Geologische Übersicht

Trias und Jura waren im Gebiet der späteren Nordschweiz Perioden relativ ruhiger tektonischer Verhältnisse. Das Gebiet lag meist innerhalb oder am Rande eines Kontinentalbereichs. Es entstanden flachmarine oder terrestrische Ablagerungen in seichten Meeresarmen oder (abgeschnittenen) Lagunen. Während der Trias, 250-203 Millionen Jahre vor heute, herrschten wüstenähnliche Bedingungen, und Lagunen trockneten aus. So entstanden vor allem Evaporite (Gips, Anhydrit, Dolomit). Die Triasgesteine kommen entlang der Jura-Hauptüberschiebung (Habsburg-Lägern) an die Oberfläche.

Paläogeografische Karte frühe Trias, 250 Millionen Jahre vor heute.

Paläogeografische Karte mittlere Trias, 225 Millionen Jahre vor heute.

Während des frühen Jura, 203-174 Millionen Jahre vor heute, wurden Mergel und mergelige bis sandige Kalke in geschützten Lagunen oder seichten Meeresarmen abgelagert. Das Klima musste also im Vergleich zur Trias feuchter geworden sein. Die Schichten des frühen Jura sind von geringerer Mächtigkeit als diejenigen des mittleren (174-163) und des späten Jura (163-145 Millionen Jahre vor heute). Die mächtiger werdenden Schichten zeigen auf, dass der Meeresboden gegen Ende der Jurazeit rascher absank.

Paläogeografische Karte früher Jura, 200 Millionen Jahre vor heute.

Paläogeografische Karte Übergang später Jura - Kreide, 150 Millionen Jahre vor heute.

Das Tertiär, heute unterteilt in Paläogen und Neogen, fasst den Zeitabschnitt von 65-2 Millionen Jahre vor heute zusammen. Dies war eine Phase erheblicher tektonischer Aktivität, bei der sich die afrikanische und europäische Platte aufeinander zu bewegten und beim Zusammenstoss die Alpen aufwölbten. Zeitweise herrschten terrestrische Bedingungen mit feucht-subtropischem Klima, was zu intensiver Verwitterung und Abtragung führte. Das Siderolithikum des Jura mit seinem eisenreichen Boluston und Bohnerz (Station 21) entstand. Der Abtragungsschutt aus den sich hebenden Alpen wurde ins Alpenvorland, das heutige Mittelland, geschwemmt und als Molasseschichten (Konglomerate, Sand- und Tonsteine) abgelagert. Ein zweimaliger Wechsel von marinen zu terrestrischen Bedingungen aufgrund der tektonischen Aktivität führte zur Sequenz Untere Meeresmolasse – Untere Süsswassermolasse – Obere Meeresmolasse – Obere Süsswassermolasse.

Paläogeografische Karte frühes Tertiär (Paläogen, Eozän), 50 Millionen Jahre vor heute.

Die Auffaltung des Juragebirges ereignete sich zwischen 10 und 2 Millionen Jahren vor heute. Sie ist eine letzte Bewegung im kontinentalen Zusammenschub mit der alpinen Gebirgsbildung. Dabei hat ganze Molassebecken den Schub wie ein starrer Block nach Norden in den angrenzenden Jura verlegt. Durch den Zusammenschub wurden die 1-2 km mächtigen Sedimentauflagen abgeschert und verfaltet. Abscherhorizont waren die Anhydrit-, Gips- und Keuperschichten der späten Trias. Im Norden wurde der gefaltete Schichtenstapel über den Tafeljura geschoben. Die Zone der Überschiebung bildet das tektonisch wichtige Trennelement zwischen Tafel- und Faltenjura, die Jura-Hauptüberschiebung. Dies ist keine scharfe Linie, sondern ein relativ breiter Streifen mit verschiedenen, gesicherten und vermuteten Überschiebungen. Deutlich erkennt man dies im interaktiven Atlas, wenn die Ebene der Überschiebungen eingeblendet wird. Werden die Brüche eingeblendet, so lassen sich im Faltenjura Querbrüche und im angrenzenden Tafeljura der Schollencharakter erkennen.

Paläogeografische Karte mittleres Tertiär (Paläogen, Oligozän), 50 Millionen Jahre vor heute.

Paläogeografische Karte spätes Tertiär (Neogen, Miozän), 13 Millionen Jahre vor heute.

Die Festgesteine der Trias und des Jura machen an der Oberfläche den kleineren Teil aus. Die meisten Ablagerungen sind Lockergesteine – das geologische Vermächtnis aus dem Quartär. Geprägt durch den Wechsel von Kalt- zu Warmzeiten, wechselten sich Phasen von Ablagerung und intensiver Abtragung ab. Die vorstossenden Gletscher überprägten die Landschaft, Findlinge gelangten auf und in den Eismassen in das Gebiet des GeoWegs. Bei ihrem Rückzug liessen die Gletscher Lockergestein, meist Schotter, liegen, in welche sich anschliessend in Phasen intensiver Abtragung das Entwässerungsnetz eintiefte und Rinnen ausbildete. Aufgrund von Bohrungen und geophysikalischen Untersuchungen ist bekannt, dass sich Rinnen wieder füllten und sich das Gewässernetz durch den Wechsel von Kalt- und Warmzeiten veränderte. Eine solche Rinne liegt im Perimeter des GeoWegs. Die Aare bog früher bei Schinznach Bad in nordöstlicher Richtung gegen Galgenhübel-Hausen-Windisch ab. Oder ein anderes Beispiel: Zur Möhlin-Eiszeit floss die Aare vom Birrfeld zum Rinikerfeld und weiter nach Würenlingen, wobei sich die "Habsburg-Schotter" ablagerten.

Auf dem GeoWeg wandert man auf verschiedenen Lockergesteinen des Quartärs, die jüngsten, holozänen Flussablagerungen der Aare finden sich bei Schinznach-Bad auf 340-360 m ü.M., die Ablagerungen der vorletzten Eiszeit trifft man südlich der Habsburg auf 450 m ü.M.

Paläogeografische Karte Quartär (Pleistozän), ca 50'000 Jahre vor heute.

Die Festgesteine werden nach Gesteinsklassen gruppiert beschrieben. Grundlegende Informationen zu den jeweiligen Klassen, ihren Zusammenhang im Kreislauf der Gesteine und den typischen Gesteinsbildenden Mineralien finden Sie bei Station 18: Kreislauf der Gesteine.

Magmatische Gesteine

Granit (Station 12)

Feldspat, Quarz und Glimmer, das sind die gesteinsbildenden Mineralien des Granits. Unter den Findlingen finden sich mehrere Granite, wo die grossen Kristalle von hellem Feldspat, glasig aussehendem Quarz und dunklem Glimmer (Biotit) gut erkennbar sind. Sie stammen aus dem Aar- und Gotthardmassiv und entstanden vor ca. 300 Mio. Jahren aus Magma, das in die bestehenden Grundgebirge eingedrungen war und erstarrte. Während der Alpenfaltung wurden diese riesigen Granitkörper von Gesteinsdecken mit einer Mächtigkeit von mehreren Kilometern überfahren, was zu erhöhtem Druck und erhöhter Temperatur und damit zu lokaler Metamorphose geführt hat. Während Jahrmillionen wurden die über den Granitkörpern des Aar- und Gotthardmassivs liegenden Gesteinsdecken abgetragen, so dass heute die Granite der beiden Massive mit den höchsten Gipfeln der Region um Grimsel- und Gotthardpass an der Oberfläche liegen.

Ein Biotit-Granit Bruchstück der Findlinge. Dunkler Glimmer (Biotit), weisslicher Feldspat mit fast senkrecht aufeinander stehenden Bruchflächen und farbloser, glasiger Quarz mit unregelmässigen Bruchflächen sind die Bestandteile dieses magmatischen Gesteins. Die relativ grobe Körnung lässt auf langsame Abkühlung des Magmas im Erdinnern schliessen. Wenn Granit in einer neuen Gebirgsbildung erhöhten Drucken und Temperaturen ausgesetzt wird, entsteht eine Schieferung.

Metamorphe Gesteine

Gneis (Station 12)

Mit den Findlingen auf dem GeoWeg sind Gneise in unterschiedlichsten Ausprägungen vertreten. Gneis ist ein metamorphes Gestein, das durch die Umwandlung von anderen Gesteinen unter hohen Druck- und Temperaturbedingungen tief in der Erdkruste entsteht. Je nach Art des Ursprungsgesteins bildet sich Orthogneis oder Paragneis.

Orthogneis entsteht durch die Metamorphose von magmatischen Gesteinen, wie Granit. Wenn Granit in einer neuen Gebirgsbildung tief in die Erdkruste versenkt wird, wandelt sich seine Textur in Gneis um. Die ursprünglichen Mineralien wie Quarz, Feldspat und Glimmer bleiben erhalten, werden jedoch unter einem gerichteten (nicht allseitig gleichen) Druck neu angeordnet. Dabei entstehen gestreckte und llagige Texturen, welche dem Gestein sein charakteristisches Aussehen verleihen.

Paragneis hingegen entsteht aus silikatischen (quarzreichen) Sedimentgesteinen, wie Sandstein oder Pelit, die denselben metamorphen Prozessen unterworfen werden. Auch hier führen hohe Drucke und Temperaturen zur Rekristallisation und Neukristallisation der Mineralien, wobei die ursprüngliche Schichtung des Sediments oft erkennbar bleibt. Paragneis enthält typischerweise Feldspat, Quarz, Glimmer und in dunklen Bändern viel Amphibole.

Gneise unterschiedlicher Ausprägungen unter den Bruchstücken (links: feinkörnig mit intensiver Fältelung, mittig: feinkörnig mit feinen Lagen (Paragneis), rechts: grobkörnig).

Amphibolit (Station 12)

Dieses dunkle, metamorphe Gestein besteht etwa zur Hälfte aus schwarzer Hornblende, einem Mineral der Amphibolgruppe, Feldspat (Plagioklas) und gelegentlich wenig Quarz. Das Ursprungsgestein von Amphibolit ist Basalt oder Gabbro, also basische, siliziumoxid-arme Gesteine. Amphibolit ist ein sehr hartes und zähes, verwitterungsresistentes Gestein, das im Aar- und Gotthardmassiv auftritt und formschöne Gipfel bildet. Der höchste Berner Berg, das Finsteraarhorn, hat seinen Namen nicht zuletzt aufgrund der dunklen Erscheinung des Amphibolits erhalten. Unter den Findlingen findet sich ein Amphibolit mit geschieferten Flächen und ein weiterer mit auffallend ebenen, schiefwinklig zueinander stehenden Kluftflächen. Beide zeigen eine starke rostbraune Verfärbung, die durch Verwitterung von im Amphibolit enthaltenem Pyrit entstanden ist. Vorsicht beim Umgang mit den Bruchstücken am Klopfplatz, diese sind sehr scharfkantig!

Der Amphibolit unter den Bruchstücken ist feinkörnig. Von blossem Auge lassen sich die gesteinsbildenen Mineralien nicht erkennen. Verantwortlich für die – im unverwitterten Zustand – dunkle Färbung und die Härte ist die Hornblende.

Sedimentgesteine

Sandstein

Sandstein ist ein klastisches Sedimentgestein, das hauptsächlich aus Gesteinsfragmenten besteht, die durch natürliche Bindemittel wie Kalk, Quarz oder Tonminerale zusammengehalten werden. Die Gesteinsfragmente, häufig Quarz, haben eine Korngröße von 0,063 bis 2 mm und werden darum als Sand bezeichnet. Die Sandkörner sind durch den Transport durch Wind, Wasser oder Eis mehr oder weniger stark abgerundet und sortiert worden. Durch Ablagerung in unterschiedlichen Umgebungen – wie Flüssen, Seen, Wüsten oder Meeresküsten – und spätere Verfestigung mit einem Zement entsteht letztendlich der Sandstein. Je nach Zusammensetzung der Gesteinsfragmente kann er unterschiedlich gefärbt sein.

Nagelfluh

Nagelfluh, auch als Konglomerat bezeichnet, ist ebenfalls ein klastisches Sedimentgestein. Es besteht aus abgerundeten Geröllen oder Kieseln, die durch eine feinkörnige Matrix aus Sand, mit einem Zement aus Ton oder Kalk zusammengehalten werden. Die Gerölle in der Nagelfluh können eine Größe von wenigen Millimetern bis zu mehreren Dezimetern erreichen; sie liegen also mehrheitlich in der Korngrössenklasse von Kies. Sie stammen aus älteren Gesteinen, die durch Erosion abgetragen, durch Flüsse, Gletscher oder Wellen an Meeresküsten transportiert, abgerundet und schließlich in einem Flussbett, Flussdelta oder an einem anderen Ablagerungsort abgelagert wurden. Nagelfluh entsteht oft in Gebieten mit starker Erosion, in Gebirgen und an deren Rändern.

Nagelfluh und Sandstein als Gesteine der Unteren Süsswassermolasse finden sich auf dem GeoWeg bei Station 12 (Nagelfluh-Findling) und Station 18 (Sandstein). Zur Zeit der Unteren Süsswassermolasse wurde der Abtragungsschutt der Alpenin gewaltigen deltaförmigen Schuttfächern in das vorgelagerte Becken des heutigen Mittellandes geschüttet. Dies führte in Alpenrandnähe zur Bildung von gipfelbildenden Nagelfluh-Gesteinen (Rigi, Speer, Höhronen), vorwiegend Sandsteinen in der Mitte des Beckens und Mergel- und Tonsteinen weiter nördlich. Der GeoWeg liegt so weit weg vom Alpenrand, dass es hier zur Ablagerung von Sand gekommen ist.

Sandstein (links) und Nagelfluh (rechts).

Mergel

Auch bei Mergel handelt es sich um ein klastisches Sedimentgestein. Es ist feinkörnig und besteht aus einer Mischung von Tonmineralen (35-65%) und Kalk (65-35%). Je nach Carbonat/Ton-Verhältnis ergeben sich unterschiedliche Bezeichnungen. Nach abnehmendem Kalkgehalt geordnet sind dies: mergeliger Kalk, Mergelkalk, Kalkmergel, mergeliger Ton. Grundsätzlich gilt: je höher der Tongehalt, desto weicher das Gestein. Und je weicher das Gestein, desto geringer die Chance, dass es an der Oberfläche aufgeschlossen ist, denn weiche Gesteine verwittern schnell und bilden häufig Geländemulden.

Mergel entsteht durch die Ablagerung von feinen Tonpartikeln in ruhigem Wasser, wie Seen, Flachmeeren oder Lagunen. Der Tonanteil stammt oft aus verwitterten Gesteinen, der Kalk aus biologischen Quellen wie Schalen von Meerestieren oder wurde durch Kalkübersättigung des Wassers chemisch ausgefällt

Mergel, bzw. Kalk-Ton-Mischgesteine, sind auf dem GeoWeg in den Effingerschichten und bei den Findlingen vertreten. Die Tonanteile der Effingerschichten wurden von Norden her in ein ca. 100 m tiefes Meer eingetragen. Die grosse Mächtigkeit der Effingerschichten von bis zu 200 m ist nur möglich, weil sich der Meeresboden etwa gleich rasch wie der Sedimenteintrag abgesenkt hat. Wieso dies passiert ist, ist noch nicht vollständig geklärt.

Dieser ton- und sandhaltige Kalkstein unter den Findlingen ist sehr weich, dementsprechend schnell verwittert er. Leider ist nicht bekannt, wo der Findling angetroffen und geborgen wurde. Seine Herkunft wird im südlichen Kanton Aargau oder nördlichen Kanton Luzern vermutet.

Boluston und Bohnerz

Boluston und Bohnerz (Station 21) sind klastische Sedimentgesteine und das Resultat intensiver Verwitterung der Schichten des späten Jura und der Kreidezeit unter subtropischen oder gar tropischen Bedingungen. Dies erfolgte zu Beginn des Tertiärs, 66 Mio. Jahre vor heute. Das Kalkplateau wurde mit Karstformen (Station 8) durchsetzt, und in den gebildeten Spalten und Dolinen sammelten sich die unlöslichen Verwitterungsprodukte des Kalksteins: Tonmineralien, Quarzsand und Eisenmineralien. Das Bohnerz, kugelförmige Konkretionen der Eisenmineralien Hämatit und Goethit, findet sich in einer ockerfarbenen tonigen Matrix, dem Boluston. Bolustone sind rötlich, feuerfest und als gebrannte Klinkersteine in der Region oft noch als Bodenbelag in Einfamilienhäusern zu finden.

Kalkstein

Die umgangssprachliche Bezeichnung Kalkstein wird für Sedimentgesteine gebraucht, welche hauptsächlich aus Calciumcarbonat (CaCO₃) in Form von Calcit bestehen. Da Kalksteine auf verschiedenste Weise entstehen, finden sie sich in allen Untergruppen der Sedimentgesteine.

Die häufigste Art der Kalksteinbildung ist biogen und findet vorwiegend in marinen Umgebungen statt. Hierbei tragen Organismen wie Korallen, Muscheln, Algen und Foraminiferen zur Entstehung von Kalkstein bei, indem sie Kalkskelette oder Schalen aus Calciumcarbonat bilden. Nach dem Tod dieser Organismen sammeln sich ihre Überreste auf dem Meeresboden und werden zu Gestein verfestigt. Biogener Kalkstein enthält oft auch Schalen von grösseren Fossilien , wie Ammoniten, Seeigel etc.

Weiter werden Kalksteine auch chemisch gebildet. Dies passiert durch die Ausfällung von Calciumcarbonat aus einer übersättigten Lösung, meistens in warmen, flachen Meeren.

Obwohl weniger verbreitet, kann Kalkstein auch aus Bruchstücken von bereits bestehendem Kalkstein gebildet werden: wenn Kalkstein durch Erosion abgetragen, als Sand oder Geröll transportiert, wieder abgelagert und verfestigt wird. Die so entstandenen Kalksteine werden meist als Kalkarenite oder Kalkrudite bezeichnet, je nach Korngrösse der klastischen Partikel.

Entlang des GeoWegs trifft man hauptsächlich biogene Kalksteine an. Beim Plattenkalk, (Stationen 4 und 10) handelt es sich um einen in einem flachen und ruhigen Meer (weniger als 100 m tief) abgelagerten, grau-braunen, plattigen und sehr feinkörnigen Kalk, welcher sich unter Witterungseinfluss gelblich-bräunlich verfärbt. Flachmarine und weitgehend strömungsfreie Bedingugen zur Zeit des Muschelkalks waren ideal für die Ansammlung von feinem Kalkschlamm und die Ablagerung von Skelettresten mariner Organismen wie z.B. Ammoniten.

Der Trochitenkalk (Station 10) wwurde unter ähnlichen Bedingungen wie der Plattenkalk abgelagert, enthält aber Seelilien, bzw. Bruchstücke dieser Tiere. Sie wurden oft durch Sturmfluten zerstört und ihre Bruchstücke sanken zusammen mit Muscheln in den Kalkschlamm des tieferen Meeres.

Der helle Kalkstein der Wangener Schichten (Station 17) iist ebenfalls überwiegend biogenen Ursprungs. Es handelt sich um einen relativ reinen, feinkörnigen Kalkstein mit heller, meist grauweisslicher Färbung. Die gute Schichtung und die Fossilführung der Wangener Schichten weisen auf eine Ablagerung in einem ruhigen, warmen Flachmeer hin, wo es nur wenig Eintrag von klastischem Material (wie Sand oder Ton) gab. Dieses Gestein wurde gerne als Baumaterial verwendet, da es sich gut in bausteingrossen Stücken abbauen lässt und eine hohe Witterungsresistenz aufweist.

Trigonodus-Dolomit

Dolomite sind den chemischen Sedimentgesteinen zuzuordnen, da ihre Entstehung durch chemische Prozesse geprägt ist. Der hellbeige, zuckerkörnige und poröse Trigonodus-Dolomit (Station 10) entstand aus Kalkschlamm in seichten Lagunen mit hoher Verdunstung und dementsprechend salz- und mineralhaltigem Wasser. Nach seiner Ablagerung wurde das Calciumcarbonat (CaCO₃) durch magnesium-reiche Porenwässer in Dolomit (CaMg(CO₃)₂) umgewandelt. Dolomit ist weniger löslich und somit weniger anfällig auf Kohlensäureverwitterung als Kalk, weshalb sich im Dolomit kaum Karsterscheinungen bilden. Auch als Baustoff wurde der Trigonodus-Dolomit verwendet; das römische Amphitheater Vindonissa und der Bergfried der Habsburg bestehen grösstenteils daraus.

Gipskeuper

Die Keuperschichten (Station 6) wurden in der späten Trias über einen Zeitraum von ca. 25 Mio. Jahren gebildet. Sie entstanden in flachen, teils geschlossenen Becken und Lagunen, die zeitweise von Meerwasser überschwemmt wurden und zeitweise austrockneten. Bei der Verdunstung des Wassers in diesen Becken und Lagunen wurden die gelösten Salze als Evaporite, wie Gips (CaSO₄·2H₂O) und Anhydrit (Ca[SO4]), ausgefällt.

In weniger tockenen Perioden wurden Ton- und Mergelschichten abgelagert. Die Gipskeuperschichten bestehen daher aus einer Wechsellagerung von Gips, Ton, Mergel und manchmal Dolomit – eine typische Abfolge in evaporitischen Milieus.

Anhydritgruppe

Auch die Anhydritgruppe (Station 4) besteht aus Gesteinen, die unter flachmarinen, salzhaltigen Bedingungen abgelagert wurden. Es finden sich Mergel, Dolomit und Anhydrit. Anhydrit ist an der Oberfläche nicht zu finden, da er sich im Kontakt mit Wasser zu Gips umwandelt.

Alluvionen des Holozäns

Es sind die erdgeschichtlich jüngsten Flussablagerungen des Holozäns. Die Kliniken und Badanlagen von Bad Schinznach liegen auf diesem Lockergestein aus Sand und Kies.

Niederterrassenschotter des späten Pleistozäns

Dies sind durch Gletscher und Flüsse abgelagerte Schotter der letzten Eiszeit (Birrfeld-Eiszeit um 115'000 bis 10'000 Jahre vor heute). Sie bilden im Gelände die untersten Terrassen über den rezenten Flussauen. Der Golfplatz von Bad Schinznach liegt mehrheitlich auf den Niederterrassenschottern.

Hochterrassenschotter des mittleren Pleistozäns

Hierbei handelt es sich auch um durch Gletscher und Flüsse abgelagerte Schotter einer früheren Eiszeit-Periode, konkreter der Habsburg-Eiszeit (250'000 Jahre vor heute). Diese Ablagerungen bilden Terrassen, die 50-100 m über den Niederterrassenschottern liegen, und werden darum als Hochterrassenschotter bezeichnet.