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Abstract and Figures

We present a geological field guidebook where important and actual outcrops of the Lower Buntsandstein (Lower Triassic) in Central Germany are documented. It is mainly written for geoscientists interested in sedimentary geology. The field guide documents the sedimentary succession of the Lower Buntsandstein Subgroup (Calvörde and Bernburg formations) within the lacustrine basin facies in the vicinity of the Harz Mountains, where rhythmically intercalated oolites and stromatolites represent unique features within a normally sand- and clay-dominated succession. In addition, a marginal lacustrine facies in the eastern parts of the Thuringian Basin is documented. Important outcrops are measured in detail, including a documentation of the most striking lithologic characteristics; the latter are also demonstrated at (ancient) buildings where oolites and/or stromatolites of the Lower Buntsandstein were used as building stones. The field guide summarizes the sedimentological features of the Lower Buntsandstein in its lacustrine facies. The latter are described with detailed lithological sections, photos, and location maps.
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Fabian Käsbohrer
Jochen Kuss
Thomas Voigt
Exkursionsführer zur Geologie
des Unteren Buntsandsteins
(Untertrias) zwischen Harz
und Thüringer Wald
Halle (Saale) 2021
Band 54/1
1
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
zwischen Harz und Thüringer Wald
Fabian KÄSBOHRER, Jochen KUSS und Thomas VOIGT
43 Abbildungen
1 Einleitung
Das Mitteleuropäische Becken (MEB, auch Germanisches Becken) ist die Typlokalität der Trias. Der
Begriff Trias wird heute als internationaler chronostratigraphischer Begriff verwendet. Ablagerungen
der Trias bedecken weite Teile von Mittel- und Süddeutschland und werden im lithostratigraphischen
Kontext in die drei Gruppen Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper unterteilt. Der Buntsandstein wird
überwiegend aus fluviatilen, äolischen und lakustrinen Sedimenten aufgebaut.
Die Untertrias-Kalksteine Mitteldeutschlands sind seit langem als international relevante Lokation zum
Studium mikrobiell dominierter Karbonate innerhalb einer gemischt siliziklastisch-karbonatischen
Abfolge bekannt. Bereits KALKOWSKY (1908) untersuchte Aufschlüsse im Harzvorland und definierte
dort die Begriffe Oolith und Stromatolith. Seitdem wurde eine Vielzahl von Arbeiten veröffentlicht, die
sich auf Petrographie, karbonatische und klastische Sedimentologie, Paläontologie, Zyklizität und die
Festlegung der Perm-Trias-Grenze (PTB) konzentrieren.
In diesem Exkursionsführer werden die wichtigsten aktuellen Aufschlüsse und Lithofaziestypen des
Abstract
KÄSBOHRER, F., KUSS, J., VOIGT, T.: Field guide to the geology of the Lower Buntsandstein
(Lower Triassic) in Central Germany. - Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 64.
We present a geological field guidebook where important and actual outcrops of the Lower
Buntsandstein (Lower Triassic) in Central Germany are documented. It is mainly written for
geoscientists interested in sedimentary geology. The field guide documents the sedimentary
succession of the Lower Buntsandstein Subgroup (Calvörde and Bernburg formations) within the
lacustrine basin facies in the vicinity of the Harz Mountains, where rhythmically intercalated
oolites and stromatolites represent unique features within a normally sand- and clay-dominated
succession. In addition, a marginal lacustrine facies in the eastern parts of the Thuringian Basin is
documented. Important outcrops are measured in detail, including a documentation of the most
striking lithologic characteristics; the latter are also demonstrated at (ancient) buildings where
oolites and/or stromatolites of the Lower Buntsandstein were used as building stones. The field
guide summarizes the sedimentological features of the Lower Buntsandstein in its lacustrine
facies. The latter are described with detailed lithological sections, photos, and location maps.
Key words: Lower Triassic, Lower Buntsandstein, Calvörde Formation, Bernburg Formation,
Lacustrine deposits, Oolite, Stromatolite, Playa/playa lake system
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KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Unteren Buntsandsteins, inklusive ihrer typischen Sedimentstrukturen und Lagerungsverhältnisse
dokumentiert. Besonders hervorzuhebende Lithofaziestypen umfassen Oolithe und Stromatolithe - als
mikrobielle Karbonatbildungen - sowie oolithische Sandsteine.
2 Stratigraphie, Paläogeographie und Fazies
2.1 Lithostratigraphie
Der Buntsandstein erhält seinen Namen von den rotbraunen, gelblichen oder grünlichgrauen
Sandsteinen, Tonsteinen und Kalksteinen, die in bunter Folge wechselgelagert sind. Die
lithostratigraphische Unterteilung der Buntsandsteingruppe in die Untergruppen Oberer, Mittlerer und
Unterer Buntsandstein folgt der STD (2016), wobei der Untere Buntsandstein in die basale Calvörde-
Formation und die überlagernde Bernburg-Formation unterteilt wird (Abb. 1). Die namensgebenden
Typuslokationen liegen auf der Scholle von Calvörde sowie bei Bernburg (Saale) (LEPPER 1993). Als
Unterscheidungsmerkmale zur Zweiteilung des Unteren Buntsandsteins werden lithologische Kriterien
verwendet: In der Calvörde-Formation dominieren Sandsteine mit massig-bröckeligen Schichtungstypen
und rotbraunen Gesteinsfärbungen; die untergeordnet vorkommenden Kalksteine sind oolithisch. Die
Sandsteine der Bernburg-Formation sind durch Linsen- und Flaserschichtung und vielfarbige
Gesteinsfärbungen gekennzeichnet; hier treten Oolithe und Stromatolithe auf (PAUL & PERYT2000).
Die Calvörde-Formation wird in zehn Kleinzyklen gegliedert, die Bernburg-Formation in elf
Kleinzyklen. Diese werden als Sohlbankzyklen definiert und repräsentieren fining-upward-Zyklen. Die
feinstratigraphische Unterteilung erfolgte mit der Messung der natürlichen Gammastrahlung (NGR) und
Horizonten von oolithischen Kalksteinen und (oolithischen) Sandsteinen im Basisbereich der
Kleinzyklen (SZURLIES 2001). Danach ist die Basis eines Kleinzyklus durch einen Oolith-Horizont
definiert, gefolgt vom tonig-siltigen Dachbereich (TSD). Die Oolith-Horizonte α bis ε der Calvörde -
Formation werden von den Oolith-Horizonten ζ bis λ der Bernburg-Formation überlagert (Abb. 1). Alle
Oolith-Horizonte sind beckenweit verfolgbar und erlauben eine Feinkorrelation über größere
Entfernungen (PAUL 1982, SZURLIES 2001).
2.2 Biostratigraphie
Biostratigraphische Untersuchungen werden durch eine geringe Faunen- und Florenüberlieferung in den
terrestrischen Sedimenten des Unteren Buntsandsteins erschwert (SZURLIES 2001). In der Calvörde-
Formation sind im Gegensatz zur Bernburg-Formation vergleichsweise wenige Lebensspuren überliefert
(KNAUST & HAUSCHKE 2005). Die zu den Branchiopoden gehörenden Chonchostraken können als
(Para-)Leitfossilien für eine biostratigraphische Unterteilung verwendet werden (KOZUR & SEIDEL
1983a, KOZUR & WEEMS 2010, SCHOLZE et al. 2016, 2017). Damit wird eine Unterteilung in zehn
Biozonen für den Unteren und Mittleren Buntsandstein möglich; die Kombination mit geomagnetischen
Daten (SZURLIES et al. 2003) ermöglichte stratigraphische Vergleiche mit globalen Skalen.
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Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Abb. 1 Stratigraphische Tabell e des Unteren Buntsandsteins in Mitteldeutschland. Gehäuftes Auftreten von
Oolithen und Stromatolithen in der Bohrung Remlingen 5 nach PAUL & KLARR (1988) und KÄSBOHRER
& KUSS (2019). Die Bohrung Remlingen 5 gilt als Referenz für den Unteren Buntsandstein in
Beckenfazies. Lokationen der Aufschlüsse in Abb. 4. HRZ: Hauptrogensteinzone.
Fig. 1 Stratigraphy of the Lower Buntsandstein in Central Germany. Oolitic-clastic cycles are defined fromcore
Remling en 5 after PAUL & KLARR (1988) and KÄSBOHRER & KUSS (2019). Studiedoutcrops are
lithostratigraphically correlated to the reference core, based on their approximate stratigraphic position
and on the spacing of the oolitic/stromatolitic layers. HRZ: Hauptrogenstein-Zone.
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KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
2.3 Paläogeographie
Bereits im Perm wird der Sedimentationsraum des intrakontinentalen Mitteleuropäischen Beckens
(MEB) angelegt. Er reicht von Frankreich und Luxemburg im Westen bis nach Polen und Weißrussland
im Osten. Die Nord-Süd-Ausdehnung erstreckt sich von Skandinavien und der Nordsee bis zur Schweiz
(Abb. 2). Zur Zeit der Untertrias lag das MEB zwischen 15° und 25° nördlicher Breite im Bereich des
nördlichen Trockengürtels (PARRISH 1999). Grundgebirgsmassive bilden den Beckenrahmen und stellen
gleichzeitig das Liefergebiet des klastischen Detritus dar. Zahlreiche tektonisch bedingte Schwellen und
Senken durchziehen das MEB und streichen NNE-SSW. Im Detail lassen sich innerhalb des Beckens
mehrere Paläohochgebiete erkennen. Paläo-Strömungsrichtungen sowie Schwermineralanalysen
ermöglichen eine Rekonstruktion der Transportrichtungen und Liefergebiete. Sedimente des südlichen
MEB werden hauptsächlich vom Zentralmassiv im Westen und Südwesten und von der Vindelizisch-
Böhmischen Masse im Südosten und Osten geschüttet. Das Rynkobing-Fyn-Hoch liefert die Sedimente
des nördlichen MEB (AUGUSTSSON et al. 2018).
Abb. 2 Paläogeographie des Mitteleuropäischen Beckens zur Zeit des Unteren Buntsandsteins verändert nach
GELUK (2005) und AUGUSTSSON et al. (2018). Das Exkursionsgebiet liegt am südlichen Rand des
lakustrinen Buntsandsteinbeckens und erstreckt sich vom Nordrand des Harzes bis in die südöstlichen
Ausläufer des Thüringer Beckens.
Fig. 2 Extent of the Central European Basin (CEB) and faciesmap of the Lower Buntsandstein including the
Harz Mountains modifiedafter GELUK (2005) and AUGUST SSON et al. (2018). Red stippled areas comprise
here studied regions (compare Fig. 4).
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Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
2.4 Lithofazies
Die Lithofazies des Unteren Buntsandsteins variiert mit der paläogeographischen Position im Becken
(SCHOLZE et al. 2017, VOIGT 2017). In der proximalen Randfazies des endorheischen Beckens wurden
sandige und kiesige Ablagerungen eines braided river system und äolische Sande abgelagert. Nach
Norden geht diese Randfazies in die distale Beckenfazies über (SCHOLZE et al. 2017, Abb. 2). Die
Beckenfazies ist durch Heterolithe aus Tonsiltstein-Wechsellagerungen und eingeschalteten
oolithischen/stromatolithischen und feinsandigen Lagen gekennzeichnet (KÄSBOHRER & KUSS 2021).
Die cm- bis dm-mächtigen oolithischen Lagen wurden küstennah in Ooid-Barren bzw. spill-over lobes
als Sturm-induzierte, hochenergetische Akkumulationen abgelagert (PALERMO et al. 2008, VOIGT 2017).
Die stromatolithischen Lagen werden niedrigenergetischen Bildungsräumen zugeordnet, assoziiert mit
flachen Wasserspiegeln und episodischem Trockenfallen (KÄSBOHRER & KUSS 2021). Innerhalb der
stromatolithischen Lagen kann zwischen Stromatolithen, stromatolithischen Krusten und Ooid-
Aggregaten unterschieden werden. Die oolithischen Lagen werden unterteilt in oolithische Kalksteine
(Abb. 3) und oolithische Sandsteine (PAUL & PERYT 2000, PALERMO et al. 2008, KÄSBOHRER & KUSS
2021). Ooide haben einen Kern, dieser wird umwachsen von einem Cortex aus konzentrischen,
radialstrahligen oder mikritischen Kalzitkristallen. Der Kern besteht aus Quarz- oder Glimmerkörnern,
einem Kalzitkristall oder einer Ostrakodenschale (KALKOWSKY 1908, VOIGT et al. 2011, KÄSBOHRER &
KUSS 2019, KÄSBOHRER & KUSS 2021). Der Cortex ist selten primär erhalten. Meist verändern
Rekristallisation oder Dolomitisierung die primäre Struktur. Sowohl konzentrische als auch
radialstrahlige Kalzitkristalle können zusammen in einem Ooid auftreten (Abb. 3 B). Oft sind die
äußeren Lagen des Cortex konzentrisch, während die Lagen zum Nukleus hin radialstrahlig ausgebildet
sind (KÄSBOHRER & KUSS 2019). Ooide erreichen meist Durchmesser von 0,2 bis 3,5 mm, können in der
Bernburg-Formation aber Durchmesser bis zu 10 mm erreichen (PAUL et al. 2011). Diese als
Rogensteine bekannt gewordenen Oolithe sind aus in der Erdgeschichte ungewöhnlich großen Ooiden
aufgebaut (PAUL 1982). Innerhalb der Verteilungsloben (spill-over lobes) treten Mischgesteine aus
Ooiden und Quarzsanden auf, die als oolithische Sandsteine bezeichnet werden.
Abb. 3 Makroskopische und mikroskopische Ansichten eines Ooliths aus dem Aufschluss Südbahneinschnitt
Thale (TH, Calvörde-Formation) verändert nach KÄSBOHRER & KUSS (2019). A) Poliertes Handstück
eines Ooliths mit zwei-phasigen Ooiden. B) Dünnschliffaufnahme eines zwei-phasigen Ooids. Die innere
Lage ist mikritisch und zeigt Lösungsspuren, während die äußere Lage aus radial-konzentrischen
Calcitlagen aufgebaut ist.
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KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Fig. 3 Macro- and microscopic view of an oolite from the out crop Thale (TH, Calvör de Formation) modified
after KÄSBOHRER & KUSS (2019). A) Polished specimen of an oolite exhibiting two-phased ooids. B)
Photomicrograph of a two-phased ooid. The inner cortex is compsed of micrite, while the outer cortex
shows radial cortical layers.
In der Bernburg-Formation treten an der Oberkante der Oolithbänke oft dm- bis m-mächtige
Stromatolithe auf (PAUL 1982, PAUL et al. 2011, KÄSBOHRER & KUSS 2021). Stromatolithe sind
halbkugel- oder blumenkohlartige Strukturen aus feinen Kalzit-Laminae. Die Bindung von
karbonatischen Sedimentpartikeln oder die Ausfällung wird mit mikrobiellem Wachstum
(Cyanobakterien) in Verbindung gebracht (PAUL & PERYT 2000). Die geographische Verbreitung der
mächtigsten stromatolithischen Bildungen ist mit einer Schwelle im Mitteleuropäischen Becken, der
Eichsfeld-Altmark-Schwelle verknüpft (Abb. 4, vgl. PAUL 1982, PAUL & PERYT 2000).
Die Ablagerungsbedingungen des Unteren Buntsandsteins sind Gegenstand einer andauernden
Kontroverse. Zahlreiche Autoren unterstützen eine nicht-marine Bildung der Abfolge am Rande eines
brackisch bis hypersalinen, endorheischen Playasees im MEB. Bei vorherrschend ariden bis semi-ariden
Klima wurde der Binnensee von peripheren Flüssen gespeist, sodass während niederschlagsreichen
Perioden eine stärkere Aussüßung auftrat. In niederschlagsarmen Perioden dampfte der Binnensee ein,
wobei weite ausgedehnte Tonebenen die Landschaft prägten. Typisch sind Evaporitbildungen wie
Steinsalzkristalle und Sulfatknollen, oft als Pseudomorphosen oder Abdrücke erhalten (SZURLIES 2001).
Fazielle Merkmale der Oolithe und Stromatolithe sprechen für eine Ablagerung in einem schizohalinen
See mit stark schwankenden Wasserspiegeln, begleitet von zwischenzeitlichem Trockenfallen
(KÄSBOHRER & KUSS 2021).
Das häufige Auftreten von Trockenrissen, gekappten Wellenrippeln sowie Interferenz- und
Oszillationsrippeln weist auf häufiges Trockenfallen, geringe Wassertiefen und Sturm- bzw. Wind-
induzierten Sedimenttransport hin. Cm- bis dm-mächtige äolische Sand- und Siltsteine sind deshalb oft
in Zwischenlagen anzutreffen. Wiederholte Austrocknung und eine zunehmende Versalzung der flachen
Wasserflächen lassen nur eine artenarme Fauna zu. Die mitunter individuenreich auftretenden
Conchostraken und glattschaligen Ostrakoden werden als Anzeiger für ein brackisch-lakustrines Milieu
gewertet (REIBLE 1962, DE DECKKER 1983). Ein weiteres Indiz für einen Playasee wird in der
„gegenphasigen Lage“ tethyaler Sequenzgrenzen im Vergleich mit der gleichalten germanischen Trias
gesehen, die sehr gut durch das „aquifer eustasy model“ (z.B. LI et al. 2018) erklärt werden kann.
Dieses beinhaltet eine Gegenüberstellung der globalen Meeresspiegelschwankungen mit den
Schwankungen des kontinentalen Wasserspeichers des MEB und verdeutlicht einen zeitversetzten,
dynamischen Wasseraustausch zwischen kontinentalen und ozeanischen Wassermassen.
Die Interpretationen lakustrin-kontinentaler Ablagerungsbedingungen werden von einigen Autoren
zugunsten randmariner Verhältnisse im MEB während der Untertrias favorisiert: WEIDLICH (2007)
unterstützt dies durch geochemische Int erpretationen, SZULC (2019) durch paläogeographische
Vergleiche mit gleichalten Serien in Polen und HEUNISCH & RÖHLING (2016) durch palynologische
Interpretationen.
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Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
3 Untersuchungsgebiet
Das Exkursionsgebiet liegt im nördlichen und östlichen Harzvorland (Abb. 4A) zwischen Braunschweig
und Halle (Saale), sowie in den südöstlichen Ausläufern des Thüringer Beckens (Abb. 4B). Das
Nördliche Harzvorland reicht von Braunschweig im Nordwesten und dem Salzgitter-Höhenzug im
Westen bis nach Quedlinburg im Südosten und Oschersleben im Osten. Richtung Harz wird das Gebiet
durch die Städte Langelsheim, Bad Harzburg und Thale begrenzt. Die paläozoischen Gesteine des
Harzes ragen mehrere 100 m über das im Mittel 200 m NN hohe Nördliche Harzvorland hinaus. Der
Naturraum des Nördlichen Harzvorlandes ist geprägt durch eine Vielzahl an bewaldeten Höhenzügen,
die sich über das überwiegend ebene Gebiet erheben. Zu den markantesten dieser Bergrücken gehören
der Elm bei Königslutter sowie der Huy nördlich von Halberstadt. Richtung Aschersleben beginnt das
schmale Nordöstliche Harzvorland, ehe zwischen Sangerhausen und Halle (Saale) das Östliche
Harzvorland beginnt. Das Östliche Harzvorland ist eine wellig-hügelige Wald- und Ackerlandschaft,
dievon 320 m NN im Südwesten auf 120 m NN im Osten Richtung Halle (Saale) abfällt. Die hohen
kegelförmigen Halden des (ehemaligen) Kali- und Kupferschieferbergbaus prägen das Landschaftsbild.
Geologisch wird das nördliche Harzvorland durch das Subherzyne Becken geprägt, welches durch die
Harznordrandstörung im Süden und die Allertal-Störungszone im Nordosten (südwestlich der
Flechtinger-Roßlauer Scholle) abgegrenzt wird. Das Subherzyne Becken stellt ein Teilbecken des MEB
dar.
Der Salzaufstieg aus dem unterlagernden Zechstein bewirkt an Überschiebungszonen die Bildung von
schmalen Sätteln (z.B. Harly, Abb. 5), über Aufwölbungen bilden sich breite Sättel (z.B. Elm, Huy). Die
in herzynischer Richtung (WNW-ESE) streichenden, landschaftsgliedernden Sättel sind im Kern aus
Zechsteinkalken und -salzen aufgebaut. An den Flanken stehen die schräg einfallenden Schichten der
triassischen Gruppen Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper an.
In der Aufrichtungszone am Harznordrand sind die Gesteine des Mesozoikums steilgestellt und
teilweise überkippt (Abb. 5), bedingt durch schräge Kompressionstektonik in der Oberkreide. Ab dem
Coniacium wird die vorherrschende Dehnungstektonik durch eine kompressive Tektonik abgelöst,
bereits angelegte Störungen z.B. an Grabenstrukturen werden als Aufschiebungen reaktiviert. Im
Zugedieser Inversionstektonik wurde der Harz an der Nordrandstörung mehrfach gehoben (VOIGT et al.
2004). Vom Santonium bis zum Campanium erfolgte die Steilstellung der bereits sedimentierten
Schichten, wobei die Sedimentation während der Aufschiebungsbewegungen anhielt, erkennbar an
mehreren Diskordanzen innerhalb der Schichtabfolge (Abb. 5). Der Abschluss der Heraushebung wird
durch fast horizontal lagernde Ablagerungen des Obercampaniums markiert, die diskordant auf den
älteren, steilgestellten Sedimenten liegen. Während des Tertiärs werden die Harznordrandstörung sowie
andere Störungssysteme erneut reaktiviert (VOIGT et al. 2006, VON EYNATTEN et al. 2008) Als Folge
wurden die Schollen erneut um Beträge bis zu mehreren hundert Metern herausgehoben und bilden die
heutigen Mittelgebirge.
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KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Abb. 4 Übersichtskarte der Exkursionsgebiete zwischen Harz und Thüringer Wald. A) Nördliches und Östliches
Harzvorland zwischen Braunschweig und Halle (Saale) verändert nach SZURLIES et al. (2003). Salzstöcke
und Salzkissen verändert nach WALTER (1995). Verzeichnet sind Exkursionspunkte in der Calvörde-
Formation (suC), Bernburg-Formation (suB) sowie formationsübergreifende Aufschlüsse (suC/suB). Das
Exkursionsgebiet wird von den Grundgebirgseinheiten Flechtinger-Roßlauer Scholle im Nordosten und
dem Harz im Süden eingegrenzt. Das Ausstreichen von Unterem Bunt sands tein an der Erdoberfläche ist
überwiegend an Salzstöcke des Zechsteins sowie an die Harznordrandstörung gebunden. Die
paläogeographische Hebungsstruktur Eichsfeld-Altmark-Schw elle verläuft von SSW über den Westharz
Richtung NNE (PAUL & PERYT 2000). Profilline A-B zeigt Lage des geologischen Profils in Abb. 5. B)
Südöstliches Thüringer Becken zwischen Erfurt und Gera verändert nach PUFF (1994), SEIDEL et al.
(2002), RAPPSILBER (2003) und SEIDEL (2003).
Fig. 4 Map of both excursion areas between the Harz Mountains and the Thuringian Forest. A) Northern and
eastern Harz foreland between Braunschweig and Halle (Saale) modified after SZURLIES et al. (2003).
Distribution of salt domes and salt pillows modified after WALTER (1995). Excursion points within the
Calvörde Formation (suC), Bernburg Formation (suB) as well as outcrops in both formations (suC/suB)
are recorded. The northern areas are bounded by Variscan bedrock units of the Flechtinger-Roßlauer
Scholle in the northeast and the Harz Mountains in the south. The NNE-running Eichsfeld-Altmark swell
is drawn schematically. Line A-B marks location of geological cross-section in Fig. 5. B) Map of the
southeastern Thuringian Basin between Erfurt and Gera modified after PUFF (1994), SEIDEL et al. (2002),
RAPPSILBER (2003) and SEIDEL (2003).
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Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Das Ausstreichen des Unteren Buntsandsteins an der Oberfläche ist im Exkursionsgebiet überwiegend
an Salzstrukturen des Zechsteins im Bereich von Störungen und die damit verbundene Bildung von
Sattelstrukturen gebunden. Daneben schließt die Steilstellung der mesozoischen Schichten im Zuge der
Aufschiebungsbewegungen des Harzes den Unteren Buntsandstein entlang des Harznordrands auf.
Abb. 5 Geologisches Profil A-B (Lage in Abb. 4) vom Harznordrand (S) in Richtung des Höhenzugs Harly (N)
verändert nach BALDSCHUHN et al. (2001). Das Profil quert im S die Harznordrandstörung; hier sind die
Schicht en des Mesozoikums steilgestellt und teilweise überkippt. Entlang einer Überschiebung sind im
Bereich des Harly die Salze des Zechsteins aufgestiegen und bedingen die Bildung des schmalen
Vienenburger Sattels (vgl. Abb. 4).
Fig. 5 Geological cross-section (for location see Fig. 4) in the Subhercynian Basin modified after BALDSCHUHN
et al. (2001).
4 Exkursionspunkte
4.1 Benzingerode (BZ)
Lokation
Der ehemalige Steinbruch liegt südöstlich von Benzingerode am Harznordrand. Von der Ortsmitte
kommend befährt man die Ziegeleistraße in Richtung Südosten. Der Steinbruch befindet sich linker
Hand einer geschotterten Forststraße, die Richtung Süden weiter in den Harz führt (Abb. 6).
Koordinaten BZ: 51.825401, 10.887002
Geologische Situation
Der Aufschluss befindet sich in der Aufrichtungszone am Harznordrand (Abb. 4, Abb. 6). Unmittelbar
südlich des Aufschlusses verläuft die Harznordrandstörung (vgl. Abb. 5). Die Schichten des
Mesozoikums wurden im Zuge der Heraushebung des Harzes steilgestellt. Sie fallen im Bereich des
Aufschlusses in Richtung NE ein (vgl. VOIGT et al. 2004). Der Aufschluss zeigt eindrucksvoll die
größten bekannten Stromatolithen (2,5 m Höhe) der Bernburg-Formation (Abb. 7).
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KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Abb. 6 Anfahrtsskizze zum Aufschluss BZ. Der Aufschluss liegt zwischen Benzingerode und Heimburg am
Harznordrand. Der Aufschluss wird aus Benzingerode kommend über die Ziegeleistraße erreicht, an einer
Gabelung führt ein geschotterter Forstweg Richtung Süden zu den Ausläufern des Harzes. Etwa 300 m
von der Gabelung entfernt liegt der Aufschluss in einem schmalen Graben.
Fig. 6 Route sketch of the BZ outcrop, located between Benzingerode and Heimburg at the northern rim of the
Harz Mountains.
Stratigraphie
Der Stromatolith wird in die Bernburg-Formation eingeordnet, vermutlich befand sich der Abbau im
höheren Teil der Bernburg-Formation (Abb. 1). Im Aufschluss stehen nur isolierte Stromatolithe an,
daher gestaltet sich eine präzise stratigraphische Einordnung schwierig. Der große Stromatolith
verblieben zusammen mit einigen kleineren Exemplaren im Steinbruch, da sie als Baustein
üblicherweise nicht zu gebrauchen waren.
Sedimentologie
Der etwa 2,50 m mächtige, kuppelförmige Stromatolith kann aus der Ferne betrachtet in drei Einheiten
unterteilt werden, die durch zwei auffällige Bankfugen (Abb. 7 A) voneinander getrennt werden. Bei
makroskopischer Betrachtung können im strukturellen Aufbau drei stromatolithische Lithofaziestypen
unterschieden werden: Mikritisch und massig (M, Abb. 7 E), mikritisch und laminiert (ML, Abb. 7C, E)
sowie verzweigt säulenförmig (BC, Abb. 7 D, E). Untergeordnet können dünne Tonsteinlinsen (CL) und
Ooide (OO) im Bereich der Bankfugen beobachtet werden. Die Oberfläche des Stromatolithen ist
geprägt durch abgerundete Rillen und Furchen (Abb. 7 C).
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Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Abb. 7 Ansichten des Stromatoliths im ehemaligen Steinbruch bei Benzingerode. A) Der kuppelförmige
Stromatolith ist mit einer Mächtigkeit von etwa 2,50 m der größte jemals nachgewiesene Stromatolith im
Unteren Buntsandstein. Er wird durch zwei Bankfugen (Pfeile) in drei Einheiten unterteilt. B)
Seitenansicht des Stromatoliths mit Lage der folgenden Detailansichten. C) Übergang von einem
mikritisch laminierten (ML, vgl. E) Intervall (linke Bildhälfte) hin zum verzweigt säulenförmig (BC, vgl.
E) ausgebildeten Top (rechte Bildhälfte). Auffällig sind abgerundete Rillen und Furchen an der
Oberfläche. D) Säulenförmige Struktur (BC, vgl. E) an der Basis des Stromatoliths, wobei mehrere Säulen
zu einzelnen größeren Säulen verschmelzen können. E) Wachstumsphasen und Lithofaziestypen des
Stromatoliths. Drei Wachstumsphasen (I bis III) bilden den mächtigen kuppelförmigen Stromatolith. M:
Mikrit, massig. ML: Mikrit, laminiert. BC: Verzweigt säulenförmig. CL: Tonsteinlagen. OO: Ooide.
Fig. 7 Different views of the giant stromatolite in the former quarry near Benzingerode. A) The dome-shaped
stromatolite reaches a thickness of about 2.50 m, and is the largest stromatolite ever recorded in the Lower
Buntsandstein. Two horizontal seams (arrows) allow to subdivide the stromatolite into three units. B) Side
view of the stromatolite with location of the following detailed views. C) Transition from a micritic
laminated (ML, cf. E) interval (left half of picture) to a branched columnar (BC, cf. E) top (right half of
picture). Note conspicous rounded grooves and furrows on the surface. D) Columnar structure (BC, cf. E)
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KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
at the base of the stromatolite, where several columns may merge to form single larger columns. E)
Growth phases and lithofacies types of the stromatolite. Three growth phases (I to III) form the thick
dome-shaped stromatolite. M: micrite, massive. ML: Micrite, laminated. BC: Branched columnar. CL:
Claystone layers. OO: Ooid.
Interpretation
Die drei durch Verwitterungsfugen (Abb. 7 A) getrennten Einheiten des Stromatoliths (Abb. 7 E; I, II,
III) werden drei unterschiedlichen Wachstumsphasen zugeordnet. Daneben wurden fünf
Lithofaziestypen innerhalb des Stromatoliths beobachtet (BC, M, ML, CL, OO - Abb. 7 E). Die Basis
jeder stromatolithischen Wachstumsphase bilden in der Regel mikritische- (M) bzw. mikritisch
laminierte Intervalle (ML), die makroskopisch strukturlos erscheinen. Dünne Tonsteinlagen (CL) sowie
Ooide (OO) können eingeschaltet sein. Es folgen laminierte Mikrite (ML), die untergeordnet
säulenförmiges Wachstum zeigen können. Am Top einer Wachstumsphase steht verzweigt
säulenförmiges Wachstum (BC), gefolgt von Rillen und Furchen an der Oberfläche.
Die Tonsteinlagen in Assoziation mit Ooiden zeigen einen verstärkten Sedimenteintrag und
Unterbrechung der mikrobiellen Karbonatproduktion und damit des Stromatolithenwachstums an. Die
unregelmäßige Oberfläche der Stromatolithe kann auf Lösung durch wechselnden Seewasser-
Chemismus oder aber auf subaerische Überprägung im Zuge eines Trockenfallens zurückgeführt
werden.
4.2 Dor m (DO)
Lokation
Der Aufschluss (DO) befindet sich südöstlich von Beienrode unmittelbar am ehemaligen Schacht
Beienrode II an der Nordwestspitze des Höhenzugs Dorm (Abb. 8). Der Aufschluss ist über den
Schachtweg zu erreichen, der von der Beienroder Hauptstraße abzweigt. Nach etwa 400 m geht linker
Hand ein Schotterweg ab, der vorbei an einer Abraumhalde direkt zum ehemaligen Schacht führt. Ein
umgewidmeter Wasserturm ist das einzige noch erhaltene Bauwerk des ehemaligen Kalisalz-Bergwerks
Beienrode. In einem Waldstück südwestlich liegt der Schacht Beienrode II sowie der im folgenden
beschriebene Aufschluss.
Koordinaten DO: 52.287687, 10.851271
Geologische Situation
Der Höhenzug Dorm ist ein Schmalsattel nördlich des Elms und entstand durch aufsteigende
Zechsteinsalze des 4,5 km langen und 1,5 km breiten Salzstocks Beienrode/Dorm (vgl. Abb. 4). Die
Flanken des Sattels werden aus Schichten der Trias aufgebaut, die herzynisch streichen. Im Aufschluss
fällt der Untere Buntsandstein mit 20° bis 30° in Richtung SW ein, demnach befindet sich der
Aufschluss an der Südwestflanke des Schmalsattels. Das Zechsteinsalz wurde bis 1926 in den Schächten
Beienrode I und Beienrode II abgebaut. In den vorangegangenen Jahren waren die Schächte Beienrode
III und Beienrode IV aufgrund von Wassereinbrüchen aufgegeben worden, nachdem auch eine
Sümpfung nicht gelang.
Im Jahr 1926 wurde der Abbau wegen zu geringer Qualität der geförderten Salze eingestellt. An die Zeit
13
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
des Kalibergbaus erinnern heute nur noch die betonierten Schachtabdeckungen von Beienrode I & II
sowie ein Wasserturm (Abb. 9 B, C). In der Salzgewinnungsphase wurde überwiegend sulfatischer
Abraum auf eine Halde verbracht, die heute ein Biotop mit einer seltenen halophilen Flora darstellt
(Abb. 9 A).
Abb. 8 Anfahrtsskizze zum Aufschluss DO. Aus Beienrode kommend wird die Beienroder Hauptstraße nach
rechts auf den Schachtweg verlassen. Nach etwa 400 m zweigt nach links ein Schotterweg ab, der nach
etwa 200 m beschrankt ist. Er führt zum ehemaligen Schacht Beienrode I und einem Wasserturm. Im
Waldstück dahinter befinden sich der ehemalige Schacht Beienrode II sowie der Aufschluss DO.
Fig. 8 Route sketch to the DO outcrop. Coming from Beienrode, leave the Beienrode main road to the right onto
the road Schachtweg.
Abb. 9 Relikte des Kalibergbaus in Beienrode. A) Abraumhalde aus überwiegend sulfatischem Material. Die
Salzhalde ist Biotop für mehr als 200 Pflanzenarten. Pflanzen, die sonst fast ausschließlich an den
Meeresküsten wachsen, können hier beobachtet werden. Dazu gehören z.B. die Strand-Aster und der
14
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Queller. B) Umg ewidmeter Wasserturm beim ehemaligen Scha cht Beienrode I. C) Betonierte
Schachtabdeckung des ehemaligen Schachtes Beienrode II unweit vom Aufschluss DO.
Fig. 9 Relics of potash mining at Bei enrode. A) Salt dump of predominantly sulfatic waste material. The salt
dump is a biotope for more than 200 plant species. Plants that otherwise grow almost exclusively on the
seashores can be observed here. These include, for example, the beach aster and the glasswort. B)
Converted water tower at the former Beienrode I mine sha ft. C) Concreted shaft cover of the former
Beienrode II shaft near the DO outcrop.
Abb. 10 Lithologisches Profil Dorm (DO). Dem etwa 18 m mächtigen Profil werden drei unvollständige
Kleinzyklen zugeordnet, die feinstratigraphisch nicht sicher eingeordnet werden können. Vermutlich
handelt es sich um eine Abfolge innerhalb der höheren Bernburg-Formation. A) Wechsellagerungen
zwischen Feinsand-, Silt- und Tonsiltsteinen. Die Feinsand- und Sitlsteinbänke bilden schildförmige
Körper, können erosive Basen aufweisen und zeigen flache Schrägschichtung. B) Plankonvexe, dünne
15
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Feinsandsteinbank wird überlagert von einer Feinsandsteinbank mit ebener Basis und Wellenrippeln am
Top. C) Dezimeter-mächtige Oolithe getrennt durch feine Tonzwischenmittel, es können eine Gradierung
der Ooide (coarsening upward) sowie Wellenrippeln am Top der Bänke beobachtet werden. D) Eckige
Tongerölle (Tonscherben) auf glimmerführender Siltstein-Schichtfläche. E) Mit Siltstein gefüllte,
polygonale Trockenrisse an der Unterseite einer Schichtfläche. F) Cm- bis dm-mächtige Oolithe, die
neben symmetrischen Wellenrippeln auch Beulenschichtung (HCS) zeigen. Die ausgeprägte Bankung ist
auf sehr feine tonig-siltige Bankfugen zurückzuführen, die im Profil nicht aufgelöst werden. Legende
siehe Abb. A1.
Fig. 10 Lithological section Dorm (DO). The section is roughly 18 m thick and is subdivided into three
incomplete oolitic-clastic cycles. Stratigraphically, the section was correlated with the upper Bernburg
Formation. A) Intercalations of fine sandstones, siltstones and clayey siltstones. The fine-grained sand-
and siltstone beds are often shield-shaped, may show erosional bases, and low-angle cross bedding can be
observed. B) Plano-convex, thin fine-grained sandstone bed is overlain by a fine sandstone layer showing
a flat base and ripples at top. C) Dm-thick oolites separated by thin clay layers, grading of ooids
(coarsening upward) and ripples at top of beds. D) Clayey rip-up clasts on mica-bearing siltstone bedding
plane. E) Polygonal desiccation cracks filled with siltstone at the bottom of a bedding surface. F) Cm- to
dm-thick oolites showing hummocky cross-stratification (HCS) and symmetrical ripples. See Fig. A1 for
figure legend.
Stratigraphie
Der Aufschluss zeigt Abfolgen der Bernburg-Formation. Dem etwa 18 m mächtigen Profil wurden drei
unvollständige Kleinzyklen zugeordnet (Abb. 10), als Sohlbankzyklen wird ihre Basis an Sandsteine
und Oolithe gelegt. Eine feinstratigraphische Einordnung der Kleinzyklen ist nicht möglich. Unmittelbar
südwestlich wurde die Grenze gegen den Mittleren Buntsandstein gezogen (HARBORT 1914),
dementsprechend ist die aufgeschlossene Abfolge im höheren Teil der Bernburg-Formation anzusiedeln,
sollte kein Versatz durch Störungen vorliegen (HARBORT 1918).
Sedimentologie
Das verwitterte Profil ist über weite Strecken von Tonsilt- und Feinsandsteinen geprägt, Oolithe treten
geringmächtig in zwei Oolith-Horizonten zutage. Stromatolithe bzw. stromatolithische Krusten treten
nicht auf. Im unteren Teil des Profils tritt in einem etwa 2 m mächtigen Intervall eine Wechsellagerung
zwischen Feinsand-, Silt- und Tonsiltsteinen hervor, wobei einzelne dünne Feinsandsteinbänke deutlich
herauswittern (Abb. 10 A). Die Feinsand- und Siltsteine können erosive Basen zeigen und keilen rasch
aus. Zudem können plankonvexe Feinsandsteinbänke mit flacher Schrägschichtung beobachtet werden
(Abb. 10 B). Einige Tonsilt- und Feinsandsteinbänke zeigen am Top großdimensionale Rippelstrukturen
(Abb. 11 B).
Im oberen Teil des Profils können in einer Wechsellagerung aus Feinsandsteinen und Tonsiltsteinen
vereinzelt Tonscherben und Trockenrisse beobachtet werden (Abb. 10 D, E). Die oolithischen
Kalksteine sind dm-mächtig und werden durch feine Tonzwischenmittel getrennt (Abb. 10 C). Die
einzelnen Bänke sind intern homogen und können gradiert sein. Die Oberkanten zeigen oftmals
Wellenrippeln, untergeordnet kann Beulenschichtung beobachtet werden (Abb. 11 A).
Interpretation
Das sandreiche Intervall im unteren Teil des Profils wird Sandbarren zugeordnet, die bei niedrigeren
Wasserständen anstelle von Ooidbarren entstehen. Typisch für Sandbarren sind flache, plankonvexe
16
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Feinsandsteinkörper mit interner, feiner Schrägschichtung und dm-mächtige, wellengerippelte
Feinsandsteine. Die Bänke gruppieren sich zu meter-mächtigen Intervallen und sind isoliert in
Tonsiltsteine eingeschaltet.
Im Zuge eines Seespiegelanstiegs bilden sich mit Einsetzen des 3. Zyklus (Abb. 10) Ooidbarren.
Wellenrippeln am Top der Bänke sowie Beulenschichtung (HCS) sind Zeugen einer wind- bzw.
sturminduzierten Umlagerung von Ooiden in einem bewegten, flachen Wasserkörper. Inverse
Gradierung der Ooide in den Oolithbänken deutet auf abnehmende Wassertiefe und gleichzeitig
zunehmende Wasserbewegung hin (shoaling). Die Oolithe sind durch cm- bis mm-mächtige
Tonsiltsteine getrennt. Diese wiederkehrenden pelitischen Absätze in flachem Stillwasser unterbrachen
die Karbonatproduktion und verhinderten stromatolithisches Wachstum auf den Ooidsanden.
Abb. 11 Auswahl an Sedimentstrukturen aus dem Aufschluss DO. A) Beulenschichtung in einer dünnen
Oolithbank. B) Schichtfläche eines Tonsiltsteins mit symmetrischen Wellenrippeln. Die Rippeln
vergabeln sich, die Rippelkämme sind undeutlich abgerundet.
Fig. 11 Selection of sedimentary structures visible at outcrop DO. A) Hummocky cross-stratification observed
within a thin oolite bed. B) Bedding plane of a clayey siltstone showing symmetrical ripples.
4.3 Drübeck (DR 1 & DR 2)
Lokation
Kloster Drübeck mit der Klosterkirche St. Vitus (DR 1, Abb. 13 A, B) ist ein ehemaliges
Benediktinerinnenkloster aus dem späten 10. und frühen 11. Jahrhundert im Ilsenburger Ortsteil
Drübeck am Harznordrand. Die Anlage kann über die Ilsenburger Straße erreicht werden, die zwischen
Ilsenburg und Darlingerode verläuft. Auf dem Karrberg (DR 2, Abb. 14 A) zwischen Drübeck und dem
Harz sind geringmächtige Oolithe aufgeschlossen. Der Karrberg wird über die Oehrenfelder Straße in
Richtung Oehrenfeld erreicht (Abb. 12).
Koordinaten DR 1: 51.856331, 10.714680
DR 2: 51.849834, 10.719657
17
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Abb. 12 Anfahrtsskizze zu den Exkursionspunkten DR 1 und DR 2 bei Drübeck am Harznordrand. Das Kloster
Drübeck (DR 1) kann über die Ilsenburger Straße erreicht werden, der Klosteranlage sind Parkplätze
angeschlossen. Der Karrberg (DR 2) wird über die Oehrenfelder Straße erreicht, Richtung
Oehrenfeld/Harz führt vor einer Gabelung ein Feldweg links den Karrberg hinauf.
Fig. 12 Rout e sketch to excursion points DR 1 and DR 2 near Drübeck at the northern rim of the Harz Mountains.
The Drübeck monastery (DR 1) can be reached via Ilsenburg er Straße. The Karrberg (DR 2) is reached
via Oehr enfeld er Straße.
Geologische Situation
Unmittelbar südlich von Drübeck verläuft die Harznordrandstörung (vgl. Abb. 4), nördlich dieser
Überschiebung streichen steilgestellte Schichten des Mesozoikums aus (vgl. Abb. 5). Zwischen den
bewaldeten Höhenrücken des Harzes und Drübeck verläuft ein etwa 400 m breiter Buntsandsteinzug
(NW-SE-Erstreckung), der aus Unterem und Mittleren Buntsandstein aufgebaut ist. Die sanften, dem
Harz vorgelagerten Höhenzüge des Karrbergs und Schiefe Bergs sind aus Unterem Buntsandstein
aufgebaut (Abb. 14), wobei am Karrberg (DR 2) neben Oolith-Lesesteinen auch wenige, dünne
Oolithbänke anstehen.
Stratigraphie
Die Steinbrüche, in denen ab dem Mittelalter die gut bearbeitbaren Oolithe des Unteren Buntsandsteins
abgebaut wurden, sind heute nicht mehr erhalten. Die wenigen aufgeschlossenen Bänke am Karrberg
reichen für eine sichere stratigraphische Einordnung nicht aus. Dementsprechend gestaltet sich die
feinstratigraphische Einstufung der Bausteine schwierig. Da im Mauerwerk auch Bausteine aus
Stromatolithen beobachtet werden können (Abb. 13 E), ist eine Zuordnung in die Bernburg-Formation
wahrscheinlich.
18
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Abb. 13 Klosteranlage Drübeck und dessen typische Bausteine der unverputzten Mauerwerke. A) Westwerk mit
weithin sichtbaren Türmen der Klosterkirche St. Vitus. B) Rückseitige Ansicht der flachgedeckten
Basilika St. Vitus mit Klostergarten (Garten der Stiftsdamen) im Vordergrund. C) Oolith mit bimodaler
Verteilung der Ooid-Durchmesser als Baustein mit bis zu 3 mm großen Ooiden. D) Stromatolithisch
umkrustete Ooid-Intraklasten (1) und stromatolithische Krusten (2) als Baustein. E) Kissenförmiger
Stromatolith als ungewöhnlicher Baustein, meist wurden die Stromatolithe für Mauerwerke nicht
verwendet.
Fig. 13 Drübeck monastery and chara cteristic building stones. A) West front with towers of the monastery church
St. Vitus. B) Rear view of the basilica St. Vitus with monastery garden in the foreground. C) Oolite with
bimodal distribution of ooid diameters used as building stones, showing ooids up to 3 mm in diameter. D)
Ooid intraclasts (1) and stromatolitic crusts (2) observed in building blocks. E) Pillow-shaped stromatolite
as unusual building stone.
19
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Sedimentologie
Die Bausteine der Mauerwerke zeigen Oolithe und Stromatolithe, zwei für die Beckenfazies des
Unteren Buntsandsteins typische Lithofaziestypen. Die Bausteine wurden vermutlich im Bereich
zwischen Drübeck und Oehrenfeld gebrochen, allerdings ist der Steinbruchbetrieb schon seit mehreren
hundert Jahren eingestellt. Dementsprechend sind heute keine mächtigeren Abfolgen mehr
aufgeschlossen. Am Karrberg können wenige anstehende Oolithbänke sowie Lesesteine beobachtet
werden, möglicherweise wurden in diesem Bereich früher auch Bausteine im Unteren Buntsandstein
gebrochen. Die Oolithe im Mauerwerk (Abb. 13 C, D) zeigen Ooiddurchmesser von 1 bis 3 mm und
können sowohl unimodal als auch bimodal verteilt sein. Vereinzelt wurden stromatolithisch umkrustete
Ooid-Intraklasten beobachtet (Abb. 13 D), die von KALKOWSKY (1908) als „Ooidbeutel“ bezeichnet
wurden. Nur selten wurden Stromatolithe im Mauerwerk verbaut, die meist kissen- bis kuppelförmig
ausgebildet sind und eine agglutinierte Makrostruktur zeigen (Abb. 13 E).
Abb. 14 Höhenzüge zwischen Drübeck und Oehrenfeld am Harz. A) Blick vom Schiefe Berg in Richtung SE auf
den Karrberg (Pfeil, vgl. Abb. 12). Die Hügelkette wird von einem Buntsandsteinzug aufgebaut, der
annähernd NW-SE streicht. B) Blick vom Karrberg auf den aus pa läozoischen Gesteinseinheiten
aufgebauten Harz. Brocken (1141 m) mit Sendeanlagen im Hintergrund.
Fig. 14 Range of hills between Drübeck and O ehren feld at the northern rim of the Harz Mountains. A) View from
the Schiefe Berg in SE direction to the Karrberg (arrow, compare Fig. 12). The range of hills is formed
bysediments of the Buntsandstein. B) View from the Karrberg to the Harz Mountains, formed by
Palaeozoic rocks (highest peak: Brocken, 1141 m, lies in the background).
Interpretation
Die bimodale Verteilung der Ooide in einigen oolithischen Kalksteinen wird durch
Zusammenschwemmen unterschiedlich großer Ooide aus benachbarten Bildungsgebieten erklärt. Ooide
mit geringen Durchmessern werden höheren Seespiegelständen zugeschrieben, während größere Ooid-
Durchmesser in einem flacheren, stärker mit Kalziumkarbonat gesättigten Seebereich gebildet wurden.
Durch Stürme wurden beide Ooid-Varietäten schließlich zusammengeschwemmt. Die beobachteten
„Ooidbeutel“ sensu KALKOWSKY (1908) sind Teil eines Kontinuums, welches von Ooiden über
Polyooide, „Ooidbeutel“ und schließlich mm-mächtigen stromatolithischen Lagen reicht (KÄSBOHRER &
KUSS 2021). Das Kontinuum spiegelt vermutlich den Wechsel von oolithischer Sedimentation in
bewegtem Wasser hin zu stromatolithischem Wachstum im flachen Stillwasser wider. Bei fortgesetztem
stromatolithischen Wachstum können bspw. dm-mächtige, agglutinierte Stromatolithe entstehen.
20
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
4.4 Harly (HA 1 & HA 2)
Lokation
Die Steinbrüche (HA 1) befinden sich im Osten des Höhenzugs Harly nördlich des Vienenburger Sees
bei Vienenburg. Ein kleinerer Aufschluss (HA 2), versehen mit einer Infotafel, befindet sich
nordwestlich des Vienenburger Sees unmittelbar an einer Wohnsiedlung. Beide Lokationen sind über
die östlich von Vienenburg verlaufende BAB 36 und folgend über die Bundesstraße 241 Richtung
Vienenburg zu erreichen. HA 1 kann über die Straße Schacht I und eine Forststraße erreicht werden, HA
2 liegt am Hercyniaweg (Abb. 15) und wurde hier nicht berücksichtigt.
Koordinaten HA 1: 51.962284, 10.558638
HA 2: 51.962581, 10.549272
Abb. 15 Anfahrtsskizze zu den Aufschlüssen HA 1 (Abb. 16) und HA 2 im östlichen Harly nördlich des
Vienenburger Sees. HA 1 wird vom Schacht Vienenburg I kommend über eine geschotterte Forststraße
(Lärchenweg) erreicht. Nach einer S-Kurve befinden sich die Aufschlüsse unmittelbar südlich der
Forststraße. Das Gebiet ist stellenweise steil und unwegsam, es besteht Absturzgefahr. HA 2 befindet sich
direkt am Hercyniaweg gegenüber einer Siedlung.
Fig. 15 Route sketch t o outcrops HA 1 (Fig. 16) and HA 2 in the eastern Harly Hills, north of Vienenburg Lake.
HA 1 is reached from the Vienenburg I mine shaft via a gravelled forest road. The outcrops are located
immediately south of the forest road. Note that the area is steep and impassable in places, there is a danger
of falling. HA 2 is located directly near the Hercyniaweg.
Geologische Situation
Der Harly stellt einen Schmalsattel im nordwestlichen Subherzynen Becken dar. Diese als Vienenburger
Sattel (vgl. Abb. 4, 5) bekannte Hebungsstruktur streicht in herzynischer Richtung (WNW-ESE),
erstreckt sich über eine Länge von 6 km, bei etwa 4 km N-S Erstreckung. Der Schmalsattel ist durch
Halokinese des unterlagernden Zechsteinsalzes entlang einer WNW-ESE verlaufenden Störung
entstanden. Im Harly sind schräg einfallende Schichten vom Zechstein über die Trias bis zur Oberkreide
aufgeschlossen. Die nördliche Sattelflanke ist aus Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper aufgebaut
und wird diskordant von Sedimenten der Kreidezeit überlagert (Abb. 5). Das Zechsteinsalz des
Salzstocks von Vienenburg wurde an der Südflanke in den Schachtanlagen Vienenburg I-III von der
21
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Gewerkschaft Hercynia abgebaut. Im Jahr 1930 fand der Kalibergbau bei Vienenburg durch einen
katastrophalen Wassereinbruch ein jähes Ende. Die Schächte I und II sind heute noch zum Teil erhalten,
an Schacht III erinnert lediglich eine Abdeckung aus Beton.
Stratigraphie
Die von PAUL & PERYT (2000) beschriebene, über 100 m mächtige Abfolge ist heute nicht mehr
anzutreffen. Vielmehr ist nur noch eine ca. 56 m mächtige, lückenhafte Abfolge anzutreffen (Abb. 16).
In zwei ehemaligen Steinbrüchen (HA 1) sind Sedimente der Bernburg-Formation aufgeschlossen,
wobei die stratigraphische Einordnung auf der vergleichsweise hohen kumulativen Mächtigkeit der
Oolithe im Profil beruht. Zudem sind an der Oberkante einiger Oolithbänke stromatolithische Krusten
ausgebildet. Die Abfolge enthält drei, durch starke Überwachsung gekennzeichnete Aufschlusslücken,
die bis zu 15 m Mächtigkeit erreichen können, die Schichten fallen mit etwa 35° bis 45° in Richtung N
ein. Lückenübergreifend wurden dem Profil vier vollständige Kleinzyklen zugeordnet. Die
feinstratigraphische Einordnung der Kleinzyklen wird durch die Aufschlusslücken und nicht vorhandene
Messungen der natürlichen Gammastrahlung erschwert. Die Kleinzyklen werden an der Basis
typischerweise von Oolithen aufgebaut (Oolith-Horizonte) und gehen zum Top hin in Feinsand- und
Siltsteine über, die mit Tonsiltsteinen wechselgelagert sein können.
Sedimentologie
Die überwiegend sandreiche Abfolge besteht aus wechselgelagerten Feinsand- und Siltsteinen,
untergeordnet treten Tonsiltsteine auf (Abb. 16). Oolithe sind dm-mächtig und erreichen nur selten
Mächtigkeiten von bis zu einem Meter. Oolithe können eine Gradierung aufweisen, sind homogen
aufgebaut und zeigen keine Tonzwischenlagen (Abb. 16 B). Eine Besonderheit sind Stromatolithe an
der Oberkante von Oolithbänken (Abb. 16 C, F). Eine über mehrere Quadratmeter aufgeschlossene
Schichtfläche mit großen Wellenrippeln gehört zu einer Oolithbank, die blumenkohlförmigen, isolierten
Stromatolithen darauf sind in diesem Aufschluss des Unteren Buntsandsteins einzigartig erhalten (Abb.
16 F, G).
In der Profilabfolge konnten gut erhaltene Sedimentstrukturen dokumentiert werden. Die Feinsand- und
Siltsteine zeigen flache, kleindimensionale Schrägschichtungen und Trogschrägschichtungskörper (Abb.
17 A). An der Basis der Bänke können Sohlmarken ausgebildet sein, am Top sind symmetrische
Wellenrippel vorherrschend. Zwischengeschaltete Tonsiltsteine sind durch wellig vergabelte
Flaserschichtung gekennzeichnet (Abb. 17 C), bei steigendem Tonsteingehalt innerhalb der
Tonsiltsteine kann ein Übergang hin zu einer welligen Linsenschichtung beobachtet werden. Die
Oolithe können am Top symmetrische Wellenrippeln sowie cm-mächtige, horizontale stromatolithische
Krusten (Abb. 16 C, Abb. 17 D) und isolierte, kuppelförmige Stromatolithen (Abb. 16 F, G) zeigen.
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KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Abb. 16 Lithologisches Profil Harly (HA I) in der Bernburg-Formation mit stratigraphisch nicht zugeordneten
Kleinzyklen. Zu beachten ist die etwa 15 m mächtige Aufschlusslücke, di e vermutlich eine weitere
Zyk lengrenze beinhaltet. A) Gradierte, dm-mächtige und homogene Oolithbänke in einer durch fluviatile
Feinsand- und Siltsteine geprägten Abfolge. Die Feinsandsteine sind häufig kleindimensional
schräggeschichtet und zeigen Trogschrägschichtung. Häufig kann eine erosive Basis beobachtet werden.
B) Oolithbank mit coarsening-upward der Ooide wird von Tonsiltsteinen und Feinsandstein-Siltstein-
Wechsellagerungen überlagert. C) Cm-mächtige stromatolithische Lage an der Oberkante einer
Oolithbank mit fining-upward der Ooide. D) Cm-mächtige Sandsteinbänke in Wechsellagerung mit
flasergeschichteten Tonsiltsteinen. E) Wellenrippeln an der Oberkante einer dünnen Sandsteinbank mit
ebener Basis. Die Rippeln sind symmetrisch, die Rippelkämme sind abgerundet. F) Blick auf eine
Schichtfläche mit isolierten, kuppelförmigen Stromatolithen (Pfeil) auf wellengerippeltem,
beulengeschichteten (HCS) Oolith. G) Unregelmäßige Oberfläche eines kuppelförmigen Stromatoliths. H)
Fluviatile Sand- und Siltsteine mit zwischengelagerten Tonsiltsteinen und dm-mächtigen Oolithbänken
mit HCS. Legende siehe Abb. A1.
23
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Fig. 16 Lithological section Harly (HA I) within the Bernburg Formation and stratigraphically not assigned
oolitic-clastic cycles. Note that an additional cycle boundary can probably not be observed, becaus e the
outcrop is covered. A) Graded, dm-thick, and homogeneous oolite beds intercalated in a sequence
dominated by fluviatile fine-grained sandstones and siltstones. The fine-grained sandstones commonly
exhibit cross-lamination and trough-cross bedding. Erosional scours at the base may be observed. B)
Oolite bed with coarsening-upward is overlain by clayey siltstones and alternating fine-grained sandstone
and siltstone beds. C) Cm-thick stromatolitic crust at top of an oolite bed displaying fining-upward of
ooids. D) Cm-thick sandstone beds alternate with flaser-bedded clayey siltstones. E) Ripples at top of thin
sandstone bed. The ripples are symmetrical, ripple crests are rounded. F) View of bedding plane showing
isolated, dome-shaped stromatolites (arrow) on wave-rippled, hummocky cross-stratified (HCS) oolite. G)
Irregular surface of dome-shaped stromatolite. H) Fluvial sandstones and siltstones with intercalated
clayey siltstones and dm-thick oolite beds showing HCS.See Fig. A1 for figure legend.
Abb. 17 Auswahl typischer Sedimentstrukturen im Aufschluss HA 1. A) Dm-mächtige Trogschrägschichtungs-
Serien in Feinsandsteinbänken. B) Aufgearbeitete Tongerölle auf einer Siltstein-Schichtfläche. Die
Tonscherben sind teilweise abgerund et. C) Tonsiltsteine mit wellig vergabelter Flaserschichtung. D) Cm-
mächtige stromatolithische Lage (Pfeil) an der Oberkante einer Oolithbank (vgl. Abb. 16 C). Die
Oberfläche ist unregelmäßig.
Fig. 17 Selection of typical sedimentary structures in outcrop HA 1. A) Dm-thick trough cross-bedding observed
on fine-grained sandstone beds. B) Reworked clayey rip-up clasts, partly rounded, on a bedding plane of
siltstone. C) Clayey siltstones with wavy flaser bedding. D) Cm-thick stromatolitic layer (arrow) on top of
an oolite bed (compare Fig. 16 C). Note the irregular surface.
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KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Interpretation
Die bis zu einem Meter mächtigen, horizontal- und schräggeschichteten sowie häufig gradierten
Oolithbänke werden Ooid-Barren zugeordnet, die bei hohen Seespiegelständen durch wind- bzw.
sturminduzierte Wasserbewegung in flachen Wasserflächen zu Barren zusammengeschwemmt wurden.
Die beobachtete Beulenschichtung (hummocky cross-stratification; HCS) belegt einen sturminduzierten
Sedimenttransport. Gezeitenströme als Ursache sind wenn man von einem marinen Bildungsraum
ausgeht auszuschließen, da die Tidenhübe in randmarinen Becken zu gering sind, um derartige
Sedimentstrukturen zu erzeugen. Die beobachtete inverse Gradierung innerhalb der Oolithbänke deutet
auf abnehmende Wassertiefe und gleichzeitig zunehmende Wasserbewegung hin (shoaling).
Stromatolithe an der Oberkante der Oolithbänke spiegeln Stillwasser und niedrigste Seespiegelstände
wider. Die unregelmäßige Oberfläche der Stromatolithe kann auf Lösung durch wechselnden
Seewasser-Chemismus (PAUL & PERYT 2000) oder aber auf subaerische Überprägung im Zuge eines
Trockenfallens zurückgeführt werden.
Die aufgeschlossene Abfolge des Harly ist reich an fluviatilen Feinsand- und Siltsteinlagen. In
Verbindung mit dem Auftreten von autochthon gebildeten Oolithen weist dies auf eine effektive
Verteilung der Sande über Deltas und windinduzierte Strömungen in den flachen See hin. Die
Feinsandstein-Tonsiltstein-Wechsellagerungen mit kleindimensionalen Schrägschichtungen und
vereinzelt eingeschalteten, dezimeter-mächtigen Rinnenkörpern mit Trogschrägschichtung sind
Ausdruck einer erhöhten Sandfracht der verzweigten Flusssysteme, die aus Süden über verzweigte
Deltarinnen in einen flachen See vorbauen. Die vergleichsweise geringe kumulative Mächtigkeit der
Oolithe im Profil sowie die geringen Mächtigkeiten der einzelnen Bänke zeigen, dass nur selten und nur
über kurze Zeiträume hohe Seespiegelstände herrschten, die die Ooidbarren vor feinklastischem Eintrag
abschirmten. Die Oolithbänke werden im Profil häufig von Tonsiltsteinen und Feinsandsteinen
überlagert, was eine direkte Unterbrechung der Karbonatproduktion zur Folge hat und auf fallende
Seespiegel bzw. erhöhte Festlandseinträge zurückgeführt wird. Die symmetrischen Wellenrippeln an der
Oberkante von Feinsandsteinen und Oolithen stellen Oszillationsrippeln dar, die bei leichter
Wasserbewegung im Flachwasser entstanden. In Verbindung mit der verbreiteten Flaserschichtung
belegen sie eine welleninduzierte Sandumlagerung in einem stehenden Wasserkörper.
4.5 Heeseberg (HE)
Lokation
Der Heeseberg liegt im Nördlichen Harzvorland westlich von Jerxheim und nördlich von Beierstedt,
erreichbar über die B 244. Von Jerxheim aus führt eine schmale Zuwegung Richtung Westen zu einem
Parkplatz bei der Gaststätte „Heese 5“ (Abb. 18). Die drei ehemaligen Steinbrüche (HE 1-3) werden
über Wanderwege entlang eines ausgewiesenen Geopfads erreicht. Die ehemaligen Steinbrüche liegen
im Naturschutzgebiet Heeseberg und sind somit geschützt, es ist verboten Steine aus der
Steinbruchwand zu klopfen oder zu lösen. Der ehemalige Steinbruch HE 1 wurde 2006 als Nationales
Geotop gewürdigt und hat für die kalkreiche Ausprägung der Unteren Buntsandstein-Subgruppe
internationale Bedeutung.
Koordinaten HE 1: 52.083694, 10.856708
HE 2: 52.084048, 10.863730
HE 3: 52.084010, 10.865532
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Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Abb. 18 Anfahrtsskizze zu den Aufschlüssen HE 1-3. Der Heeseberg liegt westlich von Jerxheim. Am Ortsausgang
in Richtung Beierstedt zweigt rechts eine Straße ab, die zu einem Parkplatz an der Gaststätte führt. Von
dort aus können die Aufschlüsse – darunter das Nationale Geotop HE 1 – fußläufig erreicht werden.
Fig. 18 Route sketch to the outcrops HE 1-3, within walking distance from a car park. The Heeseberg Hill is
located w est of Jerxheim.
Geologische Situation
Der Heeseberg liegt im zentralen Bereich des Subherzynen Beckens und bildet den südöstlichen Teil
des Asse-Heeseberg-Höhenzugs (Abb. 4). Die in WNW-ESE-Richtung streichende Asse-Heeseberg-
Struktur stellt eine durch Halokinese entstandene Sattelstruktur dar. In der Jura- und Kreidezeit stiegen
die im Untergrund lagernden Zechsteinsalze entlang von Schwächezonen im Deckgebirge auf, dies
führte zu einer Aufwölbung der auflagernden mesozoischen Schichten. Die Struktur wird in Richtung
Norden durch die Schöppenstedter Mulde, nach Süden durch die Remlinger Mulde begrenzt.
Stratigraphie
Vergleiche der bis zu 12 m mächtigen Profile am Heeseberg mit der benachbarten Bohrung Remlingen
5 (vgl. Abb. 1) zeigen, dass sie am wahrscheinlichsten mit dem oolith- und stromatolithreichen Intervall
im Kleinzyklus 9 (Kleinzyklus 4 in der veralteten Nomenklatur von PAUL & KLARR (1987)) der
Bernburg-Formation zu korrelieren sind (KÄSBOHRER & KUSS 2021, Abb. 21).
Sedimentologie
Der ehemalige Steinbruch am Heeseberg (HE 1) stellt einen der besten Aufschlüsse innerhalb der
26
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
stromatolithischen Fazies des Unteren Buntsandsteins dar. Über etwa 7 m dominieren mikrobielle
Karbonate, die von einer etwa 5 m mächtigen siliziklastisch-karbonatischen Wechsellagerung überlagert
werden (Abb. 20, Abb. 21). In der karbonatischen Abfolge dominieren gradierte Oolithe, in die
insgesamt 5 stromatolithische Lagen (A-E, Abb. 21) eingeschaltet sind. Die auffälligste
stromatolithische Lage E am Top der karbonatischen Abfolge (Abb. 19 A, Abb. 21) wird vollständig aus
bis zu 1 m mächtigen Stromatolithen gebildet. Darüber folgen Tonsiltsteine, die mit dünnen
Feinsandsteinen und Oolithbänken wechsellagern (Abb. 19 B). Die Ooide können Durchmesser von bis
zu 1,5 cm erreichen, der Großteil der Ooide zeigt allerdings Durchmesser zwischen < 1 mm und 3 mm.
Die Oolithbänke sind häufig intern gradiert sowie schräggeschichtet. An der Oberfläche können
Wellenrippeln beobachtet werden. In einigen Lagen treten Ooidbeutel auf. Untergeordnet sind dünne
Tonzwischenmittel eingeschaltet. Die stromatolithischen Lagen zeichnen sich durch eine große Vielfalt
an Formen aus. Es dominieren kuppelförmige (Abb. 19 C) sowie fächerförmige Stromatolithen.
Untergeordnet treten kissenförmige Stromatolithen sowie stromatolithische Krusten (Abb. 19 D) auf.
Die internen Laminae sind meist gewellt und bilden konvexe Bögen aus.
Abb. 19 A) Ehemaliger Steinbruch HE 1 am Heeseberg, Blick von West nach Ost. Deutlich zu erkennen sind
Stromatolithen am Top der karbonatischen Abfolge (stromatolithische Lage E, vgl. Abb. 21). B) Dm-
mächtiger, kuppelförmiger Stromatolith wird überlagert von Tonsiltsteinen und dünnen Feinsandsteinen.
C) Stromatolith mit welliger interner Lamination; HE 2. D) Stromatolithische Krusten wachsen einem
Oolith auf; HE 2.
Fig. 19 A) Ancient quarry HE 1 at Heeseberg Hill, view from west to east. Note conspicuous stromatolites at the
top of the carbonatic sequence (stromatolitic layer E, compare Figs. 21). B) Dm-thick dome-shaped
stromatolite is overlain by clayey siltstones and thin fine-grained sandstones. C) Stromatolite with wavy
internal lamination; HE 2. D) Stromatolitic crusts grow on top of oolites; HE 2.
27
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Abb. 20 Übersichtsskizze des Aufschlusses HE 1
am Heeseb erg verändert und ergänzt nach
KOLATSCHEK (2016). Die in Abb. 21 aufgeführten
lithologischen Profile sind in der Zeichnung als HE 1
a und HE 1 b markiert. Legende siehe Abb. A1.
Fig. 20 Drawing of the quarry wall HE 1 at
Heeseberg modified and complimented aft er
KOLATSCHEK (2016). The lithological sections of
Fig. 21 are marked as HE 1 a and HE 1 b in the
drawing.See Fig. A1 for figure legend.
28
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Abb. 21 Lithologische
Profile der Aufs chlüsse HE 1
und HE 2 am Heeseberg (vgl.
Abb. 18). Im Aufschluss HE 1
wurden zwei Profile (a, b
vgl. Abb. 20) aufgenommen.
Die bis zu 11 m mächtigen
Profile zeigen gradierte
Oolithe und insgesamt fünf
stromatolithische Lagen (A-
E), die in den oberen
Profilmetern von Tonsilt-
steinen mit eingeschalteten
Feinsandstein- und Oolith-
bänken überlagert
werden. Legende siehe Abb.
A1.
Fig. 21 Lithological
sections HE 1 and HE 2 at
Heeseberg (cf. Fig. 18). In
outcrop HE 1 two sections (a,
b - cf. Fig. 20) were
measured. The sections, up to
11 m thick, with graded
oolites and a total of five
stromatolitic layers (A-E),
which are overlain by clayey
siltstones with intercalated
thin fine-grained sandstone
beds and oolites. See Fig. A1
for figure legend.
29
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Interpretation
Die aufgeschlossenen Kalksteine - bestehend aus Oolithen und Stromatolithen - entstanden während
eines bedeutenden Seespiegelanstiegs. Das häufig zu beobachtende coarsening-upward der Ooide
spiegelt eine kurzzeitige Abnahme der Wassertiefe verbunden mit verstärkter Wasserbewegung wider,
dies ist ein typisches Merkmal von Barrensystemen (shoals). Die Stromatolithe wurden vermutlich in
flachem Stillwasser gebildet, geprägt durch episodisches Trockenfallen. Je länger die Stromatolithen vor
eingeschwemmten Ooiden oder siliziklastischem Detritus abgeschirmt waren, desto größer konnten die
Stromatolithen wachsen. Die mächtigste stromatolithische Lage am Top der karbonatischen Abfolge (E)
wuchs vermutlich in flachstem Stillwasser, gefolgt von pelitischen Absätzen eines sehr niedrigen
Seespiegels. Die Tonsiltsteine bedecken die mikrobiellen Matten und verhindern so weiteres
phototrophes Wachstum der Stromatolithe.
4.6 Osterlinde (OS)
Lokation
Die ehemaligen Steinbrüche (OS) liegen südöstlich Salzgitter-Osterlinde im nordwestlichen Salzgitter-
Höhenzug (Lichtenberge). Die Steinbrüche werden aus Osterlinde kommend über die Straße „Zu den
Specken“ erreicht. Sobald die Revierförsterei Osterlinde am Waldrand passiert wird, befinden sich die
Aufschlüsse nach etwa 300 m links im Waldgebiet (Abb. 22).
Koordinaten OS: 52.124617, 10.262980
Abb. 22 Anfahrtsskizze zum Aufschluss OS, südöstlich von Salzgitter-Osterlinde. Aus Osterlinde kommend wird
der Aufschluss über die Straße Zu den Specken erreicht. Am Waldrand befindet sich die Revierförsterei
Osterlinde, etwa 300 m dahinter befinden sich die benachbarten, ehemaligen Steinbrüche links im
Waldgebiet.
Fig. 22 Route sketch to outcrop OS, southeast of Salzgitter-Osterlinde.
30
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Abb. 23 Lithologisches Profil Osterlinde (OS) innerhalb der Bernburg-Formation. Das Profil ist in zwei
benachbarten Steinbrüchen aufgeschlossen, unterbrochen durch eine Aufschlusslücke. A) Cm- bis dm-
mächtige stromatolithische Lagen am Top eines Ooliths. B) Über 2 m mächtige Oolithbank zeigt dünne
Bankfugen und Stylolithe. C) Dünne stromatolithische Lage am Top der Oolithbank. D) Dickbankige
Feinsandsteine getrennt durch dünne Tonsiltsteine im unteren Bereich des Profils.Legende siehe Abb. A1.
Fig. 23 Lithological section Osterlinde (OS) within the Bernburg Formation. The section is exposed in two
adjacent quarries. A) Cm- to dm-thick stromatolitic layers at the top of an oolite. B) Meter-thick oolite bed
shows thin seams and conspicuous stylolites. C) Thin stromatolitic layer at the top of the oolite bed. D)
Thick fine-grained sandstones, separated by thin clay siltstones, near the base of the section.See Fig. A1
for figure legend.
31
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Geologische Situation
Der Salzgitter-Höhenzug stellt einen bogenförmigen Schmalsattel dar, der durch den kreidezeitlichen
Aufstieg von Zechsteinsalzen entstanden ist. Der Kern des Schmalsattels wird aus Unterem
Buntsandstein aufgebaut, an den Sattelflanken sind Schichten der Trias, des Jura bis hin zur Oberkreide
(Turonium) anstehend. Die Schichten fallen Richtung SSO ein, dementsprechend befindet sich der
Aufschluss innerhalb der Südflanke des Schmalsattels.
Stratigraphie
Das aufgeschlossene Profil ist 32 m mächtig, einschließlich einer etwa 5 m umfassenden
Aufschlusslücke (Abb. 23) und wird aufgrund der hohen Bankmächtigkeiten der Oolithe und
makroskopisch erkennbarer stromatolithischer Krusten der Bernburg-Formation zugeordnet. Eine
feinstratigraphische Einstufung in Kleinzyklen gestaltet sich aufgrund fehlender
magnetostratigraphischer Messungen sowie der Aufschlusslücke schwierig. Eine lithostratigraphische
Korrelation mit der Bohrung Remlingen 5 legt eine Einordnung in den 8. und 9. Kleinzyklus der
Bernburg-Formation nahe.
Sedimentologie
Die aufgeschlossene Gesteinsabfolge wird von dm- bis m-mächtigen Feinsandsteinbänken aufgebaut,
die durch dünne Tonzwischenmittel getrennt werden (Abb. 23 D); zudem liegen mächtige
Wechsellagerungen zwischen Tonsiltsteinen und cm-mächtigen Feinsandsteinen vor. Im unteren Teil
des Profils sind cm-dünne Oolithbänke eingeschaltet, während im oberen Bereich dm- bis m-mächtige
Oolithbänke (Abb. 23 B) mit Stromatolithen und stromatolithischen Krusten auf der Schichtfläche (Abb.
23 A, C) zu beobachten sind, vergleichbar mit den stromatolithischen Krusten und Stromatolithen im
Aufschluss Harly (HA 1 - Abb. 16 C, F, G).
Die dm- bis m-mächtigen Feinsandsteine können erosive Basisflächen aufweisen und zeigen planare
Schrägschichtung sowie Beulenschichtung. Die cm- bis untergeordnet dm-mächtigen
Feinsandsteinbänke in Wechsellagerung mit Tonsiltsteinen zeigen gehäuft symmetrische Wellenrippeln
und horizontale Lamination. Die Oolithe können Stylolithe aufweisen und sind häufig intern durch
tonige Bankfugen gegliedert.
Interpretation
Die dm- bis m-mächtigen Feinsandsteinbänke mit erosiven Basisflächen und planaren
Schrägschichtungen werden als fluviatile Rinnenablagerungen interpretiert, die in Richtung eines
flachen Sees vorbauen. Pelitische Absätze trennen die Rinnenkörper und stellen eine zeitliche
Unterbrechung der Sandschüttungen dar, bevor das Delta reaktiviert wird und eine weitere Schüttung
folgt. Die eingetragenen Sandkörper wurden im See durch Wellen- bzw Sturm-induzierten
Sedimenttransport umgelagert. Die Wechsellagerungen aus cm-mächtigen Feinsandsteinen und
mächtigen Tonsiltsteinen werden auf geringen Sandeintrag über flachen Deltaebenen interpretiert,
wobei die Sande durch Strömung und Wellen weiträumig im Flachwasser verteilt werden.
32
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Auffällig ist die lithofazielle Ähnlichkeit zum Aufschluss Harly (HA 1, Abb. 4), dies trifft besonders auf
die relativ mächtigen Sandbänke in der Abfolge sowie auf die Ausprägung des stromatolithischen
Wachstums zu. Leider ist nicht eindeutig zu klären, ob beide Aufschlüsse demselben stratigraphischen
Niveau entsprechen.
4.7 Thale (TH)
Lokation
Der Aufschluss Südbahneinschnitt (TH) liegt an der stillgelegten Bahnstrecke Blankenburg-
Quedlinburg am Kirchberg. Als Ausgangspunkt wird die Ecke Roßtrappenstraße/Rübchenstraße in
Thale empfohlen. An einer kleinen Parkfläche wird eine Böschung Richtung Norden überwunden,
darauf beginnt das ehemalige Gleisbett, welches direkt zum Aufschluss führt (Abb. 24).
Koordinaten TH: 51.755280, 11.027261
Abb. 24 Anfahrtsskizze zum Aufschluss TH. Am nordwestlichen Rand von Thale liegt der Ausgangspunkt an der
Ecke Roßtrappenstraße/Rübchenstraße. Hinter ein er kleinen Parkfläche befind et sich eine Böschung,
darauf beginnt das ehemalige, geschotterte Gleisbett. Es führt direkt zum Bahneinschnitt, an dem die
Schichten des Unteren Buntsandsteins aufgeschlossen sind.
Fig. 24 Route sketch to outcrop TH. The former railroad cut is situated in the northwestern part of Thale.
Geologische Situation
Unmittelbar südlich des Aufschlusses verläuft die Harznordrandstörung, an der die gesamte
Schichtenfolge des Mesozoikums im Zuge der Harzaufrichtung steilgestellt und teilweise überkippt
wurde (vgl. Abb. 5). Infolgedessen fallen die Schichten des Unteren Buntsandsteins im Aufschluss mit
etwa 60 80° steil nach NNE ein.
33
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Abb. 25 Lithologisches Profil Süd-
bahneinschnitt Thale (TH) innerhalb der
Calvörde-Formation. Das Profil umfasst
lediglich 40 m der insgesamt etwa 70 m
mächtigen Abfolge, zeigt allerdings das
gesamte Inventar an Lithofaziestypen
und Sediment-strukturen. Zusätzlich
wird der zyklische Aufbau der Abfolge
deutlich. Das Profil beginnt im Oolith-
Horizont α2 und reicht bis zum Oolith-
Horizont ß2 an der Basis des 4.
Kleinzyklus. Es setzt sich überwiegend
aus rotbraunen Tonsiltsteinen mit
Feinsandstein-Tonsiltstein-Wechsel-
lagerungen, zyklisch eingeschalteten
Oolithen und oolithischen
Feinsandsteinen zusammen. GB:
Graubankbereich, TH: Thale-Horizont .
Legende siehe Abb. A1.
Fig. 25 Lithological section of the
Thale (TH) outcrop within the Calvörde
Formation. The here presented section
covers only 40 m of the total 70 m thick
sequence, but shows the whole
inventory of lithofacies types and
sedimentary structures. In addition, the
cyclic deposition of the strata is
illustrated. The measured section ranges
from the α2 oolite horizon at the base
up to the ß2 oolite horizon. The
sequence is composed predominantly of
clayey siltstones with alternating fine-
grained sandstone and clayey siltstone
beds. Additionally, rhythmically
intercalated oolites, oolitic sandstones
and calcareous fine-grained sandstones
are observed. GB: Graubank horizon,
TH: Thale horizon. See Fig. A1 for
figure legend.
34
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Stratigraphie
Das etwa 70 m mächtige Profil schließt die untere bis mittlere Calvörde-Formation auf und umfasst
nach SZURLIES (2001) die Kleinzyklen 2 bis 6 (vgl. Abb. 1). Die Gesteinsabfolge beginnt mit dem
oberen Teil des Oolith-Horizonts α2 an der Basis von Kleinz yklus 2, der als Graubankbereich (GB)
bekannt ist. Zudem ist der Oolith-Horizont ß1 an der Basis von Kleinzyklus 3 aufgeschlossen, der nach
diesem Aufschluss als Thale-Horizont (TH) benannt wurde. Das im Rahmen dieses Exkursionsführers
aufgenommene, 40 m mächtige Profil beginnt im Liegenden in Kleinzyklus 2 und reicht bis zum Oolith-
Horizont ß2 an der Basis des 4. Kleinzyklus (Abb. 25).
Abb. 26 Tha le-Horizont (ß1) und Auswahl einiger Sedimentstrukturen im Aufschluss TH. A) Grenze zwischen
Kleinzyklus 2 und 3 (gelb), mit einem etwa 0,9 m mächtigen Oolith beginnt der 3. Kleinzyklus (KLZ).
Bild um 90° gedreht. B) Oolith an der Basis des 3. Kleinzyklus (vgl. Abb. 25,Profilmeter 14,5). Im oberen
Drittel der Oolithbank verläuft ein Stylolith. C) Polygonale Trockenrisse auf einer Feinsandstein-
Schicht fläche. D) Sch ichtflächen von Feinsands teinen mit symmetrischen Wellenrippeln. Die Rippeln
vergabeln sich, die Rippelkämme sind abgerundet. Bemerkenswert ist die Änderung der Kammrichtung
auf den sich überlagernden Schichtflächen.
Fig. 26 Thale horizon (ß1) and selection of some sedimentary structures visible in the outcrop TH. A) Boundary
between oolitic-clastic cycles 2 and 3 (yellow), marked by an oolite at the base of cycle 3. Picture turned
90 degrees. B) Oolite at the base of cycle 3 (cf. Fig. 26 A, Fig. 25, at 14.5 m). Note stylolites in the upper
part of the oolit e bed. C) Polygonal desiccation cracks on a fine-grained sandstone bedding plane. D)
Bedding planes of fine-grained sandstone showing symmetrical ripples. The ripple crests are rounded.
Note the change in current direction on the overlapping bedding planes.
35
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Sedimentologie
Die Abfolge der Calvörde-Formation wird von mächtigen Tonsiltsteinen und Feinsandsteinlagen
gebildet, die häufig in Wechsellagerung auftreten und vielfach Trockenrisse (Abb 26 C), symmetrische
Wellenrippeln (Abb. 26 D) und Schrägschichtung zeigen. Untergeordnet sind oolithische Lagen
(Oolithe, oolithische und karbonatische Feinsandsteine) zyklisch eingeschaltet (Abb. 25, Abb. 26 A).
Die oolithischen Kalksteine können intern gradiert sein und zeigen Stylolithe (Abb. 26 B).
Der Aufschluss eignet sich hervorragend, um die zyklischen Einschaltungen der oolithischen Lagen zu
beobachten. Die feinstratigraphische Gliederung des Unteren Buntsandsteins in Kleinzyklen und Oolith-
Horizonte wird im Aufschluss deutlich. Die Oolith-Horizonte (bspw. Thale-Horizont, ß1) wittern im
Gelände als dm-mächtige Bänke heraus und bilden jeweils die Basis eines Kleinzyklus (Abb. 26 A). Es
folgt der tonig-siltige Dachbereich, der im Gelände deutlich zurücktritt. Die Kleinzyklen des Unteren
Buntsandsteins sind asymmetrische Sohlbankzyklen, können also in Bezug auf die Korngröße als fining
upward-Zyklen begriffen werden.
Interpretation
PALERMO et al. (2008) ordnen die oolithischen Lagen des Unteren Buntsandsteins hohen
Seespiegelständen zu, während die Tonsiltsteine niedrige Seespiegel widerspiegeln. Eine klimatische
Steuerung mit wechselnd humiden bzw. ariden Bedingungen und damit verbundenen Anstiegen bzw.
Abfallen des Seespiegels wird von CLEMMENSEN et al. (1994), GELUK & RÖHLING (1997), SZURLIES
(2001, 2003) und BACHMANN & KOZUR (2004) favorisiert. Die Kleinzyklen der Calvörde-Formation
werden aufgrund der sehr wahrscheinlichen klimatischen Steuerung als Milanković-Zyklen interpretiert,
die möglicherweise ~100.000 Jahre Exzentrizitäts-Schwankungen widerspiegeln (GELUK & RÖHLING
1999, SZURLIES 2001, BACHMANN & KOZUR 2004). Dabei stellen die oolithischen Lagen Anzeiger für
einen beginnenden Anstieg des Seespiegels (base-level rise) dar, während die Sandsteinlagen innerhalb
der Tonsiltsteine als beginnendes Signal eines sinkenden Seespiegels (base-level fall) interpretiert
werden; letztere schneiden bei niedrigem Seespiegelstand als fluviatile Rinnen weitläufig in die
Tonebene ein oder kommen im Bereich von Sandbarren zur Ablagerung (BECKER 2005, PALERMO et al.
2008).
4.8 Beesenlaubling en (BE)
Lokation
Der ehemalige Tontagebau Beesenlaublingen der Firma Schwenk Zement KG befindet sich südlich von
Beesenlaublingen unmittelbar nördlich der Saale. Die Zuwegung zum Tontagebau wird über die L85
von Zweihausen kommend Richtung Könnern erreicht (Abb. 27). Der Abbau von Tonsteinen als
Zuschlagmittel für die Zementherstellung wurde eingestellt, in den letzten Jahren wurden Oolithe als
Pflastersteine im Tagebau gewonnen. Dementsprechend sind die Oolith-führenden Abfolgen im
Tagebau ausgezeichnet aufgeschlossen, während die stratigaphisch höheren Bereiche zusehends
verfallen.
Koordinaten BE: 51.695942, 11.704823
36
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Abb. 27 Anfahrtsskizze zum Aufschluss BE im Tontagebau Beesenlaublingen. Aus Richtung Zweihausen
kommend wird der Aufschluss über die L85 Richtung Könnern erreicht. Auf der rechten Seite zweigt eine
Zuwegung ab, die direkt zum beschrankten Haupteingang führt. Alternativ kann ein parallel zur Saale
verlaufender Radweg von Zweihausen aus befahren werden.
Fig. 27 Route sketch to the BE outcrop situated in the Beesenlaublingen open pit mine. Coming from
Zweihausen, the outcrop is reached via the L85 in the direction of Könnern.
Geologische Situation
Der Tontagebau Beesenlaublingen befindet sich im südöstlichen Subherzynen Becken auf der
Oschersleben-Bernburger Scholle im Bereich der Kampfberg-Mulde; nordwestlich des Aufschlusses
verläuft parallel zur Muldenachse der Salzstock Beesenlaublingen-Lebendorf. Der Gipshut ist Relikt
eines Salzdiapirs mit Anhydrit, der im Zuge des Aufstiegs ausgelaugt wurde. An den Flanken dieses
Diapirs gelangte der Untere Buntsandstein an die Oberfläche und fällt im Tagebau mit schwankenden
Einfallsrichtungen um etwa 10° nach SSW ein. Die Schichten werden von kleineren Störungen
durchsetzt, wobei ein orthogonales, in NW-SE und NE-SW streichendes Kluftsystem beobachtet
werden kann (HAUSCHKE & SZURLIES 2006).
Stratigraphie
Im Tontagebau Beesenlaublingen sind Schichten der obersten Calvörde-Formation sowie der unteren
bis mittleren Bernburg-Formation aufgeschlossen. Während Szurlies (2001) ein 55 m mächtiges, die
Kleinzyklen 1 bis 5a der Bernburg-Formation umfassendes Profil angibt, sind heute nur noch etwa 47 m
aufgeschlossen, wobei durch Verschüttungen und starken Bewuchs mehrere Aufschlusslücken bestehen
(Abb. 28). Die obersten 6 m des Kleinzyklus 10 der Calvörde-Formation sowie die Kleinzyklen 1 bis 4b
der Bernburg-Formation sind aufgeschlossen - die Grenze zwischen Calvörde- und Bernburg-Formation
ist durch eine Aufschlusslücke verdeckt. An der Basis von Kleinzyklus 1 der Bernburg-Formation treten
Oolithbänke über ein Intervall von 4 bis 5 m gehäuft auf und bilden den Oolith-Horizont Zeta, der im
37
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
südöstlichsten Subherzynen Becken als Hauptrogenstein-Zone (HRZ) bezeichnet wird (Abb. 28 C, Abb.
29). Im Westen des Subherzynen Beckens enthält Oolith-Horizont Zeta weniger Oolithe als andere
Zyklen.
Sedimentologie
Die obersten Meter der Calvörde-Formation zeigen teilweise entschichtete Tonsilt- und Tonsteine und
lagig eingeschaltete Dolocretes (Abb. 28 A). Eine Besonderheit im Profil ist die sehr gut
aufgeschlossene Hauptrogenstein-Zone (HRZ) an der Basis der Bernburg-Formation, mit mehreren
Oolithbänken und dünnen oolithischen Sandsteinen (Abb. 28 C, Abb. 29). Die dm-mächtigen Oolithe
sind meist homogen, können aber intern feine Tonzwischenlagen aufweisen, die rasch auskeilen.
Innerhalb der HRZ werden die Oolithbänke durch cm- bis dm-mächtige Tonsiltsteine getrennt. Die
einzelnen Oolithbänke können im Aufschluss über mehrere 10er Meter lateral verfolgt werden, ohne
signifikante Änderung der Bankmächtigkeit. Stromatolithe oder stromatolithische Krusten können nicht
beobachtet werden. Der Großteil des darüber folgenden Profils besteht aus mächtigen Siltstein-
Tonstein-Paketen mit wechselndem Feinsandanteil (Abb. 28 F) und zyklisch eingeschalteten, dünnen
Dolomiten und Feinsandsteinen. Die Basis der folgenden Kleinzyklen wird von diesen Dolomiten und
Sandsteinen gebildet, die im Gelände markant herauswittern.
An den frischen Steinbruchwänden sind eine Reihe von sehr gut erhaltenen Sedimentstrukturen
erkennbar. In den unteren Profilmetern können cm-mächtige Aufwölbungen (teepe structures)
beobachtet werden, die mit Dolocretes assoziiert sind (Abb. 28 A, B). In der überlagernden
Hauptrogenstein-Zone sind Oolithe und untergeordnet oolithische Sandsteine mit Wellenrippeln an der
Oberkante und mit ebener Basis typisch (Abb. 28 C, D). Die Oolithe können gradiert sein. Die
flasergeschichteten Tonsiltsteine zwischen den Oolithbänken enthalten vielfach Trockenrisse,
Tonscherben und Ooidfahnen. Vereinzelt können Feinsand- und Siltsteinbänke mit Beulenschichtung
(HCS) beobachtet werden (Abb. 28 G). In den oberen Profilmetern ist eine Flaserschichtung mit
wechselnden Anteilen von Feinsand-, Silt- und Tonsteinen vorherrschend (Abb. 28 F), bei steigenden
Tonsteinanteilen ist ein fließender Übergang zur Linsenschichtung (lenticular bedding) möglich, wobei
die Feinsandstein-Rippeln in einer Tonstein-Matrix isoliert werden.
38
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Abb. 28 Lithologisches Profil Beesenlaublingen (BE, Abb. 3). Das Profil umfasst die obersten Meter des
Kleinzyklus 10 der Calvörde-Formation (suC) sowie die Kleinzyklen 1 bis 4b der Bernburg-Formation
(suB). HRZ: Hauptrogenstein-Zone. A) Entschichtete Tonsiltsteine mit Lagen von cm- bis dm-mächtigen
Dolocretes, assoziiert mit Aufwölbungen. B) Kleindimensionale Aufwölbung (teepee structure) von
Dolocrete-Lagen (hell) und feinen Tonzwischenlagen (rot) Detail aus suC. C) Abfolge der
Hauptrogenstein-Zone mit Wellenrippeln an der Oberkante (D) und ooid-führenden Auskolkungen (E) in
rötlichen Tonsiltsteinen. D) Schichtfläche einer Oolithbank mit symmetrischen Wellenrippeln. Die
Rippelkämme sind abgerundet und die Rippeln vergabeln sich. Auffällig ist das orthogonale Kluftsystem.
E) Auskolkung gefüllt mit grauem Ton und Ooiden liegt in rötlichen Tonsiltsteinen. F) Sand- und
Siltsteine in flasergeschichteter Wechsellagerung mit Tonsteinen. Mittig verläuft eine Abschiebung mit
geringem Versatz. G) Beulenschichtung (HCS) in einer dünnen Feinsandsteinbank. Legende sieh e Abb.
A1.
39
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Fig. 28 Lithological section Beesenlaublingen (BE, fig. 3). The section includes the upp ermost beds of cycle 10 of
the Calvörde Formation (suC) and cycles 1 to 4b of the Bernburg Formation (suB). HRZ:
Hauptrogenstein-Zone. A) Destratified clayey siltstones with layers of cm- to dm-thick dolocretes
associated with teepee structures. B) Small teepee structure of dolocrete layers (light) and thinclay
interbeds (red). C) Succession of the Hauptrogenstein-Zone shows ripples on a bedding plane (D) and
scouring filled with ooids (E) in reddish clayey siltstones. D) Bedding plane of an oolite bed with
symmetrical ripples. The ripple crests are rounded. Note the conspicuous orthogonal joint sets. E) Reddish
clayey siltstones are scoured and filled with grayish clay and ooids. F) Flaser-bedded sandstones,
siltstones and claystones. G) Hummocky cross-stratification (HCS) observed in a thin fine-grained
sandstone bed.See Fig. A1 for figure legend.
Abb. 29 A) Übersicht des ehemaligen Tontagebaus Beesenlaublingen mit aufgeschlossener Hauptrogenstein-Zone
(HRZ). Der aufgeschlossene Bereich zeigt die Horizontbeständigkeit der Oolithe und vermittelt einen
Eindruck der im Unteren Buntsandstein vorherrschenden „layer-cake“-Architektur (PALERMO et al. 2008).
B) Detailansicht eines NW-SE verlaufende n Stoßes in der HRZ. Die Oolithbänke sind beige bis blassgelb
gefärbt, dezimeter-mächtig und wittern aus den gräulich-rötlichen Tonsiltsteinen hervor. Größe d er Person
ca. 2 m.
Fig. 29 A) Overview of the former Beesenlaublingen open pit mine with the exposed Hauptrogenstein-Zon e
(HRZ). The outcrop illustrates well the "layer-cak e" architectur e of the Lower Buntsandstein (PALERMO et
al. 2008). B) Detailed view of a NW-SE trending quarry wall in the HRZ. Height of the person approx.
2m.
Interpretation
Die Horizontbeständigkeit und Mächtigkeitsbeständigkeit der aufgeschlossenen Oolithbänke in der
HRZ ist im Tontagebau Beesenlaublingen besonders bemerkenswert. Dies bestätigt, dass eine
Feinkorrelation der horizontbeständigen oolithischen Horizonte zwischen Bohrungen und Aufschlüssen
über mehrere 10er km Entfernung mithilfe von GR-Logs möglich ist. Insbesondere die Oolith-reiche
HRZ zeichnet sich im GR-Log aufgrund der gehäuften Kalke mit einer starken Abnahme der
natürlichen Gammastrahlung
ab, während tonreiche Intervalle eine Zunahme der natürlichen Gammastrahlung im GR-Log
verursachen (PAUL & KLARR 1988, KRETSCHMER et al. 2015). Der Aufschluss zeigt charakteristische
Merkmale der „layer-cake“-Architektur (PALERMO et al. 2008) mit weiträumig konstanten und
gleichbleibend mächtigen oolithischen Intervallen, die eine langsame, gleichförmige Subsidenz in einem
abgeschlossenen Becken mit geringem, fast vernachlässigbarem Relief widerspiegelt.
Die HRZ mit ihren zahlreichen Oolithbänken, getrennt durch zwischengelagerte Tonsiltsteine, stellt
mehrere kurze Transgressionen an der Basis der Bernburg-Formation dar. Die Tonsiltsteine enthalten
vielfach Ooide, Ooid-Fahnen oder Auskolkungen, die mit gräulichem Tonstein und Ooiden gefüllt sind
40
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
(Abb. 28 E). Die Auskolkungen können auf kleinere Eddys zurückzuführen sein, entstanden durch auf-
/ablandige Winde (VOIGT et al. 2011). Außerdem sind Mischgesteine aus Ooiden und Quarzsanden
(oolithische Sandsteine) eingeschaltet. Die aufgezählten Merkmale sprechen für einen (sturm-
induzierten) Transport von Ooiden aus einer benachbarten Schwelle, die als Hauptbildungsbereich der
Ooide vermutet wird. Die oolithischen Sandsteine werden dabei im Bereich von Verteilungsloben (spill-
over lobes) der Barrensande angesiedelt.
Neben dem beschriebenen Inventar an Sedimentstrukturen des Unteren Buntsandsteins können
vereinzelte Aufwölbungen (teepee structures) in Dolocretes beobachtet werden (Abb. 28 B). Sie lagen
ursprünglich als Calcretes vor, die unter ariden Bedingungen im trockengefallenen See durch kapillare
Grundwässer oder lakustrine Restwässer gebildet wurden. Das kapillar zur Oberfläche aufsteigende
Wasser lässt die gelösten mineralischen Bestandteile im tonig-siltigen Sediment durch Verdunstung
zurück. Später wurden die Calcretes im Verlauf der Diagenese zu Dolocretes umgewandelt. Die
Evaporation der kapillaren Wässer an der Oberfläche bedingt eine Ausdehnung der Lagen in Folge des
Kristallisationsdrucks bis hin zu Brüchen oder Aufwölbungen, die kleindimensional in den Dolocretes
beobachtet werden können.
4.9 Linde nschlucht (LS)
Lokation
Der Aufschluss Lindenschlucht befindet sich im Mansfelder Land nördlich des Süßen Sees zwischen
Seeburg und Wormsleben. Die Lindenschlucht liegt im Naturschutzgebiet „Lämmerberg und
Vockenwinkel“ und wird aus Seeburg kommend über die Straße Nordstrand erreicht, die von Ost nach
West am Nordufer des Süßen Sees entlangführt (Abb. 30). Da die Abfolge in einem Naturschutzgebiet
liegt, ist es verboten Steine aus der Steinbruchwand zu klopfen oder zu lösen.
Koordinaten LS: 51.504133, 11.663467
Abb. 30 Anfahrtsskizze zum Aufschluss LS. Der Aufschluss liegt im Seegebiet Mansfelder Land zwischen
Wormsleben und Seeburg. Die Lindenschlucht liegt im NSG „Lämmerberg und Vockenwinkel“ und wird
aus Seeburg kommend über die Straße Nordstrand erreicht.
Fig. 30 Route sketch to outcrop LS which is located between Wormsleben and Seeburg. The Lindenschlucht (LS)
is situated in the nature reserve (NSG) "Lämmerberg und Vockenwinkel".
41
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Geologische Situation
Der Aufschluss liegt an der Südwestflanke der Mansfelder Mulde im Östlichen Harzvorland. Die
Mansfelder Mulde wird durch die paläozoischen Grundgebirgseinheiten des Hornburger Sattels (SW)
und der Halle-Hettstedter Gebirgsbrücke (N) begrenzt. Der Muldenkern wird aus Ablagerungen des
Buntsandsteins aufgebaut, während an den äußersten Flanken der Mulde Ablagerungen des Zechsteins
mit Kupferschieferflözen an der Basis zutage treten. Die Lindenschlucht entstand als glaziale
Schmelzwasserrinne, die in Nord-Süd-Richtung das NSG durchläuft (BAIER & TISCHEW 2004). Das
Kerbtal schneidet sich in Richtung des Süßen Sees tief ein und schließt an Steilhängen die Abfolge im
Unteren Buntsandstein auf. Die Schichten fallen im Aufschluss flach mit 10-20° nach NO ein.
Die Subrosion von Zechsteinsalzen im Untergrund bedingte ein Einbrechen des darüberliegenden
Deckgebirges, was in der Folge zur Bildung des Süßen Seen führte (Abb. 30). Anders als der Name
angibt, ist das Seewasser - wie auch bei den anderen noch bestehenden Mansfelder Seen - salzig.
Stratigraphie
Das 64 m mächtige Profil schließt ähnlich wie im Profil Beesenlaubingen- Schichten der oberen
Calvörde-Formation sowie der unteren bis mittleren Bernburg-Formation auf. Beginnend mit dem
oberen Teil des Kleinzyklus 9 sowie Kleinzyklus 10 (Calvörde-Formation) sind in der Bernburg-
Formation darüber die Kleinzyklen 1-5 aufgeschlossen (Abb. 31). Die Grenze zwischen Calvörde- und
Bernburg-Formation konnte nicht beobachtet werden, sie ist durch eine Aufschlusslücke verdeckt. An
der Basis von Kleinzyklus 1 der Bernburg-Formation treten Oolithbänke über ein Intervall von 2 bis 3 m
gehäuft auf und bilden den Oolith-Horizont Zeta, der im südöstlichsten Teil des Subherzynen Beckens
auch als Hauptrogenstein-Zone (HRZ) bezeichnet wird.
Sedimentologie
Die Abfolge wird überwiegend von Tonsiltsteinen aufgebaut, die mit Feinsandsteinen wechselgelagert
sein können (Abb. 31 A). Cm- bis dm-mächtige Oolithe (Abb. 31 B-D) und Dolomite sind
eingeschaltet, wobei die Oolithe in einem 2 bis 3 m mächtigen Intervall gehäuft auftreten und als
Hauptrogenstein-Zone (HRZ) die Basis der Bernburg-Formation bilden (Abb. 31). Im Gelände tritt die
HRZ als deutliche Geländestufe hervor (Abb. 31 C). In den folgenden Profilmetern sind ausschließlich
dünne Oolithe, Dolomite und Feinsandsteine zyklisch in Tonsiltsteine eingeschaltet und bilden die Basis
der weiteren Kleinzyklen.
Die oftmals flasergeschichteten Tonsiltsteine zeigen im Bereich der Calvörde-Formation rotbraune
Färbungen (Abb. 31 A), in der Bernburg-Formation dominieren graubraune Färbungen. Dünne
Feinsandsteine und Oolithe zeigen häufig Wellenrippelstrukturen, in Feinsandsteinen wurde flache
Schrägschichtung beobachtet.
Interpretation
Die Lindenschlucht (LS) stellt den südlichsten Übertagesaufschluss der HRZ im Unteren Buntsandstein
dar. Das stratigraphische Niveau ist annähernd vergleichbar mit der aufgeschlossenen Abfolge im
ehemaligen Tontagebau Beesenlaublingen (BE). Im Vergleich zwischen BE und LS fällt auf, dass die
kumulative Mächtigkeit der Oolithe innerhalb der Hauptrogenstein-Zone in BE höher ist als in LS. Dies
ist auf die proximale Lage von LS innerhalb des lakustrinen Beckens zurückzuführen (vgl. Abb. 2). Der
42
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Hauptbildungsbereich der Ooide lag vermutlich weiter nordwestlich.
Abb. 31 Lithologisches Profil Lindenschlucht (LS). Das Profil umfasst den oberen Teil des Kleinzyklus 9 sowie
den gesamten Kleinzyklus 10 der Calvörde-Formation (suC) und die Kleinzyklen 1 bis 5 der Bernburg-
Formation (suB). HRZ: Hauptrogenstein-Zone. A) Rötlich-braune Tonsiltsteine in Wechsellagerung mit
dünnen Feinsandsteinen, Calvörde-Formation. B) Dünne Oolithe an der Basis von Kleinzyklus 10 der
Calvörde-Formation. C) Oolithbank an der Basis der HRZ, mittig Stylolith (Pfeil). D) Oberer Bereich der
HRZ, aufgebaut aus cm - dm- mächtigen Oolithen und karbonatischen Sandsteinen, Ton-Siltsteine sind
zwischengelagert.Legende siehe Abb. A1.
Fig. 31 Lithological section Lindenschlucht (LS). The section includes the upper strata of cycle 9 as well as cycle
10 of the Calvörde Formation (suC) and cycles 1 to 5 of the Bernburg Formation (suB). HRZ:
Hauptrogenstein-Zone. A) Reddish-brown clayey siltstones interbedded with thin fine-grained sandstones,
Calvörde Formation. B) Thin oolites mark the base of cycle 10, Calvörde Formation. C) Conspicuous
43
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
oolite bed forms the base of the HRZ, note a st ylolite in the center of the bed (arrow). D) Upper part of
theHRZ, composed of cm - dm thick oolites and calcareous sandstones with intercalated clayey siltstones.
See Fig. A1 for figure legend.
4.10 Nelben (NB)
Lokation
Die ehemalige Tongrube an der Saalebrücke bei Nelben liegt etwa 1 km westlich von Könnern. Aus
Nelben kommend überquert man die Saale auf der L 154 und biegt anschließend in einer leichten
Rechtskurve links in die Straße „Freie Feldlage“ ein. Ein Rad- und Fußweg führt unter einer Bahntrasse
hindurch, darauf rechter Hand weglos durch dichten Bewuchs zur stillgelegten Tongrube (Abb. 32).
Koordinaten NB: 51.671786, 11.743715
Abb. 32 Anfahrtsskizze zum Aufschluss NB bei Nelben nahe der Saalebrücke. Aus Nelben kommend verlässt man
die L 154 in einer leichten Rechtskurve nach links in die Straße Freie Feldlage. Ein geteerter Fuß- und
Radweg führt unter einer Bahntrasse hindurch. Der Aufschluss NB befindet sich rechter Hand im
Waldstück.
Fig. 32 Route sketch to outcrop NB. The outcrop is located near Nelben close to the Saale bridg e.
Geologische Situation
Der Aufschluss liegt nördlich der Nordrandverwerfung des Hettstedter Sattels (Szurlies 2001). Die
Schichten fallen mit etwa 50-60° nach NNW ein.
Stratigraphie
Das etwa 22 m mächtige Grenzprofil schließt die obersten Meter der Fulda-Formation des Zechsteins
(z7) und die Kleinzyklen 1 und 2 der Calvörde-Formation auf (Abb. 33). Das Profil umfasst die Oolith-
Horizonte α1 und α2, wobei der Graubankbereich (GB) in typischer lithologischer Ausprägung an der
Basis des 2. Kleinzyklus sehr gut zu beobachten ist. Die ehemalige Tongrube gehört zu den wenigen
Aufschlüssen in dem die Grenze zwischen Zechstein und Buntsandstein beobachtet werden kann.
Zusätzlich wird in diesem Grenzbereich die Festlegung der Perm-Trias-Grenze (PTB) diskutiert.
44
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Abb. 33 Lithologisches Profil Nelben (NB) im Grenzbereich zwisch en der Fulda-Formation des Zechsteins (z7)
und der Calvörde-Formation des Buntsandsteins (suC). A) Ausschnitt aus dem Oolith-Horizont α1. B)
Tonig-siltiger Dachbereich des Kleinzyklus 1, im Hintergrund ist der Oolith-Horizont α2 zu sehen. C)
Wechsellagerung zwischen rötlich-braunen und gräulichen Tonsiltsteinen. D) Die Basis des 2.
Kleinzyklus wird von einem Feinsandstein gebildet. Diese feinstratigraphische Gliederung folgt SZURLIES
(2001), ein weiterer Ansatz (SCHOLZE et al. 2017) legt die Basis des 2. Kleinzyklus an die Basis des
Ooliths im Hangenden. E) Oolith-Horizont α2, der aufgrund seiner lithologischen Ausprägung die
zusätzliche Bezeichnung Graubankbereich (GB) trägt. Die Basis der ersten Oolithbank markiert nach
KORTE & KOZUR (2005) die Perm-Trias-Grenze (PTB).Legende siehe Abb. A1.
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Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Fig. 33 Lithological section Nelben (NB), exposing the boundary between the Fulda Formation (z7) of the
Zechstein Group and the Calvörde Formation (suC) of the Buntsandstein Group. A) Oolite horizon α1
intercalated between silt- and sandstones. B) Upper strata of cycle 1 is characterized by alternating reddish
and greyish clayey siltstones. Oolite horizon α2 is visiblein the background. C) Conspicuous alternating
layers of reddish-brown and grayish clayey siltstones. D) The ba se of cycle 2 is formed by a fine-grained
sandstone, following the stratigraphic subdivision of SZURLIES (2001); another approach of SCHOLZE et
al. (2017) places the base of cycle 2 at the base of the overlying oolite. E) Oolite horizon α2, also known
as Graubankbereich (GB: “grey beds”) due to its characteristic colour. The base of the first oolite bed
marks the Permian-Triassic boundary (PTB) according to KORTE & KOZUR (2005).See Fig. A1 for figure
legend.
Sedimentologie
Die Abfolge wird von Wechsellagerungen aus bräunlich-roten und gräulichen Tonsiltsteinen dominiert
(Abb. 33 B, C), in die untergeordnet Oolithe und dünne Feinsandsteine eingeschaltet sind (Abb. 33 A,
D, E). Die obersten Meter der Fulda-Formation zeigen rötliche Ton- und Tonsiltsteine. Ein auffälliges
Merkmal ist der häufige Farbwechsel in den Sedimentgesteinen zwischen bräunlich-roten und
hellgrauen Farbtönen, dies wird besonders in den Tonsiltsteinen des 1. Kleinzyklus deutlich (Abb. 33
C). Die Oolithe sind dezimeter-chtig und bilden zusammen mit gehäuften Feinsandstein-
Einschaltungen die Oolith-Horizont e α1 und α2, welche die Basis der Kleinzyklen 1 und 2 der
Calvörde-Formation darstellen.
Interpretation
Der Aufschluss ist Gegenstand einer Diskussion über die Festlegung der Perm-Trias-Grenze (PTB).
KORTE & KOZUR (2005) legen die PTB mithilfe chemostratigraphischer Interpretationen an die Basis
des Ooliths in α2 (suC) (Abb. 33 E, Abb. 34), während SCHOLZE et al. (2017) mit einem
multistratigraphischen Ansatz die PTB in den tieferen Bereich der oberen Fulda-Formation (z7) legen.
Vergleiche hierzu auch Abb. 36, wo die PTB im Steinbruch Caaschwitz diskutiert wird.
Abb. 34 Ausschnitt aus derstratigraphischen Tabelle des Unteren Buntsandsteins in Mitteldeutschland. Oolith-
Horizonte nach SCHULZE (1969) und RADZINSKI (2008), Kleinzyklen nach SZURLIES (2001). C-
Isotopenverhältnisse gemessen an Karbonaten der Profile NB und TH nach KORTE & KOZUR (2005). Die
Perm-Trias-Grenze (P-T) wird an die Basis der ersten Oolithbank im Oolith-Horizont α2 gelegt.
46
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Fig. 34 Detail of the stratigraphic table of the Lower Buntsandstein in Central Germany. Oolite horizons after
SCHULZE (1969) and RADZINSKI (2008), oolitic-clastic cycles after SZURLIES (2001). C stable isotope
ratios w ere measured on carbonates in sections NB and TH after KORTE & KOZUR (2005). The Permian-
Triassic boundary (PTB) is placed at the base of the first oolite bed within the α2 oolite horizon.
Einen weiteren Diskussionspunkt stellen die im Profil auffälligen Farbwechsel dar, die sich im Oolith-
Horizont α2 als Graubankbereich manifestieren. Vermutlich entstehen die gräulich-grünlichen
Sedimentgesteine unter dauerhafter Wasserbedeckung und deuten so auf reduzierende Bedingungen und
erhöhte Organik-Gehalte hin. Die braun-rot gefärbten Sedimentgesteine werden geringen bis fehlenden
organischen Anteilen und oxidierenden Bedingungen in einem semiariden, wechselfeuchten Klima
zugeschrieben.
4.11 Caaschwitz (CA)
Lokation
Der ehemalige Dolomitbruch Caaschwitz liegt nordwestlich des Ortes Caaschwitz. Aus Caaschwitz
kommend wird die B7 in Richtung Crossen befahren, etwa 500 m nach dem Ortsausgang Caaschwitz
befindet sich linker Hand die Abzweigung auf die Landstraße in Richtung Seifartsdorf (Abb. 35). Der
ehemalige Tagebau ist von der Landstraße aus weithin sichtbar. Der Abbau des Dolomits wurde
übertägig eingestellt und im März 2013 der Martina-Stollen angeschlagen, der eine Gewinnung des
Dolomits im Tiefbau ermöglicht.
Koordinaten CA: 50.953169, 11.975663
Abb. 35 Anfahrtsskizze zum Aufschluss CA. Der ehemalige Steinbruch befindet sich westlich der Ortschaft
Caaschwitz unmittelbar neben der Landstraße in Richtung Seifartsdorf. Der ehemalige Steinbruch ist
heute nicht mehr begehbar, jedoch erhält man von der Straße nach Seifartsdorf einen sehr guten Einblick
in die Schichtenfolge (Abb. 36).
Fig. 35 Route sketch to outcrop CA. The former quarry is located west of Caaschwitz,however, the quarry is no
longer accessible.Good overviews of the succession are possible from the road to Seifartsdorf (Fig. 36).
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Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Abb. 36 Der steile Anriss des ehemaligen Steinbruches Caaschwitz bietet einen hervorragend en Einblick in die
Schicht enfolge des Perm-Trias-Grenzbereiches am Südostrand der Thüringer Mulde. Die lithologischen
(rechts) bzw. stratigraphisch en Grenzen (links ) erfolgen in Anlehnung an SCHOLZE et al. (2017).
Fig. 36 The steep quarry wall of the former Caaschwitz open-pit mine offers an excellent insight into the Permian-
Triassic boundary sequence. The lithological (right) and stratigraphic (left) boundaries are based on
SCHOLZE et al. (2017).
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KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Geologische Situation
Der Aufschluss liegt im Südosten des Thüringer Beckens auf dem südöstlichen Teil der
Hermundurischen Scholle. Etwa 3 km in Richtung WSW verläuft die Eisenberger Störung, die Teil der
Finne-Störungszone ist und die Hermundurische Scholle im SW abgrenzt.
Stratigraphie
Der ehemalige Dolomitbruch Caaschwitz (Abb. 36) repräsentiert ein überregional bedeutendes, etwa 70
m mächtiges Grenzprofil des oberen Zechsteins und des tieferen Buntsandsteins, aufgeschlossen vom
Plattendolomit der Leine-Formation (z3D) über die Fulda-Formation bis zur tieferen Calvörde-
Formation (Kleinzyklus 2). Der Plattendolomit an der Basis des Profils wittert im Aufschluss besonders
markant hervor. Im Grenzprofil wird wie auch im Grenzprofil Nelben (NB) die Festlegung der
Perm-Trias-Grenze (Permian-Triassic boundary, PTB) diskutiert.
Sedimentologie
Über den ungeschichteten sandigen, teilweise Gipsknollen führenden Tonsteinen der Zechsteinletten (15
m) folgen 60 m Wechsellagerungen aus Sandsteinen und Tonsteinen. Sie bilden 5 deutlich abgegrenzte
Zyklen von 7 bis 15 m Mächtigkeit, die an der Basis sandig sind (Äquivalente der Bröckelschiefer). Der
unterste Zyklus wird noch zum Zechstein gerechnet (orangerote Farben). Höher dominieren weinrote
und graue Farbtöne. Wellenrippeln, Schrägschichtung, Tonklasten und Trockenrisse sind häufig.
Besonders markant ist der sogenannte Graubankbereich an der Basis des 2. Kleinzyklus der Calvörde-
Formation. Dort treten bereits Ooide auf.
Interpretation
Der im Tagebau gewonnene Plattendolomit kam im Bereich einer flachmarinen, schwach
hypersalinaren Karbonat-Plattform zur Ablagerung. Die Zechsteintone werden als terrestrische
Bildungen eines vermutlich langzeitlich hypersalinaren Playa-Systems gedeutet. Die Grenze zwischen
Zechstein und Buntsandstein wird unterschiedlich diskutiert (Überblick bei HECHT 1980, Stratigraphie
Perm/Trias: KOZUR & SEIDEL 1983, SZURLIES et al. 2003, SCHOLZE et al. 2017). Problematisch erscheint
die Zuordnung des ersten lakustrinen Zyklus zum Zechstein („obere Bröckelschiefer“), die eindeutig
eine Buntsandsteinfazies aufweisen.
Innerhalb der Calvörde-Formation wird bei älteren Interpretationen einen Wechsel von fluviatilen
Rinnen zu Ablagerungen der Überflutungsebene postuliert. Im Gegensatz dazu sprechen Ooide,
Wellenrippeln, Flaserschichtung und laminierte Tonsteine für ein lakustrines Ablagerungsmilieu der
gesamten Calvörde-Formation.
4.12 Grosswangen (GW)
Lokation
Der ehemalige Steinbruch Grosswangen liegt unmittelbar westlich des Ortes Grosswangen an einem
Prallhang der Unstrut. Von Grosswangen bzw. Nebra kommend wird die L212 in Richtung Memleben
befahren, etwa 50 m nach dem Ortsausgang Grosswangen befindet sich das Steinbruchgelände linker
Hand im Waldstück (Abb. 37).
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Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Koordinaten GW: 51.268034, 11.538871
Abb. 37 Anfahrtsskizze zum Aufschluss GW. Der ehemalige Steinbruch befindet unmittelbar nach dem
Ortsausgang Grosswangen in Richtung Memleben.
Fig. 37 Route sketch to outcrop GW. The former quarry is located west of the village of Grosswangen.
Geologische Situation
Der Aufschluss befindet sich im nordöstlichen Thüringer Becken auf dem nordwestlichen Teil der
Hermundurischen Scholle. Die Scholle ist etwa 10-12 km breit und verläuft in Richtung Nordwesten
vom Geraer Vorsprung bis zum Südharz, sie wird von der Finne-Störung im Südwesten und der
Kyffhäuser-Nordrand-Störung im Nordosten begrenzt. Oberflächennah streichen im nord-westlichen
Teil der Scholle überwiegend Schichten des Buntsandsteins aus. Seit Jahrhunderten wurden an den
Steilhängen der Unstrut im Raum Nebra Sandsteine des Buntsandsteins in Steinbrüchen abgebaut.
Oberhalb von Kleinwangen ist auf der gegenüberliegenden Talseite eine vergleichbare
Buntsandsteinabfolge anzutreffen, die von der Bernburg-Formation (Unterer Buntsandstein) bis in die
Solling-Formation (Mittlerer Buntsandstein) reicht und den Mittelberg einschließt. Am Mittelberg ist
die Fundstelle der Himmelsscheibe von Nebra verortet, die in Sandsteinen der Hardegsen-Formation
(Mittlerer Buntsandstein) liegt (KLATT & STELTER 2019).
Stratigraphie
Im ehemaligen Aufschluss ist die Schichtgrenze zwischen Unterem und Mittlerem Buntsandstein
erschlossen. Das Grenzprofil ist knapp 19 m mächtig (Abb. 38). Die Bernburg-Formation des Unteren
Buntsandsteins wird im Aufschluss aus Dolomitischen Sandsteinen (suBDS) aufgebaut, die am Top von
Tonsiltsteinen („Rotbraune Rippelschichten“ sensu HEINZELMANN (1969)) abgelöst werden. Darauf
folgt der Mittlere Buntsandstein in Form der Quickborn-Formation (?), im Hangenden folgen
Sandsteine der Volpriehausen-Formation (smV).
50
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Abb. 38 Lithologisches Profil Grosswangen (GW) im Grenzbereich zwischen Unteren und Mittleren Buntsandstein
(Bernburg-Formation suB zu Volpriehausen-Formation smV). A) Das Profil beginnt mitden
Dolomitischen Sandsteinen (suBDS), im Hangenden schließen Tonsiltsteine der „Rotbraunen
Rippelschichten“ (HEINZELMANN 1969) die Bernburg-Formation ab. B) Es folgt ein Intervall mit
synsedimentär angelegten Grabenbrüchen und Deformationsgefügen, welches vermutlich mit dem
Quickborn-Sandstein(smQ) des Mittleren Buntsandsteins gleichzusetzen ist. Das Profil wird von bunten
Mittel- bis Grobsandsteinen der Volpriehausen-Formation (smV) abgeschlossen. Lithologisches Profil
verändert nach ROMAN (2004).Legend e siehe Abb. A1.
51
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Fig. 38 Lithological section Grosswangen (GW) exposes the boundary between Lower and Middle Buntsandstein
(Bernburg Formation suB to Volpriehausen Formation smV). A) The section starts with dolomitized
oolitic sandstones (suBDS), followed by clayey siltstones with wave ripples (“Rotbraune Rippelschichten”
- HEINZELMANN 1969). B) Synsedimentary normal faults and deformational structures at the base of smV
might be correlated to the Quickborn Sandstone(smQ) of the Middle Buntsandstein. The upper section is
composed of medium- to coarse-grained sandstones of the Volpriehausen Formation (smV). Lithological
section m odified after ROMAN (2004).See Fig. A1 for figure legend.
Sedimentologie
Die hellgrauen bis schwach bräunlichen Sandsteine der Bernburg-Formation (Abb. 38 A) sind fein- bis
mittelkörnig und dolomitisch-calcitisch zementiert. Im Dünnschliff sind reliktische, dolomitisierte
Ooide zwischen Quarz- und Feldspatkörnern nachweisbar. Großdimensionale planare
Schrägschichtungskörper sind neben asymmetrischen Wellenrippeln an Bankoberkanten die
dominierenden Schichtungsgefüge. Seltener tritt gegensätzlich einfallende, kleindimensionale
Schrägschichtung (Fischgrätenschichtung) auf. Dünne pelitische Absätze sowie flache
Erosionsdiskordanzen sind zwischengelagert. Die Dolomitischen Sandsteine werden von 2-3 m
mächtigen, rotbraunen Tonsiltsteinen überlagert. Dünne Feinsandsteinlagen mit Wellenrippeln sind in
die fein laminierten Pelite eingeschaltet. Mit der von HEINZELMANN (1969) informell als „Rotbraune
Rippelschichten“ bezeichneten Wechsellagerung schließt die Bernburg-Formation ab.
Im Hangenden folgt im höheren Teil des Steinbruchs ein knapp 2 m mächtiges Intervall aus rötlichen
Mittel- bis Grobsandsteinen und Tonsiltsteinen. In diesem Paket sind mehrere synsedimentär angelegte,
gestaffelte Grabenbrüche im dm-Bereich zu sehen. Im Liegenden wird das synsedimentär strukturierte
Intervall durch eine flache Winkeldiskordanz (D1) und im Hangenden durch eine Fläche (D2) begrenzt;
die darüber folgenden Sandsteine zeigen keine synsedimentären tektonischen Versätze (Abb. 38 B). Das
zwischen D1 und D2 liegende Sandsteinpaket weist neben den erwähnten Störungen und Diskordanzen
auch Kleinfalten entlang und in Fortsetzung der Störungsbahnen auf. Diese Falten werden im
Zusammenhang mit der synsedimentären Deformation von unverfestigten Sanden im wassergesättigten
Zustand gedeutet (soft-sediment deformation structures). Die Tonsiltsteine zeigen Trockenrisse.
In Mitteldeutschland gibt es für die D1-D2 Abfolge, die zwischen Bernburg- und Volpriehausen-
Formation liegt, keine vergleichbaren Vorkommen. Im großregionalen stratigraphischen Vergleich wird
dieses Paket deshalb als Äquivalent des Quickborn Sandstein interpretiert.
Der Volpriehausen-Sandstein (smVS) darüber ist aus einer bunten (rot bis braun, grüngrau, gelbgrau,
hellgrau) Wechselfolge, überwiegend ebenschichtiger Mittel- bis Grobsandsteine mit vereinzelten
Tonzwischenlagen (vorwiegend grüngrau) aufgebaut. Flaserige Feinschichtung ist charakteristisch,
dünne Sandsteinbänke zeigen an der Oberkante gelegentlich Oszillationsrippeln, auch
Deformationsgefüge können beobachtet werden. Zudem treten dünne Schrägschichtungseinheiten,
Deflationshorizonte sowie mattierte Quarze auf. Im nicht mehr zugänglichen Teil der Aufschlusswand
steht das tonige Zwischenmittel des Volpriehausen-Sandsteins an.
Interpretation
Aufgrund der dolomitisierten Ooide können die Dolomitischen Sandsteine als oolithische Sandsteine
angesprochen werden. Reliktische Ooide und eingeschaltete Tonsiltsteine belegen eine lakustrine
Sedimentation. Die oolithischen Sandsteine kamen vermutlich in der Verlandungszone eines Playasees
zur Ablagerung (VOIGT & GAUPP 2000). Fehlende flachwinklige Schrägschichtung bei gleichzeitig
52
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
dominierender planarer Schrägschichtung spricht gegen eine Ablagerung im Strandbereich als
Uferbarre, jedoch für eine seewärts vorgelagerte Ablagerung im Bereich einer Sandbarre zwischen
sandigem Uferbereich und distalen Ooidbarren. Die Ooide wurden über Verteilungsloben (spill-over
lobes) aus den nördlichen, distalen Bildungsbereichen der Ooide (vgl. Nördliches und Östliches
Harzvorland) in den Verlandungsbereich des Playasees eingeschwemmt. Die Erosion und Umlagerung
der Ooide fand bei Sturmwettersituationen statt, in der Folge fand eine Vermengung mit küstennahen
Sanden statt. Der Verlandungsbereich des Playasees war dabei über eine längerfristige Phase stationär
(VOIGT & GAUPP 2000).
Die Tonsiltsteine der „Rotbraunen Rippelschichten“ kamen als pelitische Absätze im Flachwasser zur
Ablagerung und werden einem Rückgang des Seespiegels zugeschrieben. Nach Starkniederschlägen
wurden episodisch Feinsande vom Seerand eingetragen, die im windbewegten Flachwasser des Playasee
überformt wurden und die cm-dicken Feinsandsteinlagen mit symmetrischen Wellenrippeln bilden.
Der synsedimentär gestaffelte Grabenbruch mit synsedimentärer Deformation der Sedimente in
unverfestigtem Zustand wird aufgrund kleintektonischer Messungen auf eine Reaktivierung der
Kyffhäuser-NE-Rand-Störung zurückgeführt. Eine buntsandsteinzeitliche Reaktivierung der Störung
wird nahegelegt (SCHÜLER et al. 1989). Die Diskordanzen (D1, D2) werden von VOIGT & GAUPP (2000)
als zeitlich getrennte Aktivitätsphasen angesehen. Die Sedimentdeformationen werden als Seismite
interpretiert, also als eine in situ stattfindende Schock-Deformation im Zuge eines Erdbebens. Das
Schichtpaket zwischen den Diskordanzen ist vermutlich ein Äquivalent des Quickborn-Sandsteins
(VOIGT et al. 2001, ROMAN 2004).
Die Ablagerungen der Volpriehausen-Formation werden als Ablagerungen einer flachen
Überflutungsebene gedeutet. Auf der Überflutungsebene befanden sich temporäre, kleinere
Wasserkörper. Flaserschichtung und verschiedene Deformationsgefüge sprechen für evaporitische
Ablagerungsbedingungen auf einer salinaren Sand-Ton-Ebene. Äolischer Transport wird durch
Deflationshorizonte, mattierte Quarze und Schrägschichtungseinheiten belegt, die als Relikte kleinerer
Dünen interpretiert werden (VOIGT & GAUPP 2000).
4.13 Kraftsdorf (KD)
Lokation
In der Gegend um Kraftsdorf bei Gera befinden sich eine Vielzahl an offenen, heute stillgelegten
Steinbrüchen. Sie wurden im Zuge des Baus der Eisenbahnstrecke zwischen Weimar und Gera im
späten 19. Jahrhundert angelegt (FENSTERER & VOIGT 2009). Kraftsdorf wird aus Gera kommend über
die L1070 erreicht. Die Steinbrüche mit ihren dickbankigen und festen Werksteinen liegen unmittelbar
nördlich des Ortes (Abb. 39).
Koordinaten KD: 50.879406, 11.934121
Geologische Situation
Der Aufschluss liegt im Südosten des Thüringer Beckens auf der Münchenbernsdorfer Teilscholle (NE-
Teil der Saale-Elster-Sandsteinplatte) innerhalb der Bleicherode-Stadtrodaer Scholle. Die Bleicherode-
Stadtrodaer Scholle wird im Nordosten durch die Finne-Störung und im Südwesten durch die
Schlotheim-Leuchtenburg-Störungszone abgegrenzt. Nordwestlich wird die Scholle gegen die
53
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Ohmgebirgs-Grabenzone abgesetzt.
Abb. 39 Anfahrtsskizze zum Aufschluss KD nordöstlich des Kraftsdorfer Bahnhofs. In diesem Aufschluss wurden
Profil und Fotos aufgenommen, daneben existieren noch mindestens 8 weitere Aufschlüsse in der
Umgebung von Kraftsdorf.
Fig. 39 Rout e sketch t o outcrop KD northeast of the Kraftsdorf railroad station. The section and ph otos were
taken at KD; at least 8 furth er out crops are situated in the vicinity of Kraftsdorf.
Stratigraphie
In den ehemaligen Steinbrüchen um Kraftsdorf ist die Basis der Bernburg-Formation in Form des bis zu
30 m mächtigen Kraftsdorfer Sandsteins (suBS) bzw. Basissandsteins der Bernburg-Formation
aufgeschlossen. Der Kraftsdorfer Sandstein soll mit der Hauptrogenstein-Zone (HRZ) des nördlichen
und östlichen Harzvorlandes (vgl. Aufschlüsse BE, LS) zeitlich korrelieren. Eine Zweiteilung des
Kraftsdorfer Sandsteins wird durch eine etwa 1 m mächtige Sandstein-Tonstein-Wechsellagerung
bedingt, die als „Lettig“ bezeichnet wird. Es ist unklar, ob die Basis des Kraftsdorfer Sandsteins
zugänglich ist.
Sedimentologie
Die Brüche zeigen in der Regel ein recht einheitliches Profil. Als tiefste Einheit sind laminierte oder
schräggeschichtete, ooidführende Sandsteine aufgeschlossen (Abb. 41 A). Als Trennlagen zwischen den
zwischen 20 und 80 cm mächtigen Sandsteinbänken bilden dünne Pelithorizonte, die häufig sehr viel
Glimmer und Trockenrisse enthalten. Die ooidführenden, teilweise dolomitisch zementierten Sandsteine
sind entweder schräggeschichtet oder flachwinklig laminiert. Sie zeigen an der Basis nur selten Erosion.
Häufig treten Einheiten mit gegensätzlich einfallender, kleindimensionaler Schrägschichtung auf
(Fischgräten-Schichtung). Die Leeblätter der Schrägschichtungen sind in der Regel mit Glimmern
belegt. In den tonig-sandigen Horizonten („Lettig“, Abb. 41 B) finden sich gerippelte Tonsilt- sowie
Sandsteinlagen. Vereinzelt tritt Linsen- und Flaserschichtung auf, wobei isolierte Feinsand-Rippeln als
„Hunger-Rippeln“ unter Welleneinfluss geformt wurden (FENSTERER & VOIGT 2009) Die Tonsteine
enthalten zahlreiche Conchostraken. Trockenrisse sind selten.
54
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Die von FENSTERER & VOIGT (2009) ausgeführten Paläoströmungsmessungen (Abb. 40) zeigen
überwiegend nord- bis nordwestwärts (beckenwärts) gerichtete Schrägschichtungseinheiten, wobei die
Messungen auch Schwankungen in den Strömungsrichtungen zeigen.
Abb. 40 Paläoströmungsrichtungen in den ehemaligen Steinbrüchen um Kraftsdorf gemessen an flachwinkligen
Schrägschichtungskörpern aus FENSTERER & VOIGT (2009). Generell ist ein Trend des Einfallens in
nördliche Richtung festzustellen.
Fig. 40 Paleocurrent directions in the former quarries around Kraftsdorf measured on low-angle cross
stratification from FENSTERER & VOIGT (2009).
Interpretation
Auffällig ist die petrographische sowie fazielle Ähnlichkeit des Kraftsdorfer Sandsteins (suBS) zu den
Dolomitischen Sandsteinen (suBDS) bei Grosswangen (GW), wobei die in Grosswangen
aufgeschlossenen Dolomitischen Sandsteine in die oberste Bernburg-Formation eingeordnet werden.
Ooide, flachwinklige Schrägschichtung und mächtige Tonhorizonte belegen einen lakustrinen
Sedimentationsraum der oolithischen Sandsteine. Die flachwinklige Schrägschichtung und
charakteristische gewölbte Sandsteinkörper mit planarer Basis sind für eine Ablagerung im
Strandbereich als Uferbarre typisch.
Die gemessenen Schwankungen in den Schrägschichtungseinheiten (Abb. 40) zeigen variierende
Strömungsbedingungen an, die vermutlich auf einen Wechsel zwischen Sturm- und Schönwetter
zurückgeführt werden können. Im Zuge von Stürmen wurden Ooide in den nördlichen, distal gelegenen
Bildungsbereichen der Ooide erodiert und über Verteilungsloben (spill-over lobes) in den sandigen
Strandbereich eingeschwemmt.
55
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Abb. 41 Lithologisches Profil Kraftsdorf (KD) im Basisbereich der Bernburg-Formation (suB). A) Typische
Abfolge mit gegensätzlich einfallender, kleindimensionaler Schrägschichtung (Fischgräten-Schichtung) in
dolomitisch zementierten, oolithischen Sandsteinen. B) Tonig-sandige Wechselfolge („Lettig“) mit
gerippelten Tonsilt- sowie Feinsandsteinlagen. C) Übersicht des ehemaligen Steinbruchs nordöstlich des
Kraftsdorfer Bahnhofs (vgl. Abb. 39). Die tonig-sandige Wechsellagerung des „Lettig“ (vgl. B) ist aus der
Ferne deutlich zu erkennen und kann in den umliegenden Steinbrüchen als Leithorizont herangezogen
werden. Legende siehe Abb. A1.
56
KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Fig. 41 Lithological section Kraftsdorf (KD) within the lower Bernburg Formation (suB). A) Herringbone cross-
stratification occurs in oolitic sandstones, cemented by dolomite. B) Alternating clayey-sandy interval
("Lettig") characterized by rippled clayey siltstone and fine-grained sandstone beds. C) View over the
former quarry northeast of the Kraftsdorf railroad station (see Fig. 39). Alternating clayey-sand y beds of
the "Lettig" (cf. B) are clearly visible from a distance and can be used as a marker bed. See Fig. A1 for
figure legend.
Da der Kraftsdorfer Sandstein mit der Hauptrogenstein-Zone an der Basis der Bernburg-Formation
gleichgesetzt wird (KOZUR & SEIDEL 1983), repräsentiert der Kraftsdorfer Sandstein den vermutlich
weitesten Vorstoß der Uferlinie des Playa-Sees nach Südosten, wobei die Uferlinie ähnlich wie im
Aufschluss Grosswangen (GW) längerfristig stationär war (FENSTERER & VOIGT 2009). Die Sandstein-
Tonstein-Wechsellagerung des „Lettig“ wird als Ablagerung eines flachen, vom ausgedehnten Hauptsee
abgetrennten Playa-Sees interpretiert.
4.14 Orlamünde (OM)
Lokation
Ein tief eingeschnittener Hohlweg schließt ehemalige Steinbrüche auf dem Weg von der Unterstadt
Orlamündes (Naschhausen) zur Oberstadt auf (OM 1 - Abb. 42). An den Felsenkellern in Naschhausen
können rote Seeablagerungen der Bernburg-Formation beobachtet werden (OM 2 - Abb. 42). Der örtlich
gewonnene Sandstein wurde unter anderem beim Bau der Kemenate Orlamünde verwendet. Orlamünde
ist aus Jena kommend über die B88 zu erreichen.
Koordinaten OM 1: 50.775911, 11.528141
OM 2: 50.775563, 11.536840
Abb. 42 Anfahrtsskizze zu den Aufschlüssen OM 1 und OM 2 in Naschhausen (Orlamünde).
Fig. 42 Route sketch to OM 1 and OM 2 outcrops in Naschhausen (Orlamünde).
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Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Geologische Situation
Der Aufschluss liegt im Süden des Thüringer Beckens auf der Mühlhausen-Orlamünder Scholle im
Bereich der westlichen Saale-Elster-Sandsteinplatte. Die Mühlhausen-Orlamünder Scholle wird im
Nordosten durch die Schlotheim-Leuchtenburg-Störungszone und im Südwesten durch die Eichenberg-
Gotha-Saalfelder Störungszone abgegrenzt. Nordwestlich wird die Scholle gegen die Ohmgebirgs-
Grabenzone abgesetzt.
Abb. 43 Lithologisches Profil
Orlamünde (OM) im
Grenzbereich zwischen Unteren
und Mittleren Buntsandstein
(Bernburg-Formation suB zu
Volpriehausen-Formation smV).
A) Das Profil beginnt mit der
Oberen Sandstein-Tonst ein-
Wechsellagerung der Bernburg-
Formation (suBW), B) darauf
folgen im höheren Teil des
Profils helle, grobkörnige
Sandsteine der Volpriehausen-
Formation (smV). C) Die hellen,
dickbankigen Sandsteine der
Volpriehausen-Formation führen
äolische Lagen (Pfeil ). Legende
siehe Abb. A1.
Fig. 43 Lithological section
Orlamünde (OM), exposing the
boundary between Lower and
Middle Buntsandstein (Bernburg
Formation suB to Volpriehausen
Formation smV). A) The section
starts with inter-bedded
sandstones and claystones of the
Bernburg Formation (suBW), B)
overlain by light-colored, coarse-
grained sandstones of the
Volpriehausen Formation (smV).
C) The light-colored, thick-
bedded sandstones of the
Volpriehausen Formation
occasionally include aeolian
layers (arrow). See Fig. A1 for
figure legend.
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KÄSBOHRER, F. et al.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins (Untertrias)
Stratigraphie
Im Hohlweg Orlamünde ist ein etwa 30 m mächtiges Grenzprofil zwischen Unterem und Mittlerem
Buntsandstein aufgeschlossen. Die Grenze zwischen der rötlichen, Oberen Sandstein-Tonstein-
Wechsellagerung der Bernburg-Formation (suBW) und den hellen Sandsteinen der Volpriehausen-
Formation (smV) ist im Gelände deutlich zu erkennen (Abb. 43).
Sedimentologie
Im oberen Teil des Profils ist die Grenze zum Basis-Sandstein der Volpriehausen-Formation
aufgeschlossen. Diese Farbgrenze verläuft diffus, das Einsetzen dickerer Sandsteinbänke, das auch mit
dem Auftreten von kleinen Geröllen und Grobsanden gekennzeichnet ist, geht mit einem deutlichen
Rückgang der Tonanteile im Profil einher. Die obere Bernburg-Formation besteht aus einer
überwiegend rotfarbenen Sandstein-Tonstein-Wechsellagerung (Abb. 43 A). Die Sandsteine sind
dünnbankig und meist feinkörnig, Rippeln, Schrägschichtung und Trockenrisse sind häufig.
Gelegentlich treten Rinnen auf. In einigen Sandsteinbänken weisen Karbonatgehalt und runde Poren auf
gelöste Ooide hin.
Interpretation
Die Merkmale der Abfolge sprechen für einen raschen Wechsel der Ablagerungsbedingungen von
lakustrinen, äolischen und fluviatilen Prozessen. Als Ablagerungsbereich kann das Ufer eines Sees und
die angrenzende Sandeb ene angenommen werden. Letztere wurde vermutlich von zahlreichen kleinen
Rinnen eines terminalen Fächers durchzogen. Die Existenz von Ooiden spricht für einen ausgedehnten
See und schließt die Ablagerung in temporären Seen praktisch aus.
5 Zusammenfassung
KÄSBOHRER, F., KUSS, J., VOIGT, T.: Exkursionsführer zur Geologie des Unteren Buntsandsteins
(Untertrias) zwischen Harz und Thüringer Wald. - Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 64.
Dieser geologische Exkursionsführer wendet sich vorwiegend an Geowissenschaftler/innen, die
fachlichen Anforderungen sind im Wesentlichen auf diese Zielgruppe zugeschnitten. Dennoch ist der
Exkursionsführer auch interessierten Laien zu empfehlen. Der Exkursionsführer dokumentiert die
sedimentäre Abfolge des Unteren Buntsandsteins (Calvörde- und Bernburg-Formation) innerhalb der
lakustrinen Beckenfazies im nördlichen und östlichen Harzvorland. Zusätzlich wird die lakustrine,
stärker siliziklastisch geprägte Randfazies im Thüringer Becken dokumentiert.
Die Aufschlüsse des kontinentalen Unteren Buntsandsteins offenbaren eine vielfältige, zyklische
Sedimentation, die sowohl siliziklastisch als auch karbonatisch geprägt ist. Kennzeichnend
fürSedimente eines flachen Sees sind flasergeschichtete Ton- und Siltsteine mit zwischengeschalteten
Oolithen und Stromatolithen, während an der Küstenlinie des Sees oolithische Sandsteine innerhalb
sandiger Uferbarren zur Ablagerung kommen. Diese Uferlinie ist in den Sedimenten des Unteren
Buntsandsteins äußerst selten erhalten, was auf stark schwankende Seespiegel aufgrund klimatischer
Variationen zurückgeführt wird. Die randliche Fazies des Unteren Buntsandsteins ist geprägt von
fluviatilen Sanden perennierender, ephemerer Zopfströme sowie äolischer Sedimentation in Form von
Dünen und Sandebenen.
59
Hercynia N. F. 54/1 (2021): 1 – 64
Die mikrobiell geprägte Karbonatfazies mit Oolithen und Stromatolithen ist im Unteren Buntsandstein
des Harzvorlands besonders spektakulär aufgeschlossen. Wichtige Aufschlüsse umfassen den Heeseberg
bei Jerxheim, Harly bei Vienenburg sowie Beesenlaublingen. Diese in klastisch dominierten Abfolgen
zwischengeschalteten Kalksteine sind Gegenstand einer andauernden wissenschaftlichen Diskussion,
bezüglich ihrer marinen bzw. lakustrinen Entstehung. Die Frage nach dem Ablagerungsmilieu vermag
der vorliegende Exkursionsführer nicht eindeutig zu klären. Allerdings favorisieren die Autoren ein
Ablagerungsmodell, das auf Grund zahlreicher sedimentologischer Befunde, am besten mit randlichen
Seenbereichen verglichen werden kann. In Zukunft besteht Bedarf an weiterer multidisziplinärer
Forschung im Unteren Buntsandstein des gesamten Mitteleuropäischen Beckens, um eine präzise
Rekonstruktion dieses komplexen Ablagerungssystems zu erreichen.
Obwohl die hier beschriebenen Einzelprofile nur Teilabschnitte des Unteren Buntsandsteins darstellen,
sind sie gut in das regionale stratigraphische Gerüst einzuordnen. Zudem ist mit den Profilen Nelben
und Caaschwitz der Übergang zwischen Perm und Trias aufgeschlossen.
Überaus vielfältige Lithologien, Sedimentstrukturen und damit verknüpfte Ablagerungssysteme machen
die Aufschlüsse des Unteren Buntsandsteins zu exzellenten Exkursionszielen für Lehre und Forschung.
Oolithe und Stromatolithe in karbonatischen Abfolgen weltweit von großer Bedeutung sind im
Unteren Buntsandstein Mitteldeutschlands so anschaulich ausgebildet wie sonst nirgends in
Deutschland.
6 Danksagung
Dieser Dokumentation bedeutender Aufschlüsse gingen über 10 Jahre Forschungen im Buntsandstein
voraus, die von der Arbeitsgruppe Geochronologie der Universität Bremen und der Arbeitsgruppe
Sedimentologie der Friedrich-Schiller-Universität Jena durchgeführt wurden. Zahlreiche Studenten
dieser Arbeitsgruppen unterstützten durch Profilaufnahmen von Oberflächenaufschlüssen sowie
detaillierte Faziesarbeiten die Schaffung einer soliden Datenbasis. Besonders bedanken möchten wir uns
bei Daniel Döpke, Niklas Springfeld, Jakob Brauner, Maria Fensterer und Vanessa Kolatschek. Wir
danken Josef Paul für die äußerst sorgfältige und kritische Begutachtung des Manuskriptes. Monika
Partzsch sei für die redaktionelle Betreuung des Manuskriptes gedankt.
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