Zeitalter der Talentstehung: Erdneuzeit, Quartär, Pleistozän und Holozän (seit 800.000 Jahren bis heute)

Das schluchtartig eingekerbte Venner Bachtal ist ein Beispiel für das Zusammenspiel der „inneren” und „äußeren” Kräfte der Erde. Vorgänge innerhalb des Erdmantels bewirkten einen Aufstieg des Rheinischen Schiefergebirges. Die äußeren Kräfte führten schließlich durch Verwitterung und Abtragung zur Bildung des Venner Bachtales. Vor ca. 65 Millionen Jahren war das Rheinische Schiefergebirge noch ein flachwelliges Hügelland, welches sich nur wenig über den Meeresspiegel erhob. In der ausklingenden Alttertiär-Zeit erhob sich der im Untergrund verborgene Gebirgsblock allmählich, während die Niederrheinische Bucht einbrach.

Vor etwa 500.000 Jahren nahm die schon vor 800.000 Jahren sich deutlich bemerkbar machende Aufwärtsbewegung erheblich zu. So wurden der Rhein und seine Nebenflüsse gezwungen, sich tief in das Gebirge einzuschneiden. Das Gefälle von der Hauptterrassenebene zum Rheintal bzw. Marienforster Tal vergrößerte sich rasch. Die Hauptterrasse wurde nun durch sich rückschreitend verlängernde Seitentäler entwässert.

Die in die Tiefe reichende Abtragung (Tiefenerosion) wird durch die hier überwiegend vorkommenden Lockergesteine und die verwitterten Sand- und Tonsteine des Devons begünstigt. Sie ist Voraussetzung zur Entstehung eines Kerbtales. Die Menschen des Mittelalters nutzten diese besondere naturräumliche Gegebenheit zur Anlage einer Fliehburg auf der gegenüberliegenden Talseite.

Bodenart: Lößlehm

Bodentyp: Parabraunerde

Entstehungsalter des Bodens: Erdneuzeit, Quartär, Holozän (vor ca. 11.700 Jahren bis heute)

Im Venner Bachtal lässt sich in der Nähe zur Waldgrenze ein Wechsel der Bodennutzung beobachten. Den forstwirtschaftlich genutzten Flächen des Kottenforstes schließen sich talwärts die Grünlandflächen der Landwirtschaft an. Diese unterschiedlichen Nutzungsarten sind unter anderem auf die veränderte geologische Situation zurückzuführen. Der Untergrund besteht aus stark verwitterten Sand- und Tonsteinen der Devon-Zeit, die in der letzten Kaltzeit eine über 200 Zentimeter mächtige Lößdecke erhielten.

Die Sande und Kiese der Hauptterrasse wurden hier schon zuvor weitgehend abgetragen, so dass der Löß unmittelbar den stark verwitterten Schiefergebirgsgesteinen aufliegt. Die in der Nacheiszeit, dem Holozän, stattfindende Entwicklung der Böden aus dem Löß vollzog sich im Tal anders als auf der ebenen Hochfläche des Kottenforstes. Hierfür ist insbesondere die steile Hanglage verantwortlich. Der rasche Abfluss der Niederschlags- und Sickerwässer und die geringfügige, dennoch ständige Abtragung und Umlagerung des oberen Bodenhorizontes verhinderte eine Entwicklung zu einem Pseudogley (Staunässeboden). Die Parabraunerden des Marienforster Tales zeichnen sich durch eine hohe Leistungsfähigkeit aus.

Gestein: Boden aus vertonten Gesteinen der Devon-Zeit

Zeitalter der Quellenbildung: Quartär, Holozän (Nacheiszeit) (seit ca. 11.700 Jahren)

Der den Venner Kirchweg kreuzende Bach entspringt einem großen Quellsumpf am Nordhang des Venner Bachtales. Die besondere geologische Situation am Rande der Kottenforsthochfläche bedingt hier den flächenhaften Austritt von Grundwasser. Aufgrund der tonigen Böden im Kottenforst ist dort die Versickerung von Niederschlagswasser erheblich erschwert. Dennoch durchdringt es bis zu 10 Zentimeter pro Tag die etwa 200 Zentimeter mächtige Deckschicht aus Kottenforstlehm. Nach frühestens 20 Tagen erreichen die Sickerwässer die Lockergesteine der Hauptterrasse. Hier bewegen sie sich zügig abwärts, bis sie das Grundwasser erreichen. Das poröse Lockergestein der Hauptterrasse ist ein bedeutender Grundwasserleiter. Er wird von einem Grundwasserstauer, einer Tonschicht, nach unten abgedichtet.

In unserer Region besteht diese Sohlschicht entweder aus tertiärzeitlichen Tonen oder aus vertonten Gesteinen der Devon-Zeit. Da die Sohlschicht ein Relief aufweist, sammelt sich das Grundwasser an den tiefsten Stellen und strömt in flachen Rinnen dem Rand des Kottenforstplateaus zu. Dort, wo die Grundwasserzone durch einen Talhang angeschnitten wird, tritt der Grundwasserstrom als Schichtquelle zutage.

Baustoff: Basalt (Säulenbasalt)

Zeitalter der Gesteinsbildung: Erdneuzeit, Tertiär, Oligozän / Miozän (vor ca. 25 - 22 Millionen Jahren erstarrt)

Die Umfriedung des ehemaligen Klosters Marienforst ist überwiegend aus gestückelten Basaltsäulen errichtet. Wegen seiner großen Festigkeit und Wetterbeständigkeit fand das Vulkangestein in den vergangenen Jahrhunderten als Uferbefestigung und Straßenpflaster, zum Festungs- und Kirchenbau vielfältige Verwendung. Unter den Vulkangesteinen der Erde sind die Basalte am häufigsten vertreten. Der Name „Basalt” geht möglicherweise auf das äthiopische „bsalt“ zurück, was soviel heißt wie „gekocht“. Basaltischen Gesteinen ist der fehlende, bzw. unbedeutende Quarzgehalt und die schwarze bis dunkelgraue Farbe gemeinsam. Sie besitzen einen sehr feinkörnigen Aufbau aus mikroskopisch kleinen Kristallen. In dieser Grundmasse sind oft gut ausgebildete Einsprenglingskristalle erkennbar.

Die säulige Absonderung des Basalts hat nichts mit der Kristallbildung des Gesteins zu tun. Bei der Abkühlung basaltischer Gesteinsschmelzen entstehen senkrecht zur Abkühlungsfläche fünf- oder sechskantige Säulen, die durch Schrumpfungsklüfte begrenzt werden (bei der Abkühlung verringert sich das Volumen des Gesteins).

Basalte aus Decken und Strömen erstarren überwiegend in sechskantigen Säulen. Fünfkantige Säulen treten überwiegend in Quellkuppen und Gängen auf. Oberirdische Lavaausflüsse können so von subvulkanischen (unterirdisch erstarrten Magmen) Basalten unterschieden werden. Aufgrund der säuligen Ausbildung eignen sich solche Basaltvorkommen hervorragend zur Weiterverarbeitung in einheitliche Bausteine. In der Umgebung von Bonn gab es in der Vergangenheit zahlreiche Basaltbrüche, so auch im Bad Godesberger Stadtwald bei Schweinheim („Im Hohn”).

Gestein: schluffig, sandige Talablagerung des Godesberger Baches

Zeitalter der Ablagerungen: Holozän (Nacheiszeit bis heute) Entstehung des Mühlbaches: um 1600 n. Chr.

Die Entstehung eines gewundenen Fließgewässers lässt sich in beispielhafter Weise am Mühlbach beobachten, der die Marienforster Promenade begleitet. Der Bach wurde zur Versorgung einer schon im frühen 17. Jh. erwähnten Rapsölmühle, der späteren Brungsmühle, künstlich angelegt. Seit beinahe 400 Jahren entwickelte der Mühlbach eine für natürliche Fließgewässer typische Form. Der windungsreiche Lauf von Fließgewässern und die Gestaltung der Böschungen ist neben den geologischen Voraussetzungen (harte und weiche Gesteine) das Ergebnis des Zusammenwirkens von Reibungskräften am Flussbett, der Zentrifugalkraft, der Gegenkraft (Zentripetalkraft), der Korioliskraft und der Strömungsgeschwindigkeit. Die zum Stromfaden winkelig verlaufende Querströmung führt an den steilen Prallhängen zu Erosion. Hingegen wird an den flachen Gleithängen vom Fluss mitgeführtes Material abgelagert. Es bilden sich Schlingen aus, die Mäander (nach einem Fluss in Kleinasien). Die Krümmung nimmt schließlich soweit zu, dass nur noch ein schmaler Mäanderhals vorhanden ist, der bei Hochwasser durchtrennt werden kann. Das abgetrennte Bett bleibt als allmählich verlandeter Altarm (zum Beispiel die Gumme) zurück. Das Wasser strömt im Durchbruch erheblich schneller und entfaltet eine größere Abtragungswirkung. Durch Befestigung der Prallhänge, zum Beispiel mit Basaltsäulen oder mit standortgerechten Ufergehölzen, kann einer eventuell unerwünschten Veränderung des Bachlaufs entgegengewirkt werden.

Gestein: Konglomerat aus Quarzgeröllen mit Chalcedon (Vallendarer Schotter)

Zeitalter der Ablagerung: Erdneuzeit, Alttertiär (vor ca. 40 - 30 Millionen Jahren entstanden)

Die Gesteinsblöcke am Wegrand gehören zu den ältesten Zeugnissen aus der Tertiär-Zeit in der Umgebung von Bad Godesberg. Es sind Flussablagerungen der Alttertiär-Zeit, die Vallendarer Schotter (nach dem Ort Vallendar bei Koblenz). Zu Beginn der Tertiär-Zeit war unsere Heimat eine Tiefebene. Unter einem nahezu tropischen Klima waren die Sandsteine und Tonschiefer aus der Devon-Zeit einer tiefgründigen chemischen Verwitterung ausgesetzt. Es entstanden mächtige Tonlager. Nur die harten Quarzgesteine widersetzten sich der Zersetzung.

Während einer geringfügigen Anhebung im Verlauf der Alttertiär-Zeit wurde die Verwitterungsrinde örtlich abgetragen. Die Quarzgesteine wurden in den entstandenen Flussläufen zerkleinert und dort bei verminderter Wasserführung als Sand, Kies und Blockwerk der Vallendarer Schotter abgelagert. Aufgrund des massenhaften Auftretens von Quarzen in den Vallendarer Schottern und den Vorkommen im Trierer Raum ist es möglich, dass ein großer Teil der Quarze aus den Vogesen oder sogar aus dem französischen Zentralmassiv stammt. Die Verkittung der Schotter zu einem Konglomerat vollzog sich durch die spätere Überlagerung von Vulkanasche (Trachyttuff). Bei deren Verwitterung wurde Kieselsäure frei, die mit Sickerwässern abwärts drang und sich dort als Kieselgel abschied. Dort verfestigte sie sich unter Wasserverlust zu einem Süßwasserquarzit, mit der Quarzart Chalcedon.

Mineral- und Heilwasserquelle vom Typ Natrium-Hydrogenkarbonat-Chlorid-Säuerling

Die Bildung des Marienforster Tales geht auf eine geologische Störungszone im Schiefergebirgsrumpf zurück. Sie bietet mineralisiertem Grundwasser einen Aufstiegsweg aus großer Tiefe. Hier wird eines im Draitschbrunnen aus 60 Meter Tiefe gefördert.

Das Wasser der auf dem Gelände des Abfüllbetriebes gelegenen Draitschquelle enthält viel Kohlendioxid-Gas (CO2). Das CO2-Gas entstammt einer Tätigkeit, die auf den Vulkanismus der Tertiär- und Quartär-Zeit zurückgeht. In großer Tiefe sondern der aufgeschmolzene Erdmantel und auskühlende Magmenkammern insbesondere das Kohlendioxid und andere leichtflüchtige Stoffe ab. Durch Störungsfugen in der Erdkruste dringen die Gase mit großem Druck bis in den Grundwasserbereich vor, wo das Kohlendioxid chemisch zu Kohlensäure gelöst wird. Ein Teil des Gases verbleibt physikalisch als „freie Kohlensäure” (Gasbläschen!) im Mineralwasser. Sie bewirkt den weiteren Aufstieg des Wassers zur Erdoberfläche (Gaslift). Das kohlensäurehaltige Wasser löst aus den durchströmten Gesteinen Minerale, insbesondere Metall- und Halbmetallsalze heraus. Die Inhaltsstoffe des Mineralwassers spiegeln so den geologischen Aufbau des Untergrundes wider.

Gestein: Alkalibasalt

Zeitalter der Gesteinsbildung: Erdneuzeit, Tertiär, Oligozän / Miozän (vor ca. 25 Millionen Jahren)

Der Godesberg ist eine „Ruine“ eines Vulkans, dessen hartes Ganggestein, ein feinkörniger Alkalibasalt mit Fließgefüge, durch Verwitterung aus dem weichen Umgebungsgestein herausmodelliert wurde. Er ist das Erstarrungsprodukt eines kieselsäurearmen Magmas, welches in der ausgehenden Alt-Tertiär-Zeit im Zuge des Siebengebirgsvulkanismus vor ca. 25 Millionen Jahren nahe an die Erdoberfläche gelangte.

Das mehr als 1100º C heiße Magma drang in eine mächtige Decke aus vorher geförderten (Trachyt-)Tuffen ein und weitete sich dort mehr oder weniger keulenförmig aus. Es bildete sich ein unterirdischer Vulkan, ein Subvulkan. Es ist allerdings unsicher, ob die Gesteinsschmelzen als Lava an die Erdoberfläche gefördert wurden und dort einen oberirdischen Vulkan aufbauten.

Das Gestein führt in der Grundmasse Klinopyroxen, Olivin, Plagioklas, Erzkörner und stellenweise verglaste Minerale. Als Einsprenglinge treten Olivinkörner und von der Schmelze angelöste Klinopyroxene und Quarzkörner auf. Der ”Godesberger Vulkan” ist durch Abtragung inzwischen unkenntlich geworden und eine genaue Rekonstruktion seiner ehemaligen Gestalt nicht möglich. Am Osthang des Godesberges existierten früher kleine Steinbrüche, in denen wahrscheinlich auch der überwiegende Teil des Baumaterials für die Godesburg gewonnen wurde.

Entstehungsalter des Rheins: Erdneuzeit, Tertiär, mittleres Miozän (vor ca. 14 - 11 Millionen Jahren)

Die Entstehung des Rheintales geht unter anderem auf eine tiefreichende Bruchzone in der Erdkruste zurück. Ihre Anlage ist eng mit dem tertiärzeitlichen Aufstieg des Rheinischen Schiefergebirges und dem Einbruch der Niederrheinischen Bucht verbunden. Die Ursachen der Erdkrustenbewegungen werden unter anderem in Bewegungen des Erdmantels gesucht. In der darüber liegenden Erdkruste bildeten sich Zerrungsspannungen aus, die den Einbruch von Teilen der Erdkruste zur Folge hatten. Eine Begleiterscheinung war ein reger Vulkanismus, dessen Aktivitätszentrum das Siebengebirge war.

Ein eindrucksvolles Beispiel für die Bewegungen in der Erdkruste ist das Senkungsfeld der Niederrheinischen Bucht, die bei Bonn keilförmig in das Schiefergebirge einschneidet und sich durch Verwerfungen bis zum grabenartigen Einbruch des Neuwieder Beckens verfolgen lässt. Von dort existiert wahrscheinlich eine weitere Fortsetzung des Grabensystems nach Süden mit Anschluss an den Oberrheingraben. Im nördlichen Schiefergebirge nutzte der Rhein seit der mittleren Miozän-Zeit, der Geburtsstunde des Urrheins, die vorgezeichnete Bruchzone und entwässerte das Oberrheingebiet
quer durch das Rheinische Schiefergebirge zur Nordsee.

Entstehungsalter des Talhanges: Erdneuzeit, Quartär

Hauptbildungsphase: Pleistozän (Eiszeitalter) (500.000 - 300.000 Jahre vor heute)

Vom Standort führt der Weg hinab zur Mittelterrasse des Rheines (Promenadenweg). Der steile Talhang zum heutigen Rheintal wurde vom eiszeitlichen Rhein geprägt. Vor ca. 800.000 Jahren erfolgte eine starke Hebung des Rheinischen Schiefergebirges. In den anschließenden Warmzeiten wurde die in der Kaltzeit gebildete weite Schotterebene vom Rheinstrom tief eingeschnitten. Es bildete sich ein neues und wesentlich engeres Tal aus.

Der Abtragung fielen nicht nur die Lockergesteine des kaltzeitlichen Flussbettes anheim. Der Fluss grub sich auch in die tiefer liegenden, tertiärzeitlichen Tone und Sande und die devonzeitlichen Sandsteine und Tonschiefer des Rheinischen Schiefergebirges ein. An Flussbiegungen, dort, wo der Strom gegen den Talhang prallte, waren die Abtragungsvorgänge besonders intensiv. Hier wurde der Hang durch Seitenerosion untergraben und versteilt. An diesen Prallhängen kamen die Gesteine des Rheinischen Schiefergebirges zum Vorschein. So lassen sich heute die devonischen Sandsteine und Tonschiefer entlang des Kottenforstplateaus bis zum Venusberg verfolgen. Dort, wo die Hangneigung nicht stark ausgeprägt ist, erhielt sich über den devonischen Gesteinen eine geringmächtige Decke aus eiszeitlichen Fließerden, so wie hier am Standort.

Erosionsrest der Mittelterrasse

Zeitalter der Mittelterrassen-Ablagerung: Quartär, Pleistozän, Saale-Eiszeit (vor ca. 300.000 - 120.000 Jahren)

Der Promenadenweg zwischen der Aennchenstraße und dem Pionierweg ist auf einem Erosionsrest der Mittelterrasse angelegt. Sie tritt beiderseits des Rheines in Erscheinung und schmiegt sich hier als schmale Leiste an den steilen Hang zum Kottenforstplateau. Die Mittelterrasse wird aus 20 m mächtigen, kiesigen Sanden aufgebaut. Bei Poppelsdorf und Duisdorf weitet sich die Mittelterrasse in nordwestlicher Richtung zu einer kilometerbreiten Ebene aus. Die Mittelterrasse überragt nur wenige Meter die sich östlich anschließende Gumme (alter Rheinarm) und die Niederterrasse.

Im Rheintal sind in der Vergangenheit auf dem schmalen Terrassenstreifen Wege, Straßen und Schienenstränge angelegt worden, weshalb sie auch als Talwegterrasse bezeichnet wird. Die Rheinterrassen lassen sich nicht nur durch ihre verschiedenen Höhenlagen voneinander unterscheiden. Sie weisen auch deutliche Unterschiede in ihrer Führung von Geröllen und vulkanischen Schwermineralen auf. So enthalten zum Beispiel die Ablagerungen der Hauptterrasse 50 bis 60 Prozent Quarzgerölle, die der Mittelterrasse 30 bis 40 Prozent Quarzgerölle und die der Niederterrasse 20 bis 35 Prozent Quarzgerölle.

Erosionsrest der Mittelterrasse und feinsandige Talablagerungen der Gumme

Zeitalter der Gumme: Quartär, Holozän, Präboreal bis Boreal (vor ca. 11.700 - 7.000 Jahren)

Nördlich der Einmündung des Pionierweges in den Promenadenweg wird die Mittelterrasse des Rheines durch eine verlandete Rinne des nacheiszeitlichen Rheins abgeschnitten, die Gumme. Sie lässt sich unterhalb der Godesburg entlang des Steilhanges bis nach Poppelsdorf verfolgen. Dort biegt das flache Flussbett im weiten Bogen ab, durch die Bonner Innenstadt nach Westen in Richtung Bornheim. Das „Durchhängen” der vom Gebirgsrand bei Friesdorf nach Osten zur Friedrich-Ebert-Allee führenden Straßen und die von der Hochkreuzallee nach Norden führende Straße „Kumme” deuten den Verlauf des ehemaligen Talprofils an.

Im Anschluss an die letzte Kaltzeit, vor ca. 11.700 Jahren, trat der Rhein gleich einem alpinen Wildwasserfluss aus dem Engtal des Mittelrheines. Auf dem eiszeitlichen Talboden, der späteren Niederterrasse, schlängelte er sich in weiten Bögen in die Niederrheinische Bucht. Am Rande des Kottenforstplateaus prallte der Strom gegen den Steilhang bei Friesdorf und grub sich zügig in die weichen Ablagerungen der Niederterrasse ein. Hier führten Uferabbrüche ebenfalls zu einer Abtragung der schmalen Mittelterrasse. Während der Holozän-Zeit verlagerte sich das Flussbett in die Talmitte und gewann zusehends sein heutiges Bild.

Gestein: Sandsteine und Tonschiefer des Rheinischen Schiefergebirges

Zeitalter der Ablagerung: Erdaltertum, Unterdevon, Obere Siegenstufe (vor ca. 412 - 405 Millionen Jahren abgelagert)

Die entlang des Pionierweges zutage tretenden Felsen sind Ablagerungsgesteine aus der Unterdevon-Zeit. In der Karbon-Zeit (Steinkohlen-Zeit) wurden sie vor etwa 300 Millionen Jahren aus den Fluten des nach Norden zurückweichenden Meeres durch Stauchung der Erdkruste emporgehoben und in die Bildung des Rheinischen Schiefergebirges einbezogen.

Großtektonisch gehen diese und die weltweite Bildung von Gebirgssträngen auf die Kollision der Kontinente Gondwana und Laurussia zurück.

Das Rheinische Schiefergebirge ist Teil eines dieser Gebirgsstränge, die in ihrer Gesamtheit als Varisziden bezeichnet werden. Das nach dem Germanenstamm der Varisker benannte Gebirge reichte hier in Mittel- und Westeuropa von Ostdeutschland über Südbelgien und Frankreich nach Wales. Bäche und Flüsse transportierten den Abtragungsschutt des Gebirges in eine nördlich gelegene Saumsenke. Dort erstreckten sich riesige Küstensümpfe mit tropischen Regenwäldern. Sie stellten die Grundlage der Steinkohlebildung, zum Beispiel in den Kohlebecken des Ruhrgebietes und des Aachener Reviers. Am Ende des Erdaltertums, in der Perm-Zeit, war der Gebirgszug abgetragen, so dass vor 225 Millionen Jahren nur noch eine flachwellige
Landschaft zurückblieb. Erst am Ende der Tertiär-Zeit und während der Quartär-Zeit bewegte sich der Rumpf des Rheinischen Schiefergebirges erneut empor und zeigt sich seit ungefähr 500.000 Jahren als die heutige Mittelgebirgslandschaft.

Gestein: Sandsteine und Tonschiefer des Rheinischen Schiefergebirges

Zeitalter der Ablagerung: Erdaltertum, Unterdevon, Obere Siegenstufe (vor ca. 412 - 405 Millionen Jahren abgelagert)

In der Karbon-Zeit wurde der Meeresboden von Süden zunehmend eingeengt. Dadurch wurden die übereinander gestapelten Ablagerungsgesteine gefaltet, zerbrochen und zu einem Gebirge angehoben. Die entstandenen Gesteinsfalten bestehen aus „Wellentälern”, den geologischen Mulden, und „Wellenbergen”, den geologischen Sätteln. Im Rheinischen Schiefergebirge kommen Falten in allen Größenordnungen vor. Von zentimetergroßen Spezialfalten bis zu kilometerbreiten und hohen Großfalten.

Bei der Verbiegung der Schichten kam es zu Spannungen, die bei Überschreitung der Gesteinsfestigkeit zur Klüftung und Verwerfung der Schichtenpakete führten. Die Klüftung ist in den Sandsteinschichten entlang des Pionierwegs gut erkennbar. Es sind feine Risse und Spalten, die senkrecht zur Schichtfläche verlaufen. Im zentralen und südlichen Schiefergebirge treten darüber hinaus in den feinkörnigen, tonigen Ablagerungen noch andere Flächen auf. Engständige Flächen zerlegen dort das Gestein in Lamellen, die Schieferflächen.

Die Schieferflächen schneiden die Schichtflächen unter verschiedenen Winkeln. Im nördlichsten Bereich des Schiefergebirges ist die Schieferung kaum ausgeprägt. Gesteinsklüfte und Schieferflächen stellen einen geeigneten Angriffspunkt für die Frost- und Wurzelsprengung dar, so dass die Entwicklung von Böden erleichtert wird.