Geotope: Zeugen der Erdgeschichte
von Berthold Weber, Weiden

Kaum ein Gebiet auf der Erde kann eine so lange, kleinräumig abwechslungsreiche, durch zugängliche Gesteinsbildungen (Geotope) aufgeschlossene, erforschte und dokumentierte Geschichte vorweisen wie Nordostbayern. Nach ihrer Definition sind Geotope erdgeschichtliche Bildungen der unbelebten Natur, die Erkentnisse über die Entwicklung der Erde oder des Lebens vermitteln. Es liegt in unserer Verantwortung, diese in vielen Jahr-Millionen entstandenen stummen Zeugen zu erhalten, zu erforschen und so zum sprechen zu bringen. Generationen von Forschern, Naturwissenschaftler unterschiedlicher Disziplinen, haben hier den Aufbau der Gesteine und ihre Mineralien untersucht, zuletzt wurde mit dem Kontinentalen Tiefbohrprogramm (KTB) das erste und größte deutsche Projekt der geowissenschaftlichen Grundlagenforschung bei Windischeschenbach / Oberpfalz durchgeführt.

Ein Blick auf die geologische Karte von Bayern, genauer von NO-Bayern, zeigt ein sehr buntes Bild. Diagonal von Nord-West nach Süd-Ost zieht sich die Grenze zwischen kristallinen Grundgebirge ("Urgestein")  im Osten und mesozoischen Vorland (Ablagerungsgesteinen) im Westen.
Bildquelle: Bayerisches Landesamt für Umwelt, Ausschnitt aus der Karte 1:5000000

Ziel dieser Seiten ist es, im Rahmen einer schnellen Zeitreise einige ausgesuchte und sehenswerte Geotope (unterstrichene Links) im Bereich der nördlichen Oberpfalz vorzustellen, freilich nicht in der Präzision, dem Umfang und der Wortwahl, wie das in einschlägigen wissenschaftlichen Abhandlungen geschehen ist.

Drehen wir das Rad der Zeit zurück bis zur Entstehung der Erde. Die Erde entstand vor etwa 4.55 Milliarden Jahren (+/- 1%)[1a]. Über die archaischen Zeiten vor vier, drei und zwei Milliarden Jahren wissen wir sehr wenig. Einzig Zirkon-Kristalle, harte Mineralkörnchen, die in ihrer Struktur äußere Einwirkungen wie Druck und Temperatur archiviert haben, erzählen von mehrfacher Abtragung, Ablagerung (Sedimentation) und Gesteinsumbildung (Metamorphose). Das weltweit älteste Mineralkörnchen wurde von Prof. John Valley [1b] auf 4.4 Milliarden Jahre datiert. Der älteste Zirkon aus unserem Raum und zugleich in Mitteleuropa stammt aus dem Regensburger Wald mit einem Alter von 3.8 Milliarden Jahren [2].

Sicher wissen wir von tonig-sandig-lehmigen Ablagerungsgesteinen, die im Präkambrium (vor vermutlich 1.2 Milliarden bis 570 Millionen Jahre) [3] in mächtigen Schichtpaketen entstanden und später durch Druck und Temperatur (Metamorphose und Anatexis) in Gneise umgewandelt wurden. Diese Gesteine finden wir an vielen Orten, nicht nur im besprochenen Gebiet, sondern im Bereich zwischen Moldau und Donau, woraus sich der Name "Moldanubikum" ableitet. Das Moldanubikum wird als vor-paläozoische Einheit angesehen [4], die Ablagerungen fanden also vor mehr als 570 Millionen Jahren statt. In ihrer langen Geschichte sind diese Gesteine mehrfach von Gebirgsbildungen (Orogenesen) und klein- und großräumigen Krustenbewegungen (Tektonik), von Temperatur und Druck (Metamorphose) bis stellenweiser kompletter Aufschmelzung (Anatexis) betroffen gewesen [5]. So hat sich das Gefüge und der Mineralbestand geändert. Besonders schön aufgeschlossen sind diese Gneise, die man allenfalls als minderwertige Schotter gebrauchen kann, im Zottbachtal beim Leo-Maduschka-Felsen und am Teufelsstein östlich Weiden. Auch der imposante Fahrenberg bei Waldthurn und der Sulzberg bei Pleystein bauen sich größenteils aus solchen Gneisen auf. Eingelagert in diese alten, ehemaligen Ablagerungs-Gesteine finden wir dunkle, kieselsäurearme (basische) Gesteine, die aus dem Magma aus großer Tiefe stammen. Diese Serpentinite und Eklogite mit einem Protolithalter von bis zu 1.5 Milliarden Jahren stellen die ältesten Zeugen der Landwerdung in Mitteleuropa dar [6].  Der Serpentinit von Waldau ist, wegen seiner größeren Widerstandskraft gegenüber der Verwitterung (Erosion), als "Härtling" im Laufe der Zeit herauspräpariert worden. Vereinzelt waren in den Sedimenten auch kalkhaltige Schichten eingeschaltet, diese wurden, wie etwa am Rehberg nördlich Pleystein und bei Gsteinach nahe Pleystein durch die Metamorphose in Kalk-Silikat-Gesteine umgewandelt [7].

In den Kalksilikat-Schichten finden sich mitunter Kristalle von Hessonit, wie hier links abgebildet von Gsteinach bei Pleystein. 
Bildquelle: Foto und Sammlung Berthold Weber

Gesteine der nächsten Epochen, Kambrium (vor 570-500 Mio Jahren) und Ordovizium (vor 500-440 Mio Jahren), sind vielfach im Nordrand der Oberpfalz und in Oberfranken überliefert. Die sogenannte "Arzberger Serie" stellen sandig-tonige Gesteine, teilweise durch Karbonatgesteine unterbrochene Meeresablagerungen dar [8]. Aus den kalkhaltigen Karbonatgesteinen bildete sich wieder Kalksilikat und, besonders bemerkenswert, Marmor (z.B. Wunsiedel) [9a]. Diese "Urkalke" sind nachträglich stellenweise vererzt (Arzberg) oder durch magnesiumhaltige Lösungen in Steatit (Speckstein von Göpfersgrün und Thiersheim) umgewandelt worden [10a][10b]. Der Wunsiedler Marmorzug stellt das bedeutenste Grundwasservorkommen der nördlichen Oberpfalz dar. Wo keine Metamorphose die Gesteine ergriff, dort finden wir die ersten Fossilien, Zeugen des ersten Lebens in unserem Raum. Die derzeit absolut ältesten bekannten Versteinerungen in Bayern sind Mikrofossilien "Acritarchen" aus präkambrischen Phylliten (Steinbruch Scheruhn / Oberfranken) mit einem Alter von ca. 545 Millionen Jahren [9a][9b]. Die wohl ältesten (Makro-) Fossilien Mitteleuropas (über 500 Millionen Jahre alt, mittleres Kambrium) finden sich in den Pressecker Schichten südlich des Ortes Presseck (Landkreis Kulmbach/Oberfranken) [11]. In diesen Zeitrahmen fällt auch die sog. "assyntische Orogenese", eine Gebirgsbildung die mit der "Böhmische Masse", den großen Grundgebirgsstock formte. Schwefelreiche Ablagerungen im Ordovizium bildeten in der Nähe von Waldsassen bei Pfaffenreuth die Grundlage für die Schwefelkiesvorkommen, die bis 1970 bergmännisch in der Grube Bayerland abgebaut wurden [12].

Gesteine aus dem Silur sind seltsamerweise im besprochenen Raum nur vereinzelt anzutreffen. Die wenigen Metakieselschiefervorkommen [6] sind nicht sicher datiert, gehörten aber wohl hierher. Sicher silurisch ist die Wetzeldorfer-Gruppe (neuerdings auch als "Rittsteiger Gruppe" bezeichnet) in der Erbendorfer Gegend (eben beim Ort Wetzeldorf) [13].

An der Wende zum Devon (-410 Mio. Jahre) wurde der Meeresboden infolge der kaledonischen Gebirgsbildung angehoben, Nordbayern wurde, zumindest stellenweise, zum Festland. Es folgten Intrusionen von sauren Magmen, die prävarizischen Gneise des Fichtelgebirges werden mit dieser Gebirgsbildung in Verbindung gebracht [8]. Spätestens im Mitteldevon versank dieses Land jedoch wieder in den Fluten und in Folge wurden mächtige Sedimentschichten abgelagert. Untermeerische basische Lavaströme drangen nach oben und wurden vom Meer jäh abgekühlt. Sozusagen submarin bildeten sich Gesteine, die wir heute als Diabas [14] bezeichnen und in Schotterbrüchen abbauen.

Noch vor, spätestens aber zu Beginn der folgenden variskischen Gebirgsbildung mußten sich im Raum Windischeschenbach / Menzlhof aus granitischen Restschmelzen kleinere Pegmatitkörper gebildet haben. Diese sind, ebenso wie die umgebenden Gneise teils aufgeschmolzen und durchbewegt worden [15].

Granatkristall im Metapegmatit von Menzlhof bei Windischeschenbach. Mitunter (besonders in der Grube Wilma bei Wendersreuth) wurden auch stark verformte Kristalle, wohl mit dem Pegmatit durchbewegt, gefunden. 
Bildquelle: Foto und Sammlung Berthold Weber

An der Wende Unter-/Oberkarbon (-320 Mio. Jahre) wird, durch die sudetische Phase der variszischen Gebirgsbildung ein Hochgebirge emporgefaltet. Diese Gebirgsbildung war das markanteste geologische Ereignis Nordostbayerns, wenn auch in den folgenden Perioden der Erdgeschichte das Meer immer wieder kurz das "Alte Gebirge" überspült haben mag, so besaß doch das östliche Gebiet der Oberpfalz und das Fichtelgebirge von da an bis heute festländischen Charakter [8]. Im Rahmen dieser weltumspannenden Gebirgsbildung drangen in 5 bis 10 km Tiefe Magmen aus aufgeschmolzenen ehemaligen Sedimentgesteinen ein und kristallisierten langsam aus. Die so entstandenen Granite von Falkenberg, Flossenbürg, Leuchtenberg, Schellenberg aber auch vom Steinwald und dem Fichtelgebirge sind heute prägende Landschaftsteile [8][16]. In der Endphase der Granit-Kristallisation entstanden aus den mit Wässern und leichtflüchtigen Bestandteilen sowie mit seltenen Elementen angereicherten Lösungen die Pegmatite. Diese Lösungen waren mobiler als die granitischen Magmen und konnten in kleine Spaten, aber auch in große Hohlräume im Gneisdach eindringen und dort Pegmatitgänge und Pegmatitstöcke bilden. Der Pegmatit von Hagendorf-Nord und Hagendorf-Süd sowie der weitgehend durch Erosion abgetragene Pegmatit von Pleystein (Rosenquarzfels) werden den Restlösungen des Flossenbürger Granits zugeordnet [15]. Ein Lithium-reicher Pegmatit wurde erst vor kurzer Zeit bei Grünberg gefunden. Ein weiteres, Quarz-reiches Gestein, nämlich Aplit wird durch raschere Abkühlung aus dem gleichen granitischen Magma gebildet. Ein großes Aplit-Vorkommen steht heute noch mit der "Silbergrube" bei Waidhaus in Abbau, beim Großen Stein nördlich Miesbrunn kennt man mächtige Aplitgänge, Turmalin- und Granat und Phosphate enthaltend. Noch schnellere Abkühlung, vor allem aber Druckentlastung haben die Rhyolithe-Dazite, (fürher sagte man Quarzporphyre) als Ergußgesteins-Äquivalent des Granit aus heißen Magmen im Perm gebildet [14]. Rhyolithe finden wir, im Gneis eingebettet in bis zu mehrere hundert Meter mächtigen Gängen östlich Weiden am Fischerberg, beispielsweise nahe dem Teufelsstein[17].

Aufsteigende heiße, mineralreiche Wässer ließen nun in hydrothermaler Form Quarz-, Flussspat- Schwerspat- und Erzgänge entstehen. Umstritten ist freilich, ob die aufdringenden Lösungen ihre Quelle im Nachhall granitbildenden Vorgänge haben oder anderer Abstammung sind. Die materiellen Quellen der bis 12 Meter mächtigen Flussspatgänge des Nabburg-Wölsendorfer Reviers sind noch immer nicht eindeutig geklärt, zweifelsfrei hatten diese Gänge aber große wirtschaftliche Bedeutung für die Region [18].

Das Bild links zeigt Flussspatkristalle von der Grube Marienschacht im Nabburg-Wölsendorfer Revier. Ca. 100 verschiedene Mineralien, bis hin zu ged. Silber kennt man heute von diesen Vorkommen.
Bildquelle: Foto und Sammlung Berthold Weber

Nur an wenigen Stellen, so im Reichhart-Schacht, Venezianer-Stollen, Kocherstollen, Rolandgang und Schwarzach-Stollen sind diese geologische Bildungen, weil nicht gänzlich abgebaut, noch zu sehen. Die Blei-, Kupfer-, Zink- und Silber-haltigen Erzgänge bei Erbendorf [19], auch die Goldquarzgänge von Brandholz-Goldkronach werden genetisch in Zusammenhang gebracht [20]. Die auffälligste geologische Bildung Bayerns, der Pfahl entstand sozusagen als "Ausheilung" einer großen tektonischen Störung durch Quarz. Der Pfahl ist, fast schnurgerade auf ca. 150 km in SO-NW Richtung zu verfolgen und endet in seiner nördlichen Erstreckung in der Nähe von Nabburg/Schwarzenfeld [21][22]. Datiert wird die Entstehung des Pfahls auf ein Alter von etwa 250 Millionen Jahre [23].

Die nun folgenden geologischen Epochen sind wesentlich westlich der "fränkischen Linie" [24], einer tektonischen Großstörung etwa in der Linie Bayreuth-Weiden dokumentiert [3]. Östlich dieser Linie dominierte nämlich die Abtragung durch Erosion im Grundgebirge das Geschehen, während der westliche Bereich, durch Hebungen und Senkungen bedingt in großen Teilen des Erdmittelalters (Mesozoikums) Sedimentationsraum war. Da hier keine Metamorphose griff, liegen diese Gesteine heute noch als gut erkennbare Ablagerungsgesteine vor. Gehen wir also nochmals ins Erdaltertum zurück.

Beginnend mit dem Oberkarbon, hautsächlich aber in der folgenden Rotliegendzeit, vor etwa 270 Millionen Jahren, also noch im Paläozoikum, begann sich der Grundgebirgssockel östlich der fränkischen Linie weiter zu heben. Im Raum Weiden ("Weidener Becken") und westlich Erbendorf[19] wurden, damals in Äquatornähne bei heißem Klima, mächtige festländische Sedimentschichten in einzelnen "Trögen" abgelagert. Bedingt durch zeitweise langsame Absenkung bildete sich zwischen grobkörnigen Konglomeraten aus pflanzlichen Ablagerungen geringmächtige Kohleflöze, die bei Erbendorf sogar Ziel bergbaulicher Tätigkeiten waren [19]. In Weiden wurden diese Schichten bei der Bohrung zur Thermenwelt mit 1460 m nicht ganz durchdrungen, ohne freilich auf abbauwürdige Kohle- oder Erdölvorkommen zu stoßen [3].

Erbendorfer Steinkohle (Bild links) zeigt selten, wie hier, fossile Blattabdrücke. Da der Bergbau längst eingestellt und die Halden abgetragen und überwachsen sind kann man solche Exponate heute nur noch in Museen finden.
Bildquelle: Museum in Erbendorf, Foto Berthold Weber

Während der folgenden Trias-Zeit bildeten sich im Bereich Hirschau - Schnaittenbach Ablagerungen feiner Sedimente (Arkosen) . Diese Arkosen, im Deltabereich großer Flüsse abgelagert, sind die bekannten, heute noch in Abbau stehenden Kaolin-Vorkommen[26]. Im mittleren Trias drang, durch weitere Absenkung des "Fränkischen Troges" westlich der fränkischen Linie, das mitteldeutsche Muschelkalkmeer von nordwest bis etwa auf die Höhe des Manteler Waldes westlich Weiden vor [6]. Wiederum mehr flachmeerischen Bedingungen mit Ablagerungen von Sandsteinen und Arkosen und der Küstencharakter waren in der Keuperzeit durch zwei Faktoren bedingt. Erstens durch die Hebung des Grundgebirges im Osten und zweitens durch die Anfüllung des Meeresbodens durch Sedimente. Im Bereich von Freihung (Grube "Vesuv") - Tanzfleck und an anderen Stellen sedimentierten sich, möglicherweise aus dem nahen östlichen Grundgebirge stammende Bleierze angereichert im Sandstein ab [27], die bis zum II. Weltkrieg bergmännisch gewonnen wurden.

Grünbleierzkristalle (Pyromorphit) auf Keuper-Sandstein von Tanzfleck bei Freihung. Die wunderschönen Kristalle entstanden sekundär auf Spalten und Klüften im Gestein.
Bildquelle: Foto und Sammlung Berthold Weber

Zu Ende der Keuperzeit erfolgte eine weitere Hebung, so dass das Meer weiter nach Westen zurückweichen musste, was allerdings nicht von langem Bestand sein sollte. Schon im Braunen Jura (Dogger) finden wir wieder Meeres-Ablagerungen, durch erneute Absenkung bedingt. Besonders eisenreiche, deswegen kräftig gefärbte Sedimente finden sich in diesen Schichten. Das ändert sich zur Malm-Zeit hin, wo die Sedimente heller (Weißer Jura) wurden und endet mit der europaweiten Trockenlegung des Jurameers in der Wende zur Kreidezeit [29]. Die Kreidezeit war von großen geologischen Aktivitäten geprägt. Während zu Beginn der Unterkreide, vor etwa 135 Mio Jahren noch eine Einmuldung westlich der fränkischen Linie das Land zurückdrängte, trennte, nach erneuter Hebung unser Gebiet als Festland das südliche und das nördliche Kreidemeer. Im Oberpfälzer Jura begann die Verkarstung [29]. Ein Karsttal-System, die sog. Oberpfälzer Rinne, von Auerbach über Sulzbach-Rosenberg bis Amberg entstand. In der Oberkreide, vor etwa 95 Millionen Jahren wurden eben in dieser Rinne aus Abtragung der eisenreichen Dogger-Schichten die wirtschatlich bedeutsamen Eisenerze dieser Region angereichert [30a][30b][31]. In die gleiche Zeit fällt die erste Ausbildung des Urnaab-Systems, besonders mit der Haidenaab, die sich in die nun festländischen Keuperschichten eingrub und ebenfalls wirtschaftlich bedeutsame Sand- und Kiesvorkommen bildete [6]. Der über lange geologische Zeiten anhaltende bzw. wiederkehrende Küstencharakter des besprochenen Raums zeigt sich heute auch in einem relativen Reichtum an versteinerten Hölzern.

In der Erdneuzeit (Känozoikum), beginnend mit dem Paläozän vor etwa 65 Millionen Jahren, hob sich das Land weiter an. Der festländische Charakter der gesamten nördlichen Oberpfalz blieb von da an bis heute erhalten [6]. Die tiefgründige tertiäre Verwitterung, durch tropisches und subtropisches Klima begünstigt, prägte nun die Landschaft nachhaltig. Im Miozän, vor etwa 20 bis 25 Millionen Jahren rissen, aufgrund von tektonischen Spannungen im Zusammenhang mit der Hebung der Alpen, kilometertiefe Spalten auf in denen vulkanisches Magma rasch an die Oberfläche drang [32]. Dieser tertiäre Vulkanismus mit seinem Schwerpunkt im Egergraben hat uns neben dem Parkstein, Rauhen Kulm, und Anzenberg noch eine ganze Reihe von Basaltschloten und Deckenergüssen hinterlassen.

Augitkristall vom Anzenberg. Im Basalttuff finden sich gelegentlich solche, aus der Tiefe stammende Mineralien.
Bildquelle: Foto und Sammlung Berthold Weber
Im Rahmen des tertiären Basaltvulkanismus wurden Hölzer durch vulkanische Asche und Tuffe begraben. In dem nun schon lange Zeit nicht mehr im Abbau stehende Basaltsteinbruch bei Triebendorf fanden sich im Tuff derartige durch silikatische Lösungen verkieselte Hölzer.
Bildquelle: Foto und Sammlung Berthold Weber

Vielerorts in Nordostbayern werden heute diese zähen, dunklen Basalt-Gesteine in großen Brüchen zur Split- und Schottergewinnung abgebaut. Bei Bayerhof/Erbendorf wurde durch eine Forschungsbohrung erstmals in Bayern ein tärtiäres Maar nachgewiesen. Neueren Forschungen und Beobachtungen (z.B. Keller in Parkstein) folgend dürften viele unserer Basaltkegel phreatomagmatischen Ursprungs sein, wobei das Diatrem durch Relief-Unkehr herausgewittert ist. Im weit verzweigten Urnaabsystem wurde in der Zeit vor etwa 18-12 Millionen Jahren, bei günstigen klimatischen Bedingungen die großen Braunkohlevorkommen von Wackersdorf gebildet [6].

Bernstein aus der Wackersdorfer Braunkohle. Neben dem baltischen Bernstein gab und gibt es viele weitere Vorkommen. Eigentlich ist Bernstein ja nur ein fossiles Harz. Freilich ist dieser faustgroße Brocken ein Museums-Exemplar.

Bildquelle: Foto Berthold Weber, Museum Steinberg/Wackersdorf

Im Quartär, also vor ca. zwei Millionen Jahren bis heute kam es zu einer allgemeinen Abkühlung, gefolgt von den Eiszeiten, die unserer heutigen Landschaft den letzten Schliff gegeben haben [7]. Letzte vulkanische Tätigkteiten (Kammerbühl, Alter ca. 650000 Jahre [35], und Eisenbühl, Alter ca. 245000 Jahre [35], an der tschechischen Grenze) sowie Säuerlinge (z.B. Sauerbrunnen) und Termalquellen sind dem Nachhall des tertiären Vulkanismus zuzuordnen [33][34], ebenso wie die heute noch auftretenden Schwarm-Erdbeben im Umfeld des (verlängerten) Eger-Grabens [36]. Neue Forschungen sehen in diesen Erscheinungen prä-vulkanische Vorgänge. Ausscheidungen eisenhaltiger Säuerlinge haben zu kleinen Erzvorkommen geführt die in historischer Zeit an verschiedenen Orten hier abgebaut wurden. Die Oberpfälzer Landschaft erhielt in den Eiszeiten ihr heutiges Bild, wenngleich unser Gebiet aber nicht vergletschert war. Die malerischen Fluss- und Bachtäler wie etwa das der Waldnaab, die Große Teufelsküche und die Kleine Teufelsküche bei Tirschenreuth oder der Doost wurden durch die erodierenden Kräfte herauspräpariert [6] stellenweise waren auch noch Hebungen, wie etwa im Waldnaab- und Zottbachtal [7], im Spiel. Einzelne Felsgruppen, wie etwa der Wolfenstein bei Hohenwald, der Schellenberg bei Waldkirch, die Felsgruppe Zipfeltanne im Steinwald bei Pfaben oder der Große Stein nördlich Miesbrunn dokumentieren die jüngsten Verwitterungs-Vorgänge ebenso wie Strudellöcher (Gletschermühle, Butterfaß u.a.m.) und Wackelsteine (Bärnau, Falkenberg, Neusorg, Tirschenreuth).

Der Erdgeschichte Bayerns nachgehen kann man auf dem Geologischen Lehrpfad bei Tännesberg, wo zahlreiche große Gesteinsblöcke herbeigeschaft, chronologisch angeordnet und gut beschildert durch die Epochen den Weg begleiten. Empfehlenswert sind auch die GEO-Touren des Geopark Bayern-Böhmen. Wer gerne mit dem Rad unterwegs ist kann auf dem Bocklradweg ("Georadtour") auf schön ausgeschilderten Geotouren durch das Amberg-Sulzbacher Land oder dem Waldnaab-Radweg ("Georadtour") den Besuch zahlreicher Geotope miteinander verbinden. Einen vorzüglichen und allgemeinverständlichen Einstieg in das Thema Geologie bietet der neue Geopfad in Parkstein.

Für viele oben genannte Geotope und Lokalitäten haben wir die GPS-Daten ermittelt und über Google-Maps einen Online-Karteneintrag gemacht:

Buchempfehlung zum Thema: FÜSSL, M., WEBER, B. (2008) Nördliche Oberpfalz: Weißes Gold und schwarzer Basalt. Streifzüge durch die Erdgeschichte. Quelle & Mayer-Verlag, 1. Auflage, 128 S. <Info zu dem Buch>


Quellen: