Geographisches Institut

der

Rheinischen Friedrich-Wilhelms-Universität

Bonn

Neue Erkenntnisse zur

Eruptions- und Landschaftsgeschichte

des Rodderbergs bei Bonn

Diplomarbeit

vorgelegt von

Henrik Blanchard

betreut durch

Prof. Dr. Ludwig Zöller

Bonn, im September 2002

Inhaltsverzeichnis

1. Einleitung 1

2. Forschungsgeschichte und Forschungsstand 3

2.1. Forschungsgeschichte 3

2.2. Zusammenfassung: Der Forschungsstand 8

3. Physische Geographie des Untersuchungsraums 9

3.1. Geographische Lage und Einbettung in die umgebende Landschaft 9

3.2. Klima 10

3.3. Böden 11

3.4. Geologie 12

3.5. Tektonik 16

3.6. Vulkanismus 19

3.7. Reliefgenese und Geomorphologie 24

4. Eruptions- und Landschaftsgeschichte des Rodderbergs 27

4.1. Geologie und Geomorphologie des Vulkangebäudes 27

4.2. Sedimentologie der Kraterfüllung 30

4.3. Geophysikalische Hinweise 31

4.4. Petrologische Hinweise 31

4.5. Geländebefunde 32

4.5.1. Kraterschüssel und Bohrung 32

4.5.2. Nordgrube 32

4.5.3. Nordkegel 39

4.5.4. Ostwall 43

4.5.5. Südgrube 45

4.5.6. Feldgrube 48

4.6. Zusammenfassung und Diskussion 53

5. Die Datierung des Rodderberg-Vulkanismus 63

5.1. Bisherige Datierungsansätze 63

5.2. Terrassenstratigraphische Einstufung der Eruptionsphasen 66

5.3. Lumineszenz-Datierung ausgesuchter Proben 71

5.3.1. Methodik und Theorie 71

5.3.2. Die Proben 73

5.3.3. Probenaufbereitung und Bestrahlung 74

5.3.4. Bestimmung der Äquivalenzdosis 76

5.3.5. Bestimmung der natürlichen Dosisleistung 82

5.3.6. Altersberechnung und Diskussion 86

6. Zusammenfassung und Ausblick 88

7. Literaturverzeichnis 90

8. Danksagung 97

9. Erklärung 99

10. Anhang 100

10.1. Topographie, Lage der Aufschlüsse, Profillinie und Ausbruchspunkte 100

10.2. Legende für die schematischen Profile in Kapitel 4 101

10.3. Lumineszenzdaten 101

10.3.1. Probe R4-D-1 TL 101

10.3.2. Probe R4-D-3 TL 103

10.3.3. Probe R1-D-1 IRSL 105

10.3.4. Probe R1-D-1 TL 107

10.3.5. Probe R2-D-1 TL 108

1

1. Einleitung

Die Idee zu dieser Arbeit entstand während einer gemeinsamen Geländebegehung des

„Bonner Hausvulkans“ mit Herrn Prof. Dr. Ludwig Zöller. Auf der geologischen Hinweistafel

am Rodderberg war zu lesen, dass der Vulkan „vor ca. 30.000 Jahren, während der letzten

Eiszeit“, augebrochen sei. Diese Aussage weckte unser Interesse daran, auf welche Art und

Weise die Eruption datiert worden war. Auch die interessante geomorphologische Form des

Vulkangebäudes, die in gewisser Hinsicht an ein Maar erinnert, forderte zu weiteren

Nachforschungen heraus. Die nachfogende Literaturrecherche ergab, dass zwar eine Fülle

von geowissenschaftlicher Literatur zum Thema „Rodderberg“ existiert, in den letzten 30

Jahren (!) aber keine neue Arbeit mehr dazugekommen war.

Abb.1 Rodderberg im Luftbild (ARCHIV DES GEOGRAPHISCHEN INSTITUTS BONN)

Die bis jetzt jüngste physisch-geographische Arbeit, die zugleich die Datierung des

Rodderbergs behandelt, wurde von BARTELS & HARD 1973 verfasst. Die Autoren kommen

darin zu einem ganz anderen Ergebnis als die Verfasser der geologischen Hinweistafel.

Ihren Untersuchungen zufolge wäre der Rodderberg schon in der drittletzten Kaltzeit

ausgebrochen, zumindest aber prä-eemzeitlich.

Die bislang umfangreichste Arbeit zur Geologie des Rodderbergs von RICHTER erschien

1942. Diese Arbeit enthält neben einer Fülle detaillierter Aufschlussbeschreibungen auch

eine großmaßstäbige (1:6000) geologische Karte des Rodderbergs. Vor allem die

2

Profilbeschreibungen, damals noch unter ungewöhnlich günstigen Aufschlussverhältnissen

entstanden, machen diese Arbeit als Grundlage für heutige Untersuchungen interessant.

Als Resumee der Literaturrecherche ergab sich, dass bis heute keine abgesicherte

Datierung des Rodderberg-Vulkanismus vorliegt. Ebenso gibt es zur Art des Vulkanismus

(Eruptionsstil) oder zur Eruptionsgeschichte bis jetzt keine grundlegenden Erkenntnisse.

Im Frühjahr 2000 wurde eine Forschungsbohrung, durchgeführt vom Geologischen

Landesamt NRW und beaufsichtigt von der Arbeitsgruppe Prof. Zöller der Universität Bonn,

im Zentrum des Vulkankessels niedergebracht. Das überraschende Ergebnis war, dass der

zentrale „Krater“ über 55 Meter tief mit Löss (bzw. lössähnlichen Sedimenten) gefüllt ist.

Diese Entdeckung war besonders auch im Hinblick auf den Eruptionsstil des Vulkans von

überragender Bedeutung.

Funde von ausgeheizten Xenolithen und die Entdeckung von präeruptiv abgelagertem Löss

in proximal gelegenen Tuffgruben brachten uns auf die Idee, eine Datierung des

Rodderberg-Vulkanismus mittels Thermolumineszenz (TL) zu versuchen. Weitere

Geländebegehungen, besonders im Zusammenhang mit der Suche nach geeigneten Proben

für die TL, ergaben in zunehmendem Maße Hinweise auf mehrere vulkanische Phasen und

Eruptionspunkte. Diese Feststellung forderte jetzt auch tephrostratigraphische

Untersuchungen und Kartierungen, da es mir wichtig erschien, den stratigraphischen Kontext

der Datierungen wenigstens grob abzuklären. Eine Datierung darf ja nicht nur eine „Zahl“

liefern. Mindestens genauso wichtig ist die Klärung der Frage nach dem Kontext: „Welches

Ereignis wird denn eigentlich datiert?“.

Daher ist die Lumineszenz-Datierung ausgesuchter Proben nur ein Teil dieser Arbeit.

Genauso wichtig ist es, den landschaftsgenetischen und damit auch

eruptionsgeschichtlichen Kontext herzustellen. Mit diesem Kontext werden die Datierungen

erst aussage- und kritikfähig.

Um eine „Datenbasis“ für die Arbeit zu schaffen, wurde zuerst eine Literaturrecherche

durchgeführt und den Ergebnissen ein eigenes Kapitel gewidmet.

3

2. Forschungsgeschichte und Forschungsstand

2.1. Forschungsgeschichte

Seit über 200 Jahren haben sich Forscher der unterschiedlichsten geowissenschaftlichen

Fachrichtungen dem Objekt „Rodderberg“ gewidmet. Dabei ist ein beachtliches Repertoire

an Beobachtungen und Erkenntnissen zusammengetragen worden. Um die Fülle an Daten

möglichst kurz und übersichtlich darzustellen, wurde eine tabellarische Auflistung gewählt.

Die folgende Aufstellung ist als „Datenbasis“ für weitere Untersuchungen gedacht. Alte

Aufschlussbeschreibungen sollen vor allem Lücken in der heutigen Aufschlusslage füllen. An

einigen Stellen wurden nomenklatorische Anpassungen oder Anmerkungen vorgenommen,

z.B. „Hochterrasse“ = mMT.

Abb.2 Schematisches Profil nach STEINMANN (1906)

Abb.3 Schematisches Profil nach POHL (1968)

4

Verfasser / Jahr Beobachtung / ErkenntnisNOSE 1789 • Landschaftselement Rodderberg ist vulkanischen Ursprungs

• erste Beschreibung eines distalen Tuffs, der dem Rodderberg zugeschrieben wird, SW von Mehlem („NOSE-Hügel“)

LYELL 1833 • Krater des Vulkans ist mit Löss aufgefüllt; Löss ist eine fluviatile Ablagerung

• Beschreibung einer Brunnenbohrung (1833) in Kratermitte: Löss reicht mindestens bis in eine Tiefe von 20 Metern

THOME 1835 • identifiziert Fächer an der Ostflanke des Vulkans als Lössschleier; klärt das Missverständnis auf, es handele sich dabei

um Lavaströme; hält Löss für fluviatil

• erste sehr detaillierte Beschreibung der unterschiedlichen vulkanischen Förderprodukte

v. DECHEN 1861 • vulkanische Tätigkeit war vor der Lössablagerung im Krater bereits beendet; eine „Lössbildungszeit“: Hochfluttheorie

• Beschreibung eines „ Bimssteintuffs“ in Bonn-Duisdorf, „umgelagert und älter diluvial“; keine Aussage über Herkunft

• Entdeckung einer schwarzen Tephra in einem Aufschluss zwischen Poppelsdorf und Ippendorf: Produkt des Rodderberg-

Vulkanismus

OVERZIER 1868 • Duisdorfer Tuff ist eine „pleistozäne Ablagerung“

POHLIG 1887 • sämtlicher Löss im Gebiet des Rodderbergs, auch in unterschiedlichen Niveaus, ist gleichzeitig abgelagert worden:

Hochfluttheorie

• Wechsellagerung von „altdiluvialem Plateauflusskies“ (Schotter der uHT) mit horizontal geschichtetenTuffbänken im Bereich des nördlichen Kraterrandes

• Beschreibung weicher, grauer Tuffe unter „höheren Terrassenschottern“ (mMT) an der Straße Mehlem-Bachem;

hebt ihre Eigentümlichkeit im Vergleich zu den übrigen Förderprodukten hervor, daher keine explizite Zuordnung zum

Rodderberg-Vulkanismus

• Ablagerung der Tephren nach Anschwemmung der HT-Kiese und vor „Lössbildungszeit“: Rodderberg ist

„mitteldiluvialen“ Alters

5

• Duisdorfer Tuff ist das Produkt eines lokalen Eruptionszentrums mit pliozänem Alter; gleichalt wie der graue Tuff an der

Straße Mehlem-Bachem

LASPEYRES 1901 • detaillierte geologische Karte des Siebengebirges, die auch den Rodderberg erfasst

• Kartierung zahlreicher distaler Pyroklastika im peripheren Bereich des Rodderbergs; Charakterisierung von NOSEs Tuff

SW von Mehlem als „Leucit-Nephelin-Basalttuff“

• genaue Beschreibung der Auswurfprodukte, besonders der Xenolithe; Stratigraphie und Lithologie der Tephren

• Einbettung von Lapilli zwischen liegenden und hangenden Lössen über den Sanden und Kiesen der„Hochterrasse“ (mMT) in Kiesgrube südlich Mehlem

• hält den Löss noch für die Ablagerung in einem aufgestauten Rheinbecken

STEINMANN 1906 • Konstruktion des ersten Längsprofils durch den Vulkan: Förderschlot liegt im zentralen Krater des Rodderbergs;

konzentrischer Tephrenwall ist das Produkt einer zentralen Eruption (Abb.2)

• unterscheidet älteren und jüngeren Löss; Vulkanismus gehört in den Beginn der Absatzzeit des jüngeren Lösses

• Löss ist äolischer Herkunft

JUNGBLUTH 1916 • vertikaler Versatz der Hauptterrasse von 20 Metern im Bereich des Rodderbergs; wird mit Vulkanismus in

Zusammenhang gebracht

WILCKENS 1927 • Rodderberg ist monogenetisch; Ausbruch hat nur „sehr kurz“ gedauert

• zentraler Krater ist Ausbruchspunkt des Vulkans; hat die Lockerprodukte des Schlackenwalls gefördert

• Analyse des Dykes in der Nordgrube: Leucitnephelinit

• Beschreibung der grundsätzlichen stratigraphischen Abfolge: liegende HT-Schotter – geschichtete Tuffe –hangende Schlacken

• parallelisiert NOSEs Tuff SW von Mehlem mit POHLIGs grauem Tuff an der Straße Mehlem-Bachem; verneint seine

Zugehörigkeit zum Rodderberg

6

• Duisdorfer Tuff ist das Produkt eines lokalen Eruptionszentrums und hat ein quartäres Alter

BRAUNS 1931 • „Missverhältnis“ zwischen geförderten Auswurfmassen und den Dimensionen des Kraters; stellt den zentralen

Krater als Hauptausbruchsstelle in Frage

• Nordzipfel des Kraters ist wesentliches Eruptionszentrum

• stellt den großen, zentralen Kessel zu den Maaren (ohne genetische / kausale Erklärung)

BURRE 1933/1939 • Tuff des NOSE-Hügels ist ein Produkt des Rodderbergs; vollkommene petrographische Verschiedenheit zum „normalen

Rodderbergtuff“ (basaltisch); hält eine Verschwemmung aufgrund erhöhten Sandgehaltes für möglich

• grauer Tuff unter „Hochterrassen“-Schottern (mMT) an der Straße Mehlem-Bachem gehört zu einer früheren,„altdiluvialen“ Phase des Rodderberg-Vulkanismus

• Rodderberg repräsentiert das „Maarstadium“ eines Vulkans (ohne genetische / kausale Erklärung)

RICHTER 1942 • detaillierte Aufnahme unzähliger Profile und Aufschlüsse, die heute größtenteils nicht mehr zugänglich sind; Erstellung

einer großmaßstäbigen geologischen Karte (1:6000)

• grundsätzliche Unterteilung der pyroklastischen Ablagerungen: „ältere Tuffe“ und „jüngere Schlacken undAschen (=Lapilli)“

• konkordente Auflagerung der grauen „älteren Tuffe“ auf Sande und Kiese der Hauptterrasse: Tuffe wurden zumEnde der Hauptterrassenzeit gefördert; gehören möglicherweise zu einer älteren Phase des Rodderberg-Vulkanismus

• stratigraphische Position der Lapilli über den Schottern der „Hochterrasse“ (mMT)

• Nordzipfel ist Hauptausbruchsstelle des Vulkans; großer Kessel ist lediglich ein Senkungsfeld, gibildet infolge

unterirdischen Massendefizits oder einer Zerrüttung des Grundgebirges

• vulkanische Durchschlagstrichter durch den Löss im Bereich des Nordzipfels

REMY 1960 • Aschen des Rodderbergs liegen unmittelbar unter einem Äquivalent des „Paudorf-Bodens“: Eruption hat daher im

7

Mittelwürm (vor ca. 30.000 J.) stattgefunden (nach der damaligen Einstufung des „Paudorf-Interstadials“)

POHL 1968 • Konstruktion eines schematischen Längsprofils durch das komplette Vulkangebäude (Abb.3)

AHORNER 1971 • Erdbeben vom 28.September 1971: Epizentrum lag unter dem Rodderberg

BARTELS & HARD

1973• basaltische Asche (in situ) unter zwei parautochthonen bis autochthonen fossilen Böden, in einem Aufschluss in

Bonn-Lengsdorf; Böden sind wahrscheinlich ehemalige interglaziale Parabraunerden

• Ausbruch des Rodderbergs hätte demnach wahrscheinlich in der drittletzten Kaltzeit stattgefunden, zumindestaber prä-eemzeitlich

• lehnen RICHTER’s Meinung einer möglicherweise mehrfachen Tätigkeit des Rodderbergs ab (ohne stichhaltige

Begründung)

FRECHEN 1973 • mineralogische Untersuchung: basaltische Asche von Bonn-Lengsdorf stammt vom Rodderberg

BRÜGGEMANN et

al. 1973• Modellierung einer gravimetrischen und magnetischen Anomalie unter der Lössschicht der Kratermulde: Störkörper mit

herabgesetzter Dichte (unter 2,2 g/cm3) und hoher Magnetisierung (ca. 450 γ)

HAMBACH 2001 • farbspektrometrische Untersuchungen am 55-Meter-Bohrkern aus der Zentralbohrung; Korrelation der

Sedimentationszyklen mit den GRIP-Eisbohrkernen: Endteufe hat ein Alter von 70-75 ka Mindestalter für denRodderberg-Vulkanismus

VIETEN 2001 • leucitnephelinitischer Chemismus des Rodderbergs passt am besten in die „Rieden“-Phase des Osteifel-Vulkanfeldes

(370-430 ka)

Anmerkungen: HT : Hauptterrasse des Rheins

uHT : untere Hauptterrasse

mMT : mittlere Mittelterrasse

Tab.1 Geowissenschaftliche Forschungsgeschichte zum Rodderberg

8

2.2. Zusammenfassung: Der Forschungsstand

An vielen Lokalitäten, proximal und auch distal zum Vulkan, wurden pyroklastische

Ablagerungen beobachtet und beschrieben. Zum Teil wurden dabei relativ distale

Ablagerungen dem Rodderberg zugeordnet, dagegen aber solche, die eher proximal liegen,

explizit als Bildungen des Rodderbergs ausgeschlossen. Die selben Ablagerungen wurden

von verschiedenen Autoren auch kontrovers interpretiert. Es hat mehrere

Datierungsversuche gegeben, die sich zumeist an den Tephren orientierten und ihre

stratigraphische Lage zum Terrassensystem des Rheins oder zu Löss-Paläoboden-

Sequenzen berücksichtigten. Zumindest was das Höchstalter des Vulkanismus angeht,

sprechen alle bisherigen Beobachtungen dafür, dass eine vulkanische Aktivität

höchstwahrscheinlich erst nach der Bildung der jüngeren Hauptterrasse eingesetzt hat.

Besonders aber die Datierung mit Hilfe der Lössstratigraphie, die potentiell sowohl mehrere

Eruptionsphasen auflösen als auch ein Mindestalter des Vulkanismus liefern könnte, ist

zwischen den Autoren widersprüchlich (REMY, BARTELS & HARD). Die neueste Datierung

von HAMBACH (2001) liefert ein Mindestalter von ca. 75 ka.

Die verschiedenen Tephren, die von den Autoren in der Peripherie des Rodderbergs

beschrieben wurden, unterscheiden sich sowohl durch ihre stratigraphische Position als auch

durch ihren stofflichen Aufbau teilweise deutlich voneinander. Einen konsequenten Versuch,

die bisher aufgefundenen Pyroklastika in eine möglichst schlüssige kausale, genetische und

zeitliche Kette einzuordnen und dabei auch die Möglichkeit eines mehrphasigen

Vulkanismus in Betracht zu ziehen, hat es bisher aber nicht gegeben. Einige Autoren ziehen

die Möglichkeit mehrerer, zeitlich voneinander getrennter Phasen des Vulkanismus aber

durchaus in Betracht (BURRE, RICHTER). Kontrovers wurde auch die Frage des

Eruptionszentrums bzw. der Eruptionszentren diskutiert. Einige Forscher sehen den Krater

als zentrales Eruptionszentrum des Vulkans an (STEINMANN, WILCKENS, POHL),

wohingegen andere dies ausdrücklich ablehnen und die Hauptausbruchstelle am Nordzipfel

des Kraterwalls vermuten (BRAUNS, RICHTER). Die Entstehung des wannenförmigen, in

die Landschaft eingesenkten Kessels konnte kausal bis jetzt nicht schlüssig erklärt werden,

und die Zuordnung eines „Maarstadiums“ zum Rodderberg stützte sich eher auf

morphologische Kriterien als auf genetische (BRAUNS, BURRE).

9

3. Physische Geographie des Untersuchungsraums

3.1. Geographische Lage und Einbettung in die umgebende Landschaft

Der quartäre Rodderberg-Vulkan befindet sich ca. 12 km südlich von Bonn und ist auf der

jüngeren Hauptterrasse, unmittelbar westlich des Rheins, in 147 bis 196 m ü.NN gelegen.

Die Gauss-Krüger-Koordinaten seines zentralen Punktes (Bohrung) betragen R = 2584,50

und H = 5612,80. Gegenüber des Rodderbergs, auf der anderen Rheinseite, liegen die

Ortschaften Bad Honnef und Königswinter und direkt unterhalb die Rheininseln Nonnenwerth

und Grafenwerth. Die unmittelbar nördlich und westlich benachbarten Ortschaften sind

Mehlem und Niederbachem. Während der Rhein, zu dessen Tal hin die Ostflanke des

Rodderbergs steil abfällt, eine natürliche Grenze im E des Berges darstellt, ist es der

Mehlemer Bach im W. Der Rheinspiegel in diesem Bereich liegt auf ca. 49 m ü.NN.

Abb.4 Topographische Situation von Rodderberg und Umgebung (TK25 / 5308)

10

Der quartäre Rodderberg ist von zahlreichen tertiären Vulkankegeln umgeben; am

prägnantesten sind die direkt auf der anderen Rheinseite gegenüberliegenden Vulkanruinen

des Siebengebirges, von denen besonders der vom Rhein steil aufragende Drachenfels ins

Auge fällt. Westlich des Rodderbergs, im Drachenfelser Ländchen, kommen noch

vereinzelte Basaltstiele in der Landschaft vor, insbesondere sind hier Wachtberg,

Dächelsberg und Höhenberg zu nennen. In nördlicher Richtung ist die Godesburg in nicht

allzu großer Entfernung zu sehen, ebenso wie der südlich benachbarte Rolandsbogen ein

tertiärer Basaltvulkan.

Naturräumlich gesehen liegt der Rodderberg im unmittelbaren Übergangsbereich vom

Rheinischen Schiefergebirge in die Niederrheinische Bucht. Das Rheintal hat auf seiner

Höhe schon den Charakter des engen Durchbruchstals, das ja typisch ist für den Verlauf des

Mittelrheins. Die trichterförmige Öffnung dieses Engtals in die Niederrheinische Bucht setzt

aber schon wenige Kilometer nördlich von hier ein; schon im Bereich der Mehlemer Aue

verbreitert sich das Tal sichtbar und auf der Höhe von Bad Godesberg hat es bereits eine

Breite von mehreren Kilometern.

3.2. Klima

Das Gebiet des Rodderbergs gehört zum Typ 2 der regionalen Klimaklassifikation von

BÖHM (1964). Das Klima ist geprägt durch feuchte atlantische Luftmassen, die mit der

Westwinddrift nach Mitteleuropa verfrachtet werden. Die vorherrschende Wetterlage ist von

Zyklonendurchgängen geprägt, die dauernde Luftdruckschwankungen und rasche

Wetterwechsel mit sich bringen. Stabile, mehr oder weniger stationäre Hochdrucklagen

kommen gelegentlich in den Winter- und Sommermonaten vor. Dann drehen die

vorherrschenden Westwinde meist auf östliche Richtungen.

Ein großer Teil der atlantischen Niederschlagsfronten regnet bereits im hohen Venn und in

der Eifel ab, so dass das Klima im Bonner Raum schon als relativ trocken bezeichnet werden

kann. Die Niederschläge sind verhältnismäßig gleich auf das Jahr verteilt, mit einem leichten

Maximum im Sommer. Das langjährige Mittel im Drachenfelser Ländchen liegt bei 700

mm/Jahr. Die Temperaturen weisen eine moderate jährliche Amplitude von ca. 14 K auf, mit

einer mittleren Temperatur von 2 °C im Januar und 16 °C im Juli. Sie sind somit als relativ

mild zu bezeichnen und bedingen eine verlängerte Vegetationsperiode. Der Beginn der

Apfelblüte kann im Raum Bonn meist vor dem 28. April festgestellt werden.

11

3.3. Böden

Die Böden im Untersuchungsraum haben sich überwiegend aus quartären Sedimenten

(Löss, Terrassenablagerungen, Auenbildungen) entwickelt. Hinzu kommen vulkanisch

gebildete Substrate, wie z.B. die weitausgedehnten tertiären Tuffe des Siebengebirges und

die quartären Pyroklastika des Rodderbergs. An vereinzelten Standorten stellen tonige

tertiäre Sedimente, vorwiegend des Oligozäns, das Ausgangsmaterial der Bodenbildung dar.

In den Hochlagen beiderseits des Rheins bilden Sand-, Schluff- und Tonsteine des

Unterdevons die Substrate, besonders wenn die Schotterkörper der Hauptterrasse hier

abgetragen worden sind.

Im Uferbereich des Rheins herrschen meist braune Auenböden oder Auengleye vor. Etwas

höher, im Bereich der Niederterrasse, ist der vorherrschende Bodentyp eine stellenweise

pseudovergleyte Parabraunerde, die sich aus Hochflutlehm gebildet hat. Teilweise sind im

Bereich der Niederterrasse auch Braunerden entwickelt. Auf den überwiegend

lössbedeckten Hängen kommen meist Pseudogleye vor; in stärker von der Erosion

betroffenen Hangbereichen finden sich auch Pararendzinen. Parabraunerde-Pseudogleye

und Stagnogleye schließlich sind für die Hochflächen charakteristisch, auf denen die

Hauptterrasse ansteht (Kottenforst). Auf devonischen Gesteinen sind meist Braunerden (z.T.

als Ranker), Pseudogley-Braunerden und Pseudogleye entwickelt. Auf den Vulkaniten des

Siebengebirges ist der häufigste Bodentyp eine Braunerde, die an Hängen auch als Ranker

ausgebildet ist.

Die Bodentypen am Rodderberg selbst entsprechen teilweise denen im Großraum Bonn

charakteristischen; in besonderen Lagen, z.B. auf dem Lapilliwall, haben sich jedoch ganz

eigene Böden entwickelt, die z.T. sogar einzigartig in der Region sind. In ringförmiger

Anordnung lassen sich vom Krater bis zum Wall vier verschiedene Bodentypen

unterscheiden: Im Kraterbereich sind Kolluvien, z.T. pseudovergleyt, aus umgelagertem

Lösslehm zu finden. Am Hangfuß sind Braunerden aus vulkanischem Material (Asche und

Lapilli) entwickelt. Die Bodenart ist sandiger bis stark sandiger Lehm. Hangaufwärts folgt

darauf eine Braunerde aus schluffigem Lehm, welche sich aus Fliesserden entwickelt hat

und stellenweise pseudovergleyt ist. Im oberen Hangbereich, besonders am südexponierten

Hang, hat sich eine Parabraunerde aus Löss (Bodenart: schluffiger Lehm) entwickelt.

Besonders im nördlichen Hangbereich sowie generell auf dem Rücken des Tephrenwalls,

sind die Braunerden, welche sich aus vulkanischem Lockermaterial entwickelt haben, nur

geringmächtig und besitzen eine geringe Wasserhaltekapazität. Auf diesen Standorten

haben sich die seltenen Trockenrasen entwickelt (BODENKARTE 1:50.000, BLATT L5208

12

BONN mit Erläuterungen). Im Bereich der Feldgrube wurde von KLEBER (2000, mündl.

Mitteilung) ein geringer Allophangehalt in den Böden festgestellt.

3.4. Geologie

Die Geologie der Umgebung des Rodderbergs geht aus Abb.5 hervor; ein geologisches

Blockbild des Rheinlandes zeigt Abb.6. Im Unterdevon hatte sich im Bereich des heutigen

Rheinischen Schiefergebirges der variszische Trog gebildet, der vom Devonmeer überflutet

wurde. Sedimentlieferant war der NW benachbarte Old-Red-Kontinent. Die Grenze zwischen

Meer und Kontinent mag etwa im Bereich von Aachen gelegen haben, der Kernraum des

Troges im Bereich von Mosel und Lahn. Da sich Absenkung und Sedimentation in etwa die

Waage hielten, blieb die Wassertiefe im NW des Troges (küstennaher Raum) stets gering. In

diesem Environment, das sich am besten mit dem eines Wattenmeeres vergleichen lässt,

wurde die tonig-schluffige und mit zahlreichen Sandsteinbänken durchsetzte Serie der

Siegener Normalfazies abgelagert. Im Untersuchungsraum stehen die Herdorf- und

Rauhflaser-Schichten der Siegener Normalfazies auf den erodierten Hochflächen

beiderseits des Rheins großflächig an. Ihre Mächtigkeit im Bonner Raum wird auf

mindestens 1500 Meter geschätzt.

Im Perm unterlag das variscische Gebirge unter zuerst semiaridem und später vollaridem

Klima der Abtragung und wurde allmählich zu einer reliefarmen Rumpffläche eingeebnet.

Das feuchtwarme Klima der Kreide-Zeit ließ unter der reliefarmen Landoberfläche eine

tiefgründige Verwitterungsrinde entstehen. Im Alttertiär setzte sich die tiefgründige

Verwitterung bei wenig verändertem Klima vorerst fort. Zur Wende Eozän / Oligozänüberzog das Vallendarer Flusssystem als erstes weitflächiges vorrheinisches Stromsystem

weite Teile des Schiefergebirges (SCHIRMER 1994).

Das Einbrechen der Niederrheinische Bucht im Oligozän ließ die Nordsee von NW her in ihr

Gebiet vordringen. In nördlichen Bereichen der Bucht herrschte nun marine, in den südlichen

dagegen fluviale und limnische Sedimentation. Die oligozänen Sedimentationsprozesse, die

sich durch häufiges Vordringen und Zurückweichen des Meeres auszeichnen, schufen die

Sande, Tone, z.T. auch Kiese und Kohlenflöze der Kölner Schichten. Da im Oligozän auch

der Siebengebirgsvulkanismus aktiv war, finden sich Einschaltungen von Trachyttuffen in

den Kölner Schichten. Terrestrische oligozäne Sedimente stehen vereinzelt an Hängen

westlich des Rodderbergs an.

13

Abb.5 Geologie von Rodderberg und Umgebung (GEOLOGISCHE KARTE 1:25000, BLATT 5309

KÖNIGSWINTER)

Legende:

,L,u holozäne Abschwemmmassen Mj jüngere Mittelterrasse (tR9)

qh holozäne Bachsedimente Mä ältere Mittelterrasse (tR8)

,Net Pyroklastika des Rodderbergs Hj jüngere Hauptterrasse (hier: tR6)

(„leucitnephelinitisch“) ,B oligo- / miozäne Alkalibasalte

,Ne Vulkanite des Rodderbergs ,Bt oligo- / miozäne Alkalibasalttuffe

,Lö Löss ,qTrt oberoligozäne Quarztrachyttuffe

Nj jüngere Niederterrasse (tR11) ol,s oberoligozäne Quarzsande

Nä ältere Niederterrasse (tR10) dsH Herdorf-Schichten (Siegenstufe)

14

Abb.6 Geologisches Blockbild des Rheinlandes (WURSTER 1992)

Das Einbrechen einer Grabenzone zwischen Niederrheinischer Bucht und Mainzer Becken

gestattete es der Nordsee, in zentrale Teile des Schiefergebirges einzudringen.

Möglicherweise bestand sogar kurzzeitig eine Meeresverbindung zwischen

Niederrheinischer Bucht und Mainzer Becken (ZÖLLER 1984). Es ist auch diese

15

Grabenzone, der später der Mittelrhein bei seinem Durchbruch durch das Schiefergebirge

folgen sollte (SCHIRMER 1994).

Im Miozän zog sich die Nordsee aus der Niederrheinischen Bucht zurück. Unter dem

Einfluss eines hohen Grundwasserstandes konnten sich in der Niederrheinischen Bucht nun

große Moore bilden, aus denen später die Braunkohlenflöze der Ville-Schichten

hervorgingen. In diesen finden sich auch Einschaltungen tonig-sandiger fluviatiler und

limnischer Sedimente; die Sedimentation blieb von nun an terrestrisch. Der Rheinische

Schild begann jetzt erstmalig, sich deutlich zu heben; dadurch setzte die Abtragung seiner

alttertiären Verwitterungsrinde ein. Im Untersuchungsraum sind die Plastosole von Ödingen

ein Beispiel für solche jungtertiären Umlagerungsprodukte. Die Sedimentation konzentrierte

sich von nun an auf die Niederrheinische Bucht.

Ab dem Miozän (ca. 15 Ma) ist bereits ein scharfer Anstieg des δ18O-Wertes in den marinen

Tiefseebohrkernen zu beobachten, und geologische Hinweise sprechen für eine stetige

Abkühlung der Nordhemisphäre seit dieser Zeit.

Für das Obermiozän verraten die Sedimente der Kieseloolithterrasse erstmalig einen

geschlossenen Verlauf des „Urrheins“ vom Oberrheingraben über das Schiefergebirge bis in

die Niederrheinische Bucht (SCHIRMER 1994). Dieser sogenannte „Kaiserstühler Rhein“

entwässert noch nicht den Alpenraum; er hat die Wasserscheide am Kaiserstuhl noch nicht

durchbrochen. Mosel und Lahn jedoch hat dieser Urrhein bereits angezapft. Die Hebung des

Rheinischen Schildes verstärkte sich im Pliozän. Dadurch schnitten sich seine Gewässer,

vor allem der Rhein, tief ins Grundgebirge ein. Der Rhein schaffte es, durch Tiefenerosion

mit der fortschreitenden Hebung des Gebirges schrittzuhalten. Auf der Wende Pliozän /Pleistozän überwindet der Rhein die Kaiserstuhl-Wasserscheide und wird zum „Aare-

Rhein“.

Während des Quartärs kommt es zu zyklischen Klimaschwankungen; Glaziale und

Interglaziale wechseln sich ab. Die dadurch bedingte schwankende Schotterführung und

Schleppkraft der Flüsse überlagert sich mit der kontinuierlichen Hebung des Gebirges; es

bildet sich das charakteristische System der Flussterrassen heraus. Im Untersuchungsraum

findet sich nahezu das gesamte Spektrum der Haupt-, Mittel- und Niederterrassen. Die

jüngere Hauptterrasse (tR5, BIBUS 1980) bildet die Hochfläche des Kottenforstes und

anderer bewaldeter Hochplateaus, deren ebene Ausprägung morphologisch besonders ins

Auge fällt. Die Kottenforst-Terrasse fällt von ca. 190 m ü.NN im S auf ca. 175 m ü.NN im

Zentrum des Staatsforstes ab, in Randspornen wie dem Hardtberg und dem Kreuzberg liegt

16

sie auf nur noch 155 m ü.NN. Der Rodderberg selbst ist vermutlich auf eine Unterstufe der

jüngeren Hauptterrasse aufgesetzt (tR6), deren heutige (+/- erodierte) Oberfläche auf ca. 175

m ü.NN liegt (BIBUS 1980).

Im Mittelrheingebiet liegen im steilsten Bereich des Tals die Mittelterrassen, da zur Zeit ihrer

Bildung die Hebung des Gebirges besonders stark war (SCHIRMER 1994, MEYER &

STETS 1998). Im Bereich des Rodderbergs steht die mittlere Mittelterrasse (tR8), in

vereinzelten inselartigen Vorkommen, auf ca. 110 m ü.NN an (BIBUS 1980); sie ist

morphologisch jedoch nicht sehr prägnant ausgebildet. Die Nomenklatur der Rheinterrassen

ist zwischen unterschiedlichen Quellen leider nicht immer konsistent. So wird die mittlere

Mittelterrasse (tR8) in der Geologischen Karte 1:25000, Blatt Königswinter, als ältere

Mittelterrasse (Mä) bezeichnet. Die untere Mittelterrasse (tR9) bildet im Untersuchungsraum

vereinzelt schmale Leisten am Fuß des Talhangs und steht dort in 70-75 m ü.NN an.

Unterhalb der Mittelterrassen schließen sich als breitere Bänder die Niederterrassen an. Die

ältere Niederterrasse (tR10), unterhalb des Rodderbergs noch als schmales Band ausgebildet,

wird im Verlauf der trichterförmigen Öffnung des Rheintals im Raum Bad Godesberg bereits

mehrere Kilometer breit; sie ist überwiegend von pleistozänem Hochflutlehm bedeckt. Die

jüngere Niederterrasse (tR11) schließlich ist im Bereich Godesberg nur ein relativ schmaler,

teilweise von holozänen Auelehmen überlagerter Streifen. Die äNT steht in ca. 60-65 und die

jNT in ca. 50-55 m ü.NN an.

Die periglaziale Frostverwitterung lässt Schuttdecken entstehen, an Hängen kommt es durch

solifluidale Prozesse zum Sedimenttransport (Fließerden). Aus den weitgehend

vegetationslosen Schotterfluren der kaltzeitlichen Terrassen wird Löss ausgeblasen und an

geeigneten Lokalitäten wieder abgelagert. Im Untersuchungsgebiet ist der Löss weit

verbreitet; ab dem Mittelterrassenniveau bedeckt er dort weite Teile der Hänge. Zur Geologie

des Untersuchungsraumes siehe auch die GEOLOGISCHE KARTE 1:25.000, BLATT 5309

KÖNIGSWINTER, mit Erläuterungen.

3.5. Tektonik

Die Kollision von Gondwana und Old-Red-Kontinent im Oberkarbon war maßgebliche

Ursache für die variszische Orogenese (STANLEY 1994). Diese Kollision mag die Serie von

Kompressionswellen ausgelöst haben, die in der variszischen Ära durch Paläoeuropa zogen.

Generell wanderte die Kompression im Verlauf der Gebirgsbildung von SE nach NW. Die

17

devonischen und unterkarbonischen Schichten des variszischen Trogs wurden gefaltet und

z.T. geschiefert. Es entstand der für das Rheinische Schiefergebirge typische Sattel- und

Muldenbau mit hauptsächlicher Nordvergenz der Falten und z.T. überkippter Lagerung.

Außerdem kam es zur Schuppenbildung innerhalb der Falten und zu zahlreichen

Überschiebungen. Im Profilschnitt der Geologischen Karte 1:25.000 / 5309 Königswinter ist

der Faltenbau des Schiefergebirges deutlich erkennbar. Erwähnenswert ist noch, dass das

variszische Gebirge nie ein echtes Hochgebirge war; die höchsten Erhebungen erreichten

vielleicht 2000 m ü.NN.

Abb.7 Tektonische Situation in Mitteleuropa seit dem Oligozän (ILLIES et al. 1981)

Die mehrphasige alpidische Orogenese bedingte bereits seit der Wende Kreide / Teriär ein

+/- nordwärts gerichtetes kompressives Stressfeld in Mitteleuropa, und etwa seit dem

18

späteren Oligozän hatte die Kompressionsachse die heutige Richtung eingenommen, also

SE-NW (SCHREIBER & ROTSCH 1998, ILLIES et al. 1981, ILLIES & BAUMANN 1982). Zur

tektonischen Situation Mitteleuropas siehe auch Abb.7. Der Oberrheingraben hatte eine

Phase aktiver Extensionstätigkeit vom Eozän bis zum Miozän, und wahrscheinlich setzt sich

das Riftsystem unter dem Rheinischen Schild bis in die Niederrheinische Bucht hinein fort

(ILLIES et al. 1981). Oberflächliche Grabenbildung wird im Rheinischen Schild vermutlich

durch die zähplastischen Eigenschaften des anstehenden Gesteins (Tonschiefer) inhibiert

(ILLIES & BAUMANN 1982). Vermutlich seit dem späteren Oligozän bewirkten Änderungen

im tektonischen Kräftefeld Mitteleuropas eine Rotation des nordöstlichen Blocks des

Rheinischen Schildes im Uhrzeigersinn (SCHREIBER & ROTSCH 1998). Es wird

angenommen, dass diese Blockrotation hauptverantwortlich ist für das V-förmige Einbrechen

der Niederrheinischen Bucht und das Absinken des Neuwieder Beckens. Die Hauptrichtung

der Krustendehnung im linksrheinischen Schild und in der Niederrheinischen Bucht beträgt

seitdem SW-NE. Die Bucht brach dabei an einem System von parallelen und vorzugsweise

SE-NW streichenden Abschiebungen ein, deren Aktivität z.T. auch heute noch nachweisbar

ist durch die räumliche Verteilung und die Herdtiefen gelegentlicher Erdbeben (AHORNER

1990). Unter ganz Mitteleuropa, und zwar in einem mehrere 100 km breiten und +/-

rheinparallelen Streifen, ist die Lithosphäre ausgedünnt, vermutlich auch eine Folge der

Zerrungstektonik (PANZA et al. 1980). Das tektonische Kräftefeld in Mitteleuropa ließ das

Rheinische Schiefergebirge also in Horste und Gräben zerbrechen, es kam zur Bildung eines

Bruchschollengebirges.

Diese Bruchschollentektonik erlebte dann ab dem Pliozän eine deutliche Reaktivierung. Die

Hebung des Rheinischen Schildes dauert auch im Quartär noch an, sie erfährt sogar zur

Mittelterrassenzeit zwischen ca. 500 und 200 ka vor heute ihre stärkste Phase (SCHIRMER

1994). Der rechtsrheinische Block rotiert weiter im Uhrzeigersinn, und die allgemeine

Zerrungstektonik, besonders im nördlichen Teil des Schiefergebirges sowie in der

Niederrheinischen Bucht, hält an. Die tektonische Aktivität im Schiefergebirge und an seinen

Rändern wird vom West- und Osteifelvulkanismus begleitet.

Seit längerem schon wird die Existenz eines Mantle-Plumes unter dem Rheinischen Schild

diskutiert (FUCHS et al. 1983), wofür mehrere geophysikalische Parameter wie ausgedünnte

Lithosphäre, Wärmefluss und Hebung sprechen. Die mögliche Existenz eines Mantle-Plumes

unter der Eifel wird aktuell in einem geophysikalischen Forschungsprojekt untersucht

(RITTER et al. 2000). Auch wurde immer wieder die Frage gestellt, ob die Niederrheinische

Bucht sich im Initialstadium eines mittelozeanischen Rifts befindet (ILLIES et al. 1981).

Obwohl die Typen der im Rheinischen Schild geförderten Vulkanite eher dagegen sprechen

19

(SCHMINCKE 2000), muss diese Frage vorerst offen bleiben. Besonders im Zusammenhang

mit dem tertiären und quartären Vulkanismus im Rheinischen Schild scheint aber eine

Mantelanomalie wahrscheinlich, weil Krustendehnung allein nicht zwangsläufig zu

Vulkanismus führt (FROITZHEIM 2000, mündl. Mitteilung). Steigt Mantelmaterial in höhere

Bereiche der Lithosphäre auf, wird die Bildung partieller Schmelzen durch Druckentlastung

begünstigt. Erst das Zusammenwirken von partieller Schmelzbildung in der Asthenosphäre

und der stressbedingten Öffnung von Förderspalten führt also zum Vulkanismus (VIETEN et

al. 1988).

3.6. Vulkanismus

Die känozoischen Vulkangebiete Mitteleuropas und ihren Bezug zum zentraleuropäischen

Grabensystem zeigt die Abb.8:

Abb.8 Tertiäre und quartäre Vulkangebiete Mitteleuropas

(aus SCHMINCKE 2000)

Der Vulkanismus im Siebengebirge setzte vor ca. 28-30 Ma im tieferen Oberoligozän ein,

kurz nachdem die Niederrheinische Bucht damit begonnen hatte, sich durch Absinken

20

gegenüber dem Rheinischen Schild abzuzeichnen. Die zeitliche Verzögerung des

Vulkanismus zu der Phase beginnender Tektonik dürfte dabei wenige Ma betragen haben

(MEYER 1986). Die räumliche Verbreitung des tertiären Vulkanismus am unteren Mittelrhein

gleicht in etwa einem Oval mit 35 km Länge und 25 km Breite, wobei die Längsachse in

südost-nordwestlicher Richtung verläuft; die stärkste Konzentration findet sich jedoch im

eigentlichen Siebengebirge. Tertiäre Vulkanzentren erstrecken sich beiderseits des Rheins,

wobei der Schwerpunkt aber eindeutig auf der rechtsrheinischen Seite liegt. Neben dem

Siebengebirge bilden Niederwesterwald und Hoher Westerwald weitere bedeutende

vulkanische Zentren. Der Siebengebirgs-Vulkanismus besitzt eine ausgeprägte südost-

nordwestliche Orientierung, was sich an der Ausrichtung vulkanischer Gänge und besonders

an der räumlichen Orientierung der Alkalibasalt-Vorkommen und ihrer Raum-Stoff-Pläne

zeigt (VIETEN et al. 1988). Diese Vorzugsrichtung ergibt sich sehr wahrscheinlich aus der

Tatsache, dass Förderspalten am leichtesten senkrecht zur Hauptrichtung maximaler

Krustendehnung aufreißen, ein weiterer Hinweis für die tektonische Auslösung des

Vulkanismus.

VIETEN et al. (1988) haben die Schmelzbildung aus einem aufsteigenden Manteldiapir

modelliert, wobei sich der Grad der partiellen Schmelzbildung mit zunehmendem Aufstieg

erhöhte; damit verschob sich auch die stoffliche Zusammensetzung des Ausgangsmagmas:

Nephelinbasanit – Alkaliolivinbasalt – Olivinbasalt. Wenn diese primären Magmen mehr oder

weniger direkt über Förderspalten an die Erdoberfläche gelangten, eruptierten sie dort als

primitive (+/- undifferenzierte) Laven. Sammelte sich das Magma jedoch vorerst in einem

Magmenreservoir in der Erdkruste an, wurde es durch Differentiations- und

Assimilationsprozesse (AFC) mehr oder weniger stark modifiziert. Stieg diese modifizierte

Schmelze später durch Förderspalten an die Erdoberfläche, eruptierte sie dort als

sogenannte derivative Lava. Im zentralen Siebengebirge ist die Vielfalt der gebildeten

Vulkanite am höchsten: Neben dem vorherrschenden Alkalibasalt als häufigstes Produkt

primitiver Laven findet sich hier noch eine Fülle von Vulkaniten aus derivativen Schmelzen,

hauptsächlich Trachyte und Latite. Die Trachyte liegen im Wesentlichen als weitausgedehnte

Tuffdecke vor, bei den Latiten und erst recht bei den Basalten überwiegen die Festgesteine.

In der Umgebung des Siebengebirges nehmen die derivativen Vulkanite schnell ab und in

den peripheren Bereichen des Vulkangebietes kommen schließlich nur noch Alkalibasalte

vor (VIETEN et al. 1988).

Anhand der vorgefundenen Pyroklastite wurden unterschiedliche explosive

Eruptionsmechanismen rekonstruiert, im Wesentlichen handelte es sich danach um

plinianische Eruptionen mit Fall- und Stromablagerungen. Die für das Siebengebirge

21

typische Vulkanform ist die Trichterkuppe. Zuerst wurde durch ejektive

Schlackenwurftätigkeit ein meist rundlicher Schlackenvulkan mit trichterförmigem Krater

gebildet. In einer späteren effusiven Phase drang aus dem Förderschlot Lava in den Krater

ein und bildete eine Zeit lang einen Lavasee, der schließlich säulenförmig erstarrte (VIETEN

1994).

Der Höhepunkt des Siebengebirgs-Vulkanismus lag noch vor der Wende Oligozän / Miozän;

BERGGREN (1972) datiert ihn auf 22,5 Ma vor heute. Nach einer Ära zunehmender

Beruhigung mit immer selteneren aktiven Phasen endete er schließlich im unteren Pliozän.

Das Vulkangebiet im hohen Westerwald war im Oberoligozän/unteren Miozän aktiv (Lippold

& Todt 1978); der tertiäre Vulkanismus der Hocheifel umfasst eine Zeitspanne von ca. 47-24

Ma vor heute und ist damit deutlich älter.

Der Westeifelvulkanismus beginnt vor ca. 700 ka und endet erst vor 10 ka mit dem

Ausbruch des Ulmener Maars. Nach bisherigen Erkenntnissen sind in der Westeifel 59

Maare und 180 Schlackenkegel ausgebrochen (LORENZ 1988). In den letzten Jahren hatte

sich die Zahl der bekannten Maare durch Neuentdeckungen (Einsatz neuer

Explorationstechniken) erheblich erhöht, es wurden sogar tertiäre Maare entdeckt. Die

Schlackenkegel befinden sich vorzugsweise auf den Hochlagen bzw. in Hangbereichen,

während die Maare meistens in Tälern vorkommen. Bei etwa der Hälfte der Schlackenkegel

sind zudem Lavaströme ausgeflossen. Der Westeifelvulkanismus besitzt wie der

Siebengebirgsvulkanismus eine ausgeprägte SE-NW-Orientierung. Das zeigt sich besonders

an Vulkanreihen, wie z.B. der Mosenberg-Gruppe, an Förderspalten und den Längsachsen

der Vulkane (SCHMINCKE 2000). Auch hier ist die naheliegende Erklärung, dass

Förderspalten am ehesten senkrecht zur Expansionsrichtung der Lithosphäre aufreißen.

VIETEN (1994) weist darauf hin, dass der Chemismus der eruptierten Vulkanite innerhalb

des Westeifelvulkanfeldes einer deutlichen räumlichen Zonierung unterliegt: Während im

Zentrum des Vulkanfeldes hoch- und niedrigdifferenzierte Vulkanite nebeneinander

vorkommen, treten zur Peripherie hin zunehmend primitive Vulkanite auf. Möglicherweise

konnte das heiße Mantelmaterial im Zentralbereich in höhere Stockwerke aufsteigen als am

Rand und entsprechend der stärkeren Druckentlastung auch einen größeren partiellen

Aufschmelzgrad erreichen. Dadurch wurde mehr Schmelze bereitgestellt, die sich dann

temporär in Magmenreservoirs ansammeln konnte und durch Differentiationsprozesse

entsprechend modifiziert wurde. Die typischen Vulkanite im Westeifel-Vulkanfeld sind Foidite

und Basanite (primitiv), Tephrite (kaum bis leicht differenziert) sowie Phonolithe

(hochdifferenziert). Hinsichtlich der Altersstellung der Vulkane in der Westeifel lässt sich das

22

Gebiet grob zweiteilen in einen älteren nordwestlichen und einen jüngeren südöstlichen Teil.

Nach SCHMINCKE (2000) wurden beide Teilfelder von zwei verschiedenen,

nebeneinanderliegenden Manteldomänen gespeist, was sich auch am unterschiedlichen

Chemismus der primitiven Ausgangsmagmen zeigt. Außerdem ist es wahrscheinlich, dass

sich die Schmelzherde in den vergangenen 700 ka räumlich von NW nach SE verschoben

haben.

Das Vulkanfeld der Osteifel kann man in zwei Areale unterteilen: das ältere RiedenerVulkanfeld im Westen sowie das jüngere Laacher Vulkanfeld im Osten. BOGAARD &

SCHMINCKE (1990) teilen die Eruptionen im Osteifel-Vulkangebiet in sechs Phasen ein: Die

Phasen 1-3 (700-370 ka) sind dem Riedener Vulkanfeld zugeordnet und die Phasen 4-6

(215-13 ka) dem Laacher Vulkanfeld (Abb.9).

Abb.9 Aktivitätsphasen im Osteifel-Vulkanfeld (BOGAARD & SCHMINCKE 1990)

Die vulkanische Aktivität nahm mit dem gewaltigen plinianischen Ausbruch des LaacherSees vor ca. 12900 a ihr vorläufiges Ende. Die Aschen des Laacher Sees sind in

Mitteleuropa weit verbreitet und sogar in südschwedischen Seen sowie in Norditalien

nachgewiesen. Die Laacher-See-Eruption hatte seinerzeit gewaltige reliefgestaltende

Auswirkungen: Pyroklastische Ströme flossen in Nebentäler und füllten diese mit bis zu 60 m

mächtigen Ignimbrit-Ablagerungen (Trass) auf. Zwei temporäre Tephradämme stauten den

Rhein im Bereich des Neuwieder Beckens zeitweise zu einem gewaltigen See; der plötzliche

Dammbruch löste eine gewaltige Flutwelle aus (SCHMINCKE 1999).

23

Auch im Osteifel-Vulkanfeld sind die Schlackenkegel die häufigsten Vulkane; von den

insgesamt etwa 100 Ausbruchsstellen gehören 55 diesem Typ an. Maare sind dagegen

relativ selten, bisher sind nur vier bekannt. Eine wichtige Rolle spielen aber die Bimsvulkane,

bei denen in gewaltigen plinianischen Eruptionen riesige Mengen an Pyroklastika gefördert

wurden (bis zu 10 km3). Als Folge konnte es vorkommen, dass der Gesteinsverband über

der teilentleerten Magmenkammer kesselartig einbrach und sich eine Einbruchscaldera von

mehreren km Durchmesser bildete (z.B. Laacher See, Wehrer Kessel). Sowohl bei den

Schlackenkegeln als auch bei den Bimsvulkanen sind häufig initiale phreatomagmatische

Phasen feststellbar. Weitere typische Vulkanformen sind extrusiv gebildete Dome, die

besonders sekundär auf Förderschloten der Bimsvulkane entstanden, und zum Teil

beachtliche Lavaströme (z.B. Bausenberg). Wie beim Siebengebirge und der Westeifel ist

auch in der Osteifel eine SE-NW-Orientierung vulkanischer Erscheinungsformen feststellbar

(VIETEN 1994).

VIETEN (1994) ist der Meinung, dass die im Westeifel-Vulkangebiet vorgefundene räumliche

Zonierung der Vulkanite (mit ausschließlich primitiven Vulkaniten an der Peripherie und

zunehmend differenzierten im Zentrum) in der Osteifel nicht existiert. Er hält die absolute

Anzahl der Vulkane für zu klein, so dass regelhafte statistische Verteilungsmuster hier nicht

auftreten könnten. Er weist aber auf unterschiedliche Ausgangsmagmen und entsprechend

verschiedene Differentiationsreihen im westlichen und im östlichen Teilraum des

Vulkangebietes hin. Im Riedener Gebiet ist die magmatische Serie typischerweise: Foidit

(primitiv) → olivinfreier Foidit (leicht differenziert) → Leucit-Phonolith (hochdifferenziert). Im

Laacher Gebiet: Basanit (primitiv) → Tephrit (leicht differenziert) → Plagioklas-Phonolith

(hochdifferenziert). Die Art des vorherrschenden Ausgangsmagmas im Laacher Gebiet lässt

darauf schließen, dass der partielle Aufschmelzungsgrad hier generell höher gewesen ist als

im Riedener Gebiet, so dass entsprechend der größeren Menge an bereitgestellter

Schmelze die Ansammlung in temporären Magmenkammern begünstigt wurde; dies ist

Voraussetzung für die weitere Differentiation der Magmen. Speziell für den Laacher See hat

SCHMINCKE (1999), u.a. anhand der abgelagerten Tephren, eine extrem zonierte

Magmenkammer rekonstruiert. Weiterhin weist er auf den Zusammenhang zwischen

Vulkantyp, den geförderten Vulkaniten und der Lage der zugehörigen Magmenkammer in der

Erdkruste hin. Auch für die Osteifel geht er davon aus, dass der Vulkanismus hier aus zwei

nebeneinander gelegenen Manteldomänen gespeist wurde.

24

3.7. Reliefgenese und Geomorphologie

Die geomorphologische Entwicklung des Naturraumes Rodderberg und seiner Umgebung

kann als außerordentlich polygenetisch und komplex bezeichnet werden. Endogene und

exogene reliefbildende Faktoren interagieren hier in einer vielfältigen Weise. Die

geotektonisch-endogenen steuernden Faktoren scheinen dabei eine Schlüsselrolle zu

übernehmen.

Das antezedente Durchbruchstal des Rheins war im Verlauf des Quartärs bei stetig

aufsteigendem Gebirge entstanden. Der Fluss konnte durch Tiefenerosion mit der Hebung

des Grundgebirges schritthalten und im Bereich des heutigen Mittelrheins ein Engtal bilden,

in dessen Bereich der Rodderberg selbst gerade noch liegt. Auch hier wird die tektonische

Steuerung der Reliefgenese deutlich; die Hebung des Gebirges verlief dabei aber nicht

gleichmäßig, sondern in bestimmten Phasen (MEYER & STETS 1998), mit einem Maximum

der Hebungsrate im Mittelpleistozän (SCHIRMER 1994). Die Reliefenergie / Erosionsdistanz

des Rheins und seiner Nebenflüsse wurde aber nicht nur durch die Tektonik gesteuert,

sondern auch durch eustatische Meeresspiegelschwankungen, und damit letztendlich

klimatisch.

Die anhaltende Hebung des Grundgebirges, die wesentlich im Miozän begonnen hatte,

überlagerte sich im Quartär mit zyklischen Klimaschwankungen. Kaltzeiten von 80 -100 ka

Dauer wechselten sich mit Warmzeiten von 10 -20 ka Dauer ab. Die dadurch bedingte

zyklische Fluktuation von Schleppkraft / Sedimentfracht des Rheins im periglazialen

Environment führte im Zusammenhang mit der anhaltenden Hebung zur Ausbildung eines

Terrassensystems. SCHIRMER (1994) unterscheidet im Mittelrheingebiet 3 Nieder-, 4 Mittel-

und 3 Hauptterrassen sowie diverse altpleistozäne und tertiäre Schotterkörper. Da die

Schotterkörper der Mittelterrassen zur Zeit der stärksten Hebung gebildet wurden, liegen sie

heute morphologisch gesehen im „Engtalbereich“ des Rheins. Auf die im

Untersuchungsgebiet vorkommenden Terrassen wurde bereits im Abschnitt 3.4. „Geologie“

eingegangen.

Das Einsinken der Niederrheinischen Bucht in Bezug zum Rheinischen Schild seit dem

Oligozän hatte auch besondere reliefgestaltende Bedeutung. Materialverlagerungen der

unterschiedlichsten Art und Weise von der Hochscholle zur Tiefscholle waren die Folge. Im

Allgemeinen wurden fluvialer Transport / Erosion und denudative Prozesse beschleunigt und

Hangrutschungen begünstigt. Die Mesozoisch-Tertiäre-Verwitterungsrinde (MTV) auf der

Hochscholle wurde im Wesentlichen schon im Neogen abgetragen und die entsprechenden

25

Sedimente wurden in die Niederrheinische Bucht verfrachtet. Die Plastosole von Ödingen

südwestlich des Rodderbergs werden heute als Derivate solcher allochthonen (primär

fersialitischen) Bodensedimente gedeutet (FELIX-HENNINGSEN 1990). An manchen

Lokalitäten, die im Übergangsbereich Schiefergebirge / Niederrheinsiche Bucht liegen, schuf

die gesteigerte Erosion besonders tief eingeschnittene Täler, so im Klufterbachtal und im

Venner Graben (beide E-Rand des Kottenforstes bei Bonn-Friesdorf). Besonders aber

konnte die erhöhte Reliefenergie die Solifluktion in den Kaltzeiten verstärken. Die

Störungslinien, an denen die Niederrheinische Bucht einbrach, dienten oft als Leitlinien für

Gewässer, wie es z.B. beim Katzenlochbach und beim Melbbach im S Bonns der Fall ist.

Auch der Mehlemer Bach westlich des Rodderbergs orientiert sich wahrscheinlich an einer

tektonischen Störungslinie (BRAUN 1974).

Einen ganz wesentlichen Anteil an der Reliefbildung der Region hat jedoch der tertiäre – im

Fall des Rodderberges als Ausnahme auch quartäre – Vulkanismus. Besonders der 321

Meter hohe Drachenfels zeichnet sich durch seine hohe Reliefenergie zum unmittelbar

westlich benachbarten Rhein aus. Seine W-Flanke, andauernder Seitenerosion vom Rhein

her ausgesetzt, bildet entsprechend steile Felswände aus, die morphologische Härte des

Gesteins (Quarztrachyt) anzeigend.

Von dem großen, ehemals mehr oder weniger zusammenhängenden Vulkansystem des

Siebengebirges ist heute nur noch ein Relikt, eine sogenannte Vulkanruine, übrig geblieben.

In der postvulkanischen Zeit wurden nämlich die sehr lockeren und damit leicht erodierbaren

Tuffe weitgehend abgetragen, insbesondere von den gehobenen Reliefpositionen. Damit

wurden dann die effusiven Kerne des Vulkansystems als morphologische Härtlinge

herauspräpariert und bilden heute die noch sichtbaren Relikte des alten Vulkansystems. Ein

Teil der abgetragenen Tuffe wurde Richtung Rhein transportiert und von diesem als

Sedimentfracht fortgeführt. Ein weiterer, nicht unerheblicher Anteil der Tuffe wurde jedoch

nach Osten transportiert und im Siebengebirgs-Graben, einer geotektonischen

Achsendepression östlich des Siebengebirges, abgelagert (MEYER 1986). Die Abtragung

der Tuffe hat mit Sicherheit schon im Neogen begonnen, dürfte aber unter periglazialen

Bedingungen im Pleistozän besonders effektiv gewesen sein.

Neben dem Siebengebirge bilden heute aber noch weitere tertiäre Vulkanruinen

morphologisch prägnante Vollformen. Für die Umgebung des Rodderbergs sind hier

besonders Rolandsbogen, Wachtberg und Godesburg von Bedeutung. Aber auch der

quartäre Rodderberg selbst ist natürlich ein wichtiges morphologisches Element in der

heutigen Landschaft. Mit einer maximalen Höhe von 196 m ü.NN an seiner SE-Flanke

26

schafft er eine beträchtliche Reliefenergie zum östlich gelegenen Rhein, der in diesem

Bereich auf nur 49 m ü.NN fließt.

Für die Reliefentwicklung der den Rodderberg umgebenden Landschaft waren natürlich die

periglazialen Prozesse während des Pleistozäns von überragender Bedeutung. Unter

Frostwechselklima wurden in den Kaltzeiten weitausgedehnte und mächtige

Frostschuttdecken gebildet. Große Mengen dieses mechanisch aufbereiteten Materials

wurden durch solifluidale Prozesse an den Hängen in tiefer liegende Reliefbereiche

transportiert. Typologisch unterteilt man die +/- umgelagerten periglazialen Schuttdecken in

Basis-, Mittel- und Hauptlage von jeweils charakteristischer Beschaffenheit (AG BODEN

1994). Der Schutt wurde zum Teil von den Gewässern aufgegriffen und macht einen großen

Teil der Schotterfüllung aus. In den Fließgewässern hat dieser scharfkantige Schutt eine

wichtige Rolle als „Erosionswaffe“ bei der Tiefenerosion und prägt den geomorphologischen

Charakter der Flusssysteme also entscheidend mit. Eine wichtige Rolle spielt auch die

mechanische Gesteinsaufbereitung im Periglazial für die Bodenbildung, die sich ohne diese

„Vorbereitung“ nicht so schnell in den letzten 11.000 Jahren hätte entwickeln können.

Das Drachenfelser Ländchen westlich des Rodderberges ist ein Lösshügelland mit

flachwelligem Relief. Untersuchungen im Rahmen einer Diplomarbeit haben hier

Lössmächtigkeiten von bis zu 10 m ergeben (NELLES 1993). Im Untersuchungsraum spielt

der Löss bei der Einhüllung stärkerer Reliefunterschiede durch sogenannte Lössschleier

morphologisch eine Rolle. Die mächtige Kraterfüllung des Rodderberg-Vulkans mit Löss von

mehr als 55 m Mächtigkeit wurde bereits erwähnt und unterstreicht die geomorphologische

Bedeutung dieses Sediments. Durch anthropogene Nutzung haben sich in der

Nachbarschaft des Rodderberges bei Lannesdorf mehrere Lösshohlwege gebildet, die

teilweise bis zu 8 m tief in die Umgebung eingeschnitten sind.

Von verschiedenen Autoren wird für das Würm eine westliche bis nordwestliche

Vorzugswindrichtung favorisiert (MEYER & KOTTMEIER 1989). Das Herkunftsgebiet der

linksrheinischen Lösse umfasst nach SIEGBURG (1988) neben den trockengefallenen

Schotterfluren von Rhein und Sieg auch das Maas-Schelde-Gebiet.

27

4. Eruptions- und Landschaftsgeschichte des Rodderbergs

4.1. Geologie und Geomorphologie des Vulkangebäudes

Das Vulkangebäude des Rodderbergs besteht im Wesentlichen aus einer flachen, ins

Grundgebirge eingesenkten Schüssel und einem peripheren, ringförmigen Lapilli- und

Schlackenwall. Das Luftbild in Abb.1 vermittelt eine gute Übersicht über die

geomorphologische Situation. Die Karte von RICHTER (1942) ist bis heute die detaillierteste

geologische Aufnahme (Abb.10).

Das Vulkangebäude sitzt dem Terrassenkörper der jüngeren Hauptterrasse (jHT) auf; nach

BIBUS (1980) handelt es sich dabei um die tR6, eine Unterstufe der jHT. Diese hat eine

Mächtigkeit von 15-20 m. Nach RICHTER (1942) ist das Gebiet des Rodderbergs von

mehreren Verwerfungen durchzogen, die jünger sind als die tR6 und diese in ihrer Höhenlage

teilweise erheblich versetzen: Die Basis des Schotterkörpers liegt oberhalb von Rolandseck

noch in 180 m ü.NN, am Südwall des Rodderbergs in 160 m ü.NN, am Nordwall in 155 m

ü.NN und im Bereich der Nordgrube in nur noch 140 m ü.NN! In der geologischen Karte

RICHTERs (Abb.10) sind zwei Verwerfungen eingezeichnet: Eine verläuft fast zentral durch

den Krater und die andere durch den nördlichsten Zipfel. Beide streichen grob E-W.

Die Peripherie des Tephrenwalls ist in allen Richtungen durch ein abschüssiges Relief

gekennzeichnet, das heißt der Rodderberg befindet sich vollständig in exponierter Position.

Nur südwestlich des Vulkans ist eine ausgedehntere Verebnung zu finden, auf der die jHT

direkt ansteht oder mit einem Lössschleier überzogen ist (Abb.5). Östlich und westlich des

Walls tritt noch devonisches Grundgebirge zutage, ansonsten ist die Peripherie überwiegend

mit Löss bedeckt. Am westlichen Hang ist eine Schuttdecke ausgebildet, die mit Löss

vermengt ist.

Die Außenseite des Tephrenwalls ist durch einen polygonalen Umriss gekennzeichnet. Die

Polygonzüge stehen dabei mehr oder weniger parallel zu Erosionslinien, wie dem Rhein und

Nebenbächen, oder auch zu Paläotälern. Ein solches Paläotal liegt im SW des Walls und ist

in Abb.10 eingezeichnet. Die schon erwähnte Verebnung weiter südwestlich (Abb.5) ist

erosiv / denudativ am wenigsten beeinflusst. Der Basaltstiel des Rolandsbogens, nur etwa

500 m südöstlich des Rodderbergs gelegen, mag eine morphodynamische Stabilisierung /

Abschirmung zum Rhein hin bewirkt haben. Ein ausgeprägtes System von Kleindellen hat

sich dagegen an der nördlichen Außenseite des Walls zum Rhein hin entwickelt.

28

Der periphere Tephrenwall hat jeweils im N (173,5m ü.NN) und im S (196,1m) seine größten

Erhebungen. Der Wall ist nicht ganz durchgehend ausgebildet: Jeweils im E und im W ist

eine Lücke vorhanden, in der die Schotter der Hauptterrasse zutage treten. Nach RICHTER

(1942) besteht der Wall hauptsächlich aus Schlacken und Lapilli; Nebengesteinsfragmente

sind in den Pyroklastika nur untergeordnet vorhanden.

Die Kraterschüssel hat einen Durchmesser von ca. 800 Metern und ist allseitig geschlossen.

In ihrem Zentrum stehen geringmächtige holozäne Abschwemmmassen an. Der Krater ist

mit schluffigen Sedimenten von über 55 m Mächtigkeit gefüllt (Forschungsbohrung vom

Frühjahr 2000). Auf den Zentralpunkt des Kraters projiziert, liegt die (gedachte) Basis der

Hauptterrasse hier in 155 m ü.NN. Vor der eruptiven Ausräumung des Deckgebirges sollte

ihre Oberfläche, eine Mächtigkeit von > 15 m angenommen (BIBUS 1980), auf mindestens

170 m ü.NN gelegen haben (bezogen auf heutige Verhältnisse des Meeresspiegels und der

Hebung des Schiefergebirges).

Der tiefste Punkt in der Schüssel liegt auf 147,2 m ü.NN. Das initiale Niveau des

Kraterbodens, vor der > 55 m mächtigen Sedimentfüllung, lag also auf unter 95 m ü.NN

(bezogen auf heutige Verhältnisse). Durch vulkanische Eruption(en) wurde also Grund-und Deckgebirge von mehr als 75 m Mächtigkeit entfernt! Dieser Modellrechnung liegt

die Annahme zugrunde, dass nicht schon vor der Eruption ein Großteil des Deckgebirges

durch erosive / denudative Prozesse abgetragen war. Reste der Hauptterrasse im W und E

des Walls machen dies jedoch unwahrscheinlich. Eines der größten Geheimnisse desRodderbergs ist der Verbleib dieser gewaltigen Menge ausgeräumten Materials;korrespondierende Ablagerungen von derartigem Volumen sind bisher nichtbeschrieben worden.

Eine morphologisch prägnante Form bildet der 173,5 m hohe Kegel am Nordzipfel des

Vulkangebäudes. Er besteht, wie der gesamte Wall, aus Schlacken und Lapilli (RICHTER

1942). Ungefähr 200 m weiter nördlich (Nordgrube) ist ein kleiner Lavagang aufgeschlossen.

Er ist das einzige bis jetzt bekannte Vorkommen vulkanischen Festgesteins am Rodderberg.

Als eigentlichen „Rodderberg“ bezeichnet man die Kuppe auf dem südlichen Tephrenwall,

die mit 196 m ü.NN zugleich auch die höchste Erhebung darstellt.

29

Abb.10 Geologische Karte des Rodderbergs (RICHTER 1942). Eingezeichnet sind die bearbeiteten Aufschlüsse.

Aufschlüsse: 1. Nordgrube 4. Südgrube

2. Nordkegel 5. Feldgrube

3. Ostwall B. Bohrung

30

4.2. Sedimentologie der Kraterfüllung

Die Forschungsbohrung vom Frühjahr 2000 erreichte eine Endteufe von 55 Metern und

brachte überwiegend schluffige Lockersedimente zutage. Festgestein wurde nicht erreicht.

Der Bohrkern wurde sedimentologisch und paläopedologisch von KÖHNE (2002) im

Rahmen einer Diplomarbeit untersucht. Danach werden die untersten 15 m als Bereich im

Reduktionsmilieu eines Kratersees gedeutet. Dieser wird zeitlich ins Eem, Altwürm und

beginnende Mittelwürm (Mittelwürmglazial 1) gestellt. Ab 40 m Teufe aufwärts zeichnet sich

eine zunehmende Verlandung ab.

Interstadialböden des Mittelwürms finden sich am deutlichsten bei 40-36,5 und bei 24,5-22

Metern. Dazwischen liegen die Lösse und Flugsande des Mittelwürmglazials 2 (MWG 2). Die

hohe Sedimentationsrate in diesem Zeitabschnitt deutet auf außergewöhnlich trockene und

stürmische Verhältnisse hin. Bei 26,5 m ist eine prägnante Umlagerungszone ausgebildet,

extreme Klimabedingungen (Abtauen des Permafrostes) zum Ende des MWG 2 anzeigend;

sie ist auch von anderen Lössprofilen Mitteleuropas her bekannt.

Die darüberliegenden Sedimente in 22 bis 3 Metern Tiefe schließlich werden dem

Oberwürmglazial zugeordnet. Interessant ist, dass die andernorts als Nassböden

ausgebildeten E2- und E4- Horizonte am Rodderberg als schwache Parabraunerden

entwickelt sind, mögliche Kennzeichen für ein wärmeres Lokalklima und / oder eine bessere

Permeabilität des Untergrundes. Die (vermutete) Eltviller Tephra liegt in 9,9 Metern Tiefe. In

der Nachbarschaft der Eltviller Tephra befinden sich (der Kesseltlage analoge) Alluvien, die

ans Ende des Oberwürm-Glazials (Eisrückzugsphase) gestellt werden. Diese Alluvien sind

im Wesentlichen aus den Pyroklastika des Kraterwalls abgeleitet.

Verwitterungsreste der Laacher-See Tephra fanden sich in 2 Metern Tiefe. Der anthropogen

beeinflusste holozäne Boden reicht bis in 1,8 Meter Tiefe hinab. Der Bohrkern enthielt

außerdem noch mehrere, bislang nicht identifizierte Tephrenlagen, die dem

Osteifelvulkanismus zugeordnet werden. Der Umgebung des Rodderbergs selbstentstammende, primäre Tephren wurden im Bohrkern nicht gefunden. Der gesamteBohrkern ist also jünger als die (letzte) Rodderberg-Eruption.

31

4.3. Geophysikalische Hinweise

BRÜGGEMANN et al. führten 1973 im Bereich des Rodderbergs gravimetrische und

magnetische Feldmessungen durch. Ihren Ergebnissen zufolge ruht unter der

Sedimentfüllung in Kratermitte Material mit einer Dichte von nur 2,17 g / cm3 und der hohen

Magnetisierung von 450 γ. Sie vermuten basaltische Aschen und Schlacken im Untergrund.

Radiomagnetotellurische und geoelektrische Messungen im Krater wurden 2001 von

THIEMER (Köln) im Rahmen einer Diplomarbeit durchgeführt. Die Ergebnisse lagen bei der

Abfassung dieser Arbeit leider noch nicht vor.

4.4. Petrologische Hinweise

Der Lavagang (Dyke) in der Nordgrube wurde 1971 von FRECHEN geochemisch untersucht.

Nach der chemischen Analyse errechnete er folgenden normativen Mineralbestand:

Mineral Vol.-%

Leucit 16,4Nephelin 18,3Titanaugit 57,6Olivin 1,9Magnetit 3,9Apatit 1.8Calcit 0,1

Tab.2 Normativer Mineralbestand des Lavagangs

Aufgrund der Mineralparagenese klassifiziert er das Gestein als Leucit-Nephelinit. BRAUN

(1974) bestätigt diese Klassifizierung durch Dünnschliffmikroskopie. Nach MATTHES (1996)

entstehen solche Foidite primär durch geringgradige partielle Anatexis (Aufschmelzprozesse)

im oberen Erdmantel. Das Magma muss dann fast unverändert, also kaum durch

fraktionierte Kristallisation / Differentiation modifiziert, an die Erdoberfläche gelangt sein, um

dort noch als Foidit zu eruptieren (VIETEN 1994). Der längere Verbleib des Magmas in einer

Magmenkammer kann daher ausgeschlossen werden. Man spricht in diesem

Zusammenhang auch von „primitiven“ Magmen, die durch direkten und relativ schnellen

Aufstieg an die Erdoberfläche charakterisiert sind.

32

4.5. Geländebefunde

Die Lage der untersuchten Aufschlüsse geht aus Abb.10 hervor. Um ein möglichst

zusammenhängendes Bild über die geomorphologische, geologische und vulkanologische

Situation zu bekommen, wurden auch Geländebefunde früherer Autoren in die Auswertung

und Interpretation mit einbezogen.

4.5.1. Kraterschüssel und Bohrung

Aus der Vogelperspektive betrachtet, erinnert die große Kraterschüssel des Rodderbergs

morphologisch direkt an ein Maar (Abb.1). Sie ist ins Grundgebirge eingesenkt und allseitig

geschlossen. Die Bohrung, die ungefähr in ihrem Zentrum abgeteuft wurde (Abb.10, Pos.B),

ergab, dass der „Krater“ über 55 m tief mit Sedimenten gefüllt ist. In Abschnitt 4.1. wurde

berechnet, dass hier Grund- und Deckgebirge von mehr als 75 m Mächtigkeit entfernt

wurden. Eine solche, in die Umgebung eingesenkte Hohlform entsteht nur beiphreatomagmatischen Maareruptionen (LORENZ 1984, 1988, 2000). Damit war bereits

nach der Bohrung klar, dass es sich bei der Schüssel des Rodderbergs um ein Trockenmaar

handeln muss. Jetzt galt es, entsprechende Maarablagerungen zu finden.

4.5.2. Nordgrube

Die Nordgrube (Pos.1 in Abb.10) bietet die umfangreichste und mannigfaltigste

Aufschlusssituation des gesamten Rodderbergs; die signifikanten Profile und Aufschlüsse

sind in Abb.11 eingezeichnet. Durch Schlackenabbau ist hier eine Hohlform entstanden,

deren Sohle auf ca. 140 m ü.NN liegt; dies ist hier auch das Basisniveau der jüngeren

Hauptterrasse (tR6).

Im Zentrum der Grube steht ein schwarzer, massiver Lavagang (=Dyke, Pos.2 in Abb.11). Er

überragt die Sohle der Grube bis in eine Höhe von ca. 6 m. Der Lavagang ist, außer an

seiner Spitze, vollständig von verschweißten Schlacken umhüllt (Abb.12). Die Kontaktzone

zwischen beiden zeigt, dass schmelzflüssiges Gangmaterial in Hohlräume der Schlacken

eingedrungen ist. Es ist daher anzunehmen, dass die Platznahme der Schlacken bereits

erfolgt war, als der Lavagang in sie intrudierte.

33

Abb.11 Übersicht über die Nordgrube

Abb.12 Gang mit Schlackenumhüllung Abb.13 Schweißschlacken

34

Die Schweißschlacken bilden aber nicht nur die Umhüllung des Dykes, sie stehen in seiner

Umgebung auch auf der Sohle der Grube an (Pos.3 in Abb.11). Die Schlacken (Abb.13)

lassen sich wegen ihrer intensiven Verschweißung und ihrer Größe als kraternahe Fazies

eines Schlackenkegels deuten (SCHMINCKE 2000, VESPERMANN & SCHMINCKE 2000).

In der näheren Umgebung des Dykes muss sich also das ehemalige Eruptionszentrum eines

Schlackenvulkans befinden. Der vulkanische Gang muss später in das Bauwerk des

Schlackenkegels eingedrungen sein.

RICHTER hatte bereits 1942 zwei mutmaßliche Eruptionsherde in der Nordgrube

beschrieben. Beide bildeten steile, mit vulkanischen Brekzien gefüllte Durchlagsröhren im

anstehenden Löss. Ein Eruptionszentrum war in der Nähe des vulkanischen Ganges

aufgeschlossen. Dieses könnte die gangnahen Schweißschlacken (Abb.13) gefördert haben.

Das zweite Eruptionszentrum befand sich im südlichen Teil der Nordgrube.

Eine rötliche, grobe und ungeschichtete Schlackenbrekzie steht in Pos.4 (Abb.11) an; ihre

Basis liegt nicht mehr sichtbar unterhalb der Grubensohle; die aufgeschlossene Mächtigkeit

beträgt rund 1,5 m. Die einzelnen Schlacken sind fest miteinander verbacken bzw. verzahnt,

aber augenscheinlich nicht verschweißt. Ihr mittlerer Durchmesser beträgt 7 cm, einzelne

Exemplare sind bis zu 15 cm groß. Die Schlacken sind in eine Aschenmatrix eingebettet, die

Serie ist aber klastengestützt. Sie zeigt deutliches fining-up und geht nach oben hin unscharf

in eine xenolithreiche Aschenlage über (Abb.14). Die Xenolithe sind überwiegend

Schluffsteine aus dem Devon (rot, weiß und violett gefrittet) und Flusskiesel.

Abb.14 Rötliche Schlackenbrekzie mit hangender Xenolithlage

35

Die xenolithreiche Aschenlage ist tuffartig verbacken und tritt im Gelände auch

morphologisch in Erscheinung. Sie lässt sich an der östlichen Wand der Grube bis zum

Aufschluss bei Pos.5 (Abb.11) verfolgen, wo sie schon eine regelrechte Tuffbank bildet

(Abb.15). Da sie mit 10° nach N einfällt, befindet sie sich in Pos.5 bereits in einer Höhe von

ca. 8 m über der Grubensohle. Die räumliche Orientierung der Tuffbank lässt keinen Bezug

zum Dyke oder den umgebenden Schweißschlacken erkennen; auch ist die Achse ihres

Einfallens nicht auf den Dyke gerichtet, sie steht vielmehr fast senkrecht dazu! Die rötliche

Brekzienserie und die darauf liegende Tuffbank scheinen folglich nicht zu dem lokalen

Eruptionszentrum der Nordgrube zu gehören. Da sie nach N hin einfallen, sollte ihr

Herkunftsgebiet weiter südlich gesucht werden. Die Brekzienserie gehört vermutlich zur

medialen Wallfazies eines Schlackenkegels (SCHMINCKE 2000, VESPERMANN &

SCHMINCKE 2000). Nach RICHTER (1942) war der untere, heute nicht mehr

aufgeschlossene Teil der Serie schwarz. Die rötliche Färbung im oberen Teil und besonders

auch der Xenolithreichtum an ihrem Top sprechen für eine zunehmend phreatomagmatische

Entwicklung der Eruption.

Im Aufschluss an Pos.5 setzt oberhalb der Tuffbank diskordant eine gut geschichtete Serie

schwarzer Lapilli ein (Abb.15). Es macht den Eindruck, als liege ein größerer Zeitabschnitt

zwischen der Ablagerung der Asche (die heute die Tuffbank bildet) und der Lapilli; die

Oberfläche der Tuffbank wirkt wie „poliert“ und die Asche muss schon fest verbacken

gewesen sein (ein sekundärer Prozess), als die Lapilli sich darauf absetzten.

Abb.15 Liegende xenolithreiche Tuffbank, Diskordanzfläche und hangende Lapilli

Die Lapilli sind gut sortiert, deutlich geschichtet und relativ blasenreich. Es handelt sich

demnach um die Fallablagerung einer pyroklastischen Eruption (SCHMINCKE 2000, mündl.

36

Mitteilung). Die Lapilli haben einen mittleren Durchmesser von 5 mm (Streuung 2-15 mm).

Sie befinden sich daher schon in relativ distaler Position zu ihrem Eruptionszentrum und

könnten folglich die äußere Flankenfazies eines Schlackenkegels darstellen (VESPERMANN

& SCHMINCKE 2000). Der extreme und übergangslose Korngrößen- und Fazieswechsel

zwischen liegenden Schlacken und hangenden Lapilli legt nahe, dass beide Serien zu

verschiedenen Eruptionen und Ausbruchsstellen gehören. Nach der vorhandenen

Aufschlusslage lässt sich diese Annahme aber nicht eindeutig belegen. Der Eruptionsstil von

Schlackenkegeln kann sich nämlich abrupt ändern und daher aufeinanderfolgend sehr

unterschiedliche Eruptiva hervorbringen (SCHMINCKE 2000). Das Herkunftsgebiet der

Lapilli müsste, ihrer Einfallsrichtung zufolge, ebenfalls in südlicher Richtung liegen. Auch

RICHTER hatte schon die Meinung geäußert, die Diskordanz zwischen beiden Serien weise

darauf hin, „dass sich der Ausbruchspunkt zwischen der liegenden und der hangenden Serie

verschoben hat“. Zusätzlich betont er das deutlich verschiedene Einfallen und Streichen

beider Serien.

Die Lapilliserie in Pos.5 (Abb.11) beginnt mit einem xenolith- und bombenreichen Horizont.

In ihren oberen Bereich sind mehrere Aschebänke eingeschaltet, die schon auf ein

nahendes Ende der Eruptionstätigkeit hinweisen könnten (finale Ascheregen). Am Top der

Serie sind noch zahlreiche runde Bomben in die Lapilli eingebettet. Darüber schließlich liegt

ein Löss, der teilweise noch mit vulkanischer Feinasche vermengt ist. Die gleichen

geschichteten Lapilli stehen auch am Nordrand der Nordgrube (Pos.6 in Abb.11) an

(Abb.16).

Abb.16 Geschichtete Lapilliserie; deutliches Einfallen nach N

37

Im Aufschluss an Pos.7 (Abb.11) steht basal ein unverwitterter Löss an, dessen Basis nicht

aufgeschlossen ist. Auf dem Löss liegt, mit relativ scharfem Übergang, eine vulkanische

Asche. Sie ist sehr feinkörnig, grau und nur wenige cm mächtig. Zum Top hin geht die

Aschelage in einen Brekzienhorizont über, von dem allerdings nur wenige Dezimeter

aufgeschlossen sind. Viele strombolianische Eruptionen beginnen mit initialen Aschen und

darüberliegenden „Schloträumungsbrekzien“ (SCHMINCKE 2000, VESPERMANN &

SCHMINCKE 2000). Es lässt sich schwer sagen, zu welchem Ausbruchspunkt diese initiale

Serie gehört, vermutlich aber zu demjenigen, der in der Nordgrube selbst liegt. Der

unverwitterte Löss deutet auf eine kaltzeitliche Eruption hin.

Die in der Nordgrube aufgeschlossenen pyroklastischen Serien stammen also vonmindestens zwei, wenn nicht gar drei unterschiedlichen Eruptionszentren (Abb.17):Den Hinweisen nach entstammen die Schweißschlacken in der Peripherie des Ganges

(Pos.3, Abb.11) einem lokalen, die Schlackenbrekzien und Lapillilagen der östlichen Wand

(Pos.5) hingegen medial bzw. distal südlich gelegenen. Dabei ist die distale Serie (Lapilli) in

jedem Fall jünger als die mediale (Brekzien). Mangels eines lückenlosen Profils lässt sich der

zeitliche Bezug zwischen proximaler und medialer Serie nicht mehr sicher herstellen; die

wesentlich höhere räumliche Position der medialen Serie lässt aber vermuten, dass diese

nach den lokalen Schweißschlacken abgelagert wurde. Die lokale Schlackeneruption ist

somit älter als die medialen bzw. distalen Ausbrüche, die sich weiter südlich ereignet haben.

Die pyroklastischen Ablagerungen der Nordgrube stehen ungefähr ab dem Basisniveau der

jüngeren Hauptterrasse (tR6) an; sie können also erst nach einer vollständigen Erosion der

Hauptterrasse abgelagert worden sein und sind folglich wesentlich jünger als diese.

Die anstehende Hauptterrasse kann auf dem Weg östlich der Grube verfolgt werden; sie

reicht mindestens bis auf 157 m ü.NN hinauf (Pos.1, Abb.11). Nur wenige Meter westlich des

Weges (Pos.1) stehen bereits die Lapilli der Nordgrube an. Pyroklastische Ablagerungen

sind hier den Hauptterrassenschottern lateral direkt benachbart und reichen in mindestens

15 m Tiefe hinab (die Tiefe der Nordgrube). Dieser hohe vertikale Versatzbetrag kann nicht

einfach durch Erosion erklärt werden. Die Erosion müsste sonst eine fast senkrechte und

> 15 m hohe Steilwand im Terrassenkörper geschaffen haben, bevor es zur Ablagerung der

Lapilli kam. Daher ist es sehr wahrscheinlich, dass eine Störung nur wenige Meter westlich

des Weges (Pos.1) in N-S-Richtung verläuft. Diese könnte auch den von RICHTER

festgestellten vertikalen Versatz südlich der Nordgrube (siehe Abb.10) erklären. RICHTER

38

(1942) hatte in seine Karte eine E-W streichende Verwerfung südlich der Nordgrube

eingezeichnet (Abb.10) und einen Verwerfungsbetrag von 15 m genannt.

Abb.17 Kombiniertes Profil der Nordgrube (schematisch; Legende siehe Anhang). Mächtigkeit

der Abfolge ca. 8 Meter.

39

4.5.3. Nordkegel

Der Nordkegel (Pos.2 in Abb.10) bildet eine morphologische Vollform im nordwestlichen Teil

des Ringwalls (Abb.18). Auch auf der topographischen Karte (Anhang) ist diese Vollform an

den umlaufenden Höhenlinien deutlich zu erkennen. Sein Gipfel ist auf 173 m ü.NN gelegen

und befindet sich etwa 200 m südlich der Nordgrube (Abb.11).

Abb.18 Nordkegel vom Südwall aus gesehen

Auf dem Fußweg, der aus südlicher Richtung relativ steil auf den Gipfel des Nordkegels

führt, sind in 168 m ü.NN graue, stark verfestigte Tuffe aufgeschlossen (Abb.19). Die Tuffe

sind deutlich gebankt; in die feinaschige Matrix sind zahlreich akzessorische und juvenile

Klasten eingebettet. Die makroskopisch erkennbaren Nebengesteinsfragmente sind

Flusskiesel, die teils zertrümmert, teils noch vollständig sind. Einzelne Kiesel sind bis zu 3

cm groß. Bruchstücke des Devons sind makroskopisch nicht erkennbar. Juvenile Klasten

sind sehr häufig. Sie sind schwarzblau, blasenarm und dicht und bis zu 5 cm groß. Gröbere,

klastengestützte Lagen alternieren mit feinkörnigen, was dem Tuff einen deutlich

geschichteten / gebankten Charakter verleiht. Diese Tuffe sind eindeutig das Produkt einer

phreatomagmatischen Eruption (LORENZ 1984, 1988, 2000).

40

Abb.19 Phreatomagmatische Tuffe über Hauptterrasse am Aufstieg zum Nordkegel

Die Tuffe lagern über Sanden und Kiesen der Hauptterrasse (Abb.19); von dieser sind noch

die obersten Dezimeter aufgeschlossen.

Bereits RICHTER (1942) hatte in einer Grube im Westen des Nordkegels „merkwürdige

Tuffe“ beschrieben, die er genetisch nicht zuordnen konnte, deren Beschreibung aber ganz

genau auf die hier vorgefundenen passt. Der große Vorteil ist, dass RICHTER – aufgrund

der damals sehr guten Aufschlusslage – den stratigraphischen Kontext der Tuffe genau

festgehalten hat. Nach seiner Beschreibung waren die Tuffe der Hauptterrasse vollkommen

parallel und konkordant aufgelagert. Sie waren in einer Breite von mehr als 10 m

aufgeschlossen und erreichten eine Mächtigkeit von immerhin 4 m.

Ganz ähnliche Tuffe finden sich heute noch in einer weiteren Grube des Nordkegels

(Abb.20). Die Schichtung der Tuffe ist hier noch deutlicher als im vorherigen Aufschluss; im

Bild ist eine Lage erkennbar, die fast zu 100 % aus Nebengesteinsmaterial (Terrassenkiesel)

besteht. In der großen Grube an der Südflanke des Nordkegels wurde ein ca. 3 m langer

Tuffbrocken gefunden, der allerdings beim Abbau verlagert wurde. Die Tuffe sind also im

Bereich des Nordkegels relativ weit verbreitet.

41

Abb.20 Phreatomagmatischer Tuff mit akzessorischer Kieslage

Phreatomagmatische Tuffe stehen auch genau auf der gegenüberliegenden Seite der

Kraterschüssel an (siehe Abschnitt 4.5.4.)! Da die Tuffe an so weit voneinander entfernten

Stellen vorkommen, ist anzunehmen, dass sie im Umfeld des Rodderbergs einmal weit

verbreitet waren. Es ist naheliegend, dass diese Tuffe zu der zentralen Maareruptiongehören, bei der auch die große Kraterschüssel entstanden war.

Die stratigraphische Position der Tuffe wird durch eine weitere Aufschlussbeschreibung

RICHTERs noch deutlicher (Abb.21). In einem Aufschluss an der Westseite des Nordkegels

standen die Tuffe in vollkommen horizontaler Lagerung über der Hauptterrasse an, wurden

dann aber von jüngeren vulkanischen Schlackenbrekzien („untere Schlacken“) vollkommen

diskordant abgeschnitten (Abb.21). Die Tuffe sind also vor einer nennenswerten Erosionder Hauptterrasse abgelagert worden, die Schlackenbrekzien jedoch erst deutlichdanach.

42

Abb.21 Tuffe und Schlackenbrekzien am Nordkegel (RICHTER 1942;

RICHTER verwendet den Ausdruck „Südgrube“ für den Nordkegel!)

Die Schlackenbrekzien in Abb.21 stehen laut RICHTER im Bereich des Nordkegels

weitflächig an; sie erreichen ihre höchste Mächtigkeit (10-12 m) direkt auf dem Gipfel des

Kegels. Von da aus ziehen sie (nach seiner Beschreibung) hangabwärts in die Nordgrube

hinab. Eine solche Brekzienserie wurde in der Nordgrube tatsächlich aufgefunden (Abschnitt

4.5.2. und Abb.17) und es wurde ein medial südlich gelegenes Herkunftsgebiet rekonstruiert.

Die Ausbruchsstelle dieser Schlacken könnte nach einer weiteren Aufschlussbeschreibung

RICHTERs tatsächlich im Bereich des Nordkegels liegen (Abb.22).

Abb.22 Aufschluss im Kraterrandbereich am Nordkegel (aus RICHTER 1942)

43

Links im Aufschluss (im NW) stehen die Sande und Kiese der Hauptterrasse mit den

konkordant darüberlagernden Tuffen an. Mehrere Abschiebungen lassen diese Serie

gestaffelt nach SE hin abbrechen. Die Serie wird schließlich diskordant von einer

vulkanischen Feinasche abgeschnitten. Die Feinasche wird nach SE hin von einer weiteren

Verwerfung versetzt. Über der Feinasche liegen die Schlackenbrekzien in einer Mächtigkeit

von rund 6 m. Der Aufschluss liegt nach diesen Hinweisen wahrscheinlich im

Kraterrandbereich eines Schlackenkegels. SCHMINCKE (2000) beschreibt nämlich bei

zahlreichen Schlackenkegeln der Eifel, dass im Kraterrandbereich die

Schlackenablagerungen entlang mehrerer Verwerfungen zum Krater hin einbrechen. Meist

ist auch ein Einfallen der Schichten zum Krater hin erkennbar. Der Eruptionskrater müsste

sich demnach in unmittelbarer südöstlicher Nachbarschaft des Aufschlusses befinden.

Das postulierte Eruptionszentrum im Nordkegel wird durch folgende Geländebefunde

unterstützt: 1. Auf dem Gipfel des Nordkegels erreichen die Schlackenbrekzien ihre höchste

Mächtigkeit. Die Serie lässt sich bis in die Nordgrube hinein verfolgen. 2. In der Nordgrube

wiederum sprechen die tephrostratigraphischen Hinweise für ein medial südlich gelegenes

Herkunftsgebiet der Schlacken; der Nordkegel befindet sich nur 200 m südlich von hier.

Die charakteristische Rotfärbung am Top der Schlacken, die in der Nordgrube beobachtet

worden war, ist auch an der Südflanke des Nordkegels erkennbar; ein weiteres Indiz dafür,

dass es sich um die gleiche Serie handelt.

Dass es sich beim Nordkegel um einen stark erodierten Schlackenkegel handeln könnte,

wird bereits durch seine morphologische Form suggeriert (Abb.18).

Der nordwestliche Zipfel des Rodderbergs beherbergt also mehrere ehemaligeEruptionsherde. Nach den Geländebefunden sowie den Aufschlussbeschreibungen

RICHTERs befinden sich zwei Eruptionsherde in der Nordgrube und einer befindet sich im

Nordkegel. Sie liegen gemeinsam mit dem vulkanischen Gang auf einer N-S-gerichteten

Achse. Ein kausaler Zusammenhang dieser „vulkanischen Linie“ zu der in Abschnitt 4.5.2.

rekonstruierten, N-S verlaufenden Verwerfung sollte in Betracht gezogen werden.

4.5.4. Ostwall

Wie schon erwähnt, finden sich phreatomagmatische Tuffe auch am östlichen Kraterwall

(Pos.3 in Abb.10). Leider gibt es nur einen ganz kleinen Aufschluss an der Böschung des

44

Rundwegs. Schon LASPEYRES (1901) hatte diese Tuffe erwähnt, ohne jedoch ihre

Bedeutung zu erkennen. Nach seiner Beschreibung standen die Tuffe hier in beachtlicher

Mächtigkeit an und wurden sogar als Werksteine gebrochen. Die Tuffe sind grau bis braun

und deutlich geschichtet (Abb.23). Aschelagen wechseln mit grobkörnigen und

klastengestützten Lagen. Diese enthalten stark zertrümmerte akzessorische Bestandteile;

makroskopisch erkennbar sind Bruchstücke von Terrassenkieseln und des Devons. Juvenile

Klasten sind sehr häufig; sie sind schwarz, dicht und relativ blasenarm. Die Tuffe

entsprechen vollkommen LORENZ‘ (1988) Beschreibung von Maarablagerungen. Sie sind

denen des Nordkegels sehr ähnlich (Abschnitt 4.5.3.), enthalten aber keine größeren Kiesel.

Ein Vergleich der Tuffe (Abb.23) mit medialen Ablagerungen des Meerfelder Maars

(Westeifel, Abb.24) zeigt eine verblüffende Ähnlichkeit. Die phreatomagmatische Herkunft

der Ostwall-Tuffe bzw. ihre Zugehörigkeit zu einer Maareruption werden dadurch noch

untermauert.

Abb.23 Tuff vom Ostwall des Rodderbergs (Länge ca. 6 cm)

Abb.24 Medialer Tuff des Meerfelder Maars (Länge ca. 12 cm)

45

4.5.5. Südgrube

Die Südgrube befindet sich in der südwestlichen Außenseite des Ringwalls (Pos.4 in

Abb.10). Aufgeschlossen ist eine bis zu 4 m mächtige pyroklastische Serie, die im

Wesentlichen aus gut sortierten und geschichteten Lapilli besteht (Abb.25, 26).

Abb.25 Südwest exponierte Wand der Südgrube

Abb.26 West-exponierte Wand der Südgrube

Die Basis der Serie liegt auf rund 160 m ü.NN. Die Lapilli sind schwarz, blasenreich und

haben einen mittleren Durchmesser von 15 mm (Streuung 5-40 mm). Die Serie ist in ihrem

vertikalen Aufbau relativ einheitlich. In den unteren Bereich sind noch etwas gröbere

46

Schlacken eingebettet, mit einem Durchmesser bis 20 cm; diese Schlacken werden nach

oben hin seltener. Die Serie wird von mehreren horizontalen und zueinander parallelen

gelblichen Bändern durchzogen. In diesen sind die Lapilli stärker miteinander verbacken. Die

Bänder sind in horizontaler Richtung aushaltend und unterstreichen den geschichteten

Charakter der Serie. Es handelt sich eindeutig um die Fallablagerung einer pyroklastischen

Eruption, vergleichbar dem Lapillihorizont der Nordgrube (siehe 4.5.2.). Der mittlere

Durchmesser der Lapilli ist hier allerdings um ein dreifaches höher, so dass das zugehörige

Eruptionszentrum wesentlich näher (d.h. +/- medial) liegen dürfte. Die Schichten fallen nach

SW ein, das zugehörige Eruptionszentrum müsste etwa in nordöstlicher Richtung liegen.

Im oberen Bereich der Abfolge befindet sich ein besonders xenolithreicher Horizont; die

Xenolithe sind hauptsächlich devonische Ton- und Schluffsteine. Ein einzelnes Exemplar

erreichte eine Länge von 80 cm (!) und hatte die darunterliegende Schicht deutlich eingedellt

(„Impact“, siehe Abb.25). Die Auswürflinge sind also als Bomben ballistisch transportiert

worden und nicht oberflächennah als Surge. Aus diesem Horizont stammen auch die

Xenolithproben für die Thermolumineszenz-Datierung. Auch gröbere vulkanische Schlacken

waren dort angereichert. Über dem Xenolithhorizont liegt ein weißgrauer Tuff, der zahlreiche

Devon- und Schotterbruchstücke enthält.

Zum Top hin geht die Serie unscharf in einen „chaotisch“ wirkenden Lapilli- / Wurfschlacken-

Horizont über (Abb.26). Die Sortierung der Pyroklastika ist schlecht, Merkmale einer

Schichtung scheinen vollkommen zu fehlen. Die Lapilli und Schlacken sind hier rötlich,

außerdem kompakter und blasenärmer als im darunterliegenden Lapillihorizont. Die

Wurfschlacken haben teilweise eine blumenkohlartige Struktur oder eine gedrehte,

bombenartige Form. Es macht insgesamt den Eindruck, als ändere sich der

Eruptionsmechanismus mit dem Aufbau des Xenolithhorizonts (Abb.25). Eine Reaktivierung

der Eruption, z.B. durch Wiedereinsetzen der Magmenförderung, könnte zu einer erneuten

Ausräumung, Erweiterung oder auch lateralen Verlagerung des Schlots geführt haben.

Dadurch kam es zunächst zur Ablagerung einer besonders xenolithreichen Lage. Der

Zugang von Grund- oder Oberflächenwasser zum Eruptionskanal bewirkte dann zunehmend

phreatomagmatische Bedingungen sowie eine entsprechend heftige Eruption. Unter diesen

Bedingungen wurden die gröberen Klasten des „chaotischen“ Horizonts gefördert; dafür

sprechen Rotfärbung, Blasenarmut und „Blumenkohlstruktur“ der Auswürflinge.

Eine längere Eruptionspause oder ein signifikanter Wechsel des Ausbruchpunkts kann für

die pyroklastische Serie der Südgrube so gut wie ausgeschlossen werden; entsprechende

47

Diskordanzen sind in der Abfolge nicht erkennbar. Ein Sammelprofil der Südgrube zeigt

Abb.27.

Abb.27 Kombiniertes Profil der Südgrube (schematisch; Legende siehe Anhang). Mächtigkeit der Abfolge ca. 4

Meter.

48

4.5.6. Feldgrube

Die Feldgrube (Pos.5 in Abb.10) liegt südwestlich des Ringwalls, nur 150 m von der

Südgrube entfernt; zwischen beiden Gruben verläuft ein Trockental in nordwestlicher

Richtung (Abb.10). Die Basis des Aufschlusses liegt auf 158 m ü.NN.

Die prävulkanische Basis ist an der westlichen Wand der Grube aufgeschlossen (Abb.28).

Hier steht basal ein gelb-beiger, unverwitterter Löss an. Er ist stark kalkhaltig; in geringer

Tiefe befindet sich ein regelrechter „Lösskindlhorzont“ mit bis zu 20 cm großen Kindln. Eine

leichte Rostfleckigkeit verleiht dem Löss einen gewissen Nassbodencharakter. Diese

Anzeichen sprechen für eine hochglaziale Bildung des Lösses und gegen eine warmzeitliche

Überprägung.

Abb.28 Initiale Serie an der Westwand

Über dem Lösspaket setzt mit scharfem Übergang eine schwarze, vulkanische, mittelfeine

Asche ein. In der Asche finden sich kleine Kieselbruchstücke (ca. 1 mm). Der liegende Löss

ist im Kontaktbereich zur Asche augenscheinlich nicht gefrittet. Auf diese initiale Asche folgt

ein grauer, geschichteter Tuff. Feine, aschige Lagen alternieren mit grobkörnigen, in die

zahlreich akzessorische Schieferbruchstücke und Kiesfragmente eingebettet sind; die

49

Xenolithe sind nur selten größer als 3 mm. Juvenile Klasten sind häufig, sie sind schwarz,

dicht und blasenarm. Der Tuff hat eine gewisse Ähnlichkeit mit den Maartuffen aus der

Nordgrube; alle Anzeichen sprechen für einen phreatomagmatischen Eruptionsstil.

SCHMINCKE (2000) sowie VESPERMANN & SCHMINCKE (2000) haben für viele

Schlackenkegel der Eifel nebengesteinsreiche, phreatomagmatische initiale Serien

beschrieben. Das Material wird dabei im Allgemeinen lateral und bodennah als Surge

transportiert. Auch die vorgefundene initiale Asche ist typisch für den Eruptionsbeginn von

Schlackenkegeln.

Auf dem Tuff liegt eine wechselnde Abfolge gröberer und feinerer Aschelagen. Die feinen

Aschen sind meist tuffartig verbacken, die gröberen sind auffallend xenolithreich und

enthalten kleinere, schwarze Lapilli. Die Lapilli sind relativ blasenreich. Im unteren Bereich

der Aschen liegt eine 30 cm große xenolithische Bombe (Abb.28); diese hat den liegenden

Tuff deutlich eingedellt (Impact), wurde also ballistisch transportiert. Die ballistische Bombe

sowie die relativ blasenreichen Lapilli legen für die Aschenserie bereits einen weitgehend

pyroklastischen Eruptionsmechanismus nahe; außerdem werden die Lapilli zum Top der

Serie allmählich größer und die Xenolithe seltener.

Abb.29 Lapilli und hangende Aschen an der Südwand; rechts neben dem Messstab ballistische Bombe

Der darüber liegende Horizont besteht dann fast nur noch aus Lapilli (Abb.29); Xenolithe sind

relativ selten. Die Lapilli sind schwarz, blasenreich, und gut sortiert. Die Lapilli haben einen

mittleren Durchmesser von 15 mm (Streuung 5-40 mm). Der gesamte Horizont ist in seinem

vertikalen Aufbau relativ einheitlich und ungefähr 5 m mächtig. Einzelne feinkörnigere und

50

fester verbackene Schnüre durchziehen die Lapilliserie und unterstreichen die schon

ohnehin deutliche Schichtung. Diese Abfolge ist wie die Lapilliserie der Südgrube eindeutig

die Fallablagerung einer pyroklastischen Eruption. Im unteren Bereich der Abfolge ist noch

ein xenolithreicher Horizont eingebettet. Dort kommen auch größere glasige Schlacken vor,

die wie abgeschreckt wirken. Hier scheint die Eruption noch einmal stärker

phreatomagmatisch beeinflusst worden zu sein. In den Lapilli liegen einzelne größere

ballistische Bomben mit Einschlagkrater. Eine einzelne basaltische Bombe erreichte einen

Durchmesser von rund 70 cm (Abb.29).

Oberhalb der Lapilliserie setzen, mit unscharfem Übergang, hellere gebankte Aschen ein

(Abb.29). Die Farbe der Aschen ist in unverwittertem Zustand dunkelgrau. Sie sind teilweise

plattig verbacken, aber noch relativ locker. Gröbere Schnüre, die durch die Aschen ziehen,

bestehen aus kleinen, blasigen Lapilli (mittlerer Durchmesser 3 mm). Untergeordnet sind

auch akzessorische Bruchstücke vorhanden. Es macht den Anschein, als seien die Aschen

am Top der Serie bereits mit Löss vermengt. Die Aschen sind wahrscheinlich gegen Ende

der Eruptionstätigkeit abgelagert worden (finale Ascheregen). Der Wechsel zwischen Lapilli,

plattigen und homogenen Aschelagen im oberen Bereich der Abfolge korreliert auffällig mit

der finalen Serie der Nordgrube (vgl. Abb.17 und 30). Dies mag Zufall sein, es ist aber auch

denkbar, dass beide Serien von der gleichen Eruption aufgebaut wurden.

Die Tephrenlagen der Feldgrube fallen ungefähr nach E ein. Die Einfallsrichtung ist hier

jedoch nicht durch die Lage des Ausbruchspunkts bestimmt, sondern vielmehr durch das

Paläorelief. Fallablagerungen zeichnen nämlich weitgehend das vorhandene Relief nach

(McPHIE et al. 1993). Die räumliche Orientierung der prävulkanischen Landoberfläche

konnte grob rekonstruiert werden: Während an der nordwestlichen Wand der Feldgrube der

Löss noch ansteht (Abb.28), konnte seine Oberkante in südöstlicher Richtung durch

Bohrungen verfolgt werden. Danach taucht die ehemalige Landoberfläche mit ungefähr 15°

nach E ab. Das damalige Relief war also genau entgegengesetzt zum heutigen, welches

nach NW zum Mehlemer Bach hin abfällt (Abb.10). Vor der Eruption muss sich also

unmittelbar östlich der Feldgrube ein etwa N-S verlaufendes Tälchen befunden haben,

vielleicht als Verlängerung des heute noch erkennbaren Trockentals zwischen Süd- und

Feldgrube (Abb.10). Die Herkunftsrichtung der Tephren in der Feldgrube ist also vorerst nicht

rekonstruierbar.

Die geringe Entfernung zwischen Süd- und Feldgrube (ca. 150 m, Abb.10) legt nahe, dass

beide pyroklastischen Serien von derselben Eruption aufgebaut wurden. Die mittlere Göße

der Lapilli ist in beiden Profilen ungefähr gleich. Beide Serien können aber nicht so einfach

51

miteinander korreliert werden (vgl. Abb.27 und 30). In der Südgrube fehlt die initiale Serie;

sie ist dort verschüttet. Ebenso stehen dort auch keine finalen Aschebänke an. Diese

könnten in der relativ exponierten Position der Südgrube der Erosion zum Opfer gefallen

sein; deutliche Erosion am Top der Südgrube ist in Abb.26 erkennbar. Dafür ist am Top ein

phreatomagmatischer Wurfschlackenhorizont ausgebildet, der in der Feldgrube fehlt.

Möglicherweise ist die Feldgrube vom Ausbruchspunkt schon etwas weiter entfernt, so dass

die relativ groben Wurfschlacken nicht mehr bis dorthin transportiert wurden. Ansonsten ist

die Abfolge in der Südgrube nur ein „Ausschnitt“ aus einer wesentlich umfangreicheren

pyroklastischen Serie, wie sie in der Feldgrube erhalten ist.

Das Basisniveau der jüngeren Hauptterrasse (tR6) liegt im Bereich der Feldgrube bei 160 m

ü.NN. Die pyroklastischen Ablagerungen beginnen dort aber schon in 158 m ü.NN. Die

Hauptterrasse war also bereits vollkommen durch Erosion entfernt, als es zur Ablagerung

der Pyroklastika kam. Der liegende, prävulkanische Löss spricht für eine Eruption im

Hochglazial.

52

Abb.30 Kombiniertes Profil der Feldgrube (schematisch; Legende siehe Anhang). Mächtigkeit der

Abfolge ca. 6 Meter.

53

4.6. Zusammenfassung und Diskussion

Zur Eruptions- und Landschaftsgeschichte siehe auch das geologische Profil im Anhang.

Mittels der 55 Meter tiefen Zentralbohrung und durch die Entdeckung phreatomagmatischer

Tuffe konnte eine Maareruption im Kessel des Rodderbergs indirekt nachgewiesen werden.

Andere Ereignisse, die zur Bildung einer solch tiefen und allseitig geschlossenen Hohlform

führen könnten, können für das Gebiet des Rodderbergs definitiv ausgeschlossen werden:

Das flächenhafte Vorkommen vulkanischer Tephren schließt einen Meteorit-Impact als

Ursache für die Hohlform aus. Die Entstehung eines sogenannten „geotektonischen

Senkungsfeldes“, wie es für die Schüssel des Rodderbergs früher mitunter diskutiert wurde

(BRAUNS 1931, RICHTER 1942), ist nach neueren Forschungserkenntnissen unhaltbar.

Nach der Vorstellung von RICHTER lag die Hauptausbruchsstelle am Nordzipfel des

Vulkans. Die Eruptionen hinterließen nach seinen Vorstellungen ein starkes unterirdisches

Massendefizit, was zum Einbruch des zentralen Kessels führte. LORENZ (1984) macht im

konkreten Fall des Meerfelder Maares darauf aufmerksam, dass der Einsturz einer größeren

Hohlform in eine benachbarte teilentleerte Magmenkammer nicht plausibel ist. Die

Magmenkammer müsste dafür ein beträchtliches Volumen aufweisen (mindestens so groß

wie das der Hohlform) und es ist nicht klar, wie sie sich ins Nebengestein eingenistet haben

soll; vor allem dann nicht, wenn die Eruptionen im wesentlichen pyroklastisch und

nebengesteinsarm waren.

Für die Maare der Eifel ist heute eine phreatomagmatische Entstehung wissenschaftlich

weitgehend akzeptiert (BÜCHEL 1983; LORENZ 1984, 1988, 2000; SCHMINCKE 2000;

VIETEN 1994). Voraussetzung für die Bildung von Maaren sind nach LORENZ (1988)

hydraulisch aktive Bruchzonen im Grundgebirge (Abb.31/1). Nach dem

phreatomagmatischen Modell der Maarentstehung kommt es in einer Tiefe von mehreren

hundert Metern zum Kontakt von aufsteigendem Magma und Grundwasser (Abb.31/2). Die

dadurch ausgelösten Wasserdampfexplosionen, die in der sogenannten Wurzelzone

stattfinden, fragmentieren das Nebengestein und transportieren es, zusammen mit

magmatischen Komponenten, durch einen Förderschlot an die Erdoberfläche (Abb.31/3).

Dort kommt es zum Aufbau einer bis zu mehreren tausend Meter hohen,

wasserdampfreichen Eruptionswolke; charakteristisch für die Maare sind jedoch bodennahe,

sich lateral ausbreitende Eruptionswolken, die Base Surges. Sie bestehen im Wesentlichen

aus Wasserdampf, Nebengesteins- und Magmafragmenten und bauen die feingeschichteten

und nebengesteinsreichen Maartuffe auf. LORENZ konnte 1977 auf Alaska den Ausbruch

der beiden Ukinrek-Maare „life“ beobachten (KIENLE et al. 1980).

54

Die explosive Ausräumung der Wurzelzone führt zu einer zunehmenden Instabilität des

Nebengesteinsverbandes; die Wände und vor allem das „Dach“ über der Explosionskammer

werden irgendwann kollabieren und durch fortgesetzte explosive Ausräumung entsteht

schließlich eine Hohlform im Grundgebirge (Abb.31/4). Anhaltende

Wasserdampfexplosionen führen zu einer zunehmenden Verlagerung der Wurzelzone in die

Tiefe. Die felsmechanischen Eigenschaften des Nebengesteins bewirken, dass sich über der

Wurzelzone durch Einsturz der Felswände ein trichterförmiger Krater bildet, der sich analog

zum Tiefenwachstum des Maares auch lateral verbreitert. Durchmesser und Tiefe eines

Maares stehen also in einem direkten Zusammenhang; nach LORENZ (1988) und BÜCHEL

& LORENZ (1991) besteht bei Maaren ein initiales Durchmesser- / Tiefenverhältnis von 4:1

bis 5:1. Für den Rodderberg bedeutet dies, dass mit einer Tiefe des Kraters vonungefähr 160-200 Metern gerechnet werden kann.

Abb.31 Schematische Entwicklungsreihe eines Maares (aus LORENZ 1988)

Die jüngeren Maarkrater in der Westeifel sind meist noch mit Wasser gefüllt und bilden die

bekannten Maarseen. Nach den sedimentologischen Befunden der Kernbohrungherrschten auch im Krater des Rodderbergs unterhalb des vierzigsten Kernmeterslimnische Bedingungen, bevor der See später verlandete.

Unterhalb des Kraters von Maaren liegt charakteristischerweise eine mit

Nebengesteinsbrekzien und Tephren ausgefüllte Zone, das sogenannte Diatrem. Dieses

kann bis in eine Tiefe von mehreren Kilometern hinabreichen und enthält typischerweise eine

untere, ungeschichtete und eine obere, mehr oder weniger gut geschichtete Fazies

55

(LORENZ 2000). Die untere Fazies ist hauptsächlich aus kollabiertem

Nebengesteinsmaterial und Pyroklastiten aufgebaut, während die obere Fazies aus einer

Wechsellagerung von primären und umgelagerten Tephren gebildet wird. Das auch für das

Rodderberg-Maar zu postulierende Diatrem wurde im geologischen Profil (Anhang)

berücksichtigt. Die Diatreme haben oftmals eine geringere Dichte als das umgebende

Grundgebirge und verursachen eine örtliche Schwereanomalie. Eine negativeSchwereanomalie wurde auch unter dem Kessel des Rodderbergs nachgewiesen(BRÜGGEMANN et al. 1973).

Etwa die Hälfte der Maare der Westeifel weist laut BÜCHEL & LORENZ (1991) positive

magnetische Störfelder auf, was sie auf syneruptive Schlackenkegel in den ehemaligen

Kraterböden zurückführen. Diese Schlackeneruptionen sollten entweder während oder kurz

nach der eigentlichen Maareruption stattgefunden haben. LORENZ konnte bei einem der

beiden Ukinrek-Maare syneruptive Lavafontänentätigkeit beobachten (KIENLE et al. 1980).

Auch die Förderschlote im Untergrund von Maaren verursachen nach LORENZ (1984)

positive magnetische Anomalien. Beim Rodderberg konnte eine starke positiveMagnetisierung unter der Kratermulde nachgewiesen werden (BRÜGGEMANN et al.

1973).

Die von LORENZ für eine Maargenese geforderte hydraulisch aktive Bruchzone ist imGebiet des Rodderbergs gut vorstellbar: Das ganze Gebiet wird von Störungen

durchzogen, allein die Hauptterrasse wird hier mindestens dreimal in ihrer Höhenlage

versetzt (siehe Kap.4.1.). Auch der Mehlemer Bach orientiert sich nach BRAUN (1974)

wahrscheinlich an einer tektonischen Störungslinie.

Eine Maareruption zum Ende der jüngeren Hauptterrassenzeit (tR6) ist aus mehreren

Gründen heraus wahrscheinlich:

1. Die Maartuffe wurden von RICHTER (1942) konkordant auf der Hauptterrasse liegend

kartiert.

2. Die Höhenlage der Tuffhorizonte spricht, wenn überhaupt, für eine geringe Erosion der

tR6 zur Zeit der Ablagerung der Tuffe (Nordkegel: Basis Tuffe = 168 m ü.NN, Basis tR6 =

155 m ü.NN; Ostwall: Tuffe = 180 m ü.NN, Basis tR6 = 165 m ü.NN). Die Pyroklastika der

jüngeren Phasen reichen dagegen auch in wesentlich tiefere Niveaus hinab (oftmals bis

unter die Basis der tR6).

3. Kurz nach Ende der tR6-Zeit, vor ca. 500.000 Jahren (zum Alter der tR6 siehe Kap.5.2),

begann eine tektonisch besonders aktive Phase, in der der Rheinische Schild nochmals

stark gehoben wurde (SCHIRMER 1994, MEYER & STETS 1998). Dies kann für das

56

Gebiet des Rodderbergs, welches unmittelbar im Übergangsbereich zwischen

Rheinischem Schild und Niederrheinischer Bucht liegt, eine starke tektonische

Beanspruchung bedeutet haben. Diese Beanspruchung könnte gerade zu Beginn der

Hebungsphase besonders stark gewesen sein und als Auslöser des Vulkanismus gewirkt

haben.

4. Die Maartuffe sind heute weitgehend erodiert, im Gegensatz zu den jüngeren

pyroklastischen Serien.

5. Die Maartuffe weisen bereits eine starke diagenetische Verfestigung auf. Die initialen

phreatomagmatischen Horizonte der jüngeren Phasen sind wesentlich weniger verfestigt.

6. Nur etwa 1 km nordwestlich des Rodderbergs wurden von POHLIG (1887) und später

von BURRE (1933) graue und weiche „Tuffe“ unter den Schottern der mittleren

Mittelterrasse (mMT=tR8) beschrieben. Bei diesen kann es sich nur um

Umlagerungsprodukte der Maartuffe handeln, da die primären Tuffe stark verfestigt sind.

Die Maareruption hat demnach noch deutlich vor der mMT-Zeit stattgefunden.

Alle Anzeichen sprechen also für eine Maareruption (Phase I) zum Ende oder kurznach der jüngeren Hauptterrassenzeit. Eindeutig beweisen lässt sich diese Annahme

nach der heutigen Aufschlusslage jedoch nicht.

Die beschleunigte Hebung des Rheinischen Schildes, die zum Ende der jüngeren

Hauptterrassenzeit einsetzte, bewirkte natürlich eine rasche Erosion der tR6 unmittelbar nach

ihrer Bildung. Das Landschaftselement „jüngere Hauptterrasse“ hatte also nur eine relativ

kurze „Lebensdauer“, zumindest in den Bereichen, die an den heutigen Engtalbereich

(Mittelterrassen) angrenzen. In Abb.5 und 10 ist erkennbar, dass die jüngereHauptterrasse im Untersuchungsraum stark erodiert ist. Damit ist auch der Verbleibder nur wenig jüngeren Tuffe geklärt: Sie wurden von der Erosion zuerst erfasst, dasie ja noch über der Terrasse lagerten. Die von RICHTER beschriebene Mächtigkeit der

Tuffe von 4 Metern ist daher als absolutes Mindestmaß anzusehen und dürfte ursprünglich

wesentlich höher gewesen sein. Der sehr hohe Nebengesteinsanteil in den Tuffen erklärtauch den Verbleib des entfernten Grund- und Deckgebirges ohne Probleme.

Warum wurde der Krater trotz seines relativ hohen Alters bis heute nicht vollständig verfüllt?

Auch diese Tatsache kann man mit einer beschleunigten Hebung des Gebirges während

oder kurz nach der Maareruption erklären: Potentielle Sedimentlieferanten in derPeripherie des Kraters wurden durch die schnell einsetzende Erosion abgetragen,bevor sie maßgeblich zur Verfüllung des Kraters beitragen konnten. Geeignete

Erosionslinien bildeten sich schon zur Mittelterrassenzeit rund um den Rodderberg (Abb.5):

57

Rhein im E, Mehlemer Bach im NW, das „Paläotal“ im SE und Rolandswerther Bach im S.

Zur Verfüllung des Rodderbergkraters werden also überwiegend äolische Sedimentebeigetragen haben. Die Kernbohrung bestätigt diese Hypothese (Kap.4.2.). Der heute noch

relativ gut erhaltene Lapilli- und Schlackenwall rund um den Krater wurde von den wesentlich

jüngeren strombolianischen Eruptionen aufgebaut und hat mit dem Rodderbergmaar primär

nichts zu tun. Über eine längere Zeitspanne, zwischen der Maarphase und den jüngeren

Schlackeneruptionen, mag das „Vulkangebäude“ des Rodderbergs also lediglich aus einem

ins Grundgebirge eingesenkten Kessel mit geringmächtigem Tuffring bestanden haben.

Schon bald erzeugte die Erosion rund um diesen Kessel ein abschüssiges Relief.

Rund um den Wall des Rodderbergkraters stehen heute noch Reste des Grund- und

Deckgebirges an (Abb.5 und 10). Der Kessel wird also seit seiner phreatomagmatischenEntstehung abflusslos gewesen sein. Nur im NW steht in einem größeren Streifen kein

Grund- und Deckgebirge an, sondern Pyroklastika der jüngeren Eruptionsphasen. Bei der

großen topographischen Höhe (162 m ü.NN, siehe Top. Karte im Anhang) und einer maximal

angenommenen Mächtigkeit der Pyroklastika von 15 Metern sollte das Grundgebirge hier

aber bis auf mindestens 145 m ü.NN hinaufreichen. Ein ehemaliger Abflusskanal ist daher

auch im NW des Kraters unwahrscheinlich.

Wenn man tatsächlich von einem Alter des Maarkraters von rund 500.000 a ausgeht

(Herleitung des numerischen Alters siehe Kap.5), dann muss man die von HAMBACH (2001)

rekonstruierte Sedimentationsrate von rund 1m/ka in Frage stellen. Eine mehr oder weniger

konstante Sedimentation vorausgesetzt, müsste man dann nämlich eine Kratertiefe von rund

500 Metern (!) veranschlagen. Nach den Beobachtungen von LORENZ (1988) sind bei

gegebenem Kraterdurchmesser aber maximal 200 Meter Tiefe zu erwarten. Da sich der

Maarkrater nach unten verjüngt, wäre sogar noch eine Erhöhung der Sedimentationsrate zu

größeren Tiefen hin wahrscheinlich. Unter diesen Aspekten sollte man höchstens von einer

mittleren Sedimentationsrate von 0,5 m / ka ausgehen, was einer Kratertiefe von rund 250

Metern entsprechen würde. Der fünfundfünfzigste Kernmeter könnte nach diesenÜberlegungen ein ungefähr eemzeitliches Alter haben. Eine andere Erklärung des

Problems könnte ein stark schwankendes Sedimentationsgeschehen sein, welches auch

längere sedimentationsfreie Zeiten umfasst. Bei vielen Eifelmaaren ist ein besonders starker

Rückgang der Sedimentation während Interglazialen und auch –stadialen zu beobachten

(HAMBACH, mündl. Mitteilung). Ein hauptsächlich äolischer Input in die Sedimentfallespricht aber eher für eine geringere Sedimentationsrate. Selbst im Meerfelder Maar,

welches ja vom Meerbach durchflossen wird und das damit einen konstanten klastischen

58

Sedimenteintrag erfährt, wurde nur eine mittlere Sedimentationsrate von 1 m / ka festgestellt

(NEGENDANK 1984).

Ein mindestens eemzeitliches Alter des Kratersees ist auch unter paläohydrologischen

Gesichtspunkten wahrscheinlich: Da die Oberkante der während MIS 6 gebildeten unteren

Mittelterrasse (SCHIRMER 1994) an der Ostflanke des Rodderbergs nur auf 80 m ü.NN liegt

(BIBUS 1980), ist zur Zeit des Eems (MIS 5e) mit einem rheinnahen Grundwasserspiegel in

dieser Höhenlage zu rechnen. Die Sedimentsäule der Kraterfüllung zeigt aber schon ab <107

m ü.NN reduzierende Bedingungen an. Für einen eemzeitlichen Kratersee wäre also schon

eine Aufwölbung des Grundwasserspiegels von rheinnah ca. 80 m ü.NN auf ca. 105 m ü.NN

im Kraterzentrum erforderlich. Ein jüngeres Alter des Kratersees würde eine noch größere

Aufwölbung des Paläo-Grundwasserspiegels voraussetzen, da das Rheinniveau zu späteren

Zeiten noch niedriger lag. In den Warmzeiten vor dem Eem dürften im Krater dagegen immer

limnische Bedingungen geherrscht haben, da Rheinpegel und Paläo-Grundwasserstand

relativ zum Krater noch höher lagen als im Eem. Es ist daher denkbar, dass im Maarkraterdes Rodderbergs mehrere See-Generationen „begraben“ sind; in den Glazialen könnten

diese jeweils trockengefallen sein.

Nach den tephrostratigraphischen Befunden des letzten Kapitels folgte auf die Maareruption(Phase I) eine längere Phase der Ruhe. Die strombolianische Eruption im Bereich derNordgrube (Phase II) fand nicht vor einer nennenswerten Erosion der tR6 statt. Außerdem

spricht der dort aufgeschlossene prävulkanische Löss für eine kaltzeitliche Eruption. Eine

genauere zeitliche Eingrenzung der Eruptionsphasen erfolgt im nächsten Kapitel. Die

Pyroklastika von Phase II sind heute nur noch im Bereich der Nordgrube verbreitet.

Andernorts sind sie entweder von den Förderprodukten der jüngeren Phasen begraben oder

erodiert. Später intrudierte noch ein vulkanischer Gang in das Bauwerk des Nordgruben-

Vulkans.

Auch die Nordkegeleruption (Phase III) war strombolianisch. Ihre Tephren sind maßgeblich

am Aufbau des nördlichen Kraterwalls beteiligt; auch im Bereich der Nordgrube sind sie weit

verbreitet. Der zeitliche Bezug zwischen Nordgruben- und Nordkegeleruption ist nicht genau

herstellbar, da eine Grenzfläche zwischen Tephren beider Eruptionen nicht aufgeschlossen

ist. Aufgrund des topographischen Bezugs zwischen beiden Abfolgen ist es aber

wahrscheinlich, dass die Nordkegeleruption (Phase III) nach der Nordgrubeneruption (Phase

II) stattfand. Wie lang die Pause zwischen beiden gedauert haben mag, ist nicht feststellbar.

59

In der Nordgrube ist eine Erosionsdiskordanz aufgeschlossen, die eine längere Pause

zwischen der Nordkegeleruption (Phase III) und der letzten Eruptionsphase desRodderbergs (Phase IV) anzeigt. Nach den Geländebefunden gehören die pyroklastischen

Fallablagerungen (Lapilli) in Nord-, Süd- und Feldgrube zu dieser Phase. Das zugehörige

Eruptionszentrum ist nicht mehr sicher lokalisierbar; es liegt jedoch wesentlich näher an Süd-

und Feldgrube als an der Nordgrube. Deshalb wird diese Phase im Folgenden auch

„Süderuption“ genannt. Als Eruptionszentrum käme vielleicht der eigentliche „Rodderberg“ in

Frage, der eine Kulmination im südlichen Bereich des Walls darstellt (siehe top. Karte im

Anhang). Da es dort keine Aufschlüsse gibt, lässt sich diese Annahme leider nicht belegen.

Der Ausbruchspunkt könnte auch im Krater selbst gelegen haben. Allerdings wäre dann mit

einer mächtigen Schlackenfüllung im Krater zu rechnen, da die Tephren selbst in der rund

500 m entfernten Feldgrube noch fast 10 m mächtig sind.

In der Feldgrube ist die prävulkanische Basis der Süderuption aufgeschlossen. Sie wird

durch einen kaltzeitlichen Löss gebildet, dessen Oberfläche deutlich nach E hin abfällt. Als

es zum letzten Ausbruch im Gebiet des Rodderbergs kam, war bereits ein differenziertes

Paläorelief deutlich unterhalb des Hauptterrassenniveaus angelegt. Der südliche Kraterwall

des Rodderbergs besteht im Wesentlichen aus den Pyroklastika der Süderuption; in der

Südgrube wird dies deutlich.

Wenn man das Vulkangebäude des Rodderbergs beschreiben will, muss man zuerst darauf

hinweisen, dass es polygenetisch aufgebaut wurde. Nach der phreatomagmatischen

Entstehung des zentralen Kraters entstand in seiner Peripherie durch Erosion bald

umlaufend ein abschüssiges Relief; der Krater wird sich bereits zur Mittelterrassenzeit in

exponierter Position befunden haben. Auch der periphere Tuffwall wurde schnell abgetragen.

In der ersten Zeit nach der Maareruption muss der Eintrag von Sedimenten in den Krater

noch hoch gewesen sein (LORENZ 1984); danach dominierte die äolische Sedimentation.

Nach einer längeren Pause baute eine strombolianische Eruption im N (Nordkegel) einen

halbmondförmigen Lapilli- und Schlackenwall nördlich des Kraters auf. Nach einer weiteren

Phase der Ruhe eruptierte schließlich noch ein Schlackenkegel im südlichen Bereich des

Rodderbergs. Auch hier entstand jetzt ein halbkreisförmiger Tephrenwall. Die Zweiteilung

des Tephrenwalls wäre nach dieser Modellvorstellung tatsächlich schon primär angelegt, wie

auch schon RICHTER (1942) vermutete. Nordkegel- und Süderuption müssen jeweils

bedeutende pyroklastische Ablagerungen im Maarkrater hinterlassen haben; aufgrund der

großen initialen Tiefe des Kraters wurde dieser jedoch nicht vollständig verfüllt. Diese

primären pyroklastischen Lagen trennen die weitgehend äolische Kraterfüllung in eine untere

60

und eine obere Serie (siehe geologisches Profil im Anhang). Die Kernbohrung blieb noch in

der oberen Serie „stecken“.

Die vier rekonstruierten Ausbruchspunkte des Rodderberg-Vulkansystems liegengemeinsam auf einer nordnordwestlich gerichteten Achse; das gesamte Vulkangebäude

stellt ein in gleicher Richtung gestrecktes Oval (siehe top. Karte im Anhang) dar. Diese„vulkanische Linie“ hat die gleiche Orientierung wie die Hauptstörungssysteme derNiederrheinischen Bucht (Abb.7). Vulkanreihen und Eruptionsspalten in den beiden Eifel-

Vulkanfeldern haben nach SCHMINCKE (2000) ebenso eine NW-SE-Orientierung. Die

Hauptrichtung der Krustendehnung beträgt im linksrheinischen Schild SW-NE (SCHREIBER

& ROTSCH 1998, siehe Kap.3.5.), und SCHMINCKE ist der Meinung, dass vulkanische

Förderspalten am leichtesten senkrecht zu dieser Richtung aufreißen. Die räumlichenOrientierungen von Rodderberg-Vulkansystem und den quartären Vulkansystemender Eifel sind also auf das vorherrschende Kräftefeld in der Kruste Mitteleuropaszurückzuführen.

In der Westeifel sind Vulkansysteme aus Maaren und Schlackenkegeln, die gemeinsam auf

einer Achse liegen, keine Seltenheit. Besonders hervorzuheben sind Pulvermaar-,

Hardtmaar- und Meerfeld-Mosenberg-Vulkansystem. Alle haben eine ungefähr

nordnordwestliche Orientierung. Interessante morphologische Parallelen zum Rodderberg

zeigt das Hardtmaar-Vulkansystem. Auch dort flankieren Schlackenkegel den nördlichen und

südlichen Rand des Zentralmaars. Die Eruptionsfolge war aber genau umgekehrt wie beim

Rodderberg: Zuerst eruptierten hier die Schlackenkegel und danach brach das Maar aus

(LORENZ 1988). SCHMINCKE (2000) geht sogar bei einigen Schlackenkegeln der Eifel

davon aus, dass diese eher eine polygenetische Entwicklung hinter sich haben als eine rein

monogenetische, wie man früher annahm. Dort gab es im Allgemeinen zuerst eine

phreatomagmatische Phase, bevor der Eruptionsstil sich änderte und zu einer

Schlackenwurftätigkeit überging.

61

Abb.32 Hardtmaar-Vulkansystem (LORENZ 2000)

62

Abb.33 Stratigraphisches Gesamtprofil (schematisch; Legende siehe Anhang). Nicht maßstäblich.

63

5. Die Datierung des Rodderberg-Vulkanismus

5.1. Bisherige Datierungsansätze

Die „klassische“ Datierung des Rodderberg-Vulkanismus geht auf eine Veröffentlichung von

REMY aus dem Jahre 1960 zurück. REMY beschreibt in seinem Aufsatz Die zeitliche

Stellung der Rodderbergtuffe im rheinischen Löss drei Quartärprofile in der näheren

Umgebung des Rodderbergs, so auch in den Hohlwegen bei Lannesdorf. In den Profilen

findet er die Aschen des Vulkans in Lössabfolgen eingeschaltet. Aufgrund derstratigraphischen Position der Aschen in der Lösssequenz datiert er derenEruptionszeit in das ausgehende Stadial des mittleren Würms und damit auf ca. 30.000a vor heute. Diese Altersangabe war bis vor kurzem auch auf der geologischen

Erläuterungstafel am Rodderberg zu finden. REMY fand die Aschen nämlich unmittelbar

unter einer Bodenbildung, die er aufgrund darin vorkommender Schneckengemeinschaften

mit dem Paudorf-Boden aus Niederösterreich parallelisierte. Nach den damaligen

Vorstellungen der Lössstratigraphie stellte man den Paudorf-Boden ins Mittelwürm; neuere

Erkenntnisse, die auf FINK (1976) und auf ZÖLLER et al. (1994) zurückgehen, legen jedoch

eher ein altwürm- bis eemzeitliches Bildungsalter des Paudorf-Bodens nahe.

Im Übrigen legt REMYS Beschreibung des vermeintlichen Paudorf-Bodens als braunen (und

keineswegs rötlichen) Lösslehm ohne polyedrische Aggregierung tatsächlich eher eine

mittelwürmzeitliche Bodenbildung nahe, vergleichbar vielleicht dem Lohner Boden

Südhessens (SEMMEL 1997). Eine möglicherweise eemzeitliche Bodenbildung (rötlichbraun

mit polyedrischem Gefüge) beschreibt er unter der Rodderbergtephra an der Basis seiner

Profile. Danach wären die Aschen tatsächlich eher ins Mittelwürm zu stellen. Ein Problem

dabei ist aber, dass die Tephren in zwei der drei Profile laut REMYS Beschreibung nicht in

situ anstehen, sondern umgelagert sind. Ausgerechnet das Profil, in dem die Tephra laut

REMY in situ gewesen sein soll, ist heute nicht mehr zugänglich. Es bleibt also festzuhalten,

dass die lössstratigraphische Einstufung des Rodderbergvulkanismus durch REMY mit

vielen Unsicherheitsfaktoren behaftet ist und nach heutiger Sicht viele unlösbare Fragen

hinterlässt. Auf die älteren vulkanischen Ablagerungen oder die Eruptionsgeschichte des

Rodderbergs geht REMY nicht ein.

Auch BARTELS & HARD beschäftigen sich in zwei Veröffentlichungen mit der Datierung des

Rodderberg-Vulkanismus. 1973 erscheint in der Zeitschrift Catena ihr Aufsatz

Rodderbergtuff im Rheinischen Quartärprofil – zur zeitlichen Stellung des Rodderberg-

64

Vulkanismus, und 1974 folgt in der Zeitschrift Decheniana der Beitrag Zur Datierung des

Rodderbergs bei Bonn. BARTELS & HARD beschreiben in der Umgebung Bonns insgesamt

sechs Quartäraufschlüsse, in denen Aschen des Rodderbergs in die Sedimente

eingeschaltet sind. Entscheidend für ihre Arbeit sind drei neuentstandene Profile in Bonn-

Lengsdorf, ca. 10 km NW des Rodderbergs gelegen. Diese bringen vollkommen neue

tephrostratigraphische Erkenntnisse: das Auftreten einer basaltischen Asche, bis zu 120 cm

mächtig und in situ anstehend, unter zwei autochthonen bis parautochthonen fossilen Böden,

die sie als ehemalige interglaziale Parabraunerden ansprechen. Die basaltische Asche wird

mineralogisch von FRECHEN (1973) untersucht, der vollkommene Übereinstimmung mit den

Tephren des Rodderbergs feststellt. Sowohl die petrographische Beschreibung als auch die

Mächtigkeit dieser „basaltischen Asche“ lässt vermuten, dass diese während der letzten

Eruptionsphase (Phase IV) des Rodderbergvulkanismus gefördert wurde.

Aufgrund dieser neuen stratigraphischen Hinweise schlagen BARTELS & HARD vor,den Rodderberg-Vulkanismus zurückzudatieren, wobei sie die drittletzte Kaltzeit inBetracht ziehen, zumindest aber ein präeemzeitliches Alter annehmen. Ihre Annahme

stützen sie auch auf die Tatsache, dass über der oberen fossilen Parabraunerde die typische

würmzeitliche Sequenz mit Mittelwürmboden und Nassböden ausgebildet sei (Abb.34).

Abb.34 Profil von Bonn-Lengsdorf (BARTELS & HARD 1974)

65

Die beiden Autoren suchen auch die schon von REMY beschriebenen Aufschlüsse in den

Hohlwegen bei Lannesdorf auf, können dessen Beobachtungen im Wesentlichen aber nicht

bestätigen. In dem einen noch existierenden Hohlweg werden von ihnen mehrere Profile

freigelegt, die ihrer Meinung nach die typische würmzeitliche Löss-Paläobodenabfolge

zeigen. Über dem an der Basis der Profile liegenden eemzeitlichen Bodenkomplex kommt

ihrer Beobachtung zufolge nirgendwo Rodderbergtephra in situ vor, wodurch sie ihre

Annahme einer präeemzeitlichen Eruption noch bestätigt sehen. Einzelne, auf wenige Lagen

begrenzte Ascheschnüre, die über dem Eemboden vorkommen, sehen sie lediglich als

verschwemmt an. Die Meinung RICHTERS, der eine mehrfache Tätigkeit des Rodderbergs

für möglich hielt, wird von BARTELS & HARD nicht geteilt.

Den bislang jüngsten Beitrag zur Datierung des Rodderberg-Vulkanismus leistet HAMBACH

(2001). Er untersucht den Bohrkern „Rodderberg 1“ farbspektrometrisch und führt

Frequenzanalysen zur Detektion zyklischer Sedimentationsbedingungen durch. Aufgrundvon Korrelationen mit den GRIP-Eisbohrkernen ermittelt er ein ungefähres Alter von70-75 ka für die Endteufe von 55 m. Dieses Alter kann auch als Mindestalter derjüngsten Rodderberg-Eruption angsehen werden, da der Bohrkern keine eigenen,proximalen Tephren enthält. Abb.35 zeigt die Ähnlichkeit der Frequenzspektren von

Rodderberg-Bohrkern und GRIP-Eisbohrkern. Die mittlere Sedimentationsrate im

Rodderbergkrater wird von HAMBACH auf etwa 1 m/ka geschätzt. Den insgesamt höheren

Zeitinhalt im Kern erklärt er mit sedimentationsfreien bzw. –armen Phasen, wie dem Holozän

oder auch Interstadialen.

66

0 0.2 0.4 0.6 0.8 1Zyklen/ka in a-3

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

spek

trale

Ene

rgie

35.09 ka

19.34 ka

10.74 ka

5.99 ka3.7 ka

2.3 ka1.53 ka

1.38 ka

1.1 ka

0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1Zyklen/Meter in m-1

1000 Jahre ≅ 1.06 Meter

Lomb-Scargle Spektren im Vergleich GRIP-δ18O record (12-75 ka)'Helligkeitswerte' der Bohrung Rodderberg I (0-55 m)

Dansgaard-Oeschger Cycles

Abb.35 Vergleich der Frequenzspektren von Rodderberg-Bohrkern (grün: Helligkeitswerte) und GRIP-Eisbohrkern

(blau: δ 18O-Record). Aus HAMBACH (2001).

5.2. Terrassenstratigraphische Einstufung der Eruptionsphasen

Der Terrassenstratigraphie in diesem Kapitel liegt das Gliederungsschema von BIBUS

(1980) zugrunde; Verbreitung und Höhenlagen der einzelnen Terrassen im

Untersuchungsgebiet sind in Kapitel 3.4. „Geologie“ beschrieben.

Abb.36 zeigt den Verlauf des globalen δ 18O-Wertes während der letzten ca. 900.000 Jahre

sowie die damit verbundene Einteilung in Warm- (ungerade Sauerstoff-Isotopen-Stufen, MIS)

und Kaltzeiten (gerade Sauerstoff-Isotopen-Stufen). Die Daten gehen auf BASSINOT et al.

(1994) zurück. Die Faktoren der Terrassenbildung werden heute kritischer und differenzierter

betrachtet als zu den Zeiten von PENCK & BRÜCKNER (1909), die prinzipiell

Aufschotterungsphasen mit Kaltzeiten und Erosionsphasen mit Warmzeiten gleichsetzten.

Neuere Arbeiten, wie von GREEN & McGREGOR (1980), PATTON & SCHUMM (1981)

sowie BAKER (1983) zeigen ein wesentlich komplexeres Wirkgefüge in der klimatisch

gesteuerten Fluvialdynamik auf. So konnte beispielsweise gezeigt werden, dass auch der

67

Beginn einer neuen Warmzeit potentiell mit fluvialer Sedimentation verbunden ist (hohe

Sedimentlast bei nachlassender Transportkraft). Ebenso wird auf weitere interagierende

Faktoren hingewiesen, wie Tektonik, Base Level, usw.

Abb.36 Marine Sauerstoff-Isotopen-Stufen (aus WAGNER 1998,

nach BASSINOT et al. 1994)

68

Abb.37 Stratigraphie der Rheinterrassen nach SCHIRMER (1994)

In der terrassenstratigraphischen Tabelle von SCHIRMER (1994, Abb.37) werden die

meisten Terrassen geraden MIS, also Kaltzeiten, zugeordnet. Ausnahmen bilden lediglich

die jüngere und die ältere Hauptterrasse. Die numerischen Alter, die in diesem Kapitelden einzelnen Terrassen zugewiesen werden, orientieren sich an den Sauerstoff-Isotopen-Stufen nach Abb.36; sie können daher nur modellhaft sein. Die tatsächlichenBildungsalter der Terrassen können durchaus um mehrere 10.000 a davon abweichen.

69

Wie im vorangegangenen Kapitel dargelegt wurde, sollte die Maar-Eruption des

Rodderbergs (Phase I) zum Ende der Hauptterrassenzeit (tR6) oder wenig danach (vor der

Eintiefung des Mehlemer Tals) stattgefunden haben. Für eine zeitliche Eingrenzung dieser

Phase ist deshalb das Alter der jüngeren Hauptterrasse (tR6) von Bedeutung.

Im Terrassenprofil von Wiesbaden-Mosbach sind die sogenannten Mosbacher Sande

aufgeschlossen. Diese werden in unteres und oberes Mosbach untergliedert (BIBUS 1980).

Während die Magnetisierung des unteren Mosbach unsicher ist, ist das obere Mosbach

normal magnetisiert und damit jünger als 780.000 a. Die Mosbacher Sande sollten der

jüngeren Hauptterrasse (tR5) des Mittelrheintals entsprechen, da laut SEMMEL et al. (1984)

die Hauptterrassen vom Mainzer Becken bis ins Mittelrheintal hinein kontinuierlich

durchlaufen. Nach KANDLER (1970) sind die Mosbacher Sande im Gegensatz zu sonstigen

Flussterrassen eine interglaziale Bildung, verursacht durch tektonische Hebung des

Rheinischen Blocks und korrespondierender Aufsedimentation im Talbereich. WAGNER et

al. (1997) konnten die Sande von Mauer (Fundstelle des Homo Heidelbergensis) mit den

Mosbacher Sanden korrelieren: Paläontologische Datierungen durch v. KOENIGSWALD

sowie Pollenanalysen durch URBAN deuten darauf hin, dass die Sande von Mauer aus dem

jüngeren Chromer, wahrscheinlich dem Chromer III, stammen. Die Chromer III – Warmzeit,

die am ehesten der MIS 15 entspricht, wäre somit auch die Bildungszeit der Mosbacher

Sande und damit der tR5. An ihrer Typuslokalität werden die Mosbacher Sande teilweise von

einem wahrscheinlich kaltzeitlichen Schotterkörper erodiert. Dieser dürfte dann der tR6, einer

Unterstufe der tR5, entsprechen (ZÖLLER, mündl. Mitteilung). Die tR6 ist demnach

wahrscheinlich während der MIS 14 entstanden, also ca. 550.000 a alt (Abb.36). DieMaarphase des Rodderbergs hat demnach ein Höchstalter von rund 550.000 a.

Die von POHLIG (1887) und später auch von BURRE (1933) beschriebenen grauen Tuffe

unter Schottern der mittleren Mittelterrasse (tR8) an der Straße Mehlem-Bachem wurden im

letzten Kapitel als Umlagerungsprodukte der Rodderberg-Maartuffe interpretiert. Dann kann

das Alter der tR8 auch als Mindestalter der Phase I angesehen werden.

Der Quartäraufschluss von Ariendorf am unteren Mittelrhein wurde zuerst von

BRUNNACKER et al. (1975) ausführlich beschrieben. Der dort aufgeschlossene, basale

Schotterkörper kann aufgrund seiner Höhenlage und Mächtigkeit mit der tR8 nach dem

Gliederungsschema von BIBUS parallelisiert werden. Damals wurden in den

Hangendschichten der Terrasse 3 Glazial-Interglazial-Zyklen ausgegliedert. Hinweise für ein

viertes, das sogenannte „Ariendorf-Interglazial“, ergaben sich durch Blattabdrücke in einer

70

Tuffschicht, welche der Terrasse direkt auflagert. Später konnte STREMME (1985) eine

weitere Parabraunerde ausgliedern, die sich in kolluvialen Sedimenten direkt über dem

Terrassenkörper gebildet hatte. Diese Parabraunerde wurde, ebenso wie der Tuff, dem

„Ariendorf-Interglazial“ zugeordnet. Der Tuff wurde von FUHRMANN (1983) mit Ar-Ar auf

420.000 ± 30.000 a datiert (MIS 11); BOGAARD & SCHMINCKE (1990) nennen ein Alter von

451.000 ± 6.000 a. Die Terrasse von Ariendorf, und damit auch die tR8, muss also während

der fünftletzten Kaltzeit (MIS 12) entstanden sein. Wenn die tR8 bei Mehlem tatsächlichUmlagerungsprodukte der Maartephra begraben hat, ist die Maareruption auf jedenFall älter als die erste Aufschotterungsphase der tR8 und damit älter als ca. 450.000 a(Abb.36). Dieses Mindestalter gilt jedoch mit Vorbehalt.

Die letzte Eruption des Rodderbergs (Phase IV) förderte die weitverbreitete Fallout-Fazies,

„basaltische“ Lapilli und Aschen, die den südlichen Wall des Vulkangebäudes aufbaut und

auch in der Peripherie des Vulkans zu finden ist (z.B. Feldgrube und Nordgrube). Zu dieser

Fazies dürften auch die von REMY sowie die von BARTELS & HARD beschriebenen

Aschelagen gehören. Im letzten Kapitel wurde gezeigt, dass die Phasen II und III nur lokal

begrenzte Ablagerungen hinterlassen haben.

Zuerst LASPEYRES (1901), später auch RICHTER (1942) beschreiben in einer Kiesgrube

südwestlich von Mehlem schwarze Aschen über den Schottern der mittleren Mittelterrasse

(tR8). Zwischen Aschen und liegenden Terrassenschottern war sogar noch bis zu 2 Meter

mächtiger, verlagerter und verlehmter Löss eingeschaltet. Zudem zeigte die Oberfläche der

Terrasse schon deutliche Anzeichen der Erosion. Die Aschen müssten demnach nochmals

deutlich jünger sein als die Bildung der mittleren Mittelterrasse. Im letzten Kapitel wurde

gezeigt, dass die letzte Eruption (Phase IV) des Rodderbergs mit ziemlicher Sicherheit

während eines Glazials stattgefunden hat. Es ist daher sehr wahrscheinlich, dass Phase IV

mindestens ein Glazial jünger ist als die Bildung der tR8, also nicht älter als MIS 10. Nach

BARTELS & HARD ist das Mindestalter des Rodderberg-Vulkanismus (Phase IV) die

drittletzte Kaltzeit, also MIS 8. Phase IV müsste demnach zwischen ca. 250.000 und370.000 a stattgefunden haben, wahrscheinlich aber nicht in der dazwischenliegendenWarmzeit, MIS 9, von ca. 310.000 bis 340.000 a (numerische Alter nach BASSINOT etal. 1994).

Die initiale Asche der lokalen Schlackeneruption der Nordgrube (Phase II) liegt dort

unmittelbar auf einem kaltzeitlichen Löss. Außerdem stehen ihre Pyroklastika ungefähr ab

dem Basisniveau der tR6 an. Sie können also erst nach einer vollständigen Erosion der tR6

abgelagert worden sein, und dann frühestens in der darauf folgenden Kaltzeit, also MIS 12.

71

Phase II ist in jedem Fall älter als Phase IV (siehe Abb.17). Zwischen beiden liegt noch

Phase III und eine wahrscheinlich länger andauernde Zeitspanne (Erosionsdiskordanz, siehe

Kap. 4.5.2. und Abb.15) zwischen den Phasen III und IV. Es ist also möglich, dass Phase II

deutlich älter ist als Phase IV. Ihre Eruption könnte schon während MIS 12 oder MIS 10

stattgefunden haben. Auch Phase III (Nordkegel) könnte aus oben genanntem Grund

(Erosionsdiskordanz) deutlich älter sein als Phase IV.

5.3. Lumineszenz-Datierung ausgesuchter Proben

5.3.1. Methodik und Theorie

Eine detaillierte Darstellung der theoretischen Grundlagen der Lumineszenz-Datierung

sprengt den Rahmen dieser Arbeit. Daher soll hier nur kurz grundsätzlich auf die Methode

eingegangen werden; spezielle Fragestellungen werden ausgiebig in der Literatur behandelt.

Eine Einführung in Theorie und Anwendung von Thermolumineszenz (TL) und optisch

stimulierter Lumineszenz (OSL) findet sich bei WAGNER (1995). Umfangreiche

Nachschlagewerke betreffend Lumineszenzdatierung sind von AITKEN verfasst worden,

1985 für die TL und 1998 für die OSL. Eine übersichtliche Arbeit über die OSL, welche auf

Theorie und Praxis gleichermassen eingeht, stammt von LANG (1996).

Einige speziellere Arbeiten sind von HASHIMOTO et al. 1987 (TL-Emissionseigenschaften

von Quarz), ZÖLLER 1989 (TL-Datierung von vulkanischen Xenolithen), BERGER 1990

(Bleichung in Sedimenten), MIALLIER et al. 1994 (TL-Datierung von vulkanischem Bims),

FELIX & SINGHVI 1997 (nicht-lineares Wachstum), WINTLE 1997 (Laborprozeduren und -

Protokolle), sowie CHEN et al. 2001 (TL-Datierung von Xenolithen).

Die Lumineszenzdatierung ist vom Prinzip her eine Strahlendosimetrie-Methode. Minerale

wie Quarze und Feldspäte dienen dabei als natürliche Dosimeter. Der Methode liegt das

sogenannte Energiebänder-Modell zugrunde (Abb.38). Ionisierende Umgebungsstrahlung

verursacht in mineralischen Festkörpern Ladungsumverteilungen. Elektronen, die auf höhere

Energieniveaus gehoben werden, speichern dabei einen Teil der Energie, die dem

Festkörper durch die Strahlung zugeführt wurde (b).

Je älter ein Mineral und je höher damit dessen absorbierte Strahlungsdosis ist, desto mehr

Elektronen werden in so genannten Elektronenfallen „gespeichert“ (c). Durch Stimulation des

72

Festkörpers / Kristalls mit Licht (OSL) oder Temperatur (TL) können die akkumulierten

Ladungsumverteilungen durch Austreiben der Elektronen aus den Fallen abgerufen werden.

Beim Zurückfallen auf niedrigere Energieniveaus wird Energie in Form von Photonen

freigesetzt, was ein nicht-thermisches Leuchten (Lumineszenz) verursacht (d). Die Intensitätder Lumineszenz ist dabei ein Maß für die Anzahl der besetzten Elektronenfallen, unddamit für akkumulierte Strahlendosis und Alter. Die Wellenlänge der Lumineszenz wird

durch das Energieniveau der Lumineszenzzentren bestimmt (d).

Die Methode setzt das Vorhandensein von Gitterbaufehlern im Kristall, wie z.B.

Elektronendefekten, voraus (a). Dies ist jedoch in jedem natürlichen Kristall gegeben. Die

„Rückstellung“ der Lumineszenz-Uhr erfolgt im Prinzip wie die Stimulation thermisch oder

optisch durch Entleerung der Elektronenfallen. Also kann die „Uhr“ durch Belichtung,

Erhitzung, aber auch durch Neubildung eines Minerals auf Null gestellt werden.

Abb.38 Bändermodell der Lumineszenzphysik (aus LANG 1996)

Eine begrenzte Anzahl von zur Verfügung stehenden Elektronenfallen verursacht bei stetig

ansteigender akkumulierter Strahlendosis einen Sättigungseffekt, der eine weitere

Besetzung von Elektronenfallen verhindert. Dadurch ergibt sich eine bestimmte

Datierungsobergrenze für die Methode. Die Datierungsobergrenze wird aber auch

entscheidend von der energetischen Fallentiefe der Elektronenfallen beeinflusst (c). Zur

Datierung von Mineralen eines bestimmten Alters können nur Fallen einer ausreichenden

73

„Tiefe“ und damit auch thermischen Stabilität beitragen. „Flachere“ Fallen würden in langen

geologischen Zeiträumen durch thermische Schwingungen des Kristallgitters entleert.

Nach jetzigem Forschungsstand wird der TL noch eine höhere Datierungsobergrenze

bescheinigt; sie ist daher bei erwarteten Altern von über 100.000 a der OSL vorzuziehen

(WAGNER 1995, AITKEN 1985 und 1998). Die OSL hingegen ist aufgrund ihrer höheren

Lichtempfindlichkeit die Methode der Wahl bei geringer belichteten Sedimenten, wie z.B.

Kolluvien und fluvialen Sanden (LANG 1996).

5.3.2. Die Proben

Proben-Nr. Lokalität Beschreibung datiertes EreignisR4-D-1 Südgrube roter Xenolith, saprolithisiert; gefritteter

devonischer SchluffsteinEruptionsphase IV

R4-D-3 Südgrube roter Xenolith, nicht saprolithisiert; gefritteterdevonischer Schluffstein

Eruptionsphase IV

R1-D-1 Bohrkern schluffiges Sediment aus Kraterfüllung;limnischer Reduktionshorizont aus -50 Metern

Sedimentation im Krater;Mindestalter für Phase IV

R2-D-1 Feldgrube liegender Löss 20 cm unter initialen Aschen Eruptionsphase IV bzw.deren Höchstalter

Tab.3 Übersicht über die datierten Proben

Insgesamt wurden vier Lumineszenzproben datiert (Tab.3). Zwei der Proben (R4-D-1 und

R4-D-3) sind Xenolithe aus dem devonischen Grundgebirge (Schluffsteine der Siegener

Normalfazies), die bei der Eruption aus dem Gesteinsverband des Grundgebirges gelöst und

explosiv aus dem Vulkanschlot herausgeschleudert wurden. Aufgrund ihrer Erhitzung

während der Eruption eignen sie sich potentiell für eine Anwendung der TL. Sie stammen

aus dem xenolithreichen Lapillihorizont der Südgrube (Abb.25, 27), gehören also zur letzten

Eruptionsphase (Phase IV) des Rodderbergs. Anhaftende vulkanische Schlacke legte eine

ausreichende Erhitzung der beiden Xenolithe nahe; die Xenolithe waren rot gefrittet.

Xenolith R4-D-1 war relativ weich, ließ sich mit der Hand zerbröseln und machte einen

seifigen Eindruck. Während der Aufbereitung fiel er außerdem durch einen hohen Tongehalt

auf. Daher ist anzunehmen, dass er aus einem mesozoisch-tertiären Verwitterungshorizont

(MTV) stammt und eine weitgehende Saprolithisierung erfahren hatte (FELIX-HENNINGSEN

1990). Der Xenolith R4-D-3 (Abb.39) hingegen war hart, musste mit der Säge zerkleinert

74

werden und ließ mit der Lupe die unzerstörten Schluffkörner erkennen. Er war deshalb

wahrscheinlich in einem noch weitgehend unverwitterten Zustand.

Abb.39 Xenolith R4-D-3

Die Probe R1-D-1 wurde dem fünfzigsten Kernmeter des Bohrkerns entnommen. KÖHNE

(2001) nimmt an, dass der entsprechende Horizont zur Ablagerungszeit des Sediments ein

limnisches Millieu hatte. Das sollte die Anwendbarkeit der Lumineszenzmethode aber nicht

beeinträchtigen, da dem Sediment eine äolische Herkunft zugeschrieben wird und daher mit

ausreichender Belichtung gerechnet werden kann. Typisch für limnische Reduktionsmillieus

ist das Auftreten von feinverteiltem Pyrit im Sediment. Daher wurde die Probe einer

intensiven H2O2-Behandlung unterzogen; der Pyrit wird dabei zerstört. Diese Probe wurde

sowohl mit der TL als auch mit der IRSL datiert, denn ihr erwartetes Alter liegt bei höchstens

130.000 Jahren.

Probe R2-D-1 wurde in der Feldgrube dem Lösshorizont 20 cm unter den initialen Aschen

entnommen. Die Aschen markieren den Beginn der letzten Eruptionsphase (Phase IV). Das

erwartete Alter des Lösses ist also relativ hoch, nämlich ca. 250.000 bis 370.000 a (MIS 8

oder 10). Daher wurde diese Probe nur mit TL datiert.

5.3.3. Probenaufbereitung und Bestrahlung

Von den Xenolithen wurde zuerst mittels Schälmesser und Eisensäge die äußerste Rinde

von 2 mm Dicke entfernt. Dadurch ist sichergestellt, dass nur der Proben-interne Anteil von

α- und β- Strahlung bei der Dosimetrie berücksichtigt werden muss (geringe Reichweite

dieser Strahlungsarten). Die Wirkung der γ-Strahlung hingegen kann aufgrund der hohen

Reichweite ganz auf die Umgebungsdosisleistung zurückgeführt werden.

75

Alle Proben wurden mit H2O2 behandelt. Bei den Xenolithen werden dadurch eventuell

vorhandene Eisenhäutchen auf den Mineralkörnern zerstört. Bei den Lössproben führt die

Behandlung zu einer Zerstörung der organischen Substanz; in dem limnischen Sediment

wird darüber hinaus der feinverteilte Pyrit aufgelöst.

Für alle Proben wurde das Multiple-Aliquot Feinkorn-Verfahren gewählt. Dabei muss die

mineralische Feinkorn-Fraktion von 4 bis 11 µm gewonnen werden. Dies geschieht im

Schlämmverfahren in Atterberg-Zylindern. Die Selektion der Korngrößenfraktion hat

mikrodosimetrische Gründe. In Körnern < 11 µm herrscht homogene Dosisleistung (weil

vollständige Durchdringung) bezogen auf die drei Strahlungsarten α, β und γ vor (WAGNER

1995). Das Entfernen der Fraktion < 4 µm verhindert Tonhäutchen auf den Mineralkörnern,

welche die Lumineszenz dämpfen könnten. Nach der Korngrößenfraktionierung wurden die

beiden Lössproben noch einer HCl-Behandlung unterzogen, um einen eventuellen

Kalkgehalt (CaCO3) im Sediment zu zerstören. Danach wurde das gewonnene Material

jeweils auf Aluscheibchen aufgebracht.

Die additive β-Bestrahlung wurde in 5 (für Sedimente) bzw. 6 (für Xenolithe) exponentiell

ansteigenden Dosen an N- (natürlichen) Scheibchen durchgeführt. Als maximale Labordosis

wurde jeweils die 3- bis 4-fache erwartete natürliche β-Äquivalenzdosis gewählt (Tab.4). α-

Bestrahlung wurde mit nur einer Dosis an vorher gebleichten Scheibchen appliziert, um den

a-Wert regenerativ bestimmen zu können. Die Dosis wurde jeweils so gewählt, dass sie in

der Größenordnung der erwarteten α-Äquivalenzdosis lag (Tab.4).

Probe erw. Alter(ka)

erw. β-ED (Gy) max. β-Dosis(Gy)

erw. α-ED (Gy)@ a=0,08

α-Dosis(Gy)

R4-D-1 250-370 1400 @ 4 Gy / ka 5600 17500 15600R4-D-3 250-370 1400 @ 4 Gy / ka 5600 17500 17500R1-D-1 65-130 245 @ 3,5 Gy / ka 780 3060 2166R2-D-1 250-370 1225 @ 3,5 Gy / ka 3120 15312 10834

Tab.4 Erwartete Äquivalenzdosen und applizierte Labordosen

Erfahrungsgemäß zeigen einige Lumineszenzproben nach der β-Bestrahlung ein „anomales

Ausheilen“ (WINTLE 1973, WAGNER 1995). Um das anomale Ausheilen zu beschleunigen,

wurden die Proben schließlich noch 1 Woche bei 70°C gelagert.

76

5.3.4. Bestimmung der Äquivalenzdosis

Nach der Ablagerung wurden die Proben vorgeheizt. Das Vorheizen dient dem Entleeren der

„flachen“ Fallen, die bei der TL- oder OSL-Messung einen unerwünschten Lumineszenzanteil

produzieren würden. Unerwünscht deswegen, weil die gleichen flachen Fallen in der

natürlichen (unbestrahlten = N) Probe durch die lange „Lagerungszeit“ von mehreren ka

längst entleert sind. Bei der künstlich (additiv = N+β) bestrahlten Probe jedoch liegt die

Ionisierung erst wenige Wochen zurück und die flacheren Fallen sind entsprechend noch

gefüllt. Im Laufe der letzten Jahre wurde mit verschiedenen Vorheizparametern

experimentiert; als günstig für Sedimente hat sich eine Temperatur von 220 °C über 120

Sekunden erwiesen. Die gefritteten Xenolithe wurden bei 270 °C 60 Sekunden lang

vorgeheizt, um wirklich nur noch thermisch stabile Fallen auszuwerten.

Bei der Bohrkern-Probe R1-D-1 wurden zuerst die IRSL und dann die TL gemessen; bei den

3 übrigen Proben wurde nur die TL gemessen. IRSL- und TL-Messung dienen der

Bestimmung der β-Äquivalenzdosis (β-ED) der Probe. Diese ist das Äquivalent der

natürlichen Dosis, die die Probe in ihrer geologischen Umgebung absorbiert hat, ausgedrückt

in Gy β-Strahlung. Die ED der Probe wird nämlich mit Hilfe additiver β-Bestrahlung im Labor

rekonstruiert. Also kann die akkumulierte Dosis der Probe vorerst auch nur auf diese

Strahlungsart bezogen werden; wie groß der jeweilige Anteil der α-, β- und γ-Strahlung an

der in der Natur akkumulierten Gesamtdosis ist, kann nach der IRSL- oder TL-Messung noch

nicht gesagt werden. Diese Information wird erst mit der Dosimetrie im nächsten Kapitel

zugänglich. Es wird sowohl die Lumineszenz von unbestrahlten Probenscheibchen (N-

Scheibchen) als auch die von künstlich bestrahlten Scheibchen (N+β) gemessen.

Bei der IRSL wird jedes Scheibchen mit infrarotem Licht (IR-LEDs, Wellenlänge: 850 nm)

stimuliert und die Lumineszenz wird von einem Photomultiplier (mit vorgeschalteter Blau-

Filter-Kombination) aufgenommen. Dieser zählt diskrete Photonen; die Einheit für die

Lumineszenz ist deshalb Counts / sec. Die Ausleuchtdauer betrug 60 Sekunden und der IR-

LED-Strom 30 mA. In dieser Weise wird für jedes Scheibchen eine Ausleuchtkurve

gemessen. Entsprechend den absorbierten Dosen, die die einzelnen Scheibchen „gesehen“

haben (N und ansteigende additive Dosen), ergibt sich eine Kurvenstaffel mit ansteigenden

Intensitäten. 6 charakteristische Ausleuchtkurven für die Probe R1-D-1 zeigt die Abb.40.

Zur Bestimmung der β-Äquivalenzdosis muss jetzt aus den dosisabhägigen Lumineszenz-

Intensitäten eine Wachstumskurve konstruiert werden. Die quantitative Berechnung der

77

Lumineszenz-Intensitäten erfolgt durch Integralbildung der einzelnen Leuchtkurven; d.h. die

Flächen unter den einzelnen Kurven dienen als Maß für die Lumineszenz. Bei der IRSL

werden hierzu Zeitlimits angegeben; bei der hier vorliegenden Probe wurden die

Kurvenabschnitte zwischen 0,05 und 30,05 sec Ausleuchtzeit ausgewertet. Der Zeitabschnitt

unter 0,05 sec enthält nämlich einen elektronisch bedingten Störimpuls und oberhalb von 30

sec waren die Intensitäten schon relativ gering (niedriges Signal/Rauschverhältnis).

Abb.40 IRSL-Ausleuchtkurven der Probe R1-D-1

Die Software (Fa. Daybreak ) berechnet für alle Leuchtkurven die Integrale innerhalb des

ausgewählten Intervalls, ordnet die Integrale den einzelnen Dosisgruppen zu und konstruiert

aus den Mittelwerten der einzelnen Dosisgruppen nun eine Regressionskurve. Da insgesamt

6 Dosisgruppen vorhanden sind, muss die Software die Regressionskurve durch 6 Punkte

legen. Die errechnete Regressionskurve für die IRSL zeigt die Abb.41. Aufgrund des relativ

hohen Alters der Probe (erwartet: 65-130 ka) und damit verbundenen

Sättigungserscheinungen im oberen Dosisbereich musste ein exponentieller Kurvenfit

gewählt werden.

Entsprechend der errechneten Funktionsgleichung „verlängert“ (extrapoliert) die Software die

Wachstumskurve nach links bis zum Schnittpunkt mit der x-Achse; der Abschnitt zwischen

diesem Schnittpunkt und 0 Gy additiver Dosis entspricht der β-Äquivalenzdosis (Abb.41). Die

78

ED ist in Sekunden β-Bestrahlung angegeben und muss noch mit der Dosisleistung der β-

Quelle multipliziert werden, um die absorbierte natürliche ED in Gy zu erhalten.

Abb.41 IRSL-Wachstumskurve der Probe R1-D-1

Die β-Äquivalenzdosis der Probe R1-D-1 (IRSL) beträgt somit:

β-ED = t x DL (Quelle) = 1630 +/- 386 sec x 0,13 Gy / sec = 211,9 +/- 50,2 Gy

Das für die IRSL-Messung Gesagte gilt im Wesentlichen auch für die TL. Der Unterschied ist

der, dass die Probe hier thermisch stimuliert wird, und zwar mittels einer Temperaturrampe

bis 500 °C. Die kontinuierlich ansteigende Temperatur bewirkt, dass bei der TL zunehmend

energetisch tiefere Fallen entleert werden. Zusätzlich zur IRSL hat man hier also noch die

Information über die Art bzw. das Energieniveau der stimulierten Fallen.

Die TL der beiden gefritteten Xenolithe (R4-D-1 und R4-D-3) wurde – zusätzlich zur

Daybreak-Software – mit dem kommerziellen Programm Sigma-Plot ausgewertet. Die

Daybreak-Software steht nämlich im Verdacht, hohe EDs mit exponentiellem Fit nicht richtig

zu berechnen (KARELIN 2001, mündl. Mitteilung). Außerdem konnten mit Sigma-Plot noch

zusätzliche Berechnungen durchgeführt werden, die mit Daybreak nicht möglich sind, z.B.

ein sogenannter „a-Wert-Plateautest“ (siehe Anhang). 6 charakteristische TL-Leuchtkurven

für die Probe R4-D-1 zeigt die Abb.42.

79

Abb.42 TL-Leuchtkurven der Probe R4-D-1

Man erkennt deutlich ein Maximum der Emmision bei ca. 335°C. Bei dieser Temperatur

scheinen energetisch die meisten stabilen Fallen stimuliert zu werden. Wie bei der IRSL

müssen nun von den einzelnen dosisbezogenen Leuchtkurven die Integrale gebildet werden.

Dabei ergibt sich die Frage nach dem zu wählenden Temperaturintervall; die Temperatur

sollte dabei mindestens so groß sein, dass nur Zentren mit einer ausreichenden

Langzeitstabilität ausgewertet werden. Andererseits sind aber vielleicht energetisch sehr

tiefe Fallen bei der Vulkaneruption nicht vollständig entleert worden, weil die Temperatur

nicht hoch genug und / oder die Erhitzungszeit nicht lang genug war; daher sollte die

Temperatur auf einen Wert begrenzt werden, der energetisch den Fallen entspricht, die bei

der Erhitzung möglichst vollständig entleert wurden.

Die Nullstellung der Probe kann bei der TL mit dem sogenannten „Plateau-Test“ überprüft

werden (AITKEN 1985); hierbei werden die EDs für jeweils kleine Temperaturintervalle

einzeln berechnet. Die Abb.43 zeigt das ED(TL)-Plateau für die Probe R4-D-1.

80

Abb.43 TL-Plateautest der Probe R4-D-1

Bei nicht oder nur unvollständig ausgeheizter Probe ergibt sich kein Plateau. Wie in der

Abbildung zu sehen ist, ist ein Plateaubereich zwischen 280 und 320 °C vorhanden. Die

diesem Temperaturbereich entsprechenden Fallen besitzen aber noch keine ausreichende

Langzeitstabilität für eine Datierung (AITKEN 1985). Zwischen 320 und 330 °C liegt aber ein

„Tal“, die kleinste ED bzw. die vollständigste Rückstellung der Probe in diesem

energetischen Bereich anzeigend. Als für die Integration der Leuchtkurven maßgebliches

Temperaturintervall wurde deshalb dieser Bereich gewählt. Die etwas höhere ED bei 280-

320°C sowie die Verlängerung des Plateaus zu diesen niedrigeren Temperaturen hin ist

wahrscheinlich ein Effekt des vorangegangenen Vorheizens (ZÖLLER 2002, mündl.

Mitteilung). Die resultierende Wachstumskurve zeigt die Abb.44. Es ist erkennbar, dass auch

zwischen den beiden höchsten Dosispunkten noch ein Intensitätszuwachs vorhanden ist.

Aufgrund der Programmierung von Sigma-Plot wird hier die ED direkt in Gy ausgegeben. Die

β-Äquivalenzdosis der Probe R4-D-1 (TL) beträgt:

β-ED = 1288 ± 137,8 Gy

Für die Probe R4-D-3, den anderen Xenolithen, ergab sich leider kein ausgeprägtes Plateau

(Abb.45). Daher muss von einer unvollständigen Ausheizung dieser Probe bei der

81

Vulkaneruption ausgegangen werden. Immerhin ist ein abgeflachter Bereich im

Temperaturintervall 310-320 °C vorhanden. Dieses wurde folglich für die Integration der

Leuchtkurven gewählt. Das erzielte Alter ist aber auf jeden Fall überschätzt.

Abb.44 TL-Wachstumskurve der Probe R4-D-1

Abb.45 TL-Plateautest der Probe R4-D-3

82

Sämtliche Leucht-, Plateau- und Wachtumskurven finden sich im Anhang. Die Tab.5 zeigt

eine Übersicht über die ermittelten β-EDs der Proben.

Probe β-ED (Gy) Kommentar

R4-D-1 TL 1288 +/- 137,8R4-D-3 TL 2207 +/- 357,5 keine vollständige Rückstellung;

ED überschätztR1-D-1 IRSL 211,9 +/- 40,2R1-D-1 TL 340,6 +/- 83,5R2-D-1 TL 644,8 +/- 116,0

Tab.5 Übersicht über die ermittelten β-EDs

5.3.5. Bestimmung der natürlichen Dosisleistung

Für die Dosisleistungsbestimmung ist der Aspekt der „Mikrodosimetrie“ von großer

Bedeutung: Die Selektion der Korngrößenfraktion von 4-11 µm gewährleistet eine

vollständige Durchdringung jedes einzelnen Korns mit α-Strahlung aus Nachbarkörnern

unterschiedlicher Dosisleistung. Damit ergeben sich keine „inhomogenen Bereiche“ in Bezug

auf die Dosisleistung (WAGNER 1995). Für β- und γ-Strahlung ergeben sich in dieser

Hinsicht aufgrund der wesentlich höheren Reichweiten keine Probleme.

Die α-Aktivität der Proben wurde mittels eines ZnS-Szintillationszählers gemessen. Durch

lange Zählzeiten dieses Gerätes ist die Methode relativ genau. Da der Zähler geeicht ist,

lässt sich die Aktivität in α-Dosisleistung umrechnen. Die β-DL der Probe lässt sich direkt

durch β-Zählung bestimmen.

Wegen der hohen Reichweite von γ-Strahlen stammt ein Großteil der akkumulierten Dosis

dieser Strahlungsart aus der Umgebung der Probe. Die γ-Dosisleistung wird daher

zweckmäßig mit einem tragbaren γ-Spektrometer im Gelände gemessen. Das γ-

Spektrometer misst die Aktivität von γ-Quanten. Durch Eichung des Gerätes kann man

mittels eines Umrechnungsfaktors aus der gemessenen Aktivität die gesamte γ-

Umgebungsdosisleistung berechnen.

Wenn für eine Probe β-Zählung und / oder γ-Spektrometrie nicht vorliegen, dann lassen sich

die entsprechenden Dosisleistungen indirekt aus der α-Dosisleistung ableiten: Da Löss

83

relativ gut das geochemische Krustenmittel widerspiegelt, zumindest was das Verhältnis von

Th zu U angeht, kann man davon ausgehen, dass sich in der Probe rund 3,5 mal so viel Th

wie U befindet (Massen-ppm). Da die α-Dosisleistung von U und Töchtern aber rund 3,5 mal

so stark ist wie die von 234-Th und Töchtern, dürfte der Beitrag beider Radioelemente an der

α-Dosisleistung ungefähr gleich sein. Da andere Nuklide an dieser Dosisleistungsart keinen

Anteil haben, ist

α-DLU = α-DLTh = 0,5 x α-DLges

Damit lassen sich mit Hilfe bestimmter Umrechnungsfaktoren direkt die Gehalte beider

Radioelemente in der Probe berechnen (NAMBI & AITKEN 1986):

XU = α-DLU / 2,225 Gy/ka×ppm XTh = α-DLTh / 0,636 Gy/ka×ppm

Die β-Dosisleistung setzt sich zusammen aus Anteilen von U, Th und K. Während die

Gehalte an U und Th aus der α-Zählung abgeleitet werden können, muss der K-Gehalt (z.B.

durch RFA-Messung) bekannt sein, oder er muss geschätzt werden. Aus langjährigen

Erfahrungen mit Löss weiß man, dass er bei unverändertem Sediment bei

XK ≈ 1,2%

liegt. Nun lässt sich die β-Dosisleistung berechnen zu:

β-DL = XU × 0,146 + XTh × 0,0273 + XK × 0,801

Die Wirkung der γ-Strahlung beruht auf dem Zerfall von U, Th und K. Die γ-Dosisleistung

berechnet sich zu:

γ-DL = XU × 0,1136 + XTh × 0,0521 + XK × 0,243

Bei der Bohrkernprobe R1-D-1 konnte wegen der hohen Teufe von 50 Metern keine in situ γ-

Spektrometrie durchgeführt werden. Daher wurde hier die γ-Dosisleistung nach obiger

Formel berechnet. Der Kaliumgehalt war aus der RFA bekannt. Bei der Probe R2-D-1

musste aufgrund fehlender β-Zählung die β-DL berechnet werden. Der Kaliumgehalt wurde

auf 1,2% geschätzt.

84

Die α-Dosisleistung erreicht im Sediment nicht ihre volle Wirkung. Das hat zwei Gründe. Zum

einen sind die α-Teilchen relativ groß und hinterlassen im Kristallgitter des Minerals eine

ziemlich breite Ionisationsspur mit entsprechend hoher Ionisationsdichte. Dadurch treten im

Wirkungsbereich der Spur Sättigungseffekte auf; es sind einfach nicht genügend freie Fallen

vorhanden, die von der ionisierenden Wirkung profitieren können. Die Minderung der

Lumineszenzwirkung von α-Strahlung gegenüber β-Strahlung wird durch den a-Wert

ausgedrückt; er liegt in Lössen typischerweise bei a ≈ 0,08.

Zum anderen schwächt der Wassergehalt (δ-1) in den Sedimentporen die Wirkung der

Strahlung entsprechend ab. Daher muss man den Wassergehalt des Sediments bestimmen.

Mit den Angaben von a-Wert und Wassergehalt lässt sich nach NAMBI & AITKEN (1986) die

effektive α-Dosisleistung berechnen:

α-DLeff = [α-DL / 1+1,5×(δ-1)] × a

Auch auf die Wirkung von β- und γ-Strahlung wirkt sich der Wassergehalt aus. Die effektiven

Dosisleistungen betragen jeweils:

β-DLeff = β-DL / 1+1,25×(δ-1)

γ-DLeff = γ-DL / 1+1,14×(δ-1)

Den teufenabhängigen Beitrag der kosmischen Strahlung kann man aus einem Diagramm

ablesen (AITKEN 1985).

Aus den effektiven Dosisleistungen der einzelnen Strahlungsarten lässt sich dann die

gesamte, auf das Sediment einwirkende Dosisleistung berechnen:

DLeff = α-DLeff + β-DLeff + γ-DLeff + DLkosm

Bei den Xenolithen wurde während der Aufbereitung die äußerste Rinde von 2 mm Dicke

entfernt. Daher brauchen α- und β-Aktivität der Umgebung (=Lapilli) bei der Dosimetrie nicht

berücksichtigt zu werden. Aufgrund der hohen Reichweite der γ-Strahlung ist der Eigenanteil

der Xenolithe an dieser Strahlungsart vernachlässigbar. Die auf die Xenolithe einwirkende γ-

Strahlung wird fast vollständig von den umgebenden vulkanischen Lapilli verursacht. Die

wirksame γ-Dosisleistung wurde direkt spektrometrisch im Gelände gemessen.

85

Das tragbare γ-Spektrometer ist auf das typische U / Th / K – Verhältnis von Löss geeicht;

daher ist mit einem gewissen Fehler bei der wirksamen γ-DL für die Xenolithe zu rechnen.

Mittels einer hochauflösenden γ-Spektrometrie im Labor könnte die von den Lapilli

verursachte γ-DL genauer bestimmt werden, da hier eine nuklidauflösende Messung möglich

ist.

Tab.6 zeigt die dosimetrischen Parameter und die berechneten natürlichen Dosisleistungen

der einzelnen Proben.

Probe R1-D-1 R2-D-1 R4-D-1 R4-D-3

a-Wert 0,08 0,08 0,062 0,154

Wassergehalt [%] bez. auftrockene Probe

25,6 27,2 7,0 (50% vomPorenvolumen)

1,15 (50% vomPorenvolumen)

K2O / K [%] RFA 2,41 / 2,00 - - -

α- Zählung [Gy / ka] 12,153 14,863 11,91 11,28

U / Th (rechnerisch) [ppm] 2,731 / 9,554 3,340 / 11,685 - -

α-DL eff [Gy / ka] 0,702 +/- 0,038 0,844 +/- 0,046 0,668 +/- 0,036 1,708 +/- 0,092

β-Zählung [Gy / ka] 1.958 +/-0.1 - 2,953 +/-0,15 2,671 +/-0,136

β-DL (rechnerisch) [Gy / ka] - 1,830 - -

β-DL eff [Gy / ka] 1,483 +/- 0,076 1,366 +/- 0,074 2,715 +/- 0,138 2,633 +/- 0,134

γ-Spektrometrie [Gy / ka] - 0,832 0,899 0,899

γ-DL (rechnerisch) [Gy / ka] 1,294 (1,280) - -

γ-DL eff [Gy / ka] 1,002 +/- 0,054 0,832 +/- 0,059 0,899 +/- 0,064 0.899 +/- 0,064

angenommene mittleregeologische Teufe [m]

25 6 4 4

kosm.-DL [Gy / ka] 0,010 0,065 0,085 0,085

DL eff [Gy / ka] 3,197 +/- 0,168 3,107 +/- 0,179 4,367 +/- 0,238 5,325 +/- 0,290

Tab.6 Dosimetrische Parameter und effektive Dosisleistungen

Durch die a-Wert-Korrektur der α-Dosisleistungen sind die jeweiligen effektiven

Dosisleistungen (DL eff) vollständig auf Gy β-Strahlung bezogen. Sie können daher direkt ins

Verhältnis zu den ermittelten β-Äquivalenzdosen gesetzt werden.

86

5.3.6. Altersberechnung und Diskussion

Sind die Äquivalenzdosen sowie die effektiven Dosisleistungen der Proben bekannt, können

mit der einfachen Beziehung

A = β-ED [Gy] / DL eff [Gy / ka]

die jeweiligen Alter berechnet werden. Tab.7 zeigt eine Übersicht über die erzielten

Lumineszenzalter sowie die erwarteten geologischen Alter der Proben. Durch die

Anwendung neuer dosimetrischer Korrekturfaktoren nach Adamiec & Aitken (1998) würden

sich die jeweiligen Alter um bis zu 3 % erhöhen (ZÖLLER 2002, mündl. Mitteilung).

Probe β-ED [Gy] DL eff [Gy / ka] Alter [ka] Lum. Alter [ka] Geol. Kommentar

R4-D-1 TL 1288 +/- 137,8 4,367 +/- 0,238 295 +/- 35,4 ≈ 250 - 310 /≈ 340 -370

R4-D-3 TL 2207 +/- 357,5 5,325 +/- 0,290 414 +/- 70,8 ≈ 250 - 310 /≈ 340 -370

unvollst.ausgeheizt;Alter überschätzt

R1-D-1 IRSL 211,9 +/- 40,2 3,197 +/- 0,168 66,3 +/- 13,1 65 - 130

R1-D-1 TL 340,6 +/- 83,5 3,197 +/- 0,168 106,5 +/- 26,7 65 - 130

R2-D-1 TL 644,8 +/- 116,0 3,107 +/- 0,179 > 208 +/- 39,3 ≈ 250 - 310 /≈ 340 - 370

Mindestalter

Tab.7 Übersicht: EDs, effektive DLs, Lumineszenzalter und erwartete geologische Alter

Der Xenolith R4-D-1 erzielte ein TL-Alter von ca. 295 ka und liegt damit im erwarteten

Altersbereich von rund 250-310 ka. Dieser entspricht der MIS 8 (drittletzte Kaltzeit) und ist

damit auch der von BARTELS & HARD favorisierte Zeitabschnitt für die (letzte) Eruption.

Nach terrassenstratigraphischen Gesichtspunkten wäre theoretisch auch ein Ausbruch

während MIS 10 möglich gewesen. Es soll nochmals darauf hingewiesen werden, dass die

hier verwendeten zeitlichen Bezüge zwischen marinen Isotopenstufen, Kalt- / Warmzeiten

und Terrassenbildungsphasen rein modellhaft sind. Die aufgeführten geologischen Alter sind

also lediglich als Orientierungsgrößen aufzufassen. Xenolith R4-D-3 erzielte

erwartungsgemäß ein überschätztes Lumineszenzalter.

Für die Bohrkernprobe R1-D-1 wurden mit TL und IRSL stark voneinander abweichende

Alter ermittelt, die jedoch beide im erwarteten Bereich liegen. Aufgrund des relativ hohen

erwarteten Altersbereiches von 65-130 ka ist hier die TL der IRSL vorzuziehen (WAGNER

87

1995). Das erzielte TL-Alter von ca. 106,5 ka unterstützt die Überlegungen, die in Kap.4.6.

zum Alter der Sedimentfüllung angestellt wurden. Darin wurde von einem ungefähr

eemzeitlichen Alter der Bohrkern-Endteufe ausgegangen.

Das TL-Alter für den liegenden Löss R2-D-1 muss in jedem Fall als Mindestalter angesehen

werden. ZÖLLER (1996) konnte zeigen, dass es sich bei TL-Altern lössiger Sedimente ab

etwa 100 ka fast immer um Mindestalter handelt. Das erzielte Mindestalter von 208 ka

unterstützt somit die übrigen Datierungsansätze für die letzte Rodderberg-Eruption.

Zusammenfassend kann gesagt werden, dass die erzielten Lumineszenzalter überwiegend

im Einklang mit den geologischen Befunden stehen. Größere Widersprüche tauchen nicht

auf. Beim unvollständig ausgeheizten Xenolih R4-D-3 konnte die Altersüberschätzung

bereits methodisch vorausgesagt werden. Die letzte Eruption des Rodderbergs kann jetztdurch drei unabhängige Methoden – Lössstratigraphie, Terrassenstratigraphie undLumineszenz – auf die MIS 8 eingegrenzt werden.

88

6. Zusammenfassung und Ausblick

Am Rodderberg konnten anhand der vorgefundenen Pyroklastika und deren

stratigraphischer Stellung mindestens vier Eruptionsphasen nachgewiesen werden. Die erste

Phase war in jedem Fall phreatomagmatisch und schuf den zentralen Maarkessel. Eine

längere Pause von > 100 ka nach der ersten Phase ist wahrscheinlich, aber nicht absolut

sicher nachweisbar. Drei unterschiedliche Eruptionszentren können sicher belegt werden

und ein viertes ist aus indirekten Hinweisen heraus wahrscheinlich. Damit ist klar, dass essich beim Rodderberg um ein polygenetisches und mehrphasisches Vulkansystemhandelt.

Der räumliche Bezug des Rodderbergs zu lokalen und regionalen Störungssystemen ist

evident. Ein kausaler Zusammenhang zwischen Tektonik und Vulkanismus ist

wahrscheinlich. Petrologische und geochemische Untersuchungen an den Tephren und am

vulkanischen Festgestein könnten Aufschluss über Magmengenese und -Aufstieg geben und

damit die ursächlichen Faktoren für den Vulkanismus weiter erhellen. Die noch offenen

Fragen lauten: Die Kombination genau welcher Faktoren führte zum Rodderberg-

Vulkanismus? Und: Ist in Zukunft mit weiteren Eruptionen in diesem Gebiet zu rechnen?

Die Korrelation der Tephren in den unterschiedlichen Aufschlüssen beruhte im Wesentlichen

auf (makroskopischen) sedimentologischen und lithographischen Kriterien. Um die

Korrelationen weiter abzusichern, wären geochemische Untersuchungen der pyroklastischen

Lagen sinnvoll. Geochemische Untersuchungen an den Tephren des Rodderbergs werden in

Kürze in Zusammenarbeit mit dem Petrologischen Institut der Universität Bonn durchgeführt.

Hinweise auf den Eruptionsstil sind insbesondere auch von den dünnschliff-mikroskopischen

Tephrenuntersuchungen zu erwarten.

Das Beispiel Rodderberg zeigt deutlich die Verzahnung von Geomorphologie und Geologie

bei der Rekonstruktion der Landschaftsgeschichte eines Raumes. Ein Verständnis der

quartären Reliefentwicklung ist ohne geomorphologische Ansätze nicht möglich. Die starke

Interaktion von endogenen und exogenen reliefbildenden Faktoren im Untersuchungsraum

wurde in dieser Arbeit deutlich. Dabei haben die heftigen quartären Klimaschwankungen

ebenso eine Rolle gespielt wie die sehr lebhafte Tektonik und der Vulkanismus. Die Genese

der quartären Terrassenlandschaft im Mittelrheingebiet spielt auch für die

Landschaftsgeschichte des Rodderbergs eine große Rolle. Die Terrassen des Rheins und

89

deren Stratigraphie erlaubten eine weitgehende zeitliche Eingrenzung der Eruptionsphasen

bereits ohne die Anwendung physikalischer Datierungsmethoden.

In dieser Arbeit wurde das Potential der Thermolumineszenz für die Datierung aufgeheizter

vulkanischer Xenolithe deutlich. Das erzielte Alter steht weitgehend im Einklang mit den

geologischen Befunden. Weitere Datierungen zur Überprüfung dieses Alters wären

wünschenswert. Um auch bei unvollständig ausgeheizten Xenolithen relativ zuverlässige TL-

Alter zu erzielen, sollten in Zukunft partielle Ausheizversuche analog zu den Bleichversuchen

von MEJDAHLs (1988) „longest plateau“-Technik durchgeführt werden. ZÖLLER (2002,

mündl. Mitteilung) hat diese Technik bereits bei einem ca. 30 ka alten Ziegellehm aus

Stillfried / Niederösterreich erfolgreich angewandt.

Nachdem die Eruptionsgeschichte des Rodderbergs etwas genauer bekannt ist, wären TL-

Datierungen auch von Xenolithen der anderen vulkanischen Phasen sinnvoll. Die Maartuffe

(Base-Surge-Ablagerungen) des Rodderbergs enthalten juvenile (magmatische) Klasten.

Deren Datierung, z.B. mit K-Ar oder Ar-Ar, könnte das Eruptionsalter der Maarphase weiter

absichern.

Nicht zuletzt soll noch auf die Bedeutung des Rodderbergs als quartäres Klimaarchiv

hingewiesen werden. Falls der Maarkrater tatsächlich das angenommene Alter von rund

500.000 Jahren haben sollte, so stünde hier eine einzigartige Sedimentfalle mit einem

Zeitinhalt von bis zu vier Interglazial- / Glazial-Zyklen zur Verfügung. Eine weitere

Kernbohrung, bis zum Erreichen von (vulkanischem) Festgestein abgeteuft, könnte dieses

einzigartige Klimaarchiv erschließen.

90

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97

8. Danksagung

Mein ganz besonderer Dank gilt Herrn Prof. Dr. L. Zöller. Seine weitreichende Unterstützung

und nicht zuletzt die Offenheit auch für Ideen und Anregungen meinerseits erweckten eine

besondere Begeisterung für das Thema. Zahlreiche gemeinsame Geländebegehungen und

unzählige Gespräche brachten immer wieder neue Impulse oder den Schlüssel zur Lösung

von Problemen. Ihm sei für seine Betreuung nochmals herzlich gedankt.

Besonders bedanken möchte ich mich auch bei Herrn Dr. U. Hambach, der immer ein

offenes Ohr für Fragen und Probleme hatte. Er nahm sich stets viel Zeit – auch im Gelände –

um mit mir die verschiedensten geowissenschaftlichen Fragestellungen zu erörtern.

Auch Herrn Dr. W. Golte möchte ich meinen herzlichen Dank aussprechen. Sehr gefreut

habe ich mich über sein großes Interesse an dieser Arbeit. Dadurch ergaben sich eine Reihe

interessanter Gespräche, die ganz neue Aspekte und vor allem auch sehr wertvolle

Literaturhinweise mit sich brachten.

Mein ganz besonderer Dank gilt Herrn Prof. Dr. N. Froitzheim vom Geologischen Institut der

Universität Bonn, der mir immer wieder mit fachlichem Rat zur Seite stand.

Sehr hilfreich war auch die fachliche Unterstützung durch Dr. I. Braun sowie PhD H. Paulick

vom Mineralogisch-Petrologischen Institut der Universität Bonn. Beide nahmen sich sehr viel

Zeit für petrologisch-vulkanologische Fragestellungen und öffneten mir besonders auch im

Gelände die Augen für diese Aspekte meiner Arbeit. Ihnen sei sehr herzlich gedankt.

Für sehr wertvolle Hinweise und Erläuterungen im Gelände danke ich Herrn Prof. Dr. H.-U.

Schmincke.

Für zahlreiche wissenschaftstheoretische Diskussionen und Anregungungen danke ich

herzlich Herrn Prof. Dr. M. Bruns.

Ebenso möchte ich mich natürlich bei meinen Freunden bedanken, die – sei es im Gelände

oder in anregenden Gesprächen – zum Gelingen dieser Arbeit beigetragen haben. Mein

herzlicher Dank gilt Sven Köhne, Dr. Norbert Günster, Frank Nehring, Peter Temme, Alois

Klewinghaus, Hans v. Suchodoletz sowie Dr. Frank Schrader.

98

Des weiteren bedanken möchte ich mich bei den Unteren Landschaftsbehörden der Stadt

Bonn und des Rhein-Sieg-Kreises und deren Mitarbeitern Dr. D. Langhans und W. Schuth,

die unsere Arbeitsgruppe beim Erwerb der notwendigen Genehmigungen bereitwillig und

unbürokratisch unterstützten und das ganze Forschungsvorhaben „Rodderberg“ in diesem

Rahmen erst ermöglichten.

Schließlich gilt der ganz besondere Dank unserer Arbeitsgruppe dem Besitzer des

Broichhofs, Herrn M. Schäfer. Seine große Bereitwilligkeit, unsere Forschungsarbeiten auf

seinem Gelände zu unterstützen, haben uns besonders gefreut und verdienen unseren

besonderen Dank.

99

9. Erklärung

Hiermit erkläre ich, dass ich die Arbeit selbstständig und nur mit den angegebenen

Hilfsmitteln angefertigt habe. Alle Stellen, die dem Wortlaut oder dem Sinn nach anderen

Werken entnommen sind, wurden durch Angabe der Quellen kenntlich gemacht. Dies gilt

sowohl für den Text als auch für Abbildungen und Karten.

_________________ ______________________Ort und Datum (Henrik Blanchard)

100

10. Anhang

10.1. Topographie, Lage der Aufschlüsse, Profillinie und Ausbruchspunke

101

10.2. Legende für die schematischen Profile in Kapitel 4

10.3. Lumineszenzdaten

10.3.1. Probe R4-D-1 TL

1. Leuchtkurven

102

2. Plateau

3. a-Wert-Plateau

103

4. Additive Wachstumskurve

10.3.2. Probe R4-D-3 TL

1. Leuchtkurven

104

2. Plateau

3. a-Wert-Plateau

105

4. Additive Wachstumskurve

10.3.3. Probe R1-D-1 IRSL

1. Leuchtkurven

106

2. Plateau

3. Additive Wachstumskurve

107

10.3.4. Probe R1-D-1 TL

1. Leuchtkurven

2. Plateau

108

3. Additive Wachstumskurve

10.3.5. Probe R2-D-1 TL

1. Leuchtkurven

109

2. Plateau

3. Additive Wachstumskurve