10. Georallye, 29.05.2011 - Reise durch die Erdgeschichte zwischen Mechernich und Stolberg

Zum 10. Mal veranstaltet das Steinmann-Institut der Uni Bonn am Sonntag, 29.5.2011, die Georallye. An 10 Punkten - ausgewählten Schlüsselstellen der regionalen Geologie - stehen von 10.00 bis 17.00 Professoren, Mitarbeiter und Studierende des Instituts der interessierten Öffentlichkeit Rede und Antwort.


Georallyeteam 2011
Das Georallyeteam 2011

Stops 2011:

Ausschnitt aus dem Kartenwerk OpenStreetMap. Die zur Verfügung gestellten Daten sind unter der Creative Commons Attribution-ShareAlike 2.0 Lizenz lizenziert.


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  1. NRWs graue Vorzeit - Ordovizium in Schevenhütte (Dipl. Geol. Irma Schmid, Katrin Wellnitz)
  2. Am Abgrund der Zeit - die kaledonische Diskordanz im Hürtgenwald (Prof. Niko Froitzheim, Dipl. Geogr. Henrik Blanchard)
  3. Falten können auch schön sein - die Teufelsley bei Vossenack (Dr. Thorsten Nagel)
  4. Kiesbank vertikal - die Kluckensteine bei Vicht (Bacc. Geow. Marco Wolf, Robert Heuckeroth)
  5. Vom Korallenkalk zum Zement - Steinbruch Sötenich (Prof. Martin Langer, Prof. Jes Rust)
  6. Auf diesen Felsen... - Kohlenkalk im Hof der Stolberger Burg (Dr. Thomas Tütken,Philipp Hermann)
  7. Durch die Wüste - Buntsandstein in Kall (Prof. Dr. Jean Thein, Dipl. Geol. Natascha Kuhlmann, BSc Hannah Lieder-Wolf)
  8. Am Gestade des Muschelkalkmeers - Steinbruch bei Bürvenich (Dr. Georg Heumann)
  9. Energie aus versunkenen Wäldern - Aussichtspunkt am Tagebau Inden (Prof. Thomas Litt, Priv.-Doz. Dr. Norbert Kühl)
  10. Eiszeitliche Tierwelt im Kartstein bei Eiserfey (Prof. em. Wighart von Koenigswald, Dr. Irina Ruf)

1. NRWs graue Vorzeit - Ordovizium in Schevenhütte

Wo: Von der A4 Richtung Aachen fährt man an der Ausfahrt Eschweiler Ost ab und biegt nach 340m rechts auf die L11 ab, dann nach etwa 1 km links auf die B264 / Kölnerstr. Nach etwa 1km rechts halten in Richtung Wenauer Straße. Im Kreisverkehr 2. Ausfahrt nehmen. Nach etwa 3km links in die Wenauerstraße abbiegen. Hinter Heistern links auf die K49, dann rechts auf die L12 Richtung Schevenhütte. Im Ort biegt man vor dem Gasthaus Schwan links in die Nideggenerstraße ein.

Geokoordinaten:  N50° 45' 46.38" E6° 19' 46.26"

Betreuer:  Dipl. Geol. Irma Schmid, Katrin Wellnitz


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An der Straßenböschung entlang der Niddegener Straße in Schevenhütte ist eine Wechselfolge von Schichten aus dunkelgrauen bis grau-grünen Sandsteinen und Tonschiefern zu sehen, die stark verfaltet sind.

Diese Schichten sind Zeugen des Erdaltertums, als im Wechselspiel von Spaltung und Kollision längst nicht mehr existierender Kontinente Europa Gestalt annahm.

Vor etwa 480 Millionen Jahren im Erdzeitalter des Ordoviziums entstanden die Schichten, die heute in Schevenhütte zu sehen sind, als Meeresablagerungen an der Küste des Mikrokontinents Avalonia. Dieser hatte sich von dem Großkontinent Gondwana abgespalten. Gondwana und Avalonia lagen damals weit südlich des Äquators. Avalonia driftete nach Norden und kollidierte vor 440 Millionen Jahren im Silur mit dem damaligen Kontinent Baltika. Avalonia/Baltika, der Kern des späteren Europas, kollidierte schließlich mit Laurentia, dem „Uramerika“, zum „Old Red“-Kontinent. (Kaledonische Gebirgsbildung).

Vor 325 Millionen Jahren im Karbon kollidierte Gondwana mit dem „Old Red“-Kontinent (Variszische Gebirgsbildung). Dabei wurden die ordovizischen Gesteinsschichten stark gefaltet und nach Nordwesten überschoben.

Entlang des einige hundert Meter langen Straßenprofils sind die Schichten aus dem Ordovizium zu erkennen, deren Faltung später im Karbon während der Variszischen Gebirgsbildung erfolgte.

Die einzelnen Schichten sind wenige Zentimeter bis etwa 0,5 Meter mächtig. In den Sandsteinbänken sind verschiedene Sedimentstrukturen zu erkennen. So sind Schrägschichtungen und feine Laminierungen zu beobachten. Es handelt sich bei der gesamten Abfolge um Turbiditablagerungen. Turbdite sind Trübeströme, die unter Wasser ( im Meer oder in Seen) einen Abhang mit turbulentem Strömungsverhalten hinabfließen.

Stratigraphisch sind die hiesigen Sedimente der Salm Formation zuzuordnen. Diese entstammt dem Unteren Ordovizium, wobei die Ablagerungen in Schevenhütte dem ältesten Teil der Salm Formation angehören (Sm1). Dies ist mit Hilfe von Fossilien der Graptolitenart Dictyonema flabelliforme belegbar.

 Eine nordvergente Falte aus einer Wechselfolge von Sandstein und Tonschiefer

Abb.1: Eine nordvergente Falte aus einer Wechselfolge von Sandstein und Tonschiefer.

An tektonischen Strukturen erkennt man nordvergente Falten (Abb.1) und Aufschiebungen. Diese fallen nach Süden ein. Zusätzlich zur Schichtung erkennt man eine Schieferung des Gesteins.

Die Falten unterscheiden sich zum Teil stark in ihrer Form. So sind die tonigen Schichten enger und stärker verfaltet als die sandigen. Auch ist im Tonstein bzw. Tonschiefer die Schieferung sehr gut zu erkennen, während dies in den grobkörnigeren Gesteinen nicht der Fall ist. Der Grund hierfür liegt unter anderem darin, dass sich die plattig aufgebauten Tonminerale und Glimmer der Tonsteinlagen entsprechend der Verformungsbedingungen leicht einregeln lassen.

 Schieferungsbrechung an Schichtgrenzen.

Abb.2: Schieferungsbrechung an Schichtgrenzen

An Schichtgrenzen ist oft eine Änderung des Verlaufs der Schieferung zu sehen (Abb.2). Diese Schieferungsbrechung hängt mit dem Materialwechsel an den Schichtgrenzen zu zusammen. Die Faltenachsen (dies sind die Umbiegungen von Falten) verlaufen West - Ost bzw. WSW - ONO.

Die Ortschaft Schevenhütte wurde im 16. Jahrhundert zum ersten mal urkundlich erwähnt. In Schevenhütte wurde bis ins 19. Jahrhundert Eisen gewonnen. Das dazu benötigte Holz, Eisenerz und Wasser waren hier in der Umgebung ausreichend vorhanden.


Quellen:

Lamens, J. (1985) Transition from turbidite to shallow-water sedimentation in the lower Salmian (Tremadocian, lower Ordovician) of the Stavelot Massif, Belgium, Sedimentary Geology; 44; 121-142


Walter, P. (2010) Sammlung Geologischer Führer Nr. 100: Aachen und südliche Umgebung; Borntraeger Gebrueder; 360 Seiten

 

2. Am Abgrund der Zeit - die kaledonische Diskordanz im Hürtgenwald

Wo:Auf der B 399 von Düren Richtung Monschau bis zum Ortsanfang von Vossenack (Ortsteil Germeter). Links zweigt die L218 ab, die zum eigentlichen Dorf Vossenack führt. Nicht dorthin abzweigen, sondern noch ca. 100 m weiter, dann führt rechts eine kleine Nebenstrasse (Zweifaller Weg) nach Westen in Richtung Aufschluss. Am besten gleich parken und zu Fuss weiter; von hier sind es 600 m zum Aufschluss, immer geradeaus, zuerst über Feld, dann durch den Wald.

Geokoordinaten:  N50°41’23,54‘‘ E6°20’26,60‘

Betreuer:  Prof. Dr. Nikolaus Froitzheim, Dipl. Geogr. Henrik Blanchard


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In einem friedlichen Waldtälchen auf der Ostseite des Wehenbachtals findet sich einer der faszinierendsten geologischen Aufschlüsse der Nordeifel! Hier ist die kaledonische Diskordanz zu sehen. Was bedeutet das? Eine Diskordanz entsteht, wenn Sedimentgesteinsschichten durch tektonische Prozesse, in der Regel durch Faltung, schräggestellt werden, dann teilweise abgetragen werden, und wenn dann auf der entstandenen neuen Oberfläche wiederum Sedimentgesteine abgelagert werden. Deren Schichtung schneidet die Schichtung der älteren Sedimente typischerweise schräg ab – dann spricht man von Winkeldiskordanz (Abb. 1).

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Abb. 1: Das Entstehungsprinzip einer Winkeldiskordanz.

Wichtige Diskordanzen zeigen, dass ein Zyklus von Ablagerung, Gebirgsbildung und erneuter Ablagerung stattgefunden hat. Der schottische Naturforscher James Hutton fand und erklärte 1788 bei einer Bootsexkursion entlang der schottischen Küste als erster eine solche Diskordanz, die vom Entstehung und Versinken eines Gebirges im Erdaltertum zeugte (Abb. 2). Der Mathematiker John Playfair, der daran teilnahm, schrieb später (1805) den berühmten Satz: "The mind seemed to grow giddy by looking so far into the abyss of time." ("Dem Verstand schien davon schwindlig zu werden, so tief in den Abgrund der Zeit zu schauen".) Huttons Diskordanz belegt die kaledonische Gebirgsbildungsphase am Ende der Silurzeit vor ca. 420 Millionen Jahren– benannt nach Caledonia, dem lateinischen Namen für Schottland. Aber die kaledonische Gebirgsbildung war nicht auf Schottland beschränkt, sondern erfasste Nordeuropa bis in die Eifel – und genau hiervon zeugt die Diskordanz im Hürtgenwald (Abb. 3).

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Abb. 2: Huttons Diskordanz an der Küste östlich von Edinburgh, Schottland. Senkrecht stehende Schiefer des Silur werden diskordant von Sandstein des Unterdevon überlagert.

Links im Aufschluss sieht man Schiefer mit Sandsteinlagen des frühen Ordoviziums (Tremadoc-Stufe, ca. 485 Ma Jahre alt). Rechts wird die Schichtung dieser Gesteine abrupt abgeschnitten, und zwar durch eine Schicht von Konglomerat, die etwa 45° steil nach rechts abfällt. Dieses Konglomerat stammt aus dem Gedinne, der ersten Stufe des Devons (ca. 415 Millionen Jahre alt). Hier „fehlen“ also 70 Millionen Jahre. In diesem Fall kommt noch dazu, dass alle Gesteine später, bei der Variszischen Gebirgsbildung am Ende der Karbonzeit, im Zuge von erneuter Faltung noch einmal schräggestellt wurden- deshalb liegt das Gedinne-Konglomerat nicht mehr waagerecht. Da kann es einem schon schwindlig werden…

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Abb. 3: Die kaledonische Diskordanz bei Vossenack im Hürtgenwald.

3. Falten können auch schön sein - die Teufelsley bei Vossenack

Wo: Von Simonskall auf dem Kallweg nach Osten bis zum Wanderparkplatz mit Schutzhütte - von dort zu Fuss der Kall folgen -an der Wegkreuzung nach 800 Metern den Bach überqueren und weiter ca. 100 m bachabwärts folgen.

Geokoordinaten: N50° 40' 21.36" E6° 23' 3.228"

Betreuer:  Dr. Thorsten Nagel


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Am Fuss der Teufelsley sind Sedimentgesteine des Devonmeeres aufgeschlossen. Man kann hier sowohl die Prozesse bei der Bildung des Gesteins als auch die spätere Verformungsgeschichte nachvollziehen. In sehr flachem, zeitweise stark strömendem Wasser - vielleicht in einem Watt - wurden abwechselnd Sand-, Silt- und Schlammschichten abgelagert. Das inzwischen zu Gestein verfestigte Material wurde 100 Millionen Jahre später bei der variszischen Gebirgsbildung horizontal zusammengestaucht. Die unterschiedlichen mechanischen Eigenschaften der verschiedenen Schichten haben zu besonders interessanten und vielseitigen Strukturen geführt. Am Stop an der Teufelsley ist ein Sattel, eine nach oben geschlossene Falte zu beobachten (Abb.1). Man findet hier ausgeprägte Schieferungsfächerung und die Bildung von Rutschharnischen auf den Schichtflächen. An diesen Strukturen kann anschaulich gemacht werden, wie verschiedenartig die Gesteine auf die tektonische Verformung reagiert haben und wie die Verformung in den relativ weichen Teilen des Gesteins konzentriert worden ist. 

Sattel der Teufelsley
Abb. 1: Der Sattel der Teufelsley

Man erfährt an diesem Aufschluss etwas über die Ablagerungsverhältnisse im Devonmeer vor ca. 400 Millionen Jahren, die variszische Gebirgsbildung vor ca. 300 Millionen Jahren und etwas darüber wie Schichtfolgen von Gesteinen sich bei der Bildung von Gebirgen langsam und bruchlos verformen und wo die Kräfte dafür herkommen.

Quellen:
Homepage der Arbeitsgruppe Strukturgeologie (http://www.steinmann.uni-bonn.de/arbeitsgruppen/strukturgeologie/lehre/aufschluesse-im-rheinland/teufelsley)

Walter, P. (2010) Sammlung Geologischer Führer Nr. 100: Aachen und südliche Umgebung; Borntraeger Gebrueder; 360 Seiten

 

4. Kiesbank vertikal - die Kluckensteine bei Vicht

Wo: Entweder vom Ortszentrum zu Fuß in die Fischbachstraße, erste Straße rechts abbiegen (Kluckensteinstraße) bis zum Ende, dort Fußweg nach rechts hoch zu Häusern, nach den Häusern rechts Fußweg in den Wald (15 min.).
Oder: Über die L238 zum Südende des Orts, beim Vichter Landhaus nach links abbiegen (Straße Jägersfarth) dann links der Straße „Am Burgberg“ folgen. Von deren Ende nach links auf den Fußweg durch den Wald zum Aufschluss. Es werden Wegmarken aufgestellt.

Geokoordinaten: N50° 44' 13.56" E6° 16' 11.316"

Betreuer:  Marco Wolf, Robert Heuckeroth


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Der Aufschluss der Kluckensteine besteht aus dem Vichter Konglomerat. Es handelt sich um eine Wechselfolge aus Silt- und Sandstein mit Einschaltungen von Konglomeraten und geringen Anteilen von Tonen. Der Aufschluss selbst bildet große klippenartige Felsformationen von wenigen Metern Breite und 100m Länge. Einzelne Pfeiler sind bis zu 5m hoch. Die Schichtung im Aufschluss steht senkrecht. Dies ist auf die Faltung des Variszischen Gebirges zurückzuführen. Die Mächtigkeit der gesamten Schichtfolge des Vichter Konglomerats beträgt südlich von Vicht etwa 80 m, bei einem maximalen Gerölldurchmesser von ca. 50 cm. Die Wechselfolgen sind im Gelände gut als unterschiedlich mächtige Bänke zu erkennen, da die feinkörnigeren Partien weiter erodiert wurden. Aufgrund des hohen Quarzgehaltes sind die Konglomeratbänke erosionsbeständiger und wurden dadurch herauspräpariert.

Profil des Vichter Konglomerats

Die Abfolge wird als eine Schüttung von fluvialen Sedimenten interpretiert.
Die paläogeographische Lage ist eine küstennahe Position am Rande ausgedehnter Schelfgebiete im Süden des Old-Red-Kontinents (Laurussia) am nordwestlichen Rand des Rhenohercynischen Beckens. Von Nordwesten nach Südosten nehmen die marinen Einflüsse und die Mächtigkeit der Sedimente zu.
Die Lage lässt im Mitteldevon (Eifel-Stufe vor ca 395 Millionen Jahren) zwei Liefergebiete zu. Einerseits liegt das Gebiet südöstlich des Brabanter Hochs, welches als kontinentaler Bereich ein Gebiet mit erhöhter Erosion war, zum anderen lag weiter im Norden innerhalb des Old-Red-Kontinents das Kaledonische Gebirge. Die Schüttungsrichtung und die Paläogeographie lassen eher auf nordwestliche Herkunftsgebiete, also auf das Brabanter Massiv schließen.
Die Schüttungsrichtung ist nach Südosten. Südwestlich des Aufschlusses, Richtung Eupen wechselt die Schüttungsrichtung mehrmals zwischen Nordosten und Süden. Gleichzeitig nimmt die durchschnittliche Mächtigkeit auf ca. 20 m ab, der maximale Korndurchmesser in den Konglomeraten aber auf über 100 cm zu.

Früher wurden die Gesteine in lokalen Raum aufgrund ihres hohen Anteils an SiO2 als Abdeckung in Hochöfen bei der Eisenverhüttung verwendet.

 

 
 

 

ACHTUNG: Auf Kleinkinder besonders achten, da unter Umständen Absturzgefahr herrscht.

5. Vom Korallenkalk zum Zement - Steinbruch Sötenich

Wo: A1, bis Nettersheim. Bei Zingsheim über die L 206 Richtung Kall. Nach ca. 5 km links nach Urft. Am Ortseingang nach rechts Richtung Sötenich-Kall (L 204). Vor dem Ortseingang von Sötenich Steinbruchzufahrt rechts hinter einer scharfen Rechtskurve (großes Kalkwerk).

Geokoordinaten: N50° 31' 16.752" E6° 33' 51.48"

Betreuer:  Prof. Dr. Martin Langer und Prof. Dr. Jes Rust


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Heutige Korallenriffe benötigen flaches, tropisch-warmes Meerwasser um optimal wachsen zu können, deshalb liegen die meisten großen Riffe, wie z. B. das ca. 3.000 km lange, australische Große Barriereriff, zwischen dem 28. Grad nördlicher und südlicher Breite. Wahrscheinlich waren auch die devonischen Riffe an grundsätzlich ähnliche Umweltbedingungen gebunden, aber bei aller Ähnlichkeit mit heutigen Korallenriffen wurden die Riffe des Devons doch von ganz anderen Korallen und weiteren Organismen aufgebaut.

Einzelkoralle
Einzelkoralle (Calceola sandalina) mit Deckel, die auf weichem Meeresboden liegend lebte. Foto: GO

Damit ein Riff überhaupt entstehen kann, müssen kalkabscheidende Tiere – die Riffbauer - ein haltbares Gerüst liefern, dass auch stärkeren Strömungen und Wellengang widersteht. Erst danach können sich weitere Organismen – die Riffbewohner – ansiedeln, die im Riffgerüst eine Vielzahl von Lebensräumen finden. Zu den wichtigsten Riffbauern des Devons gehörten die Stromatoporen, die neuerdings in die Verwandtschaft der Schwämme gestellt werden. Je nach Standort und Strömungsenergie im ehemaligen Riff können sie ganz unterschiedliche Formen annehmen (Fladen, Knollen, Krusten, Äste). Die Korallen waren mit zwei heute ausgestorbenen Gruppen am Aufbau der devonischen Riffe beteiligt. Die „rugosen Korallen“ bildeten häufig einzeln stehende Kelche, aber auch ästige Formen oder lockere Korallenstöcke und kamen an verschiedenen Standorten im Riff vor. Auf weichen Böden siedelte die für das Mitteldevon der Eifel typische „Pantoffelkoralle“ . Die „tabulaten Korallen“ bildeten stets Kolonien und kommen oft in Form von halbkugeligen oder fladenförmigen Gebilden vor.

Im flachen Wasser siedelten an manchen Stellen ganze Wälder von Seelilien, die heute außerordentlich selten sind. Sie gehören zu den Stachelhäutern und sind z. B. mit den Seeigeln und Seesternen verwandt. In den Ablagerungen des Eifel-Devons findet man oft zu Tausenden ihre scheibchenförmigen Stielglieder. Häufige Fossilien sind ferner die sogenannten Armfüßer, die mit ihren zweiklappigen Schalen den Muscheln ähneln. Tatsächlich gehören sie aber in die Verwandtschaft der Moostierchen und Hufeisenwürmer. Die meisten Armfüßer der devonischen Riffe lebten festgewachsen auf dem Untergrund und filterten Nahrungsteilchen aus dem Meerwasser. Auch eine ausgestorbene Gruppe der Gliedertiere – die Trilobiten – sind gelegentlich in den Ablagerungen vertreten. Gelegentlich kann man in den Ablagerungen der Eifeler Devonriffe auch frühe Vorfahren des Nautilus sowie Schnecken und Muscheln finden.

Cyrtoceras
Ein recht vollständiges Gehäuse von Cyrtoceras aus dem
Mitteldevon der Eifel. Die Wohnkammer (oben) ist verdrückt. Der
gekammerte Teil ist gut zu erkennen, weil die äußere aragonitische
Schale aufgelöst ist. Foto: GO

Die frühen Nautiloideen weichen in ihrer Gehäuseform noch recht deutlich vom heutigen Nautilus ab. So ist die gekammerte Schale (Phragmokon) der relativ großwüchsigen Gattung Cyrtoceras nur schwach eingekrümmt und verjüngt sich in ihrem hinteren Abschnitt, so dass sie der Form nach einem Horn ähnelt. Ob diese Tiere ein bodennahes Leben geführt haben oder wie der heutige Nautilus im freien Wasser lebten ist nicht mehr zu entscheiden. Untersuchungen der Stabilität der Gehäuse in Bezug auf den Wasserdruck und die daraus abzuleitende maximale Tauchtiefe zeigen indes, dass die meisten fossilen Nautiloideen Schelfgebiete oder die oberen Bereiche der Hochsee bewohnt haben. Auch eine Rekonstruktion der ehemaligen Schwimmposition ist bei fossilen Nautiloideen in manchen Fällen durch Erhaltung der ursprünglichen Färbung möglich. Bei einseitig gefärbten Gehäusen war die Musterung vermutlich nach oben orientiert und diente der Tarnung gegenüber Räubern, so wie es auch vom rezenten Nautilus bekannt ist. In den mitteldevonischen Ablagerungen im Kalksteinbruch südlich von Sötenich können eine Vielzahl der charakteristischen „Riff-Fossilien“ gesammelt werden. Dabei lohnt es sich vor allem auf kleine Funde besonders zu achten, die oft sehr gut erhalten sind und durch Regenwasser in großer Zahl aus dem verwitterten Gestein ausgespült werden. Wie in jedem Steinbruch gilt es aber auch hier, bestimmte Verhaltensregeln dringend zu beachten: Das Klettern in den Steilwänden des Steinbruchs ist sehr gefährlich und deshalb grundsätzlich nicht gestattet – Fossilien sind dort ohnehin nicht zu finden.

Typische Korallen
Typische Korallen, Armfüßler und Seelilien-Stielglieder aus dem Mitteldevon des
Steinbruchs in Sötenich. Foto: GO

 

Dies war ein Auszug aus dem Buch :  "Georallye - Spurensuche zur Erdgeschichte"

6. Auf diesem Felsen... - Kohlenkalk im Hof der Stolberger Burg

Wo: Von der A4 Richtung Aachen fährt man an der Ausfahrt 5a-Eschweiler-West Richtung Eschweiler/Stolberg auf die Rue de Wattrelos und weiter auf der Odilienstraße/K15. Nach etwa 2,5 km dann rechts halten auf die Strasse Pumpe/L238 und nach 3,1 wieder rechts halten auf der Europastraße/L221. Nach 1,7 km links abbiegen zur An der Krone, in die man gleich nach 15 m rechts einbiegt und der man ca. 300 m folgt. Dann links abbiegen auf die Aachener Strasse (später Burgstrasse) und nach etwas mehr als 100 m links auf die Klatterstrasse abbiegen nach ca. 60 m liegt rechter Hand die Burg Stolberg.

Geokoordinaten: N50° 46' 0.84" E6° 13' 58.116"

Betreuer:  Dr. Thomas Tütken, Philipp Hermann


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Kalksteine des Oberen Kohlenkalks aus dem Gemeindesteinbruch Stolberg sowie dem Steinbruch Burgstüttgen dienten als Bausteine für die Errichtung der Stolberger Burg. Die heutige Burg wurde erst Ende des 19. Jahrhunderts auf älteren Burgfundamenten einer Vorläuferburg aus der Mitte des 15. Jahrhunderts errichtet. Unterhalb der Burg stehen schräggestellte, gebankte Kohlenkalke unterkarbonischen Alters an (Abb. 1).

Schräg gestellte Kalksteinbänke des Kohlenkalks im Hof der Burg Stolberg

Abb. 1. Schräg gestellte Kalksteinbänke des Kohlenkalks im Hof der Burg Stolberg, welcher auch für die Errichtung der heutigen Burg im 19. Jh. als Baustein genutzt wurde.

 

Die Kohlenkalke sind ca. 340 Millionen Jahre alte steinerne Zeugen der Erdgeschichte. Der Geologe kann in den Gesteinschichten lesen quasi wie in einem Buch. Damals war die Region Teil eines durch viele Schwellen und Inseln gegliederten, flachen Schelfmeeres, das sich von Südengland über Belgien bis weit nach Norddeutschland erstreckte und eine ausgedehnte Kohlenkalkplattform bildete. Das Sediment, aus dem die Kohlenkalke hervorgingen, wurde während des Erdzeitalters des Unterkarbons (Visé) im Meer zunächst als feinkörniger Kalkschlamm abgelagert und hat sich über die Jahrmillionen zu Kalkstein verfestigt. Bei der variskischen Gebirgsbildung im Oberkarbon wurden die Kalksteinschichten aus ihrer horizontalen Lagerung verstellt und fallen nun mit ca. 40° nach Nordwesten hin ein. Kohle findet sich - anders als der Name vermuten lässt - im Kohlenkalk allerdings nicht. Ein hoher Anteil an organischer Substanzen (5-10%), der unter den sauerstoffreien Ablagerungsbedingungen am damaligen Meeresgrund erhalten blieb und eingelagert wurde, gibt dem Kohlenkalk aber seine im frischen Bruch dunkelgraue Farbe und den Namen.

Abgebaut wurde der grau-bläulich verwitternde Kohlenkalk vor allem als harter Naturwerkstein (Aachener Blaustein) und diente auch als Baustein für die Burg Stolberg. Er wurde aber auch als Rohstoff für die Herstellung von Branntkalk genutzt. Die Kalksteinbänke bestehen aus Kalkmaterial in unterschiedlichen Korngrößen enthalten aber keine erkennbaren Fossilien. Im Aufschluß ist eine sedimentäre Brekzie aus eckigen und runden Kalksteinbruchstücken in einer kalkig-mergeligen Matrix eingeschaltet zwischen intakten Kalkbänken. Diese Sedimentstruktur einer solchen schichtgebundenen Brekzie deutet auf eine Ablagerung und teilweise Wiederaufarbeitung des schon verfestigten Kalksediments bei ansteigendem Meeresspiegel hin. Während der Ablagerung der Kohlenkalke kam es wiederholt zu einem Meerespiegelanstieg und –abfall. Die Kalksteinschichten unterhalb der Burg Stolberg liefern durch ihre Zusammensetzung, Textur und Lagerungsverhältnisse Informationen über geologische Prozesse, die hier im Stolberger/Aachener Raum während des Unterkarbons abgelaufen sind. Diese werden vor Ort genauer erläutert und Fragen beantwortet.


Quellen:

Walter, R. (2010) Aachen und südliche Umgebung Nordeifel und Nordost-Ardennen. Sammlung Geologischer Führer, Band 100. Gebr. Borntraeger (Berlin, Stuttgart), 360 S.

 

7. Durch die Wüste - Buntsandstein in Kall

Wo: A1 Richtung Trier, Abfahrt Wisskirchen, B266 Richtung Kall, Abfahrt Kall, L105 bis Kall-Zentrum, im Kreisverkehr in Kall auf die L204 in Richtung Gemünd abbiegen, nach ca. 1,2 km ist auf der rechten Seite, gegenüber einer Kläranlage, ein Parkplatz. Von dort kann man zu Fuß in Richtung Kall zurückgehen und zahlreiche Gesteinsaufschlüsse entlang der Landstraße 204 besichtigen.

Geokoordinaten: N50° 32' 39.876" E6° 33' 18"

Betreuer:  Prof. Dr. Jean Thein, Dipl. Geol. Natascha Kuhlmann, BSc Hannah Lieder-Wolf


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Entlang der Landstraße von Kall nach Gemünd, sind ab dem Eisernen Kreuz, am nordöstli-chen Ortsausgang von Kall, rote Felsklippen aufgeschlossen. Es sind geröllführende Gesteine mit einigen Sandsteinbänken. Sie wurden in der Zeit der unteren Trias, dem Buntsandstein gebildet. Dieser gliedert sich in der Nordeifel in den Mittleren und Oberen Buntsandstein, die gemeinsam im Raum Kall, im Zentrum der so genannten Mechernicher Triasbucht, eine Mächtigkeit von über 150 m erreichen. Diese Schichten sind etwa 245 Mio. Jahre alt. Sie la-gern unmittelbar auf gefalteten Schichten des Devons (ca. 410 – 390 Mio. Jahre).

Eine Flussrinne schneidet sich in den Sandstein
Abb. 1: Die Schrägschichtung im geröllführenden Sandstein erlaubt
die Rekonstruktion der Strömungsrichtung des ehemaligen
Flusssystems. Eine Flussrinne (oben) schneidet sich in den
Sandstein ein und hinterlässt ein ungeschichtetes Konglomerat.

Bereits aus der Ferne ist ein Wechsel von grobkörnigen Lagen und zwischengeschalteten fei-ner körnigen Sandsteinbänken zu erkennen. Deutlich sichtbar ist ein Horizontal- und Schräg-schichtungsgefüge, welches ein altes Flusssystem der Triaszeit widerspiegelt. Die grobkörni-gen Schichten, deren meist gut gerundeten Komponenten (so genannte Gerölle) Durchmesser von mehreren Dezimetern erreichen können, werden als Konglomerate bezeichnet. Sie beste-hen überwiegend aus grün/grauen Quarziten und weisen ein Alter von > 500 Mio. Jahren (O-beres Kambrium) auf. Als Liefergebiet kommen die Ardennen in Frage. Andere Bestandteile sind eckig bis kantengerundet und stammen aus der näheren Umgebung der Eifel; sie beste-hen aus devonischen Sandsteinen und aus Gangquarzen.

Die feinkörnigeren Sande, sind zwischen den einzelnen Geröllen eingelagert und können dort auch einzelne Sandsteinlinsen bilden.

Das Bindemittel in den Konglomeraten bildet ein roter – gelblichbrauner, mittel- bis grobkör-niger Sand. Dieses Bindemittel stammt aus südlichen Regionen, wie der Trierer Bucht oder dem heutigen Pariser Becken.

Meißelspuren zeigen den Abbau von festen Sandsteinbänken durch die Römer
Abb. 2: Meißelspuren zeigen den Abbau von festen Sandsteinbänken durch die Römer

Die Sandsteinbänke zwischen den Konglomeratlagen sind aus mittel- bis grobkörnigen, gut gerundeten Quarzen und einzelnen Gesteinsfragmenten aufgebaut. Die Körner sind meist von einem feinen Eisenoxidhäutchen (Hämatit) überzogen. Dieses Mineral verleiht dem Gestein seine rötliche Farbe. Die gelblich braune Farbe ist auf das Eisenmineral Goethit zurückzufüh-ren. Außerdem sind die Sandsteine zum Teil stark verkieselt und damit fester. Diese Bänke eignen sich hervorragend als Baustein. Die Römer haben diese Gesteine für Bauzwecke ge-nutzt, wie Bearbeitungsspuren deutlich zeigen. Mineralanalysen und die Messungen der Schrägschichtung erlauben dem Geologen, die Ablagerungsbedingungen und die Entste-hungsgeschichte dieser Gesteine zu rekonstruieren. Zur Zeit des Mittleren und Oberen Bunt-sandsteins war die Nordeifel ein Senkungsgebiet, das die Eifeler Nord-Süd-Zone verband. Im Westen und im Osten wurde sie durch die Hochgebiete der Ardennen und das Rheinische Schiefergebirge begrenzt. Das Klima war semiarid. Bei periodisch auftretenden, zum Teil starken Regenfällen wurde Gesteinsmaterial aus den angrenzenden Hochgebieten durch ver-wilderte Flusssysteme (braided rivers) ins Ablagerungsgebiet transportiert und dort abgela-gert.

Neben dem Transport durch Flüsse wurde ein Teil der Sande durch Winde (äolisch) transpor-tiert und in Form von Dünen abgelagert.

Ausgewählte Literatur:

Franz, S.- O. (2008): Das Eiserne Kreuz bei Kall. – in: v. Koenigswald, W. & Simon, K. : Georallye- Spurensuche in der Erdgeschichte.- S. 106-109, Bouvier Verlag Bonn

Meyer, W. (1994): Geologie der Eifel. 3. Auflage. - 618 S. Schweizerbart’sche Verlagshandlung, Stuttgart

Ribbert, K.H. (2010): Geologie im Rheinischen Schiefergebirge, Teil 1: Nordeifel.-184 S. Geologischer Dienst NRW, Krefeld
 

8. Am Gestade des Muschelkalkmeers - Steinbruch bei Bürvenich

Wo: Von Euskirchen nach Schwerfen fahren, dort innerorts nach Floisdorf bzw. Berg links auf die Kreisstraße K16 abbiegen, direkt am nordöstlichen Ortseingang von Berg rechts auf einen landwirtschaftlichen Weg abbiegen (Richtung NW), durch das Tälchen (Mausbach) den Hang hinauf bis zu einer Wegkreuzung fahren. Dort Parken. Von dort zu Fuß den Feldweg hangaufwärts durch eine Verbuschung direkt zum Steinbruch.

Geokoordinaten: N50° 38' 26.52" E6° 35' 41.964"

Betreuer:  Dr. Georg Heumann


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Die Eifel ist berühmt für ihre vielfältige, fossile Lebenswelt aus dem Devon, dokumentiert in unzähligen, prachtvollen Versteinerungen. Nach dem Devon wird es in der Eifel zunächst einmal ziemlich ruhig, zumindest was das weitere Ablagerungsgeschehen angeht. Das Rheinische Schiefergebirge ist ein Hochgebiet und unterliegt daher der Verwitterung und der Erosion.

Kelche und Stielglieder er Seelilie Encrinus liliiformis

Abb. : Kelche und Stielglieder der Seelilie Encrinus liliiformis

Mit Beginn der Trias vor etwa 250 Millionen Jahren lagerten große Flusssysteme auf dem Weg zum Meer reichlich Sand und Geröll ab – heute mächtige, rote Gesteinsabfolgen des Buntsandstein bei Nideggen oder im Tal der Rur. Ab dem Muschelkalk überflutet das Meer wieder Teile der Eifel. Ein Meeresarm verband quer durch die Eifel das süddeutsche Meeresbecken mit einem Meeresbecken in der nördlichen Hälfte Europas. Diese Becken stand im regen Austausch mit dem Urmittelmeer (Thethys) weiter im Süden. Das spiegelt sich auch in den Fossilien des Muschelkalkes in der Eifel wieder. Nur im sogenannten Mechernicher Triasdreieck (Kreuzau-Kall-Kommern) am Ostrand der Eifel sind in unserem Gebiet diese Gesteine aufgeschlossen.

Dickrippensaurier aus dem Muschelkalk von Winterswijk

Abb: Dickrippensaurier aus dem Muschelkalk von Winterswijk

Im Raum Bürvenich haben sich einige Bäche auf ihrem Weg in die Niederrheinische Bucht in die Gesteine der Trias eingeschnitten. Diese natürlichen Aufschlüsse waren für unsere Vorfahren begehrte Vorkommen für Baustoffe, insbesondere die gut gebankten, gelblichen Kalksteine des Muschelkalkes. Beim Abbau dieser Gesteine in zahlreichen, kleinen Steinbrüchen fielen den Arbeitern in so genannten 'faulen' (= ungeeigneten) Schichten zahlreiche Fossilien auf. Es handelt sich dabei sowohl um Bewohner flachmariner Küstenregionen (Muscheln, Brachiopoden, Seelilien) als auch um Vertreter der tieferen Meeresbecken (Ammoniten). Eine ganz besondere Rolle spielen die fossilen Reste von Wirbeltieren: Nothosaurier und Haie, Fische und Amphibien. In der Eifel findet man von diesen Tieren in der Regel nur einzelne Knochen. In Winterswijk nahe der deutsch/niederländischen Grenze konnten Bonner Wissenschaftler in den letzten Jahren zahlreiche exzellente Funde machen. Diese Funde zeigen uns, wie es an den Gestaden und im Meer des Muschelkalkes bei uns ausgesehen hat.

9. Energie aus versunkenen Wäldern - Aussichtspunkt am Tagebau Inden

Wo: Von Köln/Bonn: Von der A4 Aachen/Düsseldorf bei Ausfahrt 7-Düren auf B56 in Richtung Inden/Jülich/Niederzier fahren. Nach 4,3 km links abbiegen auf die L12 (Schilder nach Langerwehe/Pier/Inden). In Pier rechts abbiegen auf die Pierer Str./L12/L257
und der Pierer Str. (geht später in die Hauptstr. über) auch außerhalb des Ortes für ca. 2 km folgen und die Beschilderung „Kleiner Indemann“ beachten.
Aus anderen südlichen Richtungen: durch Inden fahren und Beschilderung „Kleiner Indemann“ beachten

Geokoordinaten:  N 50° 51' 33,86" E 6° 21' 28,78"

Betreuer:  Prof. Dr. Thomas Litt, Priv.-Doz. Dr. Nobert Kühl


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Der Georallye-Standort am Tagebau Inden gewährt gleich doppelt Einblick: zum einen in die gewaltige Fördergrube, zum anderen in die Vegetation zur Zeit der Braunkohlewälder.

Tagebau Inden
Abb. Blick in den Tagebau Inden (Foto: G. Heumann)

Der Tagebau Inden ist einer der zur Zeit aktiven Braunkohletagebauen in der Niederrheinischen Bucht. Die während der Tertiärzeit vor etwa 20 Mio Jahren abgelagerten Torfschichten wurden durch den Druck der überlagernden Sedimentmassen zu Braunkohle und dienen heute als Brennstoff in Kohlekraftwerken zur Stromerzeugung. Obwohl sich die Braunkohle in über hundert Metern Tiefe befindet, wird sie oberirdisch abgebaut - im Gegensatz zum unterirdischen Stollenabbau der Steinkohle im Ruhrgebiet. Da das der Braunkohles aufliegende Sediment weich ist, ist es günstiger, die nicht kohlehaltigen Deckschichten zu entfernen und in unmittelbarer Nähe auf Abraumhalden zu lagern. In gut 10 km Entfernung nordöstlich vom Tagebau Inden befindet sich die aus dem Abraum des Tagebaus Hambach bestehende Sophienhöhe, ein über 200 m hoher Höhenzug. Beim Tagebau Inden dagegen wird das Aushubmaterial des nach Osten „wandernden“ Tagebaus größtenteils zur Verfüllung des bereits ausgebeuteten Gebiets verwendet.

Aufgrund der fossil erhaltenen Pflanzenreste lässt sich ein recht genaues Bild über die kohlebildende Flora gewinnen. Die Fossilien, zu denen Holzreste, Samen und Früchte, Blätter, und auch Pollen gehören, stammen von Pflanzen, von denen viele heute ausgestorben sind, von denen allerdings nahe Verwandte noch heute existieren. Charakteristisch für die torfbildenden Wälder sind die Sumpfzypressengewächse (z.B. Sumpfzypresse, Chinesische Wasserfichte, Sicheltanne, Schirmtanne) und der Tupelobaum. Während trockener Phasen dominierte der Mammutbaum den sogen. „Stillstandswald“. Auch Magnolien, Gagelsträucher, Lorbeergewächse und Walnussgewächse wie die Hickorynuss oder Hartriegelgewächse wie Mastixia kamen vor. Sie sind spätestens im Laufe der Eiszeiten während der letzten ca. 2 Mio Jahre vor Ort ausgestorben, existieren heute aber noch in anderen Gebieten, z.B. in Nordamerika. Viele dieser Pflanzen können unter heutigen mitteleuropäischen Bedingungen zumindest in Botanischen Gärten existieren, wovon man sich bei einem Spaziergang durch das Arboretum der Botanischen Gärten Bonn überzeugen kann.

Auch viele Gattungen, die uns in den heimischen Laubwäldern begegnen, existierten bereits. Dazu gehören unter anderem Eichen, Buchen, Ahorn, Ulmen, Erlen, und Birken. Besonders die Früchte, erlauben eine sichere Zuordnung zu diesen Gattungen. Viele der einzelnen Vertreter (Arten) der Gattungen unterscheiden sich jedoch z.B. im Blattbau so stark von den heutigen Bäumen, dass sie heute ausgestorben Arten zuzuordnen sind. Am Tag der Georallye werden Fossilien aus der Rheinischen Braunkohle vor Ort gezeigt.

Palmenblatt
Abb. Fossiler Abdruck eines Palmenblatts zur Zeit der tertiären Braunkohlebildung
 

Das Klima zur Zeit der tertiären Braunkohlewälder war wärmer und feuchter als heute. Das lässt sich direkt aus den fossilen Pflanzenresten der damaligen Vegetation ablesen – beispielsweise kamen hier seinerzeit Palmen (Sabal, s. Abb.) und Lorbeergewächse vor. Neben ausreichender Wärme und Feuchtigkeit ist aktive Tektonik eine sehr wichtige Voraussetzung für Kohlebildung. Nur wenn sich ein Gebiet stetig absenkt, können sich Sedimente großer Mächtigkeit ablagern. In der Niederrheinischen Bucht erreicht die Sedimentmächtigkeit über 1000 m, wobei das mächtigste Braunkohleflöz bis zu ca. 100 m (Tagebau Inden: bis zu 45 m) mächtig ist. Der Tagebau Inden wird noch etwa 20 Jahre aktiv sein.

10. Eiszeitliche Tierwelt im Kartstein bei Eiserfey

Wo: Über die A1, Abfahrt Bad Münstereifel oder Zingsheim, weiter zur B477.  Zwischen Weyer und Eiserfey liegt der Kartstein bei der kleinen Ortschaft Dreimühlen. Die Höhle ist ausgeschildert.

Geokoordinaten:   N50° 32' 40.956" E6° 39' 35.028"

Betreuer: Prof. Dr. em. Wighart von Koenigswald, Dr. Irina Ruf


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Bei Eiserfey überragt ein großer Kalksteinfelsen, der Kartstein, das Tal. Es bietet als Felsen und mit seinen Höhlen eine regionale Attraktion.

 Eingang zur Höhle
Der Eingang zur großen Höhle im Kartstein, der „Kakushöhle“. Foto: WvK

Im Gegensatz zu dem weit verbreiteten Kalk der devonischen Eifelkalkmulden, die in einem Meer vor rund 350 Ma abgelagert wurden, ist diese auffällige Felsformation um vieles jünger, nämlich nur etwa 300.000 Jahre alt. Der Kalk stammt also aus dem Mittelpleistozän. Die Höhlenfüllungen sind nochmals erheblicher jünger und stammen aus der letzten Kaltzeit etwa zwischen 100.000 und 10.000 Jahren vor heute.

 Basis des Travertinblockes
Die Basis des Travertinblockes. Foto: WvK

Weite Bereiche der mitteldevonischen Kalkmulden in der Eifel sind verkarstet. Das heißt: saure Wässer drangen von der Oberfläche in die Kalke ein, lösten sie mit der im Wasser enthaltenen Kohlensäure auf und formten unterirdische Abflussbahnen. Äußerlich erkennt man Karstgebiete daran, dass viele der kleinen Täler keinen Bachlauf aufweisen, weil das Wasser unterirdisch abfließt. Wenn die Kalke, wie im Sauerland, massig auftreten, können die unterirdischen Abflussbahnen zu großen Höhlen erweitert werden. In der Eifel sind die Kalke meist durch Mergelschichten unterbrochen. Sie erlauben zwar den Abfluss des Wassers, aber keine großen Höhlenbildungen. Die beiden Höhlen im Kartstein haben sich auch nicht im devonischen Kalk gebildet, stehen aber dennoch mit der Verkarstung in einem ganz engen Zusammenhang. Der bei der Verkarstung gelöste Kalk wird nämlich zum großen Teil wieder ausgefällt. Das geschieht bereits häufig in den Quellen, denn dort entweicht ein Teil des gelösten Kohlendioxids (CO2) und damit sinkt die Fähigkeit des Wassers, den gelösten Kalk weiter zu transportieren. Deswegen setzen sich oft Quellkalke, die auch als Travertine bezeichnet werden, an den Karstquellen ab. Dabei spielen Moose und andere Pflanzen als CO2-Verbraucher eine wichtige Rolle (Kap. 61).

 

Der Kartsteinfelsen ist ein solcher Travertin. Er wurde von einer starken Karstquelle abgesetzt, die etwas oberhalb des Kartsteinfelsens in Richtung auf das Dorf Weyer gelegen hat. Auf der Höhe des Felsens muss man sich kleinere Seebecken vorstellen, die über eine große Kaskade in das Tal abgeflossen sind. Die Entstehungszeit der Travertinablagerung konnte einer Warmzeit des Mittel-Pleistozäns vor etwa 200.000 – 300.000 Jahren zugeordnet werden. Zu dieser Zeit gab es noch aktiven Vulkanismus in der Eifel, dessen Aschepartikel in einer Lage des Travertins nachgewiesen wurden. Gelegentlich müssen damals sogar Menschen die Quelle aufgesucht haben, denn mindestens 25 sicher identifizierte Steinwerkzeuge wurden im Travertin gefunden. Der Travertinklotz vom Kartstein ist also wesentlich jünger als die devonischen Gesteine die gerade noch am Boden der großen Höhle zu sehen sind. Sie gehören in das Mittel-Devon der Sötenicher Mulde, die die nördlichste der Eifelkalkmulden ist.

 Geologisches Blockbild
Geologisches Blockbild der Umgebung des Kartstein. Grafik: WM

Lageplan
Lageplan des Kartsteins mit den Höhlen und dem eisenzeitlichen Abschnittswall.
Grafik: aus Joachim et al. (1988)

 

Seit der Bildung des Travertins hat sich der Hauserbach tiefer eingeschnitten. Damit verlagerte sich auch seine Quelle, die heute viel tiefer etwas südlich vom Weiler Dreimühlen austritt. Diese untere Quelle haben schon die Römer gefasst, um eine der Zuleitungen für die Wasserleitung nach Köln zu füllen. Heute wird die gleiche Quellfassung von der Wasserversorgung der Stadt Mechernich genutzt . Der östlich vorbei fließende Feybach schneidet sich ebenfalls immer weiter ein und entsprechend werden die Talhänge immer steiler. Große Blöcke des Travertinkomplexes sind bereits auf der Ostseite abgebrochen und den Hang hinunter gerollt. Das führte um 1970 zu der Befürchtung, dass weitere Teile des Felsens abstürzen könnten. Um die Sicherheit der Besucher zu gewährleisten und dieses besondere Denkmal zu erhalten, wurden große Betonstützen eingebaut. Bei der Tieferlegung der Quelle änderte sich die Wasserführung. In einer nicht genau festzulegenden Zwischenphase wurden Höhlen im Travertin ausgespült. Die “Kleine Höhle” im Nordteil des Kartsteinfelsens ist durch die Erweiterung einer Wasserröhre im Travertin entstanden. Die “Große Höhle” wurde an der Grenze zwischen dem unterlagernden Devon und dem Travertin ausgewaschen .

Zähne von Höhlenbären
Zähne vom Höhlenbären aus dem Kartstein Foto: GO

Zähne und Knochen
Zähne und Knochen verschiedener eiszeitlicher Säugetiere aus dem Kartstein. Foto: GO

 

Eine Wasserröhre führt noch etwas in den Felsen hinein. Das Alter der Höhlenbildung muss jünger als das des Travertins und zugleich höher sein, als die verschiedenen Verfüllungen in der Höhle. Da die ältesten Funde aus der Höhle vom Beginn der letzten Eiszeit stammen, also etwa 80.000 bis 100.000 Jahre alt sind, muss die Höhlenbildung damals bereits weitgehend abgeschlossen gewesen sein. Höhlen, die leicht zugänglich sind, bieten vielen Tieren aber gelegentlich auch dem Menschen einen willkommenen Unterschlupf. Fledermäuse überwintern noch heute im hinteren Teil der Höhle (der deswegen mit einem Gitter versperrt ist). Während der letzten Eiszeit wurden beide Höhlen häufig vom Höhlenbär aufgesucht. Er nutzte sie zum Winterschlaf. Die vielen Knochen und Zähne, die in den beiden Höhlen gefunden wurden, zeugen davon .

 Wichtige Arten
Alle wichtigen Arten der jungpleistozänen Säugetierfauna wurden
im Kartstein gefunden. Grafik: WVK

 

Im Leben der Bären waren die langen Wintermonate ohne Nahrungsaufnahme stets eine kritische Periode. Gesunde Bären schlafen für mehrere Monate und die Weibchen werfen am Ende des Winterschlafes sogar ihre Jungen. Aber manche schwache oder kranke Tiere, die sich im Herbst keine genügenden Fettreserven anfressen konnten, starben während des Winterschlafs in den Höhlen. Früher schloss man wegen der vielen Knochen gern auf Katastrophen. Aber selbst wenn nur alle paar Jahre ein Tier verendete, sammelten sich große Knochenmengen Außer den Resten von Höhlenbären finden sich die vieler anderer Tiere. Fast das ganze Spektrum der eiszeitlichen Fauna mit Mammut, Wollnashorn, Rentier, Riesenhirsch und Bison wurde in den Kartsteinhöhlen gefunden. Sogar Moschusochse und Saigaantilope, die nur in besonders trockenkalten Phasen bis nach Mitteleuropa vordrangen, konnten nachgewiesen werden. Dazu kommen noch die Raubtiere Braunbär, Löwe, Wolf und Hyäne. Der Höhlenhyäne fällt eine ganz besondere Bedeutung zu, denn sie nutzte Höhlen gerne als Bau zur Aufzucht der Jungen. Sie war stets ein eifriger Knochensammler und schleppte die Knochen aller Tiere, die in der Gegend lebten, in den Bau ein. Dabei verschmähte sie nicht einmal die trockenen Abwurfstangen von Hirschen. Die Knochen zeigen häufig die typischen Spuren der Zähne aus dem kraftvollen Gebiss der Hyäne, mit dem sie auch große Knochen zerbeißen konnte. Viele der Knochen aus Hyänenhorsten sind aber durchaus noch zu bestimmen und gewähren dann einen vorzüglichen Überblick darüber, welche Tiere in der Umgebung gleichzeitig mit der Höhlenhyäne vorgekommen sind .

 Faustkeil
Faustkeil aus dem Mittelpaläolithikum (70.000 – 30.000 Jahre
vor heute). Er kann dem Neandertaler zugeordnet werden
und ist im Römisch- Germanischen Museum
in Köln ausgestellt. Foto: GO

Mehrfach hat auch der Mensch die Höhlen aufgesucht. Steinwerkzeuge aus dem Mittelpaläolithikum (70.000 – 30.000 Jahre vor heute) können dem Neandertaler zugeschrieben werden . In späterer Zeit, aber immer noch unter eiszeitlichen Verhältnissen, hat der “moderne Mensch” die Höhle besucht, wie die Steinwerkzeuge aus dem Jungpaläolithikum zeigen. Diese Jäger haben natürlich auch die Knochen ihrer Jagdbeute in der Höhle liegen gelassen. Dort vermischten sie sich mit den Knochen, die auf ganz andere Weise in die Höhle gekommen waren. Deswegen kann man die tatsächliche Jagdbeute nur identifizieren, wenn man Schnittspuren der Feuersteingeräte an den Knochen erkennen kann. Unmittelbar am Ende der letzten Eiszeit (vor rund 11.000 Jahren) machte noch einmal eine Gruppe von Rentierjägern am Kartstein Rast. Sie lagerten dort, wo jetzt einer der Betonpfeiler den Abbruch zum Hausertal hin abstützt. Dort fand man ihren Abfall mit Tierknochen und einigen Steingeräten, die ganz speziell für diese Zeit typisch sind. Wegen seiner prominenten Lage über dem Hausertal wurde der Kartsteinfelsen auch in historischer Zeit vielfach aufgesucht und genutzt. In der Eisenzeit baute man einen Abschlusswall, hinter dem man z.B. Vieh vor räuberischem Zugriff schützen konnte. Er ist auf dem Plateau des Kartsteinfelsens noch gut zu erkennen. Auch in der Römerzeit wurde die Höhle begangen, wie typische Ton- und Glasscherben zeigen, die man hier ebenfalls gefunden hat. Wahrscheinlich stürzte ein Teil der Decke in der Großen Höhle erst nach der Römerzeit ein, denn die Blöcke liegen z.T. über den römischen Schichten. Die archäologischen Funde werden im Römisch-Germanischen Museum in Köln aufbewahrt und sind dort zum Teil ausgestellt. Die paläontologischen Funde aus den Höhlen wurden im 2. Weltkrieg weitgehend zerstört. Damit ist die eingemeißelte Inschrift am Höhleneingang teilweise überholt.

Dies war ein Auszug aus dem Buch :  "Georallye - Spurensuche zur Erdgeschichte"