Entstehung des Taunus

Von Alexander Stahr, Taunusstein

Die Geschichte des Taunus beginnt vor rund 410 Millionen Jahren am Anfang des Devons. Damals gab es zwei gewaltige Kontinente auf der Erde: Laurussia und im Süden davon Gondwana. Laurussia umfasste Teile von Nordamerika, Grönland, Skandinavien und Russland. Aufgrund seiner rötlichen Sedimentgesteine, die wir heute z. B. noch auf den Britischen Inseln antreffen, nennt man den Kontinent Laurussia auch Old-Red-Kontinent. Gondwana (nach dem Königreich der Gonden in Zentralindien benannt) bestand aus Teilen von Südamerika, Afrika, Indien, Australien sowie der Antarktis und lag damals rund um den Südpol. Auf dem Nordkontinent Laurussia, der sich im Bereich des Äquators befand, gab es zu Beginn des Devons bereits eine große Gebirgskette, das Kaledonische Gebirge (von Caledonia = keltisch-römischer Name für Nordschottland). Die Überreste dieses Gebirges, dessen Entwicklung vor rund 590 Millionen Jahren begann, bilden heute uralte Gebirgsgruppen in Schottland, Wales oder Skandinavien.

Noch im Ordovizium (485-444 Mill. Jahre vor heute) hatte sich ein Stück vom Nordrand von Gondwana getrennt und war nach Norden gewandert, um schließlich am Südrand von Laurussia zu landen. Man bezeichnet diesen, an Laurussia angegliederten Teil von Gonwana heute als Avalonia. Südöstlich davon schloss sich ein weiteres kleines Stück vom nördlichen Gondwana an, Armorica genannt. Es begann ebenfalls schon lange vor dem Devon eine weite Wanderung nach Norden, um an Avalonia „anzudocken“. Doch noch im frühen Devon rückte der Großteil von Armorica wieder etwas von Avalonia ab. Dazwischen entstand langsam ein langgestrecktes Meeresbecken, das bis ca. 390 Millionen Jahre vor heute als Rhenohercynischer Ozean (von den lateinischen Bezeichnungen für Rhein und Harz) große Bereiche des späteren West- und Mitteleuropas einnehmen sollte.

Die Öffnung des Rhenohercynischen Ozeans, der den Abtragungsschutt des Kaledonischen Gebirges aufnahm, aus denen sich später die Taunusgesteine bilden sollten, endete schließlich mit einer erneuten Annäherung Armoricas an Avalonia vor etwa 390 Millionen Jahren im frühen Mitteldevon. An dieser Stelle sei angemerkt, dass die gängige Bezeichnung „Rhenohercynischer Ozean“ vielleicht ein falsches Bild von der Größe dieses Meeres gibt. Unter Ozean stellen wir uns die schier unendliche Weite von Tausenden von Kilometern breiten Meeren wie dem Atlantik oder dem Pazifik vor. Man hat jedoch unter anderem auf der Basis der heutigen Bewegungsgeschwindigkeit der driftenden Kontinente berechnet, dass dieser devonische „Ozean“ nur etwa 200 Kilometer breit war. Somit ergibt sich das Bild eines sehr langen aber schmalen Meeresbeckens, das manche Wissenschaftler eher als Meeresarm bezeichnen.

Gesteinsablagerungen im Meer

Die Ablagerungsbedingungen im Rhenohercynischen Ozean waren äußerst vielfältig. In den tieferen Meeresbereichen wurden feinste Gesteinspartikel abgelagert, aus welchen die Tonschiefer des Taunus entstehen sollten. Die flacheren, küstennahen Bereiche glichen in vieler Hinsicht dem Wattenmeer an der Nordseeküste. Je nach den Strömungsverhältnissen und der anfallenden Gesteinsfracht der in das Meer mündenden Flüsse wurden in weit verzweigten Deltas sowohl Ton und Schlick als auch etwas sandigere Materialen abgelagert. Zur Küste hin wurden die Ablagerungen oder Sedimente der Deltas immer gröber und sandiger. In den Flachmeerbereichen wurde bei starkem Wellengang auch ein sehr sauberer Sand mit einem Quarzgehalt von rund 95 % abgelagert. Aus diesem nahezu reinen Quarzsand entstand später der Quarzit des Taunuskamms. Gewaltige Stürme führten damals dazu, dass der Sand mitunter in meterdicken Lagen angehäuft wurde. Fossile Korallen im Quarzit belegen die Nähe zum Land, nur geringe Meerestiefen und ein warmes Klima.

Durch das stete Auseinanderdriften von Armorica und Avalonia, der Öffnung des Rhenohercynischen Meeresbeckens, kam es gleichzeitig mit den Ablagerungen zu Dehnungen der Lithosphäre (= Erdkruste plus oberster, fester Erdmantel). Dadurch entstand zwischen Armorica und Avalonia zuerst ein Grabenbruchsystem, entlang dessen Magma an die Oberfläche drang. Es kam zu vulkanischer Tätigkeit und einer vollständigen Trennung beider Kontinentalbruchstücke. Zwischen ihnen entstand ein mittelozeanischer Rücken, wo durch den Aufstieg von Magma permanent neuer Meeresboden oder ozeanische Kruste gebildet wurde. Das Rote Meer beispielsweise ist ein Ort solcher Prozesse. Durch das Gewicht der Ablagerungen begann sich der Meeresboden beiderseits des mittelozeanischen Rückens allmählich abzusenken. Im Laufe der Zeit sammelte sich dadurch ein mehrere tausend Meter dicker Stapel aus Sedimentschichten an.

Kontinente auf Kollisionskurs

Im frühen Mitteldevon, vor rund 390 Millionen Jahren, gingen Avalonia und Armorica, aber auch die beiden Riesenkontinente Laurussia und Gondwana, durch Kontinentaldrift auf Kollisionskurs. Die Annäherung der Kontinente leitete den Beginn der variscischen Gebirgsbildung ein. Der Meeresboden mit den mächtigen Sedimentstapeln, dazwischen liegenden Schwellen und vulkanischen Gesteinen wurde dadurch regelrecht in die Zange genommen und langsam eingeengt. Das traf im Verlauf der Gebirgsbildung für den Rhenohercynischen Ozean ebenso zu wie für weitere, ungefähr parallel zu ihm verlaufende Meeresbecken südöstlich davon. Denn nach dem heutigen Kenntnisstand war Armorica keine in sich geschlossene Einheit, sondern eher eine Ansammlung von Lithosphärenbruchstücken.

Lithosphärenplatten können kontinentale Kruste, ozeanische Kruste oder Anteile von beiden Krustenarten tragen. Kontinentale Kruste ist dicker als ozeanische Kruste, aber auch leichter, da sie überwiegend aus Gesteinen wie dem Granit aufgebaut ist. Diese Gesteine haben eine geringere Dichte als der Basalt der am Ozeanboden bzw. an Mittelozeanischen Rücken zwischen zwei auseinander driftenden Platten gebildet wird. Aus diesem Grund taucht bei der Kollision zwischen Platten mit ozeanischer und kontinentaler Kruste stets die Platte mit dem schwereren und dünneren ozeanischen Krustenteil unter dem kontinentalen Krustenbereich ab. Kollidieren zwei Platten mit ozeanischer Kruste, muss ebenfalls eine Platte unter der anderen abtauchen, wobei in diesem Fall nicht von vornherein festgelegt ist, welche der beiden Platten abtaucht. Man nennt diesen Prozess des Abtauchens Subduktion (von lateinisch subducere = nach unten wegführen) und den Bereich, wo Subduktion stattfindet Subduktionszone. Stoßen schließlich zwei Platten mit kontinentaler Kruste zusammen, so überfahren sich die Platten gegenseitig, denn keine von beiden kann wegen ihrer geringen Gesteinsdichte unter der anderen abtauchen.

Der Meeresboden, der durch das Auseinanderdriften von Avalonia und Armorica entstanden war, bestand aus dichtem und somit schwerem Basalt. Er musste bei der Plattenkollision also entweder unter Armorica oder unter Avalonia in nordwestliche Richtung abtauchen, da beide auch kontinentale Kruste besaßen. Nach bisherigen Erkenntnissen der Forschung lag die Subduktionszone am nördlichen Rand Armoricas. Der Ozeanboden des Rhenohercynischen Ozeans wurde demnach unter die kontinentale Kruste Armoricas gezogen.

Am Ende der Gebirgsbildung hatte sich die Sedimentbedeckung am Südostrand von Avalonia durch diese Vorgänge von ursprünglich etwa sieben Kilometern auf 30 bis 40 Kilometer verdickt. Dieses gewaltige Gesteinpaket ist heute nur noch zum Teil erhalten, da nach dem Ende der variscischen Gebirgsbildung nahezu 22 Kilometer davon abgetragen wurden. Die in den langsam enger werdenden Meeresbecken noch verbliebenden Sedimente wurden zusammengequetscht, sie zerbrachen und wurden angehoben, so dass neue Inseln aus dem Meer auftauchten. Durch die Beanspruchung der Lithosphäre kam es im Rhenohercynischen Becken zu erneutem Vulkanismus im Mittel- bis älteren Oberdevon. Kieselsäurearme basaltische Magmen bauten große Vulkankomplexe unter dem Meeresspiegel auf. Sie bildeten Untiefen, um die sich, durch das warme Klima begünstigt, Korallenriffe aufbauten. Das Meer wurde durch diese zahlreichen Atolle örtlich zur „devonischen Südsee“. So beispielsweise im Raum des heutigen Lahn-Dill-Gebietes.

Schließlich kollidierten die kontinentalen Plattenteile von Avalonia und Armorica, Wenn jedoch zwei kontinentale Platten zusammentreffen, kann keine von beiden aufgrund ihrer geringen Dichte nach unten abtauchen. In diesem Fall überfährt die eine Platte die andere, was zur Verdopplung der Krustenmächtigkeit, zu weiteren Überschiebungen, Faltungen und Schieferung der Gesteine führt. Einige Gesteine wurden dabei in Tiefen von mehreren Kilometern gedrückt. Da in solch großen Tiefen hohe Temperaturen und Drucke herrschen, veränderten sich die Gesteine. Man nennt dies Metamorphose (von griechisch metamorphein = umgestalten). Je nachdem wie stark der Druck und wie hoch die Temperatur war, entstanden entweder schwächer oder stärker metamorphe Gesteine.

Die Taunusgesteine, wie Tonschiefer, Sandstein und Quarzit sind allesamt weniger stark metamorphisiert. Die einzelnen Quarzkörner der im devonischen Meer abgelagerten Sande wurden zunächst unter dem Gewicht des immer dicker werdenden Sedimentpaketes zusammengepresst. Dadurch wurde der Sand allmählich entwässert und zu einem „normalen“ Sandstein verfestigt. Man spricht vom Prozess der Diagenese (von griechisch dia = hindurch und ge´nesis = Entstehung). Bei der späteren Gebirgsbildung entstand ein so hoher Druck, dass sich die Kieselsäure, aus der Quarz besteht, im Porenwasser löste und die einzelnen Sandkörner miteinander verschmelzen ließ. Dabei entstanden der schwach verfestigte Hermeskeil-Sandstein und der etwas stärker verfestigte Quarzit des Taunuskamms. Da im rhenohercynischen Raum vor allem Tongesteine bei der Gebirgsbildung zu Schiefern deformiert wurden, erhielt das Gebirge beiderseits des Rheins den Namen „Rheinisches Schiefergebirge“.

Infolge der Plattenkollision wurden die unterschiedlichen Sedimentschichten nicht nur gefaltet und metamorph, sondern auch in parallele Streifen zerbrochen. Diese Streifen schoben sich bei der Einengung schuppenartig übereinander und wurden schließlich in eine steile, mitunter senkrechte Lage gebracht. Auf diese Weise entstand die streifenförmige Anordnung der Taunusgesteine an der heutigen Erdoberfläche. Sehr schön kann man diese Anordnung auf der Geologischen Karte 1: 25.000 des Hessischen Landesamtes für Umwelt und Geologie erkennen (Blatt 5816 Königstein a. Taunus und Blatt 5815 Wehen). Entlang der Überschiebungsbahnen der steil gestellten Gesteinsstreifen konnten mineralhaltige Thermalwässer nach oben gepresst werden. Daher kam es im Umfeld dieser bevorzugten Aufstiegskanäle zur Ausscheidung von Mineralien wie Quarz und Feldspat, aber auch von Erzen wie Pyrit (Katzengold), Bleiglanz oder Kupferkies.

Das Gebirge erhebt sich

Die doppelte Lithosphäre infolge der Kollision kontinentaler Platten erfährt im dichteren Material der Asthenosphäre einen so gewaltigen Auftrieb, dass sie sich allmählich zum Gebirge hebt. Das ist ein sehr langsamer Vorgang und einige junge Gebirge wie die Alpen oder der Himalaya befinden sich immer noch nicht im sogenannten isostatischen Gleichgewicht (von griechisch i´sos = gleich und sta´sis = Stand). Sie steigen weiterhin auf. Die variscische Gebirgsbildung endete vor rund 250 Millionen Jahren. In ihrer Endphase wurde noch der Meeresraum im Bereich der Appalachen zwischen dem heutigen Nordamerika und Afrika geschlossen. Laurussia, Gondwana und all die kleineren Lithosphärenbruchstücke waren nun zum gewaltigen Superkontinent Pangaea (von griechisch pan = ganz und gé = Erde) vereint. Alle Kontinente der Erde bildeten nun eine Landmasse, die vom großen variscischen Faltengebirgsbogen durchzogen war. Neben zahlreichen anderen variscischen Gebirgsgruppen war auch der Taunus entstanden.

Kontinentaldrift ist jedoch ein fortlaufender Prozess. Und so zerfiel Pangaea im Laufe der Jahrmillionen wieder und die Bruchstücke gelangten in ihre heutige Position mit ihren uns so vertrauten Umrissen. Lediglich das Rheinische Schiefergebirge und all die anderen variscischen Gebirgsgruppen blieben als Zeugen der großen Knautschzone kollidierender Kontinente.

Hohe Taunusberge?

Hatte der Taunus bzw. das variscische Gebirge ursprünglich einmal ähnliche Höhen aufzuweisen wie die Alpen oder gar der Himalaya? Auch diese, jedoch viel jüngeren Gebirge, entstanden ja prinzipiell auf gleiche Art und Weise durch die Öffnung von Ozeanen und die anschließende Kollision von Lithosphärenplatten. Sicherlich war das variscische Gebirge und somit auch der Taunus einmal ein hohes Gebirge, vermutlich um vieles höher als heute. Jedoch bezweifeln viele Geowissenschaftler, dass der Taunus jemals Höhen von über 3000 oder gar 4000 Metern über dem Meeresspiegel erreichte. Ein häufig vorgebrachtes Argument gegen einen sehr hohen Taunus ist, dass grobkörnige Schuttsedimente der Abtragung, wie sie im Vorland der Alpen typisch sind, nur in bescheidenem Maße vorkommen. Genauere Aussagen über die ehemalige Höhe des variscischen Gebirges können somit nicht getroffen werden.

Abtragung und Aufstieg

Nachdem die kollidierten Gesteinsmassen von Avalonia und Armorica langsam zum Gebirge aufgestiegen waren, begann eine lange Festlandszeit mit Verwitterung und Abtragung. Bereits in der Perm-Zeit, die vor 252 Millionen Jahren endete, war der Taunus vergleichsweise stark eingeebnet. Feucht-warmes Tropenklima während der variscischen Gebirgsbildung im Karbon und im frühen Perm, aber auch im darauf folgenden Erdmittelalter, dem Mesozoikum und im Paläogen, sorgte über Jahrmillionen immer wieder für intensive Verwitterungsprozesse.

Das Ergebnis der intensiven Verwitterung des Taunus war eine Rumpfflächenlandschaft. Sie ist neben einem plateauartigen Erscheinungsbild von sanften Erhebungen vor allem dadurch charakterisiert, dass die Landschaftsoberfläche über alle Gesteinsarten und Gesteinsgrenzen hinweg greift. Gesteinsstrukturen werden einfach gekappt, steilstehende Schichten der Schiefer von der Abtragung glatt geschnitten. Das in sich stark gefaltete Gebirge wirkt dadurch an der Oberfläche oft radikal geglättet. Die Rumpfflächenbildung ist unabhängig von der Art und Lagerung des Gesteinsuntergrundes. Es kam immer wieder zu Hebungen der Erdkruste, die von relativen Ruhephasen unterbrochen wurden. Im Verlauf der Hebungsphasen konnten sich Fließgewässer tiefer in den Untergrund einschneiden. In den Ruhephasen wurde wieder weiträumig über alle Gesteinsunterschiede hinweg abgetragen. Das Ergebnis war eine treppenähnliche Abfolge von einzelnen Rumpfflächen. Trotz dieser Stufigkeit der Landschaft hatte der Taunus insgesamt eine nur noch sehr bescheidene Höhe, die bei weitem nicht mit der von heute zu vergleichen ist. Über den am höchsten gelegenen Rumpfflächen erhob sich schließlich nur noch ein Härtlingszug aus Taunusquarzit, da er der intensiven Verwitterung besser Widerstand entgegensetzen konnte.

Noch im Perm brach zwischen Saar und Saale parallel zum heutigen Taunuskamm ein rund 40 Kilometer breiter Graben ein, der den Abtragungsschutt des Taunus aufnahm. Zwischen Hofheim am Taunus und Lorsbach sind diese Ablagerungen, rote Sedimente, noch stellenweise anzutreffen. Dann begann der Riesenkontinent Pangäa langsam zu zerfallen, in vielen Regionen gewann wieder das Meer die Oberhand. Der stark abgetragene Taunus bzw. das gesamte Rheinische Schiefergebirge war von nun an bis zur Kreidezeit, die vor etwa 66 Millionen Jahren endete, im Wesentlichen eine Landmasse, die als sogenannte Rheinische Insel oder Rheinisches Massiv über den Meeresspiegel ragte. Daher gibt es auch keine Gesteine aus dieser Zeit im Taunus.

Eine erneute und verstärkte Heraushebung des Taunus am Ende des Neogens (23-2,6 Mill. Jahre vor heute) gab ihm fast seine heutige Höhe, die mit 880 Metern im Großen Feldberg gipfelt. Diese erneute Hebung, die bis in das Quartär hinein andauern sollte, war mit der Bildung von Bruchschollen verbunden, die der heutigen Landschaft zusätzlich zu den Rumpfstufen den treppenartigen Charakter mit auffällig ebenen Hochflächen verleiht.

Taunusküste

Im Oligozän (34-23 Mill. Jahre vor heute) drang das Meer mehrmals, bedingt durch starke Krustenbewegungen, von Süden in die Grabensenke des Rheins. Schließlich gelangte es bis zum Taunus. Hinterlassenschaften des Meeres sind abgelagerte Kiese und große Blöcke. Es sind Brandungsgerölle und Sturzblöcke der ehemaligen Steilküste, die z. B. im Schwarzbachtal zwischen Hofheim am Taunus und Lorsbach auf dem mit Informationstafeln ausgestatteten Wanderweg „Mensch und Erde“ beispielhaft anzutreffen sind.

Letztendlich haben die Buchten des längst verschwundenen Meeres die Lage der heutigen Talsohlen mit ihren Wasserläufen vorbereitet. Nach dem Rückzug des Meeres schnitt die Erosion, begünstigt durch anhaltende Krustenhebungen, tief in den Untergrund und hinterließ nur in geschützten, flacheren Lagen die Überreste der ehemaligen Küste. Zum Ende des Neogens, als der Taunus bereits wieder ähnliche Höhen wie heute aufwies, sanken die Jahresmitteltemperaturen allmählich ab und es begann das Eiszeitalter, das Pleistozän.

Literatur

Anderle, H.-J. (1987): Entwicklung und Stand der Unterdevon-Stratigraphie im südlichen Taunus.- In: Geol. Jb. Hessen, 1 Tab., 1 Taf., 115: 81-98; Wiesbaden.
Anderle, H.-J. (1991): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Hessen 1:25.000, Bl. [5715] Idstein (2. Aufl.).- Wiesbaden.
Anderle, H.-J. (1998): Taunus.- In: Kirnbauer, T. [Hrsg.]: Geologie und hydrothermale Mineralisationen im rechtsrheinischen Schiefergebirge, Jb. Nassauischer Ver. Naturkde., So.-Bd. 1: 28-33; Wiesbaden.
Stahr, A., & Bender, B. (2007): Der Taunus. Eine Zeitreise. Entstehung und Entwicklung eines Mittelgebirges.- 253 Abb., 253 S.; Stuttgart (Schweizerbart).