Anlaufstellen 2013 - Übersicht

Das Fazit der Georallye 2013:
Bei 11 Stops zwischen Kerpen (Eifel) und Sinzig wurden durch unsere 30 beteiligten "SteinmännerInnen" 1516 Besucher gezählt. Wir bedanken uns für das Interesse und hoffen, es hat Ihnen soviel Spaß wie uns bereitet.

Fotos der Georallye 2013


Bereits zum 12. Mal findet dieses Jahr die Georallye des Steinmann-Instituts der Uni Bonn statt, diesmal im Ahrtal und seiner Umgebung. Am Sonntag, 23.Juni, stehen von 10.00 bis 17.00 Uhr Geowissenschaftler des Steinmann-Instituts an teils berühmten, teils unbekannten geologischen Aufschlüssen bereit, um den Besuchern einen Einblick in die Erdgeschichte zu vermitteln.

Es gibt keine vorgeschriebene Reihenfolge und keine Notwendigkeit, alle Stops zu besuchen – wählen Sie aus, was Sie interessiert, und besuchen Sie uns am 23. Juni, mit dem Rad, dem Auto, der Ahrtalbahn oder zu Fuß!

Detaillierte Informationen zu den Stops mit Anfahrtsbeschreibung finden Sie an dieser Stelle ab Anfang Juni; hier zunächst ein Überblick.

Übersicht

Das Georallye-Team 2013

Die Stops der Georallye 2013

1. Seelilien und Korallen - der Weinberg bei Kerpen
(Dr. Rico Schellhorn, Jonina Strelow (M.Sc.))

Ein Teil der Eifellandschaft wird vom Kalkstein der „Eifelkalkmulden“ geprägt, die sich markant vom umliegenden Schiefergebirge abheben. Die Georallye besucht den Weinberg, einen stillgelegten Steinbruch bei Kerpen. Die verschiedensten Riffbauer und –bewohner sind hier als Fossilien zu sehen - geradezu frisch angesichts ihres Alters von etwa 390 Millionen Jahren.

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2. Glück auf! - Roteisenerz in Hammermühle
(Dr. Georg Heumann)


Schon vor der Römerzeit wurde hier Eisen hergestellt. Die Grundlage ist ein Sedimentgestein mit Erzkügelchen und vererzten Schalentrümmern, das am Ende des Unterdevons abgelagert wurde.


Foto: N. Froitzheim /Uni Bonn

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3. Das Tal und die Tektonik - bei Schuld
(Dr. Mario Valdivia-Manchego, Dr. Sven-Oliver Franz, Tina Geißler)


Foto: Paläontologie/Uni Bonn

Bei Schuld hat die Ahr ihr Tal mäanderartig in das gefaltete Grundgebirge eingeschnitten. Die Gegend zeigt beispielhaft sowohl den Faltenbau als auch die Prozesse der Taleinschneidung.

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4. Felsklippe im Hügelmeer -  die Teufelsley bei Hönnigen
(Johannes Rink, Philipp Nell)


Foto: N.Froitzheim/Uni Bonn

In einer Verwerfung des Grundgebirges kristallisierte Quarz aus kieselsäurehaltigen Lösungen. Bei der Bewegung der Verwerfung wurde er wiederholt zertrümmert und neu verfestigt. So entstand ein eigenartiges, hartes Quarzgestein, das heute durch die Abtragung des umgebenden Gesteins als Felsklippe aufragt.

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5. Ideal und Wirklichkeit einer Falte - die Cloosfalte in Altenburg
(Frederik Kirst)


Foto: N. Froitzheim/Uni Bonn, Zeichnung: Hans Cloos

Die Falte von Altenburg entstand bei der variszischen Gebirgsbildung vor ca. 300 Millionen Jahren aus Sand- und Tonstein der Devonzeit. Durch die idealisierte Zeichnung des Bonner Geologen Hans Cloos fand sie den Weg in viele Lehrbücher. Die Strukturen in der Falte, vor allem die geknickten Quarzgänge, geben immer noch Rätsel auf.

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6. Einer der schönsten in der Eifel -  Abstecher zum Bausenberg
(Carolina Rosca, Moritz Lissner)


Foto: www.planeterde.de

Er liegt zwar nicht im Ahrtal, aber ganz in der Nähe: Der Bausenberg bei Niederzissen. Als junger Vulkan aus der Quartärzeit hat er noch die typische Vulkanform. Am Kraterrand sieht man die Schlacke, die als feurige Lavafetzen aus dem Schlot ausgeworfen wurde.

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7. Die Säulen der Erde - Basalt auf der Landskrone
(Dr. Renate Schumacher und das Team des Mineralogischen Museums)



Foto: R. Schumacher/ Uni Bonn

Die Landskrone bei Heppingen ist der Stumpf eines Vulkans aus der Tertiärzeit. Hier erfahren die Besucher, wie Basaltsäulen entstehen und was das Basaltmagma an Mineralen und Gesteinsbrocken aus der Tiefe des Erdmantels mitgebracht hat.

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8. Der Meeresboden von unten gesehen - Siegener Schichten am Fuß der Landskrone
(Prof. Dr. Niko Froitzheim, PD Dr. Thorsten Nagel)


Foto: N. Froitzheim/ Uni Bonn

In einem Flussdelta der Devonzeit wurden Schlammschichten abgelagert, zu Stein umgewandelt und viele Millionen Jahre später durch Faltung verbogen und steilgestellt. Als die Ahr sich ins Gebirge einschnitt, wurde die Unterseite einer solchen Schicht freigelegt. Sie zeigt unter anderem eine rätselhafte Schleifspur, die sich in den noch weichen Schlamm eingegraben hatte.

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9. In die Tiefe horchen: Geophysikalische Sondierung in der Talaue bei Bad Bodendorf
(Jana Schierjott, Mona Budde, Stephanie Ludwig)


Abb.: A. Kemna 2008

Wie man mit geophysikalischen Verfahren den Untergrund sondiert, ohne graben oder bohren zu müssen, demonstrieren Geophysiker in der Talaue bei Bodendorf. Voraussichtlich wird Georadar zum Einsatz kommen. Die Abbildung zeigt ein Georadar-Profil aus der Niederrheinischen Bucht. Man darf gespannt sein, was der Untergrund in Bodendorf preisgibt!

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10. Vom Winde verweht - Löss aus der letzten Eiszeit am Schwalbenberg bei Remagen
(Dr. Thomas Tütken, Jan Stiasny)


Foto: N. Froitzheim/ Uni Bonn

Löss ist Staub, der in Kaltzeiten aus vegetationslosen Flächen ausgeweht und an anderen Orten abgelagert wird. Lösswände wie die am Schwalbenberg bei Remagen erlauben die Rekonstruktion der Klimaentwicklung; so werden wärmere Phasen durch bräunlich verfärbte Bodenhorizonte überliefert. Hier gibt es Löss zum Anfassen, sogar mit kleinen, fossilen Schnecken.

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11. Die bunte Welt der Rheingerölle - an der Mündung der Ahr in den Rhein
(Prof. Dr. Martin Langer)


Foto: M.Langer/ Uni Bonn

Unscheinbar nur auf den ersten Blick, offenbaren die Flusskiesel dem Kenner ihre Herkunft und geologische Geschichte. Experten aus dem Steinmann-Institut erklären und zeigen den Besuchern, was die Gerölle verraten .
 
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1.) Seelilien und Korallen - der Weinberg bei Kerpen

Betreuer: Dr. Rico Schellhorn, Jonina Strelow (M.Sc.)

Wo: 54578 Kerpen. Navigationssystembenutzer können die Adresse der "Strumpffabrik" nutzen. Parken Sie bitte im Bereich der Einmündung des Wirtschaftsweges. Der Aufschluss ist über einen Fußweg von ca. 700 m in Richtung Westen zu erreichen.


Geokoordinaten: 50° 18' 53.496" N 6° 42' 54.36" O


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Der Weinberg bei Kerpen ist ein alter Steinbruch mit karbonatischen Riffgesteinen (Abb.1) und Teil der Hillesheimer Kalkmulde. Neben Kalk und Dolomit sind auch Mergel aufgeschlossen. Vor allem in diesen Lockersedimenten lassen sich Fossilien des Mittel-Devons finden.

Abb. 1 Zentraler Riffkörper des Steinbruchs am Weinberg bei Kerpen. Foto:RS

Vor rund 380 Millionen Jahren befand sich die Eifel ca. 10° südlich des Äquators und war von einem Flachmeer bedeckt. Durch warme Temperaturen und gut durchlüftetes Wasser konnten riffbildende Organismen ausgedehnte Riffstrukturen aufbauen. Am Weinberg ist ein zentraler Riffkörper mit den angrenzenden Riffflanken aufgeschlossen. Zu den Riffbauern zählen kalkige Korallen und Stromatoporen, schwammähnliche Organismen, die lagenartige Kalkskelette aufbauen. Zu den häufigsten Riffbewohnern gehören Seelilien (Crinoiden) und Brachiopoden, aber auch Schnecken, Muscheln und Trilobiten sind zu finden. Die häufigsten Fossilien sind die einzelnen Stielglieder der Seelilien, die sogenannten Trochiten (Abb.2).


Abb. 2 Kalk des Weinberges mit Trochiten. Rechts im Anschliff. Jeweilige Bildbreite ca. 2,5 cm. Foto: RS

Die obersten Gesteinsschichten des zentralen Riffkörpers zeigen eine Rotfärbung. Hierbei handelt es sich um Dolomit. Bei der Dolomitisierung, einem chemischen Prozess, wurde das Calcium des Kalkes teilweise durch Magnesium ersetzt. Im Dolomit lassen sich keine Fossilien finden.

Der Weinberg ist ein Aufschlusspunkt des GeoZentrums Vulkaneifel und bildet Station 23. des GEO-Pfades Hillesheim.

Wegen der Möglichkeit eines Steinschlages darf der Gefahrenbereich des Steinbruches unterhalb des zentralen Riffkörpers nicht betreten werden!

Literatur:
Langer, M. 2007. Der Weinberg bei Kerpen. In GeoRallye – Spurensuche zur Erdgeschichte, eds. W. v. Koenigswald und K.-F. Simon, 70-74. Bonn: Bouvier.

2.) 'Rostige Eifel' - Roteisenerz an der Hammermühle

Betreuer: Dr. Georg Heumann & Hannah Vossel (M.Sc.)

Anfahrt von Norden aus Richtung Bonn:
Ahrtal (B 258) Richtung Blankenheim. Bei Ahrdorf links abbiegen auf die L 70, Richtung: Ahütte, Üxheim, Kerpen. An der Burgruine ‚Neu-Blankenheim’ vorbei. Nach ca.1 km kleiner Parkplatz an Waldwegmündung, in Fahrtrichtung rechts.
Ziel für Navigationssysteme: Üxheim/Ahütte – L 70.

Vorsicht bitte bei der Überquerung der stark befahrenen Landstraße!

Geokoordinaten: 50º20’57,77‘‘ N, 6º46’40,70‘‘E, 355 m ü. NN.


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Aufschluß im Ahbachtal, südwestlich der Hammermühle (Üxheim, Verbandsgemeinde Hillesheim, Geo-Pfad der VG Hillesheim):


Die an der Landstraße nach Kerpen anstehenden Gesteine (Abb. 1) zeigen nahe der Hammermühle eine auffällig rostbraune Färbung. Beim genaueren Hinsehen fällt dem Betrachter eine Fülle von Versteinerungen auf (Abb. 2), die an der Bruchfläche oft silbrig glänzen. Außerdem ist das Gestein auffällig schwer.


Abb. 1: Rote Heisdorf- und Klerf-Schichten am Aufschluss ‚Hammermühle‘, Foto: G. Heumann.

Diese, als Heisdorf-Schichten (Heisdorf-Formation) bezeichneten Ablagerungsgessteine gehören in das Paläozoikum (Erdaltertum), genauer in das oberste Unterdevon (Ober-Emsium, ca. 392 Mio. Jahre) und sind Zeugen einer erdgeschichtlichen Umwälzung an der Wende vom Unter- zum Mitteldevon.

 


Abb. 2: Handstück von roten Heisdorf-Schichten mit Fossilien. Aufschluss ‚Hammermühle‘, Foto & Slg. G. Heumann

Während die liegenden Klerf-Schichten als küstennahe Bildungen unter flachmarinen, deltaischen bis fluviatilen Bedingungen abgelagert wurden, ändern sich mit Beginn der Heisdorf-Schichten die Sedimentationsbedingungen rapide: Zwar ist auch jetzt noch an der Gesteinsfarbe (s.u.) der Einfluss des nahen, nördlich gelegenen ‚Old-Red-Kontinentes’ zu erkennen, aber die Zusammensetzung des Gesteins, insbesondere der Fossilien ist grundverschieden: die Bruchstücke von Korallen, Seelilien, Brachiopoden, Schnecken u. a. (Abb. 3) entstammen dem Schutt der nun aufwachsenden, mitteldevonischen Riffe. Diese großen Riffkomplexe bilden den Kern der Eifeler Kalkmulden (z. B. Steinbruch ‚Weinberg’ bei Kerpen – Stop 1). Im Unterdevon der Eifel gab es solche Riffkomplexe noch nicht.

 


Abb. 3: Anschliff vom Handstück (Abb. 2): rote Heisdorf-Schichten mit horizontal eingeregelten Fossilien. Aufschluss ‚Hammermühle‘, Slg. G. Heumann; Foto: G. Oleschinski.

Die rostbraune Farbe ist das Kennzeichen dieser Gesteine, welche bereits den frühen Prospektoren von Lagerstätten auffiel. Es handelt sich dabei in erster Linie um das Mineral ‚Hämatit’ (Fe2O3), oft auch als ‚Blutstein’ oder ‚Roteisenstein’ bezeichnet. Seinen Ursprung hat dieses typische Mineral der Heisdorf-Schichten im Verwitterungsschutt des ‚Old-Red-Kontinentes’ mit seinem damals tropischen-heißen Klima. Flüsse spülten dieses Mineral in flache Meeresbecken, wo es – durch Brandung und Strömungen aufbereitet – zusammen mit dem kalkreichen Riffschutt zur Ablagerung kam. Da das Gestein bis zu 30 % Eisenerz enthält, haben bereits die Kelten im 6. Jahrhundert v. Chr. (Hallstatt-Zeit) dieses Erz abgebaut und z. B. bei Hillesheim verhüttet. Die Römer begründeten im 2. Jahrhundert n. Chr. eine florierende Montanindustrie in der Eifel (z. B. Jünkerath). Ab dem 12. Jh. waren es vor allem die Landesherren, die durch den effektiven Einsatz modernerer Hüttentechnik auch den Abbau der Eifeler Lagerstätten intensivierten. ‚Achilles-Ferse’ dieser Hüttentechnologie aber war das Bereitstellen von ausreichenden Mengen von Holzkohle. In der Folge wurden immer wieder ganze Landstriche entwaldet – mit verheerenden Folgen für die Umwelt. Der ständige Mangel von Brennstoff führte dazu, dass mit dem Auffahren der Steinkohlengruben im Ruhrtal zu Beginn des 19. Jh. die Eisenhütten in der Eifel ihren Betrieb nach und nach einstellten und die Betreiber die Produktion ins Ruhrtal verlagerten. Die Eisen-Dynastien Hoesch, Mannesmann oder Poensgen haben ihren Ursprung in der Eifel.

 

 

Literatur:
v. Koenigswald, W. & Meyer, W. (Hrsg.) et al. (1994): Erdgeschichte im Rheinland: Fossilien und Gesteine aus 400 Millionen Jahren - München (Pfeil-Verlag).
Meyer, W. (1994): Geologie der Eifel. - 3. erg. Auflage; Stuttgart (Schweizerbart).
Eschgi, I., Kasig, W. & Laschet, C. (2000): Zur Geologie, Fauna und Flora der Verbandsgemeinde Hillesheim – Begleitbuch zum GEO-Pfad. Hillesheim/ Vulkaneifel.
Simon, K. F. (1984): Geologische und paläontologische Untersuchungen in der Umgebung von Üxheim im Nordosten der Hillesheimer Mulde. Unveröffentl. Diplomarbeit. Universität Bonn.
Ehses, H. & Schöllkopf, U. (Hrsg.) et al. (2007): Ein schöner Tag kompakt: Geo-Touren. – Neuwied (idee-media).

3.) Das Tal und die Tektonik - bei Schuld

Betreuer: Dr. Mario Valdivia‐Manchego, Dr. Sven‐Oliver Franz, Tina Geißler

Hinweis: Standort der Georallye ist der Punkt 9 des Geopfades Schuld

Link zum Geopfad Schuld: www.geopfad-schuld.de


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Bei Schuld ist durch das Einschneiden der Ahr der enge Faltenbau der devonischen Schichten besonders gut aufgeschlossen. An diesem Standpunkt möchten wir daher zwei Aspekte vor Ort erläutern:

Der Faltenbau im Schiefergebirge ist nach NW geneigt, die Falten sind gekippt. Die kann man sich ähnlich wie der Faltenbau der unten gezeigten Speiseeislage vorstellen.


Abb. Vienea.

Von der flachen Uferwiese aus blickt man über die Ahr auf die gegenüberliegende Steilwand. Dort erkennt man zunächst stark verfaltete Schichten, erst nach einem genaueren Blick erkennt mann den Zusammenhang der Strukturen.


Abb. Wenn Falten brechen: Schichten

Durch seitliche Einengung verfaltetetn sich während der variszischen Orogenese die zuvor in einem marinen Becken abgelagerten devonischen Gesteine. Wenn durch die Faltung die Einengung nicht mehr kompensiert werden konnte, kam es zu Brüchen an den Faltenumbiegungen und diese wurden zerschert.


Abb. Wenn Falten brechen: Zerscherung

Seit dem Tertiär schneidet die Ahr sich in das hebende Schiefergebirge ein, dadurch konnte das Ahrtal entstehen.
Dies ist eine spannende Geschichte, die auch noch heute fortläuft. Wir werden an diesem Punkt der Georallye auf die Talbildung eingehen ‐ wie kam es zur Bildung des Mäanders um Schuld und zu der heutigen Landschaft im mittleren Ahrtal.

4. Felsklippe im Hügelmeer - die Teufelsley bei Hönnigen

Betreuer: Johannes Rink, Philipp Nell

Anfahrt von Norden aus Richtung Bonn: Die A 565 Richtung Koblenz fahren. Am Meckenheimer Kreuz rechts der Beschilderung nach Altenahr (B 257) folgen. Dieser Route über die Ortschaften Kalenborn, Altenahr, Ahrbrück und Hönningen bis kurz vor Dümpelfeld folgen. Bei der Straßenbeschilderung „Ommelbachtal" links abbiegen und dort der Georallyebeschilderung bis zum Ende des öffentlichen Fahrweges folgen. An dieser Stelle sind Parkmöglichkeiten ausgewiesen.

Der Standort ist vom Parkplatz fußläufig in maximal 10 Min. zu erreichen und durch wegweisende Schilder gekennzeichnet .

Hinweise:
Das Gebiet steht unter Naturschutz. Es gelten die allgemein bekannten Regeln für solche Schutzge-biete. An dem Fels ist aufgrund seines besonderen Schutzstatus das Hämmern untersagt.

Geokoordinaten: 50° 27′ 40.78″ N, 6° 57′ 58.28″ E , 478 m ü. NN


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Abb. 2: Der markante Quarzgang auf dem Gipfel der Teufelsley. Fotografiert am südlichen Ende der Struktur (Bild: Johannes Rink).

Erstmalig befindet sich die Teufelsley 2013 unter den Standorten der Georallye. Die Teufelsley (Abb. 2) ist ein 496 Meter hoher Berg südlich von Hönningen im Naturschutzgebiet "An der Teu-felsley" in den Ortslagen von Dümpelfeld, Liers und Hönningen. Den „Gipfel“ der Teufelsley bildet ein erzführender Quarzgang, der ca. 190 m lang, 15 m breit ist, nach NNW-SSE streicht und nahezu saiger steht. Auf Grund der Einzigartigkeit der Teufelsley in Europa, als massiv zusammenhängender Quarzitblock, wurde das Areal um die Teufelsley durch die Bezirksregierung Koblenz 1926 unter Naturschutz gestellt. Der Aufschluss bietet die Möglichkeit die Entstehung hydrothermaler Erzgänge des Ahrtals sowie den historischen Bergbau der Eifel und insbesondere der näheren Umgebung der Teufelsley zu erklären und darzustellen.
Der Gang ist variszischen Alters und entstand während der gleichnamigen Gebirgsbildung. Die variszische Orogenese vollzog sich von der Wende Unter/Oberkarbon (ca. 300 Ma) bis zum Ende des Perms (ca. 250 Ma). Dabei wurden maßgeblich devonische Sedimente, hier die stratigrafische Einheit des Siegens (Unterdevon), verfaltet. Es entstand ein NW-vergentes Faltengebirge mit NW-SE streichenden Faltenstrukturen. Ebenso entstanden durch die auftretenden Spannungen und anschließender Entlastung Querstörungen im devonischen Grundgebirge. In diesen Verwerfungen kristallisierte Quarz aus kieselsäurehaltigen hydrothermalen Lösungen aus. Durch erneute tektonische Bewegungen wurde die Gangart aus Quarz wiederholt zertrümmert, rekristallisiert und neu verfestigt. So entstand ein hartes Quarzgestein, das heute durch die Abtragung des umgebenden Gesteins als Härtling hervorsticht. Der Gang besteht hauptsächlich aus weißem, milchigem Quarz, der derb und amorph ausgebildet ist. In Drusen und rekristallisierten Bereichen tritt jedoch auch idiomorph und durchscheinend ausgebildeter Quarz auf (Abb. 3).


Abb. 3: Erkennbar ist der weiße Milchquarz sowie ein heller, durchscheinender Quarz (weißer Pfeil). Ebenfalls zu sehen ist ein dunkler Überzug und kleine Glaskopfstrukturen (blauer Pfeil) der Sekundärmineralisation aus Eisenoxiden (Bild: Johannes Rink)

Zudem ist der Quarzgang durch das Auftreten von eisenhaltigen Vererzungen gekennzeichnet. Diese bestehen aus Goethit (FeO(OH)) und der Variation Limonit (FeO(OH)•nH2O). Diese sind am gesamten Aufschluss in flächigen, dunklen Überzügen sowie Glaskopfstrukturen makroskopisch zu erkennen (Abb. 4/Abb. 5). Goethit und Limonit sind Sekundärminerale, die sich aus verwitterten primären eisenhaltigen Erzen, wie z.B. Siderit (FeCaCO3) oder Pyrit (FeS2), gebildet haben. Diese Vorkommen sind mit weiteren hydrothermalen Prozessen (variszisch/postvariszisch) zu begründen.


Abb. 4: Dunkler Glaskopf (Goethit/Limonit; weißer Pfeil) im milchigen Quarz. Man erkennt im direkten Kontakt der Glasköpfe eine kristalline Struktur aus postvariszisch gebildetem Quarz (blauer Pfeil), bzw. rekristallisiertem Quarz (Bild: Johannes Rink).


Abb. 5: Probe mit allen für den Quarzgang der Teufelsley typischen Strukturen. Besonders ist die drusige Ausbildung von dunkelgrauen Glasköpfen (blauer Kasten) sowie die idiomorph bis hypidiomorph kristallisierten farblosen Quarze (weißer Pfeil) (Bild: Johannes Rink).

Ebenso weißt die Teufelsley an ihrem südlichen Ende geringe Abbauspuren auf. Es ist nicht bekannt wann diese Arbeiten erfolgten, jedoch ist davon auszugehen, dass das Erzmittel unzureichend war. Hinzukommt die frühzeitige Vergabe des Schutzgebietes um die Teufelsley, die einen weiteren Abbau verhinderte. Als prägnantester Quarzgang des Ahrtals ist die Teufelsley das anschaulichste Beispiel für die sonst auftretenden erzführenden Gangmineralisationen der Region. Diese sind, neben Eisen, mit Blei, Zink, Kupfer und Mangan vererzt und boten überdies abbauwürdige Mengen Erz. Für bergbaulichen Pioniergeist während des 19. und 20. Jahrhunderts war besonders die Familie Hürth aus Antweiler die treibende Kraft im Ahrtal.
Wir freuen uns Ihnen am 23. Juni von 10-17 Uhr an unserem Standpunkt die Entstehung der hydro-thermalen erzführenden Gangmineralisationen sowie die Bergbauhistorie der Eifel, insbesondere des Ahrtals, näher zu bringen.

Literatur:

5.) Die Cloosfalte in Altenburg

Betreuer: Frederik Kirst

Anfahrt: Von Bonn aus über die A565 Richtung Altenahr/Koblenz auf die B257 Richtung Ahrweiler. Dann auf die B267 Richtung Bad Neuenahr-Ahrweiler/Altenahr/Bad Münstereifel bis Altenburg. Der Aufschluss befindet sich an der Hauptverkehrsstraße an der Bushaltestelle „Kreuzberger Straße“.

Koordinaten: 50.51074 N 6.98692 E


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An der Hauptstraße in Altenburg bei Altenahr befindet sich die „Cloos-Falte“, die schon 1950 von Hans Cloos in seiner Arbeit „Gang und Gehwerk einer Falte“ beschrieben wurde und einen wichtigen Beitrag zum modernen Verständnis von Faltenmechanik lieferte.


Abbildung 1: Die Falte in Altenburg in der Zeichnung von Hans Cloos 1950 und ein Foto des heutigen Aufschlusses.

Die Falte besteht aus einem flach nach Südosten einfallenden oberen Hangendschenkel und einem steil stehenden unteren Liegendschenkel. Diese Geometrie ist exemplarisch für die nach Nordwesten geneigten („nordwest-vergenten“) Falten des Rheinischen Schiefergebirges.

Bei den Gesteinen handelt es sich um Ton-, Silt- und Sandsteine der Mittleren Siegen-Schichten des Unterdevons. Diese wurden im Zuge der variskischen Gebirgsbildung im Oberkarbon verformt und verfaltet.

Auf der Oberseite des steilen Liegendschenkels sind Belastungsmarken („load casts“) zu erkennen. Diese entstehen bei der Sedimentation durch die Ablagerung von dichterem Material auf noch unverfestigtem, wassergesättigtem und damit weniger dichtem Material.


Abbildung 2: Belastungsmarken, sogenannte „load casts“, die durch die Auflast neuen Sediments entstanden sind.

In den tonigen Schichten ist eine sogenannte Faltenachsenebenenschieferung ausgebildet, die in den Sandsteinlagen nicht zu erkennen ist. Die Schieferung ist parallel zur Faltenachsenebene und gleichzeitig mit der Faltung entstanden. Das unterschiedliche Verformunsverhalten der Schichten ist durch ihre unterschiedliche Kompetenz zu erklären. Die inkompetenten Tonsteine lassen sich leichter verformen und bilden daher eine Schieferung aus, während sich die Sandsteinlagen relativ kompetent verhalten und nicht geschiefert werden.


Abbildung 3: Faltenachsenebenenschieferung im Bereich der Faltenumbiegung.

Vor allem im Bereich des steilen Liegendschenkels sind Quarzgänge zu erkennen, die die Schichten senkrecht durchschlagen und entlang der Schichtgrenzen versetzt sind. Die Gänge sind vermutlich schon vor oder während der Verformung eingedrungen und wurden dann durch Biegegleitfaltung entlang der Schichtgrenzen versetzt.


Abbildung 4: Durch Biegegleitfaltung entlang von Schichtgrenzen versetzter Quarzganz.

Im oberen Bereich des Hangendschenkels sind die Schichten nochmals verfaltet und fächerartig aufgeschoben worden (Abb. 5 und 7). Dass es sich um eine spätere Faltungsphase handelt, lässt sich daran erkennen, dass die Schieferung, die während der ersten Faltungsphase entstanden ist, selbst verfaltet wurde (Abb. 6d). Bevorzugt entlang der Faltenschenkel haben sich kleine Überschiebungen gebildet (Abb. 6a). Diese und S-förmige Fiederspalten (Abb. 6b) geben eine Transportrichtung nach Südosten an, welche den ursprünglich Nordwest-gerichteten Bewegungen des Rheinischen Schiefergebirges entgegengesetzt ist. Evtl. handelt es sich um Merkmale anhaltender Kompression (Einengung) in einer späten Phase der Gebirgsbildung, die zu einer sogenannten Rückfaltung und Rücküberschiebung der Gesteine geführt hat.


Abbildung 5: Späte Falten und Überschiebungen im oberen Bereich des Hangendschenkels; Detailansichten in Abb. 6.


Abbildung 6: Detailansicht der Ausschnitte in Abb. 5.


Abbildung 7: Strukturskizze der Falten und Überschiebungen im oberen Bereich des Hangendschenkels.

6.) Einer der schönsten in der Eifel - Abstecher zum Bausenberg

Betreuer: Carolina Rosca, Moritz Lissner

Anfahrt: Um den Bausenberg zu erreichen fahren Sie von Norden (Düsseldorf/Köln/Bonn) kommend auf die A 565 Richtung Koblenz. Am Autobahnkreuz 12-Kreuz Meckenheim links halten und den Schildern A61 in Richtung Koblenz Trier/Bad Neuenahr-Ahrweiler folgen. Folgen Sie dem Straßenverlauf für ca. 22 Km und dann nehmen Sie die Ausfahrt 32-Niederzissen um auf B412 (Brohl-Lützing/Burgbrohl/Bad Breisig) zu kommen. Nach ca. 350m biegen Sie links, und dann an der ersten Abzweigung rechts ab um auf die Waldorfer Straße zu wechseln. Wenn Sie sich weiterhin rechts halten, erreichen Sie nach wenigen 100m die Kraterstraße, in der Sie parken können.

Von Süden (Koblenz) folgen Sie der B9 bis zu der Ausfahrt A48 Richtung Trier Köln/Ludwigshafen und fahren dort ab. Am Autobahnkreuz 9-Kreuz Koblenz rechts halten und den Schildern A61 in Richtung Bonn/Köln für ca. 28 Km folgen. Um den Bausenberg zu erreichen nehmen Sie die Ausfahrt 32-Niederzissen Richtung Brohl-Lützing/Burgbrohl/Bad Breisig und biegen Sie links auf die B412 ab. Nach 120m folgt eine Abzweigung wo Sie rechts in die Waldorfer Straße fahren. In der nahliegenden Kraterstraße haben Sie die Möglichkeit ihr Auto zu parken und zu Fuß unsere Station zu finden. Entsprechend angebrachte Beschilderungen werden Sie auf den Richtigen Weg verweisen.

Alternativ erreichen Sie den Bausenberg sowohl aus südlicher als auch aus nördlicher Richtung sehr gut mit dem Fahrrad.

Geokoordinaten: 50° 28′ 3″ N, 7° 13′ 16″ O, max. Höhe: 340m 


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Die Geschichte des Bausenbergs


Abbildung 2: Luftbildaufnahme des Bausenbergs von Walter Müller aus Niederzissen. Bild gefunden auf www.koleopterologie.de/arbeitsgemeinschaft/exkursionen/2009

Der hufeisenförmige Vulkan bei Niederzissen entstand im Quartär und stellt somit einen der jüngsten Vulkane der Eifel dar. Sein Ausbruch vor ca. 140.000 bis 200.000 Jahren führte zur Bildung eines nahezu runden Ringwalls mit einer Unterbrechung im Nordosten, wo die Ausbreitung des einzigen Lavastroms erfolgte. Die explosiv-effusive (auswerfend-ausfließende) Aktivität des Vulkans dokumentiert die Entwicklung eines gesamten vulkanischen Zyklus und wird als Paradebeispiel bei Vulkaneifel Studien gesehen. Im Süd-Osten, an einem freigelegten Hang des Bausenberges befinden sich zwei Aufschlüsse (Abb. 2) an denen man unterschiedliche Auswurfmaterialien sehr gut beobachten und analysieren kann. Die unterschiedlichen Schichten des vulkanischen Materials lässt eine einfache Stratifizierung der einzelnen Eruptionsphasen zu. Die Gesamtdauer dieser vulkanischen Aktivität wird auf wenige Wochen geschätzt.

Die Initialphase der Gesamteruption zeigt eine rhythmische explosive Aktivität. Die Basis (unterster Teil) wird durch eine mindestens 2 Meter mächtige regelmäßige Asche Schichtung gebildet. Diese Bank ist jedoch von Auswurfansammlungen zugedeckt und teils nur noch als 80 cm mächtige Schicht zu sehen. Die darauf folgenden Lapilli Ablagerungen zeigen eine unregelmäßige Schichtung und Färbung. Das rötlichere (oxidiertere), feinkörnige Material wechselt sich in heterogenen Lagen mit den gröberen, dunkleren Schichten. Schwankungen in der Eruptionsintensität und eine zunehmende Explosivität liegen dieser Schichtenfolge zugrunde. Mit zunehmender Eruptionsstärke wird mehr Grobmaterial gefördert.


Abbildung 3: Rhythmische Schichtung von Asche und Lapilli der Initialphase. Quelle: Tagesexkursion Brohltal/Laacher See d. Univ. Bonn (2004)

Diese Schichten beinhalten eingeschlossenes devonisches Grundgebirge als Fremdgestein (Xenolithe).
Die zunehmende Entgasung der Magmenkammer führte zu der Hauptphase der Vulkan Aktivität. Diese zeichnete sich durch eine strombolianische Eruption aus und führte zur Bildung mehrerer Lavafontainen. Der Auswurf dieser Phase wurde symmetrisch in alle Richtungen der Nähe des Schlots abgelagert und besteht aus Meter mächtigen Wurfschlacken, Bomben und Lavafäden. Diese Materialien bilden den Schlackenkegel des Vulkans (Abb. 4). Die Hauptphase endete mit einem Lavastrom welcher die Nord-Ost Wand des Kraters durchdrang und das heutige Gönnersdorf erreichte (ca. 3,5 Km weiter östlich). Der Lavastrom (Abb. 5) zeigt Meter mächtige Abschnitte und liegt auf der Mittelterasse
.


Abbildung 4: Der Schlackenkegel des Bausenbergs. Auswurfmaterial aus der Hauptphase der Vulkanaktivität. Quelle: www.geomontanus.com

Chemisch zeigt die Bausenberg Lava eine SiO2 (Siliciumoxid) untersättigte (52–42 Gewichtsprozent) Zusammensetzung und stellt somit eine enge Beziehung zu den anderen Tertiär-Quartären Vulkanen der Eifel dar. Unter den Einsprenglingen heben sich die Minerale Titanaugit (Klinopyroxen), Olivin, Biotit und Foidite (Nephelin und Leucit) stark hervor. Diese Minerale führen zur petrologischen Kategorisierung des Gesteins als Nephelin-Leucit-Basanit.


Abbildung 5: Mächtiger Lavafluss mit Bomben. Der untere Teil zeigt die Ablagerungen der Initialphase (Asche/Lapilli). Quelle: Tagesexkursion Brohltal/Laacher See d. Univ. Bonn (2004)

Im Gelände werden wir den Eruptionszyklus des Bausenberg-Vulkans genauer unter die Lupe nehmen und folgende Fragen diskutieren:

Literatur:
Henning, I. (1965): Das Laacher-See-Gebiet, eine Studie zur Klimatologie und Hydrologie, Arbeiten zur rheinischen Landeskunde, Heft 22, Bonn

Hoffmann, H.-J. Thiele, H.-U. (Hrsg.) (1982) Neue Untersuchungen zur Tierwelt des Bausenbergs in der Eifel Decheniana-Beihefte (Bonn) 27, 279 Seiten

Meyer, W. (1986): Geologie der Eifel, Stuttgart.

Müller, W., Schröder, H. (2003) Der Bausenberg - Vulkan und Heimat seltener Pflanzen und Tiere, Görres-Verlag, Koblenz, bebildert, 276 Seiten.

Schmincke, H.-U.(1988) Vulkane im Laacher-See-Gebiet, ihre Entstehung und heutige Bedeutung, Haltern.

Thiele, H.-U., Becker, J. (Hrsg.) (1975) Der Bausenberg - Naturgeschichte eines Eifel¬vulkans Mit be¬son¬derer Berück¬sichtigung der Tierwelt auf den Trocken¬rasen Beiträge zur Landespflege Rheinland-Pfalz Beiheft 4, 394 Seiten

7.) "Vulkanismus in Form": Basaltsäulen an der Maria-Hilf-Kapelle auf der Landskrone

Betreuer: Dr. Renate Schumacher, Dr. Irma Schmid & Dana Vlcek

Anfahrt: Von Bonn kommend auf der A 565 und anschließend auf der A 61 Richtung Koblenz, am Autobahnkreuz 30-Dreieck Bad Neuenahr-Ahrweiler rechts halten und den Schildern A573 in Richtung Bad Neuenahr-Ahrweiler folgen, weiter auf B266. Der Bahnhof befindet sich auf der rechten Seite, nördlich der Ahr, schräg gegenüber der „Grazer Stuben“ (Fahrzeit von Bonn ca. 25 Minuten).

Die Parkmöglichkeiten sind sehr begrenzt, evtl. 500 m weiter rechts nach Heimersheim abbiegen und südlich der Ahr im Industrieviertel parken (siehe Abb. 1).

Fußweg: Vom Bahnhof Heimersheim überqueren Sie die B266 und nehmen am Ortsschild Heppingen den breiten Fußweg bergauf (Abb. 2). Vom Ausgangsort gut sichtbar ist das Kreuz auf dem „Gipfel“ der Landskrone.

Folgen Sie den grünen Hinweisschildern zur Landskrone (Abb. 3) etwa 20 Minuten zu Fuß bis zur Kapelle Maria-Hilf, die sich 50 m unterhalb des Gipfels befindet (mehrere Wege führen zum Ziel). Der Baumbewuchs mit Kiefern auf Untergrund aus devonischen Gesteinen weicht einem Eichenbewuchs, sobald der Untergrund aus Basalt besteht.

Adresseingabe (Navi): Bahnhof Heimersheim, Bad Neuenahr-Ahrweiler

Geokoordinaten: 50°33’06,44‘‘N, 7°10’16,16‘‘O, Höhe 222 m


Abb. 1: Größere Karte anzeigen

 

Abb. 2. Ausgangspunkt der Wanderung am Ortsschild Heppingen. Im Hintergrund gut sichtbar ist der Basaltkegel der Landskrone, Foto: R. Schumacher. Abb. 3. Grünes Hinweisschild zur Landskrone, Foto: R. Schumacher.

Der Basalt der Landskrone

Die markante, 272 m hohe Kuppe der Landskrone besteht aus Basalt, der sich im geologischen Zeitalter Tertiär seinen Weg durch devonische Grauwacken, Schiefer und Sandsteine Richtung Erdoberfläche gebahnt hat. Das genaue Alter des Basalts wurde noch nicht bestimmt, jedoch liegen Altersbestimmungen der Basalte des etwa 5 km nord-westlich befindlichen Americhs und des etwa 5 km süd-westlich befindlichen Neuenahrer Bergs vor (Lippolt & Fuhrmann, 1980). Die Bestimmungen am Gesamtgestein nach der Kalium-Argon Methode ergaben ein Alter von 26 +/- 2 Millionen Jahren für den Americh-Basalt (Abb. 4, Nr. 2) und von 35 +/- 2 Millionen Jahren für den Basalt des Neuenahrer Bergs (Abb. 4, Nr. 1). Der Vulkanismus unseres Georallye-Stopps kann demnach zum Hocheifelvulkanismus gerechnet werden.


Abb. 4. Die Verbreitung tertiärer vulkanischer Gesteine im Ahr-Gebiet mit Probenpunkten der Altersbestimmungen von Lippolt & Fuhrmann (1980). Der Basalt der Landskrone befindet sich zwischen den Punkten 1 und 2.

Das besondere am Basalt der Landskrone ist seine Ausbildung zu mehr oder weniger wohlgeformten Basaltsäulen, die entstehen, wenn sich die etwa 1000°C heiße Lava beim Abkühlen zusammen zieht (Abb. 5). Sie sind vergleichbar mit den kantigen Trockenrissen eines schlammigen Bodens, setzen sich aber im Gegensatz zu diesen von der Erdoberfläche ins Erdinnere fort. Ihre Längserstreckung ist immer senkrecht zur Grenzfläche des Lavastroms.

Abb. 5. Entstehung von Basaltsäulen senkrecht zur Abkühlungsfläche und damit meist senkrecht zur Oberfläche, Grafik I. Schmid.

Im Aufschluss fällt außerdem auf, dass wir es mit einem klassischen, zweigeteilten Lavastrom zu tun haben (Abb. 6): Die Basaltsäulen des oberen Bereichs sind dünn und unregelmäßig, die des unteren Bereichs dick und wohlgeformt. Wie ideal die 5-6 eckige Formen ausfallen, hängt von der Zusammensetzung der Lava und von ihrer Abkühlgeschwindigkeit ab. In unserem Fall besteht der obere irreguläre Bereich genauso wie der untere wohlgeformte Bereich aus dem gleichen Basalt. Der Grund für die Zweiteilung muss also in der Abkühlungsgeschichte liegen. Wenn der Lavastrom auf den Erdboden geflossen ist, gibt er schnell viel Wärme nach oben und langsam weniger Wärme nach unten in den Boden ab. Das bedeutet, dass eine Front gleicher Temperatur (die Isothermenfront) langsam von unten nach oben wandert und eine zweite schneller von oben nach unten. Da die Front der Säulenbildung parallel zu den Isothermen verläuft, treffen dünne und dicke Säulen etwa im unteren Drittel des Lavastroms in einer fast ebenen Fläche aufeinander. Hierzu haben Kattenhorn & Schaefer (2007) verschiedene Szenarien experimentell simuliert, wobei ein Ergebnis in Abb. 7 wieder gegeben ist.

 


Abb. 6. Der zweigeteilte Basalt-Lavastrom an der Maria-Hilf Kapelle
mit unregelmäßigen Basaltsäulen im oberen Teil und wohlgeformten
Basaltsäulen im unteren Teil, Foto: R. Schumacher.



Abb. 7. Simulierung der Abkühlung eines basaltischen
Lavastroms 265 Tage nachdem er ausgeflossen ist (Kattenhorn & Schaefer, 2007).
Die blauen Farben repräsentieren kühlere, die roten wärmere Temperaturen.


Wie sieht der Basalt im Detail aus?

Basalte entstehen aus Schmelzen, die im Vergleich zu granitischen Schmelzen relativ hohe Gehalte an Calcium, Eisen und Magnesium aufweisen

Tab. 1. Hauptelemente des Basalts der Landskrone in Gew. %, Röntgenfluoreszenz-Analyse durchgeführt von R. Hoffbauer

Probe
L1 L3
SiO2 44,02 45,27
Al2O3 13,18 13,15
Fe2O3* 11,20 11,10
TiO2 2,40 2,44
MnO 0,18 0,17
MgO 9,53 8,87
CaO 11,10 11,34
Na2O 2,83 2,80
K2O 1,25 1,25
P2O5 0,67 0,67
SO3 0,16 0,19
L.O.I. ** 1,88 1,13
Summe 98,40 98,38


* Der gesamte Gehalt an Eisenoxid (FeO +Fe2O3) wird als Fe2O3 gemessen
** L.O.I. = "Lost on ignition" = Glühverlustbestimmung bei 1100°C.
Bei 1100°C entweichen organische Rückstände, Feuchtigkeit, Kristallwasser, CO2 aus Karbonat und (OH)-Gruppen.

Dies bedingt, dass nur bestimmte Minerale in der Schmelze kristallisieren können. Hierzu zählen der grüne Olivin, der meist schwarz glänzende Klinopyroxen (Abb. 8) und der helle Plagioklas. Hier und da finden wir im Basalt Gesteinsbruchstücke (Xenolithe), die beim Aufstieg durch das basaltische Magma mitgerissen wurden. Es handelt sich um Schiefer-Bruchstücke aus der Erdkruste und um sogenannte Mantel-Xenolithe, die überwiegend aus Olivin bestehen (Abb. 9). Ihre gelblich-grüne Farbe ist nur im frischen Handstück zu erkennen.


Abb. 8. Schwarze Klinopyroxen-Kristalle im Basalt der Landskrone.
Sie treten an manchen Stellen gehäuft auf
(sog. glomerophyrisches Gefüge), Foto: R. Schumacher.


Abb. 9. Mantel-Xenolith aus einem Olivin-reichen Gestein (Dunit),
Foto: R. Schumacher.

Die einzelnen Minerale und einige ihrer Eigenschaften sind bei der Betrachtung unter dem Polarisationsmikroskop eindrucksvoll zu erkennen. Die Polarisationsmikroskopie wird in der Geologie und Mineralogie zur Untersuchung von Gesteinsproben eingesetzt. Hierfür werden aus 25/1000 mm dünnen Scheiben der Proben Dünnschliffe hergestellt. Anhand verschiedener optischer Eigenschaften (z.B. Farbe, Form etc.) lassen sich die Minerale dann im Basalt gut voneinander unterscheiden. Die bunten Farben (Interferenzfarben) der in Abb. 10 und 11 gezeigten Minerale entstehen durch die Anwendung von zwei im Mikroskop senkrecht zueinander orientierten Polarisationsfiltern. Sie entsprechen nicht der im Handstück erkennbaren Farbe des Minerals.


Abb. 10. Umwandlung eines Olivin-Kristalls unter dem
Polarisationsmikroskop (gekreuzte Polarisatoren,
Bildbreite etwa 0,7 mm), Foto: D. Vlcek


Abb. 11. Zonierung eines Klinopyroxens unter dem
Polarisationsmikroskop (gekreuzte Polarisatoren,
Bildbreite etwa 0,7 mm), Foto: D. Vlcek

Die Grundmasse des Gesteins, die sogenannte Matrix, wird von kleinen Plagioklas-Leisten und Klinopyroxen-Kristallen gebildet. Größere Olivin- und Klinopyroxen- Einsprenglinge, die auch mit dem bloßen Auge im Gestein zu erkennen sind, kann man unter dem Mikroskop ebenfalls besser untersuchen. So sieht man z.B., dass die meisten Olivin-Körner randlich und entlang von Rissen zu sekundären Mineralen wie Eisenoxid umgewandelt sind. Unterschiede in den Interferenzfarben zeigen, dass der Klinopyroxen am Rand eine andere Zusammensetzung aufweist als im Kern. Man spricht von einer Zonierung, die auf Änderung der Bildungsbedingungen während der Kristallisation aus der Schmelze hinweisen (z.B. Erniedrigung der Temperatur beim Abkühlen und Erniedrigung des Drucks beim Aufstieg).
Nach Besuch des Aufschlusses lohnt sich noch eine Spaziergang zur 50 Meter höher gelegenen Ruine der Reichsburg Landskrone. Sie wurde 1206 im Auftrag des Stauferkönigs Philip von Schwaben zum Schutz des damals wichtigsten Verkehrswegs, der Krönungsstraße von Aachen nach Frankfurt errichtet. 1682 wurden ihre bereits durch Brand beschädigten Reste geschleift.

Das Team des Mineralogischen Museums am Steinmann-Institut Bonn, Winfried Koensler, Irma Schmid & Renate Schumacher & Dana Vlcek, freuen sich am 23. Juni 2013 zwischen 10:00 und 17:00 Uhr auf Ihren Besuch.

Literatur:

Lippolt, Hans Joachim & Fuhrmann, Ursula (1980) Vulkanismus der Nordeifel: Datierung von Gang- und Schlotbasalten, Der Aufschluß 31, 540-547.

Kattenhorn, S. A. & Schaefer, C. J. (2007) Thermal-mechanical modeling of cooling history and fracture development in inflationary basalt lava flows, Journal of Volcanology and Geothermal Research 170, 181-197.

Schmincke, Hans-Ulrich (2000) Vulkanismus, 2. Auflage, Wissenschaftliche Buchgesellschaft Darmstadt, 264 Seiten.

http://de.wikipedia.org/wiki/Reichsburg_Landskron

8.) Der Meeresboden von unten gesehen - Siegener Schichten am Fuß der Landskrone

Betreuer: Prof. Dr. Niko Froitzheim, PD Dr. Thorsten Nagel

Anfahrt: Zum Bahnhof Heimersheim wie bei Stop 7 beschrieben mit dem Auto oder mit der Ahrtalbahn.

Fußweg: Vom Bahnhof Heimersheim überqueren Sie die B266 und nehmen am Ortsschild Heppingen den breiten Fußweg bergauf. Gleich wieder rechts ab und auf dem ebenen Weinbergsträßchen wenige Minuten nach Osten zum Aufschluss.

Achtung: Bitte nicht hämmern!

Geokoordinaten: 50°32’51.90‘‘N, 7°10’50.16‘‘O, Höhe 109 m.



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Der Aufschluss am Weinbergsträßchen zeigt eine steil nach Süden einfallende Schichtfläche. Dies ist die Unterseite einer einstmals waagrecht abgelagerten Schlammschicht. Die Schichten wurden bei der Faltung der Sedimentgesteine aufgerichtet bis zur Überkippung. Man erkennt dies an einigen Aufschlüssen entlang des Weinbergwegs, in denen man die Beziehung zwischen der Schichtung und der Schieferung sieht (Abb. 1).


Abb. 1: Schichtung und Schieferung in einer Sandstein-Tonschiefer-Wechselfolge am Weinbergweg. Steil nach rechts (Südosten) einfallende Schichtung, kenntlich an einer einlagerten Sandsteinbank, wird von flacher nach Südosten einfallender Schieferung geschnitten. Diese räumliche Beziehung zwischen Schichtung und Schieferung zeigt, dass wir uns im überkippten nördlichen Schenkel einer großen Sattelstruktur befinden (Rahmen in der Schemaskizze).

Schieferung ist ein Flächengefüge, das bei der tektonischen Verformung neu entsteht. Die Schieferungsfläche steht senkrecht zu der Richtung, in der das Gestein am meisten verkürzt wurde; sie ist die Plättungsebene des Gesteins. Bei der Verformung werden plättchenförmige Mineralkörner, vor allem Tonminerale, in diese Orientierung rotiert oder wachsen in dieser Orientierung neu. Deshalb lässt sich das Gestein entlang der Schieferungsflächen spalten, was man sich zum Beispiel bei der Dachschiefergewinnung zunutze macht. Die Anordnung der Schieferung in diesem Aufschluss, flacher nach Süden einfallend als die Schichtung, verrät, dass wir uns in Heimersheim in der Nordflanke einer großen Sattelstruktur befinden, und dass die Schichtung überkippt ist, also mehr als 90° aus ihrer ursprünglichen Lage rotiert wurde.
Die Gesteine im Aufschluss gehören zu den Mittleren Siegener Schichten und sind ca. 410 Millionen Jahre alt. Sie wurden in Flussdeltas abgelagert, die von Norden ins Meer mündeten. Die Sandsteine stellen die in den Flussrinnen transportierte Sandfracht der Flüsse dar.


Abb. 2: Der Abdruck einer Schleifspur auf einer Schichtunterseite im Unterdevon von Heimersheim (von links nach rechts ansteigender Wulst). Die steil nach rechts abfallenden dunklen Striche sind Klüfte.

Die Ton- und Siltsteine wurden in Überflutungsebenen und Auen zwischen den Flussarmen abgelagert. Durch die immer wiederkehrende Verlagerung der Flussarme und durch das Durchbrechen der Flussarme in die Überschwemmungsebenen sind Auensedimente und Flussrinnen-Füllungen heute im selben Profil übereinander anzutreffen. Der Aufschluss zeigt eine interessante Sedimentstruktur, und zwar einen von links nach rechts hochziehenden, merkwürdigen Wulst (Abb. 2). Dabei handelt es sich um eine Schleifspur, die in die Oberseite der daraufliegenden Schicht eingegraben wurde, die heute abgetragen ist. Wir sehen stattdessen den Abdruck, das Negativ dieser Schleifspur auf der Unterseite der nächstjüngeren Schicht. Wer oder was diese rätselhafte Schleifspur hinterlassen hat, ist unbekannt.

9.) Bodenuntersuchungen mit einem Georadar in Bad Bodendorf

Betreuer: Mona Budde, Jana Schierjott

Anfahrt: Um zur neunten Station der diesjährigen Georallye zu kommen, fahren Sie von Norden (Bonn/Köln/Düsseldorf) kommend auf der A 61 bis zum Autobahnkreuz 30 (Dreieck Bad Neuenahr/Ahrweiler) und folgen den Schildern A 573 Richtung Bad Neuenahr/Ahrweiler. Fahren Sie weiter auf der B 266 (Ahrtalstraße) bis zum Ortseingang Bad Bodendorf. Biegen Sie an der ersten Kreuzung rechts ab in die Bäderstraße und folgen Sie dem Straßenverlauf bis zu einem Eiscafé, wo Sie links weiter der Straße folgen und auf dem Parkplatz auf der rechten Seite parken können. Von dort aus laufen Sie zurück in Richtung Café und biegen links in den Feldweg ab. Auf der Wiese finden Sie unsere Station.

Von Süden fahren Sie auf der B9 bis nach Remagen und dort auf die Auffahrt auf die B 266 (Richtung Altenahr/Bad Neuenahr/Ahrweiler), der Sie bis zum Ortseingang Bad Bodendorf folgen. Im Ort biegen Sie an der ersten größeren Abzweigung links ab in die Bäderstraße und folgen ihr bis zu einem Parkplatz auf der rechten Seite. Von dort aus laufen Sie zurück Richtung Eiscafé und biegen links ab in den Feldweg, wo unsere Station schon auf Sie auf der Wiese wartet. Alternativ können Sie auch über die A 61 kommen und dann auch der Beschreibung von oben folgen.

Quelle: googlemaps

Georadar:

Einführung:
Das Georadar ist eine geophysikalische Untersuchungsmethode zur Erkundung des flacheren Untergrundes. Man nutzt hochfrequente elektromagnetische Impulse, die in den Boden geschickt werden, um mittels deren (Teil-) Reflektion Bodenschichten und andere Unebenheiten im Boden zu detektieren. Unterschiedliche Sedimente/Gesteine und Störfaktoren im Boden haben verschiedene elektromagnetische Eigenschaften. An den Grenzflächen zwischen zwei unterschiedlichen Materialien erfolgt die o.g. Teilreflektion des ausgesendeten Signals (Abb. 1). Mithilfe dieser Aufzeichnungen (Radargrammen, Abb. 2), bei denen die Amplitude des reflektierten Signals als Funktion der Zeit aufgezeichnet wird, bekommt man ein Abbild des Untergrundes. Damit man ein vollständiges Profil vom Untergrund erhält, sind zahlreiche Messungen entlang einer Profilstrecke notwendig. Die maximale Erkundungstiefe liegt bei etwa 60 m, welche von der Antennenfrequenz und der Untergrundbeschaffenheit abhängt. Die Anwendungsgebiete sind vor allem die Ortung von Rohrleitungen, Kabeln, und anthropogenen Einlagerungen (z.B. Fässer, Fundamente), der Hohlraumnachweis, die Detektion von Lücken und Schwächen in Straßen, Dämmen und Fundamenten, die Untersuchung von Sediment- und Bodenstrukturen sowie der Nachweis von Störungen, Klüften und Rissen im Festgestein. Außerdem ist die Ermittlung der Lage der Grundwasseroberfläche in Kies, Sand und Sandstein ein weiterer Anwendungsbereich, auch genutzt in der Hydrogeologie. Da die Methode recht kostengünstig, logistisch einfach durchzuführen und zerstörungsfrei ist, kann sie so vielfältig eingesetzt werden.


Abbildung 1: Schemazeichnung zur Funktionsweise eines Georadars. Man sieht wie die elekromagentischen Impulse an Materialgrenzen (Grundwasseroberfläche, Schichtgrenze) gebrochen werden. Auch die auf dem Bild eingezeichneten Elemente wie Fundamente, Müll, Rohre oder Kontaminationen können sichtbar gemacht werden. Das Radardiagramm oben links zeigt Laufzeitkurven für eine reflektierte und für zwei diffraktierte (gebrochene) Wellen. Quelle: Knödel et al., 1997

Abbildung 2: Zwei Beispiele eines Radargramms, die in einer Kirche aufgenommen wurden, um mögliche Inhomogenitäten im Untergrund zu detektieren. Gekennzeichnet sind die Interpretationen der Laufzeitkurven. Besonders starke Reflektionen erhält man, wenn der Gegenstand eine deutlich andere Leitfähigkeit, magnetische Permitivität und Dielektrizität als die Umgebung hat (Erklärung dieser Materialkonstanten unter Verfahren). In diesem Fall wird von einer Steinplatte über dem Hohlraum ausgegangen, die so deutliche Kurven verursacht. Quelle: http://www.b-f-k.de/webpub01/cnt/winking.htm

Verfahren (physikalischer Hintergrund):

Das Verfahren des Georadars macht sich einige Materialeigenschaften vom Untergrund sowie von allen sonstigen Materialien zu nutze. Mit dem Georadar werden die elektrische Leitfähigkeit und die relative Dielektrizitätskonstante des Bodens bestimmt. Diese hängt stark von der Durchfeuchtung des Untergrundes ab. Die elektrische Leitfähigkeit gibt an, wie gut oder schlecht ein Material Strom leitet. Wenn an der Oberfläche gut leitende Substanzen vorkommen wie z.B. feuchte Tone, Wässer mit Salzfracht oder eisenhaltige Schlacken, kann man das Verfahren nicht nutzen. Besonders große Eindringtiefen können erzielt werden, wenn der Untergrund nur schlecht leitet, was unter anderem bei Eis, kristallinem Gestein (z.B. Granit) oder Salzlagerstätten der Fall ist.

Man kann das Georadar mit unterschiedlichen Frequenzen anwenden. Je höher die benutzte Frequenz, desto genauer die Auflösung, aber geringer die Eindringtiefe. Je nach Bedarf können dann unterschiedliche Antennen verwendet werden, die jeweils verschiedene Frequenzen aussenden.

Bei einer Georadarmessung werden die Laufzeit und die Stärke des reflektierten Radarsignals aufgenommen. Dies wird dann in einem Radargramm als Laufzeitkurve dargestellt. Auf der y-Achse ist die Zeit, auf der x-Achse die untersuchte Strecke aufgetragen. Die Farben geben die Amplitudenstärke und Polarität wieder. Um die Tiefe des reflektierenden Objekts berechnen zu können, muss die Ausbreitungsgeschwindigkeit der Wellen im Untergrund bekannt oder gemessen worden sein. Bei größerem Unterschied der Dielektrizitätskonstante und elektrischen Leitfähigkeit des Gesteins zum Reflektor, erscheint das Radargramm mit kräftigeren Farben und Kontrasten. Wie so ein Gerät in der Realität aussieht, sehen Sie in Abbildung 3.

Es gibt unterschiedliche Methoden des Georadars. Im Folgenden werden die bekanntesten kurz beschrieben. Wir zeigen Ihnen die Pulsradar-Methode mit einem Gerät der Firma Malå Geoscience AB, welches eine Frequenz von 25 bis 200 Megahertz abdeckt.

1) Pulsradar: Hierbei handelt es sich um ein einfach bildgebendes Primärradar, welches ausschließlich das passiv reflektierte Echo des Zieles auswertet. Das Pulsradar sendet definierte Impulse im Mikrosekundenbereich aus und wartet auf die reflektierten Echos. Diese werden detektiert und können ausgewertet werden. Das Pulsradar gibt Aufschluss über die Entfernung und die ungefähre Größe von Objekten.

2) Stepped-Frequency-Radar: Im Gegensatz zum Pulsradar arbeitet dieses System mit Signalen konstanter Amplitude. Während die Pulsradarsysteme zur Entfernungsauflösung notwendige Frequenzbandbreite über das Pulsspektrum aufbringen, wird beim SFR-Verfahren die Bandbreite durch Veränderung der Radarfrequenz sequentiell aufgebaut. Dieses Verfahren bietet im Vergleich zum Pulsradar die Möglichkeit, durch die kontrollierte Bandbreite der Messfrequenz eine bessere Auflösung und Erkundungstiefe zu erzielen. Da die Leistung des Senders nur sehr gering sein muss, ist dieses Verfahren bei nötiger Rücksichtnahme auf andere technische Anlagen sehr empfehlenswert.

3) Interferometrie Radar: Hierbei wird das Testgebiet aus mindestens zwei leicht unterschiedlichen Sensorpositionen aufgenommen. Dadurch enthalten die gewonnenen Daten nicht nur Informationen über die Rückstreuintensität, sondern auch eine Phaseninformation. Dieses Verfahren kann zur Erstellung von digitalen Höhenmodellen, zur Detektion beweglicher Streuobjekten, oder zur Lokalisation von Veränderungen im Zentimeterbereich genutzt werden.

4) FMCW Radar =modelliertes Dauerstrichradar: Die Sender dieses Radarsystems arbeitet im Gegensatz zum Impulsradar dauerhaft und mit variierender Frequenz. Diese Geräte werden auch als Sekundärradare bezeichnet. Durch die Arbeitsweise kann die Differenzgeschwindigkeit zwischen Sender und Objekt gemessen werden, aber auch die absolute Entfernung lässt sich ermitteln.


Abbildung 3: Durchführung einer Georadar-Untersuchung (Quelle:http://www.uibk.ac.at/klassische-archaeologie/Grabungen/archaeologische-forschungen-nussdorf-debant/georadar/georadar04.JPG

Quellen:

Knödel, Klaus, 1997: Geophysik: Handbuch zur Erkundung des Untergrundes von Deponien und Altlasten / BGR, Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe; 3.: S. 1063, Berlin : Springer

http://www.bgr.bund.de/DE/Themen/GG_Geophysik/Methoden/Georadar/methode_...

http://www.bgr.bund.de/DE/Themen/GG_Geophysik/Aerogeophysik/Aeroradar/sf...

http://www.dr-tillmanns-und-partner.de/aktuell03.htm

http://www.geodz.com/deu/d/Radar-Interferometrie

http://www.radartutorial.eu/02.basics/rp07.de.html

http://www.uni-hamburg.de/geol_pal/georadar.html

http://de.wikipedia.org/wiki/Radar

10.) Vom Winde verweht - Löss aus der letzten Eiszeit am Schwalbenberg bei Remagen

Betreuer: 10a: Dr. Thomas Tütken
                 10b: Jan Stiasny (M.Sc. Geowissenschaften)

Auf vielfachen Wunsch der Besucher hier der Download des Posters zu diesem Stop: Link

Anfahrt aus Richtung Remagen / Sinzig:
Per PKW:
Die Landstraße L82 verbindet Sinzig und Remagen parallel zur B9. Ihr folgt man aus beiden Richtungen bis zum Abzweig der Sinziger Straße zwischen der Brücke über die B9 und der Unterführung der Ahrtalbahnlinie. Auf diesem kleinen Abzweig der Sinziger Straße sind die Firma “Auto-Schäfer” und ein Dachdeckerbetrieb ansässig. Geparkt werden kann gegenüber der Toreinfahrt zu Haus Nr. 50. Von dort geht es zu Fuß einige Minuten bergauf zu den beiden Teilstops.

Per Rad und zu Fuß (bzw. ab Bahnhof):
Zu Fuß und mit dem Fahrrad erreicht man die Station von den Bahnhöfen Remagen und Sinzig aus kommend auf gleich Weise wie mit dem PKW. Die Benutzung der L82, Sinziger- / Kölner Straße, lässt sich aus dieser Richtung nicht vermeiden. Am Abzweig Sinziger Straße kurz hinter der Brücke über die B9 angekommen, biegt man in den Feldweg neben der Hausnummer 50 ein. Diesem folgt man ca. 200 m bergauf. Dort findet man rechter Hand hinter Büschen den Lössaufschluss Schwalbenberg (Teilstop 10a).
Von dieser Station aus geht es weitere 400 m dem Feldweg folgend bergan zum Teilstop 10b. Dieser befindet sich auf einer Wiese unterhalb des Waldrandes von wo aus man einen weiten Blick über die “Goldene Meile” und in das Mittelrheintal hat.
Als Alternative zur Landstraße, wenn man von Remagen aus wandert, bietet sich eine etwas längere Route durch den Wald oberhalb an. Hier führt der Rheinhöhenweg, sowie der Wanderweg Nr. 5, am Wanderparkplatz beim Lützelhof vorbei von oben über den Reisberg kommend zu den beiden Teilstops (vergl. Karte). Auf diesem Weg kann man gleichzeitig einem Waldlehrpfad folgen und einige geologische Schautafeln betrachten.
Von der Ahrmündung und somit vom Stop 11 kommend, folgt man am besten zu Fuß oder per Rad der Ahr aufwärts bis zur Brücke der L82. Dort biegt man auf die Landstraße in Richtung Remagen. Ihr folgt man unter der Bahnlinie hindurch bis zum Abzweig der Sinziger Straße. Von dort geht es weiter wie oben beschrieben.

Anfahrt aus Richtung Bad Bodendorf:
Per PKW:
Wer das Ahrtal abwärts fährt und somit vom Stop 9 kommt, kann sein Auto in Bodendorf abstellen und von dort 20 – 30 min. zu Fuß gehen. Am besten parkt man am Ende der Straße “Am Rotberg” in Bad Bodendorf (Navi-Adresse: Am Rotberg 51, 53489 Sinzig). Von dort geht es weiter wie unten beschrieben.
Per Rad und zu Fuß (bzw. ab Bahnhof):
Von Bad Bodendorf und dem Stop 9 aus kommend, erreicht man den Schwalbenberg gut zu Fuß und mit dem Rad. Man folgt vom Bahnhof aus der Hauptstraße durch den pittoresken Fachwerkort und an der Burg vorbei. Hier bietet sich auch die Möglichkeit zur Einkehr in verschiedene Biergärten und Weinstuben. Nach einem langen Rechtsbogen zweigt linker Hand die Wohnstraße “ Am Rotberg” ab. Ihr folgt man bis zum Ende.
Geradeaus geht es weiter auf einem Feldweg zwischen Waldrand und Bahnlinie. Der Wanderweg Nr. 6 führt hier entlang und leitet direkt zum Teilstop 10b. Dazu muss man nach ca. 400 m auf dem Feldweg noch einmal am Waldrand links abbiegen. Vorbei an Bienenkörben geht es ein paar Meter steil bergauf auf die Wiese zum Aussichtspunkt.

Geokoordinaten:
10a: 50°33'40.30'' / 7°14'35.10''
10b: 50°33'34.90'' / 7°14'18.17''
(Grad, Minuten, Sekunden)


Abb.1: Lage der Teilstops (Kartengrundlage: Open Street Map)
<http://www.openstreetmap.de/karte.html>, [Aufgerufen am 27.05.13]


Abb. 2: Lage der Teilstops auf dem Satellitenbild (Google Earth)

Informationen zu den Teilstops

Die Station Nummer 10 steht ganz im Zeichen der Landschaftsentwicklung und der Klimageschichte des Mittelrheingebietes. Wer die Landschaft der Region, die durch die Rheinromantik berühmt wurde, einmal mit den Augen eines Geologen wahrnehmen möchte, ist herzlichen eingeladen diese beiden Stationen zu besuchen. Dabei soll nicht nur die Entstehung von Löss und von Flussterassen erläutert werden, sondern auch der Einfluss des Klimas auf die Landschaft und den Menschen diskutiert werden. Die beiden eiszeitlichen Ablagerungen, Löss und Flußschotter, bedecken in weiten Bereichen den Siedlungs- und Agrarraum im Rheintal. Die gesamte Menschheitsentwicklung und Besiedlungsgeschichte im Rheinland ist eng mit den geologischen Prozessen der jüngeren Erdgeschichte verbunden. Sowie nicht zuletzt auch der Weinbau an Rhein und Ahr von der Landschaft und ihren Böden bestimmt wird.
Am Teilstop 10a kann man an einem geologisch bedeutenden Aufschluss
Lössablagerungen besichtigen und anfassen. Löss ist eiszeitlicher Mineralstaub, der während trocken-kalter Klimabedingungen bei spärlicher Vegetationsbedeckung während der Kaltzeiten vom Wind transportiert und abgelagert wurde. Während der letzten Eiszeit, im Zeitraum von etwa 60 bis 30 tausend Jahren vor heute, lagerte sich am Schwalbenberg der gelblich-beige, feinkörnige Löss 13 m mächtig auf den Rheinschottern der unteren
Mittelterrasse ab und bezeugt die bewegte Klimageschichte der Region. Die Lößschichten des Schwalbenbergs sind ein wertvolles Klimaarchiv und spiegeln den Wechsel von Wärme- und Kältephasen wider. In den warmen Phasen kam es zur Bodenbildung und in kalten Klimaphasen wurde erneut Löss abgelagert. In der Lößabfolge finden sich insgesamt 8 fossile Bodenhorizonte, die sich gut mit den Wärmephasen, sogenannten Interstadialen, in den Eiskernen von Grönland korrelieren lassen. Das Lößprofil am Schwalbenberg ist eines der komplettesten und am besten untersuchten Lößablagerungen in Europa. Diese Ablagerungen haben viel zum Verständnis über die jüngere Erd- und Klimageschichte in Mitteleuropa beigetragen. Darüber hinaus ist Löss in der Niederrheinischen Bucht ein sehr wichtiger Boden für die intensive landwirtschaftliche Nutzung und es gibt sogar archäologische Fundstellen in derartigen Erdschichten. So finden sich Überreste von Siedlungsplätzen und Feuersteinartefakte eiszeitlicher Jäger in
Lößsedimenten des Rheintals.


Abb. 3: Der Lössaufschluss (10a) am Schwalbenberg mit künstlerischer Gestaltung

Der Teilstop 10b liefert dann einen schönen und aufschlussreichen Ausblick auf die Landschaft des Mittelrheintales, welche von den verschiedenen Terassenniveaus des Rheins geprägt ist. Der Blick reicht hier über die “Goldene Meile” und Sinzig hinweg weit in das enge Kerbtal hinein, dessen geomorphologische Gestalt so besonders deutlich wird.
Auch in den Terassenablagerungen des Rheins, die ihrerseits während der Eiszeiten entstanden, verbirgt sich die Geschichte der Klimaveränderungen während der letzten Jahmillionen. Immer tiefer hat sich der Rhein während der verschiedenen eiszeitlichen Phasen in das durch tektonische Kräfte aufsteigende Rheinische Schiefergebirge eingeschnitten. So enstand da tiefe Kerbtal als Einschnitt in das devonische Grundgebirge, welches heute wichtige Verkehrsachsen und einen engen Siedlungsraum beherbergt.
Der Stop 10 bietet somit thematisch engen Anschluss an den Stop 11 an der Ahrmündung, wo man dann Näheres über die Sedimente des Rheins erfahren und den Rheinkies genauer betrachten kann.


Abb. 4: Blick vom Teilstop 10b ins Mittelrheintal mit Terassenlandschaft

Literaturhinweise:
Zepp, H. (2011): Geomorphologie – Eine Einführung.- 5. Aufl.: 385 S.; Schöningh
(Paderborn)
Sirocko, F. (2009): Wetter, Klima, Menschheitsentwicklung – Von der Eiszeit bis ins 21.
Jahrhundert.- 208 S.; Wissenschaftliche Buchgesellschaft (Darmstadt)
Meyer, W. & Stets, J. (1996): Das Rheintal zwischen Bingen und Bonn.- Sammlung
geologischer Führer, Band 89, 386 S.; Borntraeger (Berlin)
Frechen, M. & Schirmer, W. (2011): Luminescence Chronology of the Schwalbenberg II
loess in the Middle Rhine Valley.- E&G Quartenary Science Journal, 60 (1): 78-89.
Schirmer, W. (2012): Rhine loess at Schwalbenberg II – MIS 4 and 3.- E&G Quartenary
Science Journal, 61 (1): 32-47.

11. Die bunte Welt der Rheingerölle - an der Mündung der Ahr in den Rhein

Betreuer: Prof. Dr. Martin Langer

Standort: Ahrmündung bei Sinzig (Kripp)

Anfahrt: Von Bonn auf B 9 Richtung Koblenz. Ausfahrt Sinzig/Bad Bodendorf, auf Ausfahrt (Kreisel) Richtung Linz/Rhein/Rheinfähre bis zum Rhein fahren (Quellenstraße).
Georallystandort direkt am Rheinufer (dort auch Parkplätze für Besucher).

Geokoordinaten: 50°33’42.87‘‘N 07°16’31.99‘‘O



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Der Rheinstrand an der Ahrmündung lädt zum Entdecken ein

Wer an den Ufern des Rheins eine Spaziergang unternimmt, dem öffnen sich Bücher der Geologie, die den Leser mit einer spannenden Erdgeschichte sprichwörtlich "steinreich" werden lassen. Die Rede ist von Steinen, ganz normalen Kieselsteinen, Flussgeröllen und Schottern die an den Uferbänken des Rheins zwischen Koblenz, Bonn und Köln angeschwemmt werden – und viel zu erzählen haben. Das ABC der Steinsprache, die eigentlichen Elemente der erdgeschichtlichen Zeichensprache, sind die Eigenschaften des Gesteins: Farbe, Struktur und Beschaffenheit. Sie erzählen vom Ort ihres Enstehens, ihrer Wanderung vom Fels aus dem Gebirge, ihrer Reise im Fluß und ihrer Wandlung vom scharfkantigen Schotter zum runden Kieselstein. Einige dieser "Rheingerölle" sind weit über 400 Millionen Jahre alt und haben weite Reisen hinter sich gebracht. Auf seinem Weg vom Quellgebiet in den Alpen nimmt der Rhein die Abtragungsprodukte der Gebirge als Gesteinfracht auf und transportiert sie über 1320 km weit bis in die Nordsee. Hinzu kommt die Gesteinsfracht der kleinen und großen Rheinzuflüsse die das Einzugsgebiet des Rheins auf fast 200'000 km2 anwachsen lassen (Aare, Ill, Neckar, Main, Mosel, Lahn, Sieg, Ahr, Ruhr und Lippe). Wie ein gefräßiges Ungeheuer verleibt sich der Rhein damit Gesteine aus Österreich, der Schweiz, Frankreich, Luxemburg und weiten Teilen Deutschlands ein, um sie meist gut verdaut im hölländischen Mündungsdelta der Nordsee wieder freizugeben.
Besucher der Georallye lernen an diesem Standort die wichtigen Reingerölle und die Gesteinsfracht der Ahr kennen.


Abb. 1 Farbenfrohes Spektrum bunter Kieselsteine vom Rheinufer bei Bonn mit Quarzgeröllen, Granit, Radiolarit, Buntsandstein, rote Eisenkiesel, Hornstein, Konglomerate, Kieselschiefern, weiße Milchquarze Tonschiefern, Quarzbrekzien, Kalkstein, Basalt, Bimsstein, Rhyolit, Trachyt und anderen Vulkaniten. Sammlung ML

Georallye 2013 - Fotos

Stop 7: "Vulkanismus in Form": Basaltsäulen an der Maria-Hilf-Kapelle auf der Landskrone

Stop 8: Der Meeresboden von unten gesehen - Siegener Schichten am Fuß der Landskrone

Stop 11: Die bunte Welt der Rheingerölle - an der Mündung der Ahr in den Rhein