Wiek powstawania talentów: neolit, czwartorzęd, plejstocen i holocen (od 800 000 lat temu do dnia dzisiejszego)

Przypominająca wąwóz dolina Venner Bachtal jest przykładem wzajemnego oddziaływania "wewnętrznych" i "zewnętrznych" sił Ziemi. Procesy zachodzące w płaszczu Ziemi spowodowały powstanie reńskich gór łupkowych. Siły zewnętrzne ostatecznie doprowadziły do powstania Venner Bachtal poprzez wietrzenie i erozję. Około 65 milionów lat temu Rhenish Slate Mountains były nadal płaskim, pofałdowanym wzgórzem, które wznosiło się tylko nieznacznie powyżej poziomu morza. Pod koniec wczesnego trzeciorzędu blok górski ukryty pod ziemią stopniowo się podnosił, podczas gdy zatoka Dolnego Renu zapadła się.

Około 500 000 lat temu ruch w górę, który był już wyraźnie zauważalny 800 000 lat temu, znacznie się nasilił. Zmusiło to Ren i jego dopływy do wcięcia się głęboko w góry. Nachylenie od równiny głównego tarasu do doliny Renu lub doliny Marienforst gwałtownie wzrosło. Główny taras był teraz odwadniany przez boczne doliny, które stawały się coraz dłuższe.

Głębokiej erozji sprzyjają głównie luźne skały oraz zwietrzałe dewońskie piaskowce i mułowce. Jest to warunek konieczny do powstania doliny karbowej. Ludzie średniowiecza wykorzystali tę szczególną cechę naturalną do zbudowania zamku schronienia po przeciwnej stronie doliny.

Typ gleby: Glina lessowa

Typ gleby: ziemia parabrązowa

Wiek powstania gleby: neolit, czwartorzęd, holocen (ok. 11 700 lat temu do dnia dzisiejszego)

W dolinie Venner Bachtal można zaobserwować zmianę użytkowania gruntów w pobliżu granicy lasu. Po obszarach leśnych Kottenforst w dolinie występują użytki zielone. Te różne rodzaje użytkowania są częściowo spowodowane zmienioną sytuacją geologiczną. Podłoże składa się z silnie zwietrzałych piaskowców i mułowców z okresu dewonu, które podczas ostatniego zlodowacenia zostały pokryte warstwą lessu o grubości ponad 200 centymetrów.

Piaski i żwiry głównego tarasu zostały już w dużej mierze usunięte, więc less leży bezpośrednio na silnie zwietrzałych skałach łupkowych. Rozwój gleb z lessu w okresie polodowcowym, holocenie, przebiegał inaczej w dolinie niż na płaskim płaskowyżu Kottenforst. Wynika to w szczególności ze stromego zbocza. Szybki spływ wód opadowych i przesiąkających oraz niewielka, ale stała erozja i zmiana układu górnego poziomu glebowego zapobiegły rozwojowi pseudogleju (gleby podmokłej). Gleby brunatne doliny Marienforst charakteryzują się wysoką wydajnością.

Skały: Gleba ze skał ilastych z okresu dewonu

Wiek powstania źródła: czwartorzęd, holocen (okres polodowcowy) (od ok. 11 700 lat temu)

Strumień przecinający Venner Kirchweg ma swoje źródło w dużym źródliskowym bagnie na północnym zboczu doliny Venner Bachtal. Szczególna sytuacja geologiczna na skraju płaskowyżu Kottenforst oznacza, że wody gruntowe wyciekają tu na dużym obszarze. Gliniaste gleby w Kottenforst znacznie utrudniają przesiąkanie wody deszczowej. Niemniej jednak przenika ona do 10 centymetrów dziennie przez około 200 centymetrową górną warstwę gliny Kottenforst. Najwcześniej po 20 dniach przesączająca się woda dociera do luźnej skały głównego tarasu. Tutaj przemieszczają się szybko w dół, aż dotrą do wód gruntowych. Porowata, nieskonsolidowana skała głównego tarasu jest ważną warstwą wodonośną. Jest ona zamknięta w dół przez zaporę wód gruntowych, warstwę gliny.

W naszym regionie ta dolna warstwa składa się z iłów z epoki trzeciorzędu lub skał ilastych z epoki dewonu. Ponieważ warstwa denna ma relief, wody gruntowe gromadzą się w najgłębszych punktach i płyną płytkimi kanałami w kierunku krawędzi płaskowyżu Kottenforst. Tam, gdzie strefa wód gruntowych jest przecięta zboczem doliny, przepływ wód gruntowych pojawia się jako źródło warstwowe.

Materiał budowlany: Bazalt (bazalt kolumnowy)

Wiek formacji skalnej: neolit, trzeciorzęd, oligocen / miocen (zestalony ok. 25 - 22 milionów lat temu)

Ogrodzenie dawnego klasztoru Marienforst składa się głównie z fragmentów bazaltowych kolumn. Ze względu na swoją dużą wytrzymałość i odporność na warunki atmosferyczne, skała wulkaniczna była wykorzystywana na wiele różnych sposobów w ciągu ostatnich stuleci do stabilizacji brzegów i układania dróg, do fortyfikacji i budowy kościołów. Bazalt jest najbardziej rozpowszechnioną skałą wulkaniczną na Ziemi. Nazwa "bazalt" prawdopodobnie pochodzi od etiopskiego "bsalt", co oznacza "gotowany". Skały bazaltowe charakteryzują się brakiem lub niewielką zawartością kwarcu oraz kolorem od czarnego do ciemnoszarego. Mają bardzo drobnoziarnistą strukturę mikroskopijnie małych kryształów. Dobrze uformowane kryształy międzykrystaliczne są często rozpoznawalne w tej masie.

Kolumnowe wydzielanie bazaltu nie ma nic wspólnego z krystalizacją skały. Podczas chłodzenia stopionych skał bazaltowych powstają pięciokątne lub sześciokątne kolumny prostopadłe do powierzchni chłodzenia, które są ograniczone szczelinami skurczowymi (objętość skały zmniejsza się podczas chłodzenia).

Bazalty z koców i przepływów zestalają się głównie w sześciokątnych kolumnach. Pięciokątne kolumny występują głównie w grzbietach źródeł i żyłach. Naziemne wypływy lawy można zatem odróżnić od bazaltów subwulkanicznych (podziemnych zestalonych magm). Ze względu na swój kolumnowy kształt, takie złoża bazaltu są idealne do dalszego przetwarzania w znormalizowane bloki konstrukcyjne. W przeszłości w rejonie Bonn znajdowały się liczne kamieniołomy bazaltu, w tym w lesie miejskim Bad Godesberg w pobliżu Schweinheim ("Im Hohn").

Skała: muliste, piaszczyste osady doliny potoku Godesberg

Wiek osadów: Holocen (okres polodowcowy do dnia dzisiejszego) Powstanie Mühlbach: około 1600 r. n.e.

Tworzenie się meandrującego cieku wodnego można zaobserwować na przykładzie Mühlbach, który biegnie wzdłuż promenady Marienforster. Strumień został sztucznie utworzony, aby zasilać olejarnię rzepaku, znaną później jako Brungsmühle, o której wspominano już na początku XVII wieku. Przez prawie 400 lat Mühlbach rozwinął formę typową dla naturalnych cieków wodnych. Kręty bieg cieków wodnych i kształt wałów jest wynikiem interakcji sił tarcia na dnie rzeki, siły odśrodkowej, siły przeciwnej (siły dośrodkowej), siły Coriolisa i prędkości przepływu, a także warunków geologicznych (twarde i miękkie skały). Prąd poprzeczny płynący pod kątem do nitki nurtu prowadzi do erozji na stromych zboczach. Z drugiej strony, materiał niesiony przez rzekę odkłada się na płaskich zboczach. Tworzą się pętle, meandry (od rzeki w Azji Mniejszej). Krzywizna ostatecznie wzrasta do takiego stopnia, że pozostaje tylko wąska szyja meandra, która może zostać odcięta podczas powodzi. Odcięte koryto pozostaje jako stopniowo zamulony starorzecze (na przykład Gumme). W przełomie woda płynie znacznie szybciej i ma większy efekt erozyjny. Wszelkim niepożądanym zmianom biegu strumienia można przeciwdziałać poprzez wzmocnienie skarp przegrody, na przykład za pomocą kolumn bazaltowych lub odpowiednich dla danego miejsca drzew łęgowych.

Skała: Konglomerat głazów kwarcowych z chalcedonem (żwir Vallendar)

Wiek osadzania: neolit, wczesny trzeciorzęd (powstały ok. 40-30 milionów lat temu)

Głazy na skraju ścieżki są jednymi z najstarszych dowodów okresu trzeciorzędu w rejonie Bad Godesberg. Są to osady rzeczne z wczesnego trzeciorzędu, żwiry Vallendar (od miasta Vallendar w pobliżu Koblencji). Na początku trzeciorzędu nasza ojczyzna była nizinną równiną. W niemal tropikalnym klimacie piaskowce i łupki ilaste z okresu dewonu zostały poddane głębokiemu wietrzeniu chemicznemu. Powstały ogromne złoża gliny. Tylko twarde skały kwarcowe oparły się rozkładowi.

Podczas niewielkiego wypiętrzenia w okresie wczesnego trzeciorzędu skorupa wietrzeniowa została lokalnie usunięta. Skały kwarcowe zostały zmiażdżone w powstałych korytach rzek i osadzone tam jako piasek, żwir i bloki żwirów Vallendar, gdy przepływ wody został zmniejszony. Ze względu na masowe występowanie kwarcu w żwirach Vallendar i osadach w regionie Trewiru, możliwe jest, że duża część kwarcu pochodzi z Wogezów lub nawet z francuskiego Masywu Centralnego. Cementacja żwirów w konglomerat miała miejsce poprzez późniejsze nałożenie popiołu wulkanicznego (tuf trachitowy). W miarę wietrzenia uwalniał się kwas krzemowy, który przesączał się w dół wraz z przesączającą się wodą i osadzał się tam w postaci żelu krzemionkowego. Tam zestalił się pod wpływem utraty wody, tworząc słodkowodny kwarcyt z chalcedonem typu kwarcowego.

Źródło wody mineralnej i leczniczej typu kwaśnego sodowo-wodorowęglanowo-chlorkowego

Powstanie doliny Marienforst można prześledzić wstecz do geologicznej strefy uskoku w łupkowym paśmie górskim. Oferuje ona zmineralizowanym wodom gruntowym drogę w górę z dużych głębokości. Tutaj jedna z nich jest wydobywana z głębokości 60 metrów w studni Draitsch.

Woda ze źródła Draitsch, które znajduje się na terenie rozlewni, zawiera dużo dwutlenku węgla (CO2). Gaz CO2 pochodzi z aktywności wulkanicznej z okresu trzeciorzędu i czwartorzędu. Na dużych głębokościach stopiony płaszcz i stygnące komory magmowe uwalniają w szczególności dwutlenek węgla i inne substancje lotne. Gazy te przenikają przez szczeliny w skorupie ziemskiej pod wysokim ciśnieniem do wód gruntowych, gdzie dwutlenek węgla ulega chemicznemu rozpuszczeniu, tworząc kwas węglowy. Część gazu fizycznie pozostaje w wodzie mineralnej jako "wolny kwas węglowy" (pęcherzyki gazu!). Powoduje to, że woda unosi się dalej do powierzchni ziemi (unoszenie gazu). Woda gazowana rozpuszcza minerały, zwłaszcza sole metali i półmetali, ze skał, przez które przepływa. W ten sposób składniki wody mineralnej odzwierciedlają strukturę geologiczną podpowierzchni.

Skała: bazalt alkaliczny

Wiek powstania skały: neolit, trzeciorzęd, oligocen / miocen (ok. 25 milionów lat temu)

Godesberg to "ruiny" wulkanu, którego twarda skała płonna, drobnoziarnisty bazalt alkaliczny o strukturze przepływowej, została wymodelowana z miękkiej skały otaczającej przez wietrzenie. Jest to produkt krzepnięcia magmy o niskiej zawartości krzemionki, która zbliżyła się do powierzchni ziemi w późnym trzeciorzędzie w trakcie wulkanizmu Siebengebirge około 25 milionów lat temu.

Magma, której temperatura przekraczała 1100º C, przeniknęła przez grubą warstwę wcześniej wydobytych (trachitowych) tufów i rozszerzyła się tam w mniej lub bardziej maczugowaty sposób. Powstał podziemny wulkan, subwulkan. Nie jest jednak pewne, czy stopiona skała została przetransportowana na powierzchnię ziemi w postaci lawy i zbudowała tam naziemny wulkan.

Skała zawiera klinopiroksen, oliwin, plagioklaz, ziarna rudy i miejscami zeszklone minerały. Ziarna oliwinu i klinopiroksenu oraz ziarna kwarcu rozpuszczone ze stopu występują jako inkluzje. "Wulkan Godesberg" stał się nierozpoznawalny z powodu erozji, a dokładna rekonstrukcja jego dawnego kształtu nie jest możliwa. Na wschodnim zboczu Godesberg znajdowały się małe kamieniołomy, w których prawdopodobnie wydobywano większość materiału budowlanego dla Godesburg.

Wiek powstania Renu: mezozoik, trzeciorzęd, środkowy miocen (ok. 14 - 11 milionów lat temu)

Powstanie doliny Renu jest częściowo spowodowane głęboką strefą pęknięć w skorupie ziemskiej. Jej powstanie jest ściśle związane z powstaniem w okresie trzeciorzędu reńskich gór łupkowych i zapadnięciem się zatoki dolnego Renu. Przyczyn ruchów skorupy ziemskiej poszukuje się między innymi w ruchach płaszcza Ziemi. W leżącej nad nim skorupie ziemskiej powstały naprężenia rozciągające, powodujące zapadanie się części skorupy ziemskiej. Zjawiskiem towarzyszącym był żywiołowy wulkanizm, którego centrum aktywności był Siebengebirge.

Imponującym przykładem ruchów w skorupie ziemskiej jest pole osiadania w Zatoce Dolnego Renu, które wcina się klinem w Góry Łupkowe w pobliżu Bonn i można je prześledzić przez uskoki do przypominającego rów zapadnięcia się basenu Neuwied. Stamtąd istnieje prawdopodobnie dalsza kontynuacja systemu grabenów na południe z połączeniem z Grabenem Górnego Renu. W północnych górach łupkowych Ren wykorzystywał zaznaczoną strefę uskokową od środkowego miocenu, narodzin pierwotnego Renu, i osuszał obszar Górnego Renu
przez reńskie góry łupkowe do Morza Północnego.

Wiek powstania zbocza doliny: neolit, czwartorzęd

Główna faza formowania: plejstocen (epoka lodowcowa) (500 000 - 300 000 lat przed naszą erą)

Z tego miejsca ścieżka prowadzi w dół do środkowego tarasu Renu (Promenadenweg). Strome zbocze doliny prowadzące do dzisiejszej doliny Renu zostało ukształtowane przez Ren z epoki lodowcowej. Około 800 000 lat temu reńskie góry łupkowe zostały silnie wypiętrzone. Podczas kolejnych ciepłych okresów, szeroka równina żwirowa utworzona podczas zimnego okresu została głęboko nacięta przez Ren. Powstała nowa, znacznie węższa dolina.

Erozji uległy nie tylko luźne skały koryta rzeki z okresu zimnego. Rzeka wyżłobiła również głębsze iły i piaski z epoki trzeciorzędu oraz piaskowce i łupki ilaste z epoki dewonu w reńskich górach łupkowych. Procesy erozyjne były szczególnie intensywne w zakolach rzeki, gdzie strumień zderzał się ze zboczem doliny. W tym miejscu zbocze zostało podkopane i podzielone przez erozję boczną. Na tych zboczach powstały skały reńskich gór łupkowych. Obecnie dewońskie piaskowce i łupki ilaste można prześledzić wzdłuż płaskowyżu Kottenforst aż do Venusberg. Tam, gdzie nachylenie zbocza nie jest zbyt wyraźne, na skałach dewońskich zachowała się cienka warstwa gliny lodowcowej, tak jak w tym miejscu.

Pozostałości erozyjne środkowego tarasu

Wiek osadów środkowego tarasu: czwartorzęd, plejstocen, epoka lodowcowa Saale (ok. 300 000 - 120 000 lat temu)

Ścieżka promenadowa między Aennchenstraße i Pionierweg jest ułożona na pozostałości erozyjnej środkowego tarasu. Występuje on po obu stronach Renu i znajduje się tutaj jako wąska półka na stromym zboczu płaskowyżu Kottenforst. Środkowy taras składa się z żwirowych piasków o grubości 20 metrów. W Poppelsdorf i Duisdorf środkowy taras rozszerza się w kierunku północno-zachodnim, tworząc szeroką na kilometr równinę. Środkowy taras wznosi się zaledwie kilka metrów nad Gumme (starą odnogą Renu) i dolnym tarasem na wschodzie.

W przeszłości na wąskim pasie tarasów w dolinie Renu budowano ścieżki, drogi i linie kolejowe, dlatego jest on również znany jako taras drogowy doliny. Tarasy Renu można odróżnić od siebie nie tylko ze względu na ich różne wysokości. Wykazują one również wyraźne różnice w sposobie przenoszenia głazów i ciężkich minerałów wulkanicznych. Na przykład osady tarasu głównego zawierają od 50 do 60 procent głazów kwarcowych, tarasu środkowego od 30 do 40 procent głazów kwarcowych, a tarasu dolnego od 20 do 35 procent głazów kwarcowych.

Pozostałość erozyjna środkowej terasy i drobne piaszczyste osady doliny Gumme.

Wiek Gumme: czwartorzęd, holocen, od preborealnego do borealnego (ok. 11 700 - 7 000 lat temu)

Na północ od miejsca, w którym Pionierweg łączy się z Promenadenweg, środkowy taras Renu jest odcięty przez zamulony kanał polodowcowego Renu, Gumme. Można nim podążać poniżej zamku Godesburg wzdłuż stromego zbocza aż do Poppelsdorf. Tam płytkie koryto rzeki zakręca szerokim łukiem przez centrum Bonn na zachód w kierunku Bornheim. "Opadające" drogi prowadzące na wschód od krawędzi góry w pobliżu Friesdorf do Friedrich-Ebert-Allee oraz droga "Kumme" prowadząca na północ od Hochkreuzallee wskazują na przebieg dawnego profilu doliny.

Po ostatnim okresie lodowcowym, około 11 700 lat temu, Ren wyłonił się z wąskiej doliny środkowego Renu niczym alpejska rzeka. Na dnie doliny lodowcowej, późniejszej Dolnej Terasie, meandrował szerokimi zakolami do Zatoki Dolnego Renu. Na skraju płaskowyżu Kottenforst rzeka zderzyła się ze stromym zboczem w pobliżu Friesdorf i szybko przekopała się do miękkich osadów Dolnej Terasy. Tutaj erozja brzegów doprowadziła również do erozji wąskiego środkowego tarasu. W okresie holocenu koryto rzeki przesunęło się do środka doliny i stopniowo przybrało obecny wygląd.

Skała: Piaskowiec i łupek ilasty z Rhenish Slate Mountains

Wiek osadzania: paleozoik, dolny dewon, etap górny Siegen (osadzanie ok. 412 - 405 milionów lat temu)

Skały odsłonięte wzdłuż Pionierweg to skały osadowe z okresu dolnego dewonu. W okresie karbonu (epoka węgla) zostały one wypiętrzone około 300 milionów lat temu z powodzi cofającego się na północ morza w wyniku kompresji skorupy ziemskiej i włączone do formowania reńskich gór łupkowych.

Pod względem tektoniki na dużą skalę, to i ogólnoświatowe tworzenie pasm górskich można prześledzić wstecz do zderzenia kontynentów Gondwany i Laurusii.

Rhenish Slate Mountains są częścią jednego z tych pasm górskich, które w całości znane są jako Variscides. Góry te, nazwane na cześć germańskiego plemienia Variscans, rozciągały się w środkowej i zachodniej Europie od wschodnich Niemiec przez południową Belgię i Francję po Walię. Strumienie i rzeki przenosiły gruz erozyjny z gór do depresji morenowej na północy. Tam rozciągały się ogromne przybrzeżne bagna z tropikalnymi lasami deszczowymi. Stanowiły one podstawę do formowania się węgla kamiennego, na przykład w zagłębiach węglowych Zagłębia Ruhry i Akwizgranu. Pod koniec ery paleozoicznej, w okresie permu, pasmo górskie uległo erozji, pozostawiając jedynie płaski, pofałdowany krajobraz 225 milionów lat temu.
krajobraz pozostał. Dopiero pod koniec trzeciorzędu i w okresie czwartorzędu grzbiet Rhenish Slate Mountains ponownie się podniósł i przez około 500 000 lat wyglądał jak dzisiejszy krajobraz niskiego pasma górskiego.

Skała: Piaskowiec i łupek ilasty z Rhenish Slate Mountains

Wiek osadzania: paleozoik, dolny dewon, górny etap Siegen (osadzanie ok. 412 - 405 milionów lat temu)

W okresie karbońskim dno morskie było coraz bardziej zwężane od południa. W rezultacie ułożone skały osadowe zostały sfałdowane, rozbite i podniesione, tworząc pasmo górskie. Powstałe w ten sposób fałdy skalne składają się z "dolin fal", czyli geologicznych koryt, oraz "grzbietów fal", czyli geologicznych siodeł. W reńskich górach łupkowych można znaleźć fałdy różnej wielkości. Od specjalnych fałd wielkości centymetra do dużych fałd o szerokości i wysokości kilometra.

Zginanie warstw doprowadziło do naprężeń, które po przekroczeniu wytrzymałości skały doprowadziły do pęknięć i uskoków pakietów warstw. Szczelinowanie jest wyraźnie widoczne w warstwach piaskowca wzdłuż Pionierweg. Występują tam drobne pęknięcia i szczeliny, które biegną prostopadle do powierzchni warstwy. W środkowych i południowych górach łupkowych inne powierzchnie występują również w drobnoziarnistych, gliniastych osadach. Tam wąskie powierzchnie dzielą skałę na lamele, czyli powierzchnie łupkowe.

Powierzchnie łupkowe przecinają płaszczyzny podłoża pod różnymi kątami. W najbardziej wysuniętej na północ części Schiefergebirge łupkowatość jest słabo zaznaczona. Szczeliny skalne i powierzchnie łupkowe stanowią odpowiedni punkt ataku dla mrozu i penetracji korzeni, ułatwiając rozwój gleb.