• Weichselzeitliche Terrassensedimente der Gersprenz in der Kiesgrube Krichbaum bei Babenhausen

• (GK/TK25: 6019 Babenhausen; GK R 3495130, H 5533180 bzw. UTM32N E 495057, N 5531406, Höhe: 132 m ü. NN)

• Führung: Christian Hoselmann und Tatjana Laupenmühlen; OSL-Datierung: Johanna Lomax

Im Sand- und Kiesabbau Krichbaum rund 3 km südwestlich von Babenhausen sind rund 8 m fluviatile Sedimente der Gersprenz aufgeschlossen. Diese wurden in vier Teilprofilen beschrieben und für malakologische Untersuchungen sowie für Schwermineralanalysen der Feinsandfraktion untersucht. Weiterhin wurden drei Proben für Lumineszenzdatierungen genommen (Abb. 5a und b).

Abb. 5(a) Übersichtsfoto der Abbauwand in der Kiesgrube Krichbaum bei Babenhausen – in dem Foto sind die vier Profilabschnitte I–V sowie die Probenentnahmepunkte für die Lumineszenzdatierungen (Her_Kri I 1 etc.) vermerkt. (b) Detailausschnitt aus dem Profilabschnitt I mit schräggeschichteten fluviatilen Sedimenten der Gersprenz und dem Probenentnahmepunkt Her_Kri I 1 für die Lumineszenzdatierung (Fotos: Christian Hoselmann).

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Die Sedimentabfolge wurde im unteren Bereich mit dem Bohrstock auskartiert und beginnt mit schluffig-tonigen Ablagerungen, die regional weit verbreitet auftreten. In den hangenden Sedimenten sind karbonatführende Kiese, sandige Kiese und Sande der Gersprenz aufgeschlossen, die zum Teil engräumig schräggeschichtet sind. Die Gersprenz ist ein rund 60 km langer Nebenfluss des Mains, der bei Lindenfels im kristallinen Bergsträßer Odenwald entspringt. Somit besteht auch der Kiesanteil im Wesentlichen aus kristallinen Gesteinen des Odenwalds und unterscheidet sich daher signifikant von der Schotterpetrographie des Mains mit u. a. Sandsteinen des Buntsandsteins, Quarzen, Kieselschiefern und Quarziten in der t1-Terrasse. Auch das Schwermineralspektrum der Feinsandfraktion wird durch eine lokale Provenienz gekennzeichnet, die Anteile von bis zu 86 % grüner Hornblende aufweist. Dazu kommen geringe Anteile Schwermineralen der Epidot-Gruppe und Granat.

Abb. 6Trochulus hispidus und Succinella oblonga mit mineralisiertem Holz bei 5,4–5,5 m; Gehäuselänge bis 5 mm (Foto: Joachim Wedel, HLNUG).

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In den vier Profilteilen wurden weiterhin 12 Proben für die Bestimmung von Mollusken entnommen. Die ersten Ergebnisse der malakologischen Untersuchungen haben ergeben, dass zur Zeit der Ablagerung durchgehend kaltzeitliche klimatische Bedingungen herrschten. In den hangenden Abschnitten der Ablagerungen treten auch Formen auf, die auf feucht periglaziales Klima hindeuten. Die dominierenden Arten Succinella oblonga, Trochulus hispidus (beide Abb. 6) und Pupilla muscorum treten konzentriert in jungpleistozänen Kaltphasen auf. Diese kommen zwar auch durchgehend vor, dominieren aber in den älteren Schichten (6–8 m unter GOK). Die darauffolgende durchgehende Columella-Fauna – Collumella columella und Arianta arbustorum als Vertreter – deutet auf eine kaltzeitliche Steppe hin, in der parallel auch eine Oblonga-Fauna einhergeht (Ložek, 1964). Die Oblonga-Fauna ist ein Anzeiger für feuchte Auenlandschaften. Weiterhin ist eine Pupilla-Fauna zu finden. Die Pupilla-Fauna ist der Columella-Fauna sehr ähnlich und es kommt häufig zu einem Übergang zwischen den beiden Faunen. Widersprüchlich in diesen fluviatilen Ablagerungen ist jedoch, dass im ganzen Profil so gut wie keine Süßwassermollusken zu finden sind. Die einzigen Arten die hier vereinzelt auftreten sind Galba truncatula (bei 5,0–5,1; 4,5–4,6; 1,15–1,25 m), Bithynia tentaculata (bei 5,0–5,1 m), Planorbis planorbis (bei 5,0–5,1; 4,4–4,5 m), Sphaeridae indet. (bei 4,5–4,6 m), Lymnaeidae indet. (4,5–4,6 m) und Anisus leucostoma (2,5–2,6 m).

Insgesamt ist das Profil durch eine für kaltzeitliche Faunen typische artenarme Fauna gekennzeichnet. In höheren Abschnitten des Profils nimmt die Erhaltung der Gehäuse zu. In den älteren Schichten ist die Artenzahl nicht nur wesentlich geringer, sondern auch der Erhalt der Molluskengehäuse ist schlechter, d.h. es kommen nur Gehäusefragmente vor. In den jüngeren Schichten, sind größtenteils komplette Gehäuse erhalten und auch teilweise Steinkerne.

An drei Proben (Abb. 5a) wurden von Johanna Lomax (Justus-Liebig-Universität Gießen) Altersbestimmungen mittels Optisch Stimulierter Lumineszenz durchgeführt. Die Äquivalentdosis (D_e) wurde anhand der Quarz-Grobkornfraktion (90–200 µm) bestimmt und mittels des SAR-Protokolls (Murray und Wintle, 2000, 2003) analysiert. Die Grobkornproben zeigen gute Lumineszenzeigenschaften mit relativ hellen Lumineszenzsignalen, so dass alle Proben mit 2 mm Aliquots gemessen wurden. Die D_e-Verteilungen der Proben weisen eine relativ enge symmetrische Verteilung auf. Somit ist von einer guten Bleichung auszugehen. Zusammenfassend sind analytischen Ergebnisse ermittelt worden, die in Tabelle 1 zu finden sind.

Da sich die Proben problemlos datieren ließen, kann von zuverlässigen Ergebnissen ausgegangen werden.

Somit sind die fluviatilen Sedimente während des Weichsel-Hochglazials abgelagert worden. Die Ablagerung erfolgte innerhalb weniger 1000 Jahre. In diesen verwilderten Flusssystemen ist von schnellen Ablagerungen und häufigen Umlagerungen der Sedimente auszugehen, was zu einer gewissen Vermischung der Akkumulationsalter führt.

• Der Zellhügel bei Mainhausen-Zellhausen im Mittelalter: auf den Spuren einer mittelalterlichen Siedlung im Umfeld des Klosters Seligenstadt

• (GK/TK25: 5919 Seligenstadt; GK R 3498450, H 5542300 bzw. UTM32N E 498376, N 5540523, Höhe: 117 m ü. NN)

• Führung: Gesine Weber

1953 entdeckte der damalige Bodendenkmalpfleger Karl Nahrgang auf dem sogenannten Zellhügel westlich von Mainhausen-Zellhausen eine mittelalterliche Befestigung (Nahrgang, 1957). Seit 2009 erforschen die Untere Denkmalschutzbehörde des Kreises Offenbach und der Geschichts- und Heimatverein Mainhausen e.V. diese Fundstelle. Die Ergebnisse der Grabungen brachten viele neue Erkenntnisse zur früh- und hochmittelalterlichen Geschichte der Region und des benachbarten Klosters Seligenstadt, das eine Gründung Einhards, des Biographen Karls des Großen ist.

Bei dem Zellhügel handelt es sich um eine flache Kuppe, westlich des Ortes Zellhausen, die sich halbinselförmig in die moorige Niederung eines Altmainarmes, den Zeller Bruch, hineinschiebt. Mitte des 19. Jahrhunderts wurde die Geländeoberfläche um einen halben bis dreiviertel Meter abgetragen, um die Torfgruben im Zellerbruch zu füllen (Nahrgang, 1957). Ein weiterer Bodenabtrag erfolgte mit der Flurbereinigung Mitte des 20. Jahrhunderts.

Bei den anstehenden Sedimenten auf dem Hügel ist es mitunter schwer, natürliche und anthropogene Ablagerungen voneinander zu unterscheiden. Sand und rötliche Lehmschichten kommen nebeneinander vor. Stellenweise sind Kalkbänder und -linsen eingelagert, die manchmal kaum von mittelalterlichen Mörtelgruben oder Mauerausbrüchen zu unterscheiden sind (Abb. 7). Eine von Posselt & Zickgraf Prospektionen GbR durchgeführte Bodenradaruntersuchung zeigte ebenfalls Strukturen, die aus Sicht der Archäologen als Reste einer Bebauung gedeutet werden können, sich aber bei der Ausgrabung als natürliche Bildungen erwiesen.

Abb. 7Anthropogen(?) verursachte ringförmige Bodenstruktur. (Foto: Gesine Weber)

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Auf dem Zellhügel stand bis 1816 eine Kirche inmitten eines ummauerten Kirchhofs. Bei den Grabungen 2016/2017 zeigte sich, dass von den Fundamentgräben nur noch 2–3 cm erhalten waren, stellenweise fehlten sie ganz; 1953 waren es noch 30 cm. Die Kirche wurde 1344 erstmalig erwähnt; Funde von Bodenfliesen weisen auf eine Errichtung spätestens in der 2. Hälfte des 12. Jahrhunderts hin. Hinweise auf ältere Vorgängerbauten fehlen, was aber an der schlechten Befunderhaltung liegen kann. Zur Nutzung des zugehörigen Friedhofs gibt es keine schriftlichen Quellen wie Kirchenbücher, so dass unbekannt ist, wer dort wann begraben wurde. Erste ¹⁴C-Daten von Skeletten weisen auf das 15./16. Jahrhundert (Curt-Engelhorn-Zentrum Archäometrie gGmbH).

Von einer spätbronzezeitlichen Kulturschicht mit zahlreichen Keramikfunden und einzelnen römerzeitlichen Fundstücken abgesehen, wurde der Zellhügel spätestens in spätmerowingisch-frühkarolingischer Zeit besiedelt. Bei den Grabungen 2010 konnte ein Umfassungsgraben untersucht werden, der den darin enthaltenen Funden nach, etwa zu Beginn des 10. Jahrhunderts aufgegeben wurde. Außer Keramikscherben und Speiseabfällen wie Tierknochen wurde auch ein Hund darin niedergelegt. 2011 wurde ein Steinkeller von $\mathrm{7},\mathrm{40}\times \mathrm{4},\mathrm{90}$ m Größe freigelegt, der offenbar zeitgleich mit dem Graben mit Siedlungsabfall verfüllt wurde. Insgesamt 55 kg abgeschlagener Verputz, davon 14 kg farbig bemalt, weisen auf ein reich ausgeschmücktes Gebäude hin. Dass dort Angehörige des karolingerzeitlichen Hochadels wohnten, zeigen Reste von Glasgefäßen sowie ein kleiner silbertauschierter Schwertknauf auf der Kellersohle (Abb. 8). Glasgefäße galten in karolingischer Zeit als sehr kostbar und fanden sich daher nur in „besseren“ Haushalten. In Form und Farbe, ein verwitterungsbedingtes Graubraun, ähnelt der eine Zellhäuser Glasbecher zwei Stücken aus dem wikingerzeitlichen Gräberfeld von Birka in Schweden. Ein herausragender Fund aus dem Keller war ein silbertauschierter, mit einem floralen Muster in Niello-Technik versehener Schwertknauf, der in die erste Hälfte des 9. Jahrhunderts datiert werden kann. Überraschenderweise fand sich am Keller ein kleines Gräberfeld mit sechs Bestattungen (Kroemer et al., 2011; Weber et al., 2015), das mit dem Friedhof an der Zellkirche in keinem Zusammenhang steht. Die vier Männer und zwei Frauen waren zumindest teilweise Zeitgenossen von Einhard, der 815 Seligenstadt, damals noch Mulinheim superior genannt, von Ludwig dem Deutschen geschenkt bekam und 828 mit der Überführung der Reliquien von Petrus und Marcellinus den Grundstein für das Kloster legte (Datierung der Skelette: Leibniz Labor für Altersbestimmung und Isotopenforschung und Christian-Albrechts-Universität Kiel sowie Curt-Engelhorn-Zentrum für Archäometrie). Die anthropologische Untersuchung der Zellhäuser Skelette zeigte mit mindestens 40 bzw. über 60 Jahren ein relativ hohes Sterbealter; eine Frau war zudem noch stark körperlich behindert. Demnach scheint hier innerhalb des Hofareals ein Bestattungsplatz einer kleinen lokalen Elite vorzuliegen. Dies wird auch durch die Strontium-Isotopenanalysen bestätigt, die gezeigt haben, dass es sich um Einheimische handelte (Untersuchungsberichte von Marina Vohberger, München, 2014 und Corina Knipper vom Curt-Engelhorn-Zentrum für Archäometrie, 2016).

Abb. 8Karolingerzeitlicher Keller und Funde daraus (Glasgefäße, Schwertknauf, Fibel, Messer, Pfeilspitze und Kamm). (Fotos: Gesine Weber)

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Ein Schwerpunkt der Grabungen seit 2009 war die von Karl Nahrgang entdeckte frühmittelalterliche Befestigung. Sie bestand aus einer nur noch punktuell nachweisbaren Mauer und einem vorgelagerten tiefen Graben, dessen 2 m breite Sohle etwa 2,5 m u. GOK lag. Um die Grabenränder zu befestigen, waren sie mit heute noch bis zu 50 cm hoch erhaltenen Eichenpfählen gesichert. Diese aus zwei untersuchten Grabenabschnitten stammenden Hölzer wurden dendrochronologisch auf um/nach 915 (Thorsten Westphal, Klaus-Tschira-Archäometrie-Zentrum, Univ. Heidelberg, 2016) bzw. 925 bis 937±10 a (Dendrochronologisches Labor Westphal, Frankfurt, 2010) datiert, sind also eindeutig frühottonischer Zeitstellung. Es ist davon auszugehen, dass die Errichtung der Befestigung in Zusammenhang mit der „Burgenordnung“ Heinrichs I. steht, der den Bau von Burgen gegen die immer wieder das Reich heimsuchenden Ungarn anordnete. Ob die Befestigung irgendwann zerstört wurde ist unbekannt. Da sich aber bisher keinerlei Brandspuren fanden, die auf ein gewaltsames Ende hindeuten, ist eher an einen langsamen Zerfall von Umwehrung und Teilen der Ansiedlung zu denken. Dafür spricht auch, dass Teile der Mauer erst in den Graben stürzten, als dieser schon 60–80 cm verfüllt war. Ein zwischen den Steinen liegender Tierknochen konnte in das 12. Jahrhundert datiert werden, wohingegen andere Knochen im Graben in das 10. Jahrhundert datieren (Klaus-Tschira-Archäometrie-Zentrum).

Die große Menge an archäologischen Funden belegt, dass es sich nicht um eine reine Fliehburg handelte, sondern um eine dauerhaft bewohnte Siedlung. Offenbar wurde der karolingerzeitliche Umfassungsgraben und das vielleicht schon baufällig gewordene unterkellerte Gebäude aufgegeben, um das Ganze zu einer wehrhaften Befestigung auszubauen.

Der Bau der Wehrmauer, die immerhin fast 10 000 m² umgab, erforderte enorme Mengen an Mörtel. Dieser fand sich in der Grabenfüllung aber auch in Form ausgedehnter Planieschichten am Rand der Siedlung. Eine große, nicht ausgeräumte Mörtelgrube dürfte noch zu der spätmerowingisch-karolingischen Siedlungsphase gehört haben, aber ein 2016 entdeckter Befund steht mit dem groß angelegten Ausbau in Zusammenhang. Es handelt sich um eine runde Wanne aus hartem Mörtel mit flachem Boden und zentralem Pfostenloch von knapp 2 m Durchmesser. Die kreisförmigen Rillen (Rührspuren) auf dem Wannenboden weisen darauf hin, dass es sich um einen mechanischen Mörtelmischer handelt. Vergleichbare Mörtelmischer treten im 8.–11. Jahrhundert auf und werden mit der Renaissance der Steinarchitektur in Verbindung gebracht. Sie finden sich auf etwa 40 Fundstellen in ganz Europa in Zusammenhang mit großen Baumaßnahmen der kirchlichen und weltlichen Herrschaft (Hüglin, 2011). Bei der Grabung 2017 wurde auf der entgegengesetzten Seite der Befestigung eine fast doppelt so große Mörtelplatte mit ebenfalls konzentrischen Rührspuren entdeckt, bei der es sich mit großer Wahrscheinlichkeit um den Rest eines weiteren mechanischen Mörtelmischers handelt (Kroemer und Weber, 2017).

Von der Zellkirche abgesehen, ist der Keller das bisher einzige nachgewiesene Gebäude auf dem Zellhügel, doch belegen die ungeheuren Fundmengen an Tierknochen und Keramikscherben eine intensive Besiedlung seit dem frühen Mittelalter. Bei den Keramikscherben handelt es sich überwiegend um lokale Warenarten wie die sogenannte graue Glimmerware. Vermutlich wurde hier von den Töpfern ein Ton verwendet, der bereits von der Lagerstätte her einen Glimmeranteil besaß, was durch die Zugabe von zerschlagenem Glimmergneis, wie er 6 km entfernt bei Stockstadt ansteht und auch für den Bau der Befestigung verwendet wurde, verstärkt werden konnte. Auf Fernhandel weisen Keramikscherben von Gefäßen, die im Rheinland hergestellt und auf den Zellhügel transportiert wurden. In diesem Zusammenhang stellt sich für die Archäologen die Frage, inwieweit es noch einen halbwegs schiffbaren Bachlauf im Bereich des Altmainarmes gab, mit dem solche Importgüter, aber auch das ganze Baumaterial, das aus Steinbrüchen bei Stockstadt oder vom Spessartrand bei Hörstein auf der anderen Mainseite herangeschafft werden konnte. Diese Frage ist noch ungeklärt.

Ortsansässiges Handwerk lässt sich auf dem Zellhügel direkt oder indirekt nachweisen, so belegen Spinnwirtel die häusliche Textilherstellung. Besonders in der Nordostecke der Befestigung häuften sich Funde von bearbeiteten Knochen und Geweihen, die auf einen dort ansässigen Knochenschnitzer hinweisen. Mit dem Fund von fast 50 kg Eisenschlacke und verbrannter Ofenwandung aus Lehm ist das Schmiedehandwerk für den Zellhügel nachgewiesen.

Alle Funde belegen eindeutig das Vorhandensein einer spätmerowinger-/karolingerzeitlichen Elite auf dem Zellhügel, die sicher in engem Kontakt mit Einhard, dem Kloster Seligenstadt und dem dort verkehrenden Hochadel bis hin zu König und Kaiser stand. In ottonischer Zeit erfolgte dann der Ausbau zu einer gut befestigten Siedlung. Diese verlor dann mit zunehmendem Erstarken des unmittelbar am Mainufer deutlich verkehrsgünstiger gelegenen Seligenstadt an Bedeutung und wurde vermutlich im Laufe des 12. Jahrhunderts schließlich aufgegeben. Vor Ort überlebt hat bis 1816 lediglich die Kirche.

• Unterpleistozäne Sedimente des Mains in der Tongrube Katzenbuckel bei Hainburg-Hainstadt

• (GK/TK25: 5919 Seligenstadt; GK R 3494100, H 5548510 bzw. UTM32N E 494027, N 5546730, Höhe: 127 m ü. NN)

• Führung: Christian Hoselmann und Tatjana Laupenmühlen

Abb. 9Ausschnitt aus der Sedimentabfolge der Tongrube am Katzenbuckel. Die einzelnen Profilabschnitte beschreiben: IV = limnisch-fluviatile, holzführende Torfe und stark humose Tone; V = stark gebleichte, glimmerführende, fluviatile Sande; VI = limnisch-fluviatile, schluffige Tone und VII = oxidierte, fluviatile Mittel- bis Grobsande. (Foto: Christian Hoselmann)

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Rund 1 km westlich von Hainburg (Ortsteil Hainstadt) liegt die Tongrube am Katzenbuckel des Klinker- und Ziegelwerks Franz Wenzel GmbH & Co KG. In dieser Grube wird mindestens seit Mitte des 18. Jahrhunderts Ton zur Ziegelherstellung abgebaut – das älteste Dokument zum Abbau datiert sogar auf das Jahr 1687, in dem der Pachtzins mit dem Fürstbischof von Mainz geregelt wurde. Somit existiert in diesem Gebiet ein großes, historisches Grubenareal (> 1 km²), das aber im Wesentlichen renaturiert wurde. In einem kleinen Bereich werden auch heute noch mehrmals im Jahr kleinere Mengen Ton abgebaut. Im Bereich des Katzenbuckels stehen rund 20 m Sedimente der t1-Terrasse (Untermain-Hauptterrassen-Formation) an, von denen im Aufschluss, in einem Schurf sowie mit Bohrstock auskartiert rund 15 m aufgeschlossen sind. Diese Sedimente lagern diskordant auf karbonatfreien Schluffen und Tonen in Wechselfolge mit fluviatilen Sanden der pliozänen Iffezheim-Formation. Im Aufschluss konnten insgesamt sieben Profilabschnitte geologisch bearbeitet werden, die jeweils sandigen Abfolgen (Abschnitte I, III, V und VII) und Tone mit zum Teil Torfen und Ligniten (Abschnitte II, IV und VI) beschreiben. Ein Ausschnitt dieser Abfolge ist in Abb. 9 dargestellt. In den fluviatilen Sanden der t1-Terrasse sind nur ganz vereinzelt Kiese zu beobachten. Die kaum geschichteten Sande bestehen zum Großteil aus aufgearbeitetem pliozänen Material. Das spiegelt sich auch in der Schwermineralverteilung der Feinsandfraktion wider. In den sandigen Abfolgen wurden insgesamt 18 Präparate analysiert. Insbesondere in den liegenden Profilabschnitten ist der Anteil der instabilen, typisch pleistozänen Schwerminerale Epidot, Granat und grüne Hornblende sehr gering (< 10 %) und es dominieren extrem stabile Schwerminerale Zirkon, Turmalin und die TiO₂-Gruppe. Hinzu kommen bis zu 48 % Staurolith, der als Liefergebiet dem kristallinen Vorspessart zugerechnet wird. Der Anteil instabiler Schwerminerale nimmt zum hangenden Profilabschnitt auf bis zu 30 % zu. Insgesamt bestätigt die Schwermineralverteilung in den Sedimenten am Katzenbuckel, dass hier sehr viel aufgearbeitetes liegendes Pliozänmaterial fluviatil, zum Teil recht kurzräumig, umgelagert wurde.

Ein früherer Abbaustand der t1-Terrasse bei Hainstadt wurde bereits von Backhaus (1967) beschrieben. Das dort dargestellte Profil ähnelt der auch heute noch aufgeschlossenen Sedimentabfolge. Hier wird im oberen Abschnitt der Abfolge allerdings eine kiesige Schicht mit groben Mainschottern beschrieben, die beim jetzigen Abbaustand nicht aufgeschlossen ist.

In der Tongrube wurden 32 Proben für palynologische Untersuchungen entnommen, die bisher bestimmt, aber noch nicht ausgezählt wurden. Die Ergebnisse der Auszählungen werden im Rahmen der Exkursion präsentiert. In den untersuchten Präparaten zeigen in den ältesten Ablagerungen die Gattungen Picea (Fichte) und Pinus (Kiefer) eine deutliche Dominanz. Mit Zunahme des organischen Anteils (holzführend, humos) im Sediment sinkt der Anteil von Picea und Pinus drastisch ab und es befinden sich nur noch vereinzelt zerfetzte Pollensäcke in den Proben. Im Gegensatz dazu nimmt der Anteil von Sphagnum (Torfmoose), Lemnaceae (Wasserlinsen) und Polypodium (Tüpfelfarne) zu. Am Top des Profilabschnitts II zeigt sich eine deutliche Dominanz von Alnus (Erle) und Lemnaceae, was typisch für einen Erlenbruchwald wäre; andere typische Anzeiger fehlen aber. In Profilabschnitt IV befinden sich zwei Torfhorizonte in denen erneut Picea und Pinus auftreten, jedoch nicht als alleinige dominante Gattung. Osmunda (Königsfarne) und Alnus sind auch hier deutlich vertreten. Dies stimmt mit der pollenanalytischen Untersuchung von v. d. Brelie überein, der drei Proben aus den Torfhorizonten entnommen hat und eine klare Dominanz von Pinus und Alnus nennt (in Backhaus, 1967). Allerdings muss bedacht werden, dass die Proben zu einem ganz anderen Abbaustand am Katzenbuckel genommen wurden und eine direkte Korrelation der Entnahmepunkte nur schwer möglich ist. Im Hangenden dieser Torfhorizonte wird die Anzahl der Individuen immer geringer und die Erhaltung immer schlechter, wohingegen sich die Artenanzahl nicht verändert.

Eine wichtige Frage, die durch die palynologischen Untersuchungen beantwortet werden sollte, war, ob die limnisch-fluviatilen und fluviatilen Ablagerungen bis ins Pliozän reichen. In wenigen Proben kommen vereinzelt tertiäre Formen wie Carya (Hickory), Pterocarya (Flügelnüsse) und Tsuga (Hemlocktannen) vor. Die aussagekräftigen Formen nach Lang (1994) Sequoia (Mammutbäume), Taxodium (Sumpfzypressen), Liquidambar (Amberbäume) oder Nyssa (Tupelobäume) treten nicht auf. Die vorläufigen palynologischen Untersuchungen zeigen, dass es sich bei den Sedimenten in der Tongrube Katzenbuckel um altpleistozäne Ablagerungen handelt, was sich mit den Untersuchungen von v. d. Brelie deckt. Durch den in seinen Untersuchungen 5 %igen Anteil von Tsuga und dem parallelen Auftreten von Carya und Pterocarya ordnet er die Ablagerungen ebenfalls dem Altpleistozän zu (in Backhaus, 1967).

Die in Profilabschnitt II massenhaft vorkommenden Sphagnum-Sporen sind typische Anzeiger für Moore, die sich im Hinterland von Flussauen bilden, meistens aus einem alten Altarm entstehend. Ungewöhnlich für diese Auen- und Moorvegetation ist das geringe Auftreten von Betula (Birken). Aber nicht nur Betula sondern auch andere Flussauen prägende Pflanzentypen sind nur in geringen Prozentzahlen vertreten. Gegen eine Umlagerung spricht die sehr gute Erhaltung von Tsuga- und Picea-Pollen. Auffällig ist weiterhin, dass sich im gesamten Profil inkohltes Holz nachweisen lässt. Dies deutet auf regelmäßige Brände hin.

• Marines Tertiär und fluviatile sowie äolische pleistozäne Ablagerungen im Dyckerhoff-Steinbruch bei Wiesbaden-Amöneburg unter besonderer Berücksichtigung quartärpaläontologischer Funde der Mosbacher Sande

• (GK/TK25: 5915 Wiesbaden; GK ca. R 3448500, H 5545800 bzw. UTM32N E 448446, N 5544022 Höhe: ca. 140 m ü. NN)

• Führung: Jan Bohatý, Christian Hoselmann und Gudrun Radtke

In den Wiesbadener Ortsteilen Amöneburg und Biebrich werden seit gut 150 Jahren die pleistozänen Ablagerungen der Mosbacher Sande beschrieben und wissenschaftlich bearbeitet. Diese Sande sowie die liegenden tertiären Kalksteine und Mergel wurden bis 2005 für die Zementherstellung von der Dyckerhoff AG abgebaut. Das Abbaugebiet gehört heute der ELW (Entsorgungsbetriebe der Landeshauptstadt Wiesbaden). In den Steinbrüchen ergaben sich immer wieder hervorragende Aufschlussverhältnisse, die für intensive geologische, paläontologische sowie bodenkundliche Untersuchungen genutzt werden konnten. Das außergewöhnlich reichhaltige Spektrum paläontologischer Funde und die jahrzehntelange geologische Dokumentation der Ablagerungen und Funde machen das Vorkommen zu einem der wichtigsten tertiären und quartären Aufschlüsse in Hessen.

Der Aufschluss im Dyckerhoff-Steinbruch im sog. Rheingauer Feld gibt insgesamt einen Einblick in obere Abschnitte des Kalktertiärs (Oberoligozän–Untermiozän) im Mainzer Becken (Grimm und Radtke, 2014). Die im Folgenden neu definierten Formationen (STD 2016) sind im Untergrund aufgeschlossen:

• Wiesbaden-Formation (Reichenbacher und Keller, 2002; Grimm und Radtke, 2011)

• Rüssingen-Formation (Kadolsky und Schäfer, 2011d)

• Oberrad-Formation (Kadolsky und Schäfer, 2011c)

• Oppenheim-Formation (Kadolsky und Schäfer, 2011b; Schäfer und Kadolsky, 2015)

• Hochheim-Formation (Kadolsky und Schäfer, 2011a)

Im nördlichen Teil des Dyckerhoff-Steinbruchs, im sogenannten Kalkofen – nördlich der A66 gelegen – haben Reichenbacher und Keller (2002) das Typusprofil der Wiesbaden-Formation („Untere Hydrobien-Schichten“) beschrieben. Die Exkursion wird in den S-Teil (Ostfeld) des Steinbruchs (südlich der A66) geführt. Dieser Teil des Steinbruchs zeichnet sich durch das zusätzliche Vorkommen von Algenriffen aus, die aufgrund ihrer außerordentlichen Bedeutung zur Unterschutzstellung durch das Hessische Denkmalschutzgesetz geführt haben. Generell lässt sich eine Algenkalk-dominierte Plattformfazies von einer eher mergeligen Lagunenfazies unterscheiden (Abb. 10).

Abb. 10Überblick zur Stratigraphie des Mainzer Becken mit Lage der marinen Ingressionen (nach Försterling und Radtke, 2012, verändert); in Gelb: aufgeschlossene Formationen im Dyckerhoff-Steinbruch.

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Die Arbeiter im Dyckerhoff-Steinbruch haben die Gesteine nach Farben angesprochen, was bis heute in die wissenschaftlichen Beschreibung Eingang gefunden hat. So haben u. a. Best (1975) als auch Krause (1991) die bewährte Aufteilung von „dunkler und heller Folge“ in ihren Profilaufnahmen mit aufgenommen (s.a. Keller und Radtke, 2007). Die Basis der Wiesbaden-Fm (-Formation) bilden dunkle bituminöse Tone, die zur Zementherstellung nicht geeignet waren – im Gegensatz zu den im Hangenden anstehenden hellen Kalksteinen. Reichenbacher und Keller (2002) haben die Wiesbaden-Fm in drei Faziesbereiche von brackisch, über lakustrin zu „Auftauchbereich“ gliedern können. Später folgten Grimm und Grimm (2003) den Vorgaben der Deutschen Stratigraphischen Kommission (DSK) und vergaben Subformationsnamen für diese Lithofazieseinheiten: Hartenberg-, Kästrich- und Wäschbachtal-Subformation (-Sbfm) (s.a. Keller und Radtke, 2007 und Abb. 11).

Abb. 11Standardprofil der Wiesbaden-Fm mit Subformationen (nach Radtke, 2007, verändert).

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Die Rüssingen-Fm bildet die Unterlage der im Steinbruch anstehenden hellen Kalksteine der Wiesbaden-Fm. Sie besteht aus weißgrünlichen Kalkmergeln und grüngrauen Mergeltonen. Ihr alter Name „Inflata-Schichten“ weist auf das ausschließliche Vorkommen der Wattschnecke Hydrobia inflata (neben H. paludinaria) in nur dieser Schicht hin. Mittig ist der Leithorizont Obere Falsocorbicula-Bank zu finden.

Mit Beginn der Wiesbaden-Fm erfolgt ein Farbwechsel der Gesteine von grüngrauen Mergeln der älteren Rüssingen-Fm hin zu dunkelbraunen Tonen und, seltener, Mergeltonen der Hartenberg-Sbfm (Abb. 11). Die 2,5–5 m mächtigen Sedimente der Hartenberg-Sbfm spiegeln die Transgression der Beckenfazies des Oberrheingrabens randlich auf die Plattformfazies des Mainzer Beckens wider (Martini, 1988; Grimm und Grimm, 2003). Im unteren Teil der bituminösen Tone treten Fischskelette auf, darunter vor allem Fischreste von Notogoneus longiceps (von Meyer), aber auch größere Funde von u. a. Sciaeniden (Umberfische) (Martini, 1981; Reichenbacher, 2000). Der Sandaal Notogoneus ist meist in Weichteilerhaltung überliefert, was auf kurzzeitige euxinische Verhältnisse im Ablagerungsraum hinweist. Neben seltenen Lagen mit dem Gastropoden Hydrobia paludinaria (Bronn) und Lagen von Nannoplankton sind Horizonte mit massenhaftem Auftreten der Foraminifere Lippsina demens (Bik) zu finden, die als Einzige auf marine Einschaltungen in einem ansonsten brackischen Ablagerungsbereich hinweist. Sie zeigt den Höhepunkt der 2. Aquitanium-Transgression im Mainzer Becken an (Best, 1975; Krause, 1991). Auf brackische Faziesbedingungen weisen auch die weiteren Faunenfunde wie z.B. brackische Ostrakoden (Muschelkrebse) mit dominanten Arten wie Hemicyprideis miocaenica und H. lienenklausi hin. Wichtig zur biostratigraphischen Einordnung sind Characeen-Funde (verkalkte Oogonien von Süßwasseralgen) mit der erstmals vorkommenden Leitart Stephanochara berdotensis, die Mittel- bis Spätaquitanium anzeigt (Schwarz, 1988; Reichenbacher, 2000).

Die bituminösen Tone sind wasserundurchlässig und für die Existenz der hier entstandenen Deponie und ihrer Abdichtung in den ansonsten klüftigen und verkarsteten Kalksteinen der Rüssingen-Formation unabdingbar.

Die Kästrich-Sbfm mit den klassischen hellen Hydrobienkalken einer Karbonatplattformfazies und einer reichhaltigen Fauna und Flora überlagert die Hartenberg-Sbfm. Es handelt sich um eine Wechsellagerung von vorwiegend Kalkmergeln/Tonmergeln und vereinzelten Kalksteinen sowie Dolomiten der „hellen Folge“ mit einer Mächtigkeit von rund 30 m (Abb. 11). Darunter befinden sich mm- bis cm-dicke Kalksand-Schilllagen (aus Hydrobien). Die hohe Biodiversität beschränkt sich bei näherem Hinsehen auf von Land eingeschwemmte und eingewehte Fossilgruppen. Hochdivers sind z.B. Landschnecken, Insekten als auch eine sehr reichhaltige Vertebratenfauna mit Säugetieren, Amphibien und Reptilien. In der insgesamt brackischen Fazies mit Braunkohlen und Braunkohlentonen finden sich fossile Blätter, Samen und Früchte, aber auch Wurzelhorizonte und Trockenrisse, die auf Landnähe und Auftauchphasen des Ablagerungsraums hinweisen. Bei den aquatischen Mollusken sind insbesondere die gesteinsbildend auftretenden Hydrobien mit der Art H. paludinaria (Bronn) (Abb. 12) zu nennen, die namensgebend für die „Hydrobien-Schichten“ waren. Wie schon in der Hartenberg-Sbfm sind hier die gleichen brackischen und limnischen Ostrakoden (Hemicyprideis, Eucypris) zu beobachten (Schäfer, 1984; Krause, 1991; Reichenbacher und Keller, 2002). Mehrere Leithorizonte geben biostratigraphische Reichweiten an: Bei den aquatischen Wirbeltieren sind Gliederungen in Fisch-Otolithen-Zonen möglich (Reichenbacher, 2000). Das Leitfossil der Wiesbaden-Fm, der Otolith (Gehörstein) Hemitrichas rotunda, wird im Aufschluss in exzellenter Erhaltung gefunden.

Abb. 12Gesteinsbildende und früher namensgebende Brackwasserschnecke Hydrobia paludinaria aus der Wiesbaden-Formation im Dyckerhoff-Steinbruch; Gehäuselänge bis 4 mm. (Foto: Gudrun Radtke)

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Den obersten Abschnitt der Abfolge bildet die Wäschbachtal-Sbfm, die mit einer Mächtigkeit von 8–10 m somit die jüngste Subformation in der Wiesbaden-Formation ist. Sie wird von schluffigen Mergeln und Kalkschluffen mit Wurzelhorizonten und Calichebildungen dominiert. Eine verarmte Fauna mit Cypriniden ist als limnische Auftauchfazies (Best, 1975; Reichenbacher und Keller, 2002) beschrieben.

Typisch für die Wiesbaden-Fm im Ostfeld sind die Algenriffe, die in die gebankte Fazies der Kalksteinbänke eingeschaltet sind. Sie sind etwa 10 m hoch und 20–50 m breit. Ihre Ablagerungen sind deutlich härter und karbonatreicher als die umliegenden Kalkmergel. Die Algenriffe sind durch Photosynthese-betreibende Cyanobakterien-Algen-Vergesellschaftung mit stengeligem Habitus und kalkfällenden Eigenschaften entstanden. Die dem Licht entgegenwachsenden stromatolitischen Algenriffe sind per Definition Riffe, da sie aus dem umliegenden Sediment aktiv biogen herauswachsen.

Mikrofaziell lassen sich biogenführende Mikrite (mudstone), teils mit Fenstergefüge – was auf Auftauchbereich hindeutet – sowie bioklastische Sparite (pack- bis grainstone) unterscheiden mit jeweils stromatolitisch umkrusteten Hydrobien (lumps) (s.a. Grimm und Grimm, 2003; Keller und Radtke, 2007). Die Wäschbachtal-Sbfm wird aufgrund hangender und liegender Einstufungen in das tiefere Burdigalium gestellt.

Im Hangenden des weiträumig zu verfolgenden diskordanten Kontaktes zwischen untermiozänen Kalken der Wiesbaden-Fm sowie relikthaft in Dolinen erhaltenen, pliozänen Sedimenten, haben sich im Bereich des Rheingauer Feldes alt- bis jungpleistozäne Sedimente überliefert. Unter diesen Sedimenten nehmen die fluviatilen Ablagerungen des Ur-Mains und Ur-Rheins mit den Mosbacher Sanden – nicht zuletzt aufgrund ihres seit mehr als 175 Jahren bekannten Fossilreichtums (u. a. von Meyer, 1843; Römer, 1895, 1896; Schröder, 1898; von Reichenau, 1904 bis Keller, 2013; Gruner und Gruner, 2014; Bohatý, 2016, 2018a, b) einen besonderen paläontologisch-quartärgeologischen Stellenwert ein. Innerhalb der Dyckerhoff-Steinbrüche Wiesbadens sind sie als paläontologisches Bodendenkmal „Mosbach-Sande, Steinbruch Ostfeld“ (Abb. 13) durch das Landesamt für Denkmalpflege Hessen erfasst. Besondere paläontologische Bedeutung kommt hierbei jenen, in den Cromer-Komplex einzustufenden, mittelpleistozänen Sedimenten der Haupt-Mosbach-Subformation (Hoselmann, 2007a) (= „ Graues Mosbach“ und „Mosbach III“ sensu Brüning, 1974; Keller, 1999 bzw. „Mosbach-2“ und „Mosbach-3“ sensu von Koenigswald und Tobien, 1987) zu, welche aus fluviatilen, karbonatreichen, grünlich-gräulichen Fein- bis Mittelsanden mit Unterbrechungen von Grobkieslagen bestehen und deutliche Flussarchitekturen in Form von Schräg- und Kreuzgefügen aufweisen.

Abb. 13Fotoimpression der fluviatilen Sedimente der mittelpleistozänen Haupt-Mosbach-Subformation (Hoselmann, 2007a) des paläontologischen Bodendenkmals „Mosbach-Sande, Steinbruch Ostfeld“. (Foto: Jan Bohatý)

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Abb. 14Schematische Untergliederung der Mosbacher Sande (umgezeichnet nach Keller in Keller und Radtke, 2007) mit einer zyklothemischen Gliederung (kurze Pfeile: Kleinzyklen – längere Pfeile: übergeordnete Zyklen – OF = Overbank-Fine); im Grauen Mosbach werden vier Sequenzen nachgewiesen, die einzelnen Flussarchitekturen: (1) verflochtener Fluss, (2) mäandrierend sandige Mischform, (3) schmale anastomisierende Rinnen und (4) Overbank-Fines, zugerechnet werden. Ergänzt wird diese Darstellung durch die paläomagnetische Einstufung und um eine lithostratigraphische Neugliederung der Sedimentabfolge sowie die Gliederung des Aufschlusses nach Brüning (1978).

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Die Bezeichnung Mosbach-Sande geht auf das erstmals zum Jahre 991 erwähnte Dorf Mosbach („Moskebach“ Kop. Ende 13. Jahrhundert, „Mussebach“ 1085, „Biebrich-Mosbach“ 1882), im Süden Wiesbadens zurück. Seit seiner ersten Nennung im 10. Jahrhundert erschien es stets mit Biebrich in einer Gemarkung verbunden und wurde 1893 in die Stadt Biebrich am Rhein, 1926 dann nach Wiesbaden eingemeindet.

In der Umgebung des ehemaligen Dorfes wurden in zahlreichen Pingen und Gruben Sande, Kiese und Kalke obertägig abgebaut – so z. B. in den historischen Gruben beidseits der Biebricher Allee (Bereich Adolfshöhe). Von dort – und aus dem südlichen Salzbachtal – stammen auch die ersten Fossilfunde aus den Mosbacher Sanden. Der industrielle Abbau der Kalke und Sande verlagerte sich im Laufe der Zeit in östliche Richtung auf das Rheingauer Feld, wo die im Jahre 1864 gegründete Dyckerhoff AG in den ehemaligen Steinbrüchen Kalkofen, Kastel und Ostfeld Kalke und Sande für das erste deutsche Zementwerk abbaute. Bis zum heutigen Tage werden ausschließlich noch Mosbacher Sande innerhalb des Steinbruchs Ostfeld gewonnen. Im Gegensatz zu den kleinräumigen Gewinnungsstellen in der Umgebung von Mosbach konnten durch die im Zuge der industriellen Sandgewinnung resultierenden, großräumigen Abbauprofile historische Fossilfunde stratigraphisch eingestuft und die Genese der Ablagerungen geowissenschaftlich verifiziert werden. Maßgeblich für die wissenschaftliche Bearbeitung sind kontinuierliche und über längere Zeiträume hinweg stattfindende Profildokumentationen sowie systematische Fossilaufsammlungen, wie sie insbesondere durch Herbert Brüning (1911–1983) (Naturhistorisches Museum Mainz/Landessammlung für Naturkunde Rheinland-Pfalz) und Thomas Keller (Leiter der Paläontologischen Denkmalpflege a. D./Landesamt für Denkmalpflege Hessen) vorgelegt wurden. Neben der ältesten Mosbach-Sammlung mit etwa 1090 Fossilien in den Naturhistorischen Sammlungen des Museums Wiesbaden (Hessisches Landesmuseum für Kunst und Natur), befinden sich circa 15 000 Fossilien in der Sammlung des Naturhistorischen Museums Mainz (Landessammlung für Naturkunde Rheinland-Pfalz) sowie eine große Anzahl in der noch heute im Aufbau befindlichen Sammlung der Paläontologischen Denkmalpflege des Landesamtes für Denkmalpflege Hessen.

Nach den bisherigen Erkenntnissen können die Ablagerungsszenarien der Mosbacher Sande wie folgt gedeutet werden:

Nach der Verlandung des miozänen Mainzer Tertiärmeeres führten die Flüsse, die Solifluktion sowie weitere klimatologisch bedingte Verwitterungsprozesse in der Zeit zwischen oberem Miozän bis zum oberen Altpleistozän zu stetigen Sedimentabtragungen. Diese Prozesse ließen eine Überlieferungslücke von etwa 20 Millionen Jahren zurück, die sich im Gelände durch den unmittelbaren Kontakt zwischen miozänen Kalken und zirka 750–600 ka alten Ablagerungen des Mains und Rheins erkennen lässt (Bohatý, 2017, 2018a, b). Innerhalb des Mainzer-Sedimentbeckens und dem Rhein-Main-Gebiet verlagerten die beiden Hauptfluter Main und Rhein ihr Flussbett häufiger. Der Main erreichte den Rhein wesentlich weiter westlich als heutzutage. Zudem deuten die fluviatilen Sedimente des Rheingauer Feldes darauf hin, dass zur Zeit des Pleistozäns ein bis zu 20 km breiter Schwemmfächer am Ausgang des Maines existierte. Die Fließgeschwindigkeit des Mains war im Vergleich zur derjenigen des Rheins deutlich niedriger, was zumindest temporär den Rückstau des Mainwassers zur Folge hatte. Gleichzeitig lagerte sich im Bereich des heutigen Rheingauer Feldes durch die andauernde Absenkung des Rheintalgrabens verstärkt Sedimentfracht ab. Diese Absenkung wurde von Hebungsbewegungen abgelöst, welche die auch heute noch gut sichtbaren Terrassen entstehen ließen. Sedimentfracht, Wasserrückstau, ein breiter Schwemmfächer und die anschließende Terrassierung des Rheingauer Feldes boten ideale Voraussetzungen für die Entstehung der Mosbacher Sande als Fossillagerstätte von überregionaler Bedeutung. In dieses Fluss- bzw. Schwemmfächersystem geratene Tierkadaver kamen zumeist nach kurzem Transport zur Ablagerung. Zahlreiche Verbissspuren und Verwitterungsanzeichen zeugen von den hier lebenden Raubtieren und Aasfressern, welche die Kadaver entsprechend fragmentiert zurückließen. Die biostratigraphische und klimatologische Einstufung der miteinander assoziierten, disartikulierten fossilen Skelette wird jedoch erheblich durch die zum Teil mehrfachen Um- und Ablagerungen erschwert. So treten Knochen warm- und kaltzeitlicher Organismen in den Sedimentschichten der Mosbacher Sande durchaus nebeneinanderliegend auf (Bohatý, 2017, 2018a, b). Neben einigen im Gelände nicht verifizierbaren Gliederungen der Mosbacher Sande des Rheingauer Feldes (u. a. von Koenigswald und Tobien, 1987; siehe hierzu Keller, 1999), existieren in der Literatur bislang drei Unterteilungsmodelle von Brüning (1978), Keller (in Keller und Radtke, 2007) und Hoselmann (2007a, 2018) (Abb. 14). Nach Keller (in Keller und Radtke, 2007) teilen sich die Mosbacher Sande in zwei im Alter unterschiedliche Schüttungskörper:

Erster, altpleistozäner fluviatiler Zyklus – Grobes Mosbach und feinkörnige Mosbacher Dolinenfüllung: im Hangenden von Grobschottern, Kiesen und Sanden folgen feinklastische Tone und Schluffe, z. T. in Wechsellagerung mit sandigen Einschaltungen. Nach Keller sind diese Sedimente dem ersten fluviatilen fining-upward-sequence-Zyklus zuzuordnen. Die liegenden Grobsedimente sind diskordant von den hangenden Feinklastika überlagert. Im Bereich dieser Diskordanz treten feinkörnige Dolinenfüllungen auf (u. a. Semmel, 2002), in deren Bereich Brüning (1970) die Überprägung des feinkörnigen Sediments durch eine fossile Bodenbildung beschrieb. Paläomagnetische Untersuchungen an diesen Hochflutlehmen stufen lt. Boenigk (1978) diese in das Jaramillo-Subchron (1072–970 ka) ein. Die altpleistozänen, überwiegend als Dolinenfüllung erhaltenen Sedimente weisen (Keller in Keller und Radtke, 2007; Keller, 2007) eine Mächtigkeit von über fünf Metern auf und zeigen Anzeichen periglazialer Bedingungen einer frühen Kaltzeit (Frostspalten, Tropfenböden und sackförmige Sedimentüberprägungen). In diesen konnte eine arten- und individuenarme Säugetierfauna belegt werden, für welche das „Altmammut“ Mammuthus meridionalis, das Pferd Equus sp. und das etruskische Nashorn Stephanorhinus etruscus kennzeichnend sind (siehe u. a. Keller in Keller und Radtke, 2007).

Abb. 15Fundsituation eines Unterkiefers der pleistozänen Nashorngattung Stephanorhinus sp.; LfDH-Inv.-Nr. PAL EV 27/06. Bildbreite 23 cm. (Foto: Anne Sander, Landesamt für Denkmalpflege Hessen)

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Zweiter, mittelpleistozäner fluviatiler Zyklus – Graues Mosbach: Zwischen dem ersten und dem wesentlich jüngeren, zweiten Zyklus wurde von Koenigswald und Tobien (1987) ein Hiatus höherer Ordnung verifiziert. Der gemäß Keller (in Keller und Radtke, 2007) bis zu 12 m mächtige zweite Zyklus wird von groben bis feinkörnigen Sedimenten (Grobschottern, Kiesen, Sanden, Schluffen und Mergeln) mit deutlichem Kalkgehalt dominiert. Die Ablagerungen weisen im Gegensatz zum Groben Mosbach und den feinkörnigen Mosbacher Dolinenfüllungen eine normale Magnetisierung (Brunhes) auf. Nach Semmel (1969) werden sowohl die altpleistozänen als auch die diskordant auf ihnen auflagernden, mittelpleistozänen Sedimente der t1-Terrasse (Untermain-Hauptterrassen-Fm) zugeordnet. Der mittelpleistozäne Sedimentkörper ist im Bereich des ehemaligen Dyckerhoff-Steinbruchs – bzw. des paläontologischen Bodendenkmals „Mosbach-Sande, Steinbruch Ostfeld“ – als ungefähr 1000×300 m messendes Segment des zentralen Rheingauer Feldes aufgeschlossen. In diesem beschrieb Keller (in Keller und Radtke, 2007) vier Sequenzen: Die untersten drei Sequenzen zeichnen sich demnach durch zyklische fining-upward-sequences aus und unterscheiden sich durch voneinander verschieden aufgebaute Sets fluviatiler Architekturelemente. Innerhalb des Grauen Mosbachs wurden insbesondere von Brüning (1978) zahlreiche unterschiedliche Klimaindikatoren lithogenetischer Natur beschrieben, wobei gemäß Brüning die Anzeiger (u. a. Driftblöcke) kühler oder kalter Klimata dominieren sollen. Keller (in Keller und Radtke, 2007) wies jedoch auf die Notwendigkeit einer sauberen Unterscheidung von syn- und epigenetischen Entstehungen hin und belegte, dass z. B. Driftblöcke als sperrige, transportresistente Körper sekundär auf Kontaktflächen höherer Ordnung akkumulieren können. Allerdings betonte auch Keller die Seltenheit warmklimatischer Indikatoren – wie der von Wilde et al. (2005) belegten interglazial dominierten Flora oder der durch das Landesamt für Denkmalpflege Hessen in den letzten 20 Jahren verzeichneten Warmzeitkomponenten der Gastropoden- und Säugetierfaunen. Die mittelpleistozänen Mosbacher Sande sind für eine reiche Säugetierfauna mit bislang etwa 65 bekannten Arten berühmt. Hinzukommen Fisch- und Vogelfossilien sowie eine hochdiverse Molluskenfauna von etwa 150 Arten (Keller in Keller und Radtke, 2007; Gruner und Gruner, 2014). Charakteristische Säugetiere sind der Steppenelefant Mammuthus trogontherii, die Nashörner Stephanorhinus etruscus/hundsheimensis sowie S. kirchbergensis (Abb. 15), der Deninger-Bär Ursus deningeri deningeri sowie der wesentlich größere Ursus arctos priscus. Aus dem Grauen Mosbach liegt zudem eine der ältesten in Mitteleuropa bekannten Wühlmauspopulationen (Arvicola) vor (Maul et al., 2000), unter welcher die Art Arvicola mosbachensis einen biostratigraphischen Leitwert besitzt (Abb. 16). Gemäß Adam (1964) und Maul et al. (2000) kann das Graue Mosbach in die faunistische Stufe des Mosbachiums sowie in das Cromer-Interglazial III eingegliedert werden. Nach Keller (in Keller und Radtke, 2007) treten in der Großsäugerfauna einerseits typische Warmzeitformen auf, so z. B. der Waldelefant Elephas antiquus, das Flusspferd Hippopotamus sp., das Schwein Sus sp., der Gepard Acinonyx pardinensis oder der Jaguar Panthera onca gombaszoegensis. Andererseits deuten Steppenelefant Mammuthus trogontherii, Steppenbison Bison priscus, Steppenhirsch Megaloceros verticornis und das Reh Capreolus suessenbornensis einen klimatisch kontinental geprägten Zeitabschnitt an. Keller (in Keller und Radtke, 2007) wies zudem darauf hin, dass anhand von taphonomischen Indizien an kaltzeitlichen Faunenelementen (u. a. dem Ren Rangifer sp. und dem Vielfraß Gulo schlosseri) diesen kein größerer Einfluss auf die sekundär miteinander assoziierte Gesamtfauna eingeräumt werden kann (vgl. Keller, 2002). Wie bereits oben erwähnt, treten aufgrund der z. T. mehrfachen Um- und Ablagerungsszenarien Knochen warm- und kaltzeitlicher Organismen in den Sedimentschichten des Grauen Mosbach durchaus nebeneinanderliegend auf (Bohatý, 2017, 2018a, b).

Abb. 16Backen- und Schneidezähne des Leitfossils der Haupt-Mosbach-Subformation, der Wühlmausart Arvicola mosbachensis. Bildbreite 4,8 cm. (Foto: Anne Sander, Landesamt für Denkmalpflege Hessen)

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Lithostratigraphisch lässt sich im Rheingauer Feld die pleistozäne fluviatile Abfolge nach Hoselmann (2007a, 2018 und Abb. 14) als Mosbach-Sande-Fm definieren, die sich durch die drei Subformationen: Mosbach-Hauptterrassen-Sbfm, Haupt-Mosbach-Sbfm sowie Mosbach-Mittelterrassen-Sbfm untergliedern lässt. Die Mosbach-Hauptterrassen-Sbfm ist mit der t1-Terrasse des Mains (Untermain-Hauptterrassen-Fm) zu korrelieren und wird im Wesentlichen von fluviatilen Sedimenten des Mains aufgebaut. Dagegen ist die Haupt-Mosbach-Sbfm (Graues Mosbach) vorrangig aus Ablagerungen rheinischen Ursprungs akkumuliert und kann mit Teilen der Viernheim-Fm (Hoselmann, 2010) des nördlichen Oberrheingrabens korreliert werden. Den fluviatilen Abschluss dieser Sequenz bildet die Mosbach-Mittelterrassen-Sbfm, die im Wesentlichen mit der t2-Terrasse des Mains (untere Subformation der Untermain-Mittelterrassen-Fm) korreliert werden kann und dem Rostroten Mosbach nach Brüning (1978) entspricht. Ähnliche Abfolgen mit verzahnten fluviatilen Sedimenten rheinischer und mainischer Provenienz finden sich auch in vielen Bohrungen im nördlichen Oberrheingraben vom Frankfurter Flughafen im Norden bis in den Raum Gräfenhausen im Süden. Nur ist hier im Gegensatz zum Aufschluss der Mosbacher Sande im Rheingauer Feld aufgrund fehlender Aufschlüsse eine detaillierte paläontologische und sedimentologische Bearbeitung kaum möglich.

Abb. 17Würmlössprofil in Mainz-Weisenau aus Semmel (1999c).

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Abb. 18Horizontabfolge des Altwürmabschnittes in Dellenposition (aus Bibus et al., 1996).

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Die äolischen Deckschichten und Paläoböden und Bodenverlagerungen werden detailliert bei Semmel (1995, 2005) und Hilgers et al. (2003) beschrieben und sind zum Teil in Dolinen sehr gut dokumentiert. Insbesondere der Löss der letzten Kaltzeit ist oftmals sehr gut aufgeschlossen mit hoch aufgelösten Mosbacher Humuszonen und den jungweichselzeitlichen Erbenheimer Nassböden (E1 bis E5) paläopedologisch von Interesse. Markant ist das häufige Auftreten der Eltville Tephra, einer vulkanischen Ablagerung aus der Osteifel, die mit einem Alter zwischen 23,2 und 25,6 ka vor heute (Zens et al., 2017) ein charakteristisches, häufig mehrgliedriges Band zwischen dem E3- und E4-Nassboden bildet.

• Lössprofil und Paläoböden im ehemaligen Steinbruch bei Mainz-Weisenau

• (GK/TK25: 6015 Mainz; GK R 3449540, H 5536880 bzw. UTM32N E 449485, N 5535105, Höhe: 160 m ü. NN)

• Führung: Michael Weidenfeller

Das Lössprofil im Steinbruch Mainz-Weisenau ist neben dem Dyckerhoff-Steinbruch in Wiesbaden (vgl. Stopp 4 und Semmel, 1995, 2005) eines der bedeutendsten Quartäraufschlüsse im Rhein-Main-Gebiet. Über viele Jahrzehnte wurden die Sedimente und die fossilen Bodenbildungen von verschiedensten Bearbeitern mit unterschiedlichsten Methoden untersucht und datiert. Arno Semmel von der Universität Frankfurt a.M. hat den Abbaufortschritt über viele Jahre beobachtet und beschrieben (Abb. 17) (Semmel, 1983). Im Band 20 der Frankfurter Geowissenschaftlichen Arbeiten (Semmel, 1996) sind die Ergebnisse in Einzelbeiträgen dokumentiert. Anlässlich des Lössfestes in Gießen 1999 fasste Semmel (1999c) den Wissensstand in einem Exkursionsbeitrag zusammen.

Abb. 19Lössprofil mit Unterer Mosbacher Humuszone, Mainz-Weisenau. (Foto: Michael Weidenfeller)

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Die Lössforschung im Rhein-Main-Gebiet begann mit den Arbeiten von Schönhals (1950, 1951), der den Würmlöss in drei, jeweils durch Bodenbildungen begrenzte, stratigraphische Abschnitte gliederte. Semmel (1963) bestätigte später, dass der fossile Ah-Horizont genetisch gar nicht zum liegenden B-Horizont gehört. Außerdem konnten häufig drei selbständige fossile Ah-Horizonte über dem Bt-Horizont gefunden werden, der als Bildung der letzten Warmzeit gedeutet wird (Schönhals et al., 1964). Diese Ah-Horizonte werden als Mosbacher Humuszonen bezeichnet. Die Lössabfolge wurde insbesondere in den 90er Jahren von der Arbeitsgruppe von Erhard Bibus, Geographisches Institut der Universität Tübingen, mit verschiedensten Methoden bearbeitet (Bibus et al., 1996). Dazu gehörten neben paläopedologischen Untersuchen auch Molluskenbestimmungen, Bestimmungen von Holzkohlen, Dünnschliffuntersuchungen (Poetsch, 1996), paläomagnetische und schwermineralogische Untersuchungen (Thiemeyer, 1993) sowie Lumineszenz-Datierungen (Frechen und Preusser, 1996).

Bibus et al. (1996) konnten aufgrund von typischen Horizonten im hangenden und zwischengeschaltetem Löss belegen, dass es sich in Weisenau um den Altwürmabschnitt mit den drei interstadialen Mosbacher Humuszonen und den Risslöß mit den Weilbacher Humuszonen handelt (Abb. 18). Die Humuszonen sind durch mächtigere Lösszwischenlagen, die kalttrockene Abschnitte anzeigen, voneinander getrennt. Die beiden untersten Mosbacher Humuszonen sind stark durch Entkalkungs- und Verbraunungserscheinungen unterschiedlicher Intensität und Verbreitung degradiert. Einerseits handelt es sich um braune Flecken, andererseits jedoch auch um basale Verbraunungszonen, die vor allem im Dellentiefsten verbreitet sind. Aktuell ist im Weisenauer Steinbruch ein Lössprofil mit der Unteren Mosbacher Humuszone und einem Btv-Horizont aufgeschlossen. Die Beschreibung orientiert sich an den bereits publizierten Ergebnissen. Neuere Untersuchungen am aufgeschlossenen Profil liegen nicht vor.

Abb. 20Altwürmabfolge in Dellenposition, Profil Mainz-Weisenau (aus Bibus et al., 1996).

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Seit 1991 wurde ein Lössrücken durch den Abbau geschnitten, in dessen Bereich zu Beginn der letzten Kaltzeit eine Delle in den liegenden älteren Löss eingetieft war. Das Liegende des aktuell aufgeschlossenen Profils bilden die jüngstpliozänen Älteren Weisenauer Sande und die altquartären Jüngeren Weisenauer Sande (Semmel, 1983). Die Basis des Profils bildet ein stark karbonathaltiger Löss, der kleine Karbonatkonkretionen enthält. Der tiefere Teil der Lössabfolge ist nicht aufgeschlossen. Darüber folgt ein 25 cm mächtiger, schwach entwickelter Btv-Horizont mit einem Karbonatanreicherungshorizont an der Basis (Abb. 19). Auf den Aggregatoberflächen im Btv-Horizont sind schwach ausgeprägte Toncutane sichtbar. Die Grenze zum hangenden Löss ist sehr scharf und geradlinig. Die graugelbliche Färbung des Lösses lässt auf einen geringen Anteil an organischer Substanz schließen. Der Löss geht in einen ca. 30 cm mächtigen hellgelblich braunen Löss über. Darüber folgt eine kräftig ausgebildete zweigeteilte Humuszone. Der untere Teil ist homogen dunkelbraun gefärbt. Der obere Teil der Humuszone zeigt hellbraune Fleckung in einem schwarzbraunen Horizont. Darüber schließt sich mit diffusem Übergang ein hellgraubrauner Löss an, der diskordant von einem dunkelbraunen künstlich aufgeschütteten Sediment überlagert ist.

Nicht aufgeschlossen ist der mittel- und oberweichselzeitliche Abschnitt der Lössabfolge mit den Erbenheimer Nassböden und dem Eltville Tuff (vgl. Abb. 17). Im Hangenden des Eltville Tuffes folgt der blassgraue, schwach humose E4-Nassboden (Semmel, 1996). Den Abschluss des Weisenauer Profils bildet ein bandkeramisches Kolluvium mit Holzkohlen und Hüttenlehm. Von dem holozänen Oberflächenboden ist nur noch vereinzelt ein Rest des Bt-Horizontes erhalten. Bereits zur bandkeramischen Zeit war stellenweise der Rohlöss durch Bodenerosion freigelegt.

Die Abfolge der fossilen Böden der letzten Kaltzeit beginnt mit den Mosbacher Humuszonen, deren Bildung jeweils von Lösssedimentation abgelöst wurde (Abb. 20). Paläontologische Belege (Fauna und Flora) sprechen dafür, dass während der Humuszonenbildung ein Waldsteppenklima mit Nadelwald herrschte. Die mächtige zweigeteilte Humuszone im aktuellen Aufschluss wird entsprechend der Merkmalsausprägung als Untere Mosbacher Humuszone interpretiert. Von den aus einem benachbarten heute nicht mehr aufgeschlossenen Bereich vorliegenden Lumineszenz-Daten spricht das von Frechen und Preusser (1996) ermittelte IRSL-Alter von $\mathrm{94},\mathrm{0}\pm \mathrm{9},\mathrm{8}$ ka für diese Annahme. Nicht eindeutig ist derzeit die Interpretation und stratigraphische Zuordnung des fossilen Btv-Horizontes. Ob dieser Horizont in die letzte Warmzeit gehört, kann nicht eindeutig beantwortet werden, da von diesem Profil keine absoluten Altersdatierungen vorliegen. Da die von Bibus et al. (1996) beschriebene Schuttlage unter der Unteren Humuszone fehlt und ein mächtiger Löss zwischengeschaltet ist, könnte es sich auch um den Rest eines interglazialen Bodens handeln. Allerdings wäre in einem warmzeitlichen Boden eine stärker ausgeprägte Tonverlagerung und intensivere Konkretionsbildung zu erwarten. Für einen interglazialen Boden spricht, dass der Horizont durch eine Diskordanz gekappt wird und eine Lösssedimentationsphase folgt. Sollte es sich um den Eem-Boden handeln, wäre der Löss im Liegenden dieses Bodens in das Riss bzw. Prä-Eem zu stellen. Allerdings fehlt diesem Löss die von Bibus et al. beschriebene intensive Pseudovergleyung (Marmorierung und Roströhren).

Daher ist es wahrscheinlich, dass es sich um den von Bibus et al. (1996) beschriebenen Btv-Bvt-Horizont an der Basis der Unteren Mosbacher Humuszone handelt. Im damaligen Profil konnte eine Lessivierung festgestellt werden. Nach den makroskopischen und mikromorphologischen Merkmalen handelte es sich jedoch um eine äußerst schwache Tondurchschlämmung, die mit den Bt-Horizonten interglazialer Parabraunerden nicht verglichen werden kann (Poetsch, 1996). Analog zur Beschreibung von Bibus et al. (1996) liegt das aktuell aufgeschlossene Profil in Dellenposition, wie es für den Altwürmabschnitt im Weisenauer Profil typisch ist (Abb. 20).

Tabellen der Schwermineralanalysen befinden sich im Supplement.

Der Anhang zu diesem Artikel ist online verfügbar unter: https://doi.org/10.5194/deuquasp-1-29-2018-supplement.

Die Autoren erklären, dass kein Interessenkonflikt besteht.