Geologie Und Geschichte Der Saale-Unstrut-Region

Geologie und Geschichte der Saale-Unstrut-Region

GEOLOGIE DES TRIASLANDES UND LANDSCHAFTSENTWICKLUNG Arnold Müller, Gerhard Beutler und Siegfried Siegesmund

Regionalgeologische Situation

Vor etwa 320 Millionen Jahren, an der Wende Un- ter-/Oberkarbon klang die variszische Gebirgsbil- dung mit der sudetischen Phase allmählich aus. Nach einer Serie von Plattenkollisionen1 verband das variszische Gebirge als Nahtstelle den südli- chen Gondwana-Großkontinent und Laurentia/ Baltica im Norden zur Großerde (Pangäa). Viele Tausend Meter mächtige Sedimente uralter Oze- ane wurden zusammengeschoben und aufgefal- tet. Harz, Thüringer Wald und Erzgebirge sind he- rausgehobene Teile dieses großen Gebirgssystems. Das heutige Mitteleuropa rückte in das trocken- heiße Zentrum Pangäas und lag etwas nördlich des Äquators. Die komplexe Geschichte der variszischen Gebirgsbildung hinterließ in Mitteleuropa mehrere geologische Baueinheiten: Rhenoherzy- nikum, Saxothuringicum, Mitteldeutsche Kristal- linzone mit Phyllitmantel und Moldanubikum. Sie formieren das heutige Grundgebirge Mitteleuro- pas. Metamorphe Gesteine der Mitteldeutschen Kristallinzone bilden den Unterbau des Saale-Un- strut-Gebietes. Nur im Südosten greift das Gebiet etwas auf das Saxothuringikum über. Neue Gebirgssysteme werden umgehend wieder abgetragen und eingeebnet und ihr Abtragungs- schutt (Molassen) sammelte sich in Sedimentbe- cken im Gebirgssystem („intramontane Becken“) oder in Vorlandbecken. Das trifft natürlich auch für das variszische Gebirge zu. Als wichtigstes Molas- sebecken Mitteldeutschlands formierte sich das intramontane Saalebecken, dessen Beckenachse von Südwestthüringen nach Nordosten über das west- liche Saale-Unstrut-Triasland bis in den halleschen 1 Alter Steinbruch im Unteren Muschelkalk (Ooolithbankzone) Raum verlief. Bei Querfurt ist die mächtigste Rot- an der Basis des Zscheiplitzer Steilhangs

Straßeneinschnitt in einem auffällig roten Sandstein in Schönburg, der eine selektive Rückwitterung zeigt 45 — Arnold Müller, Gerhard Beutler und Siegfried Siegesmund

te Mitteleuropas bestimmte. Das Becken nahm den größten Teil des Abtragungsschutts des variszischen Gebirges auf und dehnte sich ab Oberperm, vor allem aber in der Trias weiter nach Süden aus. Ab Oberperm drang das Meer zunehmend in dieses flache, epikontinentale Becken vor, zunächst aus nördlicher Richtung. Mächtige Gesteinsserien aus Zechstein und Mesozoikum wurden akkumu- liert. Der daraus hervorgegangene Schichtensta- pel aus überwiegend konsolidierten Sedimenten wird als Tafeldeckgebirge bezeichnet. Er besteht in der Saale-Unstrut-Region aus Gesteinen des Zech- steins und der Trias (z. B. Abb. 1), während Jura und Kreide komplett fehlen. Als letztes Stockwerk überlagern känozoische Lockergesteine aus den letzten 65 Millionen Jahren Erdgeschichte den älte- ren Untergrund (siehe Übersicht in Abb. 2). In der Oberkreide führte die Fernwirkung der al- pidischen Gebirgsbildung und der Nordatlantik öffnung zu einer tektonischen Neuordnung des nördlich angrenzenden Raumes. Reanimierte, äl- tere sowie neue Bruchzonen (Störungen, Abb. 3) zerlegten die variszisch konsolidierte Erdkrus- te in einzelne Schollen. Durch tektonische Kräf- te angetrieben, bewegten sich die Schollen relativ zueinander, nicht nur vertikal (Hebungen, Ab- senkungen und Kippbewegungen), sondern ge- geneinander und auseinander (Kompression und Extension) sowie rotierend (Abb. 4). So konnten auch komplexere Störungstypen wie die Finnestö- rung entstehen. Diese Phase tektonischer Aktivität wurde als „saxonische Tektonik“ bezeichnet, aktu- ell zunehmend als „Inversionstektonik“. Die wichtigsten Störungen im südöstlichen Harz- 2 Geologischer Kalender des Saale-Unstrut-Triaslandes mit wichti- vorland verlaufen in herzynischer Richtung (NW- gen erdgeschichtlichen Ereignissen SE, Abb. 3). Die Kyffhäuser-Crimmitschauer Stö- rungszone trennt die Merseburger Scholle im liegend-Schichtenfolge erbohrt worden. Noch we- Nordosten von der Hermundurischen Scholle im sentlich größere Mächtigkeiten verbergen sich im Südwesten. Die Finnestörung wiederum bildet die Untergrund Norddeutschlands. Dort entwickel- südwestliche Begrenzung der Hermundurischen te sich aus dem variszischen Vorlandbecken eine Scholle gegen den ersten, nordöstlichen Schollen- große, postvariszische Beckenstruktur, das Mittel- zug des Thüringer Beckens (Bleicherode-Stadtro- europäische Becken (oder Germanische Becken), daer Scholle, ein Agglomerat aus drei Einzelschol- das von nun an die jüngere geologische Geschich- len). Weitere Schollen folgen nach diesem Muster

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3 Abgedeckte geologische Karte (ohne känozoische Gesteine) des Thüringer Beckens mit südöstlichem Teil von Sachsen-Anhalt (Saale-Unstrut-Region und östliches Harzvorland). Nach Franke 20132, umgezeichnet.

4 Abgedeckte geologische Karte (ohne känozoische Gesteine) der Saale-Unstrut-Region mit Nordrand des Thüringer Beckens, Hermundurischer Scholle, Merseburger Scholle, Finnestörung, Kyffhäuser-Nordrandstörung und Hornburger Tiefenstörung. Nach Wagenbreth und Steiner 19893 und Dolezalek 19554, umgezeichnet.

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5 Aufschluss in den Konglomeraten der Eisleben-Formation (Oberrotliegend) auf dem Bottendorfer Hügel bis zum Thüringer Wald. Im Zuge der Inversions- tektonik führten die Schollen ganz unterschied- liche Vertikalbewegungen aus. Einige wurden zu Tief-, andere zu relativ herausgehobenen Hoch- schollen. Manche Schollen weisen zusätzlich noch 6 Die Finnestörung (hier in der Umgebung von Bad Sulza) ausgesprochene Kippmuster auf („Kippschollen“), ist eigentlich ein Bündel paralleler Störungen, wie man im wie beispielsweise die Hermundurische Scholle Schnitt sehen kann. In der Karte sind es parallel verlaufende Stö- (Abb. 4). Ihr nordwestlicher Bereich entlang der rungslinien mit Verwerfungen. Nach Dolezalek 19554, umge- Kyffhäuser-Nordrandstörung wurde im Zuge ei- zeichnet.

7 Der Aufschluss am Bahnhof Bad Sulza zeigt anschaulich den tektonisch gestörten Unteren Muschelkalk in der Finnestörung

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8 Blockbild der Region. Nach Wagenbreth und Steiner 19895, umgezeichnet. ner Kippung besonders weit herausgehoben, so- bei Bad Sulza (Abb. 6) noch markant entwickelt dass am Nordostrand des Kyffhäusers metamor- (Abb. 7), bei Camburg noch gut im Gelände aus- phe Gesteine der Mitteldeutschen Kristallinzone geprägt (Klausfelsen) und flacht in Richtung Ei- auftauchen – die ältesten Gesteine an der Ober- senberg-Gera zu einem Halbgraben ab. Kleinere, fläche der Region. Darauf folgen permokarboni- teilweise quer zu den Hauptrichtungen verlaufen- sche, rote Konglomerate und Sandsteine (Kyffhäu- de Störungen (Abb. 3, Abb. 8) komplettieren den serdenkmal). Am Bottendorfer Hügel erscheinen Strukturbau der Region und spielen lokal eine Gesteine aus dem Rotliegend noch einmal an der wichtige Rolle, so die Geiseltalstörung, die Horn- Oberfläche (Abb. 5), begleitet von Zechsteinab- burger Tiefenstörung und die Nebraer Störung. lagerungen, während auf der südwestlichen Seite Merseburger Scholle, Hermundurische Scholle des Unstruttales im gleichen Höhenniveau Bunt und Bleicherode-Stadtrodaer Scholle sind am geo- sandstein ansteht. Weiter nach Südosten taucht die logischen Bau des Saale-Unstrut-Triaslandes be- Störung unter Abschwächung ab und verliert an teiligt, Letztere allerdings nur in geringem Um- Wirksamkeit. Die Finnestörung entfaltet ihre ma- fang bei Eckartsberga-Bad Sulza (kleine Anteile ximale Ausprägung im Raum Rastenberg-Eckarts- am Thüringer Becken). Die stärkste Hebung der berga (Abb. 4), wo sie teilweise als kräftige Über- Hermundurischen Schollen im Nordwesten ma- schiebung ausgebildet sein kann,3 verbunden mit nifestiert sich mit dem Kyffhäuser als höchste -Er Injektionen von Zechsteinsalz. Weiter nach Süd- hebung (Kulpenberg, 473,6 m). Über Schmücke, osten schwächt sich die Störung allmählich ab, ist Schrecke und hohe Finne (immer noch um 350 m

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Platte. Abtragung und Verwitterung von Ober- kreide bis Alttertiär nivellierten die Landschaft schließlich zu einer ganz leicht nach Nordosten (zur Leipziger Bucht) abfallenden Fastebene auf der Triasplatte. Tertiäre Flüsse haben sich kaum in die Triasplatte eingeschnitten, weil ihnen aufgrund hoher Meeres- spiegelstände der Anreiz zu nennenswerter Tiefen erosion fehlte. Erst im ausgehenden Tertiär bereite- ten drastische Meeresspiegelrückgänge den Boden für die nun zunehmende Tiefenerosion. Saale, Un- strut, Ilm und kleinere Nebengewässer schnitten sich tief in die alte Rumpffläche ein und zerlegten sie in einzelne Blöcke („Platten“), deren ebene Hochflächen heute noch Reste alttertiärer Sedi- mentdecken aufweisen und einen ursprünglichen Charakter konserviert haben. In den Kaltzeiten des Pleistozäns besorgten Eis und Frost (Gletscher, periglaziale Phasen) noch den letzten Feinschliff der Landschaft und Eisblockaden zwangen die Flüsse manchmal zur Laufverlegung. Eingewehter Löss 9 Karte des Saale-Unstrut-Triaslandes mit der Naumburger und der Querfurter Muschelkalkmulde verwischte zuweilen letzte Reste eines vorher vorhandenen Kleinreliefs, wie beispielsweise im Löss „ertrunkene“ Trockentäler zeigen. Maximalhöhe) fällt das Gelände Richtung Saaletal zwischen Naumburg und Bad Sulza auf etwa 240 bis 270 Meter ab. Jungpaläozoikum Große Teile der Region schwimmen förmlich auf dem plastisch reagierenden Salz des Zechstein- Ausgehend von den ältesten Gesteinen an der salinars. Davon ausgehende Salztektonik (Halo- Oberfläche der Region, beginnt die Geschichte hier kinese) und Subrosion modifizierten den tekto- mit den jüngsten Molassen des variszischen Ge- nisch angelegten Bauplan der Region. Einerseits birges. Unter den warmen und überwiegend ari- entstanden flache Muldenstrukturen wie die den Klimabedingungen jener Zeit wurde der Ab- Querfurt-Freyburger Mulde auf der Merseburger tragungsschutt des Gebirges in Form klastischer Scholle und die Naumburger Mulde auf der Her- Rotsedimente im Saale-Becken deponiert. Das mundurischen Scholle (Abb. 9). Andererseits er- Zentrum des Beckens nahm bis über 1.000 Meter zeugte die Ablaugung von Salz und Anhydrit im mächtige Konglomerate, Sandsteine und Arkosen Untergrund große Subrosionswannen wie das Un- auf. Parallel zum sedimentären Geschehen lebte struttal zwischen Memleben und Artern. Zuwei- in der engeren Umgebung (beispielsweise bei Hal- len spielten Tektonik, Halokinese und Subrosion le) ein sehr aktiver Rhyolith-Vulkanismus auf. Die auf sehr komplexe Weise zusammen, beispielswei- Vulkanberge lieferten ebenfalls Abtragungsschutt se bei der Entstehung der Braunkohlenbecken des in das Becken. Geiseltals und des Beckens von Röblingen-Ams- Auf dem weit herausgehobenen Kyffhäuser -er dorf am Nord- bis Nordostrand der Querfurter scheint der tiefere Teil permosilesischer Molasse-

50 Geologie des Triaslandes und Landschaftsentwicklung — sedimente an der Oberfläche, überwiegend rote diskordant auf älterem Untergrund unterschiedli- Sandsteine und Konglomerate aus dem Oberkar- cher Struktureinheiten. Zwischen Sömmerda und bon. Sowohl die Burgen als auch das Kyffhäu- Querfurt, in der neu entstandenen Thüringer Sen- serdenkmal wurden aus dem dort anstehenden ke, erreicht der Zechstein über 800 Meter Mäch- Gesteinen erbaut. In der Fortsetzung der Kyffhäu- tigkeit,6 dünnt durch Reduktion der Salinare aber ser-Nordrandstörung kommen Rotliegendsedi- nach Osten-Südosten deutlich aus. Bei Naum- mente letztmalig auf dem Bottendorfer Hügel an burg ist der Zechstein nur noch wenig mehr als die Geländeoberfläche (Abb. 5). Dort sind es über- 300 Meter mächtig. Periodische Eindampfungs- wiegend recht grobe, quarzreiche Konglomerate prozesse im Wechsel mit Meerestransgressionen mit rotbrauner Matrix sowie grobe Arkosesand- führten im trockenheißen Klima jener Zeit zu zy- steine der Eisleben-Formation. Die Eisleben-For- klischen Salzausscheidungen entlang einer gesetz- mation (Oberrotliegend) setzt den Schlussstrich mäßigen, nach Löslichkeit gestaffelten Abfolge: zu- unter die Molassesedimente im Saale-Becken. erst Karbonate, dann Sulfate, darauf Steinsalz und Nach deren Ablagerung erfolgte ein grundsätzli- zuletzt Kalisalze. Eingewehter feiner Staub, „Salz- cher Wandel der geologischen Entwicklung Mit- ton“, schloss einen solchen Zyklus oft ab. teleuropas. Die salinare Serie des Zechsteins beginnt mit der Im heutigem Nordseeraum einschließlich Nord- Werra-Formation. Das Zechsteinkonglomerat als deutschlands und Nordpolens, Depozentrum des klassischer Transgressionshorizont leitet vieler- Mitteleuropäischen Beckens, drang von Norden orts die Werra-Formation ein. In der Beckenfa her allmählich das Meer vor und dehnte sich suk- zies folgt darauf der schwarze, bituminöse Kup- zessive weiter nach Süden aus. Im höchsten Perm ferschiefer, ein Mergelschiefer von selten mehr als (Zechstein) überschritt es auch Teile der eingeeb- einem Meter Mächtigkeit. Der Kupferschiefer ent- neten Varisziden. Ab Trias wurde auch der größte stand aus einem kalkreichen Faulschlamm in einer Teil Süddeutschlands in den Sedimentationsraum anoxischen Phase des Zechsteinmeeres. Tiefere einbezogen. Die Hochlagen von Skandinavien im Wasserschichten waren sauerstoffarm bis sauer- Nordosten, der Böhmischen Masse im Südosten, stofffrei. Unter diesen Bedingungen wurden Me- dem Vindelizischen Land im Süden und den al- talle in sulfidischen Erzen gebunden, darunter das ten Massiven im Westen ließen zunächst nur ei- wichtige Kupfer. Besonders hohe Anreicherungen nen schmalen Zugang nach Norden frei. Das gro- um den Harz als „Metallbringer“ führten zur Bil- ße Gesamtbecken gliederte sich in Schwellen und dung nutzbarer Kupferlagerstätten mit wertvollen Senken. Im mitteldeutschen Raum entwickel- Begleitrohstoffen wie Silber, Gold und Seltene Er- te sich die Thüringer Senke zum lokalen Depo- den. Trotz lebensfeindlicher Entstehungsgeschich- zentrum. Sie zeichnet im Wesentlichen den Ver- te ist der Kupferschiefer eine erstklassige Fossil- lauf des Saale-Beckens nach. Im Wechselspiel von lagerstätte. Funde kompletter Fische (Abb. 10) kontinentalen Phasen und marinen Transgressio- und anderer Tiere belegen reiches Leben in hö- nen entstand im Mitteleuropäischen Becken eine heren, besser durchlüfteten Wasserschichten und umfangreiche Schichtenfolge vom Zechstein bis in im Flachwasser benachbarter Küsten. Der häufige das Mesozoikum (Tafeldeckgebirge), beginnend „Kupferschieferhering“ Palaeoniscum freieslebeni mit den mächtigen Salinarserien des Zechsteins. gilt als Wappentier des mitteldeutschen Zech- Das Zechsteinmeer überflutete erstmals auch die steins. Der Übergang des Kupferschiefers in den mitteldeutsche Region und griff schnell über die Zechsteinkalk markiert das Ende der anoxischen permosilesischen Molassebecken hinaus auf höher Periode. In der Randfazies geht der Kupferschiefer gelegene Schwellenregionen und Randbereiche des in den basalen Zechsteinkalk über, der beispiels- Beckens über. Zechsteinsedimente lagern deshalb weise bei Gera eine reiche Fauna mit Brachiopo-

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10 Fossilien aus dem Kupferschiefer: 1 Fisch Platysomus, 2 Zweig von Ullmannia bronni den, Muscheln, Schnecken, Nautiliden und anderen Tiergruppen enthält. An den Küsten und auf Schwellen bauten Kalkalgen und Moostierchen (Bryozoen) anstelle des Zechsteinkalks große Riff- komplexe auf. Ihre nördlichsten Ausläufer reichen von Ostthüringen her bis in den Untergrund des östlichen Saale-Unstrut-Triaslandes hinein und 11 Senkrecht angeschnittener, fein gebänderter Werraanhydrit im sind zwischen Naumburg und Zeitz unter Bunt Gelände der Wendelstein-Anlage sandstein- und Tertiärsedimenten verborgen. Nach der kurzen Kupferschiefer- und der Karbo- die Schichtenfolge fort. Das Kaliflöz Staßfurt (re- natphase stellten sich bald hypersalinare Verhält- gional auch Flöz „Unstrut“) erreicht in der Un- nisse im Zechsteinmeer ein. Unter zunehmender strutregion bauwürdige Mächtigkeiten und war Konzentration der Salze wurde zuerst Sulfat (Wer- Gegenstand eines lebhaften Bergbaus. Der Staß- raanhydrit, Abb. 11) und dann Werrasteinsalz aus- furt-Zyklus endet mit dem Oberen Anhydrit geschieden. Der Zyklus endet mit Oberem Werra- („Deckanhydrit“) sowie dem Oberen Staßfurt-Ton anhydrit und oberem Werrakarbonat. Der zweite („Grauer Salzton“). Richtung Saale nimmt die Ge- Zyklus (Staßfurt-Zyklus mit Staßfurt-Formation) samtmächtigkeit des Salzes stark ab. Weiter nach beginnt mit (dem nicht durchweg vorhandenen) Osten keilt auch der Anhydrit komplett aus. Der unteren Staßfurtton und dem Staßfurtkarbonat in Graue Salzton setzt sich in den Leine-Zyklus fort bituminöser Stinkschieferfazies. In der Saaleregi- (Unterer Leineton). Darauf folgen Plattendolomit, on geht die Stinkschieferfazies in die küstennähe- Leineanhydrit (Hauptanhydrit) und Leinestein- re Fazies des Hauptdolomits über. Unterer Stass- salz. Der obere Leineton als Teil des „Roten Salz- furtanhydrit, Stassfurtsteinsalz und Kalisalz setzen tones“ schließt die Leineserie ab.

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Die oberen Zechsteinzyklen sind in der Saale-Un- der Impakt eines größeren Himmelskörpers so- strut-Region (damalige Randlage des Zechstein- wie der gewaltige Flutbasaltvulkanismus im heu- meeres) nur rudimentär ausgebildet. Der obere tigen Sibirien zur Diskussion. Das Aussterbeereig- Teil des „Roten Salztones“ wird als unterer Aller- nis bildet eine scharfe Trennlinie in der Biosphäre ton bereits zum Allerzyklus gerechnet. Der ge- und ist deshalb Basis der Trennung einer paläo- ringmächtige Alleranhydrit kann lokal völlig zoischen von einer mesozoischen Ära im erdge- fehlen. Allersteinsalz und Alleranhydrit („Grenz schichtlichen Kalender. Die Trias als erstes Sys- anhydrit“) schließen den Zyklus ab. Mit den obe- tem des Mesozoikums begann vor 251 Millionen ren Zechsteinletten, die noch geringmächtige Jahren und endete vor 200 Millionen Jahren. Mit Äquivalente der Ohre-Folge einschließen, endet 51 Millionen Jahren Dauer ist die Trias eine eher der Zechstein in der Region. kurze Periode, die es aber in sich hat. In der Trias Aufgrund der überwiegend hypersalinaren Ver- erfolgte die Reparatur des globalen Ökosystems hältnisse konnten nur wenige Organismen das nach der endpermischen Katastrophe. Zahlrei- Zechsteinmeer ab Staßfurt-Zyklus besiedeln. Vor che Tier- und Pflanzengruppen entstanden in die- allem salztolerantere Muscheln der Gattungen ser Zeit neu aus dem Stamm der wenigen Überle- Schizodus, Libea und Pseudomonotis sind in den benden des Ereignisses. Global schritt der Zerfall Karbonatphasen (Dolomiten) der Zyklen zu fin- der Großerde (Pangäa) fort. Zwischen den ausein den. Mit Kupferschiefer und Salz hinterließ das anderdriftenden Südkontinenten (Gondwana) Zechsteinmeer zwei wichtige Rohstoffe für die Re- und den Nordkontinenten (Laurasia) schob sich gion. Der Kupferschieferabbau konzentrierte sich der Tethys-Ozean von Osten her immer weiter hauptsächlich auf die metallreichsten Regionen nach Westen vor. Er trennte zunehmend die bei- um den Ostharz. Auf dem Bottendorfer Hügel ge- den Großkontinente voneinander. Das Mitteleu- wann man ebenfalls Kupferschiefer und verhüttete ropäische Becken verharrte zunächst in einer pa- ihn im benachbarten Bottendorf. Gegen Ende des läogeografisch recht isolierten Situation ähnlich 18. Jahrhunderts erlosch der Abbau. Noch heute dem Zechstein. Gegen Ende der Untertrias bekam prägen Spuren des Kupferschieferbergbaus wei- das Mitteleuropäische Becken erstmals Anschluss te Bereiche des Hügels. In Bottendorf erinnert ein an den Weltozean Tethys. Über temporär geöffne- kleines Museum an den historischen Bergbau. Als te Meeresstraßen konnte das Meer in das Becken Kalisalze wirtschaftlich interessant wurden, setz- vordringen, zuerst aus Südosten, später aus Süd- te der Abbau des Staßfurt-Kalisalzes (Flöz „Un- westen. Am Ende stellte sich dann wieder eine strut“) bei Roßleben, Wangen und auf der Finne stärkere Isolation des Beckens mit eher kontinen- ein. Inzwischen wurde der letzte Schacht bei Roß- taler Sedimentation ein, unterbrochen von kurzen leben stillgelegt. Meeresingressionen aus Südwesten. Aufgrund der paläogeografischen Situation be- stimmen kontinentale Bedingungen mit klasti- Trias schen Sedimenten das Bild in der Untertrias, mit überwiegend roten und hellen Sandsteinen sowie Eine der größten Katastrophen der Erdgeschich- feinklastischen Ablagerungen von Playaseen. Die te prägte den Übergang vom Perm zur Trias. Zahl- Öffnung von Meeresstraßen am Ende der Unter- reiche paläozoische Tiergruppen starben aus, an- trias führte zu einer Periode überwiegend mariner dere retteten sich sprichwörtlich am seidenen Fazies mit Karbonaten. Nach Rückzug des Mee- Faden mit wenigen Arten in die folgende Trias- res entstanden bunte, oft evaporitische Sedimen- zeit, ein wichtiger Grund für die Fossilarmut der te eines Binnenbeckens. Aufgrund der auffälligen Untertrias. Als Ursachen der Katastrophe stehen Dreiteilung (Abb. 12) des gesamten Zeitabschnit-

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12 Die drei Gruppen der Trias und ihre grobe Gliederung tes wurde er von F. von Alberti (1834) als Trias der nachfolgende Gang durch die mitteldeutsche („Dreiheit“) in die geologische Zeittafel eingeführt Trias ist an der konkreten Schichtenfolge (Litho und in die drei Abteilungen Buntsandstein, Mu- stratigrafie) der Region orientiert.8, 9 schelkalk und Keuper unterteilt.7 Sie wurden jeweils in drei Unterabteilungen gegliedert. Dieses Gliederungsschema ist bis heute für die Trias des Buntsandstein Mitteleuropäischen Beckens gültig geblieben, aber nach und nach in moderne Konzepte transferiert Buntsandsteinsedimente entstanden unter regio- worden. Die Schichtenfolge wird heute als Super- nal sehr unterschiedlichen Bedingungen. An den gruppe Germanische Trias zusammengefasst, un- norddeutschen Faziesraum mit mehr oder weni- terteilt in die Gruppen Buntsandstein, Muschel- ger großen Playaseen schließt sich Mitteldeutsch- kalk und Keuper. Diese drei Gruppen enthalten land mit der Saale-Unstrut-Region als Über- jeweils drei Untergruppen mit Formationen. Die gangsgebiet zu den südlichen und südöstlichen Grenzen zwischen den lithostratigrafischen Grup- Faziesprovinzen an. Die Playaseen expandier- pen Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper kor- ten zeitweise bis in den engeren Raum der Saale- relieren nicht mit den Zeitgrenzen Unter-/Mittel Unstrut-Region und führten zu wechselhaften, trias (244 MA) und Mittel-/Obertrias (231 MA) fluviatil-limnischen Sedimentationsbedingungen. der internationalen Stratigrafie. Für die Litho Verwilderte Flüsse mit ihren verflochtenen und stratigrafie ist das aber eher nebensächlich und ständig wechselnden Armen führten im ariden

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Umfeld mehr oder weniger periodisch Wasser, trockneten einerseits oft aus, konnten andererseits nach heftigen Regenfällen auch starke Hochwäs- ser auslösen. Manchmal kam es auch zu katastro- phalen Schichtfluten. Das Ganze spielte sich zu- mindest im Unteren Buntsandstein in einer öden, nahezu vegetationsfreien Umgebung ab. Pflanzen- fossilien oder Spuren fossiler Bodenbildung sind im tieferen Buntsandstein sehr selten. Die sich periodisch ausdehnenden norddeutschen Playaseen waren anfangs (Perm-Trias-Grenzbereich) teilweise wohl auch noch hypersalinar. In den Seen entstanden überwiegend feinklastische Sedimen- te, im tieferen Buntsandstein mit oolithischen Ro- gensteinbänken. Nur für wenige Organismen- gruppen waren Lebensverhältnisse der ephemeren Buntsandsteingewässer tolerierbar. Dazu gehören vor allem Kleinkrebse aus der Gruppen der Con- chostraken und Ostrakoden sowie einige wenige Muscheln und Schnecken. Zuweilen siedelten noch Armleuchteralgen (Charophyta) und Cyano- bakterien in den Gewässern. Letztere bauten karbonatische Krusten (Stromatolithen) auf. Selbst kurzzeitiger mariner Einfluss konnte nachgewiesen werden.9 Erst mit zunehmender Diversifizie- rung von Fauna und Flora im höheren Buntsand- stein wird die Fossilführung langsam reicher, mit Fischen, Amphibien und Reptilien und etwas ar- tenreicherer Pflanzenwelt. Die landgestützte Flo- ra des Buntsandsteins war anfangs sehr artenarm. Neben dem stammsukkulenten Pioniergewächs Pleuromeia aus dem Verwandtschaftskreis der Bärlappgewächse ist kaum etwas gefunden worden und Palynomorphengemeinschaften9 bein- halten nur außerordentlich wenige und langlebige Formen. Erst ab Oberem Buntsandstein zeichnet sich eine zunehmende Diversifizierung der fossilen Ökosysteme ab. Der Buntsandstein besteht aus zyklischen Sedi- mentationsereignissen (Sequenzen). Sie bilden die Basis der lithostratigrafischen Gliederung in Formationen (Abb. 13) und weitere Untereinhei- ten. Im Mittleren Buntsandstein ziehen Erosions- 13 Lithostratigrafie des Buntsandsteins der Region diskordanzen weitere scharfe Grenzen. Die Sedi-

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14–15 Geotop Buntsandsteinbruch Wangen: 14 Profilausschnitt der dolomitischen Sandsteine der Bernburg-Formation; 15 Basissandstein der Volpriehausen-Formation mit exotischem Block 1) als Folge eines seismischen Ereignisses (Erdbeben). Der Block wird gerne als Erosi- onsrelikt des Quickborn-Sandsteins interpretiert. mentschüttungen des Mittleren Buntsandsteins Bank α2 die Grenze zur Calvörde-Formation als beginnen oft mit einer groben Sandsteinbasis und unterste Buntsandsteinformation. Die Rogenstein- enden mit tonig-schluffigen Horizonten. Hier hat bänke kehren periodisch bis zum Ende des Unte- sich eine Untergliederung nach Sohlbank-Zyklen ren Buntsandsteins wieder. Letzte Bank ist λ in der durchgesetzt. Insgesamt wird der Untere Bunt oberen Bernburg-Formation. sandstein in zwei Formationen und der Mittlere Die Untere Wechsellagerung (45–55 m mächtig) Buntsandstein in vier Formationen unterteilt. Der reicht zu etwa 2/3 aus dem Zechstein in die Cal- Obere Buntsandstein spielt eine Übergangsrol- vörde-Formation hinein. Darüber folgt die Zone le zur marinen Fazies des Muschelkalks und ist li- der Sandigen Tonsteine (bis über 100 m). Sie en- thostratigrafisch als Röt-Formation definiert wor- det einige Meter über der Rogensteinbank, wo den, unterteilt in sechs Subformationen. mit der Hauptrogensteinzone die insgesamt bis Ohne markante lithologische Grenze leiten die zu etwa 165 Meter mächtige Bernburg-Formation Bröckelschiefer der Fulda-Formation des oberen beginnt. Die Mächtigkeitsverhältnisse der einzel- Zechsteins in den basalen Buntsandstein über. nen Schichtglieder der Bernburg-Formation un- Die Untere Wechsellagerung mit einigen Rogen- terliegen stärkeren regionalen Schwankungen. Als steinbänken in der sogenannten „Graubankzo- mächtigste Abteilung erreicht die Obere Wechsel- ne“ bildet den Übergangsbereich Zechstein-Bunt- lagerung bis zu etwa 120 Meter Mächtigkeit und ensandstein. Nach aktueller Stratigrafie10 werden die det mit Rogensteinbank λ. Die Niveaus der obers- Rogensteinbänke mit griechischen Buchstaben ten beiden Rogensteinbänke können durch helle, ausgezeichnet. Nach Conchostraken11, 12 liegt in dolomitische Sandsteine vertreten sein. Sie werden

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16 Impressionen aus der Hardegsenformation an der Dissau bei Nebra: A) Sandstein (2: Hardegsen 2; 3: Hardegsen 3) auf roten Tonstei- nen (1), B) und C) bunte Zwischenschichten zwischen den Hardegsen-Sandsteinen 2 und 3, Sandstein 3 ist im Bild C mit Nr. 1 ausgezeichnet, Zwischenschichten aus Hardegsen 2 mit Nr. 2, D) Kugelsandstein, vermutlich aus Hardegsen 2 auf der Finne maximal um 30 Meter mächtig. An expandierte der norddeutsche Playasee mit seiner der Unstrut bei Wangen (Abb. 14/15) wurden die artenarmen Fauna bis in die mitteldeutsche Regi- hellen, schräg geschichteten Sandsteine in großen on. Schlecht erhaltenen Steinkerne der Muschel Steinbrüchen als Naturbausteine gewonnen. Arcavicula murchisoni (früher Gervillia), und der Die vier Formationen des Mittleren Buntsand- Schnecke „Turbonilla“ weissbachi, Conchostraken steins sind Volpriehausen-, Detfurth-, Hardeg und einigen Fischschuppen (Gyrolepis-Typ) bilden sen- und Solling-Formation. Mehr oder weniger den Kern der armen Fossilvergesellschaftungen. ausgeprägte Diskordanzen (Erosionsdiskordan- Auch marine Einflüsse sind ermittelt worden.13 Bei zen) trennen die Formationen. Besonders kräftig Wangen hat man geringmächtige Sandsteine (Ero- sind die D-Diskordanz zwischen Detfurth- und sionsrelikte) im Zusammenhang mit Spuren eines Volpriehausen-Formation sowie die H-Diskor- seismischen Ereignisses an der Basis der Volprie- danz zwischen Solling- und Hardegsen-Formati- hausen-Formation mit dem Quickborn-Sand- on ausgebildet. Auf Hochlagen wie der Eichsfeld- stein Norddeutschlands korreliert.14 Die Volprie- schwelle sind teilweise erhebliche Schichtlücken hausen-Formation wird insgesamt bis zu etwa ausgebildet, während die Diskordanzen in Be- 140 Meter mächtig, während die darauf folgende ckenlagen wie der Thüringer Senke nicht so mar- Detfurth-Formation mit maximal um 50 Meter kant ausfallen. Unterhalb des Formationsniveaus nur etwa ein Drittel davon erreicht. werden Sohlbank-Zyklen als Gliederungsmöglich- Die Detfurth-Formation beginnt mit einem mas- keit genutzt. siven, groben Basissandstein, der nach oben in die Der Mittlere Buntsandstein beginnt in der Regel feinkörnigere Detfurth-Wechselfolge überleitet. mit den groben Basisschichten der Volpriehausen- Sie besteht aus bunten, überwiegend roten Sand- Formation (Volpriehausen-Sandstein, Abb. 15). steinbänken in Wechsellagerung mit Ton- und Das Profil setzt mit der Volpriehausen-Wechsel- Schluffsteinen. Steinkerne von „Turbonilla“ weiss- folge fort, bunten Sandsteinen im Wechsel mit bachi, Fischschuppen und lokal zahlreiche Con- Ton- und Schluffsteinen. Außer Conchostra- chostraken belegen erneut den Einflussbereich ei- ken enthalten sie nur wenige Fossilien. Erst in nes größeren Sees. den Sand-, Ton- und Schluffsteinen der Gervilli- Vier Sohlbank-Zyklen (Hardegsen 1 bis 4, vom enschichten am Top der Volpriehausen-Formati- Liegenden an gezählt)15, 16 bauen die Hardegsen- on kommen Fossilien häufiger vor. Zu dieser Zeit Formation (Abb. 16) in Mitteldeutschland auf. Sie

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17 Schädel (Unterseite) des „Labyrinthodontiers“ Trematosaurus brauni aus der Solling-Formation von Bernburg (GPS Universität Leipzig) beginnen jeweils mit kräftigen, überwiegend roten Pflanzenwurzeln. Die Tonsteine enthalten manch- Sandsteinbänken an der Basis und enden mit einer mal massenhaft Fischschuppen (Gyrolepis-Typ). Wechselfolge aus feinkörnigen Sandsteinen, Ton- Karneolknollen, Eisen-Mangan-Verkrustungen und Schluffsteinen. Fossilien sind zunächst ähnlich und bei Nebra auch das Spurenfossil Arenicolites selten wie in der Detfurth-Formation. In den hö- kahlaensis sind weitere bemerkenswerte Funde.17 heren Zyklen werden Pflanzenfossilien etwas häu- Mit dem hellen Chirotheriensandstein schließt figer und betreffen vor allem die hoch spezialisier- der Mittlere Buntsandstein ab. Unten noch dick- te Pleuromeia. Conchostraken und Fischschuppen bankig wird er zum Hangenden hin zunehmend (Gyrolepis-Typ mit den charakteristischen diago- plattig. Funde des marinen Leitfossils Costatoria nalen Schmelzleisten) vervollständigen das arten- costata in seinen hangenden Partien zeigen ersten arme Fossilspektrum. Die Hardegsen-Formation marinen Einfluss an. Charakteristische Tetrapo- wird im Gebiet um 70 bis 80 Meter mächtig. denfährten (Chirotherium barthi) fand man bei Die Solling-Formation beginnt mit den überwie- Weißenfels (Markwerben). Bei Bernburg sind im gend roten, groben, fluviatilen Sandsteinen des Chirotheriensandstein zahlreiche Skelettreste von Solling-Basissandsteins, in dem bei Nebra auch Großamphibien („Labyrinthodontier“ oder La- kleinere Gerölle vorkommen. Daran schließen die byrinthzäner) gefunden worden: Trematosaurus Zwischenschichten als oft karbonatische Wechsel- brauni (Abb. 17) und Parotosuchus nasutus, beglei- folge dünnbankiger, mürber Sandsteine mit Ton- tet von Resten des Reptils Trachelosaurus fischeri, und Schluffsteinen an. Fossile Böden, heute als dem Bärlappgewächs Pleuromeia sternbergii und Violetthorizonte erhalten, begleitet von Wurzelho- einigen Tetrapodenfährten.18 Die großen Lurche rizonten und Bleichungszonen, setzen Vegetation lebten am Ufer eines Sees (Abb. 18) umgeben von voraus. Weitere Indizien dafür sind Calcrete-Bil- einer Pionierflora mit Pleuromeia. Der Chirotheri- dungen als konkretionäre Kalkausscheidungen um ensandstein markiert eine wichtige Zäsur, denn er

58 Geologie des Triaslandes und Landschaftsentwicklung —

18 Lebensbild aus dem Buntsandstein

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19 Typuslokalität Glockens Eck an der Unstrut bei Laucha-Dorndorf: A) hangende Bereiche der Göschwitz-Subformation, B) Knollengips terrasse, C) Basis der Glockenseck-Subformation ist mit dem ersten „richtigen“ Meeresvorstoß nach Meereseinbruch umgehend in eine hypersalina- Mitteldeutschland verbunden. Die Grenze zum re Situation mit Ausbildung des Salinars der Vit- Oberen Buntsandstein oder Röt ist aber an seiner zenburg-Subformation. In zwei Zyklen kam es zur Oberfläche gezogen worden. Ausscheidung von etwa 40 Metern Steinsalz, das Aufgrund der räumlichen Wanderung der Fazies- im oberflächennahen Bereich inzwischen wieder gürtel im Gefolge der ersten Meerestransgression vollständig abgelaugt wurde und nur noch Resi- aus Südosten (Subkarpatische Pforte) ist die Gren- dualbildungen hinterließ (brekziöse Ton-/Schluff- ze zwischen Röt und Solling-Formation stärker steine als primär unlösliche Einlagerungen im heterochron, denn Nordostdeutschland stand viel Steinsalz). Sie liegen direkt auf dem Chirotherien- eher unter marinem Einfluss als der Südwesten. sandstein (z. B. Katzelburg bei Nebra), gefolgt von An Unstrut und Saale liegt die Typusregion für die knapp 20 Meter mächtigen Gipsen des zweiten Zy- Lithostratigrafie dieses Faziesbereiches. Hier um- klus’ (A2). Die Gipse zeigen häufig eine grobkris- fasst die Röt-Formation sechs Subformationen, talline, „porphyrische“ Struktur. Bei Verkarstung wobei von vier dieser Subformationen die Typus- durchziehen Karsthohlräume die massigen Gip- profile im Unstruttal zwischen Nebra-Vitzenburg se, die am Ende dann oft auch chaotisch verstürzt und Laucha19 liegen. Dort ist praktisch der gesam- sein können. te Röt oberflächlich aufgeschlossen – eine einma- Über dem Gips A2 folgen graue, untergeordnet lige Situation in Deutschland. auch rote, dolomitische Mergel mit einigen fos- In der Saale-Unstrut-Region mündete der erste silreichen Dolomit- und Dolomitmergelsteinbän-

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1 A

20 Der Große Rötaufschluss am Zementwerk Karsdorf mit roten Tonsteinen der Werksfolge Karsdorf (A) und der Basis der Gleina-Subfor- mation (B). In den roten Tonsteinen bildet der Doppelquarzit (1) mit seiner marinen Fauna einen wichtigen Leithorizont. ken. Die Myophoriendolomite (Göschwitz-Sub- nem weiteren dicken Gipspaket (A3), das um 10 formation, Abb. 19) markieren die kurzzeitige bis 12 Meter Mächtigkeit erreicht und als Glo- Einkehr mariner Fazies und enthalten zwei kräf- ckenseck-Subformation (Abb. 19) bezeichnet tige, besonders fossilreiche Dolomitbänke. Sie wird (Typuslokalität Glockens Eck bei Dorndorf). sind möglicherweise mit der Muschelbrekzie und Fleischrote Knollengipse an der Grenze zur der Tenuisbank des Jenaer Standartprofils korre- Göschwitz-Subformation bilden einen deutlichen lierbar. Das Leitfossil des oberen Skyths, die ra- Sims in den Aufschlüssen („Knollengips-Terras- dial berippte Muschel Costatoria costata, kommt se“). Darüber folgt eine Tonstein-Gips-Wechsel- häufig vor, des Weiteren die Muscheln Hoernesia folge, in der zahlreiche Fasergipsbänder mit röt- socialis und Neschizodus laevigatus sowie kleine lichen, rötlich-violetten, grauen und manchmal Schnecken der Gattung Omphaloptycha. Der sel- auch grünlichen Ton-Schluffstein-Zwischenlagen tene Ammonit Beneckeia tenuis als stratigrafisch wechsellagern. Grobkristalline Gipse oder auch frühester Ammonit in Mitteldeutschland ist bei das wasserklare Marienglas kommen ebenfalls vor. Nebra gefunden worden. Rhombische Schmelz- Fasergipse durchschwärmen als diagonal angeleg- schuppen altertümlicher Fische und Knochenreste te Kluftfüllungen den gesamten Horizont. kleiner Reptilien gehören ebenfalls zu dieser Fos- Durch Aussetzen der massiven Gipsführung und silgesellschaft. Übergang in überwiegend rotviolette Tonsteine Über der Göschwitz-Subformation beginnt der entwickelt sich aus dem Gips A3 die Untere Vio Mittlere Röt („Roter Röt“ oder „Pelitröt“) mit ei- lettfolge mit einigen dolomitischen Lagen. Sie wird

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21 Straßeneinschnitt der Straße Dorndorf-Gleina in den Myophorienschichten des Oberröts: A) obere, graue Mergel der Gleina-Subforma- tion, B) Myophorienplatten (Dornburg-Subformation), 1) Glaukonitisch-konglomeratische Grenzbank schon der etwa 50 Meter mächtigen Karsdorf-Sub- Eine rasche Zunahme von Gipsen leitet in die formation zugerechnet. Darüber folgen inten- nachfolgende Gleina-Subformation (Obere Vio- siv rote, in einigen Lagen auch grünliche Tonstei- lettfolge, 30–40 m mächtig) über. Zunächst eine ne der „Werksfolge Karsdorf“, dem gewichtigsten Wechselfolge von Gipsen und überwiegend rot- Teil der Karsdorf-Subformation. Sie wurden in ei- violetten und violetten Tonsteinen und Tonmer- nem großen Tagebau des Zementwerkes Kars- gelsteinen (früher Horizont der oberen Gipse A4 dorf gewonnen, heute Typuslokalität und bester mit vier Subzonen), setzt sie nach oben mit einer Aufschluss der Subformation (Abb. 20). Aus ein- überwiegend grauen Mergelfolge mit einigen Do- gewehtem Staub entstand in einer flachen Playa- lomitbänkchen (Vulgarisdolomit) fort. Bereits im struktur das intensiv rote Gestein. Es wirkt makro- Bereich der Gipse kommen dolomitische Lagen skopisch relativ monoton und ungeschichtet, nur mit Costatoria costata vor. Der Vulgarisdolomit unterbrochen von einigen grünen Horizonten. Die über den letzen Gipsen von A4 markiert als wich- beiden festen Sandsteinbänkchen des „Doppel- tiger biostratigrafischer Leithorizont traditionell quarzits“ etwas oberhalb der Mitte des gesamten die Grenze Unter-/Mitteltrias oder Skyth/Anis. Schichtpakets enthalten marine Fossilien: über- Dort treten erstmals typische „Muschelkalkfossi- wiegend schlecht erhaltene Steinkerne der Mu- lien“, darunter Myophoria vulgaris als Indexfossil, scheln Costatoria costata und Neoschizodus lae- in größerer Zahl auf und lösen nun die „Rötfauna“ vigatus sowie die Spurenfossilien Rhizocorallium mit Costatoria costata ab. Im Unstrutgebiet gibt es jenense und Diplocraterion. einen Überlappungsbereich beider Faunen unter

62 Geologie des Triaslandes und Landschaftsentwicklung — der Vulgarisbank, wo M. vulgaris und C. costata entone über: graue, oft sehr fein geschichtete und parallel vorkommen. fossilarme Tonmergel mit einzelnen Mergeldolo- Über dem Vulgarisdolomit folgen noch eini- mitbänken. Zerfressen wirkende Hohlräume in ge Meter graue Mergel mit rötlichen, teilweise den Mergeldolomiten sind sicher durch Auslau- auch grünlichen Knollengipsen an der Basis (gu- gung ursprünglich vorhandener Anhydritflocken ter Leithorizont im unteren Unstrutgebiet). Die oder -knollen entstanden. Fossilarmut und Ge- Mergel werden zum Hangenden hin zunehmend steinsmerkmale deuten auf einen lagunären Ur- feinschichtiger nach Art laminierter Stillwasserse- sprung der Myophorientone hin, überwiegend mit dimente. Darin kommen diverse Fossilien (Myo- übersalzenem Wasser. Trotz der ungünstigen fa- phoria vulgaris, Neoschizodus laevigatus, Lingula ziellen Bedingungen lieferten die Mergeldolomi- tenuissima, Fischschuppen und -zähne, Reptilres- te an der „Fliegerrutsche“ (Segelflugplatz Laucha- te) vor. Die Wirbeltierreste sind teilweise noch ar- Dorndorf) und unterhalb des Göttersitzes bei Bad tikuliert (kleine Pachypleurosauriden, Schädel-/ Kösen interessante Reptilreste. Mit einer gelben Kieferreste von Fischen: Colobodus, Saurichthys). Dolomitzone im Hangenden enden die Myophori- Neben den kleinen Sauropterygiern von etwa Ei- entone an der Grenze zum Unteren Muschelkalk. dechsengröße kommen nun auch erstmals Kno- chen größerwüchsiger Verwandter vor. Der Röt endet mit den Myophorienschichten (16– Muschelkalk 20 m), heute Dornburg-Subformation mit den Myophorienplatten (Abb. 21) und den Myopho- Überwiegend karbonatische Sedimente des Mu- rientonen. Die „Glaukonitisch-konglomeratische schelkalks charakterisieren die Mitteltrias des Grenzbank“ (kurz Glaukonitbank) markiert die Mitteleuropäischen Beckens. Die Muschel- Grenze zur Gleina-Subformation. Die etwa dezi- kalk-Schichtenfolge (Abb. 22) mit ihren Fossili- metermächtige, harte, fossilreiche Bank besteht aus en ist ein Spiegelbild der wechselvollen paläogeo- kleinen Kalkgeröllen in einer Mergelkalkmatrix grafischen Entwicklungen in dieser Zeit. Nach der mit grünen Glaukonitkörnern. Sie enthält reich- relativen Isolation im Buntsandstein öffneten sich lich Muscheln (Myophoria vulgaris) und Wirbel- Verbindungswege zum Tethys-Ozean und ermög- tierreste: Haizähne (Acrodus lateralis), Zähne und lichten das Vordringen des Meeres in die zentra- Schuppen von Schmelzschuppern (Colobodus, Gy- len Beckenbereiche. Das Wechselspiel zeitlich un- rolepis) sowie Reste von Sauropterygiern, darun- terschiedlicher Wirksamkeit der Verbindungen ter schon recht großwüchsige Formen. In den um zur Tethys und damit auch der Einwanderungs- 8 bis 10 Meter mächtigen Myphorienplatten wech- möglichkeit mariner Faunen bestimmte maßgeb- seln harte Kalkplatten mit weichen Mergeln, ähn- lich die Entwicklung im Germanischen Becken. lich der Fazies der Ceratitenschichten im Oberen Nachdem bereits im Röt und tieferen Teil des Un- Muschelkalk. Dichte Muschelpflaster bedecken die teren Muschelkalks vor allem die Ostkarpatische Schichtflächen der Kalkplatten. Dazwischen ist der Pforte als schmale Meeresstraße fungierte, über- stratigrafisch wichtige Ammonit Beneckeia buchi nahm im höheren Teil des Unteren Muschelkalks zu finden. Aus den Mergeln zwischen den Kalkplat- die Schlesisch-Mährische Pforte die Hauptfunkti- ten wittern nicht selten doppelklappige Steinkerne on. Für diese Zeit sind auch erste kurze Öffnun- von Myophorien heraus und können lose von der gen der Allemannisch-Burgundischen Pforte nach Oberfläche gesammelt werden. Die reiche marine Südwesten anzunehmen. An der Grenze Unterer/ Fauna schließt auch Fisch- und Reptilreste ein. Mittlerer Muschelkalk brach die östliche Tethys- Nach oben gehen die Myophorienplatten in die verbindung ab und die Verbindung zur westli- ebenfalls um 8 bis 10 Meter mächtigen Myophori- chen Tethys setzte erst einige Zeit später ein. Das

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ander trennt. Die Fossilführung zeichnet die drei Perioden des Muschelkalks ebenfalls nach. Fossili- en sind im Unteren und Oberen Muschelkalk verbreitet, während der Mittlere Muschelkalk wegen Übersalzung außerordentlich fossilarm ist. Die aktuelle lithostratigrafische Gliederung setzt den Muschelkalk in den Rang einer Gruppe mit den Untergruppen Unterer, Mittlerer und Obe- rer Muschelkalk. Die weitere Gliederung erfolgt nach dem Formationsprinzip. Die drei Unter- gruppen unterscheiden sich ganz wesentlich voneinander. Im Unteren Muschelkalk beherrscht im Becken die Wellenkalkfazies das Bild, für die es keine rezenten Analogien gibt. Wellenkalk ist ein eigentümliches Gestein. Es besteht zu hohen An- teilen aus mikritischen Karbonatvarianten und zeigt eine unruhig-wellige bis bröcklige Beschaf- fenheit als Ergebnis einer komplexen Sedimenta- tions- und Diagenesegeschichte. Fossilien haben in dieser Fazies nur geringe Chancen zu guter Er- haltung. Seismische Ereignisse und Stürme sorg- ten teilweise für erhebliche Transport- und Rese- dimentationsvorgänge und hinterließen Seismite und Tempestite. Häufig kommen auch Produk- te plastischer Deformation noch unverfestigter Karbonatsedimente vor: Ballenstrukturen, partiell mit interner Wickelstruktur, Sigmoidalklüftung (Querplattung) oder Gleitstrukturen. Mehrfach wurde die Wellenkalksedimentati- on durch Ablagerung von Partikelkalken (Peloi- de und Arenite) unterbrochen. Ursprünglich waren es lose Karbonatsande, die im Flachwasser als wandernde Barrensysteme unterwegs waren. Schrägschichtungen zeichnen das Anlagerungsge- füge der Barren nach. Auf diese Weise entstanden die drei Bankzonen (Abb. 23) des Unteren Mu- schelkalks (Jena-Formation). Sie bilden das Rück- grat der lithostratigrafischen Gliederung. 22 Normalprofil des Muschelkalks im Gebiet In der hypersalinaren Phase entstand das Mu- schelkalksalinar mit einer Abfolge von Dolomi- führte kurzzeitig zu relativer Isolation des Beckens ten, Dolomitmergelsteinen, Gipsen und Salz. Über und zum Übergang in die hypersalinare Ausbil- weite Strecken zu salzig für die meisten Organis- dung des Mittleren Muschelkalks, der den mari- men, war das Meer zu dieser Zeit ein lebensfeind- nen Unteren und Oberen Muschelkalk vonein- licher Raum. Trotzdem müssen auch hier kurzzei-

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23 Am Zscheiplitzer Berg sind die drei Bankzonen schon von Weitem zu erkennen: A) Oolithbankzone, B) Terebratelzone und C) Schaum- kalkzone (alter Steinbruch mit Kalkofen). Bei D) tritt Konglomeratbank K2 am Hang heraus, bei E) beginnt das alte Steinbruchgelände Rich- tung Schafberg. tige Änderungen eingetreten sein, denn in einigen vollständig erhalten ist. Da das Salinar aber fast Horizonten ist auch hier eine spärliche Fossilfüh- überall durch Subrosion drastisch reduziert ist, rung beobachtet worden. fehlen deshalb normalerweise schon etwa 40 bis Als sich schließlich die Allemannisch-Burgundi- 60 Profilmeter. Die Salzverbreitung ist heute auf sche Pforte nach Südwesten öffnete, beendete ein- wenige Subrosionsrelikte in der Thüringer Senke dringendes, frisches Meerwasser die karge Zeit beschränkt. Der Südosten des Gebietes nähert sich der Übersalzung und brachte einen neuen Schwall stärker der Entwicklung im Jenaer Raum an, ver- Einwanderer in das Becken. Im Flachwasser häuf- bunden mit reduzierter Gesamtmächtigkeit und ten sich zunächst die Trochiten zerfallener Seelili- Faziesänderungen. en (Encrinus liliiformis) an und bildeten den Tro- Muschelkalk ist sehr landschaftsprägend. Die chitenkalk. Mit steigender Wassertiefe wechselte Wechsel von weicheren und festeren Gesteinen die Fazies zur Kalkplatten-Mergel-Abfolge der Ce- führen zur charakteristischen Schichtstufenbil- ratitenschichten. Aus eingewanderten Ammoni- dung an den Talhängen. Schroffe Felsgürtel der ten der Ceratitengruppe entstand durch raschen Bankzonen wechseln mit sanfteren Formen. In Formenwandel ein endemischer Ceratitenstamm den engen Durchbruchstälern bei Freyburg und mit vielen Arten, die vorzügliche Leitfossilien für bei Bad Kösen treten Felsgürtel besonders ein- die Ceratitenschichten abgeben. Die marine Ge- drucksvoll hervor. schichte des Muschelkalks klang mit dem Über- gang in den Keuper zunächst aus. Das Saale-Unstrut-Triasland liegt im Bereich der Unterer Muschelkalk (mu) Normalentwicklung des Muschelkalks und gehört Drei Wellenkalkserien wechseln mit festen Bank- zu den klassischen Gebieten der Muschelkalkstra- zonen und sind die klassische Grundlage der li- tigrafie. In der Thüringer Senke erreicht der Mu- thostratigrafischen Gliederung der Jena-Formati- schelkalk eine maximale Mächtigkeit von etwas on. Sie werden heute als Subformationen geführt über 300 Metern, wenn das Muschelkalksalinar und sind: Unterer Wellenkalk (mu 1 oder wk 1),

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24–26 Phänomene der Wellenkalkfazies: 24 Schuttstrom (Seismit?) im Unteren Wellenkalk des „Straßencanyons“ von Karsdorf, 25 Quer- plattung mit dem seltenen Fall einer Scheitelung, Oolithbankzone im alten Steinbruchgelände auf der Stockmannhöhe bei Bad Bibra, 26 Ballenstruktur mit interner Verfältelung als Beispiel für Deformationen in zähplastischen Kalkschlämmen

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Oolithbankzone (mu οο), Mittlerer Wellenkalk berg/Langer Berg, Schafberg, Zscheiplitzer Hang). (mu 2 oder wk 2), Terebratelzone (mu τ), Oberer Sie besteht hier aus zwei massigen, gebankten Ho- Wellenkalk (mu 3 oder wk 3) und Schaumkalkzo- rizonten, getrennt durch ein um 5 bis 6 Meter ne (mu χ). Die auf die Schaumkalkzone folgenden mächtiges Mittel aus typischem Wellenkalk. Die „Orbicularisschichten“ werden heute als Teil der untere Bankzone (οα) wird bei Zscheiplitz um „Unteren Dolomite“ dem Mittleren Muschelkalk 2,5 bis 2,7 Meter mächtig und ist überwiegend (Karlstadt-Formation) zugerechnet. in Schaumkalkfazies mit Hartgründen ausgebil- Der untere Wellenkalk erreicht an Saale und Un- det. Im Wellenkalkmittel liegt kurz unter der obe- strut um 45 bis 50 Meter Mächtigkeit und beginnt ren Bankfolge (ooB) ein gelblicher, dolomitischer in Normalfazies mit der dolomitischen „Gelben Horizont. Er ist im Unstrutgebiet oft nicht typisch Grenzbank“. Zwischen Karsdorf und dem Se- entwickelt. Die obere Bankfolge wird um 2 Me- gelflugplatz Laucha-Dorndorf ersetzt eine massi- ter mächtig und beginnt mit einer Unterbank aus ve, porös-löcherige Bank (Lösung von Peloiden feinschichtigen, mikritischen Kalken (um 1,4 m und/oder Anhydritflocken) die Gelbe Grenzbank. mächtig, Henkels B’). Darauf folgt die Oberbank in Die bis einen Meter mächtige Bank ist bei der ers- grobporiger Schaumkalkfazies (um 0,6 m) mit zer- ten geologischen Kartierung mit der unteren Oo- bohrten Hartgründen. Fazies und Mächtigkeit der lithbank (ο α) verwechselt worden.20 Etwa 3 Meter Oolithbänke unterliegen starken Schwankungen. über der Wellenkalkbasis tritt vielerorts nochmals In der unteren Bank tritt die Schaumkalkfazies eine gelb verwitternde, dolomitische Zone von 0,3 häufig zugunsten plattiger oder wulstiger Kalke bis 0,4 Meter Mächtigkeit auf. zurück. Das erschwert eine eindeutige Grenzzie- Abgesehen von der Sonderfazies an der Wellen- hung zum Wellenkalk. Andererseits schwillt die kalkbasis bei Karsdorf-Gleina entwickelt sich der Mächtigkeit in typischer Ausbildung lokal bis Untere Wellenkalk der Region überall ähnlich: ty- über 3 Meter an (Bad Bibra). Schrägschichtung pische Wellenkalke mit Spurenfossilien (Rhizoco- und zerbohrte Hartgründe kommen in der unte- rallium), konglomeratischen Bänken, mikritischen ren Oolithbank häufig vor. Die grobporige obere Fossilbänkchen und -linsen sowie Horizonte mit Oolithbank verwittert typisch rostbraun und ent- auffälligen plastischen Deformationserscheinun- hält nicht selten Mollusken als Kalzitersatzschalen. gen (Ballenstrukturen, Querplattung oder Sig- Südwärts von Kösen verlieren die Oolithbänke ih- moidalklüftung). Massentransporthorizonte als ren typischen Habitus und nähern sich den Jenaer Folgen von Seebeben oder Stürmen (Seismite/ Verhältnissen an. Tempestite) sowie Querplattungen (Sigmoidal- Fossilien konzentrieren sich in der Oolithbank- klüftung) sind ebenfalls verbreitet (Abb. 24–26). zone überwiegend auf die beiden Bänke selbst Etwa 21 bis 22 Meter über der Wellenkalkbasis (Abb. 27). Eingestreute oder in Schill-Lagen ange- kommt ein Niveau mit den schon von Henkel21 reicherte Steinkerne von Mollusken kommen lo- beobachteten Trochitenbänkchen voller Holocri- kal häufig vor. Häufig wittern pentagonale Trochi- nus-Trochiten vor, heute als Tempestite zu inter- ten von Holocrinus (kleine Seelilie) heraus. Auch pretieren, sowie Seismiten mit Ballenstrukturen. der Ammonit Beneckeia buchi kommt nicht sel- Die Holocrinus-Tempestite sind inzwischen vieler- ten vor. Zuweilen kann man Fischreste (Schuppen orts im gleichen Niveau beobachtet worden. Über und Zähne) sowie disperse Reptilreste finden. den Holocrinus-Tempestiten folgt wieder norma- Im Mittleren Wellenkalk (26–28 m mächtig) wie- ler Wellenkalk bis zur Basis der Oolithbänke. derholt sich das Bild des unteren Wellenkalkes: Die Oolithbankzone ist im Gebiet am besten bei Verschiedene Varietäten typischen Wellenkalks Bad Bibra (Stockmannhöhe) sowie zwischen wechseln mit Fossilbänkchen, Massentrans- Laucha und Freyburg zu beobachten (Nüssen- port-Horizonten und dünnen Lagen mit Sigmoidal-

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27 Fossilien aus dem Unteren Muschelkalk und dem Oberröt: 1 a–d) Ammonit Serpianites antecedens, 2) Ammo- nit Beneckeia buchi, 3) Muschel Plagiostoma lineatum, 4–6) Tro- chiten der Seelilie Holocrinus beyrichi, 7) Schlangenstern Aspi- durella sp., 8) Seelilie Encrinus brahli, 9–10) Trochiten und 11–12) Kelchtäfelchen der Seelilie Carnallicrinus carnalli, 13) Fischkiefer (Saurichthys sp.), 14–17) Beispiele für Kalzi- tersatzschalen-Erhaltung, 14) Kahnfüßer Plagioglypta torquata, 15–17) Muscheln Leptochondria albertii, Schafhaeutlia astar- tiformis und Elegantinia elegans, 18) Oberkieferfragment des Pflasterzahnsauriers Placodus gigas, 19) Sauropterygierwirbel in der Glaukonitisch-Konglomeratischen Grenzbank an der Basis der Myophorienschichten (Oberröt)

klüftung. Daneben kommen bis zu vier Kong- lomeratbänkchen vor. Im Jenaer Raum werden sie als f-Bänke bezeichnet, in Sachsen-Anhalt inzwischen als K-Bänke 1–4.22 Zwei Horizon- te davon sind im Gebiet beständig ausgebildet und als Leithorizonte geeignet: die Konglome- ratbänke K1 und K3 (Spiriferinabank). K1 liegt im Wellenkalk 3 bis 4 Meter über der Oolith- bank οοβ und enthält abgeflachte Gerölle aus dichten, dunkelgrauen Mikritkalken in einer helleren Matrix mit zahlreichen Stachelhäuter- resten. Bei Farnstädt (bei Querfurt) wurden in einer Obrutionslagerstätte in dem Niveau zahlreiche komplett erhaltene Encrinus brahli23 gefunden und plattige Kalke über K1 lieferten ein vollständiges Exemplar des sehr seltenen Serpi- anites antecedens. Die Spiriferinabank ist durch das Auftreten der Brachipoden Punctospirella fragilis und Hirsutina hirsuta ausgezeichnet. Dazu stellen sich die gleichen Hartsubstratbe- wohner wie in K1 ein: Newaagia und Placunop- sis. Die Konglomeratbänke K2 und K4 sind oft untypisch ausgeprägt und taugen regional nicht mehr als sichere Leithorizonte. Die nun folgenden Terebratelbänke (τ1 und τ2) der Terebratelzone bestehen aus zwei etwa 1 Meter mächtigen und durch ein Wel- lenkalkmittel von etwa 1,5 bis 2 Meter Mäch- tigkeit voneinander getrennten, festen Bän- ken („Werksteine“). Ihr Name erinnert an das Leitfossil Coenothyris vulgaris (früher Terebra-

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28 Schaumkalkbruch Zscheiplitz vor etwa 50 Jahren in der Endphase des Abbaus. Die mächtige Bank an der Basis ist die untere oder Hauptschaumkalkbank. tula). Das Gestein besteht in der Regel zu einem dylus, Newaagia), Palaeonucula sowie zahlreichen hohen Prozentsatz aus zerriebenen Muschel- und Schnecken (Omphaloptycha, Wortheniella). Die- Brachiopodenschalen (Partikelkalke). Lokal tritt se Bänkchen entsprechen den „Macrodonbänken“ auch Schaumkalkfazies auf, vor allem in der obe- bei Jena, sind im Gebiet aber nicht mehr überall so ren Bank. Dann kann man lokal Mollusken in Er- typisch ausgebildet. satzschalenerhaltung finden. Der etwa 15 bis 17 Meter mächtige Obere Wellen- Die Terebratelzone ist ein fossilreicher Horizont. kalk ist wieder in typischer Wellenkalkfazies aus- Neben den Terebrateln (Coenothyris vulgaris) ist gebildet. Plattige, mikritische Kalke wechseln mit eine artenreiche Molluskengesellschaft vorhanden, knauerigen und wellig-flaserigen Varianten. We- besonders in der Schaumkalkfazies. Trochiten ver- nig horizontbeständige Fossilbänkchen und -lin- schiedener Seelilien können ebenfalls häufiger sen enthalten zahlreiche Molluskensteinkerne, vor vorkommen (Encrinus, Carnallicrinus). Gelegent- allem von Muscheln: Palaeonucula, Myophoria lich sind die großen, schwarz glänzenden Pflas- incurvata und andere Myophorien, Plagiostoma terzähne von Placodus sowie Knochen und Zähne lineatum und weitere Arten. Zuweilen trifft man von Nothosauriern zu finden. Auf dem Dach der auch auf Steinkerne von Germanonautilus dolomi- oberen Terebratelbank und im Wellenkalk etwas ticus und auf Trochiten von Seelilien (Carnallicri- darüber folgen zwei dünne, fossilreiche, dunkel- nus, Isocrinus). graue Kalkbänkchen mit Muscheln Parallelodon Der untere Muschelkalk schließt nach oben mit beyrichi (früher Macrodon), Terquemien (Prospon- der Schaumkalkzone (χ) ab (Abb. 28). Sie beginnt

69 — Arnold Müller, Gerhard Beutler und Siegfried Siegesmund im Saale-Unstrut-Triasland mit einer mächtigen unteren Bank (Hauptschaumkalkbank, χ1) und einer oberen Bank (χ2), die einen Meter kaum über- schreitet. Die untere Bank war Hauptgegenstand des Steinbruchbetriebs in der Region. Sie wird bei Freiroda nahezu 5 Meter mächtig, kann aber auch auf etwa einen Meter schrumpfen (südlich von Laucha). χ1 ist überwiegend als massiger bis klot- ziger, poröser Schaumkalk („Mehlbatzen“) ausgebildet. Ursprünglich waren das Peloidkalke, die nach Lösung der Peloide nur noch aus dem Gerüst (Matrix und Zement) bestehen. Sie entstanden in sehr flachem Wasser als wandernde Barrensysteme (Schrägschichtung) mit gelegentlichen Stillstands phasen und Hartgrundbildungen mit typischen Spurenfossilgemeinschaften. Schrägschichtung und Rinnenbildungen sind weitere Belege für die Bildung im hochenergetischen Flachwassermi- 29 Ein seltener Fund: Hartgrundoberfläche aus dem Schaumkalk lieu. Dazu passen auch die überall auftretenden von Obermöllern mit zahlreichen Jungtieren der Seelilie Carnal- Schill-Lagen und -Nester, zusammengeschwemmt licrinus carnalli durch Wellen und Strömungen. Die verbreiteten Stylolithen und die vertikalen Zickzack-Nähte von oberflächennah ansteht, ist sie häufig stark ange- Drucksuturen entstanden durch Drucklösung im wittert und durch eisenreiche Verwitterungsresi- hochprozentigen Kalk. duen rostbraun verfärbt („Rote Bank“). Im Zschei- Das Wellenkalkmittel zwischen Unter- und Ober- plitzer Profil und an anderen Stellen reicht die bank besteht aus plattigen bis flaserigen, meist Dolomitisierung bis in das Wellenkalkmittel her- fossilarmen, mikritischen Kalken. Auf Hart- ab. Dann ist die obere Schaumkalkbank dolomiti- grundflächen kann man zuweilen die weißlich an- siert, aber aufgrund der konglomeratischen Basis witternden Schalen der Muschel Placunopsis beob- noch gut zu erkennen. achten. Im Borntal bei Laucha kommen häufiger Der Schaumkalk ist die wichtigste Fossillagerstät- große und doppelklappige Exemplare der Muschel te des Unteren Muschelkalks. Das bewegte Flach- Plagiostoma lineatum vor. Eine dezimetermächti- wassermilieu während der Bildung der Schaum- ge, oft sehr feste, mikritische Bank wurde früher kalke begünstigte die Ansiedlung von Seelilien bei Bad Kösen als „Pflastersteinbank“ gewonnen (Carnallicrinus carnalli, Abb. 29). Auf den Hart- und zu Gehwegpflaster verarbeitet.24 gründen setzten sie sich mit ihren Haftscheiben Die obere Schaumkalkbank beginnt mit einer fein- fest und bildeten bisweilen große Kolonien. Nach konglomeratischen Basis, die aus mehreren Schüt- dem Tode zerfielen die Tiere in der Regel in ihre tungen (Lagen) bestehen kann und bis 30 Zen- zahlreichen Skelettelemente. Manchmal wurden timeter dick wird. Darüber folgt überwiegend sie aber auch schnell verschüttet und sind dann grobporigerer Schaumkalk, lokal reich an Mollus- komplett erhalten, oft in großen Gruppen. Mu- ken in Ersatzschalenerhaltung und Trochiten, da- scheln und Schnecken sind recht artenreich ver- runter die biostratigrafisch wichtigen, pentagona- treten, besonders häufig Myophorien der Gat- len Trochiten von Isocrinus dubius. Da die Bank an tungen Myophoria, Elegantinia und Neoschizodus vielen Stellen im Bereich der Schaumkalkplateaus (charakteristische Arten: E. elegans, M. incurva-

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30 Lebensbild Muschelkalk mit dem Pflasterzahnsaurier Placodus und Seelilien der Gattung Carnallicrinus

71 — Arnold Müller, Gerhard Beutler und Siegfried Siegesmund ta, N. cardissoides). Terquemien (Prospondylus, Mittlerer Muschelkalk (mm) Newaagia), Pectiniden (Entolium, Pleuronecti- Der Mittlere Muschelkalk beginnt normalerwei- tes), Bakevellien (Costibakevellia) und Hoerne- se mit dem Einsetzen der Fazies der Unteren Do- sien sowie die Schneckengattungen Discohelix, lomite (Karlstadt-Formation) direkt über der obe- Wortheniella und Undularia gehören zum Kern ren Schaumkalkbank. Die plattigen, teilweise auch der Fossilgemeinschaft. Ab und zu findet man Ge- bankigen bis massigen, fahl gelblichen Dolomi- häuse des Kopffüßers Germanonautilus dolomiti- te und Dolomitmergelsteine enthalten im basalen cus. Pleuronautilus , Flexoptychites und Judicari- Bereich neben dem Leitfossil Neoschizodus orbi- tes. Hartgründe enthalten Bohrgänge, darunter cularis („Orbicularisschichten) selten noch einige die Ichnofossilien Balanoglossites und Trypanites. andere, überwiegend schlecht erhaltene Mollus- Der großflächige Schaumkalkabbau lieferte frü- ken. Beschaffenheit des Gesteins und Fossilfüh- her interessante Fischreste (Acrodus, Hybodus, rung hängen stark vom Dolomitisierungsgrad ab Nephrotus) sowie Knochen und Zähne von Rep- und können schon auf kurze Entfernung erheblich tilien: Placodus (Abb. 30), Nothosaurier und selte- wechseln. Als „Brikettschichten“26 wurden dünn- ne Reste von Fischsauriern (Mixosaurus) und an- bankige, vertikal geklüftete und nahezu fossilfreie derer Gruppen. Von besonderer Bedeutung sind Varianten bezeichnet. Lokal enthalten die Dolo- Fundstellen von Mollusken in Ersatzschalenerhal- mite reichlich Wirbeltierreste (Fischreste, Saurier tung, weil sie perfektes Material für paläontologi- knochen und -zähne). Bereits 1851 beschrieb sche Untersuchungen liefern.25 H. v. Meyer eine reiche Fauna aus diesem Niveau Der Schaumkalk bildet häufig die Hochflächen von Esperstedt bei Querfurt. Ein neuer Bruch bei der Muschelkalkplatten in der Region und eine Farnstädt lieferte ebenfalls zahlreiche Wirbeltier- Geländesteilstufe an den Talhängen, da der wei- fossilien, ebenso die alten Brüche im Borntal bei chere Mittlere Muschelkalk darüber stark zu- Laucha-Krawinkel. Zähne und Schuppen des Fi- rücktritt. Als hervorragender Baustein ist er an sches Nephrotus chorzowiensis sind typisch für vielen Stellen seit Jahrhunderten gebrochen wor- diese Vertebratengemeinschaft. Die kompakte den. Zahlreiche Burgen, Kirchen und andere Bau- „Drusenbank“ mit Kalzitdrusen in unregelmäßi- ten des Gebietes bestehen ganz wesentlich aus gen Hohlräumen, die wohl durch Auslaugung von Schaumkalk. Auch als Bildhauerstein besitzt er Anhydritknollen entstanden sind, bildet einen re- hohe Qualität, wenn er wenig geklüftet ist und gional brauchbaren Leithorizont. sich in großen Blöcken gewinnen lässt. Die Stif- Die Salinarfolge (Heilbronn-Formation) ist im terfiguren und das feine Maßwerk des Naumbur- Saale-Unstrut-Triasland nirgendwo vollständig ger Doms sind ohne die speziellen technischen aufgeschlossen. Bei Großheringen-Unterneusulza Eigenschaften des Schaumkalks nicht vorstellbar. sind jedoch große Teile des Profils in einer Abfol- Allein der Bau des Mauerwerks des Domes ver- ge kleinerer Aufschlüsse zugänglich. Dort gehen schlang riesige Mengen des Gesteins. Der Hun- die Unteren Dolomite in grünlich graue, oft lami- ger nach diesem wertvollen Baustein hatte Fol- nierte Dolomitmergelsteine der Unteren Wech- gen: An Plätzen mit geringem Deckgebirge und selfolge über. Nach einer Profillücke folgen zwei leichter Gewinnbarkeit wurde er häufig schon vor Gipshorizonte mit zwischengelagerten, fein ge- Jahrhunderten total abgeräumt. Historisches, oft schichteten Dolomitmergelsteinen (Abb. 31). Sie stark verwachsenes Steinbruchgelände erinnert entsprechen dem Basal- und dem Deckanhydrit daran und gehört heute zum wesentlichen Inven- des (hier natürlich abgelaugten) Steinsalzes. Ein tar der alten Kulturlandschaft. Erst im „Betonzeit- Horizont der Dolomitmergelsteine lieferte früher alter“ kam der Steinbruchbetrieb weitgehend zum sogar Fossilien (Mollusken und Wirbeltierreste). Erliegen. Weiter oben am Hang kann man Ausschnitte aus

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stein (kieselsäurereich) und frischem Meerwasser, das in den Porenraum der oberen Partien des Ge- steins eindrang. Auch die Fossilien sind teilweise verkieselt.

Oberer Muschelkalk (mo) Das Profil des Oberen Muschelkalkes im behan- delten Raum entspricht im Wesentlichen der Aus- bildung im Thüringer Becken. Auf die basale Trochitenkalk-Formation (um 8–11 m mächtig) folgen die Ceratitenschichten, deren unterer und mittlerer Teil der Meißner-Formation zugerechnet wird, während die Oberen Ceratitenschichten in die Warburg-Formation gestellt werden. Die Ce- ratitenschichten beginnen mit einem tieferen Be- reich, auch als Gervilleienschichten bezeichnet (um 5–8 m), und setzen mit den Discitesschichten fort, die durch die Spiriferinabank in einen unteren und oberen Abschnitt unterteilt werden. Die Gervilleienschichten entsprechen etwa den Un- 31 Grenze Untere Dolomite/Unteres Sulfat im Mittleren teren Ceratitenschichten und die Discitesschich- Muschelkalk von Großheringen-Unterneusulza ten etwa den Mittleren Ceratitenschichten, wobei all diese verschiedenen Grenzen nicht völlig kon- dem Profilabschnitt Mittlerer bis Oberer Dolomit sistent sind. Die Mittleren Ceratitenschichten en- beobachten. den mit der Cycloidesbank (Coenothyris cycloides) Die Oberen Dolomite (Diemel-Formation) sind als wichtigem Biomarkerhorizont. Die ganze Serie jedoch am besten im klassischen Aufschluss an wird im Thüringer Becken maximal um 55 Meter der Krähenhütte bei Bad Sulza erschlossen. Das mächtig. Die oberen Ceratitenschichten starten Profil der Oberen Dolomite besteht dort aus ei- mit den maximal 13 Meter mächtigen Fischschup- ner Wechselfolge von bankigen bis massigen Kal- penschichten. Glaukonitbank und Zinkblende- ken mit weicheren Kalkmergel-Zwischenlagen. bank (zusammen max. 1,5 m) trennen sie von den Der dolomitische Anteil geht in den oberen Be- bis 6 Meter mächtigen Glasplatten. Am Ende fol- reichen also schon deutlich zurück, während ers- gen noch bis 12 Meter Grenzschichten zum Un- te fossilreiche Bänke mit zahlreichen Mollusken terkeuper. Die ganze Serie wird nach Ceratiten ge- eine Verbesserung der Lebensbedingungen anzei- gliedert: unten atavus- bis robustus-Zone, Mitte gen. Dazwischen stößt man immer wieder auf die compressus- bis enodis-Zone und oben sublaeviga- charakteristischen dunklen Hornsteinlinsen (Kie- tus- bis semipartitus-Zone. sel-Konkretionen) des Grenzbereiches. Ihre Ent- Im engeren Gebiet tritt Oberer Muschelkalk nur in stehung wird mit einer geochemischen Grenze den Kernbereichen der Querfurter und Naumbur- im Gestein bei der erneuten Meerestransgression ger Mulde auf, bei Eckartsberga und Bad Sulza im im Oberen Muschelkalk in Verbindung gebracht. Randbereich des Thüringer Beckens. Die geringe Danach handelt es sich um Ausfällungen an der Ausdehnung verursacht natürlich eine große Auf- Grenze von hypersalinarem Porenwasser im Ge- schlussarmut. Der Übergang vom Mittleren zum

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32 Im bekannten Aufschluss an der Krähenhütte oberhalb von Bad Sulza leiten dolomitische Kalke (3) und Kalke mit Hornsteinlagen (2) in die Basisschichten des Trochitenkalks (1) über

Oberen Muschelkalk ist am besten an der Krä- ter Knauerkalk und den Abschluss bilden bis zu henhütte oberhalb von Bad Sulza aufgeschlossen 4 Meter mächtige, fossilreiche Wulstkalke voller (Abb. 32). Nach vielen Jahrzehnten Steinbruchbe- Terebrateln (Coenothyris vulgaris) und Muscheln trieb entstand ein umfangreiches Steinbruchgelän- (Plagiostoma striatum, Prospondylus, Costibake- de, dessen noch nicht verwachsene, obere Bereiche vellia u. a., Zähne von Hybodus). Die Wulstkalke gute Einblicke in die klassische Schichtenfolge bie- sind eine Sonderfazies des Trochitenkalkes und ten. Dort folgen auf dünnschichtige, dolomitische enthalten nur wenige Trochiten von Encrinus li- Mergel an der Basis der zugänglichen Schichtfolge liiformis. Trochitenkalk in klassischer Ausbildung 8,3–8,5 Meter knauerig-stückige, unreiner Kalke, wurde kurzzeitig unter tertiären Kiesen bei Prieß- in die zwei feste Bänke von jeweils etwa 0,4 Me- nitz südlich von Naumburg beobachtet und liefer- ter Mächtigkeit eingeschaltet sind: die untere etwa te dort auch ein schönes Exemplar von Encrinus 2 Meter, die obere etwa 4 Meter über der Basis. liliiformis. In kleinen Aufschlüssen um Eckarts- Die untere Bank ist porös, enthält feinen Mollus- berga und bei Pomnitz findet man immer noch kenschill sowie Hornsteine. Sie lieferte wohl die charakteristisches Gestein mit Trochiten und an- meisten der Saurierknochen, für die der Bruch deren Fossilien. Bei Pomnitz beginnt der Trochi- früher berühmt war (Wagner’sche Sammlung im tenkalk mit einer trochitenreichen ersten Bank Naturkundemuseum Erfurt). mit dem Brachiopoden Tetractinella trigonella. Im Profil folgen 1,5–3 Meter massige, oolithi- Die Tetractinellabank ist weit über Mitteldeutsch- sche Kalke, dann nochmals bis zu etwa 1,5 Me- land hinaus überregional verbreitet und gibt einen

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wachsen. Er lieferte im 19. Jahrhundert neben Ce- ratiten und Muscheln auch Reste eines Fisches in einer Kalkgeode sowie einen Schlangenstern („Ophiura“). Heute kann man nur in den kleinen Wasserrissen, die von der Höhe zwischen Tulte- witz und Abtlöbnitz zum Saaletal führen, Gestei- ne der Ceratitenschichten mit Ceratiten bis etwa zum Niveau der spinosen Formen finden (Acan- thoceratites spinosus). Ferner sind in Einsturztrich- tern paläogener Karststrukturen auf Muschelkalk bei Karsdorf spinose Ceratiten sowie Reste der Cy- cloidesbank gefunden worden.27 Demnach stand im Eozän dort, wo heute gerade noch die Basis der Terebratelbänke erreicht wird, Oberer Muschel- kalk bis mindestens zum Niveau der Cycloides- bank an. Nachweise der Oberen Ceratitenschich- ten schließlich beschränken sich auf Randbereiche des Thüringer Beckens vor der Finnestörung bei Eckartsberga und Bad Sulza.

Keuper 33 Fossilien aus dem Oberen Muschelkalk: 1) Seelilie Encrinus liliiformis von Prießnitz südlich Naumburg, 2) Muschel Entolium Nach dem Muschelkalk erlebte das Mitteleuro- discites, 3) Germanonautilus bidorsatus, 4) Muschel Pleuronectites lae- päische Becken wieder sehr wechselhafte Zeiten vigatus, 5) und 6) Sauropterygierknochen („Nothosaurus“) aus dem basalen Trochitenkalk von der Krähenhütte bei Bad Sulza mit stärkerer Faziesdifferenzierung im Keuper (Abb. 34). Der Unterkeuper ist durch den Über- gang der marinen Muschelkalkfazies in eine über- guten Marker-Horizont ab, fehlt aber offensicht- wiegend kontinentale Fazies mit kurzzeitigen lich bei Bad Sulza. Sie konnte vor Jahren auch an marinen Intermezzi gekennzeichnet. In diesem der Brückenbaustelle an der A 38 zwischen Quer- Milieu entstand die Lettenkohle, in deren Niveau furt und Schraplau beobachtet werden. Dort sind bei Apolda prächtige Pflanzenfossilien gefunden in einer Mergelkalkfolge direkt unter der Tetrac- wurden.28, 29 Die geringwertige Lettenkohle ist nur tinella-Bank Kalkkonkretionen mit perfekt er- in Notzeiten gefördert worden. An der Hangend- haltenen Krebsen gefunden worden (Lissocar- grenze des Unterkeupers kehren im Grenzdolomit dia, Pseudopemphix, M. Henniger, pers. Mitt.). Sie nochmals marine Verhältnisse zurück. Danach er- sind vermutlich mit dem Knauerkalk direkt unter folgte der Übergang in eine Playa-Struktur mit ge- dem fossilreichen Wulstkalk des Bad Sulzaer Pro- legentlichen Meeresingressionen aus Südwesten fils korrelierbar. Einige Fossilien des Oberen Mu- (Alemannisch-Burgundische Pforte). Ton-Schluff- schelkalks sind in Abb. 33 zu finden. steine, Evaporite und gelegentlich fossilführende Die Ceratitenschichten sind heute nicht in ober- Dolomite kennzeichnen die Zeit des Mittel- oder flächlich zugänglichen Aufschlüssen erschlossen. Gipskeupers, unterbrochen von der fluviatilen Der wichtigste historische Aufschluss, der Eisen- Schilfsandstein-Phase. Im Oberkeuper (Rät) ver- bahnanschnitt bei Großheringen,20 ist längst über- stärkte sich zunächst der marine Einfluss und gip-

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Im Keuper herrschte deutlich regeres Leben als im Buntsandstein. Die Flora der Lettenkohle war üp- pig und artenreich. In den trockenen Playa-Phase war die Flora deutlich ärmer und trat nur in Fluss umgebungen und an ephemeren Seen stärker in Erscheinung. Für periodisch wasserführende Ge- wässer ist das Vorkommen von Lungenfischen typisch. Ceratodus hat ähnliche Lebensräume besie- delt wie der rezente Neoceratodus in Australien. An Wasserstellen lebte Mastodonsaurus, ein Riesen- lurch mit bis zu etwa einem Meter Schädellänge. Frühe Dinosaurier durchquerten die Landschaft und hinterließen ihre Spuren. Halticosaurus, Lili- ensternus und vor allem Plateosaurus waren schon ziemlich große Vertreter der Gruppe (Abb. 35). Frühe Schildkröten und andere Reptilgruppen sind ebenfalls zu nennen. Im engeren Saale-Unstrut-Gebiet sind Keuperge- steine ebenso wie die höchsten Bereiche des Mu- schelkalks abgetragen worden. Die Ausnahme bildet ein Erosionsrest in der Naumburger Mulde.30 Sonst endet die Triasschichtenfolge etwa mit der Cycloidesbank der Ceratitenschichten. Nur ganz im Süden, bei Eckartsberga, greift der Burgenland- kreis etwas auf das Thüringer Becken über und hat damit einen winzigen Anteil an der Keuperland- schaft des Beckens. Lithostratigrafisch wird der Keuper als Gruppe eingestuft und in die Subgrup- pen Unter-, Mittel- und Oberkeuper mit ihren Formationen unterteilt. Für die Lithostratigrafie sind die Verhältnisse im Thüringer Becken, spezi- ell der Schillingstädter Mulde, von Belang. Die Entwicklung im Unteren Keuper (Letten- keuper, Erfurt-Formation) wird zunächst vom Vorrücken kontinentaler Fazies aus nordöstli- cher Richtung nach Südwesten bestimmt. Lang- sam schoben aus Skandinavien kommende Flüs- se ihre Deltafronten in das Becken vor. Deshalb 34 Schematisches Keuperprofil der Region endet die marine Muschelkalkfazies im Norden schon in den Mittleren Ceratitenschichten, wäh- felte in den Schichten mit Rhaetavicula contorta. rend in der Thüringer Senke punktuell noch die Die Triletesschichten markieren eine letzte konti- semipartitus-Zone (Glasplatten/Grenzschichten) nentale Phase bis zur Transgression des Liasmee- marin entwickelt war. res. Die zyklische Gliederung der Erfurt-Formation

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35 Lebensbild aus dem Keuper: Eine Gruppe Saurier (etwa Plateosaurus) durchquert einen ausgetrockneten Playasee mit rissiger Oberfläche (Trockenrisse) – eine Situation, wie sie zur Zeit der Ablagerung des Steinmergelkeupers bestanden hat

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sind partiell fossilführend (Unionites letticus) oder überhaupt Schillkalke wie der Guthmannshäuser Kalk. Der Sandstein S2 leitet die Mittlere Erfurt-Forma- tion ein und geht rasch in die tonig-schluffige Fa- zies einer Überflutungsebene mit geringmächtiger Kohlebildung (Lettenkohle) über. Sie schließt mit dem fossilreichen Dietendorfer Kalk ab. Nach dem gleichen Muster folgt auch die Obere Erfurt-For- mation mit Sandstein S3 und tonig-schluffigen Sedimenten darüber. Hier bildet der fossilreiche Grenzdolomit mit marinen Fossilien den Abschluss. Neben dem Leitfossil Costatoria goldfussi enthält der Grenzdolomit (Abb. 36) zahlreiche weitere marine Fossilien, darunter die letzen 36 Grenzdolomit mit dem Leitfossil Costatoria goldfussi aus der Trias-Cephalopoden im Mitteleuropäischen Be- alten Ziegeleigrube Reisdorf bei Eckartsberga cken. Der Mittlere Keuper ist der längste Abschnitt ist an Sohlbank-Zyklen orientiert, deren Zahl je des Keupers. Zwei evaporitisch geprägte Pha- nach Autoren schwankt. Die untere Erfurt-For- sen mit kurzen marinen Ingressionen sind durch mation beginnt mit dem Sandstein S1 als markan- die Ablagerungen eines großen, von Skandina- ter Grenzbank zum Muschelkalk. Dolomite bilden vien kommenden Flusssystems voneinander ge- weitere wichtige Leitbänke bis zur Obergrenze. Sie trennt. Mächtige Gipsausscheidungen charakte-

37 Schilfsandstein am Moorberg bei Burgwenden, links unterer und rechts oberer Teil des Profils mit schräg geschichteten Sandsteinen

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38 Heldburg-Gips in den Spatenbergen bei Hemleben (Schillingstädter Mulde) risieren die evaporitischen Phasen (Unterer und Die nachfolgende, etwa 150 Meter erreichende Oberer Gipskeuper), während der Schilfsandstein Weser-Formation (Oberer Gipskeuper) beginnt (Abb. 37) die fluviatilen Sedimente dazwischen mit den überwiegend roten Ton- und Schluffstei- einschließt. Heute werden die drei Abteilungen nen der „Roten Wand“ mit einem Gipshorizont als Grabfeld-, Stuttgart- und Weser-Formation be- (Unterer Berggips) an der Basis. Das Profil setzt zeichnet. Die Arnstadt-Formation (Steinmergel- mit den Lehrbergbänken fort, dolomitische Bän- keuper) schließt den Mittelkeuper nach oben ab. ke mit sulfidischer Vererzung und Fossilien, da- Die Grabfeld-Formation, um 200 Meter mäch- runter Muscheln (Unionites sp.) und Schnecken. tig, beginnt mit dem Grundgips und setzt mit Gipsführende, bunte Tonsteine der Schwellen- dem Hauptgips fort, in dessen Niveau stellenwei- burg-Mergel (lokal mit Steinsalz) und der mäch- se auch Steinsalz vorkommt. Im Niveau der Blei tige Heldburg-Gipsmergel schließen die We- glanzbank am Top der Grundgipsschichten liefern ser-Formation nach oben ab. Der Heldburg-Gips marine Fossilien den Nachweis einer kurzen Mee- bildet in der Schillingstädter Mulde die auffäl- resingression. Die Stuttgart-Formation wird um lige Hügelkette der Spatenberge/Roten Berge 50 Meter mächtig. Die Rinnenfazies der ehemali- (Abb. 38). gen Flüsse schneidet tiefer in die Grabfeld-Forma- Eine kräftige Diskordanz mit mehr oder weniger tion und ist durch Sandsteine mit Schrägschich- umfangreicher Schichtlücke, die Altkimmerische tungen und Pflanzenfossilien gekennzeichnet, am Hauptdiskordanz, trennt Weser- und Arnstadt-For- Anfang sogar durch Schichten mit mariner bis mation voneinander. Die Arnstadt-Formation brackischer Ostrakodenfauna.31, 32 Lateral vertre- (Steinmergelkeuper) besteht aus einer Serie von ten geringmächtigere Sand-, Schluff- und Tonstei- maximal etwa 140 Meter mächtigen Tonsteinen ne einer Überflutungsebene die Rinnenfazies. Da- mit dolomitischen Lagen und wird in drei Abtei- rin kommen Pflanzenreste vor, insbesondere des lungen unterteilt: Unterer, Mittlerer und Oberer Schachtelhalmgewächses Equisetites arenaceus. Steinmergelkeuper. Die Tonsteine sind oben und

79 — Arnold Müller, Gerhard Beutler und Siegfried Siegesmund unten überwiegend rötlich gefärbt, mit grünen de vorhanden sind. Nach der faziellen Entwick- und graugrünen Lagen dazwischen. Im mittleren lung des Lias bei Gotha und der Kreide im Ohm- Bereich dominieren graue Pelite mit zahlreichen gebirgsgraben erreichten das Liasmeer und das Dolomitlagen. Kreidemeer (Cenoman/Turon) sicher noch die Gesteine des Oberkeupers (Rät) sind nur noch Region. Davon herrührende Sedimente sind aber in tektonischen Grabenzonen des Thüringer Be- später abgetragen worden. ckens erhalten geblieben, wo sie mit Lias bis Un- terdoggerablagerungen den jüngsten Teil der zu- sammenhängenden mesozoischen Schichtenfolge Känozoikum im Thüringer Becken bilden. Dort beginnt die insgesamt bis knapp 50 Meter mächtige Schichtenfol- Vor etwa 65 Millionen Jahren begann die jüngs- ge mit den Posterus-Schichten (nach der Muschel te Ära der Erdgeschichte, die Erdneuzeit oder das Unionites posterus) und setzt mit den Contor- Känozoikum (Abb. 39). Zum Wendepunkt wurde ta-Schichten (Oeynhausen-Subformation) fort, wieder ein großes Aussterbeereignis, bei dem vie- benannt nach der Muschel Rhaetavicula contor- le mesozoische Organismen untergingen. Bekann- ta. Mit den tonig-schluffigen Triletes-Schichten teste Beispiele sind Ammoniten und Dinosaurier. (Vahlbruch-Subformation) endet die Trias in der Für diesen Einschnitt in der Biosphäre sind nach engeren Umgebung des Gebiets. Auf die Trile- heutiger Kenntnis die Folgen eines Meteroritenim- tes-Schichten folgen bei Gotha marine Schichten paktes sowie die Auswirkungen eines gewaltigen des basalen Lias. Im engeren Saale-Unstrut-Ge- Vulkanismus in Indien (Basalte des Dekkan-Hoch- biet existiert eine gewaltige Schichtlücke bis zum landes) verantwortlich. Das Känozoikum glieder- Tertär, da keine Ablagerungen aus Jura und Krei- te man traditionell in Tertiär („Braunkohlenzeit“)

39 Stratigrafisches Schema des Känozoikums in der Region

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40 Eozäne Landoberfläche mit saprolitisiertem Oberen Muschelkalk südlich von Naumburg: T) Trochitenkalk, C1) untere Ceratitenschich- ten, angewittert, C2) untere Ceratitenschichten, völlig entkalkt (Residualtone), unter eozänen Flussablagerungen (E) und Quartär („Eiszeit“). In jüngerer Zeit wurden führte zur Kaolinisierung feldspathaltiger Gestei- die Tertiärabteilungen Paläogen (Alttertiär) und ne (beispielsweise Rhyolithe oder Porphyre) und Neogen (Jungtertiär) in den Rang von Systemen zur Entstehung von Kaolintonen (Porzellanerde). erhoben, wodurch der Begriff Tertiär obsolet wur- Bei diesem Prozess wurde auch die zur Bildung de. Die Neuordnung verband sich noch mit einer der „Tertiärquarzite“ („Knollensteine“) notwendi- Diskussion um die Einordnung des Quartärs: Soll- ge Kieselsäure freigesetzt. Die Tertiärquarzite sind te man es als eigenes System behalten oder in das vor allem in eozänen Sedimenten verbreitet und Neogen integrieren? Traditionelle Begrifflichkei- wichtige Klimaindikatoren. Bis zum Mitteleozän ten sind langlebig und so ist es auch mit dem Ter- reifte die Landschaft zu einer monotonen Fast tiär. Es wird im letzten Standard der Deutschen ebene mit leichter Neigung zur Leipzig-Halleschen Subkommission für Tertiärstratigrafie (Tabel- Bucht. Nur einige Härtlingsberge (vor allem Rhyo- le von 2002 mit Kommentaren von 2005) weiter lithkuppen) ragten aus dieser flachen Landschaft verwendet, unter Berücksichtigung der Rückver- heraus. Selbst die Mittelgebirge im südlichen Hin- legung der Plio-Pleistozängrenze auf 2,6 Millio- terland waren eingeebnet. Flüsse entwässerten für nen Jahre vor heute. Nach diesem Standard wird längere Zeit sogar das nördliche Böhmen über das das Tertiär informell beibehalten, in Paläogen und stark abgetragene Erzgebirge hinweg in die paläo- Neogen unterteilt und das Quartär als eigenstän- gene Nordsee. diges System geführt. Die aus südlicher Richtung kommenden Flüsse vereinigten sich im Raum zwischen Zeitz-Naum- burg und Merseburg-Halle zum Mitteldeutsches Tertiär Ästuar, Einfallstor für Ingressionen der Nord- see und Hauptbildungsraum der mitteldeut- Die lange, jungmesozoische Festlandszeit der Re- schen Braunkohlen. Dort wurden im Laufe des gion setzte sich bis in das ältere Paläogen fort. In Eozäns die paralischen Sedimentserien der Raß- dieser langen Zeitspanne erfolgte eine tiefgrün- nitz-Gruppe34 mit Braunkohlenflözen abgelagert dige Verwitterung der durch die vorangegange- und anschließend durch oligozäne Meeresablage- ne Inversionstektonik geprägten Landoberfläche rungen überdeckt. Im Miozän verlagerte sich das (Abb. 40). Unter überwiegend warm-humiden Depozentrum nach Nordosten. Bis auf einige Re- Klimaverhältnissen reichte die Verwitterung bis likte in Subrosionsstrukturen zwischen Südharz etwa 30 Meter in die Tiefe, an Störungen und und Kyffhäuser sind aus der engeren Region keine Klüften auch deutlich tiefer, und führte zu Blei- neogenen Sedimente bekannt. chungen, Karbonatlösung und Ausbildung mäch- Mit der tiefgründigen Verwitterung ab Oberkrei- tiger Weißlehmdecken. Zuweilen entstanden auch de bis Mitteleozän lebte die Subrosion im Zech- Rotlehme, besonders auf Muschelkalkunterlage stein- und in den Triassalinaren auf. Das Muschel- im Saalegebiet.33 Die tiefgründige Verwitterung kalksalinar war aufgrund seiner Exposition davon

81 — Arnold Müller, Gerhard Beutler und Siegfried Siegesmund vermutlich zuerst betroffen, gefolgt vom Rötsali- nar. Bei oberflächennaher Lage wurde auch das Zechsteinsalinar von der Subrosion erfasst. Beson- ders komplexe Verhältnisse ergaben sich im Zu- sammenspiel von Tektonik, Halokinese und Sub- rosion. Das Geiseltalbecken am Nordostrand der Querfurter Muschelkalkplatte verdankt seine Ent- stehung einem solchen Zusammenspiel (Abb. 41). In mehreren Millionen Jahren entstand ein tiefes Becken mit maximal 120 Meter Braunkohle. Rest- pfeiler der Gipse/Anhydrite des Rötsalinars wurden noch während der Moorbildung im Mittel eozän gelöst und verursachten die Einsturztrichter 41 Das Geiseltalbecken verdankt seine Entstehung einer komple- in der Geiseltalkohle. Die berühmte eozäne Fossil- xen Interaktion von Tektonik, Halokinese und Subrosion im Zech- lagerstätte verdankt das Geiseltal seiner exklusiven steinsalinar. Große Teile des Beckens liegen auf Röt, dessen letzte Lage am Rand der Querfurter Muschelplatte. Von lösliche Gesteine ebenfalls im Eozän abgelaugt wurden. dort führten Bäche kalkreiche Karstwässer in das Becken und neutralisierten die Huminsäuren des offenen Kluft- und Spaltensystemen, führte in den Moores, sodass Knochen, Zähne oder Kalkschalen Muschelkalkplatten zur Öffnung von Karstspalten der Bewohner des Moores auf hervorragende Wei- und Dolinen und deren Füllung durch nachstür- se konserviert werden konnten. zende Trias- und Tertiärgesteine. Parallel zur Subrosion setzten sich natürlich auch Ein solches Karstsystem wurde vom Kalktage- die Salzbewegungen fort. Der Aufstieg von Salz bau des Lafarge-Zementwerks Karsdorf ange- zu Salzsätteln ließ an ihren Flanken durch Salz- schnitten (Abb. 43 und 44) und lieferte interes- abwanderung tiefe Muldenstrukturen entstehen. sante eozäne Fossilien35 sowie Material aus dem Im Braunkohlenbecken von Röblingen-Ams- Oberen Muschelkalk. Demnach reichte dort im dorf ist eine solche Struktur heute im großen Zeitraum vom Oberpaläozän bis Untereozän der ROMONTA-Tagebau Amsdorf aufgeschlossen Muschelkalk noch mindestens bis zur Cycloides- (Abb. 42). Die tiefe Absenkung unter das quar- bank in den Ceratitenschichten. Heute endet das täre Erosionsniveau in einer Randsenke des Profil an gleicher Stelle im Mittleren Wellenkalk, Teutschenthaler Salzsattels bewahrte die dorti- was einem Profilverlust von ca. 150 Meter Mu- ge paläogene Schichtenfolge vor der Erosion. In schelkalk seit dem Mitteleozän entspricht. Über subrosionsbedingten Einbrüchen im Gipshut des den Einbrüchen entwickelten sich kleine Doli- Salzsattels breitete sich der Salzige See bei Röblin- nentümpel mit reicher Ufervegetation. Palmen, gen aus. Die Subrosion, insbesondere entlang von Teegewächse und andere Baumarten standen am

3 4 2 1

42 Panorama des Tagebaus Amsdorf mit 1) eozänem Hauptflözbereich, 2) Oberflözen, 3) marinen Schichten aus dem Unteroligozän und 4) kohligen Ablagerungen eines alten Absetzbeckens

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de Tiefenerosion der Flüsse zu. Sie pendelten eher in breiten, flachen Auen und hinterließen weitflä- chige Sedimentfächer. Die Sande und Kiese sind auf den Triashochflächen südlich von Naumburg noch weit verbreitet. Nach Westen verliert sich ihre Spur durch jüngere Erosion. Ihre ursprüng- liche Verbreitung reichte nach Kieseinträgen in Karststrukturen aber viel weiter nach Westen. Ab höherem Mitteleozän reichten kurze Meeres- vorstöße schon bis in die ästuarine Landschaft nördlich der Querfurter Platte. Im Unteroligozän flutete die Nordsee dann die gesamte Region. Für einige Millionen Jahre versank Mitteldeutschland im Wasser und die Nordsee dehnte sich zeitweise bis an den Nordrand der Mittelgebirgsschwel- le aus. Marine oder marin beeinflusste Sedimen- te dieser Periode reichen bis unmittelbar an den Rand des Saale-Unstrut-Triaslandes: nördlich von Querfurt-Schraplau im Braunkohlenbecken von Röblingen-Amsdorf und östlich von Naumburg bis Teuchern-Zeitz. Im Tagebau Amsdorf beginnt die Schichtenfolge mit geringmächtigen, mittel eozänen Basissedimenten sowie dem obereozänen Unter- und Hauptflöz. Es folgen eine obereozäne Schichtenfolge mit zwei geringmächtigen Oberflö- 43 Fossilführende tertiäre Karstschlotte im Unteren Muschelkalk zen und kurz darüber die Grenze zum Unteroligo- des Lafarge-Tagebaus bei Karsdorf zän. Der unteroligozäne Schichtenstapel beginnt mit einem ersten marinen Transgressionshori- Ufer, an denen Weingewächse (Vitis) lianenar- zont mit Haizähnen, setzt mit marin-ästuarinen tig emporklommen. Vor rund 50 Millionen Jah- Sedimenten mit einem geringmächtigen Kohle- ren wuchs bei Karsdorf der vielleicht älteste Wein horizont fort und wird von einem zweiten Trans- der Region! Tümpel und deren Uferbereiche wa- gressionshorizont mit zahlreichen Haizähnen ero- ren Heimat kleiner Muscheln und Schnecken. siv gekappt. Darauf folgende Meeressande leiten Reste von Froschlurchen, molchartigen Lurchen, in eine bis zu 40 Meter mächtige, marine Fein- Schildkröten und kleiner (juveniler) Krokodile sand-Schluff-Bankfolge („Rupelschluff“) über. Sie wurden geborgen (Abb. 45). Die wenigen Säuge- ist im Hangenden erosiv abgeschnitten und els- tierreste sind außerordentlich interessant, darun- tereiszeitliche Sedimente liegen diskordant dar- ter Nagetiere (vielleicht die ältesten Mitteleuro- auf. Die marinen Sedimente waren also ursprüng- pas) und Primaten. lich noch deutlich mächtiger. Zahlreiche Fossilien Im Gefolge allgemein hoher und steigender Mee (Tagebau Amsdorf, Abb. 46), darunter besonders resspiegelstände im Paläogen geriet die mitteldeut- artenreich Muscheln, Schnecken und Fischreste, sche Region zunehmend in den südlichen Küs- belegen die Existenz eines tieferen Meeres an die- tenbereich der Nordsee. Das damit verbundene sem Ort. Daraus kann man eine weit nach Süden geringe hydrologische Gefälle ließ keine bedeuten- verlagerte Küste ableiten. Das gesamte Saale-Un-

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44 Fossilführender eozäner Ton und Muschelkalkbrocken mit Ceratit aus der Schlottenfüllung strut-Gebiet wurde für längere Zeit Meeresgrund Mit den oligozänen Meeressanden enden die der oligozänen Nordsee. Nachweise tertiärer Sedimente in der engeren Re- Eine Spur mariner Fossilien lässt sich nach alten gion. Im Miozän sind sicher weitere Sedimente Notizen in den Erläuterungen der Erstausgabe der abgelagert worden, wofür entsprechende Schich- geologischen Karten vom Querfurter Raum bis in tenfolgen in der weiteren Umgebung sprechen das Thüringer Becken unmittelbar südlich der Fin- (Subrosionssenken im Kyffhäuservorland)36. Sie ne bei Buttstädt verfolgen. Da zu den Funden terti- sind jedoch jüngerer Erosion zum Opfer gefal- ärer Mollusken aber nie verlässliche Profilaufnah- len. Das jüngste Kapitel Erdgeschichte der Region men publiziert wurden, bleibt unsicher, ob es sich schließlich wurde von den quartären Kaltzeiten um umgelagertes Material handelt (Eistransport mit Eisvorstößen, Dauerfrostböden und kurzen im Quartär) oder ob tatsächlich punktuell Eros- Warmzeiten dazwischen geschrieben. Es begann ionsrelikte mariner oligozäner Sedimente so weit vor 2,6 Millionen Jahren. südlich anstehen. Die Erhaltung der Mollusken schließt lange Transporte in fließendem Wasser aus. Solche Beobachtungen sind wichtige Indizien Quartär einer ursprünglich viel weiteren Verbreitung terti- ärer Sedimente in unserem Raum. Erst der raum- Nach dem mittelmiozänen Klimaoptimum erfolg- greifende Vorstoß des Elstereises hat vermutlich te ein allgemeiner globaler Temperaturrückgang die Reste davon auf den Triashochflächen entfernt und mündete schließlich in die quartäre „Eis- und mitgenommen. Kohlereste, Tonbrocken und zeit“, begleitet von schroffen Wechseln von Warm- marine Grünsande in der beim Bau der ICE-Stre- und Kaltzeiten. Durch die aktuelle Festlegung der cke bei Bad Bibra-Saubach angeschnittenen Elster- Plio-Pleistozängrenze auf 2,6 Millionen Jahre vor grundmoräne (Abb. 47) sind Beleg dafür. heute müssen früher als oberpliozän angesehene

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45 Lebensbild eines eozänen Dolinentümpels mit üppiger Ufer- und Wasserpflanzenvegetation und jungen Krokodilen

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47 Kohliger Schluff aus dem Tertiär in der Elstergrundmoräne bei Saubach

das Gebiet (Eisrandlage). Nach einer relativ kurzen Warmzeit (Holstein-Warmzeit) folgten die Eisvor- stöße der Saalekaltzeit. Die Periode von Elster- bis Saale-Kaltzeit ist das Mittelpleistozän. Die nachfolgende Eem-Warmzeit und die Weichselkaltzeit werden als Oberpleistozän zusammengefasst. Im Wechsel der Warm- und Kaltzeiten fand der letzte Akt der Landschaftsgestaltung statt, im We- 46 Marine Fossilien aus unteroligozänen Schichten des Tagebaus sentlichen von den Flüssen und vom Eis gesteuert. Amsdorf: 1) Astarte kickxii, 2) Thyasira sp., 3) Typhis schlotheimi, Die mehrfach vorrückenden Gletscher erbrachten 4) Lamellinucula duchasteli, 5) Nucinella sp., 6) Galeodea depressa, teilweise erhebliche Erosionsleistungen und ent- 7) Aporrhais speciosus, 8) Tornatellaea sp., 9) Scalaspira multisulcata, 10) Gehörstein (Otolith) von Palaeogadus compactus (fossiler See- fernten gerade auf den Triashochflächen oft Res- hecht) te tertiärer Lockersedimente und der alten Ver- witterungsdecken. Sie blockierten auch die Flüsse Sedimente heute dem ältesten Pleistozän zugeschla- und zwangen sie mehrfach zu Laufverlegungen. gen werden. Das Quartär gliedert sich in Pleistozän So existieren heute neben den aktuellen Flusstä- („Eiszeit“) und das nur 11.600 Jahre umfassende lern auch mehrere alte, von den Flüssen verlasse- Holozän („Nacheiszeit“). Das Pleistozän wieder- ne Täler, die deutlich höher liegen als die gegen- um wird in ein Unter-, Mittel- und Oberpleistozän wärtigen. unterteilt. Nach aktueller Stratigrafie beginnt das Bereits in den unterpleistozänen Kaltzeiten konn- Unterpleistozän mit der Prätegelen-Kaltzeit und te es schon sehr kalt werden. Periglaziale Bedin- endet im Cromer-Komplex. Bis dahin war Mittel- gungen mit Dauerfrostböden und Tundra-artiger europa noch eisfrei. In der nachfolgenden Elster- Vegetation stellten sich ein. Permafrosterscheinun- eiszeit stießen die skandinavischen Eismassen erst- gen mit sommerlichen Auftaubereichen erzeugten mals nach Mitteldeutschland und erreichten hier kryogene Strukturen (Frostrisse und Brodelböden, auch ihre Maximalausdehnung (Abb. 48). In der Abb. 49). Ab dieser Zeit begann eine beschleunig- ersten Elstervereisung war das Saale-Unstrut unter te Tiefenerosion der Flüsse mit der Anlage tiefe- einem 400 bis 500 Meter mächtigen Eispanzer be- rer Täler und Aufschotterung der ältesten (früh- graben. Die Front des Saaleeises lief mitten durch pleistozänen) Terrassen. Nur wenig ist von diesen

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48 Maximale Eisausdehnung in der Elster-, Saale- und Weichselkaltzeit altpleistozänen Sedimenten übrig geblieben. Am Mit der noch feuersteinfreien Frühelster-Terrasse bekanntesten ist die Zeuchfelder Terrasse des al- der Flüsse beginnt das Mittelpleistozän mit seinen ten Unstruttals bei Zeuchfeld mit fossilführen- Eisvorstößen nach Mitteldeutschland. Bereits die den, warmzeitlichen Sedimenten (Fagotia-Folge erste Elstervereisung (Zwickauer Phase) reichte am von Zeuchfeld-Borntal37 mit reicher Schnecken- weitesten nach Süden (Abb. 48) und ist durch die fauna, darunter Fagotia acicularis). Warmzeitliche Feuersteinlinie markiert. In der zweiten Vereisung Sedimente des Cromer-Komplexes sind im Gebiet (Markranstädter Phase) griff das Eis nicht mehr so nicht sicher nachgewiesen worden, aber in der en- weit nach Süden aus. Mit dem Abschmelzen des geren Umgebung bei Artern-Voigtstedt. Die soge- letzten Elstereises am Ende des Elsterglazials ent- nannte Voigtstedter Lehmzone lieferte eine reiche standen spätelsterglaziale Terrassen. Die Wange- Fauna mit Südelefanten, Etruskischem Nashorn, ner Terrasse der Unstrut mit den ältesten mensch- Pferden, Hirschen, Bison und anderen Arten. In lichen Spuren (Feuersteinartefakte) der Region kaltzeitlichen Schottern der Helme ist das bekann- ist wohl in diese Zeit einzuordnen.39 Aus der da- te Mammutskelett des Spengler-Museums in San- rauf folgenden Holstein-Warmzeit sind vor allem gerhausen gefunden worden.38 fluviatile Sedimente mit der Flussmuschel Corbi-

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cula fluminalis überliefert. Sie gehen im Hangen- den in frühsaalekaltzeitliche Sedimente über und bilden zusammen den Hauptterrassenkomplex an Saale und Unstrut.40 Bei Bad Kösen-Lengefeld lieferten warmzeitliche Sedimente eine reiche Fau- na mit Elefanten, Nashörnern und anderen Arten, während die kaltzeitlichen Ablagerungen darüber durch das Wollnashorn charakterisiert sind. Der Übergang in die Saalekaltzeit ist eine komplexe, noch ungenügend geklärte Geschichte mit starken Klimaoszilllationen. Im Drenthe-Stadium mit seinen Schwankungen erreichte das Eis maximal den nördlichen bis nordöstlichen Teil der Region mit einer Eisrandlage vom Querfurter Raum über Zeuchfeld und einem Lobus im Saaletal bis in den Kösener Raum. In dieser Zeit wurde das Zeuch- felder Unstruttal abgeriegelt und die Unstrut ver- legte ihren Lauf in das heutige Tal. Übrig blieben die mächtigen Aufschüttungen des Zeuchfelder Sanders vor dem Eisrand (Abb. 50). Ein weiterer 49 Kryoturbationen („Verbrodelungen“) in bunten Keupertonstei- Sander bildete sich vor dem Eisrand bei Steigra, nen am südlichen Portal des Finnetunnels dessen Sedimentkegel das Unstruttal bei Karsdorf

50 Sandgrube Freyburg mit Blick in den Zeuchfelder Sander: A) frühsaaleglaziale Sande und Kiese der Unstrut, B) Lösse aus der späten Saalekaltzeit und der Weichselkaltzeit mit Bodenbildungen aus wärmeren Klimaphasen

88 Geologie des Triaslandes und Landschaftsentwicklung — erreichte und dort warmzeitliche Unstrutkiese mit Das Weichsel-Spätglazial mit seinen Klimaoszilla- Corbicula fluminalis überdeckt. Nach Abschmel- tionen (älteste Dryas-Zeit bis jüngere Dryas-Zeit) zen des letzten Saaleeises nahmen die Flüsse ihre ist vor allem durch Seesedimente des Geiseltals re- heutigen Täler ein und modellierten sie weiter bis präsentiert. Die darin nachgewiesene Tufflage des zum gegenwärtigen Zustand (Abb. 51–52). Laacher-See-Vulkanausbruchs in der Eifel ist ein In der Weichsel-Kaltzeit verblieb die Region im genau datierter Eventhorizont, liegt 12.903 Jahre eisfreien Periglazialraum. Während die Flüsse die zurück und damit im Alleröd.41 Niederterrassen aufschotterten, erfolgte die Ein- Das Holozän begann vor 11.600 Jahren mit einer wehung von Löss. Nahezu der gesamten Raum er- Klimaverbesserung und nachfolgender Besiedlung hielt eine Lössdecke, die außerhalb von Erosions- Mitteldeutschlands durch Waldgesellschaften. Pri- gebieten bis heute erhalten und bestimmend für märe Steppengebiete im mitteldeutschen Tro- nachfolgende Bodenbildungen ist. An Talhängen ckengebiet werden heute nicht mehr angenom- kam es unter den periglaziären Bedingungen zur men.42 Erste Rodungen mit Beginn des Ackerbaus Ausbildung von Frostschuttdecken, Fließerden im Neolithikum (Bandkeramikerkultur im hö- und Schwemmlössbildungen. heren Atlantikum) setzten eine zunehmende an-

51 Ein Blick vom Rödel in das Unstruttal bei Balgstädt zeigt die Dramatik der jüngeren Erdgeschichte. Die tertiäre, völlig ebene Muschel- kalk-Rumpffläche (Muschelkalkplatte) ist von der Unstrut in geologisch kurzer Zeit zerschnitten worden. Dabei floss ihr im älteren Pleisto- zän noch die Ilm zu, deren altes Tal heute vom Hasselbach benutzt wird. Zscheiplitz steht auf einem Umlaufberg. Dahinter verläuft noch ein älteres Unstruttal, das sich bei Freyburg in das Zeuchfelder Unstruttal fortsetzt.

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52 Der Abfall der Querfurter Platte zum Unstruttal bildet eine markante Hangkante. Die heutige Unstrut (1) bildet um Laucha einen wei- ten Talkessel im leicht ausräumbaren Röt. Flussabwärts verengt sich das Tal zu einem Durchbruchstal im Muschelkalk. Bei Weischütz zweigt das alte, höher gelegene Unstruttal (2) ab und setzt sich hinter Freyburg in das Zeuchfelder Tal fort. Das alte Ilmtal (heute Hassel- bachtal, 3) kommt aus südlicher Richtung. thropogene Einflussnahme in die Landschaft in Inversionstektonik besorgte vor allem in der hö- Gang. Durch Ackerbau geöffnete Flächen leisteten heren Oberkreide die aktuelle Schollengliederung der Erosion Vorschub und führten zunehmend mit den begrenzenden tektonischen Linien. Im zu Auelehmbildungen. Weitere große Rodungen Känozoikum schließlich erfolgte die finale Land- im frühen Mittelalter, besonders auf den frucht- schaftsformung, zunächst die Einebnung zu einer baren Lössflächen, mündeten allmählich in eine flachen Triasplatte und dann die endgültige Ober- vom Ackerbau geprägte Kultursteppe. In den kli- flächenformung durch die Talbildung der Flüsse. matisch begünstigten Tallagen führten Wein- und Die Triasplatte wurde in einzelne Blöcke zerlegt, Obstanbau zu einer besonderen Variante mittelal- deren Hochflächen noch heute eine Vorstellung terlicher Kulturlandschaft. von der paläogenen Landoberfläche vermitteln. Die heutige Landschaft des Saale-Unstrut-Trias- Eis und Frost im Pleistozän wirkten an der Land- lands ist Ergebnis einer langen, komplexen Ge- schaftsgestaltung mit und am Ende ermöglichte schichte. Die variszische Gebirgsbildung schuf die Aufwehung von Löss die Bildung besonders den geologischen Unterbau, auf dem sich das fruchtbarer und ertragreicher Böden. Triasgestei- Mitteleuropäische Becken ausbreitete – Voraus- ne an den Talhängen sind durch Erosion oft frei setzung für die Ablagerung der landschaftsprä- von jüngeren Sedimentauflagen geblieben. Selbst genden Gesteine aus Zechstein und Trias. Die Lössaufwehungen blieben nur temporäre Er-

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3 Wagenbreth, O.; Steiner, W.: Geologische Streifzüge. Land- schaft und Erdgeschichte zwischen Kap Arkona und Fichtelberg, Leipzig 1989 (3. durchgesehene Aufl.), 204 S. 4 Dolezalek, B.: Die Finne-Störung bei Bad Sulza, Eckartsberga und Rastenberg, in: Abh. dt. Akad. 5, 1955, S. 139–173. 5 Ebd. 6 Seidel, G.: Zur geologischen Entwicklungsgeschichte des Thü- ringer Beckens, in: Geologie, Beih. 50, 1965, S. 1–115. 7 Alberti, F. von: Beitrag zu einer Monographie des Bunten Sandsteins, Muschelkalks und Keupers, und die Verbindung dieser Gebilde zu einer Formation, Stuttgart 1834. 8 Müller, A.: Geo-Naturpark Saale-Unstrut-Triasland – Geolo- gie und Exkursionsführer. Teil 1 Geologie, Schriften des Museums für Mineralogie und Geologie Dresden (im Druck, hier ausführli- che Literatur). 9 Müller, A.: Geo-Naturpark Saale-Unstrut-Triasland – Geolo- gie und Exkursionsführer. Teil 2 Exkursionsführer, Schriften des Museums für Mineralogie und Geologie Dresden (im Druck). 10 Radzinski, K.-H.: Buntsandstein, in: Bachmann, G. H.; Ehling, B.-C.; Eichner, R.; Schwab, M. (Hg.): Geologie von Sachsen-An- halt, Stuttgart 2008, S. 180–200. 11 Bachmann, G. H.; Kozur, H. W.: The Germanic Triassic: Cor- relation with the international chronostratigraphic scale, numeri- cal ages, Milankovitch cyclicity, Hallesches Jb. Geowiss., B 26, 2004, S. 17–62. 12 Kozur, H.; Seidel, G.: Die Biostratigraphie des Unteren und Mittleren Buntsandsteins des Germanischen Beckens unter besonderer Berücksichtigung der Conchostraken, Z. geol. Wiss. 11, 1983, S. 429–464. 13 Wie Anm. 10. 14 Voigt, T.; Bachmann, G. H.; Gaupp, R.: Buntsandstein und Muschelkalk im Thüringer Becken, Schriftenr. dt. geol. Ges. 13, 53 Erosionsprofil eines typischen Muschelkalktals 2001, S. 137–169. 15 Radzinski, K.-H.: Zur Gliederung der Trias im südlichen Sachsen-Anhalt, in: Z. geol. Wiss. 23, 1995, S. 43–62. scheinungen. Die während der Talbildung her- 16 Wie Anm. 10. auspräparierten Schichtstufen haben kaum etwas 17 Wie Anm. 10. von ihrer morphologischen Wirksamkeit verlo- 18 Hauschke, N.: Obere Solling-Formation von Bernburg an der ren und prägen auch die aktuelle Talmorphologie Saale (Mittlere Trias), in: Bachmann, G. H.; Ehling, B.-C.; Eich- (Abb. 53). ner, R.; Schwab, M. (Hg.): Geologie von Sachsen-Anhalt, Stuttgart 2008, S. 330–331. 19 Exner, M.: Zyklische Stratigraphie und Fazies des Oberen Anmerkungen Buntsandsteins (Röt-Formation) im Unstrut-Tal, Sachsen-Anhalt. Unveröff. Diplomarbeit, Martin-Luther-Universität Halle-Witten- 1 Bachmann, G. H.; Schwab, M.: Regionalgeologische Entwick- berg, 1999, 86 S. lung, in: Bachmann, G. H.; Ehling, B.-C; Eichner, R.; Schwab, 20 Henkel, L.: Beitrag zur Kenntnis des Muschelkalkes der M. (Hg.): Geologie von Sachsen-Anhalt, Stuttgart 2008, S. 25–34. Naumburger Gegend, in: Jb. k. preuß. geol. Landesanst. Berg 2 Franke, Dieter: Regionale Geologie von Ostdeutschland – Ein akad. 22, 1901, S. 408–438. Wörterbuch. www.regionalgeologie-ost.de, 2013. 21 Ebd.

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22 Radzinski, K.-H.: Muschelkalk, in: Bachmann, G. H.; Ehling, zwischen Kyffhäuser und Nebraer Pforte, in: Geowiss. Mitt. Thü- B.-C.; Eichner, R.; Schwab, M. (Hg.): Geologie von Sachsen-An- ringen, Beih. 7, 1998, S. 1–61. halt, Stuttgart 2008, S. 201–212. 39 Meng, S.; Wansa, S: Lithologie, Stratigraphie und Paläoöko- 23 Müller, A.; Henniger, M.: Eine Obrutionslagerstätte auf logie des Mittelpleistozäns von Uichteritz im Markröhlitzer Tal einem fossilen Meeresboden in der Konglomeratbank f2 (Unte- (Lkr. Weißenfels, Sachsen-Anhalt), in: Eiszeitalter und Gegen- rer Muschelkalk, Mittlerer Wellenkalk) von Farnstädt am Nordwe- wart 55, 2005, S. 174–214. strand der Querfurter Platte, in: Hall. Jahrb. Geowiss. B 27, 2005, 40 Wie Anm. 37. S.13–19. 41 Brauer, A. et al.: High resolution sediment and vegetation res- 24 Henkel, L.: Beitrag zur Kenntnis des Muschelkalkes der ponses to Younger Dryas climate changes in varved lake sediments Naumburger Gegend, in: Jb. k. preuß. geol. Landesanst. Bergakad. from Meerfelder Maar, Germany, in: Quarternary Sci. Rev. 18, 22, 1901, S. 408–438. 1999, S. 321–329. 25 Müller, A.: Invertebraten aus dem Unteren Muschelkalk 42 Litt, T.; Wansa, S.: Quartär, in: Bachmann, G. H.; Ehling, (Trias, Anis) von Halle/Saale und Laucha/Unstrut (DDR), in: Geo- B.-C., Eichner, R.; Schwab, M. (Hg.): Geologie von Sachsen-An- logica et Palaeontologica 19, 1985, S. 97–117. halt, Stuttgart 2008, S. 293–325. 26 Henkel, L.: Beitrag zur Kenntnis des Muschelkalkes der Naumburger Gegend, in: Jb. k. preuß. geol. Landesanst. Bergakad. 22, 1901, S. 408–438. 27 Henniger, M.; Leder, R. M.; Müller, A.: Paläogene Fossilien Bildnachweis aus einer Karstschlotte im Unteren Muschelkalk von Karsdorf an A. Müller [Autor]: 1, 5, 7, 10–11, 14–17, 19–21, 23–27, 29, 31–33, der Unstrut (Sachsen-Anhalt, Burgenlandkreis), in: Z. dt. Ges. 36–38, 40, 42–44, 46–47, 49–51 Geowiss. 16 (2/3), 2011, S. 317–332. A. Müller; S. Siegesmund [Autoren] (Vorlagen für Lebensbilder); 28 Compter, G.: Zur fossilen Flora der Lettenkohle Ostthürin- C. Hundertmark (Göttingen, Ausführung): 18, 30, 35, 45 gens, Halle (Saale) 1883. H. Rast: 28 29 Mägdefrau, K.: Paläobiologie der Pflanzen, Jena 1968, 549 S. S. Siegesmund, A. Müller [Autoren]: 2, 3, 4, 8, 9, 12, 13, 18, 22, 30, 30 Radzinski, K.-H.: Zur Gliederung der Trias im südlichen 34, 35, 39, 41, 45, 53 Sachsen-Anhalt, in: Z. geol. Wiss. 23, 1995, S. 43–62. OpenStreetMap (Kartengrundlage): 52 31 Wienholz, E.; Kozur, H.: Drei interessante Ostracodenar- ten aus dem Keuper im Norden der DDR, in: Geologie19, 5, 1970, S. 588–593. 32 Kozur, H.: Probleme der Triasgliederung und Parallelisierung der germanischen und tethyalen Trias. Teil II: Anschluß der germanischen Trias an die internationale Triasgliederung, in: Freiber- ger Forschungsh., C 304, 1975, S. 51–77. 33 Freyberg, B. von: Die tertiären Landoberflächen in Thüringen, in: Fortschr. Geol. Paläont. 2, 1923, S. 1–77. 34 Blumenstengel, H.; Krutzsch, W.; Volland, L.: Revidierte Stra- tigraphie tertiärer Ablagerungen im südlichen Sachsen-Anhalt, Teil 1: Raum Halle-Merseburg, in: Hall. Jb. f. Geowiss., Reihe B, Beih. 1, 1996, S. 1–101. 35 Wie Anm. 27. 36 Blumenstengel, H.; Kriebel, U.: Das Tertiär der Bohrung Aule- ben 1/89 und Kelbra 6/92 in der Goldenen Aue (Sachsen-Anhalt/ Thüringen), in: Geowiss. Mitt. Thüringen 11, Jena 2004, S. 25–38. 37 Mania, D.: Paläoökologie, Faunenentwicklung und Stratigra- phie des Eiszeitalters im mittleren Elbe-Saalegebiet auf Grund von Molluskengesellschaften, in: Geologie, Beih. 78/79, 1973, 175 S. 38 Steinmüller, A.: Sedimentologie, stratigraphische Gliede- rung sowie Lagerungsformen der präglazialen Ablagerungen und zur Flussgeschichte von Helme und Unstrut im Auslaugungsgebiet