Edad de formación del talento: Neolítico, Cuaternario, Pleistoceno y Holoceno (desde hace 800.000 años hasta la actualidad)

El barranco de Venner Bachtal es un ejemplo de la interacción entre las fuerzas "internas" y "externas" de la Tierra. Los procesos en el interior del manto terrestre provocaron el levantamiento de las montañas de pizarra renanas. Las fuerzas externas condujeron finalmente a la formación del Venner Bachtal a través de la meteorización y la erosión. Hace unos 65 millones de años, las Montañas de Pizarra Renanas eran todavía una llanura ondulada que se elevaba muy poco sobre el nivel del mar. A finales del Terciario temprano, el bloque montañoso oculto bajo tierra se elevó gradualmente, mientras que la bahía del Bajo Rin se hundía.

Hace unos 500.000 años, el movimiento ascendente que ya era claramente perceptible hace 800.000 años aumentó considerablemente. Esto obligó al Rin y a sus afluentes a cortar profundamente las montañas. La pendiente desde la llanura de la terraza principal hasta el valle del Rin o valle de Marienforst aumentó rápidamente. La terraza principal fue drenada por valles laterales cada vez más largos.

La erosión profunda se ve favorecida por las rocas predominantemente sueltas y las areniscas y fangolitas devónicas meteorizadas. Se trata de un requisito previo para la formación de un valle con muescas. Los habitantes de la Edad Media aprovecharon esta particularidad natural para construir un castillo refugio en el lado opuesto del valle.

Tipo de suelo: Loess loam

Tipo de suelo: Parabrown earth

Edad de formación del suelo: Neolítico, Cuaternario, Holoceno (hace aproximadamente 11.700 años hasta la actualidad)

En el valle de Venner Bachtal se observa un cambio en el uso del suelo cerca del límite forestal. A las zonas forestales del Kottenforst le siguen praderas agrícolas valle abajo. Estos diferentes tipos de uso se deben en parte al cambio de la situación geológica. El subsuelo está formado por areniscas y fangolitas muy erosionadas del periodo Devónico, que durante el último periodo glaciar quedaron cubiertas por una capa de loess de más de 200 centímetros de espesor.

Las arenas y gravas de la terraza principal ya se habían retirado en gran parte, de modo que el loess yace directamente sobre las rocas pizarrosas muy erosionadas. El desarrollo de los suelos a partir del loess en el periodo postglaciar, el Holoceno, tuvo lugar de forma diferente en el valle que en la meseta plana del Kottenforst. Esto se debe en particular a la fuerte pendiente. La rápida escorrentía de las precipitaciones y del agua de infiltración, así como la ligera, aunque constante, erosión y reordenación del horizonte superior del suelo, impidieron el desarrollo de un pseudogley (suelo encharcado). Los suelos parabrown del valle de Marienforst se caracterizan por su alto rendimiento.

Rocas: Suelo de rocas arcillosas del periodo Devónico

Edad de formación del manantial: Cuaternario, Holoceno (periodo postglaciar) (desde hace aproximadamente 11.700 años)

El arroyo que atraviesa el Venner Kirchweg nace en un gran pantano de manantial en la ladera norte del valle del Venner Bachtal. La especial situación geológica en el borde de la meseta de Kottenforst hace que aquí se filtren aguas subterráneas en una gran extensión. Los suelos arcillosos del Kottenforst dificultan considerablemente la filtración del agua de lluvia. No obstante, penetra hasta 10 centímetros al día a través de la capa superior de aproximadamente 200 centímetros de espesor de marga de Kottenforst. Como muy pronto al cabo de 20 días, el agua de infiltración llega a la roca suelta de la terraza principal. Aquí se desplazan rápidamente hacia abajo hasta llegar a las aguas subterráneas. La roca porosa no consolidada de la terraza principal es un acuífero importante. Está sellada hacia abajo por una presa de agua subterránea, una capa de arcilla.

En nuestra región, esta capa inferior está formada por arcillas de la era terciaria o por rocas arcillosas de la era devónica. Como la capa de fondo tiene relieve, el agua subterránea se acumula en los puntos más profundos y fluye en canales poco profundos hacia el borde de la meseta de Kottenforst. Donde la zona de aguas subterráneas está cortada por la pendiente de un valle, el flujo de aguas subterráneas emerge como una fuente de la capa.

Material de construcción: Basalto (basalto columnar)

Edad de formación de la roca: Neolítico, Terciario, Oligoceno / Mioceno (solidificado hace aprox. 25 - 22 millones de años)

El recinto del antiguo monasterio de Marienforst está formado predominantemente por columnas de basalto fragmentadas. Debido a su gran solidez y resistencia a la intemperie, la roca volcánica se ha utilizado de muy diversas maneras en los últimos siglos, como estabilización de riberas y pavimentación de carreteras, para fortificaciones y construcción de iglesias. El basalto es la roca volcánica más común de la Tierra. El nombre "basalto" posiblemente se remonte al etíope "bsalt", que significa "cocido". Las rocas basálticas tienen en común un contenido nulo o insignificante de cuarzo y un color entre negro y gris oscuro. Tienen una estructura de grano muy fino de cristales microscópicamente pequeños. Los cristales intergranulares bien formados son a menudo reconocibles en esta masa.

La secreción columnar del basalto no tiene nada que ver con la cristalización de la roca. Durante el enfriamiento de los fundidos de rocas basálticas se forman columnas pentagonales o hexagonales perpendiculares a la superficie de enfriamiento, delimitadas por fisuras de contracción (el volumen de la roca se reduce durante el enfriamiento).

Los basaltos de mantos y flujos se solidifican predominantemente en columnas hexagonales. Las columnas pentagonales se dan predominantemente en las crestas de las fuentes y en las venas. De este modo, los flujos de lava subterráneos pueden distinguirse de los basaltos subvolcánicos (magmas subterráneos solidificados). Debido a su formación columnar, estos depósitos de basalto son ideales para su posterior transformación en bloques de construcción estandarizados. En el pasado existían numerosas canteras de basalto en la zona de Bonn, entre ellas en el bosque urbano de Bad Godesberg, cerca de Schweinheim ("Im Hohn").

Roca: depósito limoso y arenoso del valle del arroyo Godesberg

Edad de los depósitos: Holoceno (periodo postglaciar hasta la actualidad) Formación del Mühlbach: hacia 1600 d.C.

La formación de un curso de agua serpenteante puede observarse de forma ejemplar en el Mühlbach, que discurre junto al paseo marítimo de Marienforster. El arroyo se creó artificialmente para abastecer a un molino de aceite de colza, más tarde conocido como Brungsmühle, que ya se mencionaba a principios del siglo XVII. Durante casi 400 años, el Mühlbach ha desarrollado una forma típica de los cursos de agua naturales. El curso sinuoso de los cursos de agua y la forma de los terraplenes es el resultado de la interacción de las fuerzas de fricción en el lecho del río, la fuerza centrífuga, la fuerza contraria (fuerza centrípeta), la fuerza de coriolis y la velocidad del flujo, además de las condiciones geológicas (rocas duras y blandas). La corriente transversal que discurre en ángulo con el hilo de la corriente provoca la erosión en las laderas escarpadas. Por otro lado, el material arrastrado por el río se deposita en las laderas planas de deslizamiento. Se forman bucles, los meandros (por un río de Asia Menor). La curvatura acaba aumentando hasta tal punto que sólo queda un estrecho cuello de meandro, que puede seccionarse durante las crecidas. El lecho cortado queda como una cocha gradualmente sedimentada (por ejemplo, el Gumme). El agua fluye considerablemente más rápido en la ruptura y tiene un mayor efecto erosivo. Cualquier cambio indeseable en el curso del arroyo puede contrarrestarse reforzando los taludes del desfiladero, por ejemplo con columnas de basalto o árboles de ribera adecuados al lugar.

Roca: Conglomerado de cantos rodados de cuarzo con calcedonia (grava de Vallendar)

Edad de deposición: Neolítico, Terciario temprano (formado hace aprox. 40 - 30 millones de años)

Los cantos rodados situados al borde del sendero son uno de los testimonios más antiguos del Terciario en la zona de Bad Godesberg. Son depósitos fluviales del Terciario temprano, las gravas de Vallendar (por la ciudad de Vallendar, cerca de Coblenza). A principios del Terciario, nuestra tierra natal era una llanura. Bajo un clima casi tropical, las areniscas y pizarras arcillosas del Devónico quedaron expuestas a una profunda meteorización química. Se formaron enormes depósitos de arcilla. Sólo las rocas duras de cuarzo resistieron la descomposición.

Durante un ligero levantamiento a principios del Terciario, la costra de meteorización se retiró localmente. Las rocas de cuarzo se trituraron en los cursos fluviales resultantes y se depositaron allí como arena, grava y bloques de las gravas de Vallendar cuando se redujo el caudal de agua. Debido a la presencia masiva de cuarzo en las gravas de Vallendar y en los yacimientos de la región de Tréveris, es posible que una gran parte del cuarzo proceda de los Vosgos o incluso del Macizo Central francés. La cementación de las gravas en un conglomerado se produjo mediante la posterior superposición de ceniza volcánica (toba traquítica). Al erosionarse, se liberó ácido silícico, que se filtró hacia abajo con el agua de infiltración y se depositó allí en forma de gel de sílice. Allí se solidificó bajo la pérdida de agua para formar cuarcita de agua dulce, con el cuarzo tipo calcedonia.

Manantial de agua mineral y medicinal del tipo acidulado de carbonato de sodio-hidrógeno-cloruro

La formación del valle de Marienforst se remonta a una zona de falla geológica en la cordillera de pizarra. Ofrece a las aguas subterráneas mineralizadas un camino ascendente desde grandes profundidades. Aquí se extrae desde una profundidad de 60 metros en el pozo Draitsch.

El agua del manantial de Draitsch, situado en el emplazamiento de la planta embotelladora, contiene mucho gas carbónico (CO2). El gas CO2 procede de una actividad que se remonta a la actividad volcánica de los periodos Terciario y Cuaternario. A grandes profundidades, el manto fundido y las cámaras magmáticas en enfriamiento liberan sobre todo dióxido de carbono y otras sustancias volátiles. Los gases penetran a alta presión a través de las fallas de la corteza terrestre hasta la zona de aguas subterráneas, donde el dióxido de carbono se disuelve químicamente para formar ácido carbónico. Una parte del gas permanece físicamente en el agua mineral en forma de "ácido carbónico libre" (¡burbujas de gas!). Esto hace que el agua suba más hacia la superficie terrestre (elevación de gas). El agua carbonatada disuelve los minerales, especialmente las sales metálicas y semimetálicas, de las rocas por las que fluye. Los ingredientes del agua mineral reflejan así la estructura geológica del subsuelo.

Roca: Basalto alcalino

Edad de formación de la roca: Neolítico, Terciario, Oligoceno / Mioceno (hace unos 25 millones de años)

El Godesberg es la "ruina" de un volcán cuya dura roca ganga, un basalto alcalino de grano fino con estructura fluidal, fue modelada a partir de la roca blanda circundante por la meteorización. Es el producto de la solidificación de un magma de baja sílice que se acercó a la superficie terrestre a finales del Terciario, en el curso del vulcanismo del Siebengebirge, hace unos 25 millones de años.

El magma, que estaba a más de 1100º C de temperatura, penetró en un grueso manto de tobas (traquita) extraídas previamente y se expandió allí de forma más o menos en forma de garrote. Se formó un volcán subterráneo, un subvolcán. Sin embargo, no se sabe con certeza si la roca fundida fue transportada a la superficie terrestre en forma de lava y formó allí un volcán en la superficie.

La roca contiene clinopiroxeno, olivino, plagioclasa, granos de mineral y, en algunos lugares, minerales vitrificados. Como inclusiones aparecen granos de olivino y clinopiroxeno y granos de cuarzo disueltos a partir del fundido. El "volcán de Godesberg" es hoy irreconocible debido a la erosión y no es posible reconstruir con exactitud su forma anterior. En la ladera oriental del Godesberg había pequeñas canteras, de donde probablemente se extrajo la mayor parte del material de construcción del Godesburg.

Edad de formación del Rin: Mesozoico, Terciario, Mioceno medio (hace aproximadamente 14 - 11 millones de años)

La formación del valle del Rin se debe en parte a una zona de fractura profunda de la corteza terrestre. Su formación está estrechamente ligada al levantamiento de las montañas de pizarra renanas en el período Terciario y al hundimiento de la cuenca del Bajo Rin. Las causas de los movimientos de la corteza terrestre se buscan, entre otras cosas, en los movimientos del manto terrestre. En la corteza terrestre suprayacente se formaron tensiones de tracción que provocaron el hundimiento de partes de la corteza terrestre. Un fenómeno concomitante fue el intenso vulcanismo, cuyo centro de actividad fue el Siebengebirge.

Un ejemplo impresionante de los movimientos de la corteza terrestre es el campo de subsidencia de la cuenca del Bajo Rin, que se abre en forma de cuña en los Montes de Pizarra, cerca de Bonn, y puede seguirse a través de fallas hasta el hundimiento en forma de trinchera de la cuenca de Neuwied. A partir de ahí, es probable que haya otra continuación del sistema de graben hacia el sur con una conexión con el Graben del Alto Rin. En las montañas de pizarra septentrionales, el Rin ha utilizado la zona de falla marcada desde el Mioceno medio, el nacimiento del Rin primitivo, y ha drenado la región del Alto Rin
a través de las montañas de pizarra renanas hasta el Mar del Norte.

Edad de formación de la ladera del valle: Neolítico, Cuaternario

Fase principal de formación: Pleistoceno (Edad de Hielo) (500.000 - 300.000 años antes de hoy)

Desde el yacimiento, el sendero desciende hasta la terraza media del Rin (Promenadenweg). La empinada ladera del valle que conduce al actual valle del Rin fue modelada por el Rin de la Edad de Hielo. Hace unos 800.000 años, las montañas de pizarra renanas se elevaron fuertemente. En los periodos cálidos posteriores, la amplia llanura de grava formada durante el periodo frío fue profundamente incisa por el Rin. Se formó un nuevo valle mucho más estrecho.

No sólo se erosionaron las rocas sueltas del lecho del río del periodo frío. El río también excavó en las arcillas y arenas más profundas de la era terciaria y en las areniscas y pizarras arcillosas de la era devónica de las montañas de pizarra renanas. Los procesos erosivos fueron especialmente intensos en los recodos del río, donde la corriente chocaba con la ladera del valle. Aquí, la erosión lateral socavó y dividió la ladera. En estas laderas surgieron las rocas de las Montañas de Pizarra Renanas. Hoy en día, las areniscas y pizarras arcillosas del Devónico pueden rastrearse a lo largo de la meseta de Kottenforst hasta Venusberg. Donde la inclinación de la ladera no es muy pronunciada, se conservó una fina capa de till glaciar sobre las rocas devónicas, como aquí en el yacimiento.

Residuos de erosión de la terraza media

Edad de los depósitos de la terraza intermedia: Cuaternario, Pleistoceno, Edad de Hielo del Saale (hace aprox. 300.000 - 120.000 años)

El paseo marítimo entre las calles Aennchenstraße y Pionierweg se extiende sobre un resto de erosión de la terraza media. Aparece a ambos lados del Rin y se enclava aquí como un estrecho saliente en la empinada ladera hacia la meseta de Kottenforst. La terraza media está formada por arenas gravosas de 20 m de espesor. En Poppelsdorf y Duisdorf, la terraza media se ensancha en dirección noroeste hasta formar una llanura de un kilómetro de ancho. La terraza media se eleva sólo unos metros por encima del Gumme (antiguo brazo del Rin) y de la terraza inferior al este.

En el pasado, en la estrecha franja de terrazas del valle del Rin se construyeron caminos, carreteras y vías férreas, por lo que también se conoce como terraza de carreteras del valle. Las terrazas del Rin se distinguen entre sí no sólo por sus diferentes altitudes. También muestran claras diferencias en la forma en que arrastran cantos rodados y minerales pesados de origen volcánico. Por ejemplo, los depósitos de la Terraza Principal contienen entre un 50% y un 60% de cantos rodados de cuarzo, los de la Terraza Media entre un 30% y un 40% de cantos rodados de cuarzo y los de la Terraza Inferior entre un 20% y un 35% de cantos rodados de cuarzo.

Residuos de erosión de la Terraza Media y depósitos de valles arenosos finos de la Gumme

Edad de la Gumme: Cuaternario, Holoceno, Preboreal a Boreal (hace aproximadamente 11.700 - 7.000 años)

Al norte de la confluencia del Pionierweg con el Promenadenweg, la terraza media del Rin está cortada por un canal sedimentado del Rin postglaciar, el Gumme. Se puede seguir por debajo del castillo de Godesburg a lo largo de la empinada ladera hasta Poppelsdorf. Allí, el cauce poco profundo se curva en un amplio arco que atraviesa el centro de Bonn hacia el oeste, en dirección a Bornheim. El "hundimiento" de las carreteras que van hacia el este desde el borde de la montaña cerca de Friesdorf hasta la Friedrich-Ebert-Allee y la carretera "Kumme" que va hacia el norte desde la Hochkreuzallee indican el curso del antiguo perfil del valle.

Tras el último periodo glaciar, hace unos 11.700 años, el Rin emergió del estrecho valle del Rin Medio como un río alpino de aguas bravas. En el fondo del valle glaciar, la posterior terraza inferior, serpenteaba en amplias curvas hacia la bahía del Bajo Rin. Al borde de la meseta de Kottenforst, el río chocó con la escarpada ladera cerca de Friesdorf y se abrió paso rápidamente hacia los depósitos blandos de la Terraza Inferior. Aquí, la erosión de las orillas también provocó la erosión de la estrecha terraza media. Durante el Holoceno, el lecho del río se desplazó hacia el centro del valle y fue adquiriendo su aspecto actual.

Roca: Arenisca y pizarra arcillosa de las Montañas de Pizarra de Renania

Edad de deposición: Paleozoico, Devónico inferior, estadio Siegen superior (depositado hace aproximadamente 412 - 405 millones de años)

Las rocas expuestas a lo largo del Pionierweg son rocas sedimentarias del Devónico inferior. Durante el Carbonífero (edad del carbón), fueron levantadas hace unos 300 millones de años por la compresión de la corteza terrestre a causa de las inundaciones del mar que retrocedía hacia el norte, e incluidas en la formación de las montañas de pizarra renanas.

En términos de tectónica a gran escala, ésta y la formación mundial de cordilleras pueden remontarse a la colisión de los continentes Gondwana y Laurussia.

Las Montañas de Pizarra renanas forman parte de una de estas cordilleras, que en su conjunto se conocen como Variscides. Llamadas así por la tribu germánica de los variscos, estas montañas se extendían por Europa central y occidental desde el este de Alemania hasta Gales, pasando por el sur de Bélgica y Francia. Los arroyos y ríos transportaban los restos de la erosión de las montañas hacia una depresión morrena al norte. Allí se extendían enormes pantanos costeros con selvas tropicales. Constituyeron la base para la formación de hulla, por ejemplo en las cuencas carboníferas de la cuenca del Ruhr y la cuenca de Aquisgrán. Al final de la era paleozoica, en el periodo Pérmico, la cordillera se había erosionado, dejando sólo un paisaje ondulado y llano hace 225 millones de años.
paisaje permaneció. Sólo a finales del Terciario y durante el Cuaternario se levantó de nuevo la grupa de la cordillera renana de la Pizarra, que desde hace unos 500.000 años aparece como el paisaje actual de cordillera baja.

Roca: Arenisca y pizarra arcillosa de las Montañas de Pizarra de Renania

Edad de deposición: Paleozoico, Devónico inferior, estadio superior de Siegen (depositado hace aproximadamente 412 - 405 millones de años)

Durante el Carbonífero, el fondo marino se fue estrechando cada vez más desde el sur. Como consecuencia, las rocas sedimentarias apiladas se plegaron, rompieron y elevaron para formar una cadena montañosa. Los pliegues rocosos resultantes consisten en "valles ondulados", las artesas geológicas, y "crestas onduladas", las silletas geológicas. En las Montañas de Pizarra renanas se pueden encontrar pliegues de todos los tamaños. Desde pliegues especiales del tamaño de centímetros hasta grandes pliegues de kilómetros de ancho y altura.

La flexión de las capas provocó tensiones que, al sobrepasar la resistencia de la roca, dieron lugar a fisuras y fallas en los paquetes de capas. La fisuración es claramente reconocible en las capas de arenisca a lo largo del Pionierweg. Hay finas grietas y fisuras que discurren perpendiculares a la superficie de la capa. En las montañas de pizarra centrales y meridionales también se producen otras superficies en los depósitos arcillosos de grano fino. Allí, unas superficies estrechas dividen la roca en láminas, las superficies pizarrosas.

Las superficies de pizarra cortan los planos de estratificación con ángulos diferentes. En la parte más septentrional de los Schiefergebirge, la esquistosidad apenas es pronunciada. Las fisuras de la roca y las superficies de pizarra proporcionan un punto de ataque adecuado para la penetración de las heladas y las raíces, lo que facilita el desarrollo de los suelos.