Entwicklung im Jura | Entwicklung ab der Kreide | Stratigraphie

3. Geologie

3.1 Die Entwicklungsgeschichte der Frankenalb im Jura

Die transgressive Zeit des Jura im mittleren Bereich des Mesozoikums begann vor etwa 213 Mio. Jahren und dauerte ungefähr 70 Mio. Jahre bis zu ihrem Ende vor 144 Mio. Jahren. Dieser Zeitraum zeichnete sich nicht nur durch eine vielfältige Entwicklung der Tierwelt aus, sondern auch durch Sedimentationsereignisse im epikontinentalen Bereich.

In den Anfängen des Juras stieß das Meer vom Nordseebecken, über die Hessische Straße kommend, in verschiedenen Transgressionsphasen in die heutige fränkische Landschaft hinein. Es herrschte ein ausgeglichenes warmes Klima vor. Nach mehreren kleineren Vorstößen des Meers in der Trias, welche durch Flußschüttungen unterbrochen wurden, setzten die Jura-Ablagerungen mit Sanden vom Vindilizischen Festland ein. Die groben und schräggeschichteten Sande des Lias-1 und Lias-2 schnitten sich anfangs in die Sedimente des Feuerletten ein und verzahnten sich gegen W mit ebenschichtigeren marinen Glimmersandsteinen und Tonen, welche weit vom N her durch küstenparallele Strömungen sedimentiert wurden. Nach der vollständigen Transgression des Meers nach SE und den Ablagerungen der groben und gerundeten Sanden des Lias-3 im unteren Jura kam es zu einer raschen Absenkung des Meeresbodens mit einer anschließenden Sedimentation dunkler Tone und Mergel. Fossilfunde (z. B. Ammoniten, Muscheln, Brachiopoden, Belemniten-Rostren) aus diesem Zeitraum weisen auf ein gut durchlüftetes Flachmeer hin. Der Abschluß des Schwarzen Jura wird durch die Lias---Fazies gebildet, die wiederum auf eine euxinische Stillwasserfazies hinweisen.

Im darauf folgenden Braunen Jura (Dogger-) setzten sich vorerst die Bedingungen des Schwarzen Jura, im sich weiter absenkenden Stillwasserbecken, fort, und es kam zur Ablagerung von mächtigen, pyritreichen und organismenarmen Tonen. Der typische Braune Jura (Dogger-) bildete sowohl vollmarine und kόstenferne, als auch küstennahe Ablagerungen aus, wie den für in typischen, braunen und eisenreichen Sandstein. Z. B. befindet sich im E bei Pegnitz eine eisenerzflöz-reichere Dogger--Fazies. Der Eisenooid-Horizont wurde am Meeresrand ausgebildet und der Anteil an glimmerigem Sand nach N in das offene Meer hinausgespült, wodurch hier eine höhere Konzentration von Eisenerz vorzufinden ist.

Nach diesem marinen Zeitabschnitt begann wieder eine Phase (Dogger--) mit ruhigeren aquatischen Bedingungen und einem Einstellen der Sandschüttungen. Im obersten Bereich des Dogger-- lag gegen Ende des Braunen Jura eine völlige Stillwasserfazies vor.

Durch eine nun einsetzende weltweite Meerestransgression, die auch das Vindilizische Land überspülte, wurde eine Verbindung zur Tethys im S mit dem flachen fränkischen Schelfmeer geschaffen. Der Kontakt zu dem kalten und kalkreichen alpinen "Mittelmeer" ließ ein mächtiges Riffwachstum an den Schwellenrändern im süddeutschen Schelfgebiet unter nun tropischen Klimabedingungen aufkommen. Diese weiße Kalkfazies führte somit zu der Bezeichnung Weißer Jura.

Nur wenige flache Inseln, zwischen dem skandinavischen Festland und dem westmediterranen Raum, ragten noch aus dem Schelfmeer heraus. Sie stellten aber keine Liefergebiete für sandige, sondern nur für tonige Sedimente dar. Diese Trübeströmungen, hauptsächlich über die Sächsische und Hessische Straße aus Norddeutschland eingeschwemmt, führten vorwiegend zu einer Beeinträchtigung des Wachstums der Schwämme. Der Wechsel von Kalkbänken mit dünnen Mergelzwischenlagen deutet auch auf ruhige Sedimentationsverhältnissen hin. Neben dieser Faziesausbildung entwickelten sich unter ungestörten Wachstumsbedingungen auch Riffkuppeln. Man nimmt an, daß Algenkrusten auf den Schwämmen für deren Aufbau mit verantwortlich sind, da nur bei kräftig entwickelten schwammgebundenen Algenkrusten ein Kuppelbau zu beobachten ist (MEYER 1974).

Die Riffentwicklung im Laufe des Weißen Jura wurde noch von anderen Faktoren beeinflußt: Neben dem stratigraphischen Horizont, in dem sie sich entwickelten, und der sie umgebenden Schichtfazies, ist auch der "Untergrund" zu betrachten, auf denen die neu gewachsenen Riffkomplexe aufsetzten. Ebenso ist auch eine evtl. vorhandene seitliche Beeinflussung nicht zu vernachlässigen. MEYER (1974) beschreibt die Entwicklung kuppelförmiger Einzelriffe neben mergeliger Schichtfazies im Unteren Malm. Dickbankige Massenkalke führten zu tellerförmigen Schwammformen und bei einem gewissen Mergelgehalt kam es zu konischen Wachstumsformen. Große Riffdurchmesser wurden im Malm- durch das Aufsetzen auf bereits vorhandenen Formen aus dem Unteren Malm gebildet (indessen ohne dieser Basis nur kleinere Komplexe mit flachen Böschungen (10-20) entstanden). Im Malm- entfalteten sich bei ungestörter Entwicklung Großkuppelriffe mit Riffbreiten bis 500 m.

Eine weitere Besonderheit setzte im oberen Jura ein: Durch eine erhöhte Magnesiumkonzentration im Wasser (verursacht durch die Regression und das verdunstungsfördernde heiße Klima), vollzog sich die Dolomitisierung bevorzugt auf den bestehenden Riffarealen. Die nun als Frankendolomit vorliegende Riffazies (Riffdolomit und tafelbankiger Dolomit) tritt in unterschiedlicher Häufigkeit und mit verschiedenem Habitus auf. Im Unteren Malm und im Malm- herrschen Riffdolomite vor, und im Malm- überwiegend horizontale Baustrukturen (Bank- und Plattenkalke), die auf flache Wasserbedingungen hinweisen.

Die Ausbreitung der Schwämme im Unteren Malm begann zuerst auf Teilen der Kehlheim-Landshuter Schwelle und setzte sich in nordwestlicher Richtung über Parsberg und Kastl bis an die Wiesent fort. Neben diesem Riffgürtel bildete sich dann ein zweite Riffschranke von der Wiesent in Richtung Ries aus. Da sich diese beiden Riffgürtel im Laufe des Malm- und tieferen Malm- erweiterten und zusammenschlossen, erzeugten sie gegenüber den aus NW kommenden bodennahen Trübeströme eine natürliche Barriere. Die Wiesent-Riffschranke trennte von nun an einen mergeligen Beckenteil der Schwäbischen Fazies im NW von einer kalkreichen Fränkischen Fazies im SE. Ein weiterer Riffast legte sich im S von Memmingen über München an, und bildete mit den beiden anderen ein Riffdreieck ab dem Malm-. Auf dieser Plattform konnte sich die Fauna je nach Wassertiefe regional unterschiedlich entwickeln. So entstanden zwischen dickbankigen Schichtkalken locker verteilte Schwammareale, Korallenansiedlungen in Flachwasserbereichen und dickbankige Kalke und Biostrombänke in tieferen lagunären Bereichen. Nachdem sich die Schwamm-Fazies im höheren Malm- über den ganzen süddeutschen Schelf ausbreiten konnte, mußte sie sich mit Beginn des Malm- aufgrund der Verflachung des Meers wieder zurückziehen. Zwischen den absterbenden Schwammriffzügen im Malm- wurden in Wannen zum Teil bituminöse Plattenkalke abgelagert, Kieselschwämme konnten sich vereinzelt halten und Korallensäume breiteten sich im Flachwasser aus. Der Riffschutt im Malm-, der heute zu beobachten ist, ist ein Zeugnis für die Regression in dieser Region.

ehem. Landverteilung
Abb. 3: Verteilung von Land und Meer im Unteren Dogger und Mittleren Malm
(modifiziert nach GLA 1996).

Gegen Ende des Jura zog sich nun das Meer endgültig nach S zurück. Durch die einsetzende Erosion begann auch sofort die Kraft der Korrosion zu Beginn der Kreide, welche zu der starken Verkarstung im Gebiet führte. Aber erst eine im Tertiär stattfindende Heraushebung bewirkte ein noch stärkeres Einwirken der korrodierenden Kräfte, wodurch die Jura-Fazies sehr stark abgetragen wurde (MEYER & SCHMIDT-KALER 1996, NÖLDEKE & WORMBS 1985 & GLA 1995).

3.2 Die Entwicklung des Karstes ab der Kreide   zum Anfang

Nachdem die Grundlage für die Entstehung der heutigen Landschaftsform gegen Ende des Juras geschaffen war, kam es während der jungkimmerischen Phase der alpidischen Gebirgsbildung zu einer Heraushebung der Fränkischen Alb aus dem Meer (EXLER 1957), wodurch die erste Verkarstungsphase und die weitestgehende Zerstörung der Juratafel begann. Wegen der im W der Fränkische Alb stärker erfolgten Heraushebung wurde ihr östlicher Teil nicht so schnell und stark abgetragen. Da sich nun die Malmschichten im E relativ gut halten konnten, hat sich hier eine Urkarstlandschaft von hoher Reife entwickelt (ZEIDLER 1960).

Die alt-kretazische Land- und Verkarstungsepoche (SPÖCKER 1952) ließ bereits weitestgehend die heute sichtbaren Karsterscheinungen entstehen. Die Transgression des oberturonischen Kreidemeers, das von SE nach NW aus der Regensburger Bucht kam, setzte nun dieser Epoche ein Ende (ZEIDLER 1960). Die aus Sanden und Tonen bestehenden mächtigen Lockermassen der marinen Sedimente verhüllen seitdem die tieferen Karstformen des damaligen nackten Karstes (SPÖCKER 1952).

Nach dieser Phase folgte eine weitere Heraushebung des Arbeitsgebiets, die bis zum heutigen Zeitpunkt zu einer Festlands- und Abtragungsperiode führte (EXLER 1957). Während des Rückzugs des Oberkreidemeers kam es durch Ausfallen von Verwitterungslösungen zu einer Verkieselung der zuvor abgelagerten Sande, zu Limonit-Sandstein, die als Reste ("Kallmünzer") noch vereinzelt auf der Albhochfläche zu finden sind (BRUNNACKER 1951). Im weiteren Verlauf der Erosion konnten sich noch die Ablagerungen des Oberkreidemeers in ihrer Mächtigkeit und Verbreitung bis ins jüngste Pliozän und älteste Pleistozän halten (ZEIDLER 1960).

Durch die letzte Hebung kamen die Erosionsprozesse in Gang, die die bereits vorhandenen Landschaftsstrukturen weiter ausformten. Bedeutend ist die Tieferlegung des Karstwasserabflußes auf das heutige Niveau (WIPPERN 1953). Das hatte zur Folge, daß die überflüssigen Wassermengen sehr rasch aus dem Gebiet entzogen wurden (ZEIDLER 1960). Durch diese Linearerosion der Flüsse zur Tiefenlinie hin, welche schon bei geringen Neigungswinkeln ein rasches Fließen bewirkte, konnte bereits mit wenig potentieller Energie große Mengen an Verwitterungsmassen verfrachtet werden und die Talbildung verstärkt werden (LOUIS 1979). Diese Erosionswirkung und auch die korrodierende Eigenschaft des Wassers ließ nun ein weiträumiges Netz an Entwässerungskanälen entstehen, sowohl oberirdisch als auch unterirdisch, und formten ein Großrelief, das durch die Kuppen und zahllosen Täler dominiert wird, sowie ein Kleinrelief mit seinen Dolinen und Ponoren (ZEIDLER 1960).

Auch die wechselnden Erosionsintensitäten im Pleistozän zeigen bis heute ihre Auswirkungen in Form von Bereichen, die seit langem wieder neuer Verkarstung ausgesetzt sind, und Bereichen, die immer noch mit Tertiärschutt und Kreide bedeckt sind (CRAMER 1928).

Folglich ist der heutige Karst der Fränkischen Schweiz durch das Wechselspiel von Erosion und Korrosion zwischen löslichem Karbonatgestein und nichtlöslichen Deckschichten und "durch die Gesamtheit aller aktiven und inaktiven Lösungserscheinungen und die sich daraus ergebenden ober- und unterirdischen geomorphologischen Prozesse" (PRINZ 1997) zu definieren. Seine gesamte Fläche von 7ooo km² läßt, gegenüber dem in geringem Maße vorkommenden oberirdischen Abfluß, auf einen sehr großen Anteil und gut entwickelten unterirdischen Abflusses mit weitreichendem hydrogeologischen Zusammenhang schließen (im 40 km² großem Arbeitsgebiet ist der oberirdische Abfluß auf die Püttlach und ihre zwei Nebenbäche beschränkt) (CRAMER 1928, SPÖCKER 1952). Die Verkarstung im Tertiär ist außerdem in zwei Phasen einteilbar: In die ältere senon-eozän Phase und in eine jüngere oligozän-miozän Phase. Die Verkarstungsphase des Pliozäns und Quartärs wurde mehrfach durch Eiszeiten unterbrochen, und setzt sich noch heute unter veränderten klimatischen Bedingungen fort (CRAMER 1928).

3.3 Stratigraphie   zum Anfang

Im Untersuchungsgebiet ist der Jura mit all seinen Abteilungen und Stufen anzutreffen. Der gesamte Schwarze und Braune Jura, sowie diverse Bereiche des Unteren Weiße Jura streichen hier nicht aus. Kleinere Vorkommen aus dem Malm- und Malm- kommen nur vereinzelt vor. Die restlichen erkennbaren Dolomitformationen sind dem Malm- bis Malm- zu zuschreiben, und werden von Schwammkalken, Riffdolomiten und tafelbankigen Dolomiten aufgebaut. Die Fazies der Kreide ist ebenfalls nur in sehr begrenztem Maße auf der Albhochfläche aufgeschlossen.
Im Gegensatz dazu stehen die tertiären Verwitterungsreste: Die Albüberdeckung ist neben den Dolomitknöcken auf der Hochfläche omnipräsent.
Quartären Ablagerungen sind in den Talauen und in Höhlen zu finden.

3.3.1 Mesozoikum

Jura

Im Arbeitsgebiet ist der Hauptteil der anstehenden Gesteine den Ablagerungen des Malms zuzuordnen. Ihre Gesamtmächtigkeit liegt bei ungefähr 250 m. Mit zwei bei Pottenstein niedergebrachten Bohrungen, Pottenstein I und II (siehe Streichlinien Karte Kapitel 4), konnte die Tiefenlage der Dogger-Malm-Grenze genau festgelegt werden. Bei Pottenstein I befindet sie sich bei 296 m ü. NN und bei Pottenstein II bei 226 m ü. NN (WIPPERN 1953). Aus der obenerwähnten Streichlinienkarte ist außerdem der Verlauf der Dogger-Malm-Grenze für das gesamte Gebiet ersichtlich.

Malm- (Unterer Mergelkalk) und Malm- (Werkkalk)

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Die Fazies des Malm- und Malm- (Unterer Malm) ist im Untersuchungsgebiet nicht aufgeschlossen, und wird hier nur vollständigkeitshalber erwähnt. EXLER (1957) beschrieb bei Behringersmühle Schwammvorkommen dieser Fazies, welche aber heute nach GÖTZ & MEYER (1983) zum Malm- gestellt werden.

Die Fazies des Malm-α ist erkennbar an ihren grünlichgrauen Mergelzwischenlagen zwischen dünngebankten Mergelkalken und an den massig ausgebildeten Schwammkomplexen. Die Mergelzwischenlagen treten im Malm- zurück und nur noch 23 cm dicke Mergelzwischenlagen trennen die gutgeschichteten, 2040 cm dicken Kalkbänke. Die "klotzige", mergelfreie Schwammfazies setzte teilweise auf denen des Malm- auf.

Durch die aus NW kommenden tonigen Türbeströme konnten sich die Schwämme nicht voll entwickeln, da sie nur im klaren und sauberen Wasser lebensfähig waren. Bis sich die Lebensbedingungen wieder verbesserten, wurden die abgestorbenen Schwammareale mit Mergel zugedeckt. Im Laufe des Malm- verbesserten sich die Wachstumsbedingungen zusehends, und die Wiesent-Riffschranke war schon in ihrer Entstehung. Die Verschwammung und die Kalkfällung nahmen zu, und setzten sich im Malm- mit kleineren Unterbrechungen ungehindert fort (EXLER 1957).

Malm- (Oberer Mergelkalk)

Die Fazies des Malm- ist in dem Untersuchungsgebiet nur bei Behringersmühle zu beobachten.

Es treten hier Mergelkalkbänke auf, die von dünnen Mergellagen getrennt werden. Eine Schwammfazies konnte hier nicht festgestellt werden. Die Kalke weisen eine graublaue Färbung auf. Ihre Bruchflächen sind rauh und der Anschlag ist dumpf. Die rostbraune bis gelbrote Färbung an der Oberfläche von Fossilien ist auf Limonit zurückzuführen.

Zu Beginn des Malm- wurden noch einmal die Schwämme durch die Trübeströme zurückgedrängt, und nur wenige Schwammstotzen aus dem Unteren Malm konnten sich weiter im Malm- entwickeln. Das Optimum für die Schwammentwicklung wurde wahrscheinlich im oberen Malm- erreicht, da sich die Schwammkolonien von nun ab sehr stark ausbreiteten, Kuppelriffe bildeten und den ganzen Meeresboden bedeckten. Bis zur Wende Malm-/ sind die Bedingungen wahrscheinlich gleich geblieben (EXLER 1957).

Frankendolomit (Malm--)

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Die im Arbeitsgebiet am weitesten verbreitete Malmfazies konnte zuerst wegen der starken Dolomitisierung, bis hinab in den Malm- (EXLER 1957), nur schwer bestimmten Faziesbereichen zugeordnet werden, weswegen sie im Gesamten dann als Frankendolomit angesprochen wurde. Auf Grund der Fazieskartierung von GÖTZ & MEYER (1983) konnten die Dolomite und Schwammkalke nun dem Malm-, Malm- und Malm- zugeordnet werden.

Bei der Geländebegehung kann aber nur ein Unterschied zwischen der Riff- und der Tafelbank-Fazies gemacht werden. Eine Zuordnung zum eigentlichen Faziesbereich ist im Gelände nicht möglich.

Die zwei erkennbaren dolomitischen Erscheinungsformen unterscheiden sich insofern, daß die eine noch die Bankung der Schwammriffe aufweist, während bei der anderen diese nicht mehr zu erkennen ist und die aufgeschlossenen Wände starke Korrosionserscheinungen, d.h. eine löchrige Struktur, besitzen. Auch sind diese Bereiche viel stärker zerklüftet als die glatt ausgebildeten und gebankten Vorkommen. Diese beiden Ausbildungsformen sind im Gebiet unterschiedlich stark verbreitet. Tafelbankige Dolomite sind besonders gut an den Talhängen um Pottenstein zu erkennen (kurz vor Pottenstein im Püttlachtal, E-Hang des Weihersbachtals und auch Richtung Haselbrunn am E-Hang). Auf der Albhochfläche weisen ein Großteil der Knöcke die korrodierte Gesteinsstruktur auf. Auch die Klüftungshäufigkeit ist nicht gleichmäßig über die Untersuchungsfläche verteilt und zeigt eine Abhängigkeit zur Fazies auf.

Die Dolomite haben eine leicht graublaue Färbung, die je nach Verwitterungsfortschritt leicht ins bräunliche übergehen kann. Der Anschlag ist dumpf und die Dolomitkristalle sind auch ohne Lupe gut erkennbar. Ist die Verwitterung des anstehenden Dolomits weiter fortgeschritten, geht die Festigkeit verloren und es liegt heller graubrauner Dolomitsand vor.

Kreide

Während der Unteren Kreide herrschte ca. 40 Mio. Jahren eine tropisch-subtropische Festlandsperiode. Das Oberturonmeer setzte dann der ersten Verkarstungsphase ein Ende (siehe Kapitel 3.2) und leitete eine marine Phase ein. Im Untersuchungsgebiet sind durch die erosive tertiäre Festlandsperiode nur Reste dieser marinen Phase zu finden: die Michelfelder Schichten. Die Ablagerungen ab dem höheren Turon (Braunsandstein) und Coniac (Cardienton und Auerbacher Kellersandstein) sind hier nicht mehr vorhanden.

Michelfelder Schichten

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Die im Untersuchungsgebiet vorkommenden Michelfelder stehen so gut wie nicht aufgeschlossen an. Neben einem größeren Aufschluß in der südöstlichen Ecke des Gebiets mit anstehendem, aber bereits verwittertem Gestein, sind weitere Vorkommen nur auf den umliegenden Äckern als Lesesteine zu finden. Hier wurde das Anstehende durch landwirtschaftliche Tätigkeiten an die Oberfläche gebracht.

Der hellbraune-orange Sandstein ist mit der auf den Äckern liegenden Albüberdeckung vermischt und ist nur durch die hierdurch verursachte Aufhellung des Ackerbodens von der dunkelbraunen Albüberdeckung zu unterscheiden. Da die Albüberdeckung als oberste Deckschicht auf der ganzen Albhochfläche anzutreffen ist, kann die eigentliche Ausdehnung der Michelfelder Schichten nicht bestimmt werden. Die im Untersuchungsgebiet isoliert verteilten Flächen könnten sich in ihrer Ausdehnung auch als zusammenhängende Fazies erweisen, deren Mächtigkeit bisher unterschätzt wurde.

Der Sandstein der Michelfelder Schichten enthält gutgerundete Fein- bis Grobsande, farbige Tone und stellenweise auch Anteile an kaolinitisiertem Feldspat. Bei der Verwitterung entsteht ein Lockersediment. Auch kann sich die Färbung je nach Bindemittel von rötlich bis braun und von gelb bis weißgrau unterscheiden.

3.3.2 Känozoikum

Tertiär

Seit dem Rückzug des Oberkreidemeers besaß das Untersuchungsgebiet festländischen Charakter. Eine stratigraphische Gliederung des Tertiärs konnte nur an den verwitterten und umgelagerten Gesteine erfolgen.

Albüberdeckung

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Die Albüberdeckung ist im Gebiet die alles überdeckende und verhüllende Einheit. Ihre hell- bis dunkelbraune lehmige Ausbildung ist vermischt mit gutgerundeten Fein-, Mittel- und Grobsanden. Stellenweise sind auch Bruchstücke von Hornsteinen zu finden. Der Sandgehalt variiert stellenweise, aber nicht in den Maßen, daß er zur genaueren Differenzierung verwendet werden kann. Aber z. B. in der NE-Ecke des Untersuchungsgebiets, unterhalb von dem Vorkommen der Michelfelder Schichten, konnte ein geringerer Sandanteil in den Alblehmen festgestellt werden.

Nach EXLER (1957) wurde die Albüberdeckung hauptsächlich aus umgelagerter Kreide gebildet. Man kann außerdem limonitisierte Sandsteinreste der Kreide in ihr finden. Ihre Mächtigkeit beträgt stellenweise nicht mehr als 50 cm, wobei in Muldenlagen eine höhere Mächtigkeit vorliegen kann.

Kallmünzer

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Als Kallmünzer werden verkieselte Sandsteine bezeichnet, die während der Regression des Oberkreidemeers durch ausfallende Verwitterungslösungen entstanden (BRUNNACKER 1951). Heute sind von ihnen nur noch vereinzelt Überreste auf der Albhochfläche zu finden. Sie sind im Gelände sehr leicht zu erkennen, da sie im Gegensatz zu Dolomitblöcken scharfe Kanten, glatte Seiten und wenig Bewuchs (z.B. Moos) aufweisen. Je nach Limonitgehalt kann ihre Färbung von weißlich-gelb bis hin zu rostbraun variieren. Stellenweise ist auch eine eisenreiche Bänderung vorhanden. Diese harten, quarzitischen Sandsteine kennzeichnen sich auch durch ihre gutgerundeten Mittel- bis Grobsandlagen aus. Aufgrund ihrer Härte klingen sie beim Anschlag und der Bruch ist kantig und rauh.

Es können Quarzitblöcke mit einem Volumen von mehreren Kubikmetern und Bruchstücke mit Durchmessern von wenigen cm angetroffen werden. Ein größeres Vorkommen von mehreren Kubikmetern ist mittig zwischen der Ortschaft zu Sachsendorf und Siegmannsbrunn, südlich der Straße auf einer Anhöhe im Wald, aufgeschlossen. Nördlich von Kohlstein ist ein über 2 m hoher Kallmünzer als Wegemarkierung aufgestellt worden. Nur die Vorkommen im Wald entsprechen noch dem ursprünglichen Ablagerungsort, während Funde auf den Feldern (dies betrifft die kleineren Exemplare) an die Acker- und Wegesränder verlagert wurden. Ihre Verteilung über das Gebiet ist relativ unregelmäßig. So zieht sich eine scheinbare Diagonale mit verstärktem Auftreten von der nordwestlichen Ecke zur südöstlichen Ecke des Untersuchungsgebiets. Abseits dieser Linie sind nur vereinzelt Kallmünzer, meist mit geringem Durchmesser, zu finden. Allgemein sind nur wenige Vorkommen direkt auf den Knöcken anzutreffen, denn in der Regel liegen sie auf der Albüberdeckung und zu Füßen der Kuppelhänge und Dolomitfelsen. Für das Untersuchungsgebiet trifft die Behauptung von EXLER (1957): "Man findet die Kallmünzer meist auf Vorkommen der Michelfelder Schichten,..." nicht direkt zu.

Quartär

Pleistozän

Pleistozäne Ablagerungen sind in den zahlreichen Höhlen zu finden. Sie stammen größtenteils aus den Kalt- und Warmzeitperioden des Würm I-II. EXLER (1957) berichtete, daß zwischen den hellen und dunklen sandigen Lehmen, den umgelagerten quarzitischen Sedimenten der Kreide, den Verwitterungsrückständen des Dolomits und Sinterbildungen (Sinterboden, Tropfsteine) auch Knochen von Großsäugern (z.B. Höhlenbären), Kleinsäugern (z.B. Schlafmäuse), Gewöllballen von Eulen und auch Fischgräten gefunden werden können. Letztere sind ein deutliches Zeugnis dafür, daß die Höhlen, welche entlang der Püttlach und dem Weihersbach liegen, während der Schneeschmelzen und Hochwasser überflutet wurden (BRUNNER 1951, 1952).

Holozän

Die holozänen Sedimente sind bis zur heutigen Zeit in den Talauen, Hängen und Trockentälern zu finden. Fluviatile und äolische Prozessen sind auch noch heute dabei, die jüngsten landschaftsverändernden und bodenbildenden Formen zu beeinflussen. Nicht nur die Ablagerungen in den Talauen, welche aus den Verwitterungsresten der umliegenden Gesteine bestehen, sondern auch die darin vonstatten gehende Bodenbildung und der Gehängeschutt werden in diese Zeitperiode gestellt.

Die Talauen werden aus den fluviatil antransportierten Malmbruchstücken und Erosionsprodukten (vor allem Tone) der Hochflächen aufgebaut. Die mit quarzitischen Sedimenten und Malmbruchstücken vermischten Lehme bilden die Grundlage für die Bodenbildung. An den Talhängen im Untersuchungsgebiet ist der Gehängeschutt nur in kleinen Ausmaßen zu finden, und somit für die kartographische Darstellung zu kleinräumig.



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