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Abbildung 1: Geographische Lage der Schwäbischen Alb und des Thüringer Beckens in Deutschland
(Verändert nach: DLOCZIK et al. 1990: 43)
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2 Grundlagen zur Beschreibung von Massenbewegungen
2.1 Denudation und Erosion
Alle Prozesse der flächenhaften Abtragung werden zur Denudation gezählt. Dabei kommt es
durch Denudationsprozesse zur Abtragung des Regoliths und damit zur Freilegung des sich da-
runter befindlichen Gesteins. Die Erosion hingegen beschreibt Abtragungsprozesse, die linien-
haft wirken. Als Beispiele solcher linienhaften Abtragungsprozesse dienen fluviale Erosionspro-
zesse (Abtragung durch Flüsse) und glaziale Erosionsprozesse (Abtragung durch Talgletscher).
Letztendlich ist die Denudation als Bindeglied zwischen linienhafter und flächenhafter Abtra-
gung zu verstehen, wobei flächenhafte Abtragungsprodukte wie z. B. Schutt mittels linienhafter
Abtragung eines Flusses abtransportiert werden können. Des Weiteren können Denudationspro-
zesse nach dem transportierten Gesteinsmaterial bzw. dem transportierten Medium unterschieden
werden (AHNERT 2003: 122).
Tabelle 1: Auswahl der wichtigsten Prozesse, die weitestgehend im Zusammenhang mit Denudation stehen (Eigene Dar-
stellung nach AHNERT 2003: 123 124).
Schwerkraftbedingte
Massenbewegungen von
Fels und Schutt
Massenbewegungen des
Regoliths (meist unter
Mitwirkung von Poren-
wasser, Eis oder Schnee)
Regolithbewegung mit
maßgeblicher Frost-
wirkung, meist bei
dauend gefrorenem
Untergrund
Abfuhr von gelösten
Stoffen im Boden- und
Grundwasser / Abtragung
und Materialtransport
durch auftreffenden
Regen und durch unkon-
zentrierten Abfluss von
Niederschlagswasser
¾ Sturzdenudation
¾ Blockabstürze
¾ Felsstürze
¾ Bergstürze
¾ Rutschungen
¾ Bergrutsche
¾ Blockrutschungen
¾ Schuttrutschungen
in Grobmaterial
¾ Muren
¾ Abtragung durch
Lawinen
¾ Erdfließen
¾ Kriechdenudati-
on
¾ Kryoturbation
¾ Gelifluktion
(Solifluktion)
¾ Blockgletscher
¾ Blockströme
¾ ,,Splash"
¾ Spüldenudation
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2.2 Physikalische Grundlagen
Die Substanzen der Erdoberfläche unterliegen der (Erd-)Schwerkraft, die vertikal nach unten
gerichtet ist und auch als K bezeichnet wird. Die irdische Fallbeschleunigung beträgt dabei 9,81
m/s
-2
. Große Teile der Landoberfläche der Erde werden aus aneinander grenzenden Hängen auf-
gebaut. Die Materialbewegung findet normalerweise daher immer hangparallel statt und es ist
auch möglich davon auszugehen, dass die Materialbewegung an Hängen eine Funktion der
Hangneigung darstellt. Mittels Aufteilung der Fallbeschleunigung g ergibt sich nach mehreren
Umformungen eine Gleichung für die Normalkraft K
n
einer Masse m am Hang, wobei Folgen-
des gilt: K
n
= m* = m*g*cos (AHNERT 2003: 124-125).
Denudative Schuttbewegungen sind letztendlich gesehen dem Begriff des plastischen Fließens
zugeordnet. Dabei ist der Bezug auf Massenbewegungen von Lockermaterial, wobei das Einset-
zen der Bewegungen erst nach Erreichen eines bestimmten Schwellenwertes bei der Schubspan-
nung erreicht wird. Dieser Schwellenwert wird auch als Grenzscherspannung s bezeichnet,
wobei selbiges aber auch von der inneren Reibung des jeweiligen Materials abhängt. Des Weite-
ren ist die Form der einzelnen Körner für den Betrag der inneren Reibung entscheidend z. B. hat
eine Lockermasse mit runden Körnern eine geringere Reibung vorzuweisen als eine selbige mit
eckigen Körnern, da sich diese besser ineinander verkeilen können. (AHNERT 1999: 125). Die
kritische Höhe von Böschungen ist entscheidend für die Stabilität bzw. Instabilität eines Hanges.
Die kritische Höhe hängt von der Kohäsion c, der Dichte , dem Reibungswinkel , und den ge-
ometrischen Eigenschaften des Hanges ab. Zu den geometrischen Eigenschaften werden die
Hangneigung und die relative Höhe H gezählt, die die Hangdifferenz zwischen Hangscheitel
und Hangfuß beschreiben (AHNERT 2003: 127).
2.3 Sturzdenudation und Rutschungen
Zunächst einmal sind bzgl. Sturzdenudation und Rutschungen die Blockabstürze zu nennen. Da-
bei handelt es sich um Abstürze von Blöcken an Felswänden, wenn die schwerkraftbedingte
Schubspannung die Grenzschubspannung vom Betrag her übersteigt. In der Regel kann die ent-
sprechende Felswand steil sein, was aber kein hinreichendes Kriterium für einen Blockabsturz ist
d.h. die entsprechende Felswand muss nicht zwingerdermaßen senkrecht einfallen. Gewöhnli-
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cherweise ist das Absturzrisiko an vorgegebenen Schwächezonen im Gestein/Fels am größten.
Daher finden viele Blockabstürze entlang von vorhandenen Klüften im Gestein statt. Durch ver-
schiedenste Verwitterungsformen wird der Zusammenhalt zwischen den potentiellen Blockab-
sturz und dem anstehenden Gestein vermindert. Der letztendlich Absturz kann durch ein un-
scheinbares Ereignis ausgelöst werden z. B. leichter Nachtfrost auf morgendliches Auftauen in
der entsprechenden Gesteinswand. Häufen sich die Blockabstürze an einer entsprechenden Ge-
steinswand, so entwickelt sich am Fuß der Gesteinswand in der Regel eine Sturzhalde, wobei
dort weitere Verwitterungsvorgänge dafür sorgen, dass diese Zwischenhalde nur eine Zwischen-
station darstellt und der Anfangspunkt des weiteren Transportes ist (AHNERT 2003: 128).
Bei Felsstürzen hingegen sind die Dimensionen im Vergleich zum Blockabsturz wesentlich grö-
ßer, sodass bei einem Felssturz ganze Felswände abstürzen können. Die Abrissflächen orientie-
ren sich auch hier an entsprechend vorhandenen Schwächezonen im Gestein wie z. B. die bereits
erwähnten Klüfte (AHNERT 2003: 129).
Im Gegensatz zu Felsstürzen sind Bergstürze nicht nur auf Hänge mit einem hohen Gefälle kon-
zentriert, sondern können auch auf Hängen vorkommen, die weniger geneigt sind und auch über
eine Bodenbedeckung verfügen. Die folgenden Kriterien sind zu berücksichtigen, um eine Mas-
senbewegung als Bergsturz bezeichnen zu können: 1. Es handelt sich um eine rasche Bewegung,
die nach einigen Sekunden wieder vorbei sein kann. 2. Der Abriss der Rutschung muss durch das
anstehende Gestein gehen. 3. Es muss sich um ein ausreichend großes Rutschungsvolumen han-
deln, um der Kategorie Bergsturz in der Geomorphologie zu entsprechen. Der Bergrutsch ist im
Vergleich zum Bergsturz nur durch eine geringe Geschwindigkeit zu unterscheiden (AHNERT
2003: 130).
Zu erwähnen sind auch noch die Slumps bzw. im Deutschen Sprachgebrauch auch bezeichnete
Rotations-Blockrutschung. Bei Mergeln, Tonsteinen und Schiefertonen kann es bei der Über-
schreitung der kritischen Höhe H
c
zu Rutschungen kommen, wobei das abrutschende Gestein
rückwärts rotierend an einer zylindrischen Scherfläche gleitet. Die Schwerfläche ist dabei das
direkte Resultat der aufkommenden Spannung und muss daher auch nicht direkt auf Schwäche-
zonen im Gestein zurückführbar sein. Während der Rutschung kommt es zu einer Rotation des
Rutschkörpers und gemeinsam mit der Scherfläche bewirkt dieses, dass der oberste Teil der
Rutschmasse im Vorland der Böschung nach oben gedrückt wird. Die interne Struktur des obe-
ren Teils der Rutschmasse bleibt erhalten und daher resultiert auch die Bezeichnung Blockrut-
schung. Im englischen Sprachraum wird die Blockrutschung wie bereits erwähnt als Slump be-
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zeichnet. Diese Slumps sind vorwiegend in Schichtstufenlandschaften vorzufinden, wo es nor-
malerweise eine Überlagerung von Kalk- und Sandsteinen über rutschungsgefährdeten Tonstei-
nen gibt. Die Instabilität der Tonsteine wird durch die Auflast des massiven und festen darüber
liegenden Gesteins letztendlich gefördert. Unter anderem das Keuperbergland in der Süddeut-
schen Schichtstufenlandschaft ist von solchen Rutschungspotentialen betroffen (AHNERT 2003:
133). Die bereits erwähnte Blockschollenrutschung, die besonders häufig in Schichtstufenland-
schaften vorkommt, ist in der folgenden Abbildung 2 noch grafisch zusammenfassend illustriert.
Abbildung 2: Übersicht über die wichtigsten Erscheinungsformen von Massenbewegungen (GOUDIE 2002: 324).
Eine weitere besondere Form ist möglich und das ist die Form der sog. Blockkippung oder im
englischen Sprachraum auch als cambering bezeichnet. Diese entstehen an Schichtstufen, wenn
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weniger verwitterungsresistente Gesteine des Schichtstufensockels durch die Auflast des Stufen-
bildners nach vorne ohne Entstehen einer Scherfläche gedrückt werden. Meistens wird das Ge-
stein des Sockelbildners bei solchen Bewegungen auch stark verformt. Im Englischen gibt es den
Begriff der Landslides bzw. slope failure, die als Oberbergriffe zu den bereits erwähnten Prozes-
sen wie Bergstürze, Bergrutsche Slumps oder auch Schuttrutschungen zu nennen sind (AHNERT
2003: 133). Eine zusammenfassende Übersicht über die Klassifikation von Massenbewegungen
am Hang liefert das folgende Dreiecksdiagramm in der Abbildung 3.
Abbildung 3: Dreiecksdiagramm zur Klassifizierung von Massenbewegungen (GOUDIE 2002: 323).
Die verschiedenen möglichen Massenbewegungen können auch nach unterschiedlichen Ge-
schwindigkeit klassifiziert werden, was in Abbildung 4 dargestellt ist.
Abbildung 4: Auswahl von Massenbewegungen im Hinblick auf ihre Geschwindigkeit (Verändert nach GOUDIE 2002:
325).
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Auch bei den Ursachen für Massenbewegungen kann differenziert werden, wobei neben den
hauptsächlichen Ursachen sind auch noch vorbereitende Faktoren, auslösende Faktoren und be-
wegungsfreundliche Faktoren aufzuführen, die die eigentlichen Ursachen erheblich beeinflussen.
Je nachdem wie der Hang beschaffen ist, können bestimmte Faktoren auch zwischen den ge-
nannten Faktoren wechseln und unterschiedliche Funktionen annehmen (DIKAU & GLADE
2002: 39). Eine Auswahl an Faktoren und Ursachen, die Massenbewegungen vorbereiten, auslö-
sen und kontrollieren können, findet sich in Tabelle 2 wieder.
Tabelle 2: Faktoren & Ursachen, die Massenbewegungen vorbeireiten, auslösen, und kontrollieren können (DIKAU &
GLADE 2002: 39).
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3 Grundlagen zur Beschreibung & Entstehung von Schichtstufen-
landschaften
Es gibt Formen der Landoberfläche, die maßgeblich durch den Schichtenbau beeinflusst werden.
Die verschiedenen Formen sind gekoppelt an unterschiedliche Verwitterungs- und Abtragungs-
resistenzen der einzelnen Schichten. Wird ein verwitterungsanfälliges Gestein von einem weni-
ger verwitterungsanfälligem Gestein überlagert, entstehen je nach Einfallen unterschiedliche
Formen von schichtabhängigen Landschaften: 1. Bei einem horizontalen Schichteinfallen ent-
steht die Form der Schichttafeln. 2. Gleichsinniges nicht allzu hohes Einfallen führt letztendlich
zu einer Schichtstufe. 3. Bei stärkerem Einfallen der Schichten wird die Bezeichnung Schicht-
kamm verwendet. Als Stufenbildner wird das verwitterungsanfälligere Gestein bezeichnet. Als
Sockelbildner folgt darunter das weniger verwitterungsanfällige Gestein (AHNERT 2003: 312).
Schichtstufen verfügen wegen des Einfallens der vorhandenen Stufen eine asymmetrische Form.
Der oberste Teil der Stufe ist mit einem Steilabfall versehen und wird als Stufenhang bezeichnet.
Der höchste Teil der Stufenprofils wird als Stufenfirst bezeichnet. Falls der Stufenfirst ein be-
sonders markantes Merkmal der Landschaft bildet, ist auch die Bezeichnung Traufstufe üblich.
Ein abgeschrägter Stufenfirst oder entsprechend zugerundeter First wird in der Schichtstufen-
morphologie auch als Walmstufe klassifiziert. Wie bereits erwähnt gilt als Voraussetzung der
Entstehung einer Schichtstufenlandschaft, dass die entsprechenden Schichten unterschiedlich
widerstandsfähig sein sollten und ein leichtes Schichteinfallen vorzuweisen haben sollten. Die
Schichtgrenze zwischen Stufen- und Sockelbildner muss an der Oberfläche aufgeschlossen sein
(AHNERT 2003: 313).
Abschließend betrachtet gibt es verschiedene Ursachen, die dazu führen können, dass die
Schichtgrenze freigelegt worden ist:
1.
Die Schichten sind an einer Verwerfung gehoben worden, so dass am Hang der
Bruchstufe die Schichtgrenze exponiert ist, oder
2.
die Schichten sind von der fluvialen Tiefenerosion durchschnitten worden, so dass
die Schichtgrenze an den Talhängen ausstreicht, oder
3.
die Schichten werden von einer alten Rumpffläche geschnitten, und beiderseits der
Schichtgrenze setzt eine neue gesteinsspezifische Differenzierung von Verwitte-
rung und Abtragung ein. Die Denudationsprozesse könnten z. B. durch eine neue
Erniedrigung der regionalen Erosionsbasis wieder aufleben, oder auch im Gefolge
einer Änderung des Klimas. (AHNERT 2003: 313)
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4 Die Jura-Schichtstufe in Südwest- und Süddeutschland
4.1 Geologie & Abriss der paläogeographische Entstehung der Süddeutschen
Schichtstufenlandschaft
Generell dominieren im Süddeutschen Schichtstufenland triassische und jurassische Ablagerun-
gen und Sedimente. Das Süddeutsche Schichtstufenland kann dabei in vier morphologische Stu-
fen mit folgenden entsprechenden Stufenflächen eingeteilt werden: Die 1.Stufe bildet der Bunt-
sandstein über Abtragungsflächen der Grundgebirge und zwar die des Odenwaldes, des Spessarts
und des Schwarzwaldes. Die Buntsandsteinschichtstufe stammt dabei teils aus dem mittleren
Buntsandstein und teilweise aus dem oberen Buntsandstein. Die 2.Stufe bildet der Muschelkalk.
Der untere Muschelkalk ist vor allem im Maingebiet als Schichtstufenfläche ausgebildet. Südlich
davon bildet der Hauptmuschelkalk Schichtstufenflächen mit mäßigen Erhebungen. Auf den
Hauptmuschelkalk folgt eine Stufenfläche bestehend aus Muschelkalk und Lettenkeuper. Diese
Stufenfläche wird durch die Keupersandsteinstufe der Stuttgarter Berge, der Waldenburger Ber-
ge, der Frankenhöhe und des Steigerwaldes bis hin zu den Haßbergen abgegrenzt. Die Keuper-
stufenfläche ist teilweise durch Schichten aus dem Lias überlagert. Die ausgeprägteste Schicht-
stufe der Schwäbischen und Fränkischen Alb bilden die Weißjura-Kalke. Diese Schichtstufen-
landschaft ist wohl schon seit dem Alttertiär existent, wobei einzelne Stufen zu dem Zeitpunkt
noch etwas anders als heute lagen. Im Miozän reichten einige Hochflächen der Schwäbischen
Alb bis in den Raum Stuttgart hinein (WALTER 2007: 411 413).
Abbildung 5 zeigt einen schematischen Hangquerprofilvergleich zwischen der Schwäbischen
und der Fränkischen Alb. Von der Stratigraphie her gibt es nur weniger Unterschiede zu erken-
nen. In der Schwäbischen Alb ist sind die Ausmaße im Vergleich zu Fränkischen Alb wesentlich
größer.
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Abbildung 5: Querprofilvergleich zwischen der Fränkischen und der Schwäbischen Alb (WALTER 2007: 413).
Der Höhenzug der Schwäbischen Alb bildet die weiträumigste und bedeutenste Schichtstufen-
landschaft in Mitteleuropa mit Höhen zwischen 700 m und 1000 m ü. NN. Ebenfalls stellt das
Gebiet der Schwäbischen Alb das Gebiet der größten Heraushebung im Süddeutschen
Schichtstufenland dar. In der Mittleren Alb und der Ostalb sind die Schichten relativ flach ge-
neigt und fallen nach Südosten und Südsüdosten ein. In der Westalb hingegen dominiert ein stei-
les Schichteinfallen und die Schichten fallen ebenfalls nach Südosten ein. Die Albhochflä-
chenstirn der Westalb wird gebildet durch Schichten des Weißjura . In der Mittleren Alb und
Ostalb sind es hingegen Schichten aus dem Weißjura sowie Weißjura (WALTER 2007: 422).
Zusätzlich haben Mergelkalke des Braunen Juras vor der Hauptstufe der Alb eine lokale Bedeu-
tung als Stufenbildner. Der Albtrauf in seiner heutigen Ausbildung war wohl bereits vor dem
Pleistozän grob entwickelt bzw. die Morphologie muss wohl in groben Zügen dem heutigen Re-
lief entsprochen haben. Vor der Hauptstufe der Schwäbischen Alb sind einige Zeugenberge gut
erhalten wie z. B. der Hohenstaufen oder der Hohenzollern, wobei es noch diverse Weitere gibt.
Die Albhochfläche wird durch gebankte Weißjurakalke gebildet, wobei dieser Teil der Alb auch
als Schichtflächenalb bezeichnet wird. Einlagerungen einer Riffkalkfazies sorgen morphologisch
betrachtet für ein kuppiges Gelände. Dieser Teil der Schwäbischen Alb wird daher auch als
Kuppenalb bezeichnet. Am Nordrand der Ostalb gibt es eine tektonische Verwerfungszone das
sog. Fränkisch-Schwäbische Lineament. Zu erwähnen ist auch die Entstehung eines Vulkange-
bietes im Miozän das sog. Urach-Kirchheimer Vulkangebiet. Heutzutage ist davon eine Fläche
mit einem Radius von 30 km bis max. 50 km übrig geblieben und es sind dort 350 ehemalige
Ausbruchshöhlen nachgewiesen, die mit Tuffen sowie Grund- und Deckgebirgstrümmern gefüllt
worden sind. Teilweise ist es sogar so, dass diese auch als Härtlinge oberhalb von Braun- und
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Schwarzjuraschichten herausragen. Der Vulkanismus im Hegau fand wohl zur gleichen Zeit
statt, was petrographische Untersuchungen bewiesen hatten. Die Hauptaktivität dieses Vulka-
nismuses war vor ca. 7 Ma bis 14 Ma. Diese Vulkanaktivität begann mit der Förderung von De-
ckentuffen, die heute noch Mächtigkeiten von bis zu 100 m vorzuweisen haben. Im späteren
Verlauf der Aktivität kam es auch zum Austreten basaltischer Schmelzen, die von der Zusam-
mensetzung in einer Mischreihe zwischen Melilith und Nephenelithen anzusetzen waren, wobei
diese heute die Hauptgesteine im Hegau bilden (WALTER 2007: 422 424).
Die Jura-Schichten bilden die Schichtstufenlandschaft in der Schwäbischen Alb und ihrem Vor-
land. Morphologisch gesehen erfolgt im Südwesten der Anschluss an den Hochrhein und den
sich faziell unterscheidenden Schweizer Jura. Östlich der Schwäbischen Alb folgt im Anschluss
die Fränkische Alb bzw. entsprechend auch der Fränkische Jura. Die Gesamtjuramächtigkeit
liegt bei bis zu 900 m in der mittleren Alb, wobei die Mächtigkeit nach Süden und Osten ab-
nimmt: In diesen Bereichen der Schwäbischen Alb beschränkt sich die Mächtigkeit auf 700
750 m. Insgesamt gesehen zeichnet sich die Schwäbische Alb durch eine hohe Fossiliendichte
aus und ist daher paläontologisch auch sehr gut erschlossen worden. Archäologische Funde be-
wiesen, dass z. B. schon die Menschen der Altsteinzeit Jurafossilien als Schmuck und als Zau-
bersteine verwendet haben müssen. Viele wissenschaftliche Werke zur Paläontologie haben ih-
ren Bezug insbesondere anhand von Fundstücken aus der Schwäbischen Alb erhalten (GEYER
& GWINNER 2011: 209). Eine Übersicht über die stratigraphische Einteilung des Juras in Ba-
den-Württemberg und damit auch in der Schwäbischen Alb liefert Tabelle 2. Die im Verlauf des
Kapitels erwähnten markanten Gesteinsschichten und Einteilung sind dort noch einmal zusam-
mengefasst.
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Tabelle 2: Stratigraphische Übersicht über den Jura in Baden-Württemberg (GEYER & GWINNER 2011: 210).
Zu Beginn des Juras (200 Ma) ist eine Transgression des Meeres datiert und vor allem auch im
Gebiet des heutigen Süddeutschlands ist eine Meerestransgression unumstritten (HAQ et al.
1987: 1163, HALLAM 1992 zit. in GWINNER & GEYER 2011: 209). Der Meeresspiegelan-
stieg zu Beginn der Jura-Zeit ist vermutlich auch eine Fernwirkung gewesen, die durch den lang-
sam sich öffnenden Atlantischen Ozean induziert worden war. Das Süddeutsche Jurameer war
vermutlich Teil eines Epikontinentalmeeres, das mit mehreren Inseln versehen gewesen ist.
Vermutlich war diese genannte Paläogeographie zu Beginn der Jurazeit prägend für weite Berei-
che Europas gewesen. Dieses Epikontinentalmeer war ein Nebenmeer zum ozeanischen Golf des
Thethys-Ozeans im Südosten. Die Wassertiefen waren denen der heutigen Nordsee sehr ähnlich
und bewegten sich in Tiefenbereichen zwischen 20 m und 150 m. Das Süddeutsche Jurameer
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war ständigen Veränderungen ausgesetzt und dies äußerte sich vor allem in unterschiedlichen
Absenkungs- und Sedimentationsraten (GEYER & GWINNER 2011: 209).
Gegen Ende der Jurazeit kam es zu einer erneuten Heraushebung des Gebietes des heutigen Süd-
deutschlands über den Meeresspiegel, was vor ca. 145 Ma gewesen ist (GEYER & GWINNER
2011: 211).
Ebenfalls ist die Schwäbische Alb stark von Verkarstungsprozessen betroffen, wobei das erste
Karststockwerk durch Kalke des Weißjura gebildet wird. Die höher liegenden Karstbänke wer-
den gebildet durch die stratigraphisch später folgenden Kalke des Weißjura - Weißjura . Der
Verkarstungsprozess setzte bereits zum Ende der Kreidezeit ein und zog sich hin bis zum Plei-
stozän. Morphologisch drückt sich die Verkarstung in Trockentalzügen, Dolinen und einer gro-
ßen Zahl von Höhlen und abflusslosen Kesseltälern aus. Die Verkarstung des Oberjuras z. B.
führte im Hegau zur heute bekannten Donauversickerung zwischen den Orten Immendingen und
Beuren. Im weiteren Verlauf gibt es noch eine weitere Donauversickerung in Schichten des
Weißjura bei Immendingen und ein Austreten der Donau im ca. 12 km weiter und 183 Höhen-
meter tiefer gelegenen Aachtopf in Schichten des Weißjura . Die dort gelegene Aachquelle ist
gleichzeitig die größte Karstquelle Deutschlands (WALTER 2007: 424 - 425).
4.1.1 Geologie des Schwarzen Juras
Oberhalb von bunten Gesteinseinheiten des Keupers setzen in Südwest- und Süddeutschland
dunkel-farbige bis hin zu dunkelgrauen Schichten des sogenannten ,,Schwarzen Juras" an. Der
untere Bereich ist dabei geprägt durch Kalksteine, wobei vorher noch einmal vor allem Tonmer-
gel- und Mergelsteine charakteristisch für den Schwarzen Jura sind. Im bergfrischen Zustand
überwiegt ein sehr kalkhaltiges Bindemittel, was in der Form nicht so oft vorkommt und eine
Besonderheit des Schwarzen Juras in Süddeutschland darstellt. Oberhalb der Schichten befindet
sich heutzutage ein sehr fruchtbares Hügelland, welches von Ackerbau und Wiesenwirtschaft
geprägt ist. In Baden-Württemberg befinden sich die Schichten des Schwarzen Juras zwischen
den bewaldeten Keuperbergen im Norden und Westen und dem Anstieg zur Schwäbischen Alb
im Südosten. Prägende Gesteine des Schwarzjuras sind die Angulaten-Sandsteine, so wie die
Arietenkalke. Beide Gesteine zeigen sich morphologisch oftmals als eine lössbedeckte Schicht-
stufenfläche. Weitere Schichtstufenflächen werden auch durch harte bituminöse Mergelsteine
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gebildet, wobei diese Schichtstufe kleineren Ausmaßes ist als die Schichtstufe der Arietenkalke
oder der Angulaten-Sandsteine. Der Schwarzjura ist im Untergrund der schwäbischen Alb mit-
tels Bohrungen mehrfach nachgewiesen worden. Die größte Mächtigkeit wurde dabei in der
Fränkischen Senke mit insgesamt bis zu 200 m Mächtigkeit des Schwarzjuras nachgewiesen. Im
Vorland der mittleren Schwäbischen Alb gibt es eine Mächtigkeit des Schwarzjuras zwischen
100 m und maximal 200 m. Östlich von Aalen geht die Mächtigkeit um einen erheblichen Betrag
runter und in diesem Teil der Ries-Tauber-Schwelle ist lediglich eine Mächtigkeit von rund 50
Metern des Schwarzjura nachweisbar(GEYER & GWINNER 2011: 217). In Anlehnung an die
Untersuchungen von QUEENSTEEDTS (1843) wird lithostratigraphisch in drei Untergruppen
mit 10 Formationen unterschieden: Dabei gibt es die Unterteilung in unterer, mittlerer und oberer
Schwarzjura (GEYER & GWINNER 2011: 219). Die Einteilung mit den typisch vorkommenden
Formationen ist in Tabelle 3 dargestellt.
Einheit
Formationen
Unterer Schwarzjura
Psilotenton, Angulatenton, Angulatensandstein, Arietenkalk,
Gryphäensandstein, Obtususton-Formation
Mittlerer Schwarzjura
Numismalismergel, Amaltheenton-Formation
Oberer Schwarzjura
Posidonienschiefer, Jurensismergel-Formation
Tabelle 3: Darstellung der einzelnen Untereinheiten des Schwarzjuras und der typisch vorkommenden For-
mationen (Quelle: Eigene Darstellung nach GEYER & GWINNER 2011: 219, BLOOS et al. 2006, LGRB 2010)
Die Psilonotenbank ist eine sehr wichtige Diskordanz auf verschiedenen Ablagerungen des obe-
ren und mittleren Keupers. Faktoren, die zur Ablagerung der Schwarzjura-Sedimente geführt
haben sind unter anderem Meeresströmungen, Gezeitenströmungen sowie damals grundlaufende
Sturmwellen (GEYER & GWINNER 2011: 223).
4.1.2 Geologie des Braunen Juras
Bezüglich der Geologie hat der Braunjura durchaus einige Ähnlichkeiten zum Schwarzjura in
Süd- und Südwestdeutschland vorzuweisen: Es dominieren dunkelgraue Tonmergelsteine, die
immer wieder von grauen Kalksteinbänken durchzogen sind. Dazwischen kommt es durchaus
vor, dass eisenoolithische Sand- und Kalksteine zwischengeschaltet sind, was besonders häufig
in Schichten des mittleren Braunjuras zu beobachten ist. Der zwischengeschaltete Sandstein
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kann im Mittleren Braunjura durchaus erwähnenswerte Mächtigkeiten erreichen. Morphologisch
betrachtet bilden die Schichten des Braunjura den Fuß bzw. die Vorhügel der Schwäbischen Alb.
Eine besondere Morphologie gibt es dabei beim sogenannten ,,Ludwigienton" und dem ,,Opali-
nuston" aus der Achdorf-Formation des unteren Braunjura: Die Morphologie oberhalb dieser
Schichten ist durch ein unregelmäßiges Hügelland und gewundene Tobeltäler gekennzeichnet
(GEYER & GWINNER 2011: 245). Die zentral in der Mitte der Abfolge gelegenen Sandstein-
und Kalksteinabfolgen bilden in der Regel auch noch eine in sich gestaffelte Schichtstufe
(DONGUS 1977: 65, GEYER & GWINNER 2011: 245).
Der Blaukalk der Wedelsandstein-Formation bildet in der Mittleren Alb die einzige deutliche
Schichtstufe des Braunjuras, wobei diese Verebnungsflächen von Ackerbau geprägt sind und
sich so deutlich von der restlichen Landschaft des Braunjuras unterschieden. In der Südalb bildet
die kalkige Humphriesoolith-Formation immer mal wieder Schichtstufen aus und leitet letztend-
lich weiter zum Anstieg des Albrandes, der durch eine steile Morphologie und zahlreiche Han-
grutschungen geprägt ist. Dort, wo der Braunjura in der Schwäbischen Alb oder dem nahegele-
genen Molassebecken nicht aufgeschlossen ist, wurde dieser mittels Bohrungen fast flächende-
ckend unterhalb dieser Systeme nachgewiesen (GEYER & GWINNER 2011: 245). Was die
Mächtigkeit angeht, so sind deutlich größere Mächtigkeiten im Vergleich zum Schwarzjura fest-
zustellen. Die durchschnittliche Mächtigkeit des Braunjuras beträgt fast das Doppelte im Ver-
gleich zum Schwarzjura: In der Mittleren Schwäbischen Alb (Raum Reutlingen/Urach) erreicht
dieser Mächtigkeiten von mehr als 300 m. Zur Ries-Tauber-Schwelle hin fallen die Mächtigkei-
ten ab und es sind dann nur noch Werte von ca. 220 m bis 200 m festgestellt worden. Auch der
Braunjura lässt sich lithostratigraphisch in drei Untergruppen einteilen, wobei auch im Braunjura
mehrere Formationen bekannt und benannt sind(GEYER & GWINNER 2011: 246). Nun folgend
eine Übersicht in Tabelle 4 über eine Auswahl der wichtigsten Formationen und Ablagerungen
des Braunjuras im Gebiet der Schwäbischen Alb.
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Details
- Arbeit zitieren
- , 2012, Vergleich von Massenbewegungen an der Jura- und der Muschelkalkschichtstufe in Deutschland, Hamburg, Bedey Media GmbH, https://www.bachelor-master-publishing.de/document/297419
