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Extra-Info: Die Geologie des Ensheimer Tales  

von Dr. Hans-Peter Konzan, Dipl.Geologe, Landesamt für Umweltschutz Saarbrücken 

1.  Geographischer und geologischer Überblick

Das Gebiet zwischen Sengscheid und dem Flughafengelände, im Westen und Osten begrenzt durch die A 6 bzw. L 108, nimmt eine zentrale Lage ein auf dem Blatt St. Johann der topographischen Karte des Saarlandes im Maßstab 1 : 25 000. Geographisch gesehen haben wir es mit einem kleinen Ausschnitt der naturräumlichen Haupteinheit  " pfälzisch-saarländisches Muschelkalkgebiet "  zu tun. 

Der nahezu geschlossen bewaldete und fast ausschließlich von Sandsteinschichten aufgebaute nördliche Bereich wird durch tief eingeschnittene, kastenförmige Täler und enge Schluchten kleinräumig in einzelne Kuppen und Rücken zerlegt. Dieses Gebiet gehört als Teil des sog. "St. Ingberter Waldes" wiederum zur nachgeordneten natur-räumlichen Einheit "Saarbrücken–Kirkeler-Wald". 

Hiervon mit einer Feld-Wald-Grenze scharf abgesetzt entlang einer Linie etwa vom Ensheimer Hof  über Waldhaus zum Kleinen Stiefel, die mit der nordöstlichen Begrenzung einer geologisch-tektonischen ¹⁾ Grabenstruktur ("Bischmisheimer Graben") zusammenfällt, schließt nach Südwesten mit den sog. "Saarbach-Wogbach-Gründen“, auch als „Bischmisheimer Riedel“ bekannt, ein geographischer Bereich an, der bereits zur untergeordneten naturräumlichen Einheit "Saar-Blies-Gau" gehört. Hier werden die bewaldeten tieferen Hang- und Talbereiche zwar ebenfalls von Sandsteinschichten aufgebaut, dagegen sind aber auf den meist langgestreckten und lehmbedeckten Bergrücken mergelig ²⁾-sandig-kalkige Schichten des Unteren Muschelkalkes weit verbreitet, welche die Grundlage für eine intensive landwirtschaftliche Nutzung bilden. 

Unsere Landschaft verdankt ihre besonderen Merkmale den hier an Tage anzutreffenden Buntsandstein- und Muschelkalk-Schichten. Die unterschiedlichen Härten der Gesteine in Verbindung mit den großen Erosionskräften ³⁾ der Flüsse zeichnen hauptverantwortlich für die Modellierung einer für den Buntsandstein und Muschelkalk typischen Schichtstufenlandschaft im Verlauf der letzten ca. 1,8 Millionen Jahre erdgeschichtlicher Entwicklung. 

Von einer ursprünglich zusammenhängenden und schwach nach Süden geneigten Hochfläche wurde unser Gebiet durch die größeren Fließgewässer Saar, Blies, Scheidter Bach, Würzbach, Mandelbach und Fechinger-Eschringer- bzw. Saarbach abgetrennt. Die entstandenen Restflächen wurden danach von allen Seiten durch rückschreitende Erosion in den zahlreichen Tälern der Nachbarbäche weiter aufgelöst. In unserem Fall handelt es sich dabei vor allem um Wogbach, Tiefeltsbach, Grumbach und Erlenbach. Übrig bleiben schließlich weitgehend voneinander isolierte, schmale, flachwellige Höhenzüge mit einzelnen aufragenden Kuppen. 

Geologie ist die Wissenschaft von der Zusammensetzung, vom Bau und von der Geschichte der Erdkruste und von den Kräften, unter deren Wirkung sich die Entwicklung in und auf ihr vollzieht. 

Die ältesten in unserer Gegend an Tage anstehenden Gesteine ⁴⁾ gehören dem Mittleren Buntsandstein an, der am Beginn des Erdmittelalters (Mesozoikum,  Abb. 1) zur Zeit der Trias vor ca. 230 Mio Jahren zur Ablagerung kam. Die Ergebnisse von Tiefbohrungen in der näheren und weiteren Umgebung, sowie umfangreiche Kenntnis über das Alter, die Entstehung, Zusammensetzung und Lagerung der Gesteine, resultierend aus jahrzehntelanger geologischer Erforschung unserer Heimat, berechtigen den Geologen zu der Aussage, dass auch in diesem Teil des Saarlandes Gesteine in vielen tausend Metern Mächtigkeit im Untergrund abgelagert wurden, die weit älter als der Buntsandstein sind und im mittleren und nördlichen Saarland an der Erdoberfläche auftreten. Der Vollständigkeit halber sollen diese nicht unerwähnt bleiben. 

Die geologische Entwicklung in unserem Raum beginnt, soweit belegbar, etwa in der Mitte des Erdaltertums (Paläozoikum) vor ca. 400 Mio Jahren. Zur Ablagerung kamen zunächst marine Sedimente ⁵⁾, denn in der Devon-Zeit und auch noch zu Beginn des Karbons (Abb. 1) bestand Zugang zum offenen Meer. Diese Verbindung wurde im Mittel- u. Oberkarbon unterbrochen. Es kam in dieser Zeit zur Bildung eines langgestreckten SW-NO-verlaufenden kontinentalen Senkungsraumes, der von der Saône bis zur Saale quer durch Mitteleuropa verlief, in unserem Bereich als Saar-Nahe-Mulde bezeichnet wird und fortan die geologische Entwicklung unseres Raumes bestimmte. Mehrere 1000 Meter Sedimente kamen hier im Oberkarbon und Rotliegenden unter limnisch – fluviatilen ⁶⁾ Bedingungen zur Ablagerung. 

Schuttlieferanten waren die während der variskischen Faltungsphase (Abb. 1) neu entstandenen Gebirge an den Beckenrändern, im Norden das Rheinische Schiefergebirge. Der östliche und südliche Rand ist heute von jüngeren Ablagerungen der Trias überdeckt und im Bereich Haardt-Vogesen zu suchen. 

Die 4000 – 5000 m mächtigen Schichten des Oberkarbons bestehen überwiegend aus Konglomeraten ⁷⁾, Sandsteinen und Tonsteinen (im Bergbau traditionell als Tonschiefer bezeichnet). 

In Zeiten verzögerter bzw. fehlender Absenkung des Beckenbodens bildeten sich Torfmoore, aus denen später die Steinkohlenflöze entstanden. Sie wurden bei nachfolgenden verstärkten Absenkungen von den an den Beckenrändern aufgestauten Erosionsmassen rasch überschwemmt und gerieten so schnell unter Luftabschluss, was für den Prozess der Kohlebildung unbedingt erforderlich ist. 

In der ca. 45 Mio Jahre andauernden Oberkarbonzeit kam hier so viel pflanzliches Material zur Ablagerung, dass sich daraus etwa 560 Kohlenflöze bilden konnten. Etwa 135 Flöze mit einer Gesamtkohlenmächtigkeit von 125 Metern wurden davon im Saarland abgebaut. 

Im Zentrum des Saar-Nahe-Beckens gab es im Oberkarbon einen Bereich mit zunächst verzögerter Senkungstendenz, der später aufgrund der verstärkten Einengung des Beckens infolge der asturischen Phase der variskischen Gebirgsbildung (Abb. 1) angehoben wurde und zeitweilig in den Bereich der Abtragung geriet. 

Es handelt sich um das Gebiet des späteren Saarbrücker Hauptsattels (Abb. 2). Durch diese SW-NO-ausgerichtete Abwölbung, die das Becken in Längsrichtung teilte, kam es zur Bildung von Teilmulden, im Norden die "Prims-Nahe-Mulde" und im Süden die "Saargemünd-Zweibrücker-Mulde". Sie wurden in der Folgezeit mit über 2.000 m mächtigen Unterrotliegend-Ablagerungen verfüllt, die heute im mittleren und nördlichen Saarland großflächig an Tage ausgehen (Kuseler-, Lebacher- und Tholeyer Schichten). In der Saargemünder-Mulde, also speziell in unserem Raum, werden diese Schichten von Buntsandstein und Muschelkalk überlagert. Die Gesteine des Unterrotliegenden dokumentieren eine kontinuierliche Fortsetzung der Sedimentation im Oberkarbon, allerdings kam es nur noch selten zur Bildung von Kohlenflözen. 

Vermutlich bereits während dieser Zeit, verstärkt aber gegen Ende dieser erdgeschichtlichen Epoche, führen weitere einengende Bewegungen im Zuge der saalischen Phase der variskischen Gebirgsbildung vor ca. 260 Millionen Jahren dazu, dass der Saarbrücker Hauptsattel nach Südosten überkippt wurde und entlang einer Überschiebungsbahn (Südliche Randüberschiebung, Abb. 2) der Länge nach im Scheitelbereich aufreißt. Dabei überfährt nachfolgend der NW-Flügel den SO-Flügel um einige Kilometer. 

Auf tiefreichenden Spalten dringen in dieser Zeit magmatische Gesteine auf (heute im Nord-Saarland an Tage anzutreffen). Eine Vielzahl der in dieser Zeit angelegten Störungen betreffen nicht nur paläozoische Gesteine, sondern leben nach der Ablagerung von Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper in posttriadischer Zeit wieder auf. 

Nach dem Abklingen der tektonischen Bewegungen im Oberrotliegenden und der Erosion der Beckenränder sowie des Saarbrücker Hauptsattels, werden diese Gebiete zunehmend in den Ablagerungsbereich einbezogen. 

In der Oberrotliegendzeit bis vor ca. 250 Millionen Jahren kommen zunächst grobe Sedimente (Waderner Schichten) zur Ablagerung. Die Abtragungsprodukte verblieben entweder als unverfestigte und weitgehend unsortierte Fanglomerate ⁸⁾ unmittelbar an den Beckenrändern oder sie gelangten in Form geröllbeladener Schlammströme in die Becken. 

Gegen Ende des Oberrotliegenden erlischt die Reliefenergie. Überwiegend äolisch herangeführte Sande (Kreuznacher Schichten) vollziehen den Ausgleich des permischen Reliefs. Die Becken und die Erosionstäler in den Randgebieten "ertranken" förmlich im Schutt. Es entstand eine Art Peneplain (Fast-Ebene). 

In der Trias (Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper) zu Beginn des Erdmittelalters vor ca. 230 Mio. Jahren (Mesozoikum, s.a. Abb. 1) war unser Gebiet aufgrund seiner nordwestlichen Randlage im Bereich der Saargemünd-Zweibrücker-Mulde,  mit ihrer nordöstlichen Fortsetzung auch als Saargemünd–Pfälzer-Mulde bzw. --Senke bekannt, mit einem großen Ablagerungsraum verbunden, dem sog. "Germanischen Becken". 

Es reichte im Süden bis zum Alpenvorland, im Osten bis zur Böhmischen Masse und dem Polnischen Mittelgebirge, im Norden bis zur Nord- und Ostsee und im Westen bis zum "Gallischen Land", ein aus devonischen Gesteinen aufgebautes Gebirgsmassiv zwischen Luxemburg, dem französischen Zentralmassiv und Spanien. 

Zu Beginn der Trias herrschte bei uns jedoch noch Sedimentationsruhe, denn der Untere Buntsandstein wurde nur außerhalb des Saarlandes (z. B. in der Pfalz) in den Teilen der Mulden mit der größten Senkungstendenz abgelagert. Erst mit der Bildung des Mittleren Buntsandsteins setzt im Saarland die Sedimentation wieder ein. 

Sedimentologische Befunde in den heute vorliegenden Gesteinen (z. B. Geröllinhalt, Abrollungsgrad, Bestimmung der Schüttungsrichtungen etc.) zeigen an, dass Sande und Kiese von Südwesten aus dem erwähnten Gallischen Land überwiegend durch fließendes Wasser herangeführt wurden. Aber auch der Wind spielte als Transportkraft eine Rolle. 

Sie vermischten sich mit den Abtragungsprodukten der noch verbliebenen Liefergebiete in unserer näheren Umgebung (Hunsrück, Ardennen, Vogesen, Saarbrücker Hauptsattel). 

Die Ardennisch-Rheinische Masse als Teil des während der variskischen Gebirgsbildung entstandenen Rheinischen Schiefergebirges wirkte für den Sedimentstrom als Barriere und teilte ihn. Ein westlicher Strom nahm seinen Weg vom Saarland über die Luxemburger Bucht, die Trierer Bucht und die sog. "Eifeler Nord-Süd-Zone" und stellte eine Verbindung zum nördlichen Germanischen Ablagerungsraum her. 

Im Verlauf des Trias erweiterte sich dieses Becken kontinuierlich nach Westen zum Pariser Becken hin. Ein östlicher Sedimentstrom führte über die sog. "Lothringer Querfurche" und Saargemünd-Pfälzer-Mulde, womit eine Verbindung zur Hessischen Senke und zum südwestdeutschen Triasraum bestand. 

Unter der ständigen Absenkung des Beckenbodens kam in dieser Zeitepoche bei uns so viel Gesteinsschutt zur Ablagerung, dass sich daraus letztendlich ca. 350 Meter Mittlerer Buntsandstein bilden konnte. 

Nach einer Zeit der Sedimentationsruhe mit einhergehenden Bodenbildungsprozessen ("Violette Grenzzone" s.a. später) setzte in Folge Reliefbelebung in den Abtragungsgebieten die Ablagerung zu Beginn des Oberen Buntsandsteins erneut ein. 

Aus der Zusammensetzung der Gesteine kann geschlossen werden, dass ein Zustrom frischen Sedimentmaterials diesmal aus nähergelegenen Liefergebieten und aus anderen Herkunftsgesteinen erfolgte (Glimmerreichtum, veränderter Schwermineralinhalt, eckige Quarzkörner etc.). 

Die häufige Einschaltung von Tonhorizonten und das Auftreten von karbonatreichen (dolomitischen) Gesteinsbänken deuten auf Änderungen der sedimentären und klimatischen Bedingungen hin. 

Gegen Ende des Oberen Buntsandsteins zeugen lagunäre Bildungen in den Sedimenten von Küstennähe und brackisch-marine Fossilien ⁹⁾ von ersten Vorstößen des von Osten in unseren Raum eindringenden Meeres vor ca. 225 Mio. Jahren. 

Mit der endgültigen Überflutung im Muschelkalk wurden bei uns anfangs sandig-mergelig-kalkige (Unterer Muschelkalk), dann überwiegend tonige (Mittlerer Muschelkalk) und schließlich kalkig-mergelige Sedimente (Oberer Muschelkalk) abgelagert. Es handelt sich um Ablagerungen im Flachwasserbereich. Evaporitische Bildungen (Anhydrit, Gips und Steinsalz) im Mittleren Muschelkalk und Keuper zeugen von zeitweiligen Abschnürungen des Beckens vom offenen Meer mit einhergehender Eindampfung des Meerwassers. 

Mit überwiegend tonigen Ablagerungen des Unteren und Mittleren Keupers schließt die geologische Überlieferung im Saarland vorerst ab. Es wird vermutet, dass jüngere Gesteine der Trias bis zum Unteren Jura auch bei uns (Beginn vor ca. 195 Mio. Jahren,  Abb. 1) abgelagert wurden, jedoch der Abtragung zum Opfer fielen. 

Gegen Ende des Erdmittelalters und im Tertiär der Erdneuzeit (Känozoikum,  Abb. 1) herrschte in unserem Gebiet Abtragung. 

In der alpidischen Faltungsära (Abb. 1) leben zahlreiche alt angelegte Störungen wieder auf und verwerfen die mesozoischen Gesteinsschichten. 

Im Quartär (Abb. 1) entwickelte sich, ausgehend von einer oligo-miozänen Verebnungsfläche, die in der Folgezeit in mehreren Phasen auf etwa 400 m ü. NN emporgehoben wurde, das heutige Flussnetz. 

Vor allem in der Epoche der Eiszeiten im Pleistozän vor 1,8 Mio. Jahren schnitten sich die Flüsse und Bäche bei gleichzeitiger Abtragung der Bergflanken episodisch in den festen Untergrund ein, wodurch unsere heutigen verzweigten Talsysteme entstanden. Zeugen dieser Vorgänge sind Sand- und Kiesablagerungen (Terrassen) in bestimmten Niveaus der größeren Fließgewässer. 

Schließlich wurde mit der Ablagerung der Lehme und Hangschuttmassen der jetzige geologische und morphologische Zustand erreicht.