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Geologie des Pfälzerwaldes
Felsenriff im Buntsandsteingebirge – der Jungfernsprung bei Dahn
Felsenriff im Buntsandsteingebirge – der Jungfernsprung bei Dahn
Gesteinseinheit des Zechstein: etwa 256 - 251 Mio Jahre; Gesteinseinheit des Buntsandsteins: etwa 251 - 243 Millionen Jahre
Fläche
1,771 km²
Besonderheiten
stark zertalte Schichtstufenlandschaft mit vielfältiger Oberflächengestalt
Der Pfälzerwald bildet gemeinsam mit den Vogesen einen einheitlichen Gebirgsblock, welcher die Oberrheinische Tiefebene im Westen begrenzt und das Gegenstück zu den Gebirgen Schwarzwald und Odenwald auf der rechten Rheinseite bildet. Seine Oberflächengestalt wird häufig durch die Gesteinseinheit des Buntsandsteins geprägt. Dies gilt insbesondere für die linksrheinische Seite, da die Buntsandsteinformationen des Pfälzerwaldes auch in den nördlichen Vogesen ihre Fortsetzung finden, und erst etwa ab dem Weilertal („Val de Villé“) von Grundgesteinen abgelöst werden.
Blickt man in die geologische Vergangenheit, so wird deutlich, dass das gesamte Oberrheingebiet früher von einem zusammenhängenden, unterschiedlich geschichteten Buntsandsteinpaket bedeckt war, welches erst durch tektonische Vorgänge (Entstehung eines Grabenbruchs und Bildung der Oberrheinischen Tiefebene) und durch Erosionsprozesse seine heutige Oberflächengestalt erhalten hat.[1][2]
Gebirgssockel und Sandsteine des ZechsteinsBearbeiten
Das Fundament des heutigen Pfälzerwaldes bilden, wie in in anderen Mittelgebirgen auch, Schiefer, Granit und Gneis, deren Ausgangsgesteine bis zum Karbon (358–296 Millionen Jahre) im Ozean der Tethys zwischen den Urkontinenten Gondwana (südlicher Großkontinent) und Laurussia (nördlicher Großkontinent) gebildet wurden. Im Wesentlichen im Karbon beendete die Kollision der beiden Kontinentplatten die Geschichte des Ozeans im heutigen West- und Mitteleuropa, es kam zur Entstehung des Variszischen Gebirges. Dieses Faltengebirge wurde im nachfolgenden Zeitalter des Perms (296–251 Millionen Jahre) wieder abgetragen, Schiefer, Granit und Gneis blieben als Rumpfflächen jedoch erhalten und sind heute das Grundgebirge unter dem Buntsandstein.
Dieses Grundgebirge wurde zunächst im Perm von Sedimentschichten des Rotliegenden und Zechsteins überdeckt (abgelagert vor etwa 256–251 Millionen Jahren), heute Sandsteinformationen von ungefähr 100 Meter Mächtigkeit, deren Sandkörner im Gegensatz zu den Gesteinen des jüngeren, heute darüber liegenden Buntsandsteins durch ein stärker toniges Bindemittel zusammengehalten werden.[3]
In der Trias (251–200 Millionen Jahre), dem ersten Zeitabschnitt des Erdmittelalters (Mesozoikum), senkte sich das Land weiter, es bildete sich das Germanische Becken, in dem sich die verschiedenen Sedimente dieses Zeitalters ablagerten.
Am Anfang der Trias, d. h. von der Untertrias bis zu Beginn der Mitteltrias (etwa 251–243 Millionen Jahre), war Mitteleuropa weitgehend noch Festland und von einer Wüstenlandschaft bedeckt, in der insbesondere Wind (äolisch) und gelegentlich auch Wasser (fluviatil) als formende Kräfte wirkten. Diese Prozesse führten zu Sandablagerungen, die aus den das Germanische Becken umgebenden Hochlagen stammten. Für den Bereich des heutigen Pfälzerwaldes bedeutete dies die Entstehung von Gesteinsschichten, die eine Mächtigkeit von bis zu 500 Metern erreichten. Dabei kam es unter anderem durch Beimengung von Eisenoxid zu verschiedenartigen Färbungen des Gesteinspakets – deshalb Buntsandstein –, und je nach Art und Bindung des Materials (z.B. tonig gebundene Sandsteine im Gegensatz zu verkieselten Quarzsandsteinen) zur Ausbildung von Gesteinsschichten unterschiedlicher Härte. Es entstanden die Untergruppen des unteren, mittleren und oberen Buntsandsteins, die durch „Dünnschichten“ mit geröllreichen Sandsteinen (Konglomerate) voneinander abgegrenzt sind.[4]
Die heutige Lagerung des Buntsandsteins im Pfälzerwald wie auch seiner Umgebung geht auf geologische Vorgänge zurück, die viele Millionen Jahre vor heute begannen. Zu Beginn der Erdneuzeit, des Känozoikums vor ungefähr 48 Millionen Jahren, begann im Paläogen der bisher letzte Akt der Kollision der Afrikanischen und der Eurasischen Platte, die zu massiver Faltung, Überschiebung und Stapelung von ausgedehnten Gesteinsschichten in tektonischen Decken, und damit schließlich zur Entstehung der Alpen führte. Das damit zusammenhängende starke Spannungsfeld in ganz Mitteleuropa beeinflusste auch die Gebiete nördlich der Alpen, wobei senkrecht oder schräg zu den vor allem in nördliche Richtungen wirkender Druckspannung die Erdkruste gleichzeitig den dazu gehörigen, in östliche und westliche Richtungen gerichteten Zugspannungen unterlag.
Im Gebiet des Oberrheingrabens dehnte sich die Erdkruste und riss dabei auf, wahrscheinlich entlang einer alten variszischen Schwächezone, während der obere Teil des Erdmantels (die subkrustale Lithosphäre) aufstieg. Die Erdmantelmaterie drang nach oben – vor allem Gesteine wie Peridotit – und verdrängte die Erdkruste.[5] Die so entstandene „Ausstülpung“ des Erdmantels war gepaart mit einer Ausdünnung der darüber liegenden Erdkruste, welche z. B. im Bereich des späteren Oberrheingrabens heute nur eine Dicke von 24 Kilometern aufweist (im Gegensatz zu den 30 bis 40 km normaler mitteleuropäischer Erdkruste);[6] ihre Gesteinsformationen wurden durch die Aufwölbungsprozesse („Aufdomung“) erheblichen Zugspannungen unterworfen, die zu einem bis in eine Tiefe von mindestens 20 Kilometern reichenden Grabenbruch führten, ohne dass jedoch neue ozeanische Kruste gebildet wurde (passives Rifting).
Die Spannungen erreichten vor ungefähr 35 Millionen Jahren ihren Höhepunkt, so dass sich die Erdkruste im Inneren des Oberrheingrabens um bis heute insgesamt etwa 3300 Meter senkte, was an der Oberfläche zur Bildung einer Tiefebene führte. Parallel dazu wurden die Grabenränder angehoben, im Falle des Pfälzerwaldes um etwa 1000 Meter. Diese großräumigen tektonischen Prozesse, welche auch gegenwärtig noch anhalten, hatten und haben für das heutige Landschaftsbild des Mittelgebirges als Schichtstufenlandschaft vier wichtige Auswirkungen:
Abtragung von ca. 800 Meter Deckgebirge (Dogger, Lias, Keuper, Muschelkalk) während der Hebevorgänge; Freilegung von Buntsandstein, an einigen Stellen des Grabenrandes auch noch von älteren Formationen wie Gesteine des Rotliegenden und des Grundgebirges (Granitgänge, Schiefer und Gneise der Haardt); Ablagerung des abgetragenen Materials in der neu entstandenen Tiefebene,
Schrägstellung der Buntsandsteinschichten als Folge der Aufwölbung, das heißt allmähliches Absinken der Gesteinsformationen von Ost (Grabenrand) nach West mit einer Neigung von eins bis vier Grad,
Ungleichmäßige Heraushebung des Buntsandsteins und damit Entwicklung von Schwellen und Mulden (z.B. Südpfälzer Sattel im Wasgau, Pfälzer Mulde im Eschkopfgebiet); Verschiebung und Verbiegung der einzelnen Sandsteinschichten, so dass beispielsweise im Südpfälzer Sattel ältere Formationen, vor allem Sandsteine des Zechsteins, dominieren, während im zentralen Pfälzerwald die jüngeren Gesteine des unteren und mittleren Buntsandsteins die Oberfläche bilden,
Schrägstellung und Heraushebung des Buntsandsteins, Zerbrechen in einzelne Teilschollen; Entstehung verschieden großer Spalten und Klüfte und Verschiebung der einzelnen Gesteinsschichten zwischen den Teilschollen um bis zu hundert Meter (Verwerfungen), Beispiele sind die Hauptverwerfung am Grabenrand des Oberrheingrabens, ferner die dazu parallel verlaufenden Verwerfungen (z.B. die Lambrechter und die Elmsteiner Verwerfung.[7]
Entwicklung der heutigen OberflächengestaltBearbeiten
Die Buntsandsteinformationen wurden im sich an den Buntsandstein anschließenden Muschelkalk (243–235 Millionen Jahre) durch ungefähr 190 Meter mächtige Muschelkalkablagerungen (Mergel- und Kalksedimente) eines großen Binnenmeers überdeckt, gefolgt von den Sedimenten der Keuperzeit (234–200 Millionen Jahre).
Weitere Ablagerungen waren in der Jura- (200–142 Millionen Jahre) und Kreidezeit (142–65 Millionen Jahre) zu verzeichnen, so dass die Mächtigkeit der auf dem Grundgebirge abgelagerten Sedimente im Inneren des Germanischen Beckens bis zu etwa 1300 Meter betrug. Teile dieser Sedimente wurden aber bis zum Beginn des Paläogens vor etwa 65 Millionen Jahren durch Erosion wieder abgetragen. Bei der Bildung des Oberrheingrabens kam es im Pfälzerwald zu begrenzten vulkanischen Aktivitäten (Pechsteinkopf, siehe unten).
Wabenverwitterung im Buntsandstein.
Im späteren Paläogen (34–23,8 Millionen Jahre) und Neogen (23,8–2,8 Millionen Jahre) standen wieder Erosionsprozesse im Vordergrund, so dass es zu einer weiteren Aufschüttung der Oberrheinischen Tiefebene kam. Erneute tektonisch verursachte Hebungsprozesse gegen Ende des Neogens (5–2,8 Millionen Jahre) führten zur heutigen Höhe des Pfälzerwaldes und durch Abtragung zu weiterer Freilegung des Buntsandsteins. Im Quartär (2,8–0,01 Millionen Jahre), dem letzten geologischen Zeitabschnitt der Erdneuzeit, bewirkten erneute Verwitterungs- und Abtragungsprozesse, vor allem während der verschiedenen Kalt- und Warmzeiten, die endgültige Oberflächengestalt des heutigen Pfälzerwaldes. Charakteristisch sind ein differenziertes tiefeingeschnittenes Talsystem, vor allem in seinem Nord- und Mittelteil, vielfältige Bergformen und bizarre Felsformationen.
Aus der oben beschriebenen Entwicklungsgeschichte ergibt sich der geologische Aufbau bzw. die geologische Gliederung des heutigen Pfälzerwaldes[8][9][10]:
Gneise und Schiefer bilden das Fundament des heutigen Pfälzerwaldes, werden jedoch meist durch jüngere Gesteinsformationen überdeckt. Sie treten nur an wenigen Stellen des östlichen Gebirgsrandes an die Oberfläche, wo sie beispielsweise in den tief eingeschnittenen Tälern der Queich und des Kaiserbaches freigelegt wurden. Entsprechend befinden sich bei Albersweiler und Waldhambach große Steinbrüche, in denen diese Hartgesteine abgebaut werden und wo die Schichtung der Gesteinsformationen anschaulich nachvollzogen werden kann.
Diese Gesteinsschichten wurden im Erdzeitalter des Perm abgelagert und überdecken deshalb das Grundgebirge. Sie prägen ebenfalls nur in bestimmten Regionen die Oberflächenstruktur des Mittelgebirges.
Für den Bereich des Pfälzerwaldes handelt es sich in erster Linie um Schieferton, mergelig und tonig gebundene Sandsteine, welche relativ weich sind und einen höheren Mineraliengehalt aufweisen. Sie bilden an einigen Stellen des nördlichen Teils z. B. im Stumpfwald die Oberfläche und wurden dort vor allem im Raum Ramsen zu breiten Tälern ausgeräumt. Dies gilt auch für das Queichtal vor seinem Austritt in die Rheinebene, das zwischen Annweiler und Albersweiler ebenfalls beckenartige Züge trägt.
Verebnungsflächen des Rotliegend und Zechsteins: Blick zum Rehberg (links) und Treutelsberg (rechts)
In diesem Zeitabschnitt kam es zur Ablagerung erster Sandsteinformationen, welche am Nordrand des Pfälzerwaldes zwischen Eisenberg und Waldmohr als Staufer Schichten – nach dem Ort Stauf bei Ramsen – an die Oberfläche treten und eine Mächtigkeit von mehr als 70 Metern besitzen. Sie bestehen hauptsächlich aus geröllreichen, grobkörnigen Sandsteinen (Konglomerate), die durch Beimengung von Eisenoxid besonders stark verfestigt sind (Daher auch der Ortsname Eisenberg). Dies ist auch der Grund, warum an mehreren Stellen der Region, bei Ramsen schon zur Zeit der Kelten, bei Erzenhausen seit dem Mittelalter und bei Erzhütten seit 1725 Eisenerz gefördert wurde.[11]
Im südöstlichen Teil des Pfälzerwaldes bestehen die Gesteinsschichten dagegen eher aus feinkörnigeren Sandsteinen mit toniger Bindung und Schiefertonen. Sie erstrecken sich in einer Dicke von etwa 80 bis 100 Metern vom Raum Annweiler über Gossersweiler und Silz bis in die südöstlich von Dahn gelegenen Bereiche um Vorderweidenthal, Busenberg und Bundenthal. Da das Material eher von weicher Konsistenz ist und daher besser ausgeräumt werden konnte, kam es auch dort zu größeren Verebnungsflächen, zwischen denen die kegelförmigen Berge des Wasgaus häufig isoliert emporragen. Im Gegensatz zu anderen Regionen des Mittelgebirges sind diese Ablagerungen relativ nährstoffreich und verwittern zu fruchtbaren Böden, so dass diese schon frühzeitig – seit dem Hochmittelalter – gerodet und landwirtschaftlich genutzt wurden. Gegliedert werden die südpfälzischen Sandsteinformationen des Zechsteins nach neueren Untersuchungen in vier Schichten: Sie beginnen mit der etwa 40 Meter dicken Queich-Schicht (nach dem gleichnamigen Flüsschen), auf welche die jüngeren Rothenbergschichten und anschließend die zwischen 40 und 60 Meter mächtigen Annweiler-Schichten folgen. Die Speyerbachschichten bilden dann den Abschluss dieser Formationen.
Trifelsschichten am Pferchfeldturm, Bärenbrunnertal
Große Teile des gesamten linksrheinischen Gebirges (Pfälzerwald, Nord- und Mittelvogesen) werden durch die zu Beginn der Trias entstandenen Buntsandsteinformationen bestimmt. Dabei wird dieses Gesteinspaket nach neueren geologischen Untersuchungen in folgende Schichten bzw. Gruppen gegliedert[12]:
Er ist das charakteristische Gestein des Pfälzerwaldes und bestimmt mit einer Mächtigkeit von 280 bis 380 Meter, mit Ausnahme der Verebnungsflächen im südöstlichen Wasgau, weite Teile des Mittelgebirges. Im Gegensatz zu den Sandsteinen aus der Zechstein-Zeit enthält er viel Quarz, dagegen wenig Feldspat und Glimmer und verwittert deshalb zu sandigen, nährstoffarmen Böden. Dieser Sachverhalt und die Schwierigkeiten des Geländes, d. h. starke Zertalung mit Kerbtälern und felsigen Steilhängen (vgl. unten), führten dazu, dass seit dem Mittelalter in weiten Bereichen des Pfälzerwaldes kaum Rodungen und damit landwirtsschaftliche Nutzung erfolgte, so dass das Waldgebiet bis heute in seiner Kompaktheit erhalten blieb. Typisch für den unteren Buntsandstein sind außerdem die Ausbildung mehrerer harter Felszonen, die von dünngeschichteten, tonreicheren Sandsteinen getrennt werden. Die neuere geologische Forschung unterscheidet daher folgende drei Teilschichten:
Trifels-Schichten (benannt nach dem Felsenriff auf dem Burgberg des Trifels bei Annweiler)
Diese Gesteinsschichten in einer Mächtigkeit von bis zu 145 Meter besitzen eine besondere Festigkeit, da der Sandstein von Kieseln durchsetzt ist. Sie bilden deshalb viele der besonders widerstandsfähigen, bizarren Felsformationen des Dahner und Annweilerer Felsenlandes.
Rehberg-Schichten
Namengebend ist der mit 576 Meter höchste Berg des deutschen Wasgaus in der Nähe des Trifels, auf dessen Gipfelbereich diese Gesteinsschichten zu finden sind. Sie sind bis zu 145 Meter mächtig und von den Trifels-Schichten durch eine schmale, tonreichere Sandsteinschicht abgegrenzt. Dieses Gemisch aus Ton- und Sandsteinen bildet wegen seiner geringeren Wasserdurchlässigkeit einen wichtigen Quellhorizont. Kleinräumige Verwitterung in den Rehberg-Schichten am Beispiel des Teufelstisches Im Gegensatz zu den Trifels-Schichten besteht die Rehberg-Stufe nicht aus einem einheitlichen Felspaket sondern aus mehreren kleinräumigen Felszonen, die durch „Dünnschichten“ voneinander getrennt sind. Diese Struktur führte unter anderem zur Bildung sogenannter Tischfelsen, von denen der Teufelstisch bei Hinterweidenthal das bekannteste Beispiel ist.[13]
Schlossberg-Schichten
Benannt wurden diese Formationen nach ihrem Auftreten in den Schlossberghöhlen der saarländischen Stadt Homburg. Es handelt sich um eine bis zu 90 Meter hohe Felsstufe, die vorwiegend aus gröberem Material (Roll- und Springkörner von Wanderdünen) besteht. Besonders ins Auge springen die unterschiedlichen farblichen Schattierungen des Materials, das meist rot bis orangegelb, in geringerem Maße aber auch weiß, grün oder lila gefärbt ist.
Zwischen mittlerem und oberem Buntsandstein lagert eine weitere tonreiche Gesteinsschicht, die beide Felsformationen voneinander trennt und erneut einen wichtigen Quellhorizont bildet. Auch hier lassen sich wieder verschiedene Teilschichten identifizieren:
Felsstufe der Karlstalschichten: „Felsenmeer“ auf der gr. Kalmit
Karlstal-Schichten
Namengebend ist das Karlstal bei Trippstadt im Nordwesten des Pfälzerwaldes, in dem diese Sandsteinformationen in exemplarischer Form auftreten. Es handelt sich um bis zu 40 Meter dicke, verkieselte Gesteinspakete, die häufig als harte Felsblöcke mit mehreren Metern Durchmesser an die Oberfläche treten. Weitere Beispiele sind die Blockfelder des Eiderbachtals im zentralen Pfälzerwald und sogenannte Felsenmeere, die aufgrund der tektonisch bedingten Schrägstellung der Schichten auch in höheren Lagen des östlichen Pfälzerwald, beispielsweise im Gipfelbereich der großen Kalmit zu finden sind.
Obere Felszone, Hauptkonglomerat und violette Grenzzone
Die obere Felszone und das Hauptkonglomerat mit einer Mächtigkeit von ungefähr 40 Metern setzen sich aus stark verkieselten Grobsandsteinen und Geröll zusammen. Sie bilden zum einen die bekannten Kugelfelspartien bei Pirmasens und zum anderen mehrere markante Felsenriffe, wobei die Altschlossfelsen bei Eppenbrunn mit fast zwei Kilometern Durchmesser das eindrucksvollste Beispiel sind. Der mittlere Buntsandstein wird durch die violette Grenzschicht (Dicke etwa 1,5 Meter) abgeschlossen, die vor allem im nördlichen Teil der Pfälzer Mulde (nordwestlicher Teil des Pfälzerwaldes) zu finden ist und in erster Linie aus glimmerreichen Feinsedimenten besteht.
Zwischenschichten und Voltziensandstein bilden gemeinsam den oberen Buntsandstein mit einer Mächtigkeit von etwa hundert Metern. Im Unterschied zum unteren und mittleren Buntsandstein enthalten diese Schichten mehr Glimmer, Karbonate und Tonmineralien, so dass analog zu den Sandsteinen des Zechsteins durch Verwitterung nährstoffreichere Böden entstanden. Bedingt durch die Schrägstellung der Gesteinsschichten befinden sich diese Formationen vor allem im westlichen Teil des Pfälzerwaldes, während sie in seinem östlichen Teil abgetragen wurden. Es ist deshalb verständlich, dass gerade in diesem Bereich, dem sogenannten Holzland, schon früh hochgelegene Rodungsinseln bzw. Höhendörfer zum Beispiel Heltersberg, Schmalenberg und Trippstadt entstanden sind.
Im Voltziensandstein, der früher häufig zu Werkzeugen verarbeitet wurde, lassen sich versteinerte Pflanzenreste der Koniferenart Voltzia heterophylla identifizieren; sie verweisen auf veränderte Ablagerungsbedingungen zu Beginn des Muschelkalkzeitalters.
Sandstein, Quarz, verkieselt Dünnschichten mit Tonstein
Schicht- stufenrelief, Formen- vielfalt
mittlerer Buntsandstein
verkieselter Quarzsandstein im Wechsel mit lockerem Sandstein
Felsblöcke, Blockan- sammlungen, „Felsenmeere“
oberer Buntsandstein
Sandstein, Ton Glimmer, Karbonate, Fossilien
Hochfläche, (Verebnungen), Rodungsinseln
Unterschiedlich harte Gesteinsschichten führten im Pfälzerwald zu mehr oder weniger starken Verwitterungs- und Abtragungsprozessen. So wurden beispielsweise Formationen des Rotliegend und Zechsteins stärker zu Verebnungen und breiten Tälern ausgeräumt, während die widerstandsfähigeren Gesteine des unteren und mittleren Buntsandsteins als Schichtstufen erhalten blieben. Gemeinsam mit einem dichten, tief eingeschnittenen Talsystem entwickelte sich das komplexe Schichtstufenrelief des heutigen Pfälzerwaldes.
Während sich das Gebirge im Süden ohne morphologische Begrenzung in den Nordvogesen (Vosges du Nord) weiter fortsetzt und nach Westen allmählich in die Westricher Hochfläche abdacht, lassen sich in seinem nördlichen und östlichen Teil mehrere Schicht- und Bruchstufen identifizieren. So fallen am Nordrand zwei Schichtstufen ins Auge, die das Mittelgebirge gegenüber dem Nordpfälzer Bergland abgrenzen. Dies sind einerseits die Staufer Schichtstufe bei Ramsen mit einer Höhe von 40 bis 70 Metern, und andererseits eine wesentlich höhere Schichtstufe aus Rehberg- und Karlstalschichten, die bei Landstuhl in einer Höhe von etwa 200 Metern parallel zur Westricher Niederung verläuft.
Im Osten bildet eine markante, etwa 300 bis 400 Meter hohe Geländestufe den Gebirgsrand, die von der westlichen Rand-Verwerfung des Oberrheingrabens erzeugt wird. In ihrem Nord- und Mittelteil besteht die Geländestufe hauptsächlich aus Gesteinen des unteren und mittleren Buntsandsteins, sie wird nur von engen Kerbtälern unterbrochen. Südlich der Queich setzt sich diese Bruchstufe aufgrund der veränderten geologischen Voraussetzungen nicht mehr als kompakte Gebirgsmauer, sondern als offene Kette eher voneinander getrennter Kegel- und Rückenberge fort. Dieses Landschaftsbild ohne zusammenhängende Schichtstufen gilt auch für den gesamten südöstlichen Teil des Pfälzerwaldes.
Auch die Karlstalschichten treten im zentralen und östlichen Pfälzerwald nicht als zusammenhängende Gesteinsschicht, sondern nur als isolierte Felsstufen auf. Da die Gesteinsschichten generell schräg gestellt sind, können diese auch in höheren Bergregionen wie zum Beispiel auf dem Rahnfels (516,5 m), dem Teufelsberg bei Burrweiler (597,6 m) und der Kalmit ({{Höhe|672.6) angetroffen werden.
Charakteristisch für den unteren und mittleren Buntsandstein sind tief in das Gesteinspaket eingeschnittene enge Kerbtäler mit schmaler Talsohle und steilen Seitenhängen. Sie sind die typische Talform im mittleren Pfälzerwald, während in seinem südlichen und nördlichen Teil eher sogenannte Kastentäler mit breiterer Talsohle überwiegen.
Oberes Queichtal als Kastental mit Wilgartswiesen im Vordergrund
Im Oberlauf der Bäche nimmt die Höhendifferenz zwischen Talboden und umgebenden Berghängen mehr und mehr ab, so dass Muldentäler (mit Fließgewässern) und Dellen (ohne Fließgewässer) zu beobachten sind. Ein Beispiel für diese Formen ist das Wellbachtal: Bei einer Fahrt vom Eschkopf talabwärts Richtung Annweiler ist es zunächst ein Muldental, das nach wenigen Kilometern in ein Kerbtal übergeht. Nach Einmündung des Modenbachs am Zwiesel entsteht dann ein Kastental, das sich nach fünf bis sechs Kilometern mit dem Queichtal vereinigt.
Im südwestlichen Pfälzerwald, zum Beispiel im Bereich Eppenbrunn, Fischbach und Ludwigswinkel sind sogenannte Woogtäler zu beobachten, in denen der Talboden besonders breit ist und die sich deshalb besonders gut zur Anlage von Teichen (= Wooge), Weihern und kleinen Seen eignen. Aufgrund der dort siedelnden vielfältigen Pflanzengesellschaften und der sie umgebenden naturnahen Mischwälder sind diese Täler wie zum Beispiel das Stüdenbachtal bei Eppenbrunn wertvolle Biotope und Naturreservate.
Im Buntsandsteingebirge sind je nach Gesteinsschicht eine Vielfalt unterschiedlicher Bergformen zu beobachten. Typisch für den nördlichen und mittleren Pfälzerwald sind hochaufragende Bergklötze und langgezogene trapezförmige Bergrücken mit häufig felsigem Gipfelbereich. Charakteristische Beispiele sind der Almersberg (564 m) und der am östlichen Gebirgsrand liegende Kesselberg (661,8 m). Diese Landschaftsformen gehen im westlichen Pfälzerwald im Bereich des Oberen Buntsandsteins mehr und mehr in hochflächenähnliche Bergformationen mit Rodungsflächen über, an die sich westlich einer Linie Landstuhl, Waldfischbach, Pirmasens, Eppenbrunn die vom Muschelkalk dominierte Westricher Hochfläche anschließt.
Typische Wasgaulandschaft mit Verebnungsflächen und Kegelbergen: Blick vom Lindelbrunn zum Rehberg (in Bildmitte)
Während im südwestlichen Teil des Pfälzerwaldes ähnliche geomorphologische Verhältnisse wie weiter im Norden herrschen, gelten in seinem südöstlichen Teil andere geologische Voraussetzungen. Im Bereich des Pfälzer Sattels wurden die Schichten des Buntsandsteins besonders stark aufgewölbt und verbogen, was zu erheblicher Verwitterung und Abtragung dieser Schichten und zur Freilegung der Sedimente des Rotliegend und Zechsteins führte. Gleichzeitig blieben aber Teile der besonders widerstandsfähigen Trifels- und Rehbergschichten erhalten, so dass eine besonders vielfältige Oberflächengestalt entstand. Das typische Landschaftsbild des südöstlichen Wasgaus ist deshalb durch häufig isoliert stehende, die Schichten des Zechsteins überragende Bergformen gekennzeichnet, die einen großen Formenschatz aufweisen und durch bizarre Felsformationen beeindrucken. In diesem Zusammenhang unterscheidet Geiger sechs verschiedene Bergformen, wobei beispielsweise Bergklötze (Rindsberg), Kegelrückenberge (Rehberg), Bergrücken (Dimberg) und reine Bergkegel (Burgberg des Lindelbrunn) das Mittelgebirge charakterisieren.[14]
Verwitterung und Abtragung haben über Jahrmillionen je nach Härtegrad des Sandsteins eine Vielzahl bizarrer Felsformationen geschaffen, die aufgrund der besonderen geologischen Voraussetzungen – wie im vorigen Abschnitt beschrieben – vor allem im südöstlichen Teil des Mittelgebirges zu finden sind.[15] So lassen sich je nach Erosion der Trifelsschichten Felstürme (Hundsfelsen bei Waldhambach), Felswände (Asselstein bei Annweiler), Felsmauern (Dimberg bei Dimbach) und Felsklötze (Lindelbrunn bei Vorderweidenthal) unterscheiden. Durch kleinförmige Verwitterung schmaler, unterschiedlich harter Schichten sind Felsöffnungen, Torfelsen (Eilöchelberg bei Busenberg) und Tischfelsen (Teufelstisch bei Hinterweidenthal) entstanden. An dem fast zwei Kilometer langen Felsenriff des Altschlossfelsens können außerdem Felsspalten, Überhänge und Wabenverwitterung beoabachtet werden. Felsenmeere und Blockfelder sind dagegen eher im Mittleren Pfälzerwald zu finden.
Beispiel für ein Felsriff: Lämmerfelsen bei Dahn
Bei ungestörtem Verlauf der Gesteinsschichten würde die typische Landschaftsstruktur des Felsenlandes bereits kurz hinter Annweiler enden. Tektonische Prozesse (siehe auch Kapitel Lagerung des Buntsandsteins) führten jedoch zu Verschiebungen und Versetzungen der einzelnen Schichten, so dass westlich einer Linie etwa von Wilgartswiesen, Spirkelbach, Schwanheim, Erlenbach bis nach Niederschlettenbach(Elmsteiner Verwerfung) die felsbildenden Trifelsschichten um ungefähr 80 bis 100 Meter emporgehoben wurden und deshalb auch weiterhin die Oberflächenstruktur prägen (Dahner Felsenland). Erst westlich der (Wies)-Lauter tauchen diese Schichten dann endgültig unter die jüngeren Rehberg- und Karlstalschichten, so dass das Landschaftsbild des westlichen Wasgaus nun eher dem des Mittleren Pfälzerwaldes entspricht.
Ein typisches Merkmal des Pfälzerwaldes ist sein Wasserreichtum, welcher zu einem differenzierten System von Bächen, kleinen Flüssen und Feuchtgebieten, z. B. Moore, Weiher und kleine Seen geführt hat. Seine Wasserführung ist im allgemeinen sehr gleichmäßig, so dass auch bei anhaltenden Trockenperioden oder sehr niederschlagsreicher Witterung ein ausgeglichener Wasserhaushalt gewährleistet ist. Eine genauere Analyse zeigt, dass nicht nur die überdurchschnittlich hohen Niederschlagsmengen im Gebirge, die bei mittleren und höheren Lagen etwa 900 bis 1100 mm betragen[16], sondern vor allem auch die hydrogeologischen Eigenschaften der verschiedenen Gesteine des Buntsandsteins dafür verantwortlich sind[17]. Die durch Verwitterung entstandenen Sandböden sind sehr wasserdurchlässig, so dass Niederschlagswasser schnell in den Boden einsickern und als Grundwasser durch Klüfte und Spalten des Sandsteinpakets weitergeleitet werden kann („Kluftgrundwasserleitung“).
wasserleitende und -speichernde Felszone der Karlstalschichten: Moosalb im Karlstal
Dieses Grundwasser wird anschließend in verschiedenen Felszonen (Grundwasserstockwerke) gespeichert und nur verzögert als Quellwasser wieder an die Oberfläche abgegeben. Von den einzelnen Schichten des Buntsandsteins sind in diesem Zusammenhang die umfangreichen Felsbänke bzw. -zonen der Trifelsschichten (unterer Buntsandstein) und die Felszone der Karlstalschichten (mittlerer Buntsandstein) von besonderer Bedeutung, da in ihnen auch umfangreichere Grundwassermengen – u. a. durch teilweise Erweiterung der Klüfte zu größeren Hohlräumen und Kleinhöhlensystemen (Sandsteinverkarstung) - rasch weitergeführt und längerfristig gespeichert werden können.[18] Auch die Bedingungen für die Grundwasserneubildung sind günstig: Aufgrund hoher Versickerungsraten und damit geringem Oberflächenabfluss verdunsten nur zwei Drittel der jährlichen Niederschlagsmenge, so dass der Rest direkt dem Grundwasser und seiner Neubildung zur Verfügung steht.
Das reichlich vorhandene Grundwasser tritt in einer Vielzahl von Quellen und Feuchtgebieten an die Oberfläche, welche zum Teil durch den Bau ergiebiger Tiefbrunnen für die Bevölkerung genutzt werden. Es ist ein Charakteristikum des Buntsandsteins, dass in seiner Schichtfolge grundwasserleitende Felszonen von sogenannten „Dünnschichten“ mit eher tonig gebundenen Sandsteinen abgelöst werden. Diese Schichtserien sind nur wenig wasserdurchlässig und bilden deshalb häufig Quellhorizonte, in denen das Grundwasser als Schichtquelle an die Oberfläche treten kann (z. B. Rehbergquelle an einer Dünnschicht der Rehbergschichten). Sie ist deshalb der am häufigsten vorkommende Quelltyp des Pfälzerwaldes, während Verwerfungsquellen im Grenzbereich von wasserleitenden und wasserstauenden Schichten (z. B. Wolfsbrunnen bei Bad Bergzabern) wie auch Talrandquellen (z. B. Lauterspring bei Kaiserslautern) weniger häufig vorkommen.
Nicht nur die Menge sondern auch die Qualität des zur Verfügung stehenden Grundwassers machen den Pfälzerwald für viele pfälzische Gemeinden zu einem besonders wertvollen Trinkwasserreservoir. Da der Sandstein sehr mineralarm ist und sein Grundwasser deshalb nur geringe Lösungsinhalte aufweist, handelt es sich um weiches Wasser mit niedrigem Härtebereich (Härtebereich weich). Auch Belastungen durch anthropogene Einflüsse (z. B. Abwasser, landwirtschaftliche Düngung) sind aufgrund der Siedlungsferne vieler Brunnen und der Filterfunktion des Sandsteins selten nachweisbar. Dabei wird raumplanerisch angestrebt, die zukünftige Trinkwassergewinnung noch genauer an hydrogeologischen Kriterien auszurichten und gleichzeitig ökologische Belange (z. B. Erhalt von Feuchtbiotopen) verstärkt zu berücksichtigen.
Am östlichen Gebirgsrand ist in einigen Regionen hellgelber, gebleichter Sandstein zu finden, der früher bei Bad Bergzabern, Frankweiler und Hambach in großen Steinbrüchen abgebaut wurde oder wie bei Leistadt und Haardt noch abgebaut wird.
Seit Entstehung der Oberrheinischen Tiefebene bildeten sich in der Bruchzone zwischen Pfälzerwald und Rheingraben zahlreiche Verwerfungen und Klüfte, durch die heiße Lösungen aufsteigen und das rötliche Eisenoxyd wegführen konnten. Dadurch kam es am Haardtrand zur Entfärbung des Sandsteins, während diese Prozesse an anderen Stellen des Gebirges zu Ablagerungen des Eisenerzes in Klüften und Spalten führten, das vor allem zwischen dem 17. und 19. Jahrhundert in Bergwerken abgebaut wurde (siehe auch Abschnitt Formationen des Zechstein). Einige dieser Bergwerke sind als Besucherbergwerke ausgebaut, zum Beispiel der St.-Anna-Stollen bei Nothweiler; bei einer Führung können diese geologischen Vorgänge veranschaulicht und die extremen Abbaubedingungen unter Tage direkt erlebt werden.
Frühere vulkanische Aktivitäten am PechsteinkopfBearbeiten
Als im Paläogen der Oberrheingraben entstand, kam es u. a. durch Zugspannungen im Bereich des Grabenbruchs zur Ausdünnung und Schwächung der Erdkruste (siehe auch Abschnitt Lagerung des Buntsandsteins) und damit auch zur Druckverminderung mit anschließenden Schmelzprozessen im plastischen Gestein des darunter liegenden Erdmantels. Diese Schmelzen besaßen eine geringere Dichte und damit auch ein geringeres Gewicht als das feste Umgebungsgestein und begannen deshalb in den Bruchstellen der Erdkruste nach oben zu steigen. Durch Druckentlastung während des Aufstiegs kam es zur Dekompression des Magmas, so dass Gase, welche vorher in ihm gelöst waren, entweichen konnten. Es entstand ein Gasüberdruck, dessen Intensität u. a. davon abhing, wie stark das Magma vorher mit Gasen durchsetzt war. Bei einem Vulkanausbruch konnten (und können) deshalb u. a. explosive (bei hohem Gasdruck) und länger anhaltende, effusive Eruptionen (bei niedrigerem Gasdruck) auftreten.
Basaltsäulen am Parkstein/Bayern (vergleichbar mit Pechsteinkopf)
Während es bei der Bildung des Oberrheingrabens in verschiedenen Regionen zu erhöhtem Vulkanismus kam – Beispiele sind der Kaiserstuhl in Südbaden, der Vogelsberg in Mittelhessen und der Katzenbuckel im Odenwald –, lassen sich im Gegensatz dazu im Bereich des pfälzischen Grabenbruchs nur am Pechsteinkopf bei Forst vulkanische Aktivitäten nachweisen.[19] Dabei erfolgte seine Entstehung in mehreren Abschnitten:
In einer ersten Phase kam es durch explosive Eruption zur Ausbildung eines Sprengtrichters, der sich mit vulkanischen Lockermassen (Tephra) wie z. B. Bomben, Schlacke, Lapilli und Asche füllte. Anschließend stieg in einem zweiten Abschnitt Magma wahrscheinlich in ruhiger und nicht explosiver Form (effusive Eruption) nach oben, so dass es allmählich abkühlen und erstarren konnte. Es bildeten sich im Förderschlot des Vulkans innerhalb der Tephra dunkle, aufrecht oder schräg stehende Basaltsäulen (Olivinnephelinit), wobei nicht sicher ist, ob das Magma auch die damalige Oberfläche erreichte. In diesem Zusammenhang gehen einige Quellen davon aus, dass auch während der effusiven Phase Gasexplosionen aufgetreten waren, so dass Säulen zu Basaltbrocken zerbrachen. Andere Autoren[20] vertreten nicht diese Auffassung. Die im Vulkanschlot erkennbaren, steil verlaufenden Spalten sind dagegen nicht das Ergebnis der vulkanischen Aktivitäten sondern späterer tektonischer Bewegungen im Grabenbruch.
Zum Alter des Vulkans liegen unterschiedliche Angaben vor: Während ältere Quellen von 29 oder 35 Millionen Jahren ausgehen, konnte in neueren geologischen Untersuchungen u. a. mit Hilfe der Kalium-Argon-Methode das Alter des Pechsteinkopfes dagegen auf 53 Millionen Jahre festgelegt werden.[21]
Bis in die 1980er Jahre wurde das Basaltgestein in einem Hartsteinbruch großflächig abgebaut; das stillgelegte Gelände bildet ein Geotop, in welchem die verschiedenen, oben beschriebenen vulkanischen Prozesse und ihre Gesteinsablagerungen anschaulich nachvollzogen werden
Michael Geiger u. a. (Hrsg): Der Pfälzerwald, Porträt einer Landschaft. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 1987, S. 21–46, ISBN 3980114716.
Michael Geiger: Die Landschaften der Pfalz. In: Michael Geiger u. a. (Hrsg): Geographie der Pfalz. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 2010, S. 98–101 ISBN 9783981297409
Jost Haneke/Michael Weidenfeller: Die geologischen Baueinheiten der Pfalz. In: Michael Geiger u. a. (Hrsg): Geographie der Pfalz. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 2010, S. 74–91, ISBN 9783981297409
Adolf Hanle: Meyers Naturführer, Pfälzerwald und Weinstraße. Bibliographisches Institut, Mannheim 1990, S. 7–12 ISBN 3411071311
Ulrike Klugmann (Hrsg.): Naturpark PfälzerWald Naturmagazin draußen, Nr. 24. Harksheider Verlagsgesellschaft, Norderstedt o.J., S. 20–29 ASIN: B002HEUUJI
Landesamt für Geologie und Bergbau Rheinland-Pfalz (Hrsg.): Geologie von Rheinland-Pfalz.. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart 2005 ISBN 3510652150
Landesamt für Geologie und Bergbau Rheinland-Pfalz (Hrsg.): Geologische Übersichtskarte von Rheinland-Pfalz 1: 300 000.. Mainz 2003
Landesamt für Geologie und Bergbau Rheinland-Pfalz (Hrsg.): Steinland-Pfalz. Verlag von Zabern, Mainz 2005 ISBN 3805330944
Roland Walter: Geologie von Mitteleuropa. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart 2007 ISBN 9783510652259
↑Michael Geiger u. a. (Hrsg): Der Pfälzerwald im geografischen Überblick. In: Der Pfälzerwald, ein Porträt einer Landschaft. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 1987, S. 21–46
↑Roland Walter: Geologie von Mitteleuropa. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart 2007, S. 241–258
↑Adolf Hanle: Meyers Naturführer, Pfälzerwald und Weinstraße. Bibliographisches Institut, Mannheim 1990, gute Zusammenfassung S. 7–12
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Ulrike Klugmann (Hrsg.): Naturpark PfälzerWald Naturmagazin draußen, Nr. 24. Harksheider Verlagsgesellschaft, Norderstedt o. J., S. 20–29
↑Walter 2007, S. 36 (Seitenangabe 5. Auflage 1992)
↑Michael Geiger u. a. (Hrsg): Der Pfälzerwald im geografischen Überblick.In: Der Pfälzerwald, ein Porträt einer Landschaft. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 1987, S. 29–36, Strukturkarte und Querprofile S. 34 und 35
↑Jost Haneke/Michael Weidenfeller: Die geologischen Baueinheiten der Pfalz. In: Michael Geiger u. a. (Hrsg): Geographie der Pfalz. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 2010, vgl. Tabelle und Karte S. 76–77
↑Jost Haneke/Michael Weidenfeller: Die geologischen Baueinheiten der Pfalz. In: Michael Geiger u. a. (Hrsg): Geographie der Pfalz. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 2010, S. 80–81
↑Jost Haneke/Michael Weidenfeller: Die geologischen Baueinheiten der Pfalz. In: Michael Geiger u. a. (Hrsg): Geographie der Pfalz. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 2010, vgl. Tabelle S. 83
↑Michael Geiger u. a. (Hrsg): Der Pfälzerwald im geografischen Überblick.In: Der Pfälzerwald, ein Porträt einer Landschaft. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 1987, vgl. Grafik S. 41
↑Hubert Heitele, Dietmar Kotke, Herrmann Fischer: Das Grundwasser und seine Nutzung. In: Michael Geiger u. a. (Hrsg): Der Pfälzerwald, Porträt einer Landschaft. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 1987, S. 253 - 262
↑Thomas Kärcher, Hubert Heitele: Das Grundwasser und seine Nutzung. In: Michael Geiger u. a. (Hrsg): Geographie der Pfalz. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 2010, S. 114 - 127
↑Michael Geiger: Pechsteinkopf. In: Adolf Hanle: Meyers Naturführer, Pfälzerwald und Weinstraße. Bibliographisches Institut, Mannheim 1990, S. 100–102
↑Michael Geiger: Pechsteinkopf. In: Adolf Hanle: Meyers Naturführer, Pfälzerwald und Weinstraße. Bibliographisches Institut, Mannheim 1990, S. 100–102
↑Jost Haneke/Michael Weidenfeller: Die geologischen Baueinheiten der Pfalz. In: Michael Geiger (Hrsg): Geographie der Pfalz. Verlag Pfälzische Landeskunde, Landau/Pf. 2010, S. 81
