Età di formazione dei talenti: Neolitico, Quaternario, Pleistocene e Olocene (da 800.000 anni fa a oggi)

La valle Venner Bachtal, simile a una gola, è un esempio dell'interazione tra le forze "interne" ed "esterne" della terra. I processi all'interno del mantello terrestre hanno causato l'innalzamento delle montagne di ardesia renane. Le forze esterne hanno infine portato alla formazione della Venner Bachtal attraverso gli agenti atmosferici e l'erosione. Circa 65 milioni di anni fa, le montagne di ardesia renane erano ancora un territorio collinare piatto e ondulato che si elevava di poco sul livello del mare. Alla fine dell'inizio del Terziario, il blocco montuoso nascosto nel sottosuolo si è gradualmente innalzato, mentre la Baia del Basso Reno è crollata.

Intorno a 500.000 anni fa, il movimento verso l'alto, già chiaramente percepibile 800.000 anni fa, aumentò notevolmente. Questo costrinse il Reno e i suoi affluenti a scavare in profondità nelle montagne. La pendenza dalla pianura del terrazzo principale alla valle del Reno o Marienforst aumentò rapidamente. La terrazza principale era ora drenata da valli laterali che diventavano progressivamente più lunghe.

L'erosione profonda è favorita dalle rocce prevalentemente sciolte e dalle arenarie e dai fanghi del Devoniano, sottoposti a invecchiamento. Questo è un prerequisito per la formazione di una valle a incavo. Gli abitanti del Medioevo sfruttarono questa particolare caratteristica naturale per costruire un castello rifugio sul lato opposto della valle.

Tipo di terreno: Loess loam

Tipo di suolo: terra parabrosa

Età di formazione del suolo: Neolitico, Quaternario, Olocene (circa 11.700 anni fa fino ad oggi)

Nella valle Venner Bachtal si può osservare un cambiamento nell'uso del suolo in prossimità del confine con la foresta. Le aree forestali del Kottenforst sono seguite da pascoli agricoli lungo la valle. Questi diversi tipi di utilizzo sono in parte dovuti alla mutata situazione geologica. Il sottosuolo è costituito da arenarie e fanghi fortemente degradati del periodo devoniano, che durante l'ultimo periodo glaciale sono stati ricoperti da uno strato di loess spesso oltre 200 centimetri.

Le sabbie e le ghiaie della terrazza principale erano già state in gran parte rimosse, cosicché il loess giace direttamente sulle rocce di ardesia fortemente degradate. Lo sviluppo dei suoli dal loess nel periodo post-glaciale, l'Olocene, è avvenuto in modo diverso nella valle rispetto all'altopiano piatto del Kottenforst. Ciò è dovuto in particolare alla forte pendenza. Il rapido deflusso delle precipitazioni e delle acque di infiltrazione e la leggera, ma costante erosione e riorganizzazione dell'orizzonte superiore del suolo hanno impedito lo sviluppo di uno pseudogley (terreno intriso d'acqua). I terreni parabrown della valle di Marienforst sono caratterizzati da elevate prestazioni.

Rocce: Terreno proveniente da rocce argillose del periodo devoniano.

Età di formazione della sorgente: Quaternario, Olocene (periodo post-glaciale) (da circa 11.700 anni fa)

Il ruscello che attraversa il Venner Kirchweg ha la sua sorgente in una grande palude sorgiva sul versante settentrionale della valle Venner Bachtal. La particolare situazione geologica ai margini dell'altopiano del Kottenforst fa sì che le acque sotterranee si diffondano su una vasta area. I terreni argillosi del Kottenforst rendono molto più difficile l'infiltrazione dell'acqua piovana. Tuttavia, essa penetra fino a 10 centimetri al giorno attraverso lo strato superiore di argilla del Kottenforst, spesso circa 200 centimetri. Non prima di 20 giorni, l'acqua di infiltrazione raggiunge la roccia sciolta della terrazza principale. Qui si muovono rapidamente verso il basso fino a raggiungere le acque sotterranee. La roccia porosa non consolidata del terrazzo principale è un'importante falda acquifera. È sigillata verso il basso da una diga per le acque sotterranee, uno strato di argilla.

Nella nostra regione, questo strato di fondo è costituito da argille di età terziaria o da rocce argillose di età devoniana. Poiché lo strato di fondo ha un rilievo, le acque sotterranee si raccolgono nei punti più profondi e scorrono in canali poco profondi verso il bordo dell'altopiano di Kottenforst. Dove la zona delle acque sotterranee è tagliata da un pendio della valle, il flusso delle acque sotterranee emerge come sorgente di strato.

Materiale da costruzione: Basalto (basalto colonnare)

Età di formazione della roccia: Neolitico, Terziario, Oligocene/Miocene (solidificato circa 25-22 milioni di anni fa).

Il recinto dell'ex monastero di Marienforst è costituito prevalentemente da colonne di basalto frammentate. Grazie alla sua grande forza e resistenza agli agenti atmosferici, la roccia vulcanica è stata utilizzata nei secoli scorsi in molti modi diversi come stabilizzazione di argini e pavimentazione stradale, per le fortificazioni e per la costruzione di chiese. Il basalto è la roccia vulcanica più comune sulla terra. Il nome "basalto" deriva forse dall'etiope "bsalt", che significa "cotto". Le rocce basaltiche hanno un contenuto di quarzo assente o insignificante e un colore che va dal nero al grigio scuro. Hanno una struttura a grana molto fine di cristalli microscopicamente piccoli. I cristalli intergranulari ben formati sono spesso riconoscibili in questa massa.

La secrezione colonnare del basalto non ha nulla a che fare con la cristallizzazione della roccia. Durante il raffreddamento delle rocce basaltiche fuse, si formano colonne pentagonali o esagonali perpendicolari alla superficie di raffreddamento, delimitate da fessure di ritiro (il volume della roccia si riduce durante il raffreddamento).

I basalti provenienti da coltri e colate solidificano prevalentemente in colonne esagonali. Le colonne pentagonali sono presenti soprattutto nelle creste delle sorgenti e nelle vene. I basalti di fuoriuscita di lava in superficie possono quindi essere distinti dai basalti subvulcanici (magmi solidificati nel sottosuolo). Grazie alla loro formazione colonnare, questi depositi di basalto sono ideali per un'ulteriore lavorazione in blocchi di costruzione standardizzati. In passato, nell'area di Bonn c'erano numerose cave di basalto, tra cui la foresta urbana di Bad Godesberg, vicino a Schweinheim ("Im Hohn").

Roccia: deposito vallivo limoso e sabbioso del torrente Godesberg

Età dei depositi: Olocene (periodo post-glaciale fino ai giorni nostri) Formazione del Mühlbach: circa 1600 d.C.

La formazione di un corso d'acqua a meandri si può osservare in modo esemplare nel Mühlbach, che costeggia la passeggiata di Marienforster. Il corso d'acqua è stato creato artificialmente per alimentare un mulino per l'olio di colza, in seguito noto come Brungsmühle, già menzionato all'inizio del XVII secolo. Per quasi 400 anni, il Mühlbach ha sviluppato una forma tipica dei corsi d'acqua naturali. L'andamento tortuoso dei corsi d'acqua e la forma degli argini sono il risultato dell'interazione delle forze di attrito sul letto del fiume, della forza centrifuga, della forza contraria (forza centripeta), della forza di coriolis e della velocità del flusso, oltre che delle condizioni geologiche (rocce dure e morbide). La corrente trasversale che scorre ad angolo rispetto al filo della corrente porta all'erosione dei pendii ripidi. D'altra parte, il materiale trasportato dal fiume si deposita sui pendii piani di scorrimento. Si formano delle anse, i meandri (dal nome di un fiume dell'Asia Minore). La curvatura alla fine aumenta a tal punto che rimane solo uno stretto collo di meandro, che può essere tagliato durante le piene. Il letto tagliato rimane come una lanca gradualmente insabbiata (ad esempio la Gumme). L'acqua scorre molto più velocemente nella breccia e ha un maggiore effetto erosivo. Eventuali modifiche indesiderate al corso del torrente possono essere contrastate rinforzando i pendii del diaframma, ad esempio con colonne di basalto o alberi ripariali adatti al sito.

Roccia: conglomerato di massi di quarzo con calcedonio (ghiaia del Vallendar)

Età di deposizione: Neolitico, inizio del Terziario (formatosi circa 40 - 30 milioni di anni fa)

I massi ai margini del sentiero sono tra le più antiche testimonianze del periodo terziario nell'area di Bad Godesberg. Si tratta di depositi fluviali dell'inizio del Terziario, le ghiaie di Vallendar (dal nome della città di Vallendar, vicino a Coblenza). All'inizio del Terziario, la nostra terra era una pianura. In un clima quasi tropicale, le arenarie e gli scisti argillosi del periodo devoniano furono esposti a una profonda degradazione chimica. Si formarono enormi depositi di argilla. Solo le dure rocce quarzose resistettero alla decomposizione.

Durante un leggero sollevamento nel corso dell'inizio del Terziario, la crosta di agenti atmosferici fu localmente rimossa. Le rocce di quarzo sono state frantumate nei corsi d'acqua risultanti e depositate come sabbia, ghiaia e blocchi delle ghiaie del Vallendar quando il flusso d'acqua si è ridotto. Data la massiccia presenza di quarzo nelle ghiaie del Vallendar e nei depositi della regione di Treviri, è possibile che gran parte del quarzo provenga dai Vosgi o addirittura dal Massiccio Centrale francese. La cementazione delle ghiaie in un conglomerato è avvenuta grazie alla successiva sovrapposizione di ceneri vulcaniche (tufo trachitico). Durante gli agenti atmosferici si è liberato acido silicico, che è penetrato verso il basso con l'acqua di infiltrazione e si è depositato sotto forma di gel di silice. Lì si è solidificato sotto la perdita di acqua per formare la quarzite d'acqua dolce, con il tipo di quarzo calcedonio.

Sorgente di acqua minerale e medicinale del tipo acidulo sodio-idrogeno carbonato-cloruro

La formazione della valle di Marienforst è riconducibile a una zona di faglia geologica nella catena montuosa dell'ardesia. Essa offre alle acque sotterranee mineralizzate un percorso di risalita da grandi profondità. Qui viene estratta da una profondità di 60 metri nel pozzo Draitsch.

L'acqua della sorgente Draitsch, che si trova sul sito dell'impianto di imbottigliamento, contiene molto gas di anidride carbonica (CO2). Il gas CO2 deriva da un'attività che risale all'attività vulcanica del periodo terziario e quaternario. A grandi profondità, il mantello fuso e le camere magmatiche in raffreddamento rilasciano soprattutto anidride carbonica e altre sostanze volatili. I gas penetrano ad alta pressione attraverso i giunti di faglia della crosta terrestre fino alle falde acquifere, dove l'anidride carbonica si scioglie chimicamente formando acido carbonico. Una parte del gas rimane fisicamente nell'acqua minerale come "acido carbonico libero" (bolle di gas!). Ciò fa sì che l'acqua salga ulteriormente verso la superficie terrestre (sollevamento del gas). L'acqua gassata scioglie i minerali, in particolare i sali metallici e semimetallici, dalle rocce in cui scorre. Gli ingredienti dell'acqua minerale riflettono quindi la struttura geologica del sottosuolo.

Roccia: basalto alcalino

Età di formazione della roccia: Neolitico, Terziario, Oligocene / Miocene (circa 25 milioni di anni fa)

Il Godesberg è la "rovina" di un vulcano la cui dura roccia di ganga, un basalto alcalino a grana fine con struttura a flusso, è stata modellata dalla morbida roccia circostante dagli agenti atmosferici. È il prodotto della solidificazione di un magma a bassa silice che si è avvicinato alla superficie terrestre nel tardo Terziario, nel corso del vulcanismo del Siebengebirge, circa 25 milioni di anni fa.

Il magma, caldo più di 1100º C, penetrò in una spessa coltre di tufi (trachite) precedentemente estratti e vi si espanse in modo più o meno clavato. Si formò un vulcano sotterraneo, un subvulcano. Tuttavia, non è certo che la roccia fusa sia stata trasportata sulla superficie terrestre sotto forma di lava e che lì si sia formato un vulcano in superficie.

La roccia contiene clinopirosseno, olivina, plagioclasio, grani di minerale e, in alcuni punti, minerali vetrificati. Grani di olivina e clinopirosseno e grani di quarzo disciolti dalla fusione sono presenti come inclusioni. Il "vulcano Godesberg" è ormai irriconoscibile a causa dell'erosione e non è possibile ricostruire esattamente la sua forma precedente. Sul versante orientale del Godesberg si trovavano piccole cave, da cui probabilmente veniva estratta la maggior parte del materiale da costruzione del Godesburg.

Età di formazione del Reno: Mesozoico, Terziario, Miocene medio (circa 14 - 11 milioni di anni fa)

La formazione della valle del Reno è in parte dovuta a una profonda zona di frattura della crosta terrestre. La sua formazione è strettamente legata all'innalzamento, nel Terziario, delle montagne di ardesia renane e al crollo dell'ansa del Basso Reno. Le cause dei movimenti della crosta terrestre vanno ricercate, tra l'altro, nei movimenti del mantello terrestre. Nella crosta terrestre sovrastante si sono formate tensioni di trazione che hanno provocato il crollo di alcune parti della crosta terrestre. Un fenomeno di accompagnamento è stato il vivace vulcanismo, il cui centro di attività è stato il Siebengebirge.

Un esempio impressionante dei movimenti della crosta terrestre è il campo di subsidenza dell'ansa del Basso Reno, che si incide a forma di cuneo nelle montagne di ardesia vicino a Bonn e che può essere ricondotto, attraverso faglie, al crollo a trincea del bacino di Neuwied. Da lì, probabilmente, il sistema di graben continua verso sud e si collega al graben del Reno superiore. Nelle montagne di ardesia settentrionali, il Reno ha utilizzato la zona di faglia marcata fin dal Miocene medio, alla nascita del Reno primordiale, e ha drenato la regione dell'Alto Reno
attraverso le montagne di ardesia renane fino al Mare del Nord.

Età di formazione del pendio della valle: Neolitico, Quaternario

Fase principale di formazione: Pleistocene (era glaciale) (500.000 - 300.000 anni prima di oggi)

Dal sito, il sentiero scende verso la terrazza centrale del Reno (Promenadenweg). Il ripido pendio della valle che porta all'attuale valle del Reno è stato modellato dal Reno dell'era glaciale. Circa 800.000 anni fa, le montagne di ardesia renane furono fortemente sollevate. Durante i successivi periodi caldi, l'ampia pianura di ghiaia formatasi durante il periodo freddo fu profondamente incisa dal Reno. Si formò una nuova valle, molto più stretta.

Non furono solo le rocce sciolte del letto del fiume del periodo freddo a essere erose. Il fiume ha scavato anche nelle argille e nelle sabbie più profonde dell'età terziaria e nelle arenarie e scisti argillosi dell'età devoniana delle montagne di ardesia renane. I processi di erosione sono stati particolarmente intensi nelle anse del fiume, dove il torrente si è scontrato con il pendio della valle. Qui il pendio è stato scalzato e spaccato dall'erosione laterale. Su questi pendii sono emerse le rocce dei Monti di Ardesia Renani. Oggi, le arenarie e gli scisti argillosi del Devoniano possono essere rintracciati lungo l'altopiano del Kottenforst fino al Venusberg. Dove l'inclinazione del pendio non è molto pronunciata, una sottile coltre di terra di scorrimento glaciale si è conservata sopra le rocce devoniane, come in questo sito.

Residui di erosione della terrazza intermedia

Età dei depositi del terrazzo intermedio: Quaternario, Pleistocene, era glaciale della Saale (circa 300.000 - 120.000 anni fa)

La passeggiata tra Aennchenstraße e Pionierweg si sviluppa su un residuo di erosione del terrazzo medio. Questo si trova su entrambe le sponde del Reno e si annida qui come una stretta sporgenza sul ripido pendio verso l'altopiano del Kottenforst. Il terrazzo intermedio è costituito da sabbie ghiaiose spesse 20 metri. A Poppelsdorf e Duisdorf, il terrazzo intermedio si allarga in direzione nord-ovest, formando una pianura larga un chilometro. Il terrazzo intermedio si eleva di pochi metri sulla Gumme (antico ramo del Reno) e sul terrazzo inferiore a est.

In passato, sulla stretta striscia di terrazze nella valle del Reno sono stati costruiti sentieri, strade e linee ferroviarie, motivo per cui è nota anche come terrazza stradale della valle. Le terrazze del Reno si distinguono l'una dall'altra non solo per le diverse altitudini. Mostrano anche chiare differenze nel modo in cui trasportano i massi e i minerali pesanti vulcanici. Ad esempio, i depositi del Terrazzo principale contengono dal 50 al 60 percento di massi di quarzo, quelli del Terrazzo intermedio dal 30 al 40 percento di massi di quarzo e quelli del Terrazzo inferiore dal 20 al 35 percento di massi di quarzo.

Residui di erosione del Terrazzo Medio e depositi vallivi di sabbia fine della Gumme

Età della Gumme: Quaternario, Olocene, da Preboreale a Boreale (circa 11.700 - 7.000 anni fa)

A nord del punto in cui il Pionierweg si unisce al Promenadenweg, il terrazzo medio del Reno è interrotto da un canale insabbiato del Reno post-glaciale, la Gumme. Si può seguire sotto il castello di Godesburg lungo il ripido pendio fino a Poppelsdorf. Lì, l'alveo poco profondo del fiume piega in un ampio arco attraverso il centro di Bonn verso ovest, in direzione di Bornheim. Il "cedimento" delle strade che dal bordo della montagna vicino a Friesdorf conducono verso est fino a Friedrich-Ebert-Allee e la strada "Kumme" che da Hochkreuzallee conduce verso nord indicano il percorso del precedente profilo della valle.

Dopo l'ultimo periodo glaciale, circa 11.700 anni fa, il Reno emerse dalla stretta valle del Medio Reno come un fiume alpino di acque bianche. Sul fondovalle glaciale, il successivo Terrazzo Inferiore, serpeggiava in ampie anse nella Baia del Basso Reno. Ai margini dell'altopiano del Kottenforst, il fiume si scontrò con il ripido pendio vicino a Friesdorf e si fece rapidamente strada nei morbidi depositi del Terrazzo Inferiore. Qui, l'erosione degli argini ha portato anche all'erosione dello stretto terrazzo intermedio. Durante l'Olocene, l'alveo del fiume si spostò verso il centro della valle e assunse gradualmente l'aspetto attuale.

Roccia: arenaria e scisti argillosi dei Monti Ardesia Renani

Età di deposizione: Paleozoico, Devoniano inferiore, stadio superiore di Siegen (depositato circa 412-405 milioni di anni fa).

Le rocce esposte lungo il Pionierweg sono rocce sedimentarie del Devoniano inferiore. Durante il Carbonifero (età del carbone), sono state sollevate circa 300 milioni di anni fa dalle alluvioni del mare che si ritirava verso nord, per compressione della crosta terrestre, e sono state incluse nella formazione delle montagne di ardesia renane.

In termini di tettonica su larga scala, questa e la formazione di catene montuose a livello mondiale possono essere fatte risalire alla collisione dei continenti Gondwana e Laurussia.

Le montagne di ardesia renane fanno parte di una di queste catene montuose, che nel loro insieme sono note come Variscidi. Prendendo il nome dalla tribù germanica dei Variscani, queste montagne si estendevano attraverso l'Europa centrale e occidentale, dalla Germania orientale al Galles, passando per il Belgio e la Francia meridionali. I torrenti e i fiumi trasportarono i detriti erosi dalle montagne in una depressione morenica a nord. Lì si estendevano enormi paludi costiere con foreste pluviali tropicali. Esse costituirono la base per la formazione del carbon fossile, ad esempio nei bacini carboniferi della zona della Ruhr e del bacino di Aquisgrana. Alla fine dell'era paleozoica, nel periodo Permiano, la catena montuosa era stata erosa, lasciando solo un paesaggio piatto e ondulato 225 milioni di anni fa.
paesaggio è rimasto. È solo alla fine del Terziario e durante il Quaternario che la groppa dei monti di ardesia renani si è rialzata e da circa 500.000 anni si presenta come l'attuale paesaggio di bassa montagna.

Roccia: arenaria e scisti argillosi dei Monti Ardesia Renani

Età di deposizione: Paleozoico, Devoniano inferiore, stadio superiore di Siegen (depositato circa 412-405 milioni di anni fa).

Durante il Carbonifero, il fondale marino si restrinse sempre più da sud. Di conseguenza, le rocce sedimentarie impilate furono piegate, spezzate e sollevate per formare una catena montuosa. Le pieghe della roccia che ne derivano sono costituite da "valli d'onda", le depressioni geologiche, e da "creste d'onda", le selle geologiche. Nelle montagne di ardesia renane si trovano pieghe di tutte le dimensioni. Da pieghe speciali di dimensioni centimetriche a pieghe grandi e larghe chilometri.

La flessione degli strati ha provocato tensioni che, quando la resistenza della roccia è stata superata, hanno portato alla fessurazione e alla fagliazione dei pacchetti di strati. La fessurazione è chiaramente riconoscibile negli strati di arenaria lungo il Pionierweg. Ci sono sottili fessure e crepe che corrono perpendicolari alla superficie dello strato. Nelle montagne di ardesia centrali e meridionali, altre superfici sono presenti anche nei depositi argillosi a grana fine. Qui, superfici strette dividono la roccia in lamelle, le superfici di ardesia.

Le superfici di ardesia intersecano i piani di giacitura con diverse angolazioni. Nella parte più settentrionale dello Schiefergebirge, la scistosità è poco pronunciata. Le fessure della roccia e le superfici di ardesia rappresentano un punto di attacco adatto per il gelo e l'esplosione delle radici, facilitando lo sviluppo dei suoli.