Vergleich von Massenbewegungen an der Jura- und der Muschelkalkschichtstufe in Deutschland

Inhalt

1 Einleitung

2 Grundlagen zur Beschreibung von Massenbewegungen
2.1 Denudation und Erosion
2.2 Physikalische Grundlagen
2.3 Sturzdenudation und Rutschungen

3 Grundlagen zur Beschreibung & Entstehung von Schichtstufenlandschaften

4 Die Jura-Schichtstufe in Südwest- und Süddeutschland
4.1 Geologie & Abriss der paläogeographische Entstehung der Süddeutschen Schichtstufenlandschaft
4.1.1 Geologie des Schwarzen Juras
4.1.2 Geologie des Braunen Juras
4.1.3 Geologie des Weißen Juras
4.2 Kurze Einführung in die Geomorphologie des Süddeutschen Schichtstufenlandes
4.3 Fallbeispiele für Massenbewegungen in der Schwäbischen Alb
4.3.1 Massenbewegung am Schönberger Kapf bei Öschingen in der zentralen Schwäbischen Alb und seine Auswirkungen auf die örtliche Bebauung
4.3.2 Statistische Erfassung von Geofaktoren, die die Rutschempfindlichkeit an den Schichtstufen der
Schwäbischen Alb beeinflussen
4.3.3 Rutschungskomplex Pferch/Grubich in der Mittleren Schwäbischen Alb
4.3.4 Geomorphologische Untersuchungen im Rutschgebiet „Scheibenbergle“

5 Die Muschelkalkschichtstufe im Thüringer Becken
5.1 Geologie & Abriss der Paläogeographischen Entstehung des Thüringer Beckens
5.2 Kurze Einführung in die Geomorphologie des Thüringer Beckens
5.3 Fallbeispiele für Massenbewegungen im Thüringer Becken
5.3.1 Massenbewegungsindikatoren an der Wellenkalkschichtstufe
5.3.2 Klimatische Proxies für Massenbewegungen im Thüringer Becken
5.3.3 Baupraktische Probleme an der Wellenkalkschichtstufe
5.3.4 Messungen an Blockbewegungen der Wellenkalkschichtstufe

6 Zusammenfassung

Literaturverzeichnis

1 Einleitung

Diese Ausarbeitung legt seine Schwerpunkte zunächst auf die Einführung in die geomorphologischen & geologischen Grundvoraussetzungen zum einen im Süddeutschen Schichtstufenland bzw. speziell der Schwäbischen Alb und zum anderen im Thüringer Becken.

Dabei dominieren in beiden Regionen ausgeprägte Schichtstufenlandschaften, die im Thüringer Becken durch die Muschelkalkschichstufe bzw. Wellenkalkschichtstufe aufgebaut werden und in der Schwäbischen Alb durch unterschiedliche Juraschichtstufen aufgebaut werden. Zusätzlich wird auch noch auf geomorphologischen Grundgegebenheiten eingegangen, die zur Deskription von Schichtstufen und Massenbewegungen verwendet werden. Unter anderem werden auch die Grundbedingungen für das Auftreten von Massenbewegungen genannt und erläutert.

Es folgt eine Aufgliederung in verschiedene Fallbeispiele für Massenbewegungen in den jeweiligen Regionen, wobei ein Schwerpunkt die baupraktischen Probleme, die mit den rutschungsgefährdeten Schichtstufen zusammenhängen, darstellen.

Ein weiterer Schwerpunkt sind die Zusammenhänge zwischen Klima und der Intensität und Frequenz von Massenbewegungen. Dabei gibt es einige signifikante Zusammenhänge, die seit Jahren in der geomorphologischen Forschung als anerkannt gelten. Statistische Auswertungen der Massenbewegungen runden die Ausarbeitung zusätzlich noch ab und zeigen ebenfalls noch einmal auf, welche Geofaktoren gehäuft an der Entstehung von Massenbewegungen in der Schwäbischen Alb und dem Thüringer Becken beteiligt sind.

Geographisch gesehen liegt das Thüringer Becken in Zentraldeutschland und die Schwäbische Alb befindet sich im Südwesten von Deutschland. Beide Regionen sind den deutschen Mittelge- birgen zuzuordnen. Ihre geographische Lage in Deutschland ist in Abbildung 1 nachvollziehbar.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1: Geographische Lage der Schwäbischen Alb und des Thüringer Beckens in Deutschland (Verändert nach: DLOCZIK et al. 1990: 43)

2 Grundlagen zur Beschreibung von Massenbewegungen

2.1 Denudation und Erosion

Alle Prozesse der flächenhaften Abtragung werden zur Denudation gezählt. Dabei kommt es durch Denudationsprozesse zur Abtragung des Regoliths und damit zur Freilegung des sich da- runter befindlichen Gesteins. Die Erosion hingegen beschreibt Abtragungsprozesse, die linien- haft wirken. Als Beispiele solcher linienhaften Abtragungsprozesse dienen fluviale Erosionspro- zesse (Abtragung durch Flüsse) und glaziale Erosionsprozesse (Abtragung durch Talgletscher). Letztendlich ist die Denudation als Bindeglied zwischen linienhafter und flächenhafter Abtra- gung zu verstehen, wobei flächenhafte Abtragungsprodukte wie z. B. Schutt mittels linienhafter Abtragung eines Flusses abtransportiert werden können. Des Weiteren können Denudationspro- zesse nach dem transportierten Gesteinsmaterial bzw. dem transportierten Medium unterschieden werden (AHNERT 2003: 122).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Tabelle 1: Auswahl der wichtigsten Prozesse, die weitestgehend im Zusammenhang mit Denudation stehen (Eigene Darstellung nach AHNERT 2003: 123 - 124).

2.2 Physikalische Grundlagen

Die Substanzen der Erdoberfläche unterliegen der (Erd-)Schwerkraft, die vertikal nach unten gerichtet ist und auch als K bezeichnet wird. Die irdische Fallbeschleunigung beträgt dabei 9,81 m/s-². Große Teile der Landoberfläche der Erde werden aus aneinander grenzenden Hängen aufgebaut. Die Materialbewegung findet normalerweise daher immer hangparallel statt und es ist auch möglich davon auszugehen, dass die Materialbewegung an Hängen eine Funktion der Hangneigung darstellt. Mittels Aufteilung der Fallbeschleunigung g ergibt sich nach mehreren Umformungen eine Gleichung für die Normalkraft K_n einer Masse m am Hang, wobei Folgendes gilt: K_n = m*σ = m*g*cos α (AHNERT 2003: 124-125).

Denudative Schuttbewegungen sind letztendlich gesehen dem Begriff des plastischen Fließens zugeordnet. Dabei ist der Bezug auf Massenbewegungen von Lockermaterial, wobei das Einset- zen der Bewegungen erst nach Erreichen eines bestimmten Schwellenwertes bei der Schubspan- nung τ erreicht wird. Dieser Schwellenwert wird auch als Grenzscherspannung s bezeichnet, wobei selbiges aber auch von der inneren Reibung des jeweiligen Materials abhängt. Des Weite- ren ist die Form der einzelnen Körner für den Betrag der inneren Reibung entscheidend z. B. hat eine Lockermasse mit runden Körnern eine geringere Reibung vorzuweisen als eine selbige mit eckigen Körnern, da sich diese besser ineinander verkeilen können. (AHNERT 1999: 125). Die kritische Höhe von Böschungen ist entscheidend für die Stabilität bzw. Instabilität eines Hanges. Die kritische Höhe hängt von der Kohäsion c, der Dichte γ, dem Reibungswinkel ϕ, und den ge- ometrischen Eigenschaften des Hanges ab. Zu den geometrischen Eigenschaften werden die Hangneigung α und die relative Höhe H gezählt, die die Hangdifferenz zwischen Hangscheitel und Hangfuß beschreiben (AHNERT 2003: 127).

2.3 Sturzdenudation und Rutschungen

Zunächst einmal sind bzgl. Sturzdenudation und Rutschungen die Blockabstürze zu nennen. Da- bei handelt es sich um Abstürze von Blöcken an Felswänden, wenn die schwerkraftbedingte Schubspannung die Grenzschubspannung vom Betrag her übersteigt. In der Regel kann die ent- sprechende Felswand steil sein, was aber kein hinreichendes Kriterium für einen Blockabsturz ist d.h. die entsprechende Felswand muss nicht zwingerdermaßen senkrecht einfallen. Gewöhnli- cherweise ist das Absturzrisiko an vorgegebenen Schwächezonen im Gestein/Fels am größten.

Daher finden viele Blockabstürze entlang von vorhandenen Klüften im Gestein statt. Durch ver- schiedenste Verwitterungsformen wird der Zusammenhalt zwischen den potentiellen Blockab- sturz und dem anstehenden Gestein vermindert. Der letztendlich Absturz kann durch ein un- scheinbares Ereignis ausgelöst werden z. B. leichter Nachtfrost auf morgendliches Auftauen in der entsprechenden Gesteinswand. Häufen sich die Blockabstürze an einer entsprechenden Ge- steinswand, so entwickelt sich am Fuß der Gesteinswand in der Regel eine Sturzhalde, wobei dort weitere Verwitterungsvorgänge dafür sorgen, dass diese Zwischenhalde nur eine Zwischen- station darstellt und der Anfangspunkt des weiteren Transportes ist (AHNERT 2003: 128).

Bei Felsstürzen hingegen sind die Dimensionen im Vergleich zum Blockabsturz wesentlich größer, sodass bei einem Felssturz ganze Felswände abstürzen können. Die Abrissflächen orientieren sich auch hier an entsprechend vorhandenen Schwächezonen im Gestein wie z. B. die bereits erwähnten Klüfte (AHNERT 2003: 129).

Im Gegensatz zu Felsstürzen sind Bergstürze nicht nur auf Hänge mit einem hohen Gefälle kon- zentriert, sondern können auch auf Hängen vorkommen, die weniger geneigt sind und auch über eine Bodenbedeckung verfügen. Die folgenden Kriterien sind zu berücksichtigen, um eine Mas- senbewegung als Bergsturz bezeichnen zu können: 1. Es handelt sich um eine rasche Bewegung, die nach einigen Sekunden wieder vorbei sein kann. 2. Der Abriss der Rutschung muss durch das anstehende Gestein gehen. 3. Es muss sich um ein ausreichend großes Rutschungsvolumen han- deln, um der Kategorie Bergsturz in der Geomorphologie zu entsprechen. Der Bergrutsch ist im Vergleich zum Bergsturz nur durch eine geringe Geschwindigkeit zu unterscheiden (AHNERT 2003: 130).

Zu erwähnen sind auch noch die Slumps bzw. im Deutschen Sprachgebrauch auch bezeichnete Rotations-Blockrutschung . Bei Mergeln, Tonsteinen und Schiefertonen kann es bei der Über- schreitung der kritischen Höhe Hc zu Rutschungen kommen, wobei das abrutschende Gestein rückwärts rotierend an einer zylindrischen Scherfläche gleitet. Die Schwerfläche ist dabei das direkte Resultat der aufkommenden Spannung und muss daher auch nicht direkt auf Schwäche- zonen im Gestein zurückführbar sein. Während der Rutschung kommt es zu einer Rotation des Rutschkörpers und gemeinsam mit der Scherfläche bewirkt dieses, dass der oberste Teil der Rutschmasse im Vorland der Böschung nach oben gedrückt wird. Die interne Struktur des obe- ren Teils der Rutschmasse bleibt erhalten und daher resultiert auch die Bezeichnung Blockrut- schung . Im englischen Sprachraum wird die Blockrutschung wie bereits erwähnt als Slump be- zeichnet . Diese Slumps sind vorwiegend in Schichtstufenlandschaften vorzufinden, wo es nor- malerweise eine Überlagerung von Kalk- und Sandsteinen über rutschungsgefährdeten Tonstei- nen gibt. Die Instabilität der Tonsteine wird durch die Auflast des massiven und festen darüber liegenden Gesteins letztendlich gefördert. Unter anderem das Keuperbergland in der Süddeut- schen Schichtstufenlandschaft ist von solchen Rutschungspotentialen betroffen (AHNERT 2003: 133). Die bereits erwähnte Blockschollenrutschung, die besonders häufig in Schichtstufenland- schaften vorkommt, ist in der folgenden Abbildung 2 noch grafisch zusammenfassend illustriert.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 2: Übersicht über die wichtigsten Erscheinungsformen von Massenbewegungen (GOUDIE 2002: 324).

Eine weitere besondere Form ist möglich und das ist die Form der sog. Blockkippung oder im englischen Sprachraum auch als cambering bezeichnet. Diese entstehen an Schichtstufen, wenn weniger verwitterungsresistente Gesteine des Schichtstufensockels durch die Auflast des Stufen- bildners nach vorne ohne Entstehen einer Scherfläche gedrückt werden. Meistens wird das Gestein des Sockelbildners bei solchen Bewegungen auch stark verformt. Im Englischen gibt es den Begriff der Landslides bzw. slope failure , die als Oberbergriffe zu den bereits erwähnten Prozessen wie Bergstürze, Bergrutsche Slumps oder auch Schuttrutschungen zu nennen sind (AHNERT 2003: 133). Eine zusammenfassende Übersicht über die Klassifikation von Massenbewegungen am Hang liefert das folgende Dreiecksdiagramm in der Abbildung 3.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 3: Dreiecksdiagramm zur Klassifizierung von Massenbewegungen (GOUDIE 2002: 323).

Die verschiedenen möglichen Massenbewegungen können auch nach unterschiedlichen Geschwindigkeit klassifiziert werden, was in Abbildung 4 dargestellt ist.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 4: Auswahl von Massenbewegungen im Hinblick auf ihre Geschwindigkeit (Verändert nach GOUDIE 2002: 325).

Auch bei den Ursachen für Massenbewegungen kann differenziert werden, wobei neben den hauptsächlichen Ursachen sind auch noch vorbereitende Faktoren, auslösende Faktoren und bewegungsfreundliche Faktoren aufzuführen, die die eigentlichen Ursachen erheblich beeinflussen. Je nachdem wie der Hang beschaffen ist, können bestimmte Faktoren auch zwischen den genannten Faktoren wechseln und unterschiedliche Funktionen annehmen (DIKAU & GLADE 2002: 39). Eine Auswahl an Faktoren und Ursachen, die Massenbewegungen vorbereiten, auslösen und kontrollieren können, findet sich in Tabelle 2 wieder.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Tabelle 2: Faktoren & Ursachen, die Massenbewegungen vorbeireiten, auslösen, und kontrollieren können (DIKAU & GLADE 2002: 39).

3 Grundlagen zur Beschreibung & Entstehung von Schichtstufen- landschaften

Es gibt Formen der Landoberfläche, die maßgeblich durch den Schichtenbau beeinflusst werden. Die verschiedenen Formen sind gekoppelt an unterschiedliche Verwitterungs- und Abtragungs- resistenzen der einzelnen Schichten. Wird ein verwitterungsanfälliges Gestein von einem weni- ger verwitterungsanfälligem Gestein überlagert, entstehen je nach Einfallen unterschiedliche Formen von schichtabhängigen Landschaften: 1. Bei einem horizontalen Schichteinfallen ent- steht die Form der Schichttafeln . 2. Gleichsinniges nicht allzu hohes Einfallen führt letztendlich zu einer Schichtstufe . 3. Bei stärkerem Einfallen der Schichten wird die Bezeichnung Schicht- kamm verwendet. Als Stufenbildner wird das verwitterungsanfälligere Gestein bezeichnet. Als Sockelbildner folgt darunter das weniger verwitterungsanfällige Gestein (AHNERT 2003: 312). Schichtstufen verfügen wegen des Einfallens der vorhandenen Stufen eine asymmetrische Form. Der oberste Teil der Stufe ist mit einem Steilabfall versehen und wird als Stufenhang bezeichnet. Der höchste Teil der Stufenprofils wird als Stufenfirst bezeichnet. Falls der Stufenfirst ein be- sonders markantes Merkmal der Landschaft bildet, ist auch die Bezeichnung Traufstufe üblich. Ein abgeschrägter Stufenfirst oder entsprechend zugerundeter First wird in der Schichtstufen- morphologie auch als Walmstufe klassifiziert. Wie bereits erwähnt gilt als Voraussetzung der Entstehung einer Schichtstufenlandschaft, dass die entsprechenden Schichten unterschiedlich widerstandsfähig sein sollten und ein leichtes Schichteinfallen vorzuweisen haben sollten. Die Schichtgrenze zwischen Stufen- und Sockelbildner muss an der Oberfläche aufgeschlossen sein (AHNERT 2003: 313).

Abschließend betrachtet gibt es verschiedene Ursachen, die dazu führen können, dass die Schichtgrenze freigelegt worden ist:

1. Die Schichten sind an einer Verwerfung gehoben worden, so dass am Hang der Bruchstufe die Schichtgrenze exponiert ist, oder
2. die Schichten sind von der fluvialen Tiefenerosion durchschnitten worden, so dass die Schichtgrenze an den Talhängen ausstreicht, oder
3. die Schichten werden von einer alten Rumpffläche geschnitten, und beiderseits der Schichtgrenze setzt eine neue gesteinsspezifische Differenzierung von Verwitte- rung und Abtragung ein. Die Denudationsprozesse könnten z. B. durch eine neue Erniedrigung der regionalen Erosionsbasis wieder aufleben, oder auch im Gefolge einer Änderung des Klimas. (AHNERT 2003: 313)

4 Die Jura-Schichtstufe in Südwest- und Süddeutschland

4.1 Geologie & Abriss der paläogeographische Entstehung der Süddeutschen Schichtstufenlandschaft

Generell dominieren im Süddeutschen Schichtstufenland triassische und jurassische Ablagerun- gen und Sedimente. Das Süddeutsche Schichtstufenland kann dabei in vier morphologische Stu- fen mit folgenden entsprechenden Stufenflächen eingeteilt werden: Die 1.Stufe bildet der Bunt- sandstein über Abtragungsflächen der Grundgebirge und zwar die des Odenwaldes, des Spessarts und des Schwarzwaldes. Die Buntsandsteinschichtstufe stammt dabei teils aus dem mittleren Buntsandstein und teilweise aus dem oberen Buntsandstein. Die 2.Stufe bildet der Muschelkalk. Der untere Muschelkalk ist vor allem im Maingebiet als Schichtstufenfläche ausgebildet. Südlich davon bildet der Hauptmuschelkalk Schichtstufenflächen mit mäßigen Erhebungen. Auf den Hauptmuschelkalk folgt eine Stufenfläche bestehend aus Muschelkalk und Lettenkeuper. Diese Stufenfläche wird durch die Keupersandsteinstufe der Stuttgarter Berge, der Waldenburger Ber- ge, der Frankenhöhe und des Steigerwaldes bis hin zu den Haßbergen abgegrenzt. Die Keuper- stufenfläche ist teilweise durch Schichten aus dem Lias überlagert. Die ausgeprägteste Schicht- stufe der Schwäbischen und Fränkischen Alb bilden die Weißjura-Kalke. Diese Schichtstufen- landschaft ist wohl schon seit dem Alttertiär existent, wobei einzelne Stufen zu dem Zeitpunkt noch etwas anders als heute lagen. Im Miozän reichten einige Hochflächen der Schwäbischen Alb bis in den Raum Stuttgart hinein (WALTER 2007: 411 - 413).

Abbildung 5 zeigt einen schematischen Hangquerprofilvergleich zwischen der Schwäbischen und der Fränkischen Alb. Von der Stratigraphie her gibt es nur weniger Unterschiede zu erken- nen. In der Schwäbischen Alb ist sind die Ausmaße im Vergleich zu Fränkischen Alb wesentlich größer.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 5: Querprofilvergleich zwischen der Fränkischen und der Schwäbischen Alb (WALTER 2007: 413).

Der Höhenzug der Schwäbischen Alb bildet die weiträumigste und bedeutenste Schichtstufen- landschaft in Mitteleuropa mit Höhen zwischen 700 m und 1000 m ü. NN. Ebenfalls stellt das Gebiet der Schwäbischen Alb das Gebiet der größten Heraushebung im Süddeutschen Schichtstufenland dar. In der Mittleren Alb und der Ostalb sind die Schichten relativ flach ge- neigt und fallen nach Südosten und Südsüdosten ein. In der Westalb hingegen dominiert ein stei- les Schichteinfallen und die Schichten fallen ebenfalls nach Südosten ein. Die Albhochflä- chenstirn der Westalb wird gebildet durch Schichten des Weißjura β. In der Mittleren Alb und Ostalb sind es hingegen Schichten aus dem Weißjura δ sowie Weißjura ε (WALTER 2007: 422). Zusätzlich haben Mergelkalke des Braunen Juras vor der Hauptstufe der Alb eine lokale Bedeu- tung als Stufenbildner. Der Albtrauf in seiner heutigen Ausbildung war wohl bereits vor dem Pleistozän grob entwickelt bzw. die Morphologie muss wohl in groben Zügen dem heutigen Re- lief entsprochen haben. Vor der Hauptstufe der Schwäbischen Alb sind einige Zeugenberge gut erhalten wie z. B. der Hohenstaufen oder der Hohenzollern, wobei es noch diverse Weitere gibt. Die Albhochfläche wird durch gebankte Weißjurakalke gebildet, wobei dieser Teil der Alb auch als Schichtflächenalb bezeichnet wird. Einlagerungen einer Riffkalkfazies sorgen morphologisch betrachtet für ein kuppiges Gelände. Dieser Teil der Schwäbischen Alb wird daher auch als Kuppenalb bezeichnet. Am Nordrand der Ostalb gibt es eine tektonische Verwerfungszone - das sog. Fränkisch-Schwäbische Lineament. Zu erwähnen ist auch die Entstehung eines Vulkange- bietes im Miozän - das sog. Urach-Kirchheimer Vulkangebiet. Heutzutage ist davon eine Fläche mit einem Radius von 30 km bis max. 50 km übrig geblieben und es sind dort 350 ehemalige Ausbruchshöhlen nachgewiesen, die mit Tuffen sowie Grund- und Deckgebirgstrümmern gefüllt worden sind. Teilweise ist es sogar so, dass diese auch als Härtlinge oberhalb von Braun- und Schwarzjuraschichten herausragen. Der Vulkanismus im Hegau fand wohl zur gleichen Zeit statt, was petrographische Untersuchungen bewiesen hatten. Die Hauptaktivität dieses Vulkanismuses war vor ca. 7 Ma bis 14 Ma. Diese Vulkanaktivität begann mit der Förderung von Deckentuffen, die heute noch Mächtigkeiten von bis zu 100 m vorzuweisen haben. Im späteren Verlauf der Aktivität kam es auch zum Austreten basaltischer Schmelzen, die von der Zusammensetzung in einer Mischreihe zwischen Melilith und Nephenelithen anzusetzen waren, wobei diese heute die Hauptgesteine im Hegau bilden (WALTER 2007: 422 - 424).

Die Jura-Schichten bilden die Schichtstufenlandschaft in der Schwäbischen Alb und ihrem Vor- land. Morphologisch gesehen erfolgt im Südwesten der Anschluss an den Hochrhein und den sich faziell unterscheidenden Schweizer Jura. Östlich der Schwäbischen Alb folgt im Anschluss die Fränkische Alb bzw. entsprechend auch der Fränkische Jura. Die Gesamtjuramächtigkeit liegt bei bis zu 900 m in der mittleren Alb, wobei die Mächtigkeit nach Süden und Osten ab- nimmt: In diesen Bereichen der Schwäbischen Alb beschränkt sich die Mächtigkeit auf 700 - 750 m. Insgesamt gesehen zeichnet sich die Schwäbische Alb durch eine hohe Fossiliendichte aus und ist daher paläontologisch auch sehr gut erschlossen worden. Archäologische Funde be- wiesen, dass z. B. schon die Menschen der Altsteinzeit Jurafossilien als Schmuck und als Zau- bersteine verwendet haben müssen. Viele wissenschaftliche Werke zur Paläontologie haben ih- ren Bezug insbesondere anhand von Fundstücken aus der Schwäbischen Alb erhalten (GEYER & GWINNER 2011: 209). Eine Übersicht über die stratigraphische Einteilung des Juras in Ba- den-Württemberg und damit auch in der Schwäbischen Alb liefert Tabelle 2. Die im Verlauf des Kapitels erwähnten markanten Gesteinsschichten und Einteilung sind dort noch einmal zusam- mengefasst.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Tabelle 2: Stratigraphische Übersicht über den Jura in Baden-Württemberg (GEYER & GWINNER 2011: 210).

Zu Beginn des Juras (200 Ma) ist eine Transgression des Meeres datiert und vor allem auch im Gebiet des heutigen Süddeutschlands ist eine Meerestransgression unumstritten (HAQ et al. 1987: 1163, HALLAM 1992 zit. in GWINNER & GEYER 2011: 209). Der Meeresspiegelan- stieg zu Beginn der Jura-Zeit ist vermutlich auch eine Fernwirkung gewesen, die durch den lang- sam sich öffnenden Atlantischen Ozean induziert worden war. Das Süddeutsche Jurameer war vermutlich Teil eines Epikontinentalmeeres, das mit mehreren Inseln versehen gewesen ist. Vermutlich war diese genannte Paläogeographie zu Beginn der Jurazeit prägend für weite Berei- che Europas gewesen. Dieses Epikontinentalmeer war ein Nebenmeer zum ozeanischen Golf des Thethys-Ozeans im Südosten. Die Wassertiefen waren denen der heutigen Nordsee sehr ähnlich und bewegten sich in Tiefenbereichen zwischen 20 m und 150 m. Das Süddeutsche Jurameer war ständigen Veränderungen ausgesetzt und dies äußerte sich vor allem in unterschiedlichen Absenkungs- und Sedimentationsraten (GEYER & GWINNER 2011: 209).

Gegen Ende der Jurazeit kam es zu einer erneuten Heraushebung des Gebietes des heutigen Süd- deutschlands über den Meeresspiegel, was vor ca. 145 Ma gewesen ist (GEYER & GWINNER 2011: 211).

[...]