht oder nur sehr wenig miteinander verwachsen. In der feinkörnigen Grundmasse liegen vereinzelte Erzkörner, hauptsächlich Bleiglanz und Zinkblende, aber auch Eisenerze, die von einem Oxydationshof umgeben sind. Die eingeschlossenen Muschelschalen sind sämtlich in Gips umgewandelt. Die Vergipsung kann ebensogut primär als sekundär er- folgt sein. Genaueres läßt sich hierüber nicht sagen. Die schon erwähnten kleinen, dunklen Einsprenglinge von Anhydrit und Gips dürfen wir aber sicher als pri- märe Bildung ansehen ; denn sie sind so fest mit dem Steinmergel verzahnt, daß eine nachträgliche Ausfüllung von später entstandenen Hohlräumen wohl aus- geschlossen ist. Wahrscheinlich handelt es sich um Kristallisationen, die den Be- ginn der späteren Anhydritbildung andeuten.

Die bereits erwähnten Oolithe sind mehr oder weniger rund. Sie bestehen aus demselben feinkörnigen Material wie die Hauptmasse des Gesteins und müssen daher als Pseudo-Oolithe bezeichnet werden. Durch ihre dunklere Färbung heben sie sich aber deutlich ab. Wahrscheinlich sind sie bitumenreicher als das um- gebende Gestein; damit kann auch die Tatsache erklärt werden, daß sie viel schwerer verwittern. Die Pseudo-Oolithe sind fast durchweg dicht. Eine dunklere Außenzone (Pigmenthülle) umschließt einen helleren Kern. Nur in den seltensten Fällen enthalten sie kleinere oder größere Körner von Anhydrit bzw. Gips. In

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der Hauptsache dürften die Oolithe anorganische Bildungen sein. Die dunkle Färbung dürfte darauf hinweisen, daß die Bildung in einer an organischen Kollo- iden reichen Masse erfolgte.

Die Entstehung der dolomitischen Steinmergelbänke

Die Entstehung des Dolomits ist ein Problem, das trotz vieler Laboratoriums- versuche bis heute noch nicht restlos gelöst ist. Die älteren Autoren glaubten, daß zur Bildung des Dolomits hoher Druck bzw. hohe Temperaturen unbedingt erforderlich seien. Nach Pfaff (53) soll in Meerestiefen, die einem Druck von 40—200 Atmosphären entsprechen, durch die Einwirkung von Magnesiumsalzen auf kohlensauren Kalk bei gleichzeitiger Anwesenheit von NaCl eine Dolomiti- sierung erfolgen, deren Intensität mit der Stärke der Konzentration des Meeres- wassers zunimmt. Alle dolomitischen Gesteine, die mit Gips und Steinsalz ver- gesellschaftet sind, sollen auf diese Weise entstanden sein. Dazu würden also auch die Steinmergelbänke des Grundgipses gehören. Die fossilen Einschlüsse lassen aber erkennen, daß wir es hier nicht mit der Bildung eines tiefen Meeres zu tun haben. Auch die neueren Meeresforschungen haben ergeben, daß Dolomit nur in Meeren mit geringer Tiefe sich bildet.

H. Fischer (12), Linck und seine Schüler (1) haben durch ihre Untersuchungen nachgewiesen, daß die allermeisten Dolomite keine primäre Bildung darstellen, sondern als Umwandlungsprodukte anderer Sedimente anzusprechen sind. H. Fischer (12) konnte feststellen, daß selbst unter extremsten Verhältnissen (stärkste Konzentration und höchste Temperatur) aus Meerwasser durch den Einfluß von Ammonkarbonat nur wenig MgCO, primär ausgefällt werden kann. Auf diese Weise können also wohl schwach dolomitische Mergel entstehen, nicht aber Steinmergel und Dolomite.

Linck (44) erhielt aus einer Lösung MgCl,, MgSO, durch Vermischung mit einer Lösung von (NH,),CO, und Zugabe von gelöstem CaCl, einen gallertigen Niederschlag, der beim Erwärmen kristallin wurde. Die chemische Analyse er- gab eine ähnliche Zusammensetzung, wie sie der natürliche Dolomit zeigt. Trotz- dem hatte Linck nicht Dolomit, sondern nur ein Mischsalz Calcium-Magnesium- karbonat gewonnen, das ausschließlich aus runden oder ovalen, z. T. unvoll- kommen ausgebildeten Sphärolithen bestand. Dieselben erinnern uns an die bereits erwähnten Oolithe mancher Steinmergelbänke.

Klements Erklärungsversuch (37) setzt das Vorhandensein eines festen kalk- reichen Bodenkörpers voraus. Nach ihm entsteht Dolomit durch Einwirkung konzentrierter Lösungen von MgSO, auf Aragonit bei gleichzeitiger Anwesenheit von konzentriertem NaCl und hoher Temperatur. Diese Bedingungen sollen in der Natur gegeben sein, wenn vom offenen Meere abgeschnürte Wasserbecken sich stark erhitzen und konzentrieren. Für die Verhältnisse zur Zeit der Ablage- rungen des Grundgipses wäre eine solche Erklärung wohl denkbar. Die Aus- fällung von Gips bzw. Anhydrit beweist, daß eine erhebliche Konzentration der Salzlösungen stattgefunden hat. Der Ausscheidung des Gipses (Anhydrits) aber

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muß die Ausfällung der Eisensalze und des kohlensauren Kalkes vorausgegangen sein. Dadurch wird der Bodenkörper geschaffen, auf den im Sinne Klements die konzentrierten Salzlösungen (MgSO,, NaCl) einwirken Könnten, um schließlich Dolomit zu erzeugen. Ob aber die hohen Wassertemperaturen (über 60°), die Klement zur Dolomitbildung benötigt, in der Natur ebenfalls gegeben waren, ist äußerst fraglich. Vielleicht spielt ein bisher wenig beachteter Faktor eine große Rolle, nämlich die Zeit.

Wie gesagt, die Entstehung des Dolomits ist noch nicht ganz geklärt. Jeden- falls wirken dabei die verschiedensten Faktoren zusammen:

Kalkhaltiger Bodenkörper,

organische und anorganische Kolloide,

große Mengen von Ammoniak und Ammonsalzen, sonstige organische Stoffe und Verbindungen,

Konzentration der Salze, hauptsächlich der Mg-Salze,

hohe Temperatur und hoher Druck.

Bei der Dolomitbildung der Steinmergel des Grundgipses spielen nach meinem Dafürhalten Ammoniak und Ammonsalze eine ganz besonders wichtige Rolle. Dies geht auch daraus hervor, daß alle Versuche Lincks, kalkige Bodenkörper durch Mg-Salze in Dolomit zu verwandeln ,ergebnislos verliefen, sobald Ammoniak ausgeschaltet wurde.

Ammonsalze bilden sich bekanntlich bei der Verwesung organischer Stoffe. Solche müssen auch im Schlamm des Grundgipsmeeres in großer Menge vor- handen gewesen sein. In der Tat finden wir in den Steinmergeln Reste von Fischen und Bivalven. Die merkwürdigen, rhizocorallienähnlichen Wülste be- weisen das Vorhandensein von Würmern, die im Schlamm ihre Gänge gegraben haben. Wie groß aber mag erst das Heer der Organismen gewesen sein, die ohne Hinterlassung von Resten oder Lebensspuren im Meere zugrunde gingen? Nicht zu unterschätzen ist vor allem auch die Tätigkeit der Bakterien, die selbst bei verhältnismäßig weit fortgeschrittener Konzentration des Meerwassers immer noch Kalk abscheiden können. Auch die Schwermetallsulfide: Bleiglanz, Zink- blende und die Zersetzungsprodukte des Eisenkieses, die wir in den Steinmergeln finden, beweisen, daß eine Verwesung organischer Körper stattgefunden haben muß, wodurch H,S, CO,, Ammoniak und Ammonsalze in großen Mengen ent- standen.

Der Schlamm des Meeresbodens, aus dem sich später die Steinmergelbänke bildeten, bestand wohl zu einem großen Teil aus organogenem Fällungskalk, der stark mit organischen Kolloiden und Ammonsalzen durchsetzt war. Möglicher- weise enthielt er auch schon geringe Mengen von kohlensaurem Magnesium. Die eigentliche Dolomitisierung des Sediments dürfte aber erst begonnen haben, als mit der fortschreitenden Eindampfung des Meerwassers eine starke Konzen- tration der Salze eintrat. Dies scheinen mir auch die zahlreichen Gips- bzw. Anhydriteinsprenglinge zu beweisen, die in den Steinmergeln auftreten. Die durch die Verwesungsprozesse gebildeten Ammonsalze, insbesondere das Ammon- karbonat wirkten nun auf MgSO, und MgCI, zersetzend ein, es entstand MgCO,,

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das als Bikarbonat in Lösung blieb. Durchtränkten nun diese Mg-Bikarbonat- lösungen den organogenen Kalkschlamm, so mußten sie mit den Gelen und Kolloiden in Berührung kommen, worauf sie absorbiert wurden. Nach den Er- gebnissen der kolloidchemischen Forschung gilt es als sicher, daß dort, wo Gele in Ablagerungen sich anreichern, basisches Magnesiumkarbonat dem Wasser entnommen wird.

In welcher der drei uns bekannten Modifikationen der kohlensaure Kalk in dem kalkigen Bodenkörper vorlag, läßt sich heute nicht mehr feststellen.

Die Gipsablagerungen

Wie schon im stratigraphischen Teil ausgeführt wurde, zeigt der Gips der Grundgipsschichten eine zweifache Ausbildung. Die unteren, massigen Felsen- eipse sind ziemlich einheitlich in Farbe und Struktur. Die weniger mächtigen Lagen des Plattengipses zeigen eine Wechsellagerung vieler heller und dunkler Gipsbänder. Einige Gipsbänke enthalten als besonders auffällige Erscheinung eroße idiomorph ausgebildete Gipskristalle. Unter dem Mikroskop ist das Ge- füge des Gipses grano-lepidoblastisch. Der Felsengips ist weniger grobkörnig als der Plattengips. Beim Anschliff des letzteren treten verschiedenfarbige kleine Bänder auf, die jedoch im Dünnschliff wieder verschwinden. Wahrscheinlich ist dies auf Unterschiede in der Dichte des Gesteines zurückzuführen. Auffallend sind die häufigen Einschlüsse von Anhydrit, die auch Thürach, Weigelin und Fischer aus dem Grundgips angeben. Hier handelt es sich offenbar um Reste, die bei der Umwandlung des Anhydrits in Gips übriggeblieben sind. Daß eine solche Umwandlung nachträglich stattgefunden hat, beweisen auch die häufigen, wellen- förmigen Biegungen der Gipslager.

Die Bildung des Anhydrits

Bis zum Jahre 1900 bestand allgemein die Anschauung, daß Anhydrit sich nur bei sehr hoher Temperatur bilden könne; denn künstliche Herstellung ge- lang nur, wenn die mit NaCl gesättigte Gipslösung einer stärkeren Erhitzung ausgesetzt wurde. Heute weiß man, daß die Natur solch hohe Wärmegrade nicht benötigt, um Anhydrit zu erzeugen. Die höchste Temperatur des Meeres- wassers wird in der Gegenwart mit 35°C angegeben. Wir dürfen mit ziemlicher Sicherheit annehmen, daß diese Höchsttemperatur auch in der geologischen Ver- gangenheit nicht wesentlich überschritten wurde.

Nach Arrhenius und Lachmann (3) erreicht die Temperatur bei der Bildung der Salzlagerstätten niemals 25°, vermutlich sogar niemals 20°. Die Umwandlung primär ausgeschiedenen Gipses in Anhydrit vollzieht sich nach van’t Hoff und Weigert (92) bei gleichzeitiger Anwesenheit konzentrierter Chlornatriumlösungen bei 25°. Bei einer Temperatur über 25° fällt CaSO,, bei Anwesenheit von NaCl- Lösungen sofort als Anhydrit aus. Es steht fest, „daß man von 25° an bei der natürlichen Salzlagerbildung im wesentlichen mit Anhydrit zu tun hat und

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das Auftreten von Gips unberücksichtigt bleiben kann. Wir haben deshalb mit einem Mittelwert 30° als Bildungstemperatur von Anhydrit bei Anwesenheit von Chlornatrium gerechnet.

Wenn Kochsalz nicht vorhanden ist, so ist eine Temperatur von mindestens 65° erforderlich, um Gips in Anhydrit zu verwandeln.

Übertragen wir das auf den Grundgips, so folgt daraus, daß ohne Anwesenheit von NaCl eine Überlagerung mit mindestens 1500 m Deckschichten angenommen werden müßte, um die zur Umwandlung primär ausgeschiedenen Gipses not- wendige Temperatur zu erzeugen. Wir dürfen aber annehmen, daß im Grundgips- meer sich nicht nur Gips, sondern auch Chlornatrium ausgeschieden hat. Wenn auch jetzt der größte Teil des leicht löslichen Steinsalzes und der Kalisalze na- mentlich in den oberen Schichten nahezu vollständig verschwunden ist, so ver- rät sich doch der Salzgehalt des Bodens durch gelegentliche Salzausblühungen und salzhaltige Quellen. Wir wissen nun nach den Untersuchungen van’t Hoffs und seiner Schule, daß bei Anwesenheit von Steinsalz eine Umwandlung des Gipses in Anhydrit schon bei 30° erfolgen kann. Das würde etwa einer Gesteins- decke von 700 m Mächtigkeit entsprechen. Nies (51) hat die Anhydritbildung des Grundgipses auf ähnliche Weise zu erklären versucht; denn er spricht von einer Versenkung der Schichten bis zu der zur Erhöhung der Temperatur not- wendigen Tiefe und hierdurch bedingten Umwandlung des Gipses in Anhydrit.

Meines Erachtens ist aber die Annahme einer so gewaltigen Schichtenfolge über dem Grundgips gar nicht notwendig. Wir können die Bildung des Anhydrits ja auf viel einfachere Weise erklären, wenn wir annehmen, daß im Grundgipsmeer bei einer Temperatur von 25—30° Anhydrit sich primär abgelagert hat. Daneben mag gleichzeitig eine Umwandlung des bereits vorhandenen wasserhaltigen Gipses, der bei tieferer Temperatur zur Ausscheidung kam, in Anhydrit statt- gefunden haben, und zwar unter dem Einfluß konzentrierter NaCl-Lösungen, die sicher vorhanden waren.

Die Entstehung der Gipslager

Über das Zustandekommen der mächtigen Gipslager im Grundgips gehen die Meinungen noch stark auseinander. Thürach (88) führt sie auf die Verdunstung eines Binnenmeeres zurück, in welches zeitenweise der Ozean eindrang (Stein- mergelbänke).! Auch Weigelin (100) vertritt eine solche Anschauung. Dem kann entgegengehalten werden, daß durch Eindampfung eines abgeschnürten Meeres unmöglich solch mächtige Gipsablagerungen erfolgen können; denn 1000 m Meerwasser würden heute beim Verdunsten erst | m Gips zurücklassen. Wir müß- ten also ungeheuerliche Tiefen annehmen, wenn wir die Entstehung der 6—8 m mächtigen Gipslager auf diese Weise erklären wollten.

Die eingeschlossene Fauna der Steinmergel zeigt aber, daß die Sedimente des Grundgipses Ablagerungen eines Flachmeeres sind. Deshalb erklären Fraas (15),

1! Eine ständige Verbindung mit dem offenen Meere durch eine kleine Pforte wird von Thürach nicht angenommen.

5

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Pfeiffer (54) und Silber (80) die Gipslager als Absätze großer Lagunen, in welche der Rest des Salzgehaltes des Muschelkalkmeeres, der noch im Boden steckte, zusammengeschwemmt wurde. Gips und Salz sollen durch Regenwasser im Boden gelöst, die Lösung kapillar an die Oberfläche gesaugt worden sein, wobei das ver- dunstende Wasser Gips und Steinsalz als Ausblühungen zurücklassen mußte, die bei neuen Regengüssen wiederum gelöst und schließlich in die germanische Senke verfrachtet wurden.

Gegen diese Art der Erklärung lassen sich ebenfalls verschiedene Einwände vorbringen ; denn es tauchen Fragen auf, die schwer zu beantworten sind.Warum nahm der stark ausgetrocknete Boden mit den Niederschlägen nicht auch die ausgeblühten Salze wieder auf? Wie konnten die geringen Mengen von Gips und Salz, die das sich zurückziehende Muschelkalkmeer hinterließ, solche mäch- tigen Gipslager bilden ?

Die beste Erklärung liefert nach meiner Meinung die Ochseniussche Barren- theorie und die Annahme der Existenz eines Unter- und Oberstroms. Nach dieser Theorie brachte ein Oberstrom von der Rhonesenke her das Meerwasser in die Becken, worin nach erfolgter Konzentration der Gips zur Ausfällung kam. Der Unterstrom dagegen führte die leichter löslichen Salze wieder dem offenen Meere zu. Ein Teil des Gipses mag allerdings auch vom Festlande stammen ; denn sicher haben die Flüsse ebenfalls gelösten Gips in die Senken und Becken getragen.

Die zwischen den Gipslagern eingeschalteten Steinmergelbänke führe ich mit Thürach u.a. auf gelegentliche Einbrüche des Ozeans zurück.

Als die Abschnürung vom offenen Meere eine vollkommene wurde, zogen sich die salzhaltigen Wasser in die tiefsten Teile des großen Beckens zurück und wurden dort allmählich vollständig eingedampft. Es darf wohl angenommen werden, daß auch bei uns in Franken Kochsalz und vielleicht auch Kalisalz aus- geschieden wurde, wenn wir dieselben auch nicht mehr gut nachweisen können. Die Salzlager fielen einer späteren Auslaugung bis auf geringe Reste zum Opfer und nur einige salzhaltige Quellen verraten uns ihre ehemalige Existenz.

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Die Lagerungsverhältnisse des Grundgipses

Die Schichten des Grundgipses streichen in unserem Gebiet nicht überall gleichmäßig durch, sondern keilen oft plötzlich aus und werden durch Mergel ersetzt. Manche Autoren (Nies 51, Schuster 76) glauben deshalb, der Gips habe sich in Form von Linsen in Vertiefungen des Meeresbodens abgelagert. Andere (Thürach 87, Wagner 99 usw.) sind der Ansicht, daß die Gipsablagerungen erst nachträglich durch Verkarstung in einzelne Stöcke zerschnitten worden seien, so daß wir heute nur noch die Reste eines früher einheitlichen Gipsflözes vor uns hätten. Auch ich bin der Meinung, daß die sogenannten Gipslinsen oder Gipsstöcke ursprünglich unter sich zusammenhingen.! Sie bildeten einst die Ausfüllung der tiefsten Senke des ehemaligen abgeschnürten Meeresbeckens. Diese Senke hatte eine sehr unregelmäßige Form, war bald schmäler, bald breiter

ı Vgi. die oben gegebenen Profile.

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und besaß dementsprechend gewaltige Ein- und Ausbuchtungen. An den tiefsten Stellen (wohl in der Mitte des Beckens) mußten naturgemäß die mächtigsten Gipsablagerungen erfolgen. Gegen den Rand der großen Senke mußten die Gips- bänke immer schwächer werden. Wo aber Bodenschwellen (bestehend aus früher abgelagerten Mergelschichten) landzungenartig ins Beckeninnere vorsprangen, da konnte überhaupt keine Gipsausscheidung stattfinden. So lassen sich ganz ungezwungen die auffallenden Mächtigkeitsschwankungen, sowie das häufige Auskeilen und Wiederauftauchen der Gipsschichten erklären. Später kam dazu noch eine weitgehende Verkarstung, die einzelne Teile vom Hauptstock loslöste, so daß sie heute in Form von Linsen im Mergel eingesprengt erscheinen.

Die mächtigsten Gipslager befinden sich bei Windsheim, Hellmitzheim und Endsee. In den dortigen Steinbrüchen lassen sich darum auch die eigenartigen Lagerungsverhältnisse des Grundgipses am besten studieren. In den dazwischen liegenden Gebieten ist der Gips nur geringmächtig entwickelt; an vielen Orten fehlt er vollständig. Der tiefste Punkt des alten Meeresbeckens dürfte bei Winds- heim gewesen sein. Ganz zutreffend vergleicht Schuster die Form des in unserem Arbeitsgebiete abgelagerten Gipses mit einer Schaufel, deren Stielansatz bei Windsheim liegt.

Petrogenese einiger Bänke

Die Muschelgipse

Wegen ihres großen Fossilreichtums verdienen die sogenannten Muschel- gipsbänke ganz besondere Beachtung. Sie treten stratigraphisch in verschiedenen Höhenlagen auf und lassen sich nicht auf große Entfernungen hin verfolgen, weil sie gewöhnlich sehr rasch wieder auskeilen. Während in den Steinmergeln Ver- steinerungen nur selten auftreten — eine Ausnahme bildet Myophoria gold- fussi —, drängt sich in den Muschelgipsbänken fast die gesamte Fauna des Grund- gipses auf engem Raume zusammen. Ihren Namen verdanken die Bänke den zahlreichen kleinen und allerkleinsten Schnecken, welche von den Steinbruch- arbeitern als „Muscheln‘‘ bezeichnet werden.

Der Muschelgips ist petrographisch keine einheitliche Bildung; denn bald setzt sich das Gestein aus mehr oder weniger stark gipshaltigen Steinmergeln zu- sammen, bald besteht es aus Gips, dem wechselnde Mengen von karbonatischen Bestandteilen in Form von Oolithen und kleinen, abgerundeten Steinmergel- resten beigemengt sind. Zuweilen finden sich in diesem Gips auch größere Stein- mergeltrümmer, die sich leicht herauslösen lassen.

Der typische Muschelgips zeigt unter dem Mikroskop in einer granoblastischen Gipsgrundmasse zahlreiche Dolomitkörnchen, Oolithe und Schneckchen, ver- einzelt auch Anhydritreste. Die Oolithe sind meist vollkommen rund und aus mehreren konzentrischen Schalen zusammengesetzt. Gewöhnlich umhüllt eine dunklere Zone einen helleren Kern, doch kommt zuweilen auch der umgekehrte Fall vor. Manchmal sind mehrere Oolithe zusammengewachsen und von einer gemeinsamen Hülle umschlossen. Nicht selten erscheinen kleine, längliche Stein- 5*

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mergelstückchen, die vollständig mit Gipskristallen erfüllt sind. Möglicherweise verdanken diese eigenartigen Gebilde ihre Entstehung kalkabscheidenden Algen. Ebenso häufig sind abgerundete Stückchen und Oolithe, die durchgehende Risse mit Gipsausfüllung zeigen. Wahrscheinlich handelt es sich hier um rein mecha- nische Sprengwirkung, hervorgerufen durch den Volumendruck des in feinen Spältchen auskristallisierenden Gipses. Die Karbonateinschlüsse sind in der Regel am Rande glatt und nur selten korrodiert. Mitunter besitzen sieeine Gips- hülle, welche aus senkrecht zur Oberfläche gestellten Kriställchen besteht.

Wie ist nun dieser Muschelgips entstanden ?

G. Fischer (11) glaubt, daß eine metasomatische Verdrängung von Karbonat durch Gips stattgefunden habe. Wegen des Vorkommens von kleinen Anhydrit- resten nimmt ereine direkte Metasomatose Anhydrit-Erdalkalikarbonatean. Diese Deutungscheint mir nicht richtig zu sein ; denn wenn wirklich eine metasomatische Verdrängung vorläge, dürften die Steinmergeleinschlüsse sich nicht so leicht aus der Grundmasse herauslösen lassen als es tatsächlich der Fall ist. Sie müßten mit dem Gips viel fester verwachsen sein, ja sogar in ihn übergehen. Der Gips er- scheint aber lediglich als Bindemittel, das die Steinmergelstückchen und Stein- kerne der Fossilien zusammengekittet hat.

Man könnte auch annehmen, daß eine Vergipsung der Steinmergel durch ein- gedrungenes, gipshaltiges Wasser und eine mechanische Zerreißung und Lockerung des Gesteins durch die Ausdehnung des auskristallisierten Gipses stattgefunden habe. Am natürlichsten aber erscheint mir die Annahme, daß die fossilreichen gipsführenden Steinmergelbänke und die sogenannten Muschelgipse Strand- bildungen darstellen. Die Brandung des Meeres (Einbruch einer neuen Meeres- transgression) mag an geeigneten Stellen abgerundete und leicht bewegliche Ge- steinstrümmer (zerstörte Steinmergelbänke) und die mit Schlamm erfüllten Ge- häuse abgestorbener Meerestiere in großen Mengen zusammengeschwemmt haben. Je nachdem nun diese lockeren Ablagerungen später mit Kalkschlamm zugedeckt oder durch Gips (Anhydrit) verkittet wurden, mußten daraus fossil- reiche Steinmergelbänke oder Muschelgipse entstehen. Man kann also die Bildung dieser merkwürdigen Schichten auch ohne Zuhilfenahme einer Metasomatose erklären.

Der Flasergips

Die durch die Mergelstreifen stark verunreinigten Gipsschichten hat Thürach mit dem Namen „Flasergips‘‘ bezeichnet. Sie sind fast in jedem Steinbruch zu sehen ; doch ist ihre Mächtigkeit großen Schwankungen unterworfen. Stellenweise sind sie überhaupt nicht zur Ausbildung gekommen. Die Struktur des Flaser- gipses ist pseudobrecciös. Die unregelmäßig geformten Gipstrümmer sind von einer Mergelhülle umgeben. Von Anhydrit ist im Dünnschliff keine Spur zu ent- decken. Offenbar ist der primär abgeschiedene Anhydrit vollständig in Gips umgewandelt.

Nach Thürach sind die Flasergipse dadurch entstanden, daß heftig einströ- mendes Meerwasser die bereits gebildeten Gipsschichten aufwühlte und zerstörte

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und die Trümmer mit Mergeln vermengte. Diese Deutung dürfte richtig sein; denn überall da, wo Flasergips auftritt, zeigen die unterlagernden Gipsschichten eine unregelmäßige Oberfläche. Über horizontal gelagertem, unversehrtem Gips treten dagegen keine Flasergipse auf.

Das Quarzitbänkchen von Windsheim

In Profil III tritt ein gelbliches, grobkörniges, dolomitisches Sandsteinbänkchen auf, in dem vereinzelte Fischreste gefunden werden (Nr. I). Dasselbe dürfte mit der Schicht übereinstimmen, die Thürach von den Gipsbrüchen bei Opfer- baum und Bergtheim (Profil II Nr. 12) angibt. Das Bänkchen liegt in Mergel eingebettet und setzt sich aus vielen kleinen, meist bikonvexen Linsen zusammen. Das Material besteht, wie Dünnschliffe erkennen lassen, aus kleinen Mergel- geröllen und mehr oder weniger abgerundeten, kaum verzahnten Quarzkörnern, die durch mergeliges Zement fest verkittet sind. Wahrscheinlich handelt es sich um die Ausfüllungen ehemaliger Rippelmarken.

Paläontologischer Teil

Fossile Wurmröhren von Rhizocoralliden

Die Steinmergelbänke des Grundgipses sind manchmal (Profil IIINr. 11 und14) auf der Unterseite mit eigenartigen Wülsten bedeckt, für die man keine andere Erklärung weiß, als daß es ausgefüllte Wurmröhren sein müssen. Diese Bildungen verlaufen ganz unregelmäßig und teilweise überlagern sie einander. Hebt man eine Platte des Gesteins von der Unterlage ab, so sieht man deutlich, wie die Wülste in den weichen Mergeln der liegenden Schicht eingebettet sind. Gewöhnlich sind sie fest mit dem Hangenden verwachsen und gehen ohne erkennbare Grenze in den Steinmergel über; zuweilen aber liegen sie frei und lassen sich dann leicht aus dem Liegenden herausnehmen.

Andere organische Reste sind in den Steinmergeln mit Rhizocoralliden-Wülsten selten; nur hier und da erscheint eine Myophoria goldfussi oder ein kleiner Kno- chenrest. Der größere Teil der Wülste ist unregelmäßig schlangenförmig ge- wunden, manchmal auch verzweigt. Andere sind so stark gekrümmt, daß die beiden Enden sich kreuzen und einander überlagern.

Seltener sind U-förmig gebogene Wülste mit einem Verbindungsstück, der so- genannten Spreite.

Die schlangenförmig gewundenen Wülste sind auf ihrer Oberfläche mit er- habenen Netzstreifen versehen, die bald größere, bald kleinere Maschen bilden. Ähnliche Bildungen sind in der Literatur beschrieben unter dem Namen: Rhizo- corallium jenense Zenker. Ursprünglich als Hornschwämme gedeutet, erblickt man heute in ihnen fast allgemein die ausgefüllten Röhren eines wurmartigen Tieres. 3

Die Entstehung der netzigen Streifung ist noch nicht ganz geklärt. Die meisten Forscher halten die Netzskulptur, die nur oberflächlich ist und sich nicht ins Innere erstreckt, für Scharr- oder Kratzspuren (Fuchs 18 S.421, Douville 10

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S. 369370). Reis (63) S. 249 glaubt, daß sie von den grabenden Tieren absicht- lich hervorgerufen seien, um rauhe Stellen für den Einbau der anorganisch- organischen Röhrenhülle zu gewinnen.

Die rezenten Rhizocoralliden bohren sowohl im festen Gestein, als auch im weichen Schlamm und im lockeren Sand. Unsere Bildungen dürften wohl auf die wühlende Tätigkeit von Schlammbewohnern zurückzuführen sein. Im zähen pla- stischen Schlamm können sie bei ihrer Wühlarbeit wohl Kratzspuren hinter- lassen haben; daß aber durch Kratzen die charakteristische Netzskulptur ent- standen sein soll, das will doch nicht recht einleuchten. Wir müssen daher nach einer anderen Entstehungsmöglichkeit Ausschau halten. Bekanntlich kleiden viele rezente Rhizocoralliden ihre Röhren mit Schleimhäuten aus, um dem Bau eine gewisse Festigkeit zu verleihen. So erwähnt z.B. Richter (68) S. 206, daß Polydora im Sand schleimige Wohnungen baue und daß es ihm auch geglückt sei, Fetzen dieser schleimigen Bauten aus dem Sande auszuspülen. Auch die fossilen Rhizocoralliden dürften ihre Gänge und Röhren im zähen Schlamm mit Schleimhäuten versehen haben. Nach dem Trocknen werden solche Häute per- gamentartig und schrumpfen ein, so daß Runzeln entstehen. Möglicherweise sind durch solche Runzeln der Röhrenhülle die Netzstreifen entstanden. Man könnte aber auch daran denken, daß die Tiere beim Bau der Hülle zunächst ein Netz von gröberen Schleimfäden gezogen und dann auf dieses Gerüst eine dünne Schleimschicht aufgetragen haben, so daß die Oberfläche eine netzige Skulptur erhalten mußte. Das eigentümliche Maschenwerk der Streifen findet sich zu- weilen auch in den Zwischenräumen nicht zusammengehöriger Wülste. Hier dürfte es sich um losgerissene Fetzen der Schleimbauten handeln, die beim Ausräumen der Hohlräume mit ins Freie gelangten. Selbstverständlich läßt sich auch hierüber _ nichts Sicheres sagen. Das Rätsel der Netzstreifen bleibt vorläufig noch ungelöst und es müssen noch viel eingehendere Untersuchungen und Beobachtungen an lebenden Rhizocoralliden angestellt werden, um eine befriedigende Erklärung der Entstehung der merkwürdigen Netzstreifen geben zu können.

Die U-förmig gebogenen Wülste sind, wie gesagt, seltener. Der Bau bildete einst eine hufeisenförmige Tasche (Spreite) mit einer Erweiterung am Rande. Auf dieser Spreite fehlen an unseren Exemplaren die Netzstreifen, dagegen sind parallel laufende bogenförmige Linien vorhanden. Richter (68S. 204, 207 und 211) erklärt diese Linien für Zuwachsstreifen, die beim fortgeschrittenen Bau der Höhlung als Reste früherer Scheitelbögen stehen geblieben sind. Unter der glatten Oberfläche der Schenkelwülste, manchmal auch unter der Spreite sind kleine elliptische Körperchen eingebaut, deren Größe ziemlich gleich bleibt (zirka | mm breit und I—2 mm lang). Über diese Baukörperchen, die wohl auch zur Ver- steifung der Röhrenhülle dienten, hat Reis (63 S. 236) eingehende Untersuchungen angestellt; doch weiß man bis heute noch nichts Endgültiges über die Natur derselben.

Dünnschliffe, die ich anfertigte, zeigten nur, daß die Baukörperchen aus dem Material der Steinmergel zusammengesetzt sind. Manche Autoren glauben, daß es sich um Koprolithen handle, die von den Rhizocoralliden als Bausteine in

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die schützende Hülle an besonders gefährdeten Stellen eingefügt worden seien. Andere (Reis 64 S.628) dagegen sehen diese ovalen Körperchen als eigens zu Bauzwecken verfertigt an. Tatsächlich gibt es Würmer (Terebella figulus u.a.), die Schlamm verschlucken und denselben in geformten Partikelchen durch den Mund wieder ausscheiden, um sie als Bausteine zu verwenden.

Netzleisten und Baukörperchen scheinen sich gegenseitig auszuschließen. Je- denfalls ist auffallend, daß letztere überall da fehlen, wo die beschriebene Netz- skulptur vorhanden ist.

Brachiopoda Lingula tenuissima Bronn

Mit Lingula tenuissima Bronn muß Lingula zenkeri v. Alb. zu einer Gesamtart vereinigt werden, denn eine natürliche Trennung ist nicht gut möglich. Der Er- haltungszustand der Windsheimer Formen, die meist nicht die Größe typischer Exemplare erreichen, läßt leider etwas zu wünschen übrig.

Ihre Hauptverbreitung hat Lingula tenuissima in der Steinmergelbank Nr. 6 Profil II, wo sie massenhaft erscheint. Unmittelbar darüber beginnt sofort der Gips; damit erklärt sich auch das plötzliche Verschwinden der Lingula. In den tiefer gelegenen Schichten des Steinmergels tritt Lingula nur vereinzelt auf.

Lingula tenuissima fand sich ferner im Profil I Nr. 15, sowie Profil III Nr. 14 und 19. In der letztgenannten Bank hatten die Schälchen eine bläulich-weiße Färbung. Thürach erwähnt aus dem Grundgips nur einmal das Vorkommen der Lingula tenuissima, und zwar in seinem Profil II Nr. 18.

Lamellibranchiata

Gervillien sind äußerst selten und befinden sich meist in einem derart schlechten Erhaltungszustand, daß eine Bestimmung mit großen Schwierig- keiten verbunden ist. Doch kann mit Sicherheit gesagt werden, daß alle bis jetzt beobachteten Formen der Gruppe der Gervillia substriata Credn. angehören. Zeller hat in der Lettenkohle drei Arten von Gervillien nachge- wiesen, nämlich Hoernesia (Gervillia) socialis v. Schloth., Gervillia subcostata Goldf. und Gervillia substriata Credn. Die beiden erstgenannten kommen im Grundgips nicht vor, wenigstens sind sie bis heute noch nicht gefunden wor- den. Die beobachteten Formen zeigen einen Achsenwinkel von nur 30—35 Grad und damit kennzeichnen sie sich als zu Gervillia substriata gehörig.

Der Muschelgips (Nr. 14) des Profils I enthält zwei Varietäten der Gervillia substriata, nämlich eine etwas größere mit Radialstreifung, die durch die Umwandlung der Schale in Gips leider etwas an Deutlichkeit eingebüßt hat: Gervillia substriata Credn. var. lineata Goldf. und eine kleinere ohne Radialstreifung, mit konzentrischen Streifen versehene Form: Gervillia sub- striata var. tenuicostata Zeller.

Beide Varietäten nur im Windsheimer Profil I Nr. 14. Aus der gleichen Bank gibt auch Thürach eine Gervillia lineata Goldf. an.

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Pecten (Velopecten) albertii Goldf.

Von dieser seltenen Art liegen einige gut erhaltene Stücke vor. Sie erreichen meist nicht I cm Durchmesser. An einem stark gewölbten Exemplar aus Profil I Nr. 14 ist am äußersten Rande noch etwas von einer feinen Radialstreifung zu erkennen. Ein weiterer Steinkern aus Profil I Nr. 11 zeigt die feine Radial- streifung sehr deutlich. Wieder andere dagegen besitzen nicht die geringste Spur von Streifung. Nach Alberti ist die Verschiedenheit der Radialstreifung auf die mehr oder weniger starke Abnützung der Schale zurückzuführen. Die Ausgangsform Pecten inaequistriatus Goldf. mit sehr deutlichen Streifen, läßt sich an Steinkernen nicht mehr erkennen. Dagegen kann man Pecten alberti Goldf. und den völlig streifenlosen Pecten obliteratus Schaur. auffinden. Ver- hältnismäßig zahlreich fand sich Pecten albertii im Profil VII Nr. 9. Thürach gibt diese Art an im Profil I Nr. 14.

Nucula goldfussi v.Alb.

Ein Dolomitsteinkern von 11 mm Länge und 9 mm Höhe dürfte zu dieser Art gehören. Vorkommen: Profil I Nr. 14.

Myophoria goldfussi v. Alb.

Die häufigste Art im Grundgips. Sie tritt fast in sämtlichen Steinmergeln auf. Manche Schichten sind vollständig aus Myophorien aufgebaut. Die besterhalte- nen Exemplare fanden sich im Profil I Nr.14. Manche Stücke hatten auf den Rippen in der Nähe des Randes deutlich sichtbare konzentrische Linien und zeigten deshalb eine schöne Dornenbildung. Die Individuen aus dieser Schicht erreichen ganz besondere Größe (Länge bis 17 mm).

Myophoria intermedia Schaur., vulgaris Schloth., transversa Bornem.

Die Unterscheidung dieser drei einkantigen Arten bereitet oft große Schwie- rigkeiten, weil sie durch Übergänge miteinander verbunden sind. Größe, Art der Berippung, Schärfe der Kanten und Umriß geben kein brauchbares Unter- scheidungsmerkmal. Am leichtesten noch läßt sich eine Trennung durchführen, wenn man den sog. Seebachschen Quotienten zu Hilfe nimmt (Verhältnis der Entfernung der Nebenkante von der Arealkante zur Länge der Arealkante). Doch auch dieses Unterscheidungsmerkmal ist nicht konstant, so daß es nach Rübenstrunk (69 S.198) sehr fraglich ist, „ob die Myophoria vulgaris, trans- versa und intermedia weiterhin als selbständige Arten angesehen werden dür- fen“. Wahrscheinlich handelt es sich um eine einzige Art, welche ihre Form je nach den Lebensbedingungen ändert. In brackischen Gewässern erscheint sie als Myophoria transversa, in marinen dagegen als vulgaris oder intermedia.

Im Grundgips findet sich Myophoria intermedia nicht häufig. Der See- bachsche Quotient beträgt bei typischen Stücken 1:4 bzw. 1:5. Zwischen den beiden Rippen befindet sich eine sanft ausgehöhlte Furche.

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Vorkommen: Profil I Nr.14 (von hier gibt sie auch Thürach an) und Profil X Nr.14.

Die zweite Form des Grundgipses muß zu Myophoria vulgaris gestellt werden. Ihre Trennung von Myophoria transversa ist trotz der Beschreibungen von Bornemann, Seebach, Schauroth, Zeller u.a. überaus schwierig.

Der Seebachsche Quotient beträgt bei Myophoria transversa 1:1,8—1:2, bei Myophoria vulgaris 1: 2,24—1: 2,79. Außerdem soll sich Myophoria trans- versa durch die quer verlängerte Form, die abgerundete Hauptkante und die gestrecktere Gestalt von Myophoria vulgaris unterscheiden.

Die Windsheimer Form besitzt in ihren größten Exemplaren eine Länge von 42 mm und eine Breite von 34 mm. Die Hauptkante ist bald abgerundet, bald scharf. Der Seebachsche Quotient beträgt fast 1:3, nähert sich also ziemlich dem der Myophoria vulgaris. Nachdem dieser Quotient das Hauptunterschei- dungsmerkmal bildet, müssen wir die Formen des Grundgipses zu Myophoria vulgaris stellen. Selbst die kleineren Exemplare neigen mehr zu vulgaris als zu transversa.

Ähnlich verhalten sich die Stücke, die aus den Steinmergelbänken stammen. Beim besterhaltenen Exemplar ist sogar eine, wenn auch schwach angedeutete dritte Kante zu erkennen, so daß man an Myophoria raibliana Bou& et Desh. erinnert wird. Die meisten Myophorien des Grundgipses gehören also zu Myo- phoria vulgaris, wenn sie auch nicht immer in typischer Ausprägung vorkommen. Typische Myophoria transversa fehlt; einzelne stark abweichende Formen könnte man vielleicht als cfr. transversa bezeichnen.

Myophoria vulgaris ist eine marine, Myophoria transversa eine brackische Form. Das Fehlen der letzteren beweist, daß der Grundgips eine marine Ab- lagerung ist.

Vorkommen: Vergipste Schalen : Profil INr.14; Profil X. Steinkerne: Profil III Nr. 11 und 14.

Auch in der Münchener Staatssammlung liegt eine Myophoria aus Winds- heim, die als Myophoria vulgaris bestimmt wurde.

Myophoria cfr. struckmanni Stromb. Zu dieser Art dürfte ein vergipstes Schalenexemplar aus Profil INr.14 gehören.

Gastropoden

Im sog. Muschelgips (Profil I Nr.14) kommen winzige Schneckchen in unge- heurer Anzahl vor. Man gewinnt sie am leichtesten, wenn man einige Proben des Gesteins im Wasser auflöst. Die Steinkerne der Schneckchen, die fast durchweg in Dolomit umgewandelt sind, bleiben im Lösungsrückstand zurück und können dann ohne weitere Mühe ausgesucht werden.

Aus dem reichen Material konnten mit Sicherheit nachgewiesen werden:

Rissosa gregaria Schloth. Neritaria cognata Gieb.

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Rissoa giebeli Schauroth. Omphaloptycha pusilla Schmid. Oonia minima Schmid Actaeonina Sp.

Aber auch größere Schnecken kommen in der gleichen Schicht vor. Es seien erwähnt:

Polygyrina gracilior Schaur. = Rissoa dubia var. gracilior Schaur. Ein schöner Steinkern von schlanker Form mit sieben Umgängen.

Rissoa strombecki var. genuina Schaur.

Wahrscheinlich synonym mit Holopella multitorquata Münst. Dazu gehört ein Gehäusefragment, das noch vier Umgänge aufweist.

Undularia (Rissoa) scalata var. conica Schaur.

Kegelförmige Schneckchen mit fünf bis sechs vollständig ebenen Umgängen. Von Thürach in derselben Schicht gefunden.

Undularia (Rissoa) cfr. scalata var. genuina Schaur.

Wahrscheinlich gehört dazu ein Steinkern von 15 mm Länge und sechs Um- gängen. Von Thürach ebenfalls angegeben.

Rissoa dubia var. subplicata Schaur. Zeigt eine deutliche Skulptur, bestehend aus kleinen Rippen.

Vertebrata Pisces

Hybodus sp.

Hierher gehören verschiedene Zahnspitzen, die nicht näher bestimmt werden können (Profil I Nr.14).

Acrodus minimus Ag. bzw. Acrodus lateralis Ag.

Kleine Zähnchen mit durchlaufendem Querkiel, die Schmelzrippen der Ober- fläche breit und deutlich. Mangels reicheren Materials läßt sich eine einwand- freie Bestimmung nicht vornehmen. Wahrscheinlich handelt es sich um Acro- dus minimus Ag., der auch aus dem Lettenkohlenkeuper angegeben wird.

Palaeobates angustissimus Ag.

Ungekielte, flach gerundete Zähne mit punktierter Oberfläche (Profil I Nr.14 und Profil III Nr. 14).

Saurichthys sp. Nur ein winziger Zahn (Profil II Nr.6).

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Colobodus frequens Dames

Verschiedene Schuppen und Zähne, die bisher unter den verschiedensten Namen beschrieben wurden, wie Tetragonolepis triasicus Winkler.

Colobodus maximus Qu.

Eine Schuppe mit sechs hinten in Spitzen ausgezogenen Rippen (Profil III Nr. 14).

Reptilia Nothosaurus sp. Einzelne Wirbel und Zähne. Die wenigen Reste genügen nicht zur genauen

Bestimmung der Art. (Profil I Nr.14, Profil II Nr.6, Profil III Nr.11 und 19.)

Pflanzenreste

Ziemlich selten werden Pflanzenreste im Gips gefunden. Vereinzelt tritt in den untersten Bänken eine Conifere auf mit nadelförmigen, oben abgerundeten oder auch schwach zugespitzten Blättern, die an der Basis lange am Stengel entlang laufen. Es handelt sich um Voltzia fraasi Schütze, die schon öfter mit Widdringtonites keuperianus Heer verwechselt wurde. Die Angabe Thürachs, daß auch Widdringtonites im Windsheimer Grundgips vorkomme, muß daher noch auf ihre Richtigkeit nachgeprüft werden.

Verbreitung der Arten

| Grundgips a a RINzOCcorallium tz: N td, - — .- Einpulartenuissima Brom! 77... ... . — 4 4 Gervillia substriata Credn. var. lineata (OR ee ee A ge - + substriata Gervillia substriata Cred. var. tenuicostata elle ee A ee SL a substriata Pecten (Velopecten) albertii Goldf.. . . + + en NucWasgoldfassr Alb ne + + == Myvophoriargoldfüsst Alb... „ins. + + + Myophoria intermedia Schaur. . . . . . + + = Myophoria vulgaris Schloth. .... . . + + Sr MyophoriatransversaBornem .„nichttypisch + u Tr Myophoria cfr. struckmanni Stromb. + 4 + Rissoa,greparia, Schloth nn... ans 1 + 7 Neritaria.cognata.Gieb! wa la). en + ai 15

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Oberer Muschelkalk

Lettenkohlen-

Grundgips keuper

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Rissoa giebeli Schaur. .... -.... Omphaloptycha pusilla Schmid... . . . Oonia minima:Schmid..::. 2.22.42. Actaeoninasp. u = 2 2. A. m au Polygyrina gracilior Schaur. ...... Rissoa strombecki var. genuina Schaur. Undularia (Rissoa) scalata var. conica Schauf:. 22.3 ee Undularia (Rissoa) scalata var. genuina Schalte Water ine arte Rissoa dubia var. subplicata Schaur.. . . Hybodussp. ae Ann a mern 2 a Acrodus minimus Ag. „ . . » run Palaeobates angustissimus Ag. . . . . . SaurichthyS 0 Keane 2 anal Colobodus frequens Dames.. ...... Colobodus maximus Qu. . . . 2.2... Nothosaurussp. =... 2 u =. en. Voltziasftaası Schütze =... 27. 2.00.0

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+++ ++++++H+

|+++1++

Aus der vorstehenden Liste ist zu ersehen, daß sämtliche Arten des Grund- gipses entweder schon im Muschelkalk oder wenigstens in der Lettenkohle auf- treten. Auch geht daraus hervor, daß keine einzige nicht marine Art vorhanden ist. Gervillia substriata und Myophoria vulgaris haben zwar ganz nahe Ver- wandte in brackischen Ablagerungen, doch sucht man diese im Grundgips ver- geblich. Myophoria goldfussi und Pecten albertii sind Bewohner des küsten- nahen Flachmeeres oder der Küste, desgleichen die zahllosen Gastropoden. Estheria, ein Vertreter der nicht mehr rein marinen Fauna, die im oberen Gips- keuper so überaus häufig auftritt, fehlt im Grundgips vollständig. Lingula tenuissima kommt sowohl in marinen als auch in brackischen Faunengesell- schaften vor. Auch die meisten Wirbeltiere, z. B. Palaeobates angustissimus, Acrodus minimus, Nothosaurus, Colobodus tragen marinen Charakter. Fassen wir das alles zusammen, so ergibt sich, daß die Tierwelt des Grundgipsmeeres eine rein marine ist. Mit jeder neuen Transgression müssen marine Arten in die zeitweise vom offenen Ozean abgeschnürten Grundgipssenken eingewandert sein. Brackische und halbmarine Formen fehlen vollständig.

Die Quellungserscheinungen im Gips

Die Grundgipsschichten zeigen vielfach Lagerungsstörungen, die sich als eigentümliche Verbiegungen und Stauchungen dünner Gipsbänder bemerkbar machen. Zweifellos handelt es sich um Quellungserscheinungen. Bekanntlich

Den,

findet bei der Umwandlung des Anhydrits in Gips durch Wasseraufnahme eine Volumvermehrung von ca. 33%, statt. Durch die Auflockerung der Masse wird zugleich eine Änderung des spez. Gewichtes hervorgerufen (2,3 statt 2,9). Die Aufquellung des Gesteins löst einen gewaltigen Druck aus, dessen Wirkungen leichteren tektonischen Bewegungen gleichkommen.

Binder (5) konnte die Wirkungen dieses Druckes besonders gut beobachten beim Bau des Weinsberger Tunnels an der Bahnstrecke Crailsheim—Heilbronn. Die stärksten Tragbalken konnten dem Druck des aufquellenden Anhydrits nicht Widerstand leisten und knickten zusammen, so daß der Bau mit den denkbar größten Schwierigkeiten verbunden war.

Die Verbiegungen und Stauchungen im Grundgips werden heute fast allgemein auf solche Quellungen zurückgeführt. Anders verhält es sich mit den Faltungen im Gekröseanhydrit des Muschelkalks, die Reis in seiner Arbeit (62) beschreibt. Die Entstehungsursache dieser Verbiegungen ist nicht in Aufquellungen durch Wasseraufnahme, sondern in einfachen, primären Rutschungen des Anhydrits kurz nach der Sedimentation zu suchen.

Die Faltungserscheinungen im Grundgips treten immer wieder im Gips selbst auf. Anhydritbänder fehlen vollständig. Die letzten Zeugen des einstigen Vor- handenseins mächtiger Anhydritlager liegen nur noch in den Restvorkommen kleiner Anhydritkristalle im dichten Gips vor.

In den Windsheimer Gipsbrüchen lassen sich die Faltungserscheinungen des aufgequollenen Gipses besonders gut studieren, weniger allerdings im Felsen- gips als im Plattengips. Der tieferliegende Felsengips zeigt fast gar keine Fal- tung, was ich auf die größere Mächtigkeit der hangenden Schichten, auf eine dadurch bedingte langsamere Umwandlung des Anhydrits und auch auf die größere Geschlossenheit der Schichten zurückführen möchte. Die schwächeren, gebänderten Bänke des Plattengipses dagegen sind viel deutlicher gefaltet, namentlich dort, wo sie auf Steinmergelbänken und Mergelschichten aufruhen. Vermutlich bewirkten diese nahezu wasserundurchlässigen Schichten eine starke Ansammlung des Grundwassers. Dies aber hatte eine starke Quellung des An- hydrits zur Folge. Das sein Volumen vermehrende Gestein suchte sich nun nach allen Seiten hin auszudehnen, stieß aber überall auf großen Widerstand. Schließ- lich mußte es nach der Seite des geringsten Druckes (nach oben) ausweichen. An besonders schwachen Stellen erfolgte daher eine Aufwölbung der Schichten und es entstand die charakteristische Faltung und Stauchung, die sonst nur durch tektonische Vorgänge erzeugt wird. Die weichen Mergel der Unterlage wurden bei der Aufwölbung des Gipses infolge plötzlicher Entspannung in den entstandenen Hohlraum hineingepreßt und schwollen deshalb an solchen Stellen mächtig an (Fig. Nr.1/2).

Eine auffällige Erscheinung ist das allmähliche Ausklingen der Falten nach oben hin. Zuletzt verschwindet jede Faltung und die horizontale Lagerung ist wiederhergestellt. Um dies zu erklären, müssen wir annehmen, daß die unteren Anhydritschichten, die auf den wasserundurchlässigen Mergeln ruhten, viel rascher in Gips sich umwandelten als die höheren. Je weiter sich die Anhydrit-

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schichten von den Mergelbänken entfernten, desto weniger kamen sie mit Wasser in Berührung und desto gleichmäßiger und langsamer mußte ihre Auf- quellung und Hebung erfolgen.

Mit der Aufwölbung ging offenbar eine horizontale Bewegung der aufquellen- den Schichten Hand in Hand. Dafür spricht die Erscheinung, daß der höchste Punkt der Falten gewöhnlich nicht in der Mitte liegt, sondern etwas seitlich verschoben ist. Die Wirkung zweier verschiedener Bewegungsrichtungen zeigt besonders schön die große Falte im Steinbruch Müller-Windsheim (Fig. Nr.3), wo es selbst zu Gekrösefaltung des Gipses gekommen ist. Auf dem gleichen Bilde sehen wir auch, wie durch die Gewalt eines plötzlich frei gewordenen Druckes eine nahezu senkrechte Stellung der Gipsschichten hervorgerufen wor- den ist. Das Kernstück der großen Falte enthielt eine zertrümmerte Stein- mergelbank (Fig. Nr.4). Das läßt darauf schließen, daß gerade an jener Stelle ein ganz besonders starker Druck von unten her erfolgt sein muß, dem der feste Steinmergel nicht widerstehen konnte und deshalb zerbrach. Derartige Stö- rungen sind ziemlich selten. Nur Nies (51) berichtet über eine ähnliche Beobach- tung, die er in einem Steinbruch bei Hüttenheim machen konnte. Gewöhnlich sind die Steinmergelbänke nur ganz wenig in Mitleidenschaft gezogen und bilden die ungestörte Basis der Gipsfalten. Auf größeren, für den Abbau frei- gelegten Flächen kann man nicht selten über den Steinmergeln die Gipsfalten als Erhebungen beobachten. Die abgedeckte Fläche erinnert an eine flachwellige Hügellandschaft. Eine Abhängigkeit von tektonischen Störungslinien, denen die Falten folgen müßten, war nirgends festzustellen. Die Falten erheben sich ganz unregelmäßig und beweisen, daß hier Schwächezonen im Verband des Gips- flözes vorliegen. |

Eine interessante Beobachtung, die ich im Steinbruch Weid-Windsheim machen konnte, gibt einigen Aufschluß über die Vorgänge bei der Quellung des Gipses. Über der Steinmergelbank Nr.14, die nicht von Mergelschichten über- lagert ist, zeigte der noch flach auf dem Steinmergel aufruhende Gips vor der aufsteigenden Falte an einzelnen Stellen Rutschstreifen. Diese können nur durch den harten Steinmergel, über welchen der Gips hinweggleiten mußte, hervorgerufen worden sein. Die bandförmigen Rutschflächen verlaufen nicht gerade, sondern zeigen eine leichte Biegung. Dies läßt darauf schließen, daß die quellenden Gipsschichten so lange eine drehende und zerrende, horizontale Bewegung hatten, bis sie nach Überwindung des Gebirgsdruckes durch Zer- reißung und Aufwölbung den Weg nach oben fanden. Wir verdanken die Rutsch- streifen lediglich dem glücklichen Umstand, daß keine Mergelschichten vor- handen waren. In der Regel bilden aber weiche Mergel die Unterlage des Gipses und dann können Rutschspuren nicht erwartet werden. Aber auch zwischen den einzelnen Gipsbändern innerhalb der Falten sind kleine Rutschstreifen sichtbar. Diese Erscheinung beweist, daß bei der Aufquellung eine ungleich- mäßige Bewegung der einzelnen Bänder stattgefunden hat.

Bruchlose Faltung kommt nur in beschränktem Maße vor. Fast stets ist die Faltung mit Bruch verbunden, so daß die Falten eigentlich aus mehreren ein-

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zelnen Stücken zusammengesetzt sind. Die Bruchstellen häufen sich ganz be- sonders an den höchsten Erhebungen der Falten, am Scheitelpunkt. Hier sind die Falten außerdem noch von vielen kleinen, oft gleichgerichteten Rissen und Spältchen durchzogen, die sehr oft die großen Bruchspalten kreuzen. Fast immer sind die Spalten und Risse nachträglich mit großen Gipskristallen wieder ausgeheilt worden.

Die vielfachen Lagerungsstörungen im Bereiche des Grundgipses können also, wie die bisherigen Untersuchungen ergeben haben, nur auf die Volum- vermehrung zurückgeführt werden, die das Gestein bei der Umwandlung des Anhydrits erfuhr. Von subaquatischen Rutschungen während oder kurz nach der Sedimentation kann nicht die Rede sein.

Die Auslaugungsdiagenese im Grundgips

Das Problem der Auslaugungsdiagenese findet in letzter Zeit erhöhte Beach- tung. Durch die verdienstvolle Arbeit Spitz’ und Wepfers (101) wurde die Auf- merksamkeit darauf gelenkt und so sind bereits aus den verschiedensten For- mationen Beispiele hierfür bekannt geworden.

Auch im Grundgips begegnen wir Erscheinungen, die auf Auslaugungsdiagenese zurückgeführt werden müssen. Die leichte Löslichkeit der Gesteine hat Stoff- wanderungen zur Folge; was auf der einen Seite aufgelöst und weggeführt wird, wird an anderer Stelle wieder abgesetzt. Uns interessiert hier in erster Linie die Veränderung der Steinmergelbänke, welche, obwohl schwerer löslich als der Gips, ebenfalls angegriffen werden. Die Veränderung des Gesteins ist verschieden, je nachdem die Auslaugung flächenhaft oder räumlich arbeitet. Auf flächenhafte Auslaugung führe ich zurück die schwankende Mächtigkeit der Steinmergelbänke, ihre Stauchungen und Verbiegungen, sowie ihr stellenweise vollständiges Aus- setzen. Die dunklen, tonigen Streifen, die das Gestein durchziehen, verraten, daß eine Auflösung und Wegführung stattgefunden hat. Die in ihrer Mächtigkeit reduzierten und ihres Bindemittels teilweise beraubten Bänke leisten quellendem Anhydrit keinen großen Widerstand und werden daher leicht verbogen und gestaucht.

Ähnliche Erscheinungen zeigt das Wellengebirge des Muschelkalks. Die wellige Struktur ist hier nach Spitz und Wepfer aufein Zusammensacken bzw. Absacken des tonig mergeligen, ausgelaugten Gesteins zwischen den noch nicht ausgelaugten, festen Karbonatgesteinsresten zurückzuführen.

Auch die Wärme spielt bei den Lösungsvorgängen eine wichtige Rolle. Die durch den Druck der Deckschichten oder durch den Quellungsdruck erzeugte Wärme erhöht die Löslichkeit des Gesteins und beschleunigt die Auslaugungs- tätigkeit des CO,-haltigen Wassers.

Die Auslaugung der Steinmergel hinterläßt dunkel gefärbte Mergelschmitzen oder Schlieren. Im Dünnschliff zeigen sich rasch auskeilende, oft stark gewellte Tonhäutchen, die an Mikrostylolithen erinnern. Sie enthalten als Einlagerung Gips und zahlreiche Erzkörner. Gerade die letzteren kennzeichnen die Lösungs-

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bahnen des Wassers in den unzähligen kleinen und größeren Spältchen des Ge- steins. Ihre Anhäufung in den tonigen Flasern läßt erkennen, daß eine beträcht- liche Menge des Gesteins aufgelöst und weggeführt wurde. Ob durch die Auflösung des Gesteins nur eine Anreicherung der Erze oder auch eine Vergrößerung der Erzkörner durch neu zugeführte Minerallösungen erfolgte, ist schwer zu ent- scheiden.

Durch Gabelung und Wiedervereinigung zweier Lösungsflächen werden Kerne unversehrten Gesteins von tonigen Häutchen eingeschlossen. Anschliffe lassen diese Erscheinung besonders deutlich hervortreten.

Seltener finden sich in den Steinmergeln echte Stylolithen und stylolithische Linien. Die Größe der Stylolithen erreicht meist nur I cm. Ihre Köpfe tragen eine dünne Kappe dunkler Auflösungsrückstände. Einzelne Stylolithen sind mit deutlichen Längsstreifen versehen. Die Stylolithen gehen, wie diesWagner (98) besondes hervorhebt, aus den welligen, durch tonige Rückstände gekennzeich- neten Lösungsbahnen (Drucksuturen) hervor. Sie sind weiter nichts als die zu Zapfen vergrößerten, unregelmäßigen Erhebungen der Lösungsflächen, die durch Druckwirkung bei den Lösungsvorgängen in die leichter angreifbare Gegenseite hineinwachsen.

Eine ganz merkwürdige Verzahnung von grobkristallinem Gips und Stein- mergel konnte ich im Steinbruch Haberstroh-Windsheim beobachten (Pro- fil INr. 19 und 20). Der Steinmergel ist stellenweise auf seiner Unterseite durch Auflösung stark reduziert und mit rundlichen, unregelmäßigen Vertiefungen ver- sehen. Der kristalline Gips dagegen zeigt rundliche Erhebungen, die sich ganz genau in die Vertiefungen der darüberliegenden Steinmergelbank einfügen. Der- artige Verzahnungen, die man nicht als Stylolithen bezeichnen kann, sind meines Wissens bisher noch nicht beschrieben worden. Die Erklärung ihrer Entstehung bereitet einige Schwierigkeiten. Wahrscheinlich hat durch die lösende Tätigkeit desWassers eine starke Zerstörung der ursprünglich aufdichtem Gips aufruhenden Steinmergelbank stattgefunden, so daß zwischen Steinmergel und Gips eine klaffende Lücke entstand. Später dürfte der so entstandene Hohlraum mit allen Vertiefungen in den beiderseitigen Wänden mit kristallinem Gips ausgefüllt und ausgeheilt worden sein. Zu dieser Annahme berechtigt die Tatsache, daß überall da, wo kein kristalliner Gips auftritt, die Steinmergelbank viel mächtiger und vollständig unversehrt ist und direkt auf dichtem Gips aufliegt.

Die Kristallisation des Gipses

Die leichte Löslichkeit des Gipses hat eine große Wanderungsfähigkeit des- selben zur Folge. Der gelöste Gips wird vom Wasser weggeführt und kommt an anderen Stellen durch Auskristallisieren wieder zum Absatz. So werden Sprünge und Risse, die durch Quellung des Gipses oder infolge tektonischer Vorgänge entstanden sind, häufig mit Gipskristallen wieder ausgeheilt. Ebenso sind Schicht- fugen nicht selten mit schönen Gipsrosetten bedeckt. Auch in Hohlräumen, die der Quellung und Lösung ihre Entstehung verdanken, werden zuweilen gut aus-

sl

gebildete, prismatische Kristalle angetroffen. Besonders schöne Kristalle konnte ich in Profil III Nr. 16 beobachten. Diese Schicht wurde durch Lösungsvorgänge teilweise stark zerfressen. Die Folge ist eine Anhäufung toniger Lösungsrück- stände, die sich später durch Auskristallisieren von Gips wieder verfestigten. In Vertiefungen liegen einzelne prismatische Kristalle von 2—3 cm Länge, sowie größere Kristallaggregate von ovalem Umriß. Die letzteren bestehen aus zahl- reichen Einzelindividuen der bekannten dicktafeligen Ausbildung. Sie sind alle in gleicher Richtung angeordnet, so daß Längsfläche an Längsfläche und Prisma an Prisma zu liegen kommt. Dieser merkwürdige Bau legt die Vermutung nahe, daß essich eigentlich nicht um Aggregate, sondern um größere Einzelkristalle handelt, die aus Subindividuen aufgebaut sind, aber wegen ungenügender Stoffzufuhr nicht zur vollen Raumerfüllung gelangten. (Daher die scheinbar ovale Form.) Auffallend ist ferner das Vorkommen großer, dunkler, idiomorpher Kristalle, die allseitig von dichtem Gips eingeschlossen sind. Ihre Form ist bald kugelig, bald oval. Sie zeigen Risse und Sprünge, die mit hellfarbigen Gipskristallen wieder ausgeheilt wurden. Die Untersuchung dieser eigenartigen Kristalle hat ergeben, daß sie noch Reste von Anhydrit enthalten. Dies läßt darauf schließen, daß die Zerreißung der Kristalle auf nachträgliche Quellung der eingeschlossenen An- hydritreste zurückgeführt werden muß. Die Entstehung der Kristalle erfolgte sicher nicht auf Kosten der dichten Gipsgrundmasse. Wir müssen vielmehr an- nehmen, daß sich die Kristalleinschlüsse direkt aus dem Anhydrit bildeten.

Mechanische Sprengwirkungen des sekundär kristallisierenden Gipses

Verschiedene Erscheinungen im Grundgips deuten darauf hin, daß eine Zer- sprengung des Gesteins durch sekundär auskristallisierten Gips stattgefunden hat. Am deutlichsten zeigen sich diese Sprengwirkungen in einzelnen Steinmergel- bänken, die von zahlreichen unregelmäßigen, nahezu horizontal verlaufenden Rissen und Sprüngen durchzogen sind (z.B. Hellmitzheim). Auf tektonische Vorgänge können diese Risse nicht zurückgeführt werden; denn dazu sind sie viel zu unregelmäßig. Ebensowenig kann der Druck, welcher bei der Umwandlung des Anhydrits in Gips auf die Steinmergelschichten ausgeübt wird, dafür ver- antwortlich gemacht werden; denn wo aufquellender Gips die darüberlagernden Steinmergel zerbricht, verlaufen die Sprünge mehr in vertikaler Richtung.

Die erwähnten Risse sind mit Gipskristallen ausgefüllt. Das läßt darauf schlie- Ben, daß durch Kristallisation und damit verbundener Ausdehnung des Gipses eine Zersprengung des Gesteins verursacht wurde. Gipshaltiges Wasser dringt durch haarfeine Spältchen ins Gestein und scheidet nach erfolgter Konzentration Gipskristalle aus. Diese bewirken durch Sprengung eine Erweiterung der Klüfte. Neue Gipszufuhr bewirkt weitere Aufspaltung und Zerreißung. So wird das ur- sprünglich feste Gestein immer mehr gelockert und zerspalten.! Der ausgeschie- dene Gips kittet die einzelnen Trümmer wieder fest zusammen, so daß im Laufe

! Diese Kristallisationssprengungen erinnern an die Sprengwirkungen des Frostes. 6

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der Zeit eine vollständige Ausheilung erfolgt. Viele Steinmergel zeigen diese interessante Erscheinung. Manche Sprünge sind noch nicht vollständig ausgeheilt, manche dagegen enthalten eine so regelmäßige Gipseinlagerung, daß Schichtung vorgetäuscht wird.

Die Karsterscheinungen im Grundgips

Karstformen im Gips wurden bisher nur selten beschrieben. Dies hat seinen Grund hauptsächlich darin, daß große, ausgedehnte Gipsvorkommen in Deutsch- land verhältnismäßig nicht häufig sind. Am bekanntesten sind die Gipsablage- rungen des Zechsteins am Harzrande, die wegen ihrer Verkarstungserscheinungen eine gewisse Berühmtheit erlangt haben.

Aus dem Grundgips des süddeutschen Keupers wurden wohl vereinzelte Lö- sungserscheinungen beschrieben, doch wurden keine eingehenderen Untersuchun- gen hierüber angestellt. Der Gipskarst des Grundgipses ist daher ein Neuland für die Karstforschung. Er fand bisher wenig Beachtung, weil er in der Landschaft nicht besonders auffällt und die unterirdischen Hohlräume nur schwer zugänglich sind. Auch erreicht er in keiner Weise die Großartigkeit der Karsterscheinungen im Harz.

An der Oberfläche macht sich die Verkarstung des Gipses nur wenig bemerkbar, wenn nicht zufällig Deckeneinstürze und Erdfälle vorhanden sind. Die zutage tretenden Gipsfelsen verwittern sehr rasch zu Scherben infolge ihrer feinen Schich- tung, namentlich unter dem Einfluß der winterlichen Temperaturschwankungen. Man kann an diesen Gipsbrocken kleine Regenrillen beobachten, auf die hier jedoch nicht näher eingegangen werden soll.

Viel großartiger sind die Phänomene der Verkarstung, die wir in den zahl- reichen Steinbrüchen des Grundgipses beobachten können, wenn die deckenden Schichten der Keupermergel durch die Steinbrucharbeit entfernt sind.

Penck (52 S. 175) unterscheidet zwei Arten des unter Tage liegenden Karst- phänomens. Wenn der Karst mit seinen Verwitterungsprodukten bedeckt ist, nennt man ihn „bedeckten Karst‘‘ (Ed. Richter). Hat aber die Verkarstung unter einer unlöslichen Gesteinsdecke stattgefunden, so spricht man mit Katzer vom „unterirdischen Karst‘“. Letzteren bezeichnet Lozinski (47 S.708) als „Kryptokarst‘‘, Gradmann als „subkutanen Karst‘“‘. Beide Arten lassen sich jedoch nicht immer scharf trennen; denn sie gehen ineinander über.

Sämtliche Karsterscheinungen des Gipskeupers müssen dem unterirdischen Karst zugerechnet werden.

Meist sind die Gipslager von Keupermergeln und deren Verwitterungsprodukten bedeckt, die normalerweise wenig Wasser durchlassen. Während der warmen Jahreszeit trocknet aber der zähe Mergelboden sehr stark aus und bekommt breite Risse und Sprünge, die nicht selten bis zu einem Meter in die Tiefe gehen. In Regenzeiten schließen sie sich langsam, nachdem sie vorher ungeheure Mengen Wasser verschluckt haben. Das eingedrungene Wasser beginnt dann in der Tiefe seine zerstörende und auflösende Tätigkeit.

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Wie schon erwähnt, hat der Gips bei seiner Entstehung aus Anhydrit durch Wasseraufnahme gewaltige Volumzunahme und als deren Folge eine starke Zerklüftung erfahren. Ein Teil der beobachteten Klüfte ist allerdings auch tek- tonisch bedingt, wie aus ihrer Streichrichtung ersichtlich ist. Die Sprengklüfte haben einen unregelmäßigen Verlauf. Bald sind es klaffende Risse, bald haarfeine Spältchen, die sich oft rasch wieder im Gestein verlieren. Diese unregelmäßige Klüftung ist charakteristisch für Gipslager, die erst nachträglich aus Anhydrit entstanden sind und unterscheidet sich ganz wesentlich von den Klüften der Kalkgesteine. Sie ist auch von größter Bedeutung für die Bildung der Karst- formen; denn die zahlreichen Klüfte im Gipsgestein liefern dem eindringenden Wasser große Angriffsflächen und Abflußbahnen. Durch die lösende Tätigkeit des Wassers erweitern sich die Spalten zu trichter-, sack- oder schlotförmigen Vertiefungen, die man als Orgeln bezeichnet (Fig. Nr.5). Diese Orgeln laufen in der Regel nach unten spitz zu und endigen schließlich in Klüften, wenn sie nicht direkt auf horizontale Schichtfugengerinne stoßen. Ist in einem Gipsbruch das Hangende, bestehend aus Keupermergel und Verwitterungsrückständen, be- seitigt, so heben sich vom weißen Gipsgestein deutlich rundliche, dunkle Flecken ab. Es sind die noch zugeschütteten Orgeln, die mit Mergel und Verwitterungs- schutt erfüllt sind. Nach Entfernung des lockeren Ausfüllungsmaterials erscheinen die Orgeln als unregelmäßige Trichter oder Röhren im Gips.

Unser Bild Fig. Nr. 6, das so lebhaft an die Karstlandschaft Istriens erinnert, stellt ein im Steinbruch Haberstroh-Windsheim freigelegtes Orgelfeld dar.

Die obersten Ränder der Röhren sind mit vertikalen Rillen bedeckt, die als kleinste Lösungsformen anzusprechen sind. Die Wände sind verhältnismäßig glatt. Die weniger widerstandsfähigen und mehr tonigen Schichten sind stärker angegriffen und zeigen zahlreiche Löcher und Buckel. Ist der Wechsel zwischen weichen und härteren Schichten besonders stark, so sind die Wände der Röhren mit ringartigen Wülsten versehen. Manchmal zeigen die Röhrenwandungen auch stärkere Korrosionserscheinungen. Sie fühlen sich dann rauh an und werden stellenweise von kleinen, senkrecht verlaufenden Rinnen zerfurcht. Während oben jede feinere Skulptur bereits verwischt ist, sind die unteren Partien der Orgelwände überaus unregelmäßig zerfressen. Jeder einzelne von oben herab- sickernde Wassertropfen sucht sich seinen eigenen Weg. Dadurch entstehen zahl- reiche wirr durcheinander laufende Rillen und Löcher. Besonders wirksam wird die zerstörende Tätigkeit des Wassers, wenn die senkrechten Röhren mit hori- zontal verlaufenden Höhlensträngen zusammentreffen. Die starke Wasserführung dieser Hohlräume begünstigt die Korrosion in besonders starkem Maße und es entstehen Zacken, Durchbohrungen und allerlei andere zierliche Filigranformen.

Die Orgeln sind überaus mannigfaltig nach Größe und Form. Die kleineren Röhren haben rundliche oder elliptische Öffnungen. Größere Röhren dagegen sind meist unregelmäßig und zweifellos durch Vereinigung mehrerer kleinerer Orgeln entstanden. Sie können bisweilen ganz beträchtliche Dimensionen an- nehmen. So beobachtete ich im Steinbruch Weid-Windsheim unter Steinmergel eine Riesenorgel mit einem Durchmesser von 5,30 m zu 2,50 m. Auch Tiefen bis 6*

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zu 3 m sind nicht selten. Das Wachstum nach der Tiefe wird, wie ich mich wieder- holt überzeugen konnte, durch Steinmergel- und Mergelbänke, die als Zwischen- lagen auftreten, auf die Dauer nicht aufgehalten. Sobald die Aushöhlung unter- halb der trennenden Mergelbank größere Fortschritte gemacht hat, stürzt das schwerer lösliche Gestein in die Tiefe, und die beiden bisher getrennten Orgeln vereinigen sich zu einer einzigen.

Wie erklärt sich nun die Ausfüllung der Gipsorgeln ? Hoffmann (31) hält die Orgeln im Zechsteingebiet des Harzes für Karrenbildungen, die „im Diluvium durch lösende Tagewässer gebildet sind und deren Erhaltung wir nur der als- baldigen Bedeckung durch den diluvialen Lehm verdanken“. Grewingk (25) sieht in den Orgeln des devonischen Gipses bei Riga Strudel- und Sickerwasserlöcher, die dem Schmelzwasser des Gletschereises ihre Entstehung verdanken und von diesem mit gelbem, geschiebeführendem Sand ausgefüllt wurden. Penck (52), der sich ebenfalls mit dem Karstphänomen des Harzes beschäftigte, unterscheidet zwischen Orgeln am Hang, die gleich nach der Entstehung von Gekriech zuge- schüttet wurden, und Säcken auf der Hochfläche, die sich unter einer Decke bildeten, die sofort nachsackte.

Nach Haefke (27) sind sowohl die Orgeln des Harzes als auch die Säcke (zu- sammengewachsene Orgeln) der Hochfläche durch Nachsacken der Decken- schichten ausgefüllt worden. Meine Beobachtungen im fränkischen Gipskeuper lassen nur die eine Deutung zu, daß es sich hier um Nachsackungserscheinungen handelt. Bodengekriech und nachträgliche Einschwemmung scheiden aus. Die stehengebliebenen Gipsblöcke, welche die Steinbrecher ‚Hocker‘ nennen, sitzen im Gipskeupermergel. Wenn die Mergel durch Wasser eingeschwemmt worden wären, müßte die Schichtung in den Orgeln nahezu horizontal verlaufen. Dies ist aber nicht der Fall. Überall, wo Vertiefungen im Gipsgestein sich bemerkbar machen, schmiegen sich die darüberliegenden Mergelschiefer mit ihrer ganzen Schichtung denselben eng an. Über den Hockern, den Resten des einst zusammen- hängenden Gipsflözes, befinden sich die Mergel noch in horizontaler, ungestörter Lagerung. In den tiefen Orgeln aber ist das nachgesackte Deckengestein ver- bogen und teilweise zerrissen und zeigt eine auffallende Steilstellung. Noch merk- würdiger werden die Verhältnisse, wenn der Gips durch Auslaugung vollständig entfernt ist. Dann setzt sich das Deckengestein an die Stelle des aufgelösten Gipses, ist aber so unregelmäßig hin- und hergebogen, daß man an eine Faltung, hervorgerufen durch quellenden Gips, oder an subaquatische Rutschungen den- ken könnte (Fig. Nr.7, aufgenommen in einem Steinbruch bei Hellmitzheim). Daß eine Aufquellung nicht stattgefunden hat, beweist die horizontale Lagerung der Mergel an jenen Stellen des Bruches, woselbst der Gips noch unverändert zwischen Mergelbänken eingebettet liegt und keinerlei Auslaugung erfahren hat. Es besteht somit kein Zweifel, daß lediglich durch langsames Nachsacken der Deckschichten die auffällige Lagerung der Mergel verursacht wurde.

Diese Nachsackungserscheinungen beweisen einwandfrei, daß die Orgeln unter einer zusammenhängenden Decke von Keupermergeln sich bildeten. Die Orgel- felder stellen keine fossilen Landoberflächen dar, die mit Verwitterungsschutt

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zugedeckt wurden, sondern sind eine Bildung des sogenannten Kryptokarstes oder unterirdischen Karstes, der erst dann zutage tritt, wenn er durch Menschen- hand seiner Decke beraubt wird. Trotz ihrer subterranen Entstehung gehören die Orgelfelder den Karrenformen an; sie sind weiter nichts als unterirdische Karrenoberflächen.

Wie schon erwähnt, setzt sich das Ausfüllungsmaterial der Orgeln in der Haupt- sache aus Mergeln zusammen, die durch Beimengung zahlreicher Humusstoffe eine tiefschwarze Färbung annehmen. Sind die hangenden Mergelschichten nur von geringer Mächtigkeit, so besteht die Ausfüllung teilweise auch aus Ackererde.

Die Orgelbildung ist auch heute noch nicht zum Stillstand gekommen. In den stehengebliebenen Gipsblöcken werden durch die auflösende Tätigkeit des Was- sers neue Vertiefungen, Näpfe und Röhren angelegt, bis schließlich nur noch schwache Pfeiler die zahlreichen Orgeln trennen. Zuletzt fallen auch diese tren- nenden Pfeiler; die Röhren wachsen zusammen und bilden ganz große Säcke, von den Steinbrucharbeitern ‚Erdlöcher‘‘ genannt. Solch große Hohlformen konnten besonders schön im Steinbruch Haberstroh beobachtet werden. Des öfteren hatten sie nachstehende Form: Man sieht deutlich, wie die kleineren Röhren von den grö- Beren angeschnitten werden und wie sie miteinander verwach- | sen. Meist sind die Verwachsungsstellen durch Abrundung undeutlich gewor- den, doch sind zuweilen zwischen zwei vereinigten Orgeln auch noch kleine scharfkantige Vorsprünge vorhanden.

Ganz große Hohlformen rufen schließlich an der Oberfläche der Landschaft gewisse Veränderungen hervor, weil dasnachsackende Material der Deckschichten die Hohlformen nicht mehr ganz auszufüllen vermag. So entstehen Mulden und Schüsseln, dolinenartige Gebilde, die in der Landschaft wegen der geringen Mächtigkeit der Gipslager allerdings weniger auffallen als die Dolinen der Kalk- gebirge.

Dolinen können auf zweierlei Weise entstehen, entweder durch allmähliche Auflösung des Tiefengesteins und gleichzeitiges Nachrutschen der hangenden Schichten oder durch plötzlichen Einsturz unterirdischer Hohlräume. Man spricht deshalb von Lösungsdolinen und Einsturzdolinen. Für die meisten Dolinen im Kalk wird heute die Einsturztheorie, die in Tietze ihren eifrigsten Vertreter hatte, abgelehnt. Dagegen bekennt man sich zur Ansicht Cujvics, der die über- wiegende Mehrzahl der Kalkdolinen der Auslaugungstätigkeit des atmosphäri- schen Wassers zuschreibt und sie als Oberflächenerscheinungen betrachtet.

Unter den Begriff Lösungsdolinen fallen auch die bisher beschriebenen mulden- förmigen Vertiefungen im Grundgips des Gipskeupers. Im Gipskarst kommen aber auch nicht selten echte Einsturzdolinen oder Erdfälle vor. Meyn bezweifelte die Möglichkeit solcher Erdfälle in Gipsgebieten, weil seiner Auffassung nach (48) die massige Natur des Gipses, die unregelmäßige Zerklüftung, sowie die weiche und zähe Beschaffenheit des Gesteins keinen Einsturz zulasse. Sollte sich wirklich einmal ein Einsturz ereignen, so könnte er sich nicht bis an die Oberfläche fort- setzen. Die neuere Forschung hat jedoch durch einwandfreie Beobachtungen

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festgestellt, daß tatsächlich im Gips des öfteren Deckeneinstürze unterirdischer Hohlräume erfolgen, die zur Bildung von Erdfällen führen. Auch im Grundgips des Windsheimer Gebietes kommen gar nicht selten solche Einstürze mitten in der Ackerflur vor. Sogar Unglücksfälle haben sich dabei nach den Schilderungen der Grundstücksbesitzer zugetragen, indem Tiergespanne während des Pflügens mit in die Tiefe gerissen wurden. Die Erdfälle ereignen sich besonders häufig in der Gegend zwischen Nordheim und Herbolzheim. Unterirdische Wasserstränge haben dort ein ziemlich großes Gebiet durch Auflösung des Gipses unterhöhlt. In der Landschaft zeigen sich eigentümliche Mulden, die nur auf Einsturz unter- irdischer Hohlräume zurückgeführt werden können. Die meisten Erdfälle mögen schon vor mehreren Jahrzehnten, ja vielleicht Jahrhunderten entstanden sein. Im Laufe der Zeit wurden sie wieder mit Schutt erfüllt, so daß nur noch kleine, flache Vertiefungen übrig geblieben sind. Im Jahre 1924 bildete sich in einem Acker bei Nordheim ganz plötzlich ein neuer Erdfall. Sein Umriß war fast kreis- rund, der Durchmesser betrug zirka 5 m, die Tiefe zirka 3 m. Das Profil zeigte oben Ackererde, dann tiefgründigen Verwitterungsboden, aus welchem Gips- felsen hervorragten. Der Schuttkegel war ebenfalls fast kreisrund, nach allen Seiten gleichmäßig abfallend und rings mit Wasser umgeben. Nach Lozinski (47 S. 717) ist die Form eines Erdfalls abhängig von der Mächtigkeit der darüber- lagernden Lehm- oder Schuttdecke. Wenn das Lehmmaterial den ganzen Erd- fall nicht auszukleiden vermag, so ist die Form assymetrisch, indem auf der einen Seite der entblößte Gips sehr steil oder senkrecht abfällt, auf der anderen dagegen der nachsinkende Lehm eine mäßig steile Neigung annimmt. Eine stär- kere Lehmdecke hat nach demselben Autor einen Kreisrunden Umriß und eine regelmäßige Trichterform zur Folge... . „Da der Lehm in der Regel eine gleich- mäßig lockere Beschaffenheit besitzt, strebt er von allen Seiten der im Ge- wölbe des Hohlraums entstandenen Öffnung in demselben Maße zu und dadurch bildet sich auf der Lehmoberfläche — genau wie in einer Sanduhr — eine trich- terförmige Bodensenkung.“

Der Nordheimer Erdfall gleicht keinem dieser beschriebenen morphologischen Typen. Trotz der geringen Schuttdecke hat er einen regelmäßigen Umriß. Das in die Tiefe gestürzte Material ist nicht trichterförmig, sondern kegelförmig an- gehäuft. Das dünne Gipsgestein, das die Last der Lehmdecke nicht mehr tragen konnte, ist an den Bruchstellen ringsum sichtbar. Beim Einsturz ist also die Gipsdecke des Hohlraums mit der Überlagerung gleichmäßig in die Tiefe ge- sunken. Der Erdfall stimmt vollständig überein mit einer Einsturzdoline, wie sie Knebel (39 S. 148) in seiner Höhlenkunde abgebildet hat.

Vom Schuttkegel aus konnte man ein Stück weit in die unterirdischen Hohl- räume eindringen. Sie waren ziemlich hoch mit kristallklarem Wasser erfüllt, das keinerlei Fließbewegung erkennen ließ. In der Höhle ist offensichtlich der Grundwasserspiegel angeschnitten.

Wenige Meter von obigem Erdfall entfernt zieht eine längere, flußartig ge- wundene Mulde durch das Gelände, ein blindes Tälchen ohne oberirdischen Wasserlauf. Dasselbe kann ebenfalls nur durch Einsturz unterirdischer Hohl-

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räume entstanden sein. Es handelt sich dabei um eine Reihenanordnung mehrerer Erdfälle über einem unterirdischen Wasserstrang. Besonders auffallend sind die stehengebliebenen abgerundeten Kuppen, die wie große Maulwurfshügel aus der Mulde aufragen. Diese Gipshügel sind nicht bloß geologisch, sondern auch bo- tanisch interessant, weil hier das seltene Federgras Stipa pennata, ein Steppen- relikt, noch zahlreich vorkommt.

Der neu entstandene große Erdfall ist heute nicht mehr zugänglich. Er ist zum Teil verfallen und wegen der Gefahr des Hineinstürzens vom Grundstück- besitzer mit Reisig zugedeckt und eingeplankt worden. Es wurden aber zwei andere Eingänge entdeckt, die bequemer das unterirdische Höhlensystem be- fahren lassen. Möglicherweise waren sie einmal zugleich die Austrittsstellen des Grundwassers in früheren Zeiten. Beim ersten Besuch der Höhlen konnte wegen des hohen Standes des Grundwassers nicht weit vorgedrungen werden. Beim zweiten und dritten Besuch jedoch waren infolge langandauernder Trockenheit die Wasserverhältnisse günstiger geworden. Der Wasserspiegel hatte sich be- deutend gesenkt, so daß es an einigen Stellen sogar möglich war, die Höhlen trockenen Fußes zu begehen. Dabei konnte auch eine genauere Durchforschung der Hohlräume vorgenommen werden. Sie sind durchschnittlich nicht ganz 2 m hoch und ihr Verlauf (Hauptrichtungen: W-O, ferner NW-SO; im westlichen Teile der Höhle häufig NO-SW) läßt deutlich erkennen, daß sie auf mehrere tektonische Spalten zurückzuführen sind. Hinsichtlich ihrer Entstehung weichen sie von den bisher bekannt gewordenen wasserführenden Gipshöhlen des Harzes stark ab. Diese letzteren sind fast sämtlich durch unterirdische Flüsse gebildet. Nur die berühmten Mansfelder Schlotten, die erst durch Bergbau in großer Tiefe (zirka 600 m) erschlossen wurden, können nicht durch Flußläufe ausgewaschen sein. Freiesleben (17), der sich eingehend mit diesen Karsterscheinungen im Harz beschäftigt hat, kommt zu dem Schluß, daß die Mansfelder Schlotten durch Auslaugung der im Gips eingeschlossenen Salznester entstanden sein müssen. Penck (52 S.183) vertritt die Anschauung, daß diese Tiefenhöhlen durch wenig bewegtes, zusammenhängendes Karstwasser infolge Auflösung des Gipses ge- bildet wurden. Auch die vielbesuchte, nur wenige Meter unter dem Talniveau liegende Barbarossahöhle am Fuße des Kyffhäuser, die ebenfalls erst durch Bergbau erschlossen wurde, soll nach Penck auf die gleiche Weise entstanden sein. Dies bestreitet Haefke (27 S. 121), der sämtliche Höhlen, die ans Talniveau gebunden sind, nicht mehr als Karstwasserhöhlen gelten läßt. Nach ihm ist die Barbarossahöhle ebenso wie die anderen Gipshöhlen des Harzes eine Flußwasser- höhle.

In den Nordheimer Schlotten wurde, wie bereits erwähnt, kein fließendes Wasser angetroffen, obwohl die Hohlräume ganz nahe an die Oberfläche heran- reichen. Hier haben wir es mit Grundwasser in gewöhnlichem Sinne zu tun. Dieses Grundwasser erfüllt das ganze Gipskeupergebiet in zusammenhängender Weise. Seine Höhenlage, Strömungsrichtung und Strömungsgeschwindigkeit ist wie überall so auch hier von der lokalen Austrittsstelle abhängig (Ehequellen bei Krautostheim). Es erstreckt sich auch durch die infolge ihrer starken Zer-

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klüftung und Schichtung wasserdurchlässigen Gipsflöze. Im Niveau des Grund- wasserspiegels und seiner negativen und positiven Schwankungswerte findet die relativ stärkste Zirkulation statt. Gleichzeitig erfolgt hier auch stärkste Auflö- sung. Das gewissermaßen in den Grundwasserspiegel hereinhängende, gering- mächtige Gipsflöz bildet naturgemäß seichtesten Karst. Von einer Flußwasser- höhle könnte man sprechen, wenn das Wasser geschlossen als Bach den Gips je- mals passiert hätte. Das war aber niemals der Fall. Die labyrinthartigen Ver- zweigungen der Gänge lassen deutlich genug erkennen, daß eine langsame Lösung und Auslaugung durch Grundwasser an sämtlichen Kluftfugen des Gipsgesteins stattgefunden haben’ muß. Flußhöhlen folgen immer einem Hauptspaltenzug. Die Nebenspalten werden gewöhnlich vom fließenden Wasser nicht zur Zirku- lation benützt. Wenn eine Ausweitung derselben erfolgt, so Kann sie nur auf die lösende Tätigkeit des Grundwassers zurückgeführt werden.

Wir kommen nun zu den Lösungserscheinungen, die das Grundwasser in den Schlotten schuf. Die unterirdischen Gänge zeigen oft schön gerundete Formen, die künstlich hergestellte Stollen vortäuschen. Wo mehrere solche Stränge zu- sammenlaufen, stehen Pfeiler, wie von Menschenhand gemeißelt. Man glaubt in einem unterirdischen Klosterkreuzgang sich zu befinden. Wände, Pfeiler und Decken sind mit den prächtigsten Korrosionsformen bedeckt. Nirgends aber zeigt sich der erodierende Einfluß fließenden Wassers. Die schalenförmigen Aus- nagungen an den Wänden und die rundlichen Näpfchen an der Decke bilden Formen von wundervoller Reinheit. Die Lösungsformen an der Decke verraten uns, daß das Wasser bei sehr hohem Stand den Höhlenstrang vollständig er- füllt. An manchen Stellen sind Einstürze erfolgt und die Gänge haben dadurch eine wesentliche Verbreiterung erfahren. Die aus dem Wasser ragenden Gesteins- trümmer tragen ebenfalls die Spuren der Korrosion. Auf der Oberfläche sind sie flächenhaft angeätzt; die Unterseite dagegen weist wieder mehr oder weniger tiefe Näpfchen auf. Den Höhlenboden bedeckt eine tiefe Lehmschicht, die zum Teil von den tonigen Verwitterungsrückständen des Gipses gebildet wird, zum Teil aber auch Deckeneinstürzen und geologischen Orgeln, die in die unter- irdischen Hohlräume einmünden, ihre Entstehung verdankt. Der Wasserstand ist starken Schwankungen unterworfen. Zu Zeiten starker Wasserführung füllt das Wasser den ganzen Hohlraum aus, wie die bereits beschriebenen Korrosions- formen an der Decke beweisen. In trockenen Perioden fällt der Wasserspiegel beträchtlich. Diese Schwankungen bilden m. E. eine Hauptursache der Decken- einstürze. Solange das Wasser die Höhle vollständig ausfüllt, wird die Decke von den Wassermassen getragen und kann wegen des allseitig wirkenden Druckes kein Einsturz erfolgen. Wenn aber das Wasser sinkt und der Druck nach oben aufhört, kann infolge starker Belastung oder Erschütterung der Oberfläche die Decke zu Bruch gehen, namentlich wenn Sprünge und Risse im Gestein den Zusammenhang der Schichten bereits gelockert haben.

Etwa Il km von unseren Höhlen entfernt befinden sich drei starke Quellen, deren Abfluß die Ehe bilden. Es sind klare Quelltöpfe von fast kreisrunder Form mit steil abfallenden Rändern und beträchtlicher Tiefe (1 Lotung ergab 2,20 m).

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Ihre Gestaltung verdanken die Quelltöpfe der lösenden Tätigkeit des ausflie- Benden Wassers. Nach Form, Lage und Wasserspende handelt es sich um typische Karstquellen. Daß eine Verbindung mit unterirdischen Hohlräumen besteht, läßt sich deutlich an einigen seitlichen Löchern erkennen. Wahrscheinlich sind diese Quelltöpfe die Austrittsstellen des Grundwassers unseres Höhlensystems. Doch muß erst durch Färbungs- oder Salzungsversuche noch nachgewiesen werden, ob unsere Vermutung richtig ist.

Zum Schlusse sei noch erwähnt, daß ähnliche Höhlenbildungen, wie sie der Karst des Gipskeupers zeigt, auch von Penck am Priesterstein im südlichen Harz beobachtet wurden. Die dortigen Höhlen liegen etwas tiefer unter der Erdober- fläche (zirka 15 m), haben aber keine so große Ausdehnung. Penck (52) führt sie ebenfalls auf Auslaugung durch Grundwasser zurück im Gegensatz zu Haefke (27), der ihnen den Charakter von Karstwasserhöhlen abspricht, weil seiner Meinung nach alle ans Talniveau gebundenen Höhlen als Flußwasser- höhlen angesehen werden müssen.

Erosions- und Lösungserscheinungen in Schichtiugen

Zu den auffallendsten Kleinformen der Verkarstung gehören die Erosions- und Korrosionserscheinungen in den Schichtfugen. Die bereits beschriebenen Orgeln und Klüfte münden in horizontale Hohlräume des Gipses ein. Es sind dies die erweiterten Schichtfugen der Gipsflöze, zugleich die Abfuhrbahnen des durch die Orgeln und Vertikalklüfte eingedrungenen Sickerwassers. Sohle und Decke der Schichtfugen sind oft nur wenige cm voneinander entfernt; doch können auch Fugen bis zu 20 cm Höhe und darüber beobachtet werden. Das durchströmende Wasser hat in diesen Schichtfugen sowohl auf der Sohle als namentlich auch an der Decke eine Menge der schönsten Reliefbildungen ge- schaffen, die im nachfolgenden beschrieben werden sollen. Wir beobachten Rillen, Grate, Wirbelbildungen, Bohrungen, Überschneidungen, Verwischungen von Rillen neben besonders stark ausgeprägten Vertiefungen, Vereinigung zweier Systeme von Rillen, Grübchen und anderes mehr.

Diese interessanten Karstformen scheinen bisher noch wenig Beachtung ge- funden zu haben; denn ich konnte in der Literatur hierüber nichts finden.

Wohl beschreibt Goldschmidt (24) ähnliche Figuren an den Küstensteinen aus kohlensaurem Kalk von Lovrana in Istrien, aber diese verdanken ihre Ent- stehung der erodierenden und lösenden Tätigkeit des bewegten Meereswassers und nicht unterirdischen Wasserläufen. Es fehlen darum die prächtigen Erosions- und Lösungserscheinungen, die sich nur an Höhlendecken bilden können, wenn die Hohlräume vollständig mit Wasser erfüllt sind. Das Sickerwasser, das durch die Klüfte und Orgeln des Gipses eindringt, trifft auf die Schichtfugen. Dieselben laufen meist nicht horizontal, sondern sind etwas geneigt und infolge der Auf- quellung des Gesteins bei der Umwandlung des Anhydrits in Gips wellenförmig gebogen. In den engsten Schichtfugen arbeitet das lösende Wasser infolge der Adhäsion nur flächenhaft ; es greift sowohl die Decke als auch die Sohle in gleicher

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Weise an, vergrößert die Schichtfugen und gleicht kleine Unebenheiten aus. So- bald die Fugen etwas erweitert sind, gerät das Sickerwasser in eine langsame Fließbewegung. Die erodierende Tätigkeit des fließenden Wassers setzt ein und arbeitet zahlreiche parallellaufende Vertiefungen (Rillen) und Erhöhungen (Grate) heraus, eine Form, die wir als Rillenform bezeichnen möchten. Die Rillen können wir besonders schön und rein an der Decke beobachten. Bei der Bildung der Erosionsrinnen spielt die Härte des Gesteins eine große Rolle. Weiche Stellen fallen leichter der Zerstörung anheim als härtere und werden darum stärker aus- genagt. Letztere leisten dem Angriff des erodierenden Wassers länger Widerstand und verursachen wohl auch die Richtungsänderung der Rillen. Wenn mehrere Gerinne zusammenstoßen, bilden sich Wirbel und Strudel, die ganz eigenartige Erosionsformen herausmodellieren. Fig. Nr.8 zeigt solche Wirbelformen. An der Grenzlinie der Strömungen erfolgt eine Stauung und Ablenkung des Wassers ; es bilden sich daher Grate. Treffen sich zwei Ströme in einem spitzen Winkel, so bleibt nicht selten vor der Vereinigung ein erhöhtes Stück stehen, das in eine zungenförmige Kante ausläuft. Goldschmidt (24) bezeichnet dieselbe Randlinie (Fig. Nr. 9). Solange die Ströme getrennt fließen, bildet jeder seine eigenen Rillen. Sofort nach der Vereinigung suchen sie sich gegenseitig zu beeinflussen. Der stärkere Strom trägt den Sieg davon und verwischt die Erosionsformen des schwächeren oder zerstört sie auch ganz. In größeren Schichtfugen finden, her- vorgerufen durch die fortdauernde Tieferlegung der unterirdischen Gerinne, fort- währende Verlagerungen, Überschneidungen und Verwischungen der Rillen statt (Fig. Nr. 10). An der Decke erscheinen immer noch die schon erwähnten Rillen und Grate. Je größer die Fugen werden, um so ausgeglichener werden sie und desto langsamer fließt auch das Wasser, so daß schließlich gar keine Fließbewe- gung mehr zu beobachten ist. Die Erosion hört fast ganz auf; das stagnierende Wasser aber setzt seine lösende Tätigkeit fort. Die alten Rillen werden verwischt und zerstört, es bleiben kleine pilzförmige Inselchen stehen (Fig. Nr. 10 rechte Ecke). Bei fortschreitender Zerstörung lösen sich auch diese Inselflächen auf und es entstehen auf den Gipstafeln ähnliche Miniaturgebirge, wie sie Goldschmidt (24) an seinen bereits erwähnten Küstensteinen beschreibt.

Werden durch reiche Niederschläge oder durch Verstopfung einzelner Abzugs- bahnen die großen Schichtfugen ganz mit Wasser erfüllt, so erscheinen neue Lö- sungsformen an der Decke. Die früher durch Erosion gebildeten Rillen lösen sich auf in rundliche oder eckige Grübchen. Nicht selten bilden sie unregelmäßige Sechsecke, die etwas an Bienenwaben erinnern.

An der Decke größerer Hohlräume zeigen sich ferner Verwitterungserschei- nungen, die zum Teil auf die Wirkungen des Tropfwassers zurückgeführt werden müssen. Das aufgelöste Material wird mit dem fallenden Wassertropfen weg- geführt. Es bleiben an der Decke wiederum kleine teils unregelmäßige geformte Inselchen, teils pilzförmige Hervorragungen stehen, die von einer aufgerauhten Zone umgeben sind. Während nämlich alle Erosions- und Korrosionsformen glatte Oberflächen besitzen, sind die Bildungen, die durch Tropfwasser geschaffen werden, rauh und körnig.

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Wie aus vorstehenden Ausführungen ersichtlich ist, läßtsich eine gewisse Abhän- gigkeit der Erosions- und Lösungsformen von derWeiteder Schichtfugen feststellen.

Die schönsten und reinsten Formen erscheinen stets an der Decke. Auf der Sohle des Hohlraums sammeln sich stellenweise die Lösungsrückstände des Gipses, die mergeligen Beimengungen und die vom Wasser mitgeführten Ver- unreinigungen und bilden eine Schutzschicht für die darunter liegenden Lösungs- formen des Gipses.

Nicht selten sind die Rillen der Bodenplatten mit neu ausgeschiedenen Gips- kristallen ausgefüllt. Diese letzteren verdanken ihre Entstehung einer Konzen- tration des Sickerwassers. Teilsweise sind die Kristalle bereits wieder zerstört oder nur noch durch kleine Reste angedeutet. Dies läßt darauf schließen, daß zu Zeiten starker Wasserführung eine Wiederauflösung erfolgte.

Die obersten Schichtfugen sind namentlich dort, wo Orgeln einmünden, mit „Gipsasche‘“ (Verwitterungsrückstände des Gipses) und humusreichem, schwar- zem Ton erfüllt. Diese Stoffe können nur durch die Orgeln eingedrungen und vom Sickerwasser in die Tiefe geführt worden sein. Auch kompakte Gipsmassen, die auf weite Strecken hin keine Orgel aufweisen, enthalten mitunter derartige Ein- schwemmungen. Dies ist besonders schön zu sehen in einem Gipsbruch bei Hell- mitzheim (Profil VIII). Dort tritt mehrere Meter unter der Ackererde in einer Gipswand plötzlich eine Schichtfuge (23 cm hoch) auf, die ganz mit tiefschwarz gefärbtem Ton und „Gipsaschestreifen‘ erfüllt ist. Auch hier läßt sich einwand- frei nachweisen, daß das Ausfüllungsmaterial durch eine allerdings sehr weit entfernte Orgel eingeschwemmt worden ist.

Oft zeigt sich in den Schichtfugen eine Wechsellagerung von breiten „Schwarz- erde‘‘bändern und schmalen auskeilenden Streifen von gelblichweißer ‚Gips- asche‘‘. Diese Bildung beruht wohl auf jahreszeitlichen Schwankungen der Was- serführung. Die starken Niederschläge der nassen Jahreszeit führten feinste Tonteilchen als Wassertrübe in die unterirdischen Gerinne, während in den trockenen Zeiten durch Gipsverwitterung eine Ansammlung von „Gipsasche‘ stattfand, die später an manchen Stellen zusammengeschwemmt wurde, so daß sie sich als weißes Band über die schwarzen Tone legte.

Zuweilen treten auch in ungeschichteten Mergellagen schwarze Tonbänder auf. Sie keilen öfter aus, erscheinen jedoch immer wieder in der gleichen Höhe und bilden an manchen Stellen umgekehrt trichterförmige Verlängerungen nach oben (Fig. Nr. 12).

Diese schwarzen Bänder sind die Ausfüllungen ehemaliger Schichtfugen, die trichterförmigen Gebilde hingegen, die Ausfüllung kleiner Hohlräume zwischen Gipshockern und nachgesackten Mergeln. Durch die fortschreitende Verwitterung sind später auch die letzten Hocker verschwunden und an ihre Stelle die nach- gesackten Mergel getreten. Die Unterbrechungen sind darauf zurückzuführen, daß die unterirdischen Gerinne nicht in schnurgerader Richtung verliefen, son- dern wie ein oberirdischer Bach zahlreiche kleine Krümmungen im Gipsgestein machen mußten. Im Steinbruch wird daher nicht das ganze Gerinne freigelegt, sondern nur einzelne Teile desselben.

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Die eingeschwemmten schwarzen Tonbänder aber haben sich als die Ausfüllung einstiger Hohlräume im Gips erhalten und sind so die Zeugen der ehemaligen Schichtfugengerinne. Die umgekehrten schwarzen Trichter im Mergel sind somit als Randklüfte zu bezeichnen. Die nachfolgende Skizze, die im Steinbruch Weid aufgenommen wurde, mag ihre Entstehung veranschaulichen.

Erklärungen: I = Gips, 2 = Nachgesackte Mergel, 3 = Humifizierte Mer- gel („Schwarzerde‘“).

Schwarzerdeähnliche Bildungen im Gipskeuper

Eine besonders auffällige Erscheinung im Bereiche des Gipskeupers unseres Untersuchungsgebietes sind die an manchen Stellen auftretenden tiefschwarzen Böden. Merkwürdigerweise werden sie in der Literatur kaum erwähnt. Nur Schuster (76) kommt darauf zu sprechen. Er bezeichnet diese Bildung als schwar- zen Lehm, der aus Mergelschiefern entstanden sei, und bemerkt darüber in einer Fußnote (S.49): „Die Ursache der tiefen Schwarzfärbung der Mergelschiefer über von Wasser angegriffenen Gipslagern ist noch nicht bekannt. Der schwarze Boden, der offenbar nicht humos ist, ist für Gips im Untergrund geradezu bezeichnend..“

Wie ich mich überzeugen konnte, bildet dieser schwarze Boden über Gips - keine zusammenhängende Decke. Wir finden ihn nur in Vertiefungen und Mulden, in geologischen Orgeln sowie in Erdfällen. Die Farbe schwankt zwischen tief- schwarz und grau. In gut aufgeschlossenen Profilen sieht man deutlich eine Ab- nahme der Schwarzfärbung nach unten zu. Nach oben geht der schwarze Boden allmählich in Ackererde über. Seine Struktur ist verschieden, bald bröckelig, bald prismatisch. Die oberen Schichten zerbröckeln leichter als die unteren, was wohl auf die weiter fortgeschrittene Verwitterung zurückzuführen ist.

In der Hauptsache besteht die schwarze Erde aus Ton. Beim Schlämmen finden sich kleinere Mengen von Quarz, sowie Zirkon und Anatas, also Mineralien die auch im Keupermergel angetroffen werden. Ferner sind vorhanden kleine Kalkkonkretionen und Gipskristalle. Durchzogen ist der schwarze Boden von Wurzelfasern.

Im Steinbruch bei Hellmitzheim konnte ich folgendes Profil aufnehmen: L. Ackerboden u. 1,20 m 2. Tiefschwarzer Ton . 0,40 m 3. Rotbraune Tonlage . 0—0,05 m 4. Weniger dunkler Ton 1,60 m Liegendes: Keupermergel.

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An anderen Stellen erreicht die Mächtigkeit der schwarzen Tone sogar 3—4 m.

Um festzustellen, ob der schwarze Boden wirklich nicht humos ist, wie Schuster glaubt, habe ich ihn eingehend chemisch untersucht. Er bildet festgefügte Brocken, die selbst beim Kochen und bei der Behandlung mit Wasserstoffsuper- oxyd nicht in ihre feinsten Bestandteile zerfallen wollen.

Eine Probe wurde der trockenen Destillation unterworfen. Dabei ergab sich ein Destillat, das in der Hauptsache aus Wasser bestand, aber auch organische Stoffe enthielt. Dieselben verbreiteten einen durchdringenden naphtalinähnlichen Geruch und zeigten alkalische Reaktion.

Weitere Proben wurden mit Kalilauge behandelt. Es stellte sich geringe Braun- färbung ein, die in ihrer Stärke wieder je nach der Färbung des untersuchten Materials wechselte. Im angesäuerten Filtrat erfolgte nach längerem Stehen eine Ausflockung der in Lösung gegangenen Humussäuren. Bei der Behandlung mit Ammoniak trat keine Verfärbung ein, Schwefelsäure färbte sich je nach dem wechselnden Humusgehalt mehr oder weniger schwarz.

Noch deutlicher waren die Reaktionen, wenn die zu untersuchenden Boden- proben vorher durch Salzsäure von karbonatischen Bestandteilen befreit und dann bis zum Verschwinden der Chloridreaktion mit Wasser ausgewaschen worden waren. Nun ergab eine Behandlung mit Kalilauge eine viel stärkere Braunfärbung der Lauge als vorher.

Auch durch Ammoniak konnte ein stark dunkelgefärbtes Filtrat gewonnen werden. In beiden Fällen wurde durch Ansäuern mit Salzsäure Ausflockung der Humusstoffe hervorgerufen. Das Ausziehen der Humusstoffe mit Ammoniak konnte so lange fortgesetzt werden, bis das Material eine graugrüne Färbung (ähnlich dem Mergelboden, aus dem es durch Verwitterung entstanden ist) zeigte. Es besteht also kein Zweifel, daß die Färbung der schwarzen Böden auf Humus- stoffe zurückzuführen ist. Vielleicht hätte sich auf dem beschriebenen Wege auch eine quantitative Bestimmung des Humusgehaltes ermöglichen lassen (Methode Grandeau). Auf ihre Anwendung wurde verzichtet, weil sie allzu große Fehler- quellen in sich birgt. Ein Teil der Humusstoffe geht nämlich mit den Karbo- naten und Sesquioxyden gleichzeitig in Lösung, so daß die Bestimmung un- genau wird.

Das Verhalten der mit Salzsäure vorbehandelten Bodenproben gegenüber Ammoniak läßt deutlich erkennen, daß die dunkle Färbung nur auf beigemengte organische Stoffe zurückgeführt werden kann. Eine rein mineralische Dunkel- färbung durch Manganverbindungen kommt nicht in Betracht; denn die che- mische Analyse ließ nur Spuren von Mangan erkennen. Die Versuche, die mit karbonatfreien Proben durchgeführt wurden, zeigen, daß die Humusstoffe an Karbonate, besonders an kohlensauren Kalk, gebunden sind, daß demnach Kalk- humate vorliegen.

Adsorptiv nicht gebunden sind nur verhältnismäßig kleine Mengen von Humus- stoffen, wie die leichte Braunfärbung der Kalilauge durch lufttrockene Boden- proben beweist.

Die chemische Analyse hatte folgendes Ergebnis:

Gewicht %

IT Il ra N; BADER IE BE 21 1,61 1,48 2,33 MON ur. 2a an nee: 4,10 0,93 #1 W2,59 3,45 BO, nee 4,79 Ss AO: ver er a een 9,86 3,61 SZ SZ END MO er 0,77 0,43 | 0,56 | Spur SOs,, u m ee a Spur Spur’ | —— 0,14 Eöslichess Omar 0,28 0,32 — | a Unloslich a 3a re 62,86 80,46 75,69 | 68,96 Glühverlusen pP Ars % 13,94 89 NAT Fe 0SE

| 99,17% | 99,53% 99,98% | 99,26%

Umrechnung I: ı | mu IV

(Br: (B| 9 Pa ı 4,58 | #297 02,64 4,00 6350: 21. HE 2 32 es Spur Spur — 0,29 MC are 8,61 Ir 5.95 3,43. BA SH OP A 4,79 3,98 7 4,77 7,003530 32 0 A ee Re 9,86 3,61 1452 10,42 in Or 0,77 0,43 0,56 Spur Bosliche SIE ar. rs} 0,28 0,32 — _ Unlosucht Sa ee 62,86 80,46 13,69 68,96 Organische Substanz n. Knop | 3,28 1,47 1.21 1,09 1: I BE SE RER EN 414 4,44 2.16 3,96

9317 99537 7299359 99,26%

Nr. I: Von Hellmitzheim (bröckelig körnig; tiefschwarz).

Nr. II: Von Hellmitzheim aus ca. 3 m Tiefe (prismatisch).

Nr. III: Von Hellmitzheim aus obigem Profil Nr.2 (klumpig).

Nr. IV: Von Gebsattel bei Rothenburg (körnig; tiefschwarz).

Wie läßt sich nun die Bildung dieser ‚Schwarzerde‘‘ im Gipskeuper erklären ?

Auffallend ist zunächst die Tatsache, daß alle schwarzen, humushaltigen Böden nur in muldenförmigen Vertiefungen angetroffen werden. Diese Er- scheinung läßt vermuten, daß bei ihrer Bildung das Wasser eine hervorragende Rolle gespielt haben muß. Eine Anreicherung mit Humusstoffen ist nur mög- lich, wenn die Zersetzung der abgestorbenen Pflanzenreste langsam und un- vollständig vor sich geht. Die Erfahrung lehrt, daß bei Trockenheit eine so rasche Zersetzung der Pflanzenreste erfolgt, daß nur ganz geringe Mengen von Humus übrigbleiben. Nur unter Wasser und unter teilweisem Luftabschluß können sich größere Mengen von Humusstoffen bilden, so daß eine Humifizie- rung des unterlagernden Gesteines erfolgen kann.

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Daß im Windsheimer Gau einst große Wasseransammlungen (Seen) vor- handen waren, beweist das Auftreten der Seekreide, die im folgenden Kapitel zu behandeln ist. Auch der Grundwasserspiegel muß ehedem ein höheres Niveau eingenommen haben, wie die bereits besprochenen Karsterscheinungen in den Schichtfugen der Gipslager beweisen dürften. Ein Steigen des Grundwassers in Zeiten reicherer Niederschläge setzte wohl auch die unteren Teile der geologi- schen Orgeln, die mit den Schichtfugen in Verbindung standen, unter Wasser. Es bildeten sich tiefe Wasserlöcher im Gips, in denen sich Humusstoffe an- sammelten, die dann die Humifizierung der Ausfüllungsprodukte (verwitterte Keupermergel) herbeiführten. In tieferen Lagen des Gipskeupers trifft man heute noch derartige Wasserlöcher gar nicht selten an. In kleinen Bodenver- tiefungen der Keupermergel bildeten sich sumpfige Stellen, in denen ebenfalls die Humifizierung der Unterlage erfolgen konnte.

Die schwarzerdeähnlichen Bildungen des Gipskeupers sind nicht auf Gips allein beschränkt. Ganz ähnliche Ablagerungen treten über Seekreide auf und zwar in noch viel größerem Maßstabe. Hier dürfte es sich wohl um fossilen Faulschlamm (Sapropel, Detritusgyttja, Lebermudde) handeln, der sich im Postglazial bildete, nachdem die Seekreideablagerung zum Abschluß gekommen und bereits eine Verflachung der Seen eingetreten war. Der Faulschlamm leitete die allmähliche Verlandung der Seen ein, die heute sämtlich verschwunden sind. Zur Bildung von größeren Flachmooren scheint es nicht mehr gekommen zu sein, wenn auch vereinzelt Ansätze hierzu vorhanden sind, die sich durch kleine Torfeinstreuungen im Boden verraten.

Im folgenden gebe ich die Analyse eines Faulschlammbodens über Seekreide von Nordheim:

Gewicht % Umrechnung

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Glühverlüust. v2 3% 19,62 Organische Substanz 99,399, | (Elementaranalyse) . . . 4,00 TE OS BR I ae ri 8,35

99,39%,

Die Umsetzung der organischen Reste erfolgte in allen Fällen meist unter vollständiger Zerstörung der Struktur. Nur manchmal fanden sich kleinere oder größere Stückchen verkohlter Pflanzenteile. Das Bodenprofil im Hellmitz- heimer Bruch zeigt eine dünne Schicht von rotbrauner Färbung mit zahlreichen eingeschlossenen Kohlenresten.

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In welche Zeit die Entstehung der schwarzen, humosen Böden fällt, läßt sich nur vermuten. Es wird wohl eine Periode mit reichen Niederschlägen gewesen sein. Als solche kommt nur die sogenannte „Atlantische Zeit‘! des Post- glazials in Betracht. Die Bildung schwarzerdeähnlicher Böden hörte auf, als ein Klimawechsel eintrat, der die „Subboreale Zeit‘! (trockene Steppenzeit) einleitete. Unter den heutigen klimatischen Verhältnissen bildet sich im frän- kischen Gipskeuper wohl keine „Schwarzerde‘ mehr.

Schwarzerde findet sich in Deutschland an vielen Orten, immer aber ist das Vorkommen an Niederungen gebunden. Es seien nur einige Fundstellen erwähnt. Stadler (82) beschreibt Schwarzerde aus der Passauer Gegend. Diese Schwarz- erde ist humifizierter Löß, der unter dem Einfluß stagnierender Gewässer ent- standen ist. Reis (65 S.167) erwähnt Schwarzerde aus der Umgegend von Mün- chen, die eberifalls ihre Entstehung dem Löß verdankt. Linstow (45 S.130) berichtet über Schwarzerde von Köthen in Anhalt, die entstanden ist durch