EINIGE PROBLEME DER MORPHO-
LOGIE UND DER JÜNGSTEN GEOLO-
GISCHEN GESCHICHTE DES MAINZER
BECKENS UND SEINER UMGEBUNG

EINIGE PROBLEME DER MORPHOLOGIE
UND DER JÜNGSTEN GEOLOGISCHEN
GESCHICHTE DES MAINZER BECKENS
UND SEINER UMGEBUNG

TER VERKRIJGING VAN DEN GRAAD VAN
DOCTOR IN DE WIS- EN NATUURKUNDE
AAN DE RIJKSUNIVERSITEIT TE UTRECHT,
OP GEZAG VAN DEN RECTOR-MAGNIFICUS
Dr. A. A. PULLE, HOOGLEERAAR IN DE
FACULTEIT DER WIS- EN NATUURKUNDE,
VOLGENS BESLUIT VAN DEN SENAAT DER
UNIVERSITEIT TEGEN DE BEDENKINGEN
VAN DE FACULTEIT DER WIS- EN NATUUR-
KUNDE TE VERDEDIGEN OP DINSDAG
3 JUNI 1 9 30, DES NAI\\n,DT)A(;S 4 UUR

«si ■ttôÉ^Â^îSÏ

.....

Bij de voltooiing van dit proefschrift maak ik gaarne van de gelegenheid
gebruik, U, Hoogleeraren en Lectoren der faculteiten der Wis- en Natuurkunde,
en der Letteren en Wijsbegeerte, mijn dank te betuigen voor hetgeen Gij, tot
mijn wetenschappelijke vorming hebt bijgedragen.

Hooggeleerde Oestreich, Hooggeachte Promotor, Gij hebt mij door Uw be-
zielend Onderwijs in de Geomorphologie een zeer grondige opleiding gegeven.
Ik voel het dan ook als een groot voorrecht, dat ik mijn studie onder Uw
leiding kon voortzetten. Voor mijn proefschrift hebt ge steeds een zeer
warme belangstelling gehad, en veel steun heb ik bij het tot stand komen
ervan, van U mogen ondervinden. Dit alles stel ik op zeer hoogen prijs,
doch behalve voor dit alles, wil ik U nog eens oprecht danken, voor wat Gij
in de jaren van mijn studie persoonlijk voor mij geweest zijt. De kennis-
making met Uw familie en Uw gezin, en in het bijzonder met Uw Moeder,
die mijn langdurig verblijf te Frankfurt mede tot een zoo aangename tijd
voor mij heeft gemaakt, zal voor mijn verder leven van diepe beteekenis
blijven.

Gij, Hooggeleerde van Everdingen, verdiepte mijn inzicht in de metereologische
vraagstukken, Uw colleges, doch meer nog de uren, welke ik onder Uw
directe leiding op Uw instituut te de Bilt mocht doorbrengen, zullen mij
steeds in zeer aangename herinnering blijven.
Gij, Hooggeleerde van Vuuren, hebt door uw geanimeerde colloquia blijvend

mijn belangstelling voor de sociaalgeographische vakken gewekt.
U, Zeergeleerde Mejuffr. Hol, dank ik hartelijk voor de raad, waarmee Gij mij
gedurende mijn studietijd tallooze malen hebt bijgestaan, en voor de vele
vriendschap welke Gij mij hebt bewezen.
U, Hooggeleerde Grutterink en Molengraaff, dank ik voor de steun, welke
Gij mij gedurende mijn laatste studiejaar te Deht, ook buiten het Onderwijs
om, hebt gegeven.

Geachte Heer van der Zweep, de vele schetsen en kaarten, \\yelke Gij voor mij
vervaardigd hebt, zijn voor het tot stand komen van dit Proefschrift van
groot belang geweest. Op deze plaats wil ik u hiervoor nog eens hartelijk
danken.

Die vorliegende Arbeit will versuchen einen Beitrag zu liefern zur Auf-
klärung der Probleme der Umgebung Frankfurts.

Die pliozän-diluviale Geschichte des Rheinischen Schiefergebirges war
durch die Studien von Philippson, Kaiser, Oestreich, Mordziol u.a. schon
längst bekannt. Auch für das Maintal im Spessart und Odenwald war diese Ge-
schichte uns seit der Schrepfersehen Studie über diese Thema nicht mehr
verschlossen. Die Kenntnis des verbindenden Zwischenghedes fehlte aber noch.
Anfänglich war der mir von Herrn Prof. Oestreich gegebene Auftrag der
folgende; ,,Eine Untersuchung über den Verlauf der Hauptterrassen des Maintals
von Obernburg bis zum Rheinengtalquot;.

Dieser Auftrag ist inzwischen weit überschritten worden. Das eine Problem
brachte das andere mit sich. Das Hauptterrassen-Problem war nicht zu lösen
ohne Stellung zu nehmen in den schwierigen Fragen, die das Pliozän und seine
Abgrenzung gegen das Diluvium betreffen, (Kap. 3).

Auszerdem waren diese Fragen wieder eng verknüpft mit den Problemen
der jüngeren Tektonik unseres Gebiets (Kap. 2).

Für den mit den lokalen geologischen Verhältnissen weniger bekannten
holländischen Leser habe ich in Kapitel 1 eine kurze Uebersicht der Stratigraphie
gegeben. Schlieszlich ist im letzten Kapitel (Kap. 5) versucht worden, einen
Beitrag zur Morphologie des Oden Wäldes zu geben, nachdem zuvor in Kap. 4
die oberpliozän-diluviale Talgeschichte des Mains abwärts Obemburg und von
vier seiner wichtigsten Nebenflüsse behandelt wurde. Die erforderlichen Bege-
hungen für diese Arbeit wurden in den Monaten Juni, Juli, 1927, Mai,
Juni, Juli. August, September 1928, und Juli, August 1929 ausgeführt.

Als Kartenmaterial dienten die Hessischen, Preuszischen und Bayerischen
topographischen Karten (Maszstab 1 : 25000) dieses Gebiets, während für den
Spessart noch die Bayerischen Schraffenkarten (1 : 50000) gebraucht wurden.

Die für den Preuszischen und Hessischen Anteil veröffentlichten geolo-
gischen Spezialkarten, aufgenommen u.a. von Koch, v. Reinach, Chelius, Vogel,
Klemm, Steuer, Schottler, Leppla, Wagner, sind natürlich auch für meine
Untersuchung von gröszter Bedeutung gewesen. Sie sind in dem Literaturver-
zeichnis nicht besonders angeführt.

Für Förderung in jeder Art durch mündliche Diskutierung und Führung
im Felde bin ich von deutschen Geologen und Geographen vor allem den Herren
Prof. Dr. Behrmann — Frankfurt, Prof. Dr. Maull — jetzt Graz, Prof. Dr.
Schmidtgen — Mainz, Bergrat Dr. Wagner — Darmstadt, Prof. Dr. Leuchs
— Frankfurt, Prof. Dr. Richter — Frankfurt, Prof. Dr. Schrepfer — Frank-
furt, und Dr. C. Weidmann — zur Zeit in Venezuela, zu groszen Dank ver-
pfliclitet.

Das Mainzer Becken hat schon seit ungefähr hundert Jahren die Aufmerk-
samkeit der Geologen auf sich gezogen. Eine sehr grosze Anzahl von gröszeren
und kleineren Abhandlungen über die verschiedenen Abschnitte der Erdgeschichte
dieses Gebietes ist denn auch vorhanden.

Die geologische Aufnahme der Umgebung des Beckens ist in mehr oder
weniger alten, und mehr oder weniger genauen, Spezialkarten der Hessischen
und Preussischen Geologischen Landesanstalten niedergelegt. Auch brauch-
bare Uebersichten der Geologie fehlen für unseres Gebiet nicht. In dieser Hinsicht
verdienen die Wenz\'schen Studien nr. 150, 151, 152 unsere besondere Aufmerk-
samkeit. Für die Gliederung des Buntsandsteins des Odenwaldes und des Spessarts
habe ich die Studien von Hoppe (nr. 39) und Weidmann (nr. 148) benutzt.
Hier genügt wohl eine sehr kurze Uebersicht der Stratigraphie, im Uebrigen
kann nach den ebengenannten, und vielen anderen Arbeiten verwiesen werden

In unserem Gebiet und seiner Umgebung sind keine archäischen und
algonkischen Formationen anstehend zu beobachten.

Vermuthch sind die Sericitgesteine der Vortaunuszone als prä-devonisch,
d.h. als kambrisch oder silurisch zu bezeichnen. Fossile Einschlüsse sind
in ihnen bisher nirgends beobachtet worden.

Dem ältesten Devon ist vermuthch die Zone der sogen, bunten Taunus-
phylliten zuzurechnen, welche den Sericitgesteinen auf lagern.
Auch die Hunsrückschiefer und die Coblenzschichten gehören der unteren
Abteilung des Devons an.

Das Mitteldevon tritt in unserem Gebiet als Orthocerasschiefer in der
Umgebung von Butzbach und Obermörlen aul.

Die Stringoce])halenschichten kommen nur in der Umgebung von Nau-
heim—Oberrosbacli und von Bingen vor.

In unserem Gebiet selbst treten Karbonablagerungen nicht anstehend
auf. Ob diese Gegend zur Karbonzeit schon Festland war, oder ob das
Karbon vielleicht stellenweise noch unter dem Rotliegenden vorhanden
ist, musz dahin gestellt bleiben. Das Unterkarbon, als Kulm entwickelt,
erscheint erst in weiterer Verbreitung in der Umgebung von Gieszen.
Im Oberkarbon erreichen die gebirgsbildenden Vorgänge, welche man
als die Varistische Faltung zusammen zu fassen pflegt, ihren Höhepunkt.
Unsere Gegend gehört zu dieser Zeit drei tektonischen Elementen an,
nämhch der Spessart-Schwelle, dem Saar-Selke Trog [Saar-Saale Graben],
und der Hunsrück-Oberharz Schwelle (nr. 142 S. 697—730).
Der Saar-Selke Trog trennt zwei Gebiete, welche petrographisch völlig
von einander verschieden sind. Im Norden sehen wir die präkarbo-
nischen Schichten des Taunus, in welchen man jetzt noch überall die
normale Beschaffenheit der Sedimente beobachten kann.
Im Süden, im nord-westlichen Spessart und im westlichen Odenwalde
begegnen wir fast nur Gesteinen, welche durch das Eindringen eruptiver
Massen weitgehende kontaktmetamorphe Umwandlungen erfahren haben.
Der einstmalige Charakter der Sedimentgesteine ist hier völlig verschwun-
den. Ueber die zeitliche Festlegung dieser Vorgänge, sind wir bisher nicht
genau informiert.

Ob das Eindringen der Magmamassen gleichzeitig mit der Faltung vor
sich gegangen, oder zeithch davon getrennt ist, konnte bis jetzt noch
nicht festgestellt werden (nr. 151 S. 43 f.f.).

Die Intrusivgesteine des kristallinen Spessarts sind im Allgemeinen auf
die südlichste Zone beschränkt.

Zwei parallelstruierte Granite kennzeichnen hier die zwei Intrusions-
phasen, ein älterer Hornblendegranit (Bückings zweiglimmerig-flaseriger
Körnelgneisz) und ein jüngerer Biotitgranit Bückings körnig-faseriger
Gneisz). Die Lagerungsverhältnisse sind scheinbar recht einfach. Die
Schichten streichen N O und fallen meist unter steilen Winkeln ein.
Als metamorphe Schiefer treten hier Ghmmer- und Quarzitschiefer auf.
Aehnhche Verhältnisse, wie im nordwestHchen Spessart, begegnen wir
im kristallinen Odenwald. Als Intrusivgesteine spielen hier Gabbro\'s
und Diorite eine grosze Rolle. Etwas jünger als diese sind die Odenwald-
granite, während als jüngste Tief engesteine die Granitporphyre auf-
treten. Die wichtigsten kontaktmetamorph umgewandelten Sediment-
gesteine sind hier die Hornfelse und Amphibohte. Seltener sind Quarzit-
schiefer.

Obwohl die Lagerungsverhältnisse hier komplizierter sind als im kristal-
linen Spessart, ist auch hier die Hauptrichtung des Streichens S.W.—N.O.

In dem Saar-Saale Graben kam das Oberkarbon des Saargebiets und das
Rotliegende zur Ablagerung. Während das Oberkarbon im Mainzer
Becken fehlt, ist das Rotliegende (Oberrotliegende) in groszer Verbreitung

vorhanden. Es bildet fast überall die Unterlage des Tertiärs. Besonders
in der Wetterau und im nördlichsten Odenwalde tritt es in gröszeren
Flächen zu Tage. Im übrigen spielt diese Formation im Spessart und
Odenwalde keine sehr grosze Rolle. Es wurde in diesen Gebieten nur in
kleinen Mulden abgelagert. Petrographisch besteht es aus basalen Konglo-
meraten, Sandsteinen und tonigen Schichten. (Man vergleiche nr. 148
S. 3—8).

Das Zechsteinmeer dehnte sich wiederum weit über das Gebiet des
Saar-Saale Grabens aus. In unserem Gebiet sind Ablagerungen aus dieser
Zeit nur im Spessart und mehr vereinzelt im Odenwalde vorhanden.
Nach Weidmann (nr. 148) bilden sie im Spessart ein mehr oder weniger
zusammenhängendes Band, welches in sanftem Anstieg den Fusz der
Buntsandsteinberge begleitet.

Der Zechstein transgedierte hier in einem flachwelligen Hügelland, was
die geringe Mächtigkeit (rund 50 m) dieser Schichten erklärt.
Auch hier sind, wie im Rotliegenden, basale Konglomerate vorhanden.
Im Uebrigen ist diese Formation hauptsächlich als Kupferletten und
Dolomit entwickelt (nr. 148 S. 8—37).

Aus dem Mesozoicum sind innerhalb unseres Gebietes heute nur noch
die triassischen Buntsandstein- und Wellenkalk- (unterer Muschelkalk).
Schichten entwickelt.

Diese Formation läszt sich folgendermaszen gliedern (man vergleiche
die GHederung, wie sie die Hessischen Geologen Klemm und Chelius
geben, und die Nummern 39 und 148):
Oberer Buntsandstein

Der Untere Buntsandstein fängt mit den Bröckelschiefern (suj) an. Es
sind rot violette, bröcklig zerfallende Schieferletten, welche im Durch-
schnitt 30—40 m mächtig sind (maximale Mächtigkeit 70 m).
Die Grenze zwischen den Bröckelschiefern und dem Tigersandstein (suo)
ist, obwohl selten aufgeschlossen, immer auf einige Meter genau fest zu
stellen, weil sie einen Quellhorizont darstellt (nr. 148. S. 41).

Der Tigersandstein ist ein sehr feinkörniger Sandstein, von bleichroter
bis braunroter Farbe, in dem oft massenweise Tongallen auftreten. Er
ist ein guter Werksandstein, und ist deswegen in zahlreichen Stein-
brüchen schön zu beobachten (u.a. im Maintal in der Umgebung von
Miltenberg).

Kreuzschichtung und Wellenfurchen lassen sich in diesem Sandstein
häufig feststellen. Der Tigersandstein erreicht im Durchschnitt eine
Mächtigkeit von 20 bis 40 m. Das Eck\'sche Konglomerat läszt sich dort,
wo es nicht konglomeratisch entwickelt ist, nur schwer vom Tigersand-
stein trennen. Weidmann (nr. 148 S. 43) konnte nur mikroskopisch eine
allmähliche Komvergröszerung feststellen. Die Grösze sowie auch die
Häufigkeit der Gerolle nimmt im Spessart von Süden nach Norden hin
ab. Die Mächtigkeit dieses Horizontes wechselt zwischen 20 und 40 m.
Mit den snia-Schichten bilden die sua- und smi-Schichten den Steilhang
der, das kristalline Grundgebirge oft um 150 m überragenden Bunt-
sandsteinstufe (man vergleiche fig. 10).

Die feinkörnigen und mittelkörnigen Sandsteine sma und sm^ erreichen
eine Gesamtmächtigkeit von durchschnittlich 100 bis 150 m. Sie sind,
wie die grobkörnigen Sandsteine (smj, meistens braunrot, hellbraun
oder weiszgrau gefärbt. Die sm-Schichten sind im Spessart und Oden-
wald in groszer Verbreitung vorhanden.

Der Obere Buntsandstein (Röt), ist am Rande unseres Gebiets im sudöst-
lichen Odenwald (und im Kinziggebiet) vorhanden. Es sind meistens
ziegelrote Schieferletten, welche oft grünlich-weisz gestreift sind.

Diese Formation ist in unserem Gebiet nur im Michelstädter Graben
vertreten (Wellenkalk). Im Uebrigen kommt sie am südöstlichen und nord-
östlichen Rande des Vogelsbergs vor.

Der Keuper ist im Mainzer Becken nicht vorhanden, auch Ablagerungen
der Jura- und Kreide-Zeit fehlen vollständig. Höchstwahrscheinlich war
unser Gebiet jedoch in der unteren Jura-Zeit (Schwarzen Jura) von
einem Meer bedeckt, während gleichzeitig das Rheinische Schiefergebirge
als flacher Rumpf über dieses Meer hinausragte.

Im mittleren Braunen Jura findet eine Regression des Meeres statt,
und eine Bodenschwelle verband das Festland des Rheinischen Schiefer-
gebirges mit dem der Böhmischen Gebirge (nr 151 S. 76—77).
Dieser Rückzug des Meeres setzt sich dann im Weiszen Jura und in der
Kreide-Zeit fort. Unser Gebiet bleibt als Festland bis in die mittlere
Tertiärzeit bestehen.

Mit den Süszwasserkalken von Buchsweiler im Elsasz bilden die Braun-
kohlenablagerungen von Messel bei Darmstadt die ältesten Bildungen
der Tertiärzeit im Rheintalgraben. Die Messeler Braunkohlen sind in
einem 0.7 qkm. groszen Grabeneinbruch, wo sie das Rothegende, den
Granit und den Diorit unmittelbar überlagern, sedimentiert worden.
Diese Sedimente bestehen aus bituminösen Schiefern (Gewinnung von
Schmieröl, Gasöl, Paraffin u.s.w.), welche eine maximale Mächtigkeit
von 150 m erreichen.

Was die Entstehung dieser Schiefer anbelangt, so kann man annehmen,
dasz es sich höchstwahrscheinlich um Deltaablagerungen handelt.
Wir verdanken Haupt (nr. 34), durch den Fund von Propalaeotherium
cf. rollinati Stehlin den Nachweis eozänen Alters dieser Schichten.
Die Tatsache, dasz die Messeler Braunkohlen direkt dem kristaüinen
Grundgebirge auflagern, beweist, dasz vor der Ablagerung dieser Schichten
ein Teil dieses Gebirges schon über die lokale Erosionsbasis heraus-
geragt hat. Es liegt aber nahe an zu nehmen, dasz diese lokalen Ver-
hältnisse nicht einzig in ihrer Art waren, und dasz mehrere Teile
des Odenwaldes zur Eozänzeit schon von der mesozoischen und permischen
Sedimentdecke befreit waren.

Oligozän: Von der Eozänzeit an treten allmähliche Senkungen in diesem
Gebiet auf. Zunächst fangen diese Senkungen im Süden an, um erst in der
Mitteloligozänzeit so stark zu werden, dasz ein Eindringen des Meeres
in das Mainzer Becken möglich war.

Während der Ablagerung der Tertiärschichten setzen sich diese Senkungen
fort, was eine Mächtigkeit dieser Schichten von vielen Hundert Metern
zu Folge hatte.

Das marine Mittel-Oligozän (Rupel-Stufe) gliedert sich in:
b. den sogenannten Schleichsand (ob. Meeressand),
fl. den Rupelton und Meeressand

Der Meeressand ist fast nur an den Rändern des Beckens bekannt. Von
Alzey nach Kreuznach überlagert er den Melaphyr, den Porphyr
und das Rotliegende. An einzelnen Stellen (besonders im unteren Nahe-
Gebiet) sind die Schichten als Küstenkonglomerate entwickelt. Der
weitere Verlauf des Strandes folgt dem Taunusrand in ostnordöstlicher
Richtung, um dann nach Norden um zu biegen.

Das östliche Ufer des Meeres verläuft über Weinheim, Heppenheim,
Vilbel, Büdesheim ziemlich geradlinig.

Das Material dieser Küstenkonglomerate zeigt eine grosze Abhängigkeit
von der Beschaffenheit des Liegenden. Die mittlere Mächtigkeit der
Meeressande ist selten mehr als 10 m. Sie sind meistens sehr fossilarm,
um dann an einzelnen Stellen einen auszerordentlichen Reichtum an

Molluskenarten zu liefern. Bei Weinheim (in der Umgebung von Alzey)
wurden 300 Molluskenarten gefunden (u.a. Cerithium laevissimum
Axinea obovata, Pecten-Arten). Auszerdem tritt die Sirene Halitherium
Schinzi Kaup häufig auf.

Höchstwahrscheinhch gleichzeitig mit den Meeressanden (Strandbildungen)
wurde im Innern des Beckens der Rupelton (Septarienton) abgelagert.
Die Mächtigkeit des Tons beträgt ungefähr 125 m. Auch hier treffen
wir Halitherium wieder häufig an. Die Mollusken treten stark zurück,
nur das Leitfossil Leda deshayesiana ist in einem Horizont des mittleren
Rupeltons stärker vertreten (nr. 151. S. 104).

Die Schleichsande sind feine glimmerige Sande von hellgrauer, gelblicher
oder grünlicher Farbe. Sie erreichen eine Mächtigkeit von 50 m. Sie sind
über das ganze Becken verbreitet, was mit der geringen Mächtigkeit
und dem petrographischen Charakter dieser Schichten die Annahme einer
Verflachung des Meeres wahrscheinlich macht. Gelegentlich sind die Sande
zu einem Schleichsandstein verhärtet. Die Molluskenfauna ist weniger
artenreich als diejenige der Meeressande. Als Leitformen von verschie-
denen Horizonten treten u.a. Potamides plicatus papillatus und Pema
maxillata soldani Deshayes auf. Gleichaltrig mit den Schleichsanden sind
die Melanientone und Grünsande aus der Casseler Gegend.
Das Ober-Oligozän (Chattische Stufe) ist in unserer Gegend als Cyrenen-
mergel und Landschneckenkalk (Süszwassermergel Rheinhessens) aus-
gebildet. Wie schon bemerkt wurde, fängt während der Ablagerung des
Schleichsandes eine allmähliche Verflachung des Meeres an. Im Ober-
Oligozän sehen wir die Abschnürung eines Meeresarmes vom groszen
Meere erfolgen und eine Aussüszung des Wassers einsetzen,
Parallel mit der Aussüszung des Wassers tritt eine Aenderung in der
Fauna und Flora des Beckens ein. Einerseits sind noch Cerithien (u.a.
Potamides plicatus galeotti Nyst.), sowie die Leitform Cyrena convexa
Desh. vorhanden. Andererseits können in stillen, abgeschlossenen Buchten
Lymnaeen, Planorben, Neritinen u.s.w. schon leben. Auch Braunkohlen-
ablagerungen begleitet von Süszwasserschichten sind nicht selten vor-
handen. Der Flächenraum, den der Cyrenenmergel einnimmt, ist in der
Hauptsache derselbe wie bei den Meeressanden. Nur im unteren Nahe-
gebiet findet eine Regression und in der Umgebung von Hanau, infolge
der fortdauernden Senkungen, eine Transgression statt.
Nach Ablagerung der Cyrenenmergel macht sich ein starker Rückzug
des Meeres geltend. In Rheinhessen entstehen einzelne Süszwasserseen,
in denen die Süszwassermergel zum Absatz gelangen.
Brackwasserbewohner fehlen vollständig. Meistens sind die Mergel fossil-
frei. An einzelnen Stellen treten Lymnaeen, Planorben u.s.w. auf (Lym-
naea fabula, Planorbis cornu).

In der Umgebung von Flörsheim-Hochheim werden zu dieser Zeit in
einem sehr schwach brackischen See die sog. Landschneckenkalke ab-
gelagert. Es handelt sich hier um feste Kalkbänke, in denen u.a. Terebralia

rahti und Hydrobia dollfusi auftreten. Gleichaltrig sind höchst wahr-
scheinHch die Konglomerate, Schotter und Sande, welche in der Um-
gebung von Vilbel (u.a. am Läusebäumchen) vorkommen. Sie sind von
Flüssen abgelagert worden.

Miozän und PHozän: Das Miozän ist in unserem Gebiet nur als Cerithien-,
Corbicula- und Hydrobienschichten entwickelt. Nach Ablagerung der
oberohgozänen Süszwassersedimente treten neue Senkungen ein, welche
eine neue Transgression des Meeres von Süden her hervorrufen. In diesem
Meere wurden die marinen Cerithienschichten abgelagert. Am Rande des
Beckens sind diese Schichten kalkig entwickelt, w.ährend sie im Innern
einen mehr mergehgen Charakter haben. Im Norden, bei Offenbach
u.s.w., sind diese Schichten sandig entwickelt, im Uebrigen treten alle
Uebergänge von reinen Sanden (bei Offenbach) bis zu reinen Kalken auf.
Ein Teil Rheinhessens war nicht vom Cerithienmeere bedeckt, während
auch im Norden die Schichten nur bis in der Umgebung von Karben
vorkommen.

Nach Ablagerung der Cerithienschichten erfolgt im Süden neuerlich die
Abschnürung eines Meerarmes (nr. 151 S. 155). Es findet eine allmähliche
Aussüszung des Beckens statt. Unter diesen Verhältnissen werden die
Corbicula- und Hydrobienschichten abgelagert. Die Muschel Corbicula
faujasi tritt als Leitform auf. Cerithien und Hydrobien, setzen ganze
Kalkbänke zusammen. Die Corbiculaschichten erreichen eine Mächtigkeit
von rund 50 m.

Auch hier ist die Fazies im Innern des Beckens mergelig, während sie
am Rande vorwiegend kalkig ist.

In der Umgebung von Mainz (Weisenau) sind die Phryganeenkalke
vorhanden, welche als Küstenfazies aufzufassen sind. Nördlich von Frank-
furt fängt ein allmählich sandiger Werden der Schichten an, bis schHeszlich
in der Gegend von Münzenberg reine Sandsteine auftreten (Münzenberger
Blättersandstein).

Die Transgression des Corbiculameeres ist recht bedeutend gewesen.
Rheinhessen ist wieder vom Meere bedeckt, während im Osten die Cor-
biculaschichten bis in die Gersprenzbucht und in der Hanau-Seligen-
städter Umgebung vorkommen. Das Aschaffenburger Becken ist zu
dieser Zeit noch Festland, wie Schottler nachgewiesen hat (nr. 121 S.
123). Die Fauna ist im Allgemeinen arm, nur brackische und Süszwasser-
formen treten auf.

Dagegen ist eine reiche Flora vorhanden, welche besonders in dem Mün-
zenberger Blättersandstein schön erhalten ist. Eine ähnliche Flora führen
die. Vallendarer Schichten. Es sind u.a. Cinnamonum-Arten, Laurus
Arten, Taxodium distichum miozaenicum Heer.

Mit dem Erlöschen von Hydrobia inflata und der Cerithien fangen die
Hydrobienschichten an. Die Brackwasserbewohner sind fast ganz ver-
schwunden. Allein Hydrobia inflata bleibt noch übrig. Als Leitfossilien

treten die Süszwasserformen Melanopsis fritzii, Viviparus pachystoma
phasianella, Theodoxus gregaria u.a. auf. Die Mächtigkeit der Schichten
ist wieder ungefähr 50 m. Auch hier ist die Randfazies der Schichten
wieder kalkig, während sie im Innern des Beckens mergelig entwickelt
ist. Septarien treten häufig auf. Zugleich mit der fortschreitenden
Aussüszung des Beckens tritt eine allmähliche Regression ein, welche
sich besonders im südlichen Teile des Rheintalgrabens geltend macht.
Im eigentlichen Mainzerbecken nehmen die Hydrobienschichten ungefähr
den selben Raum ein wie die Corbiculaschichten. Im Norden reichen
die oberen Hydrobienschichten noch bis Münzenberg.
Nach Ablagerung der Hydrobienschichten folgt eine lange Denudations-
periode. Nach Kinkelin (nr. 92) würden von der Untermiozänzeit an
bis ins Oberpliozän keine Schichten abgelagert worden sein. Fischer
und Wenz (nr. 149 S. 73—77) konnten aber eine Reihe von Schichten
fest stellen, welche diese Lücke schliessen.

Es sind erstens die Landschneckenmergel mit Aigenkalken und die
Melanienmergel (Leitformen: Melania escheri und Melanopsis narzolina),
welche dem Obermiozän angehören, und zweitens die Braunkohlentone
und Schieferletten mit Hydrobia slavonica und die Prososthenien-
schichten (Leitform; Prososthenia schwarzi Neum.), und Congerienschichten
(=:Dinotheriensande Rheinhessens), welche ein unterpliozänes Alter
haben.

Zur Obermiozänzeit, vielleicht schon etwas früher, tritt eine starke
eruptive Tätigkeit des Vogelsbergs auf, welche sich im Pliozän fortsetzt.
Schottler hat die Basalte im westhchen Vogelsberg ihrem Alter nach
in folgender Weise ghederen können (nr. 120);

Aeltere basische Strombasalte.
In der Gegend von Nidda-Schotten scheinen die Verhältnisse kompli-
zierter zu sein. Nach Hummel würden dort 2 Trappausbruchphasen und
4 Basaltausbruchphasen zu unterscheiden sein. Besonders der jüngere
Trapp ist für uns wichtig, weil er in der Umgebung von Frankfurt häufig
vorkommt. Wenz rechnet diese Trappdecke noch zum Unterpliozän,
während Kinkelin, Schottler u.a. ein oberphozänes Alter als wahr-
scheinlicher achten. Hummel (nr. 41 S. 177—191) versucht ein ober-
miozänes Alter der jüngsten Trappausbruchphase nachzuweisen, während
v. Koenigswald (nr. 64 S. 276—277) es nicht unwahrscheinlich achtet,
dasz die ganze Zeit der Deckenergüsse noch in das Pliozän fällt. Jeden-
falls kommt es mir vor, dasz eine Zuweisung ins Mittel-oder Ober-Miozän,
ausgehend von dem von Schottler gefundenen Zahn von Mastodon
angustidens, welcher zwischen zwei Trappströmen bei Nordeck (Londorf)
gefunden wurde, zu apodiktisch ist.

ein unterpliozänes Alter dieser Schichten nicht ausgeschlossen ist. Ueber
die jüngste Trappdecke wird noch ein Komplex von kalkfreien Sauden
Tonen, Schottern und Braunkohlenflözchen abgelagert, welche in den
besonderen Senken des Mainzer Beckens bis 100 m mächtig werden
können, und welche bis jetzt mit Kinkelin als Oberpliozän aufgefaszt
worden sind. Wir kommen noch näher auf die Altersstellung dieser
Ablagerungen, sowie auch auf die der jüngsten Trappdecke zurück (man
vergleiche Kapitel 2 und 3). In Kapitel 4 werden wir noch die Gelegenheit
haben, näher auf die diluvialen Bildungen des Mainzer Beckens einzugehen.
Die tektonischen Bewegungen der Tertiär- und Diluvial-Zeit sind von
wesenthcher Bedeutung für die Entstehung des heutigen Landschafts-
bildes in unserem Gebiet. Die einzelnen Tertiärschollen sind gegen ein-
ander verschoben worden. Im folgenden Kapitel wird hierauf noch
zurück zu kommen sein.

Wenn von den Grundzügen der jüngeren Tektonik des Mainzer Beckens und
seiner Randgebiete die Rede sein soll, kann man damit anfangen, einen scharfen
Unterschied zu konstatieren zwischen den Standpunkten, von denen aus man
die tektonischen Probleme dieser Gebiete betrachtet hat und noch betrachtet

Hier das eigenthche Becken, das bis jetzt unter dem Einflusz von Kinkelin
und seinen Nachfolgern nur als geologisch-tektonisches Problem betrachtet
worden ist, dort die Randgebiete, für welche hauptsächlich Morphologische Argu-
mente zur Erklärung der jüngeren tektonischen Bewegungen angeführt worden
sind. Hier über das Becken eine tektonische Studie von Wenz (nr. 149) sich fast
nur stützend auf geologische Tatsachen, dort Studien von Oestreich, u. a über
das Rheinische Schiefergebirge und von Krebs (nr. 66) über Unterfranken
welche die jüngere Geschichte dieser beiden Landschaften nur auf morphologischen
Tatsachen aufbauen. Anschheszend an die bestehende Litteratur würde man also
dieses Kapitel folgenderweise einteilen können:

I. Die Grundzüge der Tektonik des Mainzer Beckens sind hauptsächlich
von Kinkelin aufgefunden worden. Wenz hat diese Grundzüge ausgebaut
und in mancher Weise die Ansichten Kinkelins (nr. 46, nr. 48) modifiziert und
vervollständigt.

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®

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\'squot;

cji

PfofU dupeh die Lulsa-FlöPsbeime»»-und Hanau-SeUgenstädtep Senken und den Fponkfuptep Hopst

I^Nach Angaben and Ppofilzeiebnungen von Klemm,Wenz , Leppla, Steuer», Sohottlen u.a]

Elemente zu gliedern, welche durch die folgenden drei. Rheinisch gerichteten
Hauptstörungslinien von einander getrennt werden.

Wenn wir etwa in der Gegend von Darmstadt anfangen diese wichtige
HauptstörungsUnie zu verfolgen, dann sehen wir sie sich über Langen und
Sprendlingen, wo sie die westliche Begrenzung der Rotliegend-Scholle von
Dreieichenhain bildet, nach Norden zu fortsetzen, um von SprendKngen aus,
westhch von Neu-Isenburg bleibend, zwischen Niederrad und Sachsenhausen den
Main zu queren. Bei Bockenheim folgt dann eine Aufteilung in mehrere ungefähr
erzgebirgisch verlaufende Teilspalten, wovon die wichtigste über Berkersheim,
Vilbel, Okarben und schlieszhch nach Bönnstadt verläuft, wo sie sich, wie Wenz
mutmaszt, mit der Spalte Windecken-Dietesheim vereinigt.

Nach Hummel würde diese Verbindung nicht bei Bönnstadt zu Stande
kommen, sondern würden sich beide Spalten noch selbstständig nach Nord-Osten
zu fortsetzen.

Diese Spalte läszt Wenz in der Gegend von Nackenheim—Nierstein anfangen,
sie kann weiter, in nordösthcher Richtung gehend, über Bauschheim nach
Rüsselsheim verfolgt werden. Bei Flörsheim quert sie den Main, um sich in nord-
östhcher Richtung über Hofheim—Münster—Soden—Cronberg—Homburg u.s.w.
fort zu setzen.

Von dieser Störungshnie ist der Verlauf, nach Wenz, viel weniger genau
zu ermittlen als bei den schon genannten Störungen. Im südlichen Teile ihres
Verlaufes fehlen gute Aufschlüsze fast vollkommen, während im Norden die
Schwierigkeit einer genauen Abgrenzung der zum Teil sandig entwickelten
Miozän-Schichten gegen das Pliozän besteht.

Diese Spalte bildet die östliche Begrenzung der Rotliegend-Scholle von
Dreieichenhain, tritt weiter nördhch auf als westhche Begrenzungslinie der
Dietesheim—Wilhelmsbader Trappdeckreste, um sich zwischen Windecken und
Roszdorf weiter nach Norden verfolgen zu lassen und sich, nach Wenz, über
Eibstadt gehend bei Bönnstadt mit der verlängerten rechten Rheintalspalte zu
vereinigen.

Erstens die Störungslinie, welche von ungefähr südlich von Bingerbrück
nach Wiesbaden verläuft.

Zweitens die Störungslinie, welche die westliche Begrenzung des Spessarts
gegen das Mainzer Becken bildet.

Drittens die herzynisch gerichtete Spähe, welche von Obernburg nach
Grosz-Ostheim verläuft.

Durch diese Hauptstörungslinien wird das Mainzer Becken nach Wenz in
die folgenden tektonischen Elemente verteilt:

In den beiden Senken des Beckens kamen die 150 m mächtigen Pliozän-
schichten zur Ablagerung, wie schon Kinkelin nachgewiesen hat. Im Hanau-
Seligenstädter Becken wurden rund 45 m praebasaltisches Pliozän und die
10—14 m mächtige Trappdecke, im Luisa-Flörsheimer Becken rund 100 m
postbasaltisches PHozän abgelagert. Bei Pol-Luisa treffen wir wieder die dort nach
Westen einfallenden Reste der Trappdecke an.

Diese kurze Uebersicht der einzelnen Schollen möge hier genügen; im Uebrigen
kann nach der Wenzsche Studie nr. 149 verwiesen werden.

Wie man leicht erkennen kann, sind die erwähnten Hauptstörungslinien
nicht ausreichend, um den Bewegungsmechanismus der verschiedenen Schollen
gegen einander zu erklären.

Besonders gilt das für die Verhältnisse östlich von Frankfurt. In der von
Wenz beigegebenen tektonischen Karte der genannten Studie nr. 149 sind dann
auch eine grosze Anzahl gemutmaszter VerwerfungsHnien eingezeichnet worden
von denen die genaue Richtung und öfters selbst das Vorhandensein nich,
feststeht und jedenfalls in den meisten Fällen schwierig nach zu weisen ist.

Was das Alter dieser Störungen angeht, so hat Kinkelin die Meinung ver-
treten, dasz die Absenkung des Hanau-Sehgenstädter- und des Luisa-Flörs-
heimer Beckens vor und während der Oberpliozänzeit erfolgte. Er deducierte
diese Auffassung aus der Tatsache, dasz er sich die oberpliocänen Sande und
Tone, oder wenigstens was er dafür hielt, in seinem Oberpliozänsee abgelagert
dachte, und meinte, dasz der Raum für diesen See hauptsächüch von post-unter-
miozänen und prae-oberpUozänen tektonischen Bewegungen geschaffen worden
war.

Zur Oberpliozänzeit, so meinte er weiter, erfolgte dann noch eine allmähUche
Senkung, während zur Diluvialzeit keine tektonischen Senkungen mehr statt-
fanden.

Er führte diese Auffassung nicht consequent durch, und man weisz öfters
nicht recht, was Kinkelin unter Störungen der Landschaft verstanden hat;
was z.B. die folgenden Zitate beweisen sollen:

Auf Seite 281 von nr. 51 sagt er in der Fusznote über die Primigeniusstufe:
,,Die Schottermassen oberhalb Luisa syid soweit mir bekannt die einzige Lokali-
tät, in der mögUcher Weise die Primigeniusstufe in ursprünglicher Höhe liegt;
sonst liegen Fluszanschwemmungen aus dieser Zeit allenthalben in Senken.quot;

„Setzen wir voraus, dasz die Talschaft seit Abschlusz der Pliozänzeit keine
Störungen erfahren habequot; — und etwas weiter auf derselben Seite: „ich habe
bisher angenommen, dasz das Gebirge derzeit, abgesehen von Randabbrüchen,
keine Störung mehr erfahren habe, weder Hebung noch Senkung. Neuerdings i)
werden mehrfach zur Erklärung Hebungen des Gebirges angenommen, für deren
Erklärung ich nur Bewegungen der einen Scholle gegen die anliegende nach der
Tiefe angenommen habe.quot;

Nach neueren Begriffen würde man, auch was Kinkelin Randbrüche u.s.w.
nennt, als tektonische Bewegungen zu bezeichnen haben, so dasz die Ansicht,
dasz Kinkelin tektonische Bewegungen nur für die Oberpliozänzeit oder Prae-
Oberpliozänzeit annahm, einiger Beschränkung bedarf.

Nachdem Wenz erst die Unrichtigkeit der OberpHozänsee-Auffassung
dargetan hat, kommt er auf S. 92 nr. 149 zum Schlusz, dasz die relativen Bewe-
gungen der Schollen gegen einander erst nach Ablagerung der oberphozänen
Sande und Schotter, d. h. im Diluvium erfolgten, wozu er dann bemerkt, dasz
er nur diejenigen Störungen ins Auge fassen will, welche die Tertiärschichten
selbst gegeneinander verworfen haben, und absehen will von den sehr wichtigen
prae-oligozänen Störungen und von den langsam und gleichförmig verlaufenden
Senkungen, welche während der Ablagerung der Tertiärschichten vor sich gingen.
In Gegensatz zu Kinkelin verlegt er also den Schwerpunkt der eigenthchen
Schollenbewegungen in die Diluvialzeit. Er stützt diese Ansicht hauptsächlich
auf das schon längst bekannte und von Lepsius (nr. 71) beschriebene Profil der
Bohrung in der Mauerstrasze zu Darmstadt.

Diese Bohrung setzt in 150 m N. N. ein, erreicht das Oberpliozän in 32.5 m
Teufe. Die Unterkante des Oberpliozäns lag bei 150 m Teufe, d. h. in etwa o m
N. N. Die Bohrung welche bis 215 m tief reichte, bUeb bis zum Ende im Ter-
tiär, nämlich in den Cerithienschichten.

Nur 40 m von der Mündung des Bohrloches entfernt steht der Granit an.
In diesem Profil zeigt sich nach Wenz aber nun deutlich, dasz die Verwerfung
diluvial ist. Denn er fährt fort: „Wäre sie älter als Oberpliozän, d. h. wäre das
Oberpliozän auf dem bereits abgesunkenen Teil abgelagert worden, so könnte
die Verwerfung nicht so steil einfallen, wie dies des Fall ist. Es hätte sich eine
Böschung im Granit ausbilden müssen, und die Bohrung hätte sehr bald die
Felsmassen antreffen müssen, während sie tatsächlich noch in 215 m. Teufe bis
zum Ende im Tertiär blieb.quot;

Es ist auch meine Meinung, dasz das genannte Bohrprofil auf eine diluviale
Tektonik hinweist, wenigstens auf eine diluviale Senkung. Eine andere Frage
ist aber: ob dieses Profil ein Beweis sein kann für Schollentektonik in den übrigen
Teilen des Beckens. Es scheint mir nämlich, dasz aus diesem Profil nicht zu er-
kennen ist, ob ein wesentlicher Unterschied bestanden hat zwischen den Ver-
hältnissen, unter welchen die Tertiärschichten dieses Profils, und den Verhält-
nissen, unter welchen die Diluvialschichten zur Ablagerung gekommen sind.
Oder mit anderen Worten gesagt: man kann meiner Meinung nach auf Grund
dieses Profils, nicht entscheiden, ob die tektonischen Bewegungen des Tertiärs
nur den Charakter von allmählichen, regelmäszigen Senkungen hatten, oder

ob zur Diluvialzeit die Tertiärschollen nur gegen einander verschoben worden
sind. Es ist möglich, dasz beides der FaU war; sicher ist es nicht, und es kann
sehr gut auch auf ganz andere Weise vor sich gegangen sein. Ueber das Vorhanden-
sein oder nicht Vorhandensein von relativen Bewegungen der Tertiärschollen
gegeneinander im Diluvium oder im Oberpliozän, oder in irgend einem früheren
Abschnitt des Tertiärs, kann dieses Profil meiner Meinung nach nichts
aussagen.

Es kommt mir dann auch fragUch vor, ob die Voraussetzung, von der Wenz
ausgeht, nämlich dasz die Senkungstektonik während des Tertiärs eine allmäh-
liche und gleichförmige gewe.sen ist, richtig ist. Die sehr verschiedenen Areale,
welche die auf einander folgenden Tertiärmeere eingenommen haben, beweisen
schon, dasz die Senkung nicht immer auf alte Fugen zurückgriff, dasz also die
verschiedenen Störungslinien für die verschiedenen Abschnitte der Tertiärzeit
sehr verschiedene und sehr stark wechselnde Bedeutung gehabt haben müssen,
und deswegen ist es dann auch sehr wahrscheinlich, dasz die Verwerfungen nicht
aUein die prae-tertiären Formationen gegen einander verworfen, sondern sehr
oft auch Tertiärschichten mit betroffen haben.

Ich nehme dann auch an, dasz die Bewegungen der verschiedenen Tertiär-
schoUen gegen einander nicht nur im Diluvium, sondern, mit Ausnahme der
Ruhepausen, auch während des ganzen postmitteloligozänen Tertiär stattge-
funden haben. In dieser Hinsicht komme ich also ungefähr zum selben Resultat
wie Klüpfel (nr. 60 S. 263 f.f.), welcher nach Vergleichung von Bohrprofilen aus
der Münzenberger und Kasseler Gegend, die folgende Meinung ausspricht:

,,In der Hessischen Senke kann jedes selbständige Tertiär-schichtgUed jedem
beliebigen älteren Tertiärghed oder direkt dem Fundament auflagern (S. 275)quot; .. .
und (auf S. 282-280):

Nach jeder einzelnen Sedimentationsphase des Tertiärs der Ober- und Nieder-
hessischen Senke erfolgt eine Hebung mit Bruchphase und Abtragung, die wo
es sich um weiche Schichten handelte, bis zur vöUigen Einebnung fortschritt.
Dabei wurden die Ablagerungen auf den Hochschollen zerstört, auf den versenk-
ten TiefschoUen bUeben sie erhalten. Mit einer neuen Senkung erfolgte abermals
eine Sedimentierung und so fort. Bei erneuter Störung traten auszer älteren
vorhandenen Brüchen neue in Funktion, steUenweise in veränderter Richtung.
Innerhalb der epirogenen Senkungsphasen konnten keinerlei mit Brüchen ver-
bundenen episodischen Bewegungen festgestellt werden.quot;

Dieser Klüpfelschen Anschauung kann ich in ihrer Allgemeinheit vöUig bei-
stimmen. Ihre Richtigkeit wird auszerdem noch bestätigt durch die
zahlreichen, als GUeder einer Piedmonttreppe im westUchen Taunus vorhandenen
Einebnungen, welche von Galladé (nr. 18) so genau beschrieben worden sind.

Wenden wir uns jetzt den phozänen und diluvialen tektonischen Verhält-
nissen des Beckens und seiner Randgebieten zu, dann ist es meiner Meinung nach
nicht zu verneinen, dasz ein gewisser gradueller Widerspruch besteht zwischen

den Verhältnissen, welche wir im Rheinengtal und im Oberrheingraben sehen
und denjenigen, welche man im Mainzer Becken beobachten kann. Nehmen wir
mit Gallade (nr. 18), an, dasz die Kieseloolithterrassen des Rheindurchbruch-
tales im westlichen Taunus in rund 330 m N.N. liegen und mit Steuer (nr. 157)
und Oestreich (nr. 90) dasz die älteste Diluvial-terrasse, die Trechthnghäuser
Terrasse, in 300 m N. N. vorkommt, dann geht daraus also hervor, dasz das
Gebirge in dieser Gegend während der Pliozänzeit nur um 30 m gehoben worden
ist. Betrachtet man die Kieseloolithterrasse als Oberpliozän, (siehe Kapitel 4), dann
ist diese Heraushebung von 30 m nur auf Rechnung der Oberpliozänzeit zu stellen.

Jedenfalls musz man zum Schlusz kommen, dasz, wenn man diese Heraushe-
bung von rund 30 m vergleicht mit der diluvialen Heraushebung von rund 200 m,
und die Breite des pliozänen Rheins mit derjenige des diluvialen Rheins, die
Oberpliozänzeit oder die Pliozänzeit eine Periode von sehr geringen tektonischen
Bewegungen gewesen sein musz.

Kommt man aber ins Mainzer Becken, dann sehen wir, dasz hier zur Ober-
pliozänzeit (nach Kinkelin u.a.) eine Senkung von 150 m stattgefunden hat,
oder wenn man die Wenz\'sche (nr. 149) GHederung des Pliozäns für richtiger
hält, dasz während der ganzen Pliozänzeit eine Senkung von 150 m stattfand.
Aber weder das eine noch das andere deutet auf tektonische Ruhe während der
Pliozänzeit hin. Vergleicht man mit diesen mächtigen Pliozänablagerungen der
besonderen Senken des Beckens die dürftigen 10—20 m Diluvium, welche dort
nach vielen Bohrprofilen diese pliozänen Schichten überlagern, dann fällt erst
recht der Kontrast mit den Verhältnissen im Rheinengtal auf. Es ist dann auch
sehr begreiflich, dasz Kinkelin (nr. 54 S. 221) für das Mainzer Becken fast aus-
schlieszlich an pHozänen Senkungen dachte. Gehen wir jetzt wieder etwas
südlicher, und betrachten wir einige Bohrprofile des Oberrheingrabens, dann
sehen wir, dasz diese uns wieder veranlassen, eine starke Senkung zur Diluvial-
zeit an zu nehmen, [Bohrung bei Heidelberg 397 m Diluvium (nr. 113)
während das Pliozän in Mächtigkeit stark zurück bleibt.

Wenn alle diese Deutungen richtig wären, dann würde sich damit also erge-
ben, dasz sowohl während des Pliozäns als auch während des Diluviums das
Mainzer Becken eine exceptionelle Stellung, dem Rheinischen Schiefergebirge
und dem Oberrheingraben gegenüber, eingenommen haben würde, nämlich in
dem Sinne, dasz das Mainzer Becken zur Pliozänzeit eine starke Senkung erfuhr,
während es gleichzeitig von zwei Gebieten in die Mitte genommen war, welche
tektonisch ziemlich ruhig waren, und dasz im Diluvium das umgekehrte der
Fall gewesen ist.

Es kommt mir vor, dasz eine mehr einheithche Datierung des Alters der
tektonischen Bewegungen des Beckens und seiner Randgebiete wahrscheinlicher
ist. Man soll doch nicht vergessen, dasz Kinkelin seine Gedanken über das Ober-
pliozän in den besonderen Senken des Mainzer Beckens, in einer Zeit bildete, da
man über die Geschichte des Rhein-und des Maintals noch nichts wuszte. Seine
tektonischen Ansichten haben sich als unrichtig ergeben, und gerade diese An-
schauungen waren am engsten an seine Auffassungen von dem Oberpliozän
gebunden. Es darf uns dann auch wohl befremden, dasz während die tektonischen

Ansichten Kinkelin\'s schon längst verlassen sind, man noch immer die Grenze
zwischen Oberpliozän und Diluvium, wie sie von ihm für die besonderen Senken
des Mainzer Beckens gelegt worden ist, und welche ihn zu seinen unrichtigen
Folgerungen über die Tektonik führten, noch beibehalten hat. Vielmehr glaube
ich, dasz die tektonischen Bewegungen des Beckens gleichzeitig mit und propor-
tional den Bewegungen der Randgebiete erfolgt sind, und dasz, weil man überall
in den Randgebieten^) sehr starke diluviale Schollenbewegungen antrifft,
es sehr wahrscheinlich ist, dasz die jüngste Senkung der besonderen Senken des
Mainzer Beckens hauptsächlich in diluvialer Zeit und nicht zur Oberpliozänzeit
erfolgt ist. Deswegen glaube ich, dasz dergröszteTeil der bis jetzt als Oberpliozän
aufgefaszten Ablagerungen in diesen besonderen Senken als diluvial zu bezeichnen
ist. Im nächsten Kapitel werde ich noch darauf zurück kommen.

Zum Schlusz des ersten Teiles dieses Kapitels möge noch kurz die Rede sein von
der Bedeutung, welche einige der erwähnten Störungslinien zur Diluvialzeit
gehabt haben. Verschiedene dieser Verwerfungen treten morphologisch deutlich
hervor. So z. B. die zwei Rheinisch gerichteten Spalten, welche den westlichen
Spessart und den östlichen Taunus begrenzen.

Morphologisch weniger deuthch sind die Rheinisch gerichteten Störungslinien,
welche den Frankfurter Horst begrenzen.

Wohl überragen die aus Corbicula-Schichten, Cerithiën-Schichten und
Cyrenenmergel bestehenden Hügel von Sachsenhausen und Bieber um 20—40 m
die Diluvialsahde der nächsten Umgebung, aber das hat vielmehr eine morpholo-
gische, als eine tektonische Ursache. Die Kalkhügel von Sachsenhausen und
Bieber sind morphologisch nichts anderes als Umlaufberge, entstanden durch
Diluviale Fluszverlegungen der Kinzig und des Mains. Sicher aber haben relative
Schollenbewegungen dabei mitgewirkt.

Betrachten wir den Teil des Frankfurter Horstes, welcher dem Plateau
„Hohe Straszequot; zum Teil angehört, dann fällt auf, dasz eine deuthche morfo-
logische Begrenzung des Horstes nur dort vorhanden ist, wo er an das Niddatal
grenzt. Die sehr jungen SchoUenbewegungen des unteren Niddagebiets sind
hier sicher die primäre Ursache der groszen Breite dieses Tales im Unterlauf und
des noch ziemlich deutlichen Hervortretens des Horstes in seiner westlichen
Begrenzung.

An der Ostseite des Horstes im Plateau,,Hohe Straszequot; ist morphologisch gar
nicht su sehen, wo der Horst aufhört, und die nördliche Fortsetzung des Hanau-
Seligenstädter Beckens anfängt. Man sollte doch erwarten, dasz wenn hier starke
diluvialen Schollenbewegungen an der Ostgrenze des Frankfurter Horstes am
Plateau ,,Hohe Straszequot; stattgefunden haben sollten, doch noch eine morpholo-
gisch deutliche Bruchstufe vorhanden sein müszte, genau so, wie auch die übrigen
diluviale Verwerfungen des Beckens morphologisch hervortreten. Eine solche
Stufe ist hier nicht vorhanden. Und die Annahme von Wenz, dasz auch in diesem
Gebiet starke diluviale Schollenbewegungen stattgefunden haben, stützt sich
dann auch wohl nur auf die Voraussetzung, dasz die Trappdecke einmal den
Frankfurter Horst überlagert hat, und dasz diese Trappdecke von einer durch

eine starke relative Heräushebung des Horstes zur Diluvialzeit, hervorgerufene
selektive Abtragung von dem Horste weggeräumt worden ist. Wie wir im
folgenden Kapitel noch sehen werden, ist diese Voraussetzung aus verschiedenen
Gründen nicht wahrscheinlich. Ich nehme deswegen an, dasz weil auch eine
deutUche Bruchstufe hier fehlt, die Heraushebung des Frankfurter Horstes
seinem östlichen Begrenzungsgebiet am Plateau „Hohe Straszequot; gegenüber zur
Tertiärzeit, und nicht mehr zur Diluvialzeit s) vor sich gegangen ist. Diese An-
nahme schheszt also ein, dasz nicht nur der Frankfurter Horst, sondern das ganze
Plateau „Hohe Straszequot; sich zur Diluvialzeit als eine tektonische, sowie auch
als eine morphologische Einzelheit benommen hat, welche nur, der Luisa-Flörs-
heimer Senke, den Senken des Unteren-Niddatales und der Hanau-Seligen-
städter Senke sensu strictu gegenüber, relative Schollenbewegungen zu dieser
Zeit erfahren hat. Wir kommen in den Kapiteln 3 und 4 noch darauf zurück.

Es sind verschiedene Meinungen über den Charakter der jüngeren Tektonik
der Randgebiete ausgesprochen worden, welche auch indirekt für die Betrach-
tung der Mainzer Beckens wichtig sind. Nach ihrer Entstehungsweise können
wir diese Auffassungen am besten folgenderweise einteilen:

A. Die Auffassungen, welche entstanden sind durch die Studien über die
Morphologie des südlichen Teiles des Reinischen Schief ergebirges.

Die Auffassungen, welche entstanden sind durch die Studien über die
Morphologie nnd Geologie der Spessart-Odenwald Scholle.

A, Die Auffassungen, welche entstanden sind durch die Studien über die
Morphologie des südlichen Teiles des Rheinischen Schiefergebirges.

An erster Stelle verdient in dieser Hinsicht die von Obstreich (nr. 90) aus-
gesprochener Vermutung, welche mich zu dieser Studie veranlaszte, besondere
Erwähnung. Er gab von seiner Anschauung die folgende Formulierung: „Weder
das Rheingau noch die Mainebene in ihrem heutigen Zustand sind Bruch\'becken.
Ihre Oberfläche ist auch nicht Aufschüttungsform. Eingeschnitten sind sie, aus-
geräumt aus den Aufschüttungen, die zeitUch der Lurley-Terrasse entsprechen.
Nur liegt, dem Austönen der Hebung nach Süden zufolge, die betreffende Main-
terrasse bedeutend niedriger, es wird sich ergeben dasz die berühmten Mosbacher
Rheinsande in 130—144 m Höhe und die Kelsterbacher Mainterrasse bei Frank-
furt (Oberfläche 120 m) die Zeugnisse des Lurley-Stadiums der Mittelrheinischen
Hydographie sind.quot;

verschiedener Hinsicht eine andere als die damals herrschende war. Erstens
schon die Idee, dasz die post-pliozäne tektonisch-morphologische Geschichte des
Mainzer Beckens nicht die Geschichte eines Bnickbeckens war (eine Meinung
also, welche auch von Kinkelin ungefähr vertreten wurde), sondern dasz, wenn
es dann keine Bruchtektonik wäre, es doch sicher eine Verbiegungstektonik sein
müszte, welche die Erscheinungen der Landschaft in ihrem genetischen Verband,
erst begreifhch machen konnte.

Kinkelin betrachtete die tektonischen Bewegungen als hauptsächlich
im Oberphozän beendet. Obstreich zog die morphologische Konsequenz dieser
Auffassung: Das Vorkommen einer oberpliozänen Terrasse in der Gegend von
Reitzenhain in 320 m N.N., und bedeckt von Fluszschottem, war nicht zusammen
zu reimen mit fluviatilen oberpliozänen Ablagerungen in rund 100 m N.N.,
welche in der Gegend von Frankfurt vorkommen, ohne starke diluviale Boden-
bewegungen an zu nehmen. Und was den Charakter dieser Bewegungen angeht,
dachte Oestreich sich, dasz die Einbiegung der Hauptterrasse welche er von
Trechtlingshausen nach Bingen feststellen konnte, sich auch in rheinisch-trans-
versaler Richtung, also nach Frankfurt zu, fortsetzen, würde, was durch die Funde
von Mastodon Arvernensis in den Mostacher Sanden nicht unwahrscheinhch
war (nr. 115).

Diese Ansichten Oestreichs haben im Allgemeinen wenig Anklang ge-
funden. M o r d z i o 1 (nr. 88) W e n z (nr. 151) und K r a n z (nr. 65) u.a. betrachten
die Mosbacher Sande ihrer Höhenlage nach als Hochterrasse, also als Mitteldi-
luvial. Der Hauptterrasse des Rheindurchbruchtales setzen sie für den Südrand
des Taunus eine Stufe der Taunusschotter in 170—300 m N.N. zur Seite.

Diese letztere Anschauung geht also von der einfachsten Voraussetzung
aus, in dem Sinn, dasz, aus der ungefähr gleichen absoluten und relativen Höhe
von ziemlich weit von einander entfernten Terrassen, die Folgerung eines glei-
chen Betrags der Heraushebung des zwischenliegenden Gebiets, und eines gleichen
Alters der in gleicher relativen Höhe liegenden Terrassen gezogen wird.

Auch Gallade (nr. 18) vertritt in seiner Arbeit über den West-Taunus diese
Anschauung, wie seine Einteilung der Einebnungen und Fluszterrassen dieses
Gebiets beweist.

Der Kernpunkt dieses Problems liegt also in den folgenden zwei Fragen
beschlossen:

Zweitens: Gibt es diluviale Verbiegungen im diesem Gebiet, und besteht
die Möglichkeit dasz diese Verbiegungen aus morphologischen
(bzw. geologischen) Tatsachen nach zu weisen sind ?

Oefters werden Verbiegungen einer Landoberfläche angenommen, um mor-
phologische Erscheinungen zu erklären. Nicht immer sind diese Annahmen ein-
wandfrei. Gerade das öfters sehr dürftige Tatsachenmaterial macht eine Ent-
scheidung über die Richtigkeit dieser Annahmen meistens sehr schwierig. Aber
auch dort, wo die Tatsachen wohl auf Verbiegung hinweisen können, ergibt es sich
zuweilen als schwierig, das Alter dieser Verbiegungen mit einem genügenden Grad

von Sicherheit und Genauigkeit zu ermittelln, und musz man sich meistens auf
eine sehr allgemeine Andeutung beschränken.

Aber dennoch, wie wenig direkte Beweise man meistenteils auch beibringen
kann um Verbiegungen nach zu weisen, so musz doch gesagt werden, dasz das
Annehmen von Verbiegungen bei dem heutigen Stand der morphologischen und
geologischen Tatsachen vielfach die einzig mögliche Erklärung von vielen mor-
phologischen Erscheinungen ist.

So erklärt z. b. Oestreich (nr. 94) die Entstehung der Waldecker Rumpfläche
(400—500 m N.N.) im Rheinischen Schiefergebirge, durch eine durch Einbiegung
in der rund 300 m höher gelegenen Winterberg-Rumpfiäche verursachte Aus-
räumung. Nimmt man solche Einbiegungen (bzw. Aufbiegungen) nicht an, so ist,
wenigstens wenn man sicher ist nicht mit Bruchtektonik zu tun zu haben, nicht
zu erklären, warum eine solche tiefere Rumpfläche an der einen Stelle wohl
entstehen kann und an einer anderen Stelle nicht, was auch nicht befriedigt.
Was die nachträgliche Verbiegung von Fluszterrassen anbelangt, so musz auch
wieder gesagt\'werden, dasz es sehr schwierig ist eine solche Verbiegung nach zu
weisen. Die Terrassen entbehren meistenteils des petrographischen und palaeonto-
logischen Leitmaterials. Dann gibt also nur die morphologische Entwickelung der
Terrassen einen Anhaltspunkt. Und gerade für sehr enge Täler ist das meistens
ein sehr schwacher Beweis. Immer ist die Möglichkeit vorhanden, eine andere
Erklärung zu geben. Wenn nämlich an einer Stelle A nur eine Terrasse vorhanden
ist z. B. in 80 m rel. Höhe und an einer Stelle B nur eine Terrasse in rund 100 m
über dem Fluszspiegel, so braucht das nicht zu bedeuten, dasz die zwei Terrassen
aequivalent sind und die Landoberfläche zwischen A und B eine Verbiegung
erfahren hat. Es können sehr gut Reste von zwei Talböden sein, von denen an der
einen Stelle der höhere, an der anderen Stelle der tiefere weggeräumt worden ist.
Gerade da, wo ein Tal teilweise sehr eng, teilweise Becken-artig verbreitert ist,
kommt es vielfach vor, dasz Terrassen, welche im Engtal nicht erhaben sind,\'
im Becken-artigen Teil des Tales gröszere Bedeutung gewinnen. So sieht man
am Rande des Mainzer Beckens eine Terrasse im 80 m Höhe über dem Flusz-
spiegel sehr häufig auftreten, während diese Terrasse im Mainengtal nicht vor-
kommt. Wären gleichzeitig am Rande des Maizer Beckens nicht Terrassen in
100 und 120 m relativer Höhe, welche auch im Main-Engtal ziemlich häufig
vorkommen, vorhanden gewesen, so würde ich möglicherweise an Verbiegungen
gedacht haben, wie auch Panzer (nr 96) alle Lahnterrassen, auch die jüngsten
noch, im Limburger Becken einbiegen läszt.

Was die Verbiegung der Hauptterrassen am Südrande des Taunus anbelangt,
so scheint eine allmähliche Niederbiegung dieser Terrassen, von Bingen nach
Frankfurt zu, nicht zu bestehen. Die Lurley- und Patersberger-Stufen dieser
Terrasse lassen sich hier verfolgen in einer Höhe proportional derjenigen des
Rheinengtals, sei es auch stellenweise unterbrochen und durch nachträgliche
Erosion und Bruchtektonik zerstückelt.

Nun bleibt noch die Möglichkeit einer Niederbiegung dieser Terrasse nur
in nord-südlicher Richtung, nämlich von TrechtHngshausen nach Bingen und
dabei anschlieszend eine Axe von maximaler diluvialer Heraushebung Ost-

West gerichtet, durch den ganzen Hunsrück und Taunus. Gallad6 (nr. 185)
erwähnt schon, dasz die Trechthngshäuser Terrassen (290—300 m N. N.), welche
also als älteste Diluvialterrassen auf zu fassen sind, am Südrande des Taunus
nicht vorkommen. Er legt die Grenze zwischen den diluvialen und oberpho-
zänen Terrassen in rund 280 m N.N., um gelegenthch auch noch Terrassen in
265—270 m N.N. als oberphozän zu bezeichnen. Gallade muszte also, seinen
eigenen Ergebnissen zufolge, zum Schlusz kommen, dasz der Taunus-Hunsrück
sich während des Diluviums als eine Groszfalte benommen habe, im dem Sinne,
dasz das Gebirge bei Trechthngshausen um 30—35 m stärker gehoben worden
ist, als am Südrande. Er zieht diese Folgerung nicht, und führt eine sich auf
gleich starke Hebung des ganzen Gebirges stützende Einteilung der Terrassen
durch.

An der rechten Talseite der Nahe hegt die untere Grenze des Phozäns in
ungefähr 260 m N.N., und Wagner (nr. 146) zieht dann auch, anschheszend an
schon von Steuer und Leppla erwähnte Tatsachen, die meiner Meinung nach
ganz richtige Folgerung, welche hier zitiert werden möge:

„Von Bedeutung ist die auffallend hohe Lage der Terrassen van Trechthngs-
hausen in 260 bis 285 m N.N. und in 300 m N.N. Identifizieren wir sie mit der
ähesten, einwandfreien diluvialen, Naheterrasse, die in 245—260 m N.N. südost-
lich von Kreuznach auftritt, und nehmen wir nur ein Flusgefälle an, das halb so
stark wie das heutige war, so müszten diese Schotter sich bei Trechthngshausen
in rund 230—250 m N.N. einstellen. Wir können uns diesen Höhen-unterschied
von mindestens 35 m nur so erklären, dasz das Rheinische Schiefergebirge nach
Ablagerung der Hauptterrassenschotter eine relative Aufwärtsbewegung ge-
genüber dem Gebiet der Saar- Saale Senke erfahren hat, welche Erscheinung
wir in geringerem Masze bei der Erörterung der Lagerung der Hauptterrassen-
Schotter auf dem Rochusberg bereits feststellen konnten.quot;

Nun kann man für das Nahegebiet noch an Senkung an streichenden Erz-
gebirgisch gerichteten Verwerfungen denken. Da aber die untere Grenze des
Pliozäns am Nahetal höchstens zehn Meter niedriger liegt, als am Taunusrande,
würde daraus folgen können, dasz die Bedeutung dieser Verwerfungen für diesen
Teil der Landschaft im Diluvium nur gering gewesen ist und die stärksten Dislo-
kationen hier den Charakter von Verbiegungen gehabt haben.

Bei diesen Betrachtungen ist aber ausgegangen von der Voraussetzung,
dasz die untere Grenze des Oberpliozäns am Südrande des Taunus, wie sie von
Gallade gelegt worden ist, richtig war. Das ist aber nicht sicher zu ermittlen,
die vereinzelten Kieseloolithe oder ihre Begleitgesteine sind hier mit den Taunus-
schottermassen höchst wahrscheinlich zu sehr abgerutscht, als dasz eine genaue
Grenzbestimmung zwischen Phozän und Diluvium zu ermöglichen wäre.

r. Die Grenze zwischen den Pliozän-Terrassen und Hauptterrassen, liegt
in rund 270—280 m. und die Galladösche Terrasseneinteilung,
welche mit Verbiegung nicht rechnet, ist z.T. unrichtig.

N.N. gelegt werden. Dann also keine Verbiegung; aber auch hier eine
teilweise Unrichtigkeit der Altersbestimmung in der G all ad eschen
Terrasseneinteilung.

Schlieszhch mögen noch einige Tatsachen erwähnt werden, welche meiner
Meinung nach ziemlich sicher für die erste der zwei Möglichkeiten, also für Ver-
biegung sprechen; nämhch: die As5nnmetrie des Heimbachtales.

Der Heimbach flieszt am Nordrande des Bingerwaldes in östlicher Richtung
und mündet gegenüber dem Grosz-Lorcher Werth in den Rhein. Dieses Tal
ist schon von Schwarzer (nr. 127) sehr genau beschrieben worden. Seine Erklänmg
dieses sehr charakteristisch entv/ickelten Tales kann aber nicht ganz befriedigen.
Das Tal ist in zweierlei Hinsicht asymmetrisch entwickelt. In erster Linie
haben alle 6 Seitenbäche ihre Quellmulde im Bingerwald und sind also allesamt rechte
Seitenflüsze. Linke Seitenbäche fehlen vollständig. Und in zweiter Linie liegen
die diluvialen Terrassen (u.a. 2 Stufen der Hauptterrasse) des Tales nur auf der

rechten Talseite, während die linke Talseite ganz terrassenfrei und ziemlich steil ist.

Die Sch warzersche Erklärung ist die folgende: „Der linksseitige Steilhang
läszt sich als eine Folge der fortgesetzt gegen ihn gerichteten Erosionskraft in
Form von Stoszkurven betrachten, die in Verbindung mit dem Abdrängen durch
die groszen Quarzitschutthalden möglicherweise auch die früheren kleineren,
linksseitigen Seitenbäche verdrängt und aufgezehrt haben.quot;

Sehr gewisz hat das Abdrängen und Aufzehren der linken Seitenbäche eine
grosze Rolle gespielt, es kommt mir aber doch vor, dasz die primäre Ursache
der Asymmetrie dieses Tales tiefer zu suchen ist. Schwarzer übersieht nämlich
einige sicher sehr erwähnenswerte Tatsachen. Er läszt die zwei Stufen der Haupt-
terrassem des Heimbachtales in 260 m und 280 m. N.N. auftreten, während er
diese selben Stufen der Hauptterrasse des Rheintales, noch keinen Kilometer
weiter nördhch (zwischen Ober-Diebach und Nieder-Heimbach), in seiner
morphologischen Karte mit den Zahlen 200 m und 240 m N.N. verseht.

Diese Rheinterrassen liegen aber nicht in 200 und 240 m N.N., sondern in
200—230 und 250—270 m N.N. Etwas nördlicher, bei Wenzberg, liegen diese
Stufen in 220—230 und 240—255 m N.N. Bei Medenscheid sind diese Zahlen
200—220 m und 230—250 m N.N. Bei Neurath idem.

Es macht also den Eindruck, ob die Landoberfläche hier zur Hauptter-
rassen-zeit und auch noch später im Diluvium verbogen worden ist, was dann
eine plausibele Erklärung für die Asymmetrie des Heimbachtales sein würde.

Auch der etwas nördlicher fheszende Gailsbach weist noch, obwohl viel
weniger deutlich, dieselbe Asymmetrie auf. Hier fehlen die linken Seitenbäche
nicht, doch sie sind viel kleiner als die rechten und auch die Hauptterrasse
dieses Baches, sofern sie da ist, liegt an der rechten Talseite.

Zum Schlusz dieser Betrachtungen mögen die verschiedenen tektonischen
Elemente, welche die westhche Begrenzung des Mainzer Beckens bilden, noch
kurz erwähnt werden.

r. Der Südrand des Taunus; die untere Grenze des Pliozäns liegt wahr-
scheinlich in rund 280—290 m N.N.

Während des Diluviums erfuhr der Taunus-Hunsrück in der Trecht-
lingshäuser Gegend ein Heraushebung, welche ungefähr 30 m mehr
betrug als am Südrand des Taunus und weiter nördlich von Trecht-
lingshausen bei Medenscheid der Fall war.

Dem Südrande des Taunus gegenüber blieb das rechtsseitige Nahe-
Gebiet nur rund 10 m zurück. Die untere Grenze des Pliozäns hegt hier
in rund 260 m N.N., wie Wagner nachgewiesen hat.
Links des unteren Nahetals hegt diese Grenze in ungefähr 300 m N.N.,
was Wagner auf Absenkung an einer Rheinisch gerichteten, mit dem
Nahelauf zusammen fallenden Störungslinie zurück führt.
Die unter 3° erwähnten Tatsachen weisen darauf hin, dasz die varistisch
gerichtete Störungslinie, welche von der Kreuznach-Bingerbrücker
Gegend nach Wiesbaden verläuft, im Diluvium für das Nahe Gebiet
weniger Bedeutung hat.

Durch teils Nordwest, teils Nordost verlaufende Störungen diluvialen
Alters sinken, nach Wagner, die Kieseloolithschotter auf dem Rhein-
hessischen Plateau nach dem Rhein bei Mainz hin staffeiförmig ab,
sodasz ihre Höhenlage bei Mainz-Zahlbach nach C. Mordziol (nr. 80)
120 m beträgt.

B. Die Auffassungen welche entstanden sind durch das Studium der Mor-
phologie und Geologie der Spessart-Odenwald Scholle.

Wenn wir mit der ältesten ausgesprochenen Meinung über die jüngeren
tektonischen Bewegungen der Spessart—Odenwald Scholle anfangen, dann
müssen an erster Stelle die bei der geologischen Spezialkartierung des Odenwal-
des aufgenommenen Störungslinien, wovon die Rheinisch gerichteten für den
nördlichen Odenwald die wichtigsten sind, erwähnt werden.

An solchen ungefähr Rheinisch gerichteten Spalten ist u. a. der Michel-
städter Graben abgesunken. Ueber das Alter dieser Störungen weisz man nicht
genau Bescheid. Sie sind post-jurassisch, und vielleicht noch z. T. diluvial.
Chelius hat seinerzeit auf Grund der Tatsache, dasz das Oberpliozän der Eul-
bacher Hochfläche rund 150 m. höher liegt als im Michelstädter Graben, die
Meinung ausgesprochen, dasz dieser Graben noch zur Diluvialzeit eine relative
Senkung von rund 150 m erfahren hat; Klemm konnte die Unrichtigkeit dieser
Anschauung nachweisen, indem er darauf hinwies, dasz diese zwei Oberpliozän-
vorkommen gar nicht mit einander zu vergleichen sind, weil das Oberpliozän
der Eulbacher Hochfläche durch Verwitterung entstanden, und das Pliozän
des Grabens von Flüszen herbei geführt worden ist. Und nachdem man j etzt
auch die Unrichtigkeit dieser beiden und vieler anderen Oberphozänbestim-
mungen erkannt hat (siehe die neue geologische Uebersichtskarte des Odenwaldes
1929) und auch eine grosze Anzahl Verwerfungen fallen gelassen hat, ist alles, was
wir über das Alter der Störungen in den zentralen Teilen des Odenwaldes zu
wissen glaubten, wieder Tabularasa.

Die Terrassenstudien des Mümlings- und des Gersprenztales, worüber wir
in Kapitel 4 und 5 noch näheres berichten, können vielleicht auf diese Probleme
einiges Licht werfen. In diesen Kapiteln wird auch die von Credner geäuszerte
Meinung über jugendliche Schollenbewegungen näher besprochen werden.

Was die Praeoberpliozäne Geschichte der Landschaft angeht, so nehmen
Krebs (nr. 66 S. 319 ff) und Schrepfer (nr. 124) eine Verbiegung der Praeober-
pliozänen Landoberfläche an. Krebs hat für die Gegend des untern Werntals
aus dem Vergleich der heutigen Höhenlagen der unzertalten Flächen das von
einer Einmuldung betroffene Gebiet rekonstruiert.

Hand in Hand mit dieser Einbiegung vollzog sich dann nach Krebs eine
Varistisch gerichtete Aufwölbung des Spessarts. Schrepfer schreibt darüber-
(nr. 124 S. 13 ff), dasz sie so langsam vor sich ging, dasz die allgemeine Denn
dation mit der Emporhebung gleichen Schritt hahen konnte und jene ,,vereb-
netenquot; Flächen schuf, welche die vermutlich bruchlose Südostabdachung des
Spessarts kennzeichnen.

Obwohl es auch meine Meinung ist, dasz Wellungen in dieser Landschaft
stattgefunden haben, (worauf z.B. schon Bücking, Harrassowitz, Brandes hin-
wiesen), kommt es mir ungewisz vor, ob diese Einbiegungen die von Krebs
und schepfer angenommenen Ausmasze erreichten. Wie soll man z.B. positiv
nachweisen, dasz die zur Vergleichung angeführten, in verschiedener Höhenlage
liegenden unzertalten Flächen Teile einer selben Rumpfläche sind? Können
z.B. diese in verschiedenen Höhen liegenden Flächen nicht Stufen einer Pied-
monttreppe und deswegen verschieden-altng sein? Meine Beobachtungen im
Buntsandstein-Odenwald lassen vermuten, dasz letzteres auch in Unterfranken
der Fall ist (siehe Kapitel 5). Dann würden auch die verebneten Flächen, welche
Gümbel aus dem Spessart beschrieben hat, auf anderer Weise erklärt werden
müssen, als Schrepfer es macht.

Weiter konnte Schrepfer einige jugendlichen und morphologisch stark
hervortretende Störungen, welche abwärts Miltenberg in der Gegend des Maintals
auftreten, nachweisen. Sie sind sicher diluvial.

Schlieszlich sind noch die von Credner (nr. 9) für das Aschafftal und beson-
ders die von Völker (nr. 144) für das Kinziggebiet aufgesteUten Meinungen zu
erwähnen. Credner zog die Folgerung, dasz, weil die von Flach als altdiluvial
bestimmten Tone südlich vom Dorfe Höszbach nur wenige Meter über dem Flusz-
spiegel liegen, das Tal seine völlige Austiefung schon am Ende des Oberpliozäns
erreicht haben muszte. Kinkelin (nr. 50) und Schrepfer (nr. 124) haben
jedoch schon darauf hin gewiesen, dasz die Fossilführung der Höszbacher Tone
die Annahme eines altdiluvialen Alters dieser Tone nicht rechtfertigt.

78 % der von Flach (nr. 15) gesammelten Käferarten kommen heute noch
in der nächsten Umgegend vor.

2 Käferarten fehlen heute in der Aschaffgegend, kommen aber noch in ganz
Mittel-Deutschland vor, während schlieszlich 20—25 % dieser Arten heute nur
noch in Nord- und Nord-Ost Deutschland vorkommen.

Kinkelin wies schon darauf hin, dasz diese Käferfauna genau so gut auf ein
mittel-oder jungdiluviales Klima, wie auf ein altdiluviales hinweisen könne (nr. 51).

Leider hat Flach kein genaues Profil der fossilführenden Schichten gegeben.
Die Funde stammen aus Braunkohlenschichten, vermutlich also (in sofern man
das mehr als 40 Jahre später noch feststellen kann) aus den oberen Schichten
der südlichsten der zwei Gruben. So ist es möglich, dasz vielleicht die Tone der
nördlichen Grube älter sind, und man doch, weil auch sicherlich hochgelegene
diluviale Terrassen im Aschafftal vorhanden sind, vielleicht einen kleinen
Grabenbruch annehmen musz, um diese Tone zu erklären. Wir werden darauf in
Kapitel 4 bei der regionalen Besprechung des Aschafftales noch zurück kommen.

In Analogie mit der Auffassung, welche Credner sich von der Aschaffland-
schaft gebildet hat, kommt Völker für die Kinziglandschaft zum Schlusz, dasz
auch hier das Tal seine volle Austiefung bis zur Felssohle schon im Frühdilu-
vium besessen hat. Die Kinziglandschaft hat nach ihm ihre Heraushebung im
Spät-Miozän und vor allem im Pliozän erfahren. Im Oberphozän war das heutige
Talniveau, so fährt er fort, nahezu erreicht; denn das Oberpliozän vom Mäuse-
graben bei Altenhaszlau liegt nur 20 m über der gegenwärtigen Talsohle. —
Während der Diluvialzeit sohte also das Kinziggebiet, festgehalten durch den
ebenfalls nicht mehr gehobenen Vogelsberg keine Bewegungen, mehr mitgemacht
haben.

1°. Auf das Fehlen von Fluszterrassen in den Tälern der Kinzig und ihrer
Nebenflüsse; nur Denudations-terrassen sollen vorhanden sein.

2°. Auf die Annahme, dasz das Oberpliozän vom Mäusegraben bei Alten-
haszlau wirklich Oberpliozän ist.

In scheinbarer Uebereinstimmung damit waren die Ergebnisse der Studien
von Schultze (nr. 125) und Siebert (nr. 129) über die Gebiete der Fränkische
Saale und des Sinntales.

Beide kommen zum Schlusz, dasz das Quellgebiet der Sinn- und Saale-
Täler unter dem Einflusz des starren Vogelsbergs im Diluvium keine Heraus-
hebung mehr erfahren hat, während, das Gebiet um die Mittel-und Unterläufe
dieser Flüsze, mit dem mittleren Maingebiet, zu dieser Zeit um rund 100 m ge-
hoben wurde.

Hummel (nr. 41 S 128) weist darauf hin, dasz die Anschauungen Völkers
nicht bestätigt werden durch die Tatsache, dasz in den Talgebieten, der Bracht,
der Salz und der Ulm Terrassen vorhanden sind, und dasz auszerdem der ganze
Charakter des Kinzigtales keineswegs für eine besonders starke Einmuldung
dieses Gebiets spricht.

In Kapitel 4 werden wir wieder näher auf dieses Problem zurück kommen,
nur sei hier bereits bemerkt, dasz wenn diese Anschauungen Hümmels richtig
sind, die als Oberpliozän aufgefaszte Ablagerungen bei Altenhaszlau sicherlich
nicht dieses Alter haben, was sie übrigens meiner Meinung nach, mit einer groszen
Anzahl anderer Oberpliozän-Vorkommen gemein haben, wie wir im folgenden
Kapitel noch sehen werden.

EINIGE BEMERKUNGEN ÜBER DAS ALTER DER BIS JETZT
VORNEHMLICH ALS OBERPLIOZÄN ANGESPROCHENEN
ABLAGERUNGEN.

In denjenigen Teilen des Maintals, welche ihre Ausbildung nur der reinen
Tiefenerosion verdanken, wo das Tal also nicht zugleich eine tektonische Senke
ist, findet man eine scharfe Erosionsdiskordanz zwischen den Terrassen-Ablage-
rungen, welche man mit einer gewissen Wahrscheinlichkeit als Oberphozän be-
zeichnen kann, und denjenigen, welche in der Talsohle sedimentiert worden sind
und welche der Flusz heute noch nicht durchsunken hat. Hoch über dem heutigen
Fluszspiegel in rund 280—290 m N.N., liegen die Terrassen zwischen Obernburg
und Klein-Umstadt, welche ich als Oberphozän betrachte, ®) und mehr als
180 m tiefer liegen die Sedimente der genannten Talauffüllung.

Anders in den besonderen Senken des Mainzer Beckens. Hier liegen die
diluvialen Ablagerungen unmittelbar auf den oberpliozänen, und nach der allge-
meinen Auffassung ist eine scharfe Grenze zwischen Pliozän und Diluvium nur
dann an zu geben, wenn das Diluvium aus den leicht erkennbaren Kiesen und
Sauden des Maines und seiner Nebenflüsse besteht. Wo das nicht der Fall ist,
sondern Diluvium und Pliozän beide aus fast kalkfreien Tonen oder tonigen
Sauden bestehen, ist eine genaue Trennung nicht durchführbar (nr. 120 S. 92).

Die Tatsache, dasz in den als Oberpliozän bezeichneten Ablagerungen
Kiesschichten verhältnismäszig selten auftreten, und diese, wenn sie da sind,
nur aus meistens wenig gerundeten Lokalschottern bestehen, hat Kinkelin \'),
Schottler und Haupt (nr. 120 S. 126 ff.) zu dem Gedanken geführt, dasz im
Oberpliozän ein Flusz, der Schotter aus dem Fichtelgebirge und Frankenjura in
das Mainzer Becken abgelagert haben würde, überhaupt nicht bestand ®)

Schottler und Haupt haben dabei noch den Nebengedanken, dasz möglicher-
weise der Main zu dieser Zeit noch nach Süden zur Donau flosz (nr. 120 S. 127).

Andrerseits verlegen sie aber die Ausbildung des Neckars und des engen
Maintales zum gröszten Teile in die Tertiärzeit, was wieder einigermaszen über-
einstimmt mit den ältesten Ansichten Kinkelins (man vergleiche Notiz 7).
Diese verschiedenen, einander zum Teil widersprechenden Meinungen konnten
entstehen, weil genaue Untersuchungen über die Talgeschichte des mittleren
und oberen Maintales fehlten. Durch die Sehr epf ersehe Untersuchung über das
Mainviereck, der ich mich räumlich wie gedanklich anschliesze, ist es doch wohl
sicher gestellt worden, dasz der Main zur Oberpliozänzeit zwar schon in das
Mainzer Becken strömte, das Maintal den gröszten Teil seiner erosiven Ausbil-
dung aber erst im Diluvium erfahren hat.

Er wies schon auf die in 275 m N.N. liegende Terrasse bei Grosz-Heubach
hin, und ich selbst konnte die noch höher gelegenen Terrassen (170—180 m über

dem Flusz) zwischen Obernburg und Klein-Umstadt feststellen. Auf allen diesen
Terrassen kann man Lydite und auch, aber allerdings viel seltener, Homsteine
finden. Also ist jetzt nachgewiesen, dasz die von Kinkelin erwähnten Lydite aus
dem Oberpliozän wenigstens zum Teil sehr gut aus dem Fichtelgebirge stammen
können.

Die Annahme Schottlers (Erl. Blatt. Seligenstadt S 27), dasz das Mainzer
Becken erst in Mosbacher Zeit ®), also erst im Altmittel-Diluvium, Verbindung
mit dem Fichtelgebirge und Frankenjura erhielt, bedarf in sofern einiger Abän-
derung, dasz es sich jetzt ergibt, dasz diese Verbindung schon im Oberphozän
bestand, was in Einklang steht mit der Tatsache, dasz Steuer (nr. 137) auf Ter-
rassen des Rheins bei Trechtlingshausen in 300 m N.N. schon Lydite, Buntsand-
steine und Homsteine aus dem Maingebiet nachweisen konnte, während Oest-
reich (nr. 91) auf der phozänen Rheinterrasse von Reitzenhain nebst
Lydite, auch Buntsandsteinblöcke und- gerölle feststellte, welche möglicher-
weise auch aus dem Maingebiet stammen können.

Wie schon im vorigen Kapitel bemerkt wurde, besteht ein gewisser
Widerspruch zwischen der oberpliozänen und diluvialen Entwickelung, wie
sie für das Becken angenommen wurde, und derjenige für die Randgebiete.
Verfolgen wir hier diesen Gedanke etwas weiter.

Er läszt sich theoretisch der Fall denken, dasz zwischen zwei Schollen eine
dritte Scholle eine sehr langsame Senkung erfährt, ohne dasz in den Randschollen
eine beträchtliche vertikale Erosion stattfinden musz. Nämlich wenn man annimmt
dasz vor dem Anfang dieser allmählichen Senkung die Erosionsterminante der
gröszten Flüsze für die drei Schollen völlig erreicht war, dann kann diese Sen-
kung, wenn sie sehr langsam vor sich geht, durch stetige Akkumulation kompen-
siert werden; die Fluszkurve ändert sich nicht oder nur sehr wenig. Unter diesen
Verhältnissen steht die Tatsache, dasz zur Pliozänzeit die Heraushebung des
Rheinengtales bei Trechthngshausen nur rund 30 m betragen hat, nicht unbe-
dingt im Widerspruch zu der Tatsache, dasz man im Mainzer Becken zu dieser
Zeit eine Senkung von rund 150 m. beobachten kann. Damit ist aber nicht gesagt,
dasz meiner Meinung nach diese Senkung des Beckens von 150 m zur Pliozän-
zeit besonders wahrscheinlich ist, denn es bleibt mir noch immer fraghch, ob sich
mit der Annahme einer solchen sehr langsamen Senkung während so kurzer
Zeit eine Mächtigkeit der phozänen Ablagerungen von 150 m plausibel
machen läszt. Mir scheint, dasz dafür erheblichere Schollenbewegungen nötig
sind, wie auch die grosze Mächtigkeit der übrigen Tertiärschichten des Beckens,
meiner Meinung nach, nicht ohne weiteres aus allmählicher Senkung,
sondern vielmehr aus beträchtlichen Bewegungen der Tertiärschollen gegen
einander in verscheidenen Abschnitten der Tertiar-Zeit zu erklären ist.

Weniger wahrscheinlich, obwohl theoretisch gewisz möglich, ist es, dasz
zur Diluvial-Zeit, welche Zeit wohl sehr starke Bewegungen der verschiedenen
Schollen gegen ein ander sah, diese Bewegungen derartige waren, dasz sie keine
beträchtliche Akkumulation von diluvialen Schottern, Tonen und Sanden in
den besonderen Senken des Mainzer Beckens hevorrufen konnten. Was be-
deuten diese 10—15 m Diluvium iquot;) in diesen Senken im Vergleich mit einer

Mächtigkeit des Diluviums von 400 m im Oberrheingraben und im Ver-
gleich mit einer diluvialen Heraushebung des Rheinischen Schiefergebirges um
200 m und der Spessart-Odenwald Scholle um 150 m!

Und man fragt sich, wo ist das Material geblieben, das der von dieser Heraus-
hebung verursachten vertikalen und horizontalen Erosion der Flüsze zum Opfer
gefallen ist? War das Mainzer Becken nicht gerade eine besonders geeignete
Gegend für Ablagerung dieses Materials, genau so wie es im Gebiet des Ober-
rheingrabens der Fall war! Aber wie schon bemerkt, theoretisch läszt sich der
Fall denken, dasz die erheblichen Schollenbewegungen des Diluviums vor sich
gingen, ohne dasz eine starke Senkung des Hanau-Seligenstädter und Luisa
Flörsheimer Beckens statt zu finden brauchte. Eine Unrichtigkeit der Alters-
bestimmung eines Teiles der Pliozänschichten würde also aus tektonisch-mor-
phologischen Gründen allein nicht nach zu weisen sein, gäbe es nicht noch einige
andere Argumente, welche ein oberphozänes Alter der bis jetzt als Oberpliozän
aufgefaszten Ablagerungen wenig wahrscheinHch machen.

Betrachten wir jetzt die Argumente, welche Kinkelin und seine Nach-
folger anführten, um ein oberpliozänes Alter des ebengenannten Schichtkomplex-
es zu beweisen. Kinkelin (nr. 47) war es, der im Hangenden der bekannten
mitteltertiären Meeressedimente einen Komplex von kalkfreien Sauden und Tonen
erkannte welche er zugleich von den gut bekannten Diluvialkiesen schied und
als Oberpliozän datierte. Kinkelins Abgrenzung dieses Oberphozäns gegen
das Diluvium ist als eine mehr oder weniger zufällige zu bezeichnen in sofern
er, wie die Studien seiner Nachfolger ergeben haben, von dem Ausmasz der
diluvialen tektonisch-morphologischen Vorgänge ein zu beschränktes Bild
hatte, was übrigens sehr begreiflich ist, weil zur Zeit, als er seine Gedanken über
das Pliozän formulierte, das Studium der tektonischen und morphologischen
Verhältnisse dieses Gebietes noch kaum begonnen war.

1°. Die einheitliche lithologische Beschaffenheit der von ihm ols Ober-
pliozän aufgefasten Ablagerungen.

An der Hand von 15 Bohrprofilen aus der Gegend vom Frankfurter Stadt-
wald, Niederrad, Raunheim und Bad Weilbach weist Kinkelin im Jahre 1885
in seiner Abhandlung: ,,Die Pliozänschichten des unteren Maintalesquot; darauf
hin, dasz die von ihm als Oberphozän bezeichneten Schichten einen lithologisch
gut charakterisierten Horizont darstellen, welcher nicht in ebener, sondern in
ziemlich welliger Fläche verläuft. Diese pliozänen Bildungen, so fährt er fort,
sind mehr oder weniger fein-oder grobkörnige Quarzsande; zwischen ihnen
Tonlinsen von meist ziemlich gleicher lithologischer Beschaffenheit. Die oberen
Partieen scheinen durch die Sauerstoff-haltigen, einsickernden Wasser, vermöge
ihres geringen Eisengehaltes, gelblich oder bräunlich gefärbt zu sein, während
die tieferen Partien, von diesem Wasser durch überlagernden Ton mehr oder

weniger getrennt, noch grau sind. Zudem finden sich in denselben auch mehr
oder weniger deutliche Spuren von Braunkohlen. Diese Sande sind vielfach
auch etwas schlichig und in den etwas tieferen Partieen mehr oder weniger reich
an Ghmmerschüppchen.

Am Schlusz dieser Arbeit gibt Kinkelin eine Zusammenfassung, aus der
hier noch einzelnes zitiert werden möge:

Unter 2a\\ Das Material scheint teils das Rothegende, teils der Taunus
geliefert zu haben, da die Sedimente vorherrschend Quarzsande
sind, welche sich durch ihren Kalkmangel kennzeichnen, vor
allem also durch ihre Gleichförmigkeit von den Diluvialkiesen
und -sanden hiesiger Gegend wohl unterscheidbar.

Die oft ziemlich zahlreichen Karneolkörner und Glimmer-
blättchen mögen wohl vorzüglich aus dem Rotliegenden
stammen, das im Südost das Ufer des Beckens bildete.

Unter 4: Da diese obertertiären Sande in ziemlich verschiedener abso-
luter Höhe, auch abgesehen von ihrem Vorkommen bei Bad
Weilbach, nach oben ausgehen, so mag nach Abflusz der Wasser
und vor dem Eintreten des Mains in unserem Gebiet die Ober-
fläche doch lange Zeit der Denudation ausgesetzt gewesen und
so ihr Relief wellenförmig modelliert worden sein; das beweist
das scharfe Abschneiden der obertertiären Schichten gegen das
junge Diluvium. Auf der linken Mainseite und auszerdem über
Griesheim und Nied ist hiernach der älteste diluviale Flusz nicht
hinweggegangen, sondern hat ein anderes Bett eingehalten
Nicht zutreffend ist das für Bad Weilbach, da sich von hier
bis Mosbach die Sedimente (Oberpliozän und Unterplistozän)
ziemhch unmittelbar einander gefolgt sind.

Unter 7: Die Früchte-führende Schicht gehört den höheren Partieen des
Gesamtkomplexes dieser Sande an, so dasz sie ebenso sicher,
als Oberpliozän zu bezeichnen ist, wie die Früchte-führenden
Schichten der Wetterau und Seligenstadts

Unter 9: Da die Sedimente des Gebiets zwischen Hanau und Aschaffen-
burg jedoch toniger Natur zu sein scheinen, so möchte eine
Verbindung nach Westen mit dem Luisa-Flörsheimer Becken
nicht wahrscheinlich sein i®).

Dann erinnere ich an diverse, kleinere phozäne Süszwasser-
seen in der Wetterau, in welchen nicht unbeträchtliche Braun-
kohlenablagerungen stattgefunden haben, so östlich von Fried-
berg und östlich von Münzenberg bei Hungen-Wolfersheim.

Weise er sich dachte, dasz diese weisz-grauen oberphozänen Quarzsande ent-
stehen konnten:

,,Den zerstörenden Einflüszen der Atmosphärihen lag unsere Landschaft frei
preisgegeben. Die Atmosphärihen: Regen, Sauerstoff, Kohlensäure, die khma-
tischen Wandlungen in Tag und Jahr waren ungehindert. Es sei denn, die Land-
schaft war von einem mehr oder weniger dichten Pflanzenwachs bewahrt, dasz
sie der locker enden und lösenden Einwirkung preis gegeben war^^).

Tief griff diese Lockerung, die löslichen Bestandteile wurden von den Regen-
wassern entführt. Der Rest, die unlöshchen Rückstände, mehr oder weniger tief
am Orte ihrer Veränderung gehäuft, bildeten den äuszeren Mantel von Gebirge
und Tal. Diese Rückstände sind der aus den Tonsihkat-haltigen Gesteinen stam-
mende Ton und die Quarzbrocken und Quarzsande aus jenen; die hauptsäch-
lichsten Quellen der Quarze und Sande sind aber die das Gebirge durchziehenden
Quarzgänge. Wir nähern uns unter allmählichem NiedergangdesKlima\'sderPeriode,
die man das Eiszeitalter nennt, da im Norden Europa\'s und im Gebiete des Europa
west-östlich durchziehenden Hochgebirges die atmosphärischen Niederschläge in der
Gestalt von Schnee und Eis dauernde Gestalt und auszerordentliche Ausdehnung und
Mächtigkeit annahmen. Im Rhein-Maingebiet ging diesem eminenten Wachstum
die Ansammlung von Sueszwasser zu einem tiefen See, dem Oberpliozän-See,
parallel. Auf seiner Sohle häuften sich nun die ihm zugeführten gelockerten
Gebjrgsreste die Tone, Quarze, Quarzsande, und aus der Mischung die Sandtone.

Wir heben die Gebirgsreste besonders hervor, da das Gebirge sicherlich die
gröszte Beisteuer lieferte, ragte es doch hoch in die Luftsphäre auf und bot durch
seine Gliederung den Atmosphärilien und dem khmatologischen Wechsel ungleich
mehr Angriffspunkte als die Talschaften. So erklärt sich der fundamentale Unter-
schied der kalk freien oberpliozänen Sedimente von den kalkreichen älteren
Tertiärschichten; sie bestehen fast einzig aus Tonen, Sauden, Sandtonen und
Quarzen, deren hauptsächlicher Ursprung die Quarzgänge des Gebirges waren.quot;

Diese für seine Zeit ganz neuen Ansichten Kinkelins sind bis jetzt wesent-
lich nur in zwei Punkten angefochten worden. Wenz brachte den Nachweis, dasz
die Oberpliozänen Ablagerungen nicht den Charakter von See-Ablagerungen haben.

Erstens das Vorkommen von groben GeröUen von Buntsandstein, Lydit,
Quarz und Quarzit in küstenfernen Teilen des Beckens, zweitens die Tatsache,
dasz die einzelnen Schichten nicht durchgehen, wie man dies bei einer Seeabla-
gerung erwarten müszte, sondern sehr rasch auskeilen und wechselen und drittens
das vielfache Vorhandensein von kleinen Braunkohlen-flözchen, alle diese Ver-
hältnisse machen es wahrscheinlich, dasz diese Schichten von Flüssen abgelagert
worden sind. Auch das Fehlen von jeder Spur von Strandterrassen spricht nicht
für die Kinkelinsche Auffassung.

Ferner konnte Wenz, wie schon bemerkt, für das Mainzer Becken auf
eine starke altdiluviale Tektonik hinweisen.

Eine dritte Reihe problematischer Punkte in den Kinkelinschen Auffassungen
bilden seine Ansichten über die oberpliozäne Verwitterung und damit zusammen-
hängend die Begrenzung des Pliozäns gegen das Diluvium. Schon in Notiz 14
wurde auf das in dieser Hinsicht inkonsequente der Kinkelinsche Beweisführung

gewiesen. Aus Sätzen wie z. B. unter 2a — Das Material scheint vor allem also
durch seine Gleichförmigkeit von den Diluvialkiesen und - Sanden hiesiger
Gegend wohl unterscheidbar —, und — aus seiner im ganzen zitierten Beschrei-
bung der Verwitterungsvorgänge und aus der Tatsache, dasz er auch da, wo
das Material fossilfrei war, nur auf Grund der lithologischen Beschaffenheit
solche weisz-grauen Quarzsande u.s.w. als oberphozän bezeichnet hat, geht her-
vor dasz er meinte, dasz die Verwitterung, welche das Zustandekommen dieses
typischen Materials hervorgerufen hat, nur auf das Oberpliozän beschränkt war
und nicht im Diluvium vorkommen konnte. Auf Grund seiner eigenen Definition
sah Kinkelin sich öfters gezwungen, das Niveau seines Pliozänsees in gröszere
Höhe zu verlegen.

1885 dachte er an zwei Oberpliozänseen, einen im Hanau-Seligenstädter
und einen im Luisa-Flörsheimer Becken. 1892 findet er es schon nicht mehr
unwahrscheinlich, dasz diese zwei Seen über den Frankfurter Horst mit ein-
ander in Verbindung standen. Das setzt also ein Niveau des Oberphozänsees
von wenigstens 150 m N.N. voraus.

1912 (nr. 54) erwähnt er, dasz das Oberpliozän bei Hofheim in einer Höhen-
lage von 197,5—225 m N.N. vorkommt. Die Sohlen der oberpliozänen Schwarz-
bach- und Lorsbachtäler muszten dann in 195 m gelegen haben, um noch zur
selben Periode bis 220 m N.N. aufgefüllt zu werden. Wenn man die randliche
Lage mit in Betracht zieht, musz man das Niveau des Sees in 200—210 m. N.N.
anzetzen. Durch die Studien von Gallade im West-Taunus ist es aber wohl
sicher gestellt worden, dasz das Niveau des oberpliozänen Lorsbach- und Schwarz-
bachtal, nicht in unserem heutigen Niveau von rund 200 m N.N., sondern
100 m höher gelegen hat.

Eine Altersbestimmung allein auf Grund der lithologischen Beschaffenheit
ist selbstverständlich nur möglich, wenn man über die fossilen Verwitterungs-
rinden aus den verschiedenen Abschnitten der Tertiärzeit genau informiert ist.

Und man ist das erst dann, wenn man die tektonischen, stratigraphischen,
palaeontologischen und morphologischen Verhältnisse des Gebiets in Beziehung
zu denen der weiteren Umgebung so genau kennt, dasz man mit einer gewissen
Wahrscheinlichkeit und genügenden Genauigkeit von einem durch bestimmte
Verwitterungsvorgänge charakterisierten Schichtkomplex das Alter bestimmen
kann.

Weder das eine noch das andere war der Fall, als Kinkelin seine Abgrenzung
des Pliozäns gegen das Diluvium feststellte. Die von Kinkelin gegebene Defini-
tion des Oberpliozäns, in der die lithologische Beschaffenheit eine so grosze Rolle
spielt, führte dann auch, weil Fossihen fast stets fehlten, zu einer viel- zu ausge-
dehnten Pliozänkartierung, welche man nachher groszenteils wieder streichen
konnte.

Die Buntsandsteinhochflächen des Odenwaldes, besonders in der Gegend
von Momart, Vielbrunn u.s.w., tragen, so dachte man, eine oberpliozäne Verwitte-
rungsrinde. Selbst in reinen Erosionstälern, wie z. B. im Mömlingtal bei Eisen-
bach und Hainstadt, und im Gersprenztal bei Reinheim, sollte das Oberpliozän
in der Talsohle vorkommen. Weder das eine noch das andere ist der Fall. Das

Oberpliozän der Buntsandstein-Hochflächen ist in der jüngsten Ausgabe (1929)
der Geologischen Uebersichtskarte (1 : 100.000) des Odenwaldes (herausgegeben
von der Hessischen Geologischen Landesanstalt zu Darmstadt) gestrichen worden.

Es ergab sich z. T. als eine sehr junge vielleicht noch rezente Verwitte-
rungsrinde. Auch die Pliozänvorkommen des Mömhngtals sind zu streichen. In
diesem Tal treten zahlreiche Fluszterrassen in 60—100 m über den Fluszspiegel.
auf, welche in Analogie mit der von verschiedenen Autoren für das Maintal ge-
gebenen Terrassendatierung, als diluvial zu bezeichnen sind (man vergleiche
Kapitel 4). Weil auch tektonische Komplikationen, wenigstens in diesem Teile
des Tales, ausgeschlossen sind, ist ein oberphozänes Alter der Tone und Schotter,
welche in der Talsohle abgelagert worden sind, nicht wahrscheinlich. Dasselbe
gilt für das Gersprenztal. Auch im Aschaffenburger Becken und im unteren
Aschafftal sollten nach der Hessischen Geologischen Spezialkartierung (Blatt
Schaafheim—Aschaffenburg) oberphozäne und altdiluviale Tone in ziemlich
groszer Verbreitung vorhanden sein. Er gibt auch hier Argumente, welche ein
solches Alter dieser Ablagerungen nicht annehmbar machen. Das sind:

1°. Die Lage der oberphozänen und ältesten diluvialen Mainterrassen
zwischen Wörth und Klein-Umstadt.

Die Lage dieser Mainterrassen, macht die Tatsache, dasz das Aschaffen-
burger Becken schon zur Oberpliozän - und zur ältesten Diluvialzeit bestanden
haben würde, unwahrscheinlich.

Aus der beigegebenen Kartenskizze (fig. 3) ergibt sich, dasz zur Oberphozänzeit
von tektonischen Bewegungen im Aschaffenburger Becken noch nicht die Rede
gewesen sein kann. Aus der Lage der verschiedenen Stufen der Hauptterrasse
erkennt man deuthch, dasz, erst zu dieser Zeit die tektonischen Bewegungen im
Aschaffenburger Becken einen Anfang genommen haben. Der Main wird zu dieser
Zeit immer mehr von diesen tektonischen Bewegungen angezogen und verlegt sein
Bett immer mehr in nordösthcher Richtung, nach dem Aschaffenburger Becken
hin. Aber erst nach der Bildung der verschiedenen Stufen der Hauptterrasse
wird die Senkung dieses Beckens am kräftigsten. Diese starke Senkung kenn-
zeichnet sich in der Morphologie des Tales durch einen deutlich hervortretenden
Steilrand, welcher die Hauptterrassen nach unten zu begrenzt und durch die
Tatsache, dasz in der Umgebung des Maintrichters der Flusz zur Mittel- und
Jung-Diluvialen Zeit nicht mehr oder nur sehr wenig auszerhalb seiner durch
tektonische Ursachen gebildeten Talverbreitung hin und her pendeln konnte.

Schottler brachte schon den Nachweis, dasz im Untermiozän das Aschaffen-
burger Becken noch nicht bestand (nr. 121 S 123). Jetzt läszt sich also unsere Kennt-
nis der Entwickelung im diesem Teile der Landschaft vervollständigen durch
den Nachweis, dasz auch zur Oberpliozänzeit und im ältesten Diluvium dieses
Becken noch nicht bestanden haben kann. Ein Vorhandensein von oberphozänen
und altdiluvialen Tonen im Aschaffenburger Becken ist deswegen ausgeschlossen.

2°. Im unteren Aschafftal (Au-Hof und Au-Mühle) sind weisz-graue Tone
als Pliozän bezeichnet worden. Am Rande dieses Tales trifft man hier altdiluviale
Fluszterrassen in 200—240 m N.N. an (Pfaffenberg, Birkes, Wolfsberg u.s.w.).
Die Annahme, dasz man hier in der Talsohle wirklich mit Pliozän zu tun hat.

Ungefähre Richtunö des Oberpliozänen Mains.
Oberpliozane Mainterrassen [O.1. Stufe]
un6efähre Richtung des altesten diluvialen Mains

älteste diluviale mainterrassen.[ h.1. stufe]
Hauptterrassen des Mainis. rH.2 und H.3 Stufen]
öebiet der Mitteldiluvialen bis alluvialen Flus^ver-

Tektonisch-Morphologische Kartenskizze

deie um6ebun6 des
Aschaffenburger Beckens

setzt die folgende sehr verwickelte und deswegen nicht wahrscheinliche Ent-
stehungsgeschichte des unteren Aschafftales voraus:

a.nbsp;Zur Oberpliozänzeit werden diese Tone in einen kleinen Becken abge-
lagert.

b.nbsp;Zur Diluvialzeit folgt Senkung, unterbrochen durch Perioden von
Terrassenbildung.

Während dieser Senkung bleiben diese ,,pliozänenquot; Tone immer
unter dem Niveau des Fluszspiegels, sonst würden sie in diesem schmalen
Tal schon längst ausgeräumt sein.nbsp;, . \'

c.nbsp;Schlieszlich folgt tektonische Ruhe dieses Gebiets. Der Flusz pendelt in
seinem schmalen Tal hin und her, und wieder werden diese in der Mitte
des Tales und heute nur 10—20 m über den Fluszspiegel Hegenden
Tonen nicht ausgeräumt.

Auszerdem reichen die in diesem Gebiet vorhandenen Störungslinien nicht
aus, um die Auffassung glaublich zu machen, dasz diese Tone in einer kleinen
Senke zur Ablagerung gekommen sein sollten.

Wenn wir also im unteren Aschafftal wirklich mit Oberpliozän zu tun haben
sollten, so würde das bedeuten, dasz das Tal schon am Ende des Oberpliozäns
seine heutige Gestaltung nahezu erreicht hätte. Weil aber Terrassen in 100 m
relativer Höhe und von sicher diluvialem Alter im Aschafftal vorhanden sind
ist ein oberpliozänes und auch ein altdiluviales Alter dieser Tone nicht annehmbar.

3°. Im Aschaffenburger Becken treten zahlreiche Kuppen (Granit, Metamor-
fe Schiefer, Aplit-und Pegmatitgänge) auf, welche morphologisch nichts anderes
als Umlauf berge sind (westlich von Damm P. 144, Mariakapellenberg bei Klein-
Ostheim). Diese Umlaufberge liegen meistens in 110—145 m N.N. (6—35 m
über dem Main). Sie haben in sofern hier Bedeutung, als sie darauf hin weisen
dasz zur Mitteldiluvialzeit diese Gegend noch ein Gebiet mit vertikaler Erosion
im Granit war. Meistens treten diese ,,phozänenquot; Tone nun in der unmittelbaren
Nähe dieser Kuppen auf, sie sind selbst z. T. als Kragen um diese Kuppen kartiert
worden. Auch südlich von der Ortschaft Damm, in der Umgebung der Eisenbahn,
sollen altdiluviale und pliozäne Tone liegen; da sie diesen eben genannten Um-
laufberg von Damm teilweise überlagern, müssen sie jedoch, genau so wie in den
anderen Fällen, jünger als die Umlauf berge sein. Höchstens können diese Tone
und Umlaufberge ungefähr gleichaltrig sein, aber sicher sind sie kein Pliozän.

• 4°. Auf verschiedenen diluvialen Felsterrassen hat man eckige Gang quarze
als Pliozän kartiert.

Warum diese Quarze nur pUozän und nicht diluvial sein können, ist nicht
einzusehen. Der Transport dieser Quarze ist gebunden an eine Periode von
starker Abtragung und starker vertikaler Erosion. Die Diluvialzeit war also
besonders geeignet dafür. Wir sehen diese Gangquarze, welche gröszenteils aus
den Quarzgängen der zur Diluvialzeit so stark ausgeräumten Körnelgneisze
stammen, denn auch auf allen diluvialen Terrassen der unteren Aschaff ziem-
lich häufig auftreten.

Auch am Südrande des Taunus hat man in jüngster Zeit viele Schotter-
abiagerungen, welche bisher als Phozän galten, fallen gelassen. Leppla und
Steuer lassen auf den Blättern Wiesbaden—Kastel und Hochheim—Raunheim der
Hessisch-Preuszischen Geologischen Spezialkartierung das Pliozän in 190—200 m
bis 300 m N.N. vorkommen.

Nur der stoffliche Vergleich mit anderen kalkfreien weiszen Sanden und
Milchquarzen des Mainzer Beckens macht es wahrscheinlich, dasz hier dieselben
Schichtenreihen vorliegen, die F.« Kinkelin als Oberpliozän angesehen und
beschrieben hat, so heiszt es auf S. 21 der Erläuterung zu Blatt Wiesbaden-
Kastel.

Heutzutage aber setzt Gallade (nr. 18) die Untergrenze des Pliozäns am
Taunusrande in 280—^300 m an; eine Auffassung welche auch von Wenz ver-
treten wird, wie in seiner Terrasseneinteilung (nr. 151) zum Ausdruck kommt.

Wenn wir bestrebt sind fest zu stellen, was von allen diesen einstmaligen
Pliozänvorkommen noch übrig geblieben ist, so müssen wir gestehen, dasz es
nur sehr wenig ist.

Wenn wir absehen von den phozänen Schottermassen in rund 300 m N.N.
am Taunusrande und von den gleichaltrigen Bildungen in Rheinhessen und in
der Wetterau, so besteht allein noch die MögHchkeit, dasz Phozän im Hanau-
Seligenstädter-und im Luisa-Flörsheimer Becken vorhanden ist.

Jedoch für das letztere dieser beiden Becken ist das aus tektonischen Grün-
den nicht wahrscheinHch. In jüngster Zeit ist auch das Oberphozän des Hanau-
Seligenstädter Beckens angefochten worden. Schon Wenz rechnete dieses Pliozän
zum Unter-Pliozän und betrachtete die Trappdecke als gleichaltrig. Hummel
hat dann kürzlich die Meinung ausgesprochen, dasz das Praebasaltische PHozän,
sowie auch die Trappdecke, der Obermiozänzeit zu zu rechnen sind. Wir kommen
noch näher hierauf zurück.

Jedenfalls ergibt sich aus den hier angeführten Tatsachen deutlich, dasz
eine Altersbestimmung auf Grund der lithologischen Beschaffenheit des Materials
für das Pliozän unmöglich ist. Die meisten dieser Altersbestimmungen sind nicht
haltbar. Man hat im Allgemeinen dem PHozän eine viel zu grosze, und dem
Diluvium eine viel zu kleine Bedeutung beigemessen.

Sofern diese Feststellung nach dem in Notiz 14 Gesagten noch notwendig
ist, ergibt sich auch hieraus wieder, dasz von einer typisch oberpliozänen Ver-
witterung im Sinne Kinkelins nicht die Rede sein kann. Die lithologische Be-
schaffenheit des Materials war nicht die Folge einer Verwitterung, welche nur
auf das Oberphozän beschränkt war; die Ablagerung und die Verwitte-
rung des anfänglich als Oberphozän angesprochenen Materials, ist grösztenteils
im Diluvium vor sich gegangen.

Das zweite Kriterium für die Zuweisung ins Oberpliozän war nach Kinkelin
die Fossilführung. Bevor ich aus anderen Gründen die Erkenntnis der Unrichtig-

keit der zeitlichen Datierung der bis jetzt als Oberpliozän bezeichneten Ablage-
rungen besasz, kam mir schon diese Fossilführung als nicht besonders über-
zeugend vor, um ein pliozänes Alter zu beweisen und ich stellte mir damals
schon die Frage: Ist diese Fossilführung derartig, dasz sie die Ausscheidung
einer scharf vom Diluvium getrennten Formation rechtfertigen kann? Meiner
jetzigen Meinung nach musz diese Frage verneinend beantwortet werden.

Nach Geyler und Kinkelin (nr. 20) lassen sich die aus dem Baugruben des
Frankfurter Klärbeckens bei Niederrad und bei der Schleuse von Höchst am
Main gesammelten Pflanzenreste folgenderweise einteilen.

„a. Die ausgestorbenen Formen, welche wir (Geyler und Kinkelin) mit
Arten aus der heutigen Europäischen Flora nicht identifizieren können.
Es sind dies: Frenelites europaeus, Pinns askenasyiquot;, Pinus ludwigi,
Abies löhri. Picea latisquamosa, Fagus pliocaenica, Potomageton-
miqueli.

b.nbsp;Ausgestorbene Formen, die unter rezenten nordamerikanischen Arten
ihre nächsten Verwandten haben: Es sind dies: Liquidambar pliocaeni-
cum, Nyssites obovatus, Nyssitis ornithobromus, Juglans globosa.

c.nbsp;Aus Formen, welche mit rezenten nordamerikanischen Formen iden-
tisch sind. Dies sind: Taxodium distichum, Pinus strobus, Juglans
cinera, Carya ilhnoensis, Carya alba, Carya ovata.

d.nbsp;Formen, welche heute noch in Europa leben: Pinus montana, Pinus
cembra, Abies pectinata, Picea vulgaris, Corylus avellana, Betula alba^®).

e-. Als einzige vielleicht aus dem Orient wieder nach Europa eingeführte
Spezies: Aesculus (?) hippocastanum, welche Ende des Pliozäns und
im Quartär noch in Europa einheimisch gewesen zu sein scheint.

Dagegen verweist die Mehrzahl der übrigen Arten auf ein Klima, welches
sich von dem jetzigen nicht gar zu sehr entfernen dürfte, wenn auch die Tem-
peratur im Ganzen etwas wärmer und die Feuchtigkeit etwas gröszer gewesen
sein mag.

Aus der hier beschriebenen Flora könnte man auch noch eine Gruppe her-
auslösen (nach G. u. K.), deren Bestandteile im Oligocän und Miocän der Wetterau
u.s.w. wurzeln.

Wir betrachten als solche: Liquidambar, Fagus, Nyssites, Juglans (Carya),
Taxodium u.s.w.

Nadelhölzer, aus denen man mehrfach, z.B. an Pinns-Arten,schonFormähn-
hchkeiten erkennen könnte, hatten sich in unserer Gegend auf ihrer Wanderung
vom Norden schon zur Untermiocänzeit, ja schon im Oberoligocän eingestellt
(Winterhafen bei Frankfurt-Salzhausen, Hessenbrücken, Münzenberg, Flörs-
heim), manche mit amerikanischem Anklang, wie Sequoia.

Fast dreiviertel der Höchst-Klärbecken Flora sind bei dem kalten Khma,
das der Pliozänzeit folgte, da unsere Gegend von zwei mächtigen Eisfeldern in
die Mitte genommen war, erlegen. Es sind dies:

a. Die ausgestorbenen Arten: Frenelites europaeus, Pinus askenasyi,
Pinus ludwigi, Abies löhri. Picea latisquamosa, Fagus pliocaenica,
Potomageton miqueli.

h. die in Europa jetzt fehlenden, in Amerika aber einheimischen Pinus
strobus, Juglans cinera, die verschiedenen Hickorynüsse, auch Liqui-
dambar in etwas anderer Form, ebenso Juglans globosa, deren Nach-
komme wohl Juglans nigra ist; hierzu wird auch Nyssites gerechnet
werden können.

In Nord-Amerika haben sich diese letzteren Arten zum Teil in der-
selben, zum Teil in etwas veränderten Form erhalten, da sie dem zur
Diluvialzeit auch dort von Norden eindringenden Eise nach Süden
ausweichen konnten, um nach dem Schmelzen der ungleich ausgedehn-
teren Eismassen Nord-Amerika\'s ihr ehemaliges Gebiet wieder zu erobern,
oder in demjenigen, in welches sie zur Diluvialzeit eingezogen waren, zu
bleiben.

Auffallend war das Fehlen von Pinus cortesii, die allen sonst bekannten
Europaeische Pliocän-Floren angehört.

Auffallend ist weiter das Fehlen der Kleinasiatischen Formen, die von
Ludwig aus der Wetterau beschrieben sind [übrigens dürften manche Ludwigsche
Bestimmungen nicht zuverlässig sein (Bemerkung v. G. u K.)]

Unsere Flora besitzt noch ein ganz besonderes Interesse, weil sie den Aus-
gangspunkt der phozänen Periode zu bezeichnen scheint und als vermittelndes
zwischen dem Ende der Tertiär-Periode und die nun anbrechende Quartärzeit
sich hinstellt. Eine nicht unbedeutende Zahl, wie es scheint, erloschener Typen,
eine Reihe anderer Formen, welche aus der Tertiärzeit noch herüberreichen, wie
Taxodium, Liquidambar, oder auch Nyssites, veranlassen uns, neben litholo-
gischen, stratigraphischen Gründen, diese Flora noch zum Oberpliozän als Aus-
läufer der Tertiärperiode hin zu steUen. Aber schon sind die Formen untermischt
mit einer bedeutenden Anzahl von Pflanzentypen, welche uns in quartären resp.
interglacialen Fundstücken entgegentreten. So insbesondere Juglans cinera,
welche neuerdings von Sordelli als Lätpflanze für das Quartär hingestellt wurde,
so die verschiedenen Coniferen-Arten welche wir z. B. auch in den Schieferkohlen

der Schweiz wiederfinden, ferner die zahheich auftauchenden Früchte der Hasel-
nusz u.s.w. Alle Typen, welche zur lebenden Flora den Uebergang bilden.quot;

G. und K. weisen vor allem auf den gemischten Charakter dieser Klärbecken-
flora hin. Dieser Charakter, nebst der hthologischen Beschaffenheit der Schichten,
hat beide Autoren veranlaszt ein oberpliozänes Alter dieser Schichten an zu
nehmen.

Wir sehen einerseits Formen eines wärmeren Klima\'s, wie z. B. Taxodium,
andererseits Formen eines kälteren Klima\'s, wie Pinus montana etc. auftreten.

Es handelte sich aber um einer Periode, in der das Khma allmählich kälter
wurde: der Charakter der Tropen (Oligozän, Unter-Miozän) änderte sich allmäh-
lich um in den der Subtropen, nach und nach trat auch dieser zurück, während
Gewächse der gemäszigten Zone immer mehr hervor treten (Engelhardt u.
Kinkelin in nr. 14 S 185).

Nun kann man sich wohl denken, dasz bei einem allmählich kälter werdenden
Klima, unter günstigen Verhältnissen Relikte der warmen Flora noch längere
Zeit mitleben können! Und die Verhältnisse waren wohl relativ günstig, denn
wie Geyler und Kinkelin selbst bemerken, war unsere Gegend während des
Diluviums von zwei mächtigen Eisfeldern in die Mitte genommen. Im ganzen
Diluvium also, genau wie es heute noch der Fall ist, musz dieses Gebiet am
Südrande des Taunus eines der wärmsten Klimate Deutschlands gehabt haben.
Und unter solchen Verhältnissen kann man eventuell verstehen, dasz warme
Pflanzen typen, wie Taxodium etc. noch weit im Diluvium hinein leben konnten.
Einen ähnlichen Konservativismus konnte man schon bei einzelnen
Tierarten dieses Gebiets feststellen. Hieraus würde man also sehr wohl auf ein
diluviales Alter dieser fossilführenden Schichten schlieszen können.

Viel weniger verständlich ist es aber, wenn man bei einem allmählich kälter
werdenden Klima, bei einer noch etwas höheren mittleren Jahrestemperatur als
die heutige und bei einer etwas gröszeren Feuchtigheit (wie Geyler und Kin-
kelin selbst über das ,,Pliozänequot; Klima bemerken) eine ganze Reihe von Formen
auftreten läszt, welche charajcteristisch sind für ein kälteres Klima, unter denen
sich auszerdem noch Formen befinden, welche heute nur noch im Hochgebirge
leben können, wie z. B. Pinus montana und Pinus cembra. Das bedeutet also:
typische Formen eines kälteren Klima\'s in einer Zeit, als das Klima noch nicht
kalt war. Das würde nur zu erklären sein, wenn man die Folgerung zieht, dasz
die ökologischen Verhältnisse dieser Pflanzenwelt andere waren wie die heutigen,
oder mit anderen Worten gesagt, dasz Formen, welche heute nur noch im Hoch-
gebirge vorkommen, wie z. B. Pinus montana und Pinus cembra, damals den
anderen Pflanzen gegenüber eine relativ weit gröszere Verbreitungskraft hatten.

Aber wenn das der Fall war, dann kann man nichts anderes sagen als dasz
gerade bei einer der heutigen ziemlich nahestehenden Flora, von der man doch aus
den noch immer dürftigen Fossilfunden ein recht beschränktes Bild hat, eine
Datierimg der Schichten auf Grund der Fossilführung unmöglich ist. Persönlich

aber glaube ich, dasz wir hier zu tun haben mit einer Flora aus der diluvialen
Zeit welche noch deutliche pliozäne Zügen zeigt.

Nicht die Formen, welche aus einer älteren Periode noch vorhanden sind,
sondern die Formen, welche beweisen, dasz eine neue Periode schon angefangen
ist, sind maszgebend für eine Altersbestimmung von fossilführenden Schichten.
In dieser Hinsicht ist dann auch viel gröszerer Wert zu legen auf das schon Vor-
handensein von Pinus montana, Pinus cembra, und Juglans cinera, als auf das
noch Vorhandensein einer phozänen Reliktflora. In diesem Gebiet, das auch die
ganze Tertiärzeit und Diluvialzeit hindurch das wärmste Klima Deutschlands
gehabt haben musz, sind Klimaänderungen nur sehr langsam vor sich gegangen.
So ist auch die Klimaänderung im Alt-und Mitteldiluvium gegenüber dem Ober-
pliozän zunächst keine sehr durchgreifende gewesen, es ist deswegen begreiflich,
dasz wir in einer deutlich diluvialen Flora noch zahlreiche Relikte des Ober-
pliozäns antreffen.

Hummel (nr. 41 S. 187) hat jüngst ein oberpliozänes AUer der Schichten im
Liegenden der Steinheimer Trappdecke angezweifelt. Er stützt seine Ansichten auf
die Fossilarmut dieses von Kinkelin für praebasaltisch gehaltenen Oberpliozäns,
und versucht ein obermiozänes Alter dieser Schichten nach zu weisen. Wir
kommen noch darauf zurück.

Anschlieszend an die Datierung des Praebasaltischen Pliozäns als Ober-
pliozän, haben Kinkelin u. a. die Trappdecke selbstverständlich auch als Ober-
pliozän bezeichnet.

Nach dem Nachweis, dasz die postbasaltische Frankfurter Klärbecken-
Flora mit gröszter Wahrscheinlichkeit von diluvialem Alter ist, könnte man noch
die Frage stellen, ob dann die Basaltdecke und das Praebasaltische Oberphozän
des Hanau-Seligenstädter Beckens möglicherweise doch Oberpliozän wäre.

Auch das scheint mir wenigstens für die Trappdecke sicher nicht der Fall
zu sein.

Den Nachweis, dasz es sich hier um eine Decke handelt, welche durch
nachträgliche Erosion in einzelne Teile aufgelöst wurde, verdanken wir wieder-
um Wenz. (nr. 149 S. 81 ff.).

Kinkelin dachte sich die Basalte in enger Beziehung zu den Verwerfungs-
spalten stehend, in dem Sinne, dasz er meinte, dasz die Lavamassen aus diesen»
Verwerfungsspalten emporgedrungen seien. Spätere Bohrungen haben nach
Wenz diese Anschauungen Kinkelins nicht bestätigen können. Die petrogra-
phische Beschaffenheit (Anamesite), die fast völlige Identität mit den Isländischen
Deckenbasalten, die sehr gleichmäszige Dicke dieser Basaltvorkommen (12—14
m) überall da, wo sie keine Verminderung durch Verwitterung erfahren hat, und
schlieszlich noch der Nachweis der Unrichtigkeit der Profile, auf welche sich die.
älteren Ansichten stützten, machen es sehr wahrscheinHch, dasz es sich hier

nicht um lokale vulkanische Erscheinungen, sondern um die Reste einer ein-
heithchenDecke handelt. Den Ursprung dieser Decke suchte Wenz im Vogels-
berg. Trägt man, wie Wenz es getan hat, die verschiedenen Teile dieser Decke
in einer Karte ein, so erkennt man leicht, dasz sich zwischen den östlichen Vor-
kommen (Hainstadt—Steinhein—Wilhelmsbad— Hanau— Bruchköbel •—Mit-
telbuchen—Roszdorf—Windecken—Ostheim u.s.w.) und den westlichen (Isen-
burg— Luisa — Pol- Bockenheim — Grüneburg — Eckenheim — Eschersheim —
Berkersheim—Kalbach—Gonzenheim — Ober- und Nieder-Erlenbach — Okarben
u.s.w.) ein Gebiet befindet, das von Anamesit vollkommen frei ist. Wenz
hat für diese Erscheinung die folgende Erklärung gegeben: Einst war eine grosze
Basaltdecke vorhanden, welche auch das jetzt basaltfreie Gebiet überlagerte.
Durch die tektonischen Bewegungen während des Altdiluviums wurde der Frank-
furter Horst relativ gehoben, während die angrenzenden Teile des Beckens
zurückblieben. Die sich auf dem gehobenen Horst behndenden Basalte wurden
der gröszeren Höhe wegen abgetragen, während die auszerhalb des Horstes
gelegenen Trappvorkommen, ihrer tiefere Lage wegen, erhalten blieben.

In 1922 hat Schottler darauf hingewiesen, dasz das Trappvorkommen am
Katzenbuckel bei Hainstadt höchstwahrscheinlich ein nord-südlich streichender
Gang ist, der durch diluviale Erosion freigelegt, dann von den Absätzen der von
ihm als du (ältester diluvialer Mainsand) bezeichneten Terrasse wieder einge-
deckt und später durch Auswaschung des Maintales zur tfw-zeit (mittleres Diluvi-
um) einseitig entblöszt wurde (Erl. Bl. Seligenstadt).

Auch das Trappvorkommen bei Grosz-Welzheim wird von ihm als ein Gang
aufgefaszt. Er hebt weiter noch hervor, dasz an der Richtigkeit des Gedanken
von einer groszen Decke durch diese neuen Feststellungen nichts geändert wird,
denn die Annahme, dasz ein Lavaergusz von einer derartigen Länge und Breite
sich von einer einzigen, im Vogelsberg oder auch nur in der nördlichen Wetterau
gelegenen Ausbruchsstelle bis in die Mainebenebewegt haben soll, habe doch
etwas Ungeheuerliches und man komme zu einer viel wahrscheinlicheren Vor-
stelling, wenn man annimmt, dasz in dem von so zahlreichen und langen Spalten
durchzogenen Gebiet diese Spalten hier und da an verschiedenen Stellen der
Wetterau und der Mainebene sich geöffnet haben, und die ausgeströmte Lava
durch Ineinanderflieszen sich so zu einer ausgedehnten Lavaüberschwemmung
vereinigt haben könnte, (nr. 120 S. 98 ff.).

Nach dem Bekanntwerden dieser Trappgänge zwingt sich aber die Frage
auf: Sind die verschiedenen Trappergüsse wohl so ungefähr gleichzeitig erfolgt,
wie es Schottler annimmt, oder ist das nicht der Fall und musz man annehmen
dasz es sich hier um verschiedene Phasen des jüngsten Basaltausbruchs handelt,
welche zeitlich ziemlich weit auseinander liegen? Und diese Frage ist wohl um
so mehr gerechtfertigt, wenn man das Profil der Katzenbuckelgegend, wie es von
Schottler auf Blatt Seligenstadt gegeben ist, betrachtet und hest, wie irre-
führend die Argumente sind, welche von Schottler angeführt werden, um ein
oberphozänes Alter der eng mit einander verbundenen fossilführenden Schichten
und der Trappdecke zu beweisen. Erstens schon die Höhenlage von des Katzen-
buckels Trappgang! Wie kommt es, dasz dieser mit seiner Oberfläche in 128 m

liegende Trappgang so hoch liegt, während die in dem selben Becken liegende
Tfappdecke von Wilhelmsbad nur in rund 100 m abs. Hegt?

Ist das auf nachträgliche tektonische Bewegungen zurück zu führen, oder
haben wir hier mit zwei verschiedenen Trappausbruchphasen zu tun?

Zweitens erhébt sich die Frage: Wie hat man das Profil, das Schottler auf
Blatt Seligenstadt gegeben hat, zu lesen? (fig. 4).

Alluvium. pI. = Pliozan mi= Miozän.
ou= A\'lte-STer Diluvialer Mainsand, tn = Trappöang..

Schottler nimmt nämlich an, dasz dieser Vulkanschlot des Katzenbuckels,\'
während eines Teils des Oberpliozäns und während der diluvialen Fluszsedimen-
tation über den Fluszspiegel hinausragte, sei es auch, dasz er anfänglich noch;
von einem Teil der Decke umgeben war. Das kommt mir aber nicht besonders
wahrscheinlich vor. Wie schon gesagt, betrachte ich die Einordnung dieser
Tone u.s.w. ins Oberpliozän als nicht bewiesen; aber abgesehen davon ist es
doch sehr wenig verständlich, dasz während solche grosze Teile der Trappdecke
abgetragen wurden, dieser peripherisch gelegene Trappgang, während der langen
Abtragungsperiode, von der hier doch die Rede ist, wie eine Dückdalbe dage-
standen hat, ohne wie zu erwarten wäre, schon längst ausgeräumt worden zu
sein.

Ist es deswegen schon nicht wahrscheinlich, dasz dieser Trappgang so alt
ist, wie Schottler annimmt, so ist auszerdem aus diesem Profil nicht zu ersehen,
warum der Trapp bereits zur Pliozän-Zeit zum Ausbruch gekommen sein soll.

Es erscheint mir denn auch keinesweges ungerechtfertigt auf Grund dieses
Profils zu schlieszen, dasz dieser. Trappgang wesentlich jünger ist und selbst die
in diesem Profil als dti bezeichneten Sande und Schotter noch durchquert hat.

Gewisz werden Kontakterscheinungen von hier nicht erwähnt, aber solche
kommen bei dem Trapp selten vor, und da wo solche beschrieben sind, sind sie
nicht immer eînwandfreLnbsp;. \'nbsp;(

Nun hat allerdings Kinkelin schon aus derti, in diesem Profil als Ober-
pliozän bezeichneten Ton TrappgeröUe erwähnt; das könnte für die Schottlersche
Ansicht sprechen, kann aber auch bedeuten, dasz wir hier möglicherweise mit
verschiedenen Phasen der Trappergüsse zu tun haben.

Drittens wird ein oberpliozänes Alter der Trappdecke nicht wahrscheinlicher,
Wenn man sieht, dasz während anfänglich liegende und hangende fossilführende
Schichten als Beweis für ein solches Alter der Trappdecke gedient hatten, jetzt
umgekehrt die Trappdecke gebraucht wird, um ein oberpliozänes - Alter der
fossilführenden Schichten zU beweisen.

quot; Kinkelin schrieb im Jahre 1892 über das Alter der Basalte das folgende
(Nr. 51 S. 227):nbsp;quot;

,,Was die Floren angeht, die vor allem geeignet waren das oberpliozäne
Alter aller dieser Absätze fest zu stellen, so möchte ich hier nur hervorheben,
dasz die postbasaltischen Wetterauer Braunkohlen mit der wahrscheinlich pfae-
basahischen von Seligenstadt die Pinus cortesii Brongn. gemein hat. Beim Ver-
gleich der bisher bekannten Floren von Steinheim (siehe S. 103—105 von nr. 51)
und Offenbach (S. 26 von nr. 51), die wahrscheinlich auch praebasaltisch, mögli-i
cherweise auch interbasaltisch ist, und den Floren, die aus den postbasaltischen
Braunkohlenflötzen unterhalb Frankfurts gewonnen wurden, zeigt sich, dasz
ihnen Frenelites europaeus Ludwig, Pinus ludwigi Schimp, (oviformis Ludw.),
Pinus strobus L. und Picea latisquamosa gemeinsam sindquot; —

Von den Steinheimer Fossilien kann ungefähr dasselbe gesagt werden wie
von der Klärbecken Flora, wozu noch kommt dasz die Steinheimer Funde viel
weniger reich in Anzahl und Spezies als die Klarbecken-Flpra sind. Meiner
Meinung nach ist dann auch hier die Fossilführung nichts aussagend über däSs
Alter dieser Schichten. Die Flora von Hainstadt welche nach Kinkelin aus
einem 0.6 m starken Braunkohlenflötz in etwa 21 m Teufe stammt, wurde von-
ihm als altdiluvial bezeichnet, nachdem er diese Schichten vorher als ober-\'
pliozän aufgefaszt hatte.

Schottler (nr. 120, S. 96) meint aber, dasz diese Pflanzenreste aus dem
oberen in der Grube aufgeschlossen Flöz stammen müssen, weil in etwa 15,65 m\'
Teufe schon die Trappgerölle-führenden Schichten anfangen, welche nach Schütt-
ler, ausgehend von der Prämisse dasz es nur einen überall gleichzeitig erfolgten
Trappergusz gegeben hat, sicheres Oberpliozän sind, und er glaubt dann auch,
dasz Kinkelin durch Verwechslung dazu gekommen ist, das ganze Profil von
Hainstadt für altdiluvial zu erklären. Diese Annahme wird nach Schottler
durch die Ergebnisse zweier auf der altdiluvialen Terrasse 2800 m und 1200 m
südhch vom höchsten Punkt des Katzenbuckels niedergebrachten Bohrlöcher
nahegelegt (nr. 120 S. 96). Aus diesen beiden Bohrprofilen ergab sich, dasz die unter
einer dünnen Hülle von Mainsand anstehenden bunten Tone mit Braunkohle
bei 25,0 bzw. 15,75 m unter Tag von unzweifelhaftem Mainkies unterlagert sind.
Warum diese Bohrprofile, welche auf eine Oberfläche des Pliozäns in rund 104—
108 m N. N. hinweisen, für die Annahme Schottlers sprechen müssen, ist
meiner Meinung nach nicht deutlich. Denn es ist nicht einzusehen, warum diese

„oberpliozänequot; Oberfläche hier gerade tischeben sein musz, und nicht be-
trächtliche Reliefunterschiede haben konnte.

Jedenfalls bin ich ganz der Meinung Schottlers, wenn er im selben Absätze
sagt: Freilich ist die Abgrenzung des Diluviums gegen das hegende Oberpliozän
hier recht unsicher.

Die Braunkohlen von Seligenstadt, welche wieder in engster Beziehung zu
den Trappausbrüchen stehen, sind von Kinkelin als Oberpliozän aufgefaszt
worden. Auch hier sind der gefundenen Fossihen zu wenige, um etwas Positives
aussagen zu können. Pinus cortesii Brogn. kann für ein oberpliozänes Alter
sprechen, Pinus montana aber ziemlich sicher nicht.

Auch einige der von Flach (nr. 15) aus den Tongruben von Höszbach im
Aschafftalbeschriebenen Käferreste kommen in den Braunkohlen von Seligen-
stadt vor. Aber erstens kann ich diese Käferfauna nicht als altdiluvial betrachten,
wie schon im vorigen Kapitel auseinandergesetzt wurde, und zweitens haben diese
Käfer als Arten höchstwahrscheinlich zu lange existiert, um als Leitfossilien
dienen zu können.

So erscheint es mir denn auch ungerechtfertigt, für die Trappdecke und die
praebasaltischen Sedimente, auf Grund dieser Fossilführung, auf ein oberplio-
zänes Alter zu schlieszen. Sie können meiner Meinung nach sehr wohl jünger sein.

• Auch Schottler empfindet das Unsichere einer Datierung auf Grund dieser
Fossilführung, wenn er von den Braunkohlen von Seligenstadt schreibt (S. 96).

„Die spärhchen Angaben genügen nicht, das Alter dieses Braunkohlen-
lagers fest zu stellen!quot; Es ist dann auch wohl ein circulus vitiosus, wenn er weiter-
hin sagt: Vor allem kann man aus ihnen nicht etwa auf ein altdiluviales Alter
desselben schlieszen; denn die Sande und Tone, in die das Braunkohlenlager ein-
gebettet ist, stehen in engster Beziehung zu den Trappausbrüchen, die ganz sicher
in der Pliozänzeit erfolgt sind. Das heiszt also: Die Trappdecke wurde auf Grund
einer Fossilführung der hangenden und liegenden Schichten als Oberpliozän
bezeichnet. Nachden es sich nun aber ergab, dasz diese Fossilführung gar nicht
mehr so sicher auf Oberpliozän weist, als Kinkelin seinerzeit meinte, und man
eigentlich sagen musz, dasz diese Fossilführung ungenügend ist, um ein genaues
Alter dieser Schichten auf sie hin fest zu stellen, hebt Schottler auf einmal
hervor, dasz die auf ungenügende Fossilfunde als Oberpliozän bezeichnete Trapp-
decke ein sicheres Beweis ist für das oberpliozäne Alter der nichts beweisenden
fossilführenden Schichten. Also wird a aus b, und b aus a erklärt. Was wohl
keine gute Beweisführung ist.

Das wichtigste Argument aber, das in der Tat gegen die Annahme eines
oberpliozänen Alters der Basaltdecke spricht, ist wohl die morphologische Stel-
lung dieser Decke in unserer Landschaft. Wenz hat angenommen dasz die Trapp-
decke auch einmal den Frankfurter Horst überlagert hat. Das kann mir aber
nicht besonders wahrscheinlich vorkommen, und zwar aus den folgenden Gründen:

1°. Wenn diese Wenz sehe Annahme richtig wäre, dann würde das bedeuten,
dasz eine Heraushebung von rund 130—140 m (wie man aus den Auflagerungs-
flächen der Corbicula Schichten in Tafel 11, Profil 2 seiner Studie n°. 149 lesen

kann) eine selektive Abtragung von 12—14 m Basalt und 100 m Tertiär über
eine Oberfläche von rund 320 K.M.^ hervor gerufen hätte.

Dazu kommt noch, dasz heute von dieser partiellen Heraushebung des
Frankfurter Horstes am Plateau Hohe Strasze morphologisch nicht mehr zu
sehen ist:

2°. Ich glaube, dasz, unter der Annahme solch einer ungeheuren Abtragung
überhaupt eine sich auf morphologische Tatsachen stützende altdiluviale oder
praediluviale Geschichte der Landschaft, wie sie hier gegeben wird, unmöglich
wäre, weil altdiluviale und praediluviale Rumpfflächen und Terrassen schon
längst verschwunden sein würden, was doch sicherlich nicht der Fall ist.

Selbst wenn man annimmt, dasz diese Heraushebung des Frankfurter
Horstes nicht nur im Altdiluvium, sondern auch schon früher und vielleicht
grösztenteils schon früher vor sich gegangen war, selbst dann wird die Meinung,
dasz dieser Horst einmal von einer Basaltdecke überlagert sein würde, eher
unwahrscheinlicher als wahrscheinhcher.

3°. Und schlieszhch gibt es noch eine Tatsache welche eine solche Auffas-
sung als unmöglich erweist. Am Rande des Plateaus „Hohe Straszequot; in einer
Höhenlage von 170—180 m N.N. konnte nord-westhch von Seckbach eine Kinzig-
Terrasse festgestellt werden. Auf einer gemeinsamen Exkursion mit Herrn
Professor Oestreich konnten wir, die Felder an der Klingenhardter Strasze
entlang absuchend, in der Nähe der Weggabelung bei Heihgenstock, zerstreute
grob- und feinkörnige BuntsandsteingeröÜe und Muschelkalkgerölle feststellen.
Also Material, das, weil Lydite und Hornsteine anscheinend fehlten, wahrschein-
lich nur von der Kinzig herbeigeführt worden ist. i)

Annehmend, dasz seit der Ablagerung dieser Terrassen-Schotter dieser
Teil der Landschaft eine Heraushebung mitgemacht hat, welche proportional
der Heraushebung des Taunus war, so müssen wir diese Terrasse, wie wir noch
näher sehen werde, als etwa alt-mitteldiluvial bezeichnen.

Unter der Annahme dasz dieser Teil des Plateau\'s ,,Hohe Straszequot; dem Taunus
gegenüber in seiner Heraushebung etwas zurück geblieben ist, dann ist diese
Terrasse als etwas älter zu betrachten.

Meiner Memung nach ist deswege auch ein altdiluviales Alter dieser Terrasse
nicht ausgeschlossen.

Für die Trappdecke hat diese Terrasse grosze Wichtigkeit, weil sie klar,
zeigt, dasz, bei einem oberphozänen Alter der Trappdecke, diese Decke niemals
den Frankfurter Horst überlagert haben kann; denn es ist sehr unwahrschein-
lich, dasz am Ende des Oberpliozäns, oder wenn man will am Ende des Altdilu-
viums diese Trappdecke -f- x m Tertiär über eine so grosze Oberfläche hin schon
abgetragen war. Auch schon teilweiser Ausraum durch direkte Fluszerosion zur
Zeit der Ablagerung dieser Terrassenschotter und nachträghche Abtragung

Dasz es sich um auf die Felder gebrachtes Material handeln würde, schien uns
nicht wahrscheinlich. Muschellkalkgerölle sind wie doch stets nur in sehr geringem Prozent-
satz in die Kiesen vertreten.

der übrigen Teile der Decke auf dem Horst scheint mir unmöglich weil dann auch
diese Terrasse, in Anbetracht ihrer Lage hoch über dem Main, nicht mehr bestehen
würde.nbsp;\' \'

Betrachtet man nun wieder die von Wenz gegebene Karte der Basalt-
vorkommen, dabei der Tatsache gedenkend, dasz heute morphologisch von einer
Bruchstufe des Frankfurter Horstes den übrigen Teilen des Plateau\'s ,.Hohe
Straszequot; gegenüber nichts zu sehen ist, dann musz man wohl zum SchlUsze kom-
men, dasz diese Basaltdecke Hohlformen auffüllend, in zwei Strömen herab-
geflossen ist, in einem Strom westlich und in einem Strom östUch vom Frankfurter
Horst. Aus. der gleichmäszigen Dicke der Trappdecke geht wohl hervor, dasz
der Basalt sich auf einer fast unverschnittenen flachwelligen Oberfläche bewegte.

Wenn nun diese Trappergüsse Täler aufgefüllt haben, so müssen es doch
sehr wenig tiefe und sehr breite Täler gewesen sein. Anscheinend herrschte also
zur Zeit dieser Trappergüsse tektonische Ruhe, wofür auch die Tatsache spricht
dasz der Trapp immer auf den bis jetzt als Oberpliozän aufgefaszten Sauden und
Tonen ruht und niemals auf älteren Sedimenten,. Das letztere kann selbst-
verständlich auch bedeuten, dasz zur Zeit der Trappergüsse die Wetterau
senkende Tendenz hatte.

Jedenfalls scheint es so zu sein, dasz der westliche Trappstrom ein schon
bestehendes Nidda-Tälsystem aufgefüllt hat, welches durch starke Akkumu-
lation viel von seiner Tiefe verloren hatte.

Vergleichen wir nun die Höhenlage der Basalte am Rande des Plateau\'s
,;Hohe Straszequot; mit der Höhenlage der Terrassen am Taunusrand und derjenige
der ebengenannten Kinzigterrasse, dann fällt die geringe Höhe der Basalte auf,
\' Das Anamesitvorkommen von Eckenheim z. B. überlagert die von Wenz
als UnterpUozän aufgefaszten Sande in rund 130 m Höhe. Bei Bruchköbel liegen
die Reste der Decke in rund 150 m. Einfach der Höhenlage nach, weil sie
35—40 m und 50 m über den Main liegen, müszten die Trappvorkommen unge-
fähr mitteldiluvialen Alters sein. Nimmt man an, dasz nachträgliche Senkung hier
noch eine Rolle gespielt hat und der Frankfurter Horst sich also nach Ablagerung
der zwei Trappströme noch einige meter relativ gehoben hat diesen zwei Trapp-
gebieten gegenüber, was meiner Meinung nach nicht ausgeschlossen ist, dann
wäre ein altmittel-diluviales Alter dieser beiden Decken wahrscheinlich.

Jedenfalls kann man also sagen: die Trappdecke ist älter als die Terrassen,
welche am Taunusrande in gleicher relativen Höhe liegen, oder |;iöchstens gleichaltrig
mit diesen Terrassen.

Und jedenfalls ist die Trappdecke jünger als die eben erwähnte Kinzig-
terrasse. Denn war das nicht der Fall, dann wäre nicht einzusehen, warum die
Trappströme, welche solche ausgedehnte Gebiete bei Hanau, Wilhelmsbad und
Frankfurt-Luisa bedeckt haben, diese so nahe gelegene Terrasse freigelassen
habben sollten. Und Bedeckung und nachträgliche Abtragung der Basalte
auf dem ganzen Frankfurter Horste ist, wie wir schon gesehen haben, auch
nicht an zu nehmen.

ozänes Alter haben kann, konnte sich beim Durchlesen der Argumente, welch,e
ein diluviales Alter zu beweisen scheinen, noch die Frage aufdrängen: Gibt es
keine Argumente, welche für ein prae-oberpliozänes Alter dieser Decke sprechen
können?

Schon Wenz (nr. 149) hat in 1914 die Meinung verteidigt, dasz die Trapp-
decke unterpliozän sei, und kürzlich hat Hummel versucht, in einer aus-
führlichen Behandlung ein obermiozänes Alter des Decke nach zu weisen
(nr. 41 S. 186 ft). Hummel gründet diese Anschauung auf die folgenden
Tatsachen:

r. Auf die unsicheren stratigraphischen Verhältnisse am Katzenbuckel
bei Hainstadt.

Er gibt die Meinungen der verschiedenen Autoren Kinkelin, von Rein ach
und Schottler darüber wieder und aus deren Meinungsverschiedenheit konklu-
diert er, ohne das Problem selbst, wesentlich zu betrachten dasz die Beziehung,
in der die fossilführenden Schichten zu der Trappdecke stehen, keinesweges
sicher erkannt ist.

2°. Auf die Unsicherheit der stratigraphischen Verhältnisse im Liegenden
des Steinheimer Trapps.nbsp;-

Er lehnt die Ansicht Kinkelins, dasz oberpliozäne Schichten noch im
Liegenden des Trapps vorhanden sein sollten, ab und ist auch der Meinung,
dasz die Fossilarmut dieser Sande und Tone im Liegenden des Trapps eine ge-
naue Ermittlung des Alters dieser Schichten unmöglich macht (S. 187).

Es ist dann aber befremdend, wenn er noch auf der selben Seite sich wieder
auf eine Fossilführung beruft, um zu beweisen, dasz diese Schichten sicher nicht
Oberpliozän sein können.

Er erinnert hier nämlich an die Tatsache, dasz von Reinach in seinen Er-
läuterungen zu Blatt Hanau der Pr. Geol. Spez. Karte (1 : 25000) die Funde
von Laurinium-Hölzern und Stammstücken von Caesalpinaceën avjs einer
zwischen-basaltischen Tonlage bei Dietesheim erwähnt, und zitiert was von
Reinach darüber gesagt hat: „Der Bau der überwiegenden Hölzer setzt
ein recht warmes Klima voraus.quot; Deshalb rechnete von Reinach diese Schichten
noch zum Untermiocän. Nun, so verfolgt Hummel weiter, sind nach Wenz diese
Schichten praebasaltisch, aber sie beweisen dann jedenfaUs (sofern \'diesen Holz-
resten überhaupt ein stratigraphischer Wert zu zu kennen ist), dasz die unmit-
telbar unter den Trapp liegenden Schichten nicht oberphozän sein können.

Dazu ist zu bemerken, dasz diese Beweisführung etwas unklar und willr
kürlich ist, sofern er die von Kinkelin gegebene Deutung von dessen Fossil-,
funden bestreitet, um die von von Reinach erwähnten und gedeuteten
Holzreste aber stratigraphisch zu verwerten.

Warum das Liegende des Trapps, jedenfalls nicht oberphozän sein kann,
ist nicht deutlich, weil Hummel selbst darauf anspielt, dasz den von vonReinach
erwähnten Holzstücken kein voller stratigraphischer Wert zu zu rechnen sei,
Schlieszlich sei hier noch an die Tatsache erinnert, dasz meiner Meinung nach,,
zur Oberpliozänzeit noch sehr wohl Relikte eines warmen Klima\'s in diesem

Ausserdem., würde der Nachweis eines miozänen (oder unterpliozänen) Alters
der Liegendschichten das oberpliozäne Alter der Trappdecke selbst noch
nicht unbedingt widerlegen, was auch Hummel hervor hebt.

3°. Ein viel stärkeres Argument gegen ein oberpliozänes Alter der Trapp-
decke findet Hummel in der Tatsache, dasz, wie W e n z erwähnt, (nr. 155) am Rande
• der Steinheimer Decke eine bauxitische Zersetzung des Trapps zu beobachten
ist. Auch Wenz erbhckt hierin einem Grund zur Annahme, dasz auch der Trapp-
decke im Untermaintal ein unterphozänes Alter zukommen musz; dehn bei den
klimatischen Verhältnissen des „Oberphozänsquot;, die nach der Flora zu urteilen
kaum wesentlich von den heutigen verschieden waren, muszte man (nach Wenz)
eine tonige, nicht eine bauxitische Verwitterung erwarten.

Dieses Argument würde sicherlich sehr wichtig sein, wäre es nicht eine nicht
zu leugnende Tatsache, dasz wie schon bemerkt wurde, unsere Kenntnisse der
rezenten und fossilen Verwitterungsvorgänge noch sehr in statu nascendi sind.

Erstens wissen wir über die heutzutage zu beobachtenden Verwitterungs-
erscheinungen noch sehr wenig und zweitens genügt unsere Kenntniss der jetzt
herrschenden Verwitterungsvorgänge keineswegs, um als Ausgangspunkt für die
Erklärung der bodenkundhchen Erscheinungen in der geologischen Vergangenheit
zu dienne (Harrassowitz nr. 29 S. 125).

Auszerdem gebraucht man, wenn man über fossile Verwitterungsrinden
reden will, wiederum erst andere Argumente (stratigraphische, palaeontologi-
sche, morphologische u.s.w.), um ein genaues Alter einer solchen Verwitterungs-
rinde zu ermittlen, und nun hat H. L. F. Meyer in 1916 (nr. 74 S. 193 ff.) gerade
die Basalte des Vogelsbergs angeführt, um das Alter der Bauxitverwitterungs-
rinde festzustellen. Auf S. 229 (nr. 74) sagt er nämlich: „In der auf den Ausbruch
der Basalte folgenden Zeit, die auf spätes Obermiozän oder Pliozän festzuzetzen
ist, hat jedenfalls eine Hydratbildung stattgefunden, als deren Zeichen wir
die chemisch genau bekannten weiszen Bauxite zu deuten haben.

Auf S. 229—230: Bauxite sind als Gerölle weit im Vogelsberge verbreitet und
finden sich vor allen dingen dem obersten Diluvium in groszer Zahl beigemengt.
Ihre Altersbestimmung ergibt sich daraus, dasz sie als Gerölle im Liegenden der
Wetterauer oberphozänen Braunkohlen vorkommen, die im Hangenden der
jüngsten Basalte auftreten.

Auf S. 231: Dasz starke Abtragungen möglich waren, zeigen die zahlreichen
Bauxit- (und Eisenstein) gerölle, die offenbar die oberpliozäne Abtragungs-
fläche des westhchen Vogelsbergs bezeichnen.

Nach Meyer ist also diese Verwitterungsrinde, als etwa dem ganzen Pliozän
angehörig zu betrachten.

Es wäre darm auch ein circulus vitiosus, wenn man erst das Alter dieser
Verwitterungsrinde aus dem Alter der Basalt- (bzw. Trapp-) - Decke ermittlen
wollte und dann wieder das Alter der Trappdecke [Siehe Wenz nr. 155 S. 219]
aus dem Charakter der Verwitterungsrinde.

Paralellisierung der verschiedenen Verwitterungsrinden mit Perioden der jüng-
sten geologischen Geschichte, eine unrichtige Vorstellung, jedenfalls eine
ungenaue Vorstellung von den Einflüszen der klimatologischen Verhältnisse auf
die Verwitterung gebildet.

Wenn es sich jetzt immer mehr ergibt, dasz diese Verhältnisse viel konipli-
zierter sind als man anfänglich dachte, so meine ich, dasz man gewisz sich fragen
darf, ob nicht unter Umständen auch noch in Abschnitten der Diluvialzeit eine
Bauxit- (bzw. Laterit-) Verwitterung möglich war.

Gerade die unsichere Stellung z.b. des Trapps des Katzenbuckels, wo auch
die Bauxit-Verwitterung festgestellt ist, und die Tatsache, dasz in der nörd-
Hchen Tongrube von Hoesbach im Aschafftal in etwa 15 m—20 m rel. Höhe
über die Aschaff eine mächtige Lateritrinde vorhanden ist, während gleichzeitig
in diesem Tale sicherlich diluviale Terrassen in 60—80 und mehr m relativer
Höhe vorkommen, veranlassen mich auf das Unsichere einer Altersbestimmung
nur auf Grund einer Verwitterungsrinde hin zu weisen. Erst sehr genaue Unter-
suchungen aller Vorkommen mit Diskutierung aller möglichen stratigraphischen,
morphologischen und palaeontologischen Argumente werden entscheiden können,
ob überhaupt eine bestimmte Verwitterungsrinde als Argument für die Fest-
stellung einer bestimmten geologischen Periode dienen kann.

Deswegen kann ich heute die von Wenz und Hummel angeführten
Tatsachen, wie wichtig sie übrigens auch sein mögen, nicht als beweisend für ein
bestimmtes Alter der Trappdecke annehmen.

4. Das vierte Argument, das nach Hummel gegen ein oberphozänes Alter
der Decke spricht, ist die Tatsache, dasz die morphologischen Verhältnisse es
nicht wahrscheinlich machen, dasz die Wetterauer Trappdecke wesentlich
jünger ist als die Hauptmasse der Vogelsbergbasalte. Er meint, wenn in der
Wetterau noch ganz junge (oberphozäne) Ergüsse stattgefunden haben würden,
so hätte das Gewässernetz dadurch wesentlich beeinfluszt werden müssen,quot; weil
die Flüsse der plötzlichen Aufschüttung harter Gesteinsmassen nicht gewachsen
sind. Die Entwässerungslinien wären an den Rand der Trappdecke gedrängt
worden. Hierzu ist folgendes zu bemerken:

Dasz erstens die Fluszrichtung viel mehr eine Funktion von dem Betrag der
Heraushebung der verschiedenen Teile der Landschaft ist, als eine solche der
Härte des Gesteins.

Est ist dann auch meiner Meinung nach sehr wohl möglich, dasz es ungefähr
gleichzeitig mit den Trappergüssen Faktoren gegeben hat, welche die Flüsse
veranlaszt haben ihr bisheriges Bett zu behalten.

Ohne weiteres kann man sicherlich nicht sagen, dasz Basaltergüsse das
Bestreben haben, die Entwässerung abzudrängen. Wohl vielleicht für eine sehr
kurze Zeit, aber sicher nicht permanent.

Zweitens sind Fluszverlegungen gar nicht notwendig, wenn man annimmt,
wie ich schon auseinandergesetzt habe, dasz die Trappdecke nicht die ganze
Wetterau überlagert hat, sondern in 2 breiten Strömen getrennt durch ein basalt-
freies Gebiet zur Ablagerung gekommen ist. Das morphologische Argument Hüm-
mels stützt sich vor allen Dingen auf die Richtung des Niddatalsystems. Meiner

Meinung nach müssen, auch noch nach Ablagerung des Trapps in einem scholi
bestehenden, sei es auch sehr untiefen Talsystem der Nidda, dieses Tal und seine
Nebentäler noch der für den Wassertransport angewiesene Weg gewesen sein.

Dasz unter derartigen Verhältnissen die Nidda und ihre Seitenbäche eine
gewisse Abhängigkeit von der Abdachung der Basaltmassen zeigen, ist klar,
weil auch die Basaltmassen in ihrer Abdachung wieder von den prae-basaltisehen
Flüszen abhängig waren. Dasz andererseits aber die Nidda und ihre Neben-
flüsse horizontal erodierend stellenweise ihr Bett auszerhalb der Basaltzone
verlegt haben, braucht uns nicht zu befremden. Die Abhängigkeit des Gewässer-
netzes von den Basaltdecken, kann ich nicht, wie Hummel es tut, als einen Beweis
für ein prae-oberphozänes Alter der Trappdecke betrachten. Sowohl die heutige
Nidda und ihre Nebenflüsse als auch der westliche Trappstrom zeigen ihre Ab-
hängigkeit von dem prae-basaltischen Fluszsystem. Die Basaltergüsse haben
auf das Gewässernetz der Nidda nur wenig oder gar keinen Einflusz
gehabt. Der Charakter dieses Gewässernetzes braucht dann auch nicht
für ein prae-oberpliozänes und gegen ein oberpliozänes oder diluviales Alter der
Trappdecke zu sprechen.

Der Inhalt dieses Kapitels kann zum Schlusz folgenderweise zusammen
gefaszt werden.

r. Aus tektonischen Gründen ist ein oberpHozänes Alter der postbasalti-
schen kalkfreien Sedimente im Luisa-Flörsheimer Becken unwahrscheinlich, weil
erstens es nicht wahrscheinlich ist, dasz in einer Periode starker Einebnung, wie
die Pliozänzeit doch eine war, noch Senkungen von 100—150 m statt fanden und
weil zweitens es nicht an zu nehmen ist, dasz in einer Periode mit starken
Schollenbewegungen, wie die Diluvialzeit eine war, im Luisa-Flörsheimer Becken
nur 10—15 m Diluvium abgelagert sein sollte, während in der Heidelberger
Gegend zu dieser Zeit eine Senkung des Oberrheingrabens von ungefähr 400 m.
statt fand.

2°. Die Annahme, dasz das Oberpliozän nach oben hin einen lithologisch
deutlich charakterisierten Horizont darstellen würde, hat sich als unrichtig
ergeben. Die meisten der sehr zahlreichen Pliozänkartierungen, welche nur auf
Grund der hthologischen Beschaffenheit des Materials geschehen sind, konnten
wieder gestrichen werden. Es handelte sich meistens um diluviale Bildungen.

3°. Daher ist auch die Ansicht Kinkelins von einer typischen Pliozän-
verwitterung, welche nicht mehr im Diluvium vorkommen würde, unannehmbar.

4°. Auch die Fossilien der bis jetzt als Oberpliozän angesehenen Ablage-!
rungen im Luisa-Flörsheimer Becken haben vielmehr einen diluvialen Charakter,
wenn auch mit zum Teil noch deutlichen pliozänen Zügen.

5°. Aus diesen Gründen ist ein diluviales Alter der postbasaltischen Sedi-
mente im Luisa-Flörsheimer Becken wahrscheinlich.nbsp;\'

6°. Was das Alter der Trappdecke anbelangt, so ist ein oberpliozänes
Alter dieser Decke in der Umgebung von Frankfurt sehr unwahrscheinlich.

7°. Die Beweise, welche Hummel für ein obermiozänes Alter der Decke
beibringt, sind nicht zwingend.

8°. Vielmehr scheinen mir die morphologischen Argumente auf ein alt-
mitteldiluviales Alter der Trappdecke hin zu weisen.

Das Studium der Talterrassen ist vor allen Dingen das Angewiesene, um
uns ein Bild zu geben der in der Gliederung und Verbreitung dieser Terrassen
zum Ausdruck kommenden tektonischen Verhältnisse der jüngsten geologischen
Perioden.

In dieser Hinsicht ist das Mainzer Becken, wo die tektonischen Bewegungen
der Diluvialzeit eine so grosse Rolle gespielt haben, für diese Terrassenstudien
wohl von besonderem Interesse.

Ohne die grundlegenden Arbeiten von Kayser, Philippson, Oestreicii,
Mordziol u. a. über das Rheintal im Rheinischen Schiefergebirge und die S c h r e p-
fersehe Arbeit über das Mainviereck wäre, diese Arbeit unmöglich gewesen.

Aber dennoch, trotz dieser und vieler anderer tüchtiger Vorstudien, waren
viele Probleme ungelöst geblieben, und war in vielen Fällen ein Ignorabimus
ausgesprochen werden.

Diese Arbeit will dazu beitragen, die alten Probleme ihrer Lösung ent-
gegen zu führen, wobei allerdings neue Probleme aufgerollt werden.

Mit Hettner (nr. 36) kann man 3 Terrassen arten unterscheiden; nämlich
Erosionsterrassen, Denudationsterrassen und Schotterterrassen. Vor allem ist es
notwendig, den Erosionsterrassen und Schotterterrassen eine ausführliche Behand-
lung zu widmen, während die Denudationsterrassen in diesem Kapitel nui
nebenbei erwähnt werden, so fern sie für die Morphologie wichtig sind.

Untersucht wurden die Terrassen des Maintals von der Gegend von Milten-
berg—Wörth an bis zum Rhein, und die Terrassen der Nebenflüsze Mümling
Gersprenz, Aschaff und Kahl.

Auch die Wetterau und das Niddatal wurden an verschiedenen Stellen
untersucht. Diese Gegend wird aber, weil die mir bekannten Tatsachen für
eine streng systematische Behandlung nicht ausreichen, nicht einer speziellen
Beschreibung unterworfen. Sie bildet ein Studiengebiet für sich und wird nur.

vom Standpunkt der Betrachtung der umhegenden Gebiete, aus, in das Schema
der Genese der Landschaft eingepaszt.

Anschheszend an die Terrassenbeschreibung\' des Aschaff- und KaUtales
können einige vergleichende Bemerkungen über die Morphologie des Kinzigtales
(nr. 144) gemacht werden.

Eine logische Gruppierung der Terrassen, in einem so ausgedehnten und
morphologisch-tektonisch so heterogenen Gebiet, wie das unsere, bringt selbst-
verständlich grosze Schwierigkeiten mit sich.

Die tektonischen Sonderbewegungen, die ihren gegenwärtigen Ausdruck finden
in einerseits der Spessart-Odenwald Scholle, andererseits der Wetterau und dem
Taunus, und dazwischen noch den besonderen Senken des Beckens, als Elemente
unserer Landschaft, machen eine regelmäszige Verfolgung der Terrassen unmög-
hch. Eine Terrasse, welche hier in 230 m NN hegt, kann vielleicht dort tief unter
jüngeren Aufschüttungen begraben sein, um an einer dritten Stelle vielleicht
wieder in 270 m N.N. auf zu treten. Mit ahen diesen Möghchkeiten ist zu rechnen,
und die groszen Lücken, die durch tektonische und erosive Ursachen im Terras-
senverlauf entstanden sind, bringen denn auch ein stark spekulatives Element
in eine, die Verbindung der verschiedenen Einzelheiten versuchende Terrassen-
gliederung.

Ausgehend vom Mainviereck will ich anfangen mich an die von Schrepfer
(nr. 124) gegebene Terrasseneinteilung an zu schheszen, um später seine nur für
die Spessart-Odenwald-Scholle zutreffenden Namengebungen der verschie-
denen Terrassengrupen durch mehr allgemeine Bezeichnungen zu ersetzen.

Schrepfer hat schon eine teilweise Parallelisierung der Mainterrassen mit
denjenigen des Rheinengtals versucht. Auch ich werde hier versuchen, diese
Parallelisierung weiter aus zu bauen.

In einigen Punkten bin ich j edoch von der Schrepf ersehen Terrassengliederung
abgewichen, in so fern es sich ergab, dasz das Verhältnis — Aufschüttungsterrasse-
Felsterrasse — im Mainzer Becken komphzierter war als im Main-Engtal, und in
sofern die in -|-(75—85) m liegenden Terrassen, welche im Mainviereck kaumquot;
vorhanden sind, sich für das Mainzer Becken als wichtiger ergeben haben.

Weiter konnte ich der Schrepferschen Gruppierung noch eine höhere Ter-
rassengrupe in rund 160—180 m relativer Höhe hinzufügen.

Neben der Schrepferschen, sind die verschiedenen Einteilungen der Hes-
sischen und Preuszischen geologischen Spezialkarten (1: 25000), und die von
Henkel (nr. 37), gegebene Einteilung berücksichtigt worden.

So lassen die verschiedenen Terrassen des Maintales, ausgehend vom Main-
viereck, sich folgenderweise gruppieren.

Diese relativen Höhenzahlen stimmen, wie gesagt, nur für den Spessart und
das Odenwald.

Die letzten drei Terrassen betrachtet Schrepfer als die Terrassen der Talauf-
schüttung.

Henkel (nr. 37) läszt seine untersten Felsterrassen in etwa 25—30 m relativer
Höhe aTifangen. Auch Schrepfer erwähnt, dasz zwischen Marktheidenfeld und
Miltenberg die höchste Aufschüttungsterrasse eine relative Höhe von 25 m
erreicht.

Nun ist es gerade diese Talaufschüttung, welche eine genaue Gliederung der
tieferen Terrassen des Maintales in der Umgebung des Mainzer Beckens so
schwierig macht.

Denn es ist klar, dasz ein akkumulierender Flusz, der Schotter, Sande und
Tone ablagernd, in seinen eigenen Auf schüttungen, hin und her pendelt, ein
Gefälle hat, das viel kleiner ist als das von einem vertikal erodierenden Flusz,
wie es z.B. der heutige Main ist.

Es ist also notwendig, dass die Talaufschüttung, wovon wir die Reste zwischen
Marktheidenfeld und Miltenberg noch bis einer relativen Höhe von rund 25 m
finden, weiter Main-abwärts in allmählich grö.szer werdender relativer Höhe
vorkommen muss.

Dazu kommen noch die Fragen: 1quot;. Ist die -f 25 m-Höhe zwischen Markt-
heidenfeld und Miltenberg die maximale Höhe dieser Aufschüttung zwischen
diesen zwei Ortschaften gewesen, oder hat sie mit ihrer Oberfläche vielleicht einmal
noch viel höher gelegen und ist sie nachträglich bis 25 m relativer Höhe abge-
tragen worden? 2quot;. Sind die in -|-(25—35) m hegenden Felsterrassen als ursprüng-
liche Felsterrassen zu betrachten, oder sind sie zur Zeit der Talautschüttung
von dem hin und her pendelnden Flusz in den Talgehängen auspräpariert worden;
m.a.W.: Hat der Main nach Ausbildung dieser Terrassen in diesem Teil des Tales
sein Felsbett noch vertieft oder hat er nur einen Teil seiner eigenen Aufschüttungen
ausgeräumt?

Bevor auf die Einteilung der tieferen Terrassen des Mains näher einge-
gangen wird, musz erst versucht werden, auf diese Fragen eine Antwort
zu geben.

Schrepfer, obwohl selbst auf diese Fragen nicht eingehend, erwähnt schon
einige Tatsachen, welche es nicht unwahrscheinlich machen, dasz diese Tal-
auffüllung in der Gegend von Miltenberg eine relative Höhe von rund 45 m
(170 m NN) erreicht hat. Auf S. 27 seiner Studie über das Mainviereck (nr. 124)
gibt er nämlich eine Uebersicht von den Schottermassen, welche bei der Ein-
mündung der Seitenbäche in das Haupttal zur Ablagerung gekommen sind.

Er rechnet diese Aufschotterungen zu den Ablagerungen der Hochterrassenzeit,
verknüpft sie also sehr eng mit seiner höchsten Terrasse der Talauffüllung ( 25 m)

So erwähnt er z.B. eine 20 m mächtige Schotterpackung bei Lohr welche
bis 38 m reicht. Weiter sind zwischen Wertheim und Miltenberg Aufschüt-
tungen von Buntsandsteinschotter bis -)- (35—40) m vorhanden. Als etwas
älter betrachtet er die 30 m. mächtigen geschichteten glimmerreichen Sande an
der Erfbach-Mündung, welche am Wege von Burgstadt zum Ringwall 40—70 m
über den Main anstehen.

Weiter weist er noch auf die gewaltigen Aufschüttungen in der Weitung
des Unteren Heubachtales hin. Sie sind hier maximal 50 m mächtig und lassen
sich als eine bis 100 m breite Terrasse am östhchen Hang in etwa 175 m bis zum
Engelsberg verfolgen. Er deutet diese Ablagerungen als Bergsturz-Material,
das aus der weiten Hangnische westlich der Heuneschlüssel niedergegangen ist,
den Heubach dabei aufstaute und zur Umlagerung des Hemmnisses gezwungen hat.
Diese Erklärung kann mir aber nicht völlig befriedigend vorkommen. Sicherlich
ist ein Teil dieses Materials von Wildbächen herbeigeführt worden, nämlich die
groben kantengerundeten Buntsandstein-Blöcke und -Schotter; der grösste Teil die-
ser Ablagerungen besteht aber aus feineren und gröberen, schön geschichteten Sau-
den, welche sicher unter viel ruhigeren Verhältnissen abgelagert sind, als bei Wild-
bächen der Fall ist. Ablagerung in einer verhältnismäszig ruhigen Umgebung
ist aber allein denkbar, wenn man annimmt, dasz das Gefälle des Heubaches
gering war, dasz also der Main hier sein Bett bis etwa 165 mNN (rel. Höhe 40 m)
aufgefüllt hat. Diese Annahme wird meiner Meinung nach bestätigt durch die
verschiedenen anderen, von Schrepfer erwähnten Tatsachen, denn es kann mir
nicht gut möglich vorkommen, dasz in diesem verhältnismäszig schmalen Tal
wie es das Maintal in diesem Gebiet doch ist, die Seitenbäche gelegentlich ihr
Tal 20—30 m höher aufgefüllt haben sollten, als das Haupttal aufgefüllt war.
Wohl haben Maingerölle in diesen Aufschotterungen weder von Schrepfer noch
von mir nachgewiesen werden können, aber das Fehlen dieser Gerölle braucht
uns, weil ihrer Lage nach alle diese Schottervorkommen nur von Seitenbächen
herbeigeführt sind, nicht zu befremden.

Umgekehrt wird wohl die Annahme, dasz das Maintal in der Miltenberger
Gegend einmal bis 165—170 m N.N. aufgefüllt gewesen ist, wahrscheinlich
gemacht durch die Aufschüttungs-Verhältnisse des Mainzer Beckens. Was im
Engtal ausgeräumt ist, ist im -Becken noch vorhanden. Hier sehen wir die Sande
und Schotter vom Main und seinen Nebenflüssen im Zentrum (also da, wo die
Aufschüttung unter diesen Verhältnissen den peripherischen Teilen des Beckens
gegenüber am geringsten war) noch in einer Höhe von zirka 145 m N.N.
vorhanden.

Unter der Annahme dasz diese Aufschüttung fluszabwärts allmählich an relati-
ver Höhe zunimmt und dasz das Fluszgefälle etwa die Hälfte des Gefälles des heu-
tigen Mains war, dann musz bei einer Talauffüllung bei Miltenberg bis etwa 165 m
(Niveau des heutigen Fluszspiegels 124 m) diese Auffüllung im Becken eine
absolute Höhe von rund 152 m erreicht haben (Niveau des heutigen Fluszspiegels
bei Frankfurt 95 m). Das stimmt also, wenn man annimmt, dasz die restierenden

In den randlichen Teilen des Beckens haben selbstverständlich die Schutt-
kegel der Seitenbäche eine viel gröszere Höhe als 150 m erreicht. Die Schuttkegel
der kleinen Spessartbäche zwischen Klein Ostheim und Alzenau liegen z.B.
bis in einer Höhe von 200 m N.N. Die morphologisch so schöne Terrasse, auf der
das Dorf Wasserlos erbaut ist, liegt in etwa 170—180 m (fig. 5) und dieselbe
Höhe erreichen einige Schuttkegel am nördlichen Rande des Odenwaldes.

So sind in allen Teilen des Beckens und in den Tälern der Nebenflüsse mehr
oder weniger beträchtliche Reste dieser groszen Aufschüttung vorhanden, welche
bei der speziellen Beschreibung der Fluszterrassen noch in ihrem regionalen
Vorkommen beschrieben werden sollen.

Um auf die Gliederung der Terrassen zurück zu kommen, ist meiner Mei-
nung nach die Schrepfer sehe Einteilung der untersten vier Terrassen als richtig
und cum grano salis auch für das Becken als brauchbar zu betrachten. Nur
seine Unterscheidung zwischen Felsterrassen und Aufschüttungsterrassen
scheint mir etwas zu scharf zu sein.

Das Verhältnis Felsterrassen-Aufschüttungsterrassen, läszt sich meiner
Meinung nach am Besten folgenderweise charakterisieren: ,,Die Reste dieser
Talauffüllung, welche im Main-Engtal zwischen Marktheidenfeld und Miltenberg
als regelmäszig vorkommende Aufschüttungsterrassen in rund 20—25 m über
den Main vorkommen, und welche in diesem Gebiet auszerdem noch durch einige
relativ höhere Schottervorkommen vertreten sind, sind im Mainzer Bechen
in viel gröszerer Verbreitung und in einer relativ viel gröszeren Höhe (in den
zentralen Teilen des Beckens bis 40—45 m über dem de heutigen Fluszspiegel)
noch vorhanden. Diese Reakkumulation in den Tälern des Mains und seiner Neben-
flüsse ist entstanden, nachdem diese Täler ihre gegenwärtige Gestalt schon nahezu
erreicht hatten. Wir werden nicht zu viel fehl gehen, wenn wir sagen, dasz zur
Mitteldiluvialzeit die Gestalt der Täler schon ungefähr der heutigen entsprach,
wozu dann noch zu bemerken ist, dasz diese Täler am Anfang des Mitteldiluviums
noch erheblich tiefer waren als heute der Fall isf, weil die gegenwärtigen
Flüsze ihre Talauffüllung noch lange nicht durchsunken haben. So erwähnt
Völker (nr. 144 S. 40), dasz z. B. bei einer Bohrung bei Höchst im
Kinzigtal in einer Tiefe von 29,2 m unter dem Fluszspiegel die diluvialen
Ablagerungen noch nicht durchsunken waren. Aehnliche Erfahrungen wurde bei
der Anlage des Erbacher Sportparks im Mürtihngtal gemacht. Durch
diese Reakkumulation wurden das Mainzer Becken und die Täler bis unge-
fähr 40—50 ni über den heutigen Fluszspiegel aufgefüllt. Diese Auffüllung der
Täler wird einmal schneller, dann wieder langsamer vor sich gegangen sein
ja, höchstwahrscheinlich wird es Perioden gegeben haben, in denen die Akkumu-
lation gar keine Fortschritte machte. In solchen Perioden pendelte der Flusz im
selben Niveau hin und her, er akkumulierte nicht oder sehr wenig, vertikale
Erosion fehlte, die horizontale Erosion war aber sehr stark. Bei einer derartigen
horizontalen Erosion ist es sehr gut möglich, dasz der längere Zeit hin und her pen-
delnde Flusz die Talwand anschneiden und sich sogar an verschiedenen Stellenein
Felsbett auspräparieren kann^®). Wenn dann wieder eine Periode starker Akkumu-

lation eintritt, wird auch diese Felsterrasse von Sand und Schottern bedeckt.
Nachdem diese Akkumulation ihre maximale Höhe erreicht hat, lolgt v/ieder eine
phasenhafte Zerschneidung dieser Sedimente, wobei wieder die Möglichkeit da
ist, dasz neue Ausschneideleisten in der Felswand des Tales gebildet worden. So
können Felsterrassen und Akkumulationsterrassen im selben Niveau neben ein-
ander auftreten, ohne dasz ein derartiges Zusammentreffen der Erscheinungen ein
Beweis für partielle tektonische Bewegungen zu sein braucht. So tritt z. B. im
Mainzer Becken die 35 m-Terrasse hauptsächlich als Schotterterrasse auf, um
aber doch bei Klein-Ostheim als Felsterrasse entwickelt zu sein.

Im Mainengtal ist das Umgekehrte der Fall; hier ist die 35 m-Terrasse meistens
als Felsterrasse entwickelt, während Schotterterrassen in diesem Niveau weniger
auftreten.

Sehr instruktiv sind in dieser Hinsicht die Verhältnisse bei Sulzbach. Hier
ist die 35 m-Terrasse als eine Felsterrasse entwickelt, deren Sockelfläche den
Main um 30 m überragt, während auf der anderen Talseite von Trennfurt an
diese Terrasse nur als Aufschüttungsterrasse entwickelt ist. Die auf S. 34 seiner
Studie nr. 124 von Schrepfer für diese Erscheinung gegebene Erklärung, in
der sie als Beweis für lokale tektonische Bewegungen angenommen wird, scheint
mir nicht zwingend zu sein.

Auch die 20 m-Terrasse ist als Felsterrasse und als Schotterterrasse entwickelt.
Im unteren Maintal ist nur das letztere der Fall aber weiter stromaufwärts süd-
lich von Karlstadt erwähnt Henkel {nr. 37), dasz seine unterste Felsterrasse
den Main um 17 m überragt. Ihrer Höhenlage nach gehört diese Terrasse dem
20 m-Terrassenniveau zu.

Eine Antwort geben auf die Frage: Wie verhalten sich Aufschüttungs- und
Felsterrassen? bedeutet gleichzeitig eine Antwort geben auf die zweite gestellte
Frage : Hat der Main nach Ausbildung der 35 m-Terrasse sein Felsbett noch
vertieft, oder hat er nur einen Teil seiner eigenen Aufschüttungen ausgeräumt? —
Ich betrachte in diesem Fall die relative Höhenlage der Terrassen als maszgebend
für eine Terrasseneinteilung und nicht die Tatsache, ob eine Terrasse als Felster-
rasse oder als Aufschüttungsterrasse auftritt. Die Felsterrassen, welche in 20 m
bei Karl Stadt und in -f- 35 m bei Neuendorf auftreten, sind nicht gleichaltrig
mit einander, weil sie beide als Felsterrassen auftreten, sondern sie sind ihrer
relativen Höhenlage nach verschiedenaltrig, aber gleichaltrig mit den in gleicher
relativer Höhe liegenden Aufschüttungsterrassen der nächsten Umgebung

Wenn wir nun sehen, dasz im Mainzer Becken die 35 m-Terrasse fast nur
als Aufschüttungsterrasse auftritt, ist damit gleichzeitig bewiesen, dasz die
Felsterrassen dieses Niveau\'s Ausschneideleisten sind, und also erst zur Zeit der
Reakkumulation oder zur Zeit der Ausräumung dieser Talauffülling entstanden
sein können und dasz sie sicher nicht älter als diese Talauffüllung sind.

Anschlieszend an eine Einteilung der Terrassen des Mains möge hier über
das Alter dieser Terrassen Näheres gesagt werden. Das Wichtigste, was Schrep-

FER Über das Alter seiner verschiedenen Terrassengruppen erwähnt, ist sicher
wohl die Tatsache, dasz er seine 100 m-Terrasse, welche also in z. a. 95—110 m
relativer Höhe den Flusz begleitet, als Hauptterrasse des Mains aufgefaszt hat.

Er stützt diese Ansicht auf die grosze morphologische Aehnhchkeit der 100
m-Terrasse mit den Rheinischen Hauptterrassen. Ueber das Alter der höheren
Schottervorkommen,, welche u. a. bei Obernburg und Grosz Heubach in (135—
150) m liegen, hat er sich nicht ausgesprochen.

Schuster dagegen meint, dasz diese 100 m-Terrassen sicher Pliozän seien,
weil sie höher liegen als die phozänen Tone von Wernfeld (nr. 126 S. 152). Damit
würde also ein oberphozänes Alter meiner 120—140 m- und 160—180 m-Terrassen-
gruppen bewiesen sein, wäre es nicht der Fall, dasz diese Tone wieder nur auf grund
der lithologischen Beschaffenheit als Pliozän bestimmt worden sind, welche
Bestimmung ich nicht für zwingend ansehen kann. Vielmehr glaube ich, dasz die
120—140 m-Terrassengruppe ebenfalls noch altdiluvialen Alters und der Paters-
berger Stufe des Rheintals gleich zu setzen ist. Was die 160—180 m-Terrassen-
gruppe anbelangt, so ist es auch meine Meinung, dasz diese Terrassengruppe ein
oberphozänes Alter hat. Die Gründe, welche mich zu dieser Annahme führen,
sind die folgenden;

r. Die Höhenlage dieser Terrassen. Im nördlichen Odenwald liegen diese
Terrassen in 275—295 m N. N. Es sind die höchsten bis jetzt bekannten Mainter-
rassen. Wohl liegen diese Terrassen, ein Fluszgefälle halb so grosz wie das des
heutigen Mains voransgesefzt, im Vergleich zu den oberphozänen Terrassen des
Rheinengtals etwas zu niedrig. Aber das würde nur darauf hin deuten dasz die
Odenwald-Spessart Scholle seit dem Oberpliozän rund 25 m weniger gehoben
worden ist, als dieser Teil des Rheinischen Schiefergebirges, gegen welche An-
nahme übrigens nichts spricht.

2°. Zu dieser Terrassengruppe gehören zwei Mainschotter tragende Ter-
rassen, welche ziemlich weit vom Mainzer Becken entfernt liegen (man siehe fig. 3)
Es sind:

Tal war sehr breit und streckte sich noch weit nach Norden aus, oder das Tal
war verhältnismäszig schmal und lag südlich vom Gebiet, dasz wir heute den
östlichen Teil des Mainzer Beckens nennen. Beiden Erklärungen liegt aber wesent-
lich die selbe Anschauung zu Grund. Ob man annimmt, dasz dieser Flusz schmal
war, oder dasz man annimmt dasz er breit war, das weit südliche Vorkommen
dieser Terrassen zeigt in beiden Fällen klar die Unabhängigkeit des Fluszlaufes
von der Tektonik des östlichen Teiles des Mainzer Beckens.

Es macht den Eindruck, als wären überhaupt im Hanau-Seligenstädter
und Aschaffenburger Becken noch keine tektonischen Bewegungen da. In diesem
Fluszlauf ist noch gar keine Andeutung der anziehenden Kraft möglicher tekto-
nischer Bewegungen im östlichen Teile des Beckens.

Diese Erscheinung fällt desto mehr auf, wenn man den aus der 160—180 m-
Terrassengruppe rekonstruierten Fluszlauf vergleicht met dem Fluszlauf, welcher

sich in den verlauf der 120—140 m-Terrassen wiederspiegelt. Der 160—180 m
Flusz waz bei Obernburg nach Westen umgebogen. Der 120—140 m-Flusz
ging über Obernburg weiter nach Norden bis in der Gegend von Grosz Ostheim—
Pflaunheim und setzte erst von hier ab seinen Lauf in westhche Richtung fort.

Zur Zeit der Entstehung des 160—180 m-Flusses war also in diesem Teil des
Beckens anscheinend noch vollständige tektonische Ruhe. Zur Zeit der Ent-
stehung des 120—140 m Talbodens wirkt anscheinend die Tektonik schon
etwas mehr richtungbestim.mend und anziehend auf die Fluszrichtung des
Unteren Mains (siehe fig. 3)

Nimmt man an, dasz diese tektonischen Bewegungen am Ende des Ober-
pliozäns einsetzten, dann musz also die 120—140 m-Terrasse die äheste diluviale
Terrasse sein und demnach der Patersberger Stufe der Rheinischen Haupt-
terrasse gleich gesetzt werden.

Fürht man diesen Vergleich noch etwas weiter durch, dann fällt wieder die
grosze Aehnlichkeit der Verhältnisse im nördhchsten Odenwalde mit denjenigen
des Rheinengtals auf.

Im Rheinengtal ein sehr breiter Talboden des oberpliozänen Flusses, dann
folgen die viel schmaleren Patersberger- und Loreley-Stufen der Hauptterrasse;
also auch hier anscheinend eine sehr lange Zeit der tektonischen Ruhe, so dasz
ein breites Tal ausgebildet werden konnte, gefolgt durch ein Stärker-Werden der
tektonischen Bewegungen (in Casu der Heraushebung) und ein Kürzer-Werden
der Perioden der tektonischen Ruhe, was sich beides in dem Schmäler-Werden
der Hauptterrassen den Oberpliozän-Terrassen gegenüber manifestiert.

Diese grosze Aehnlichkeit der VerhäUnisse im Rheinengtal mit den Er-
scheinungen in der Gegend des Maintrichters veranlassen mich, die 160—180
m-Terrasse des Mains als Oberpliozän zu betrachten, und die 120—140 m-
Mainterrasse als aequivalent der Patersberger Stufe der Rheinischen Haupt-
terrasse auf zu fassen.

Bis jetzt habe ich absichtlich nur von einer Oberpliozän-Terrasse des Rhein-
engtals gesprochen und nicht von der Kieseloolith-Terrasse. Gallade hat ver-
sucht, im westlichen Taunus eine OberpHozäne Terrasse in 300 m N.N. zu trennen
von einer Unterpliozänen Terrasse (=Kieseloolith-Stufe), welche in rund 330 m
hegen soll. Eine solche Trennung dieser zwei so eng verbundenen und vertikal so
wenig verschiedenen Terrassen in dieser absoluten Höhe scheint mir nicht
zweckmäszig zu sein. Mit Mordziol könnte man dann diese in 300—330mN.N.
hegenden Terrassen als Unterphozän bezeichnen. Mordziols ParalleHsierung der
Kieseloohthterrassen mit den ebenfalls Kieseloolithe führenden Dinotherien-
sanden von Eppelsheim ist aber keinesweges absolut bewiesen. Die Möglichkeit
von zwei gesonderten Kieseloolithhorizonten ist immer noch vorhanden, und
diese Auffassung wird noch wahrscheinlicher gemacht durch die Beobachtungen,
welche Jurasky (nr. 43) im Ruhrtalgraben gemacht hat. In dem Ruhrtalgraben,
treten Braunkohlenflözchen in der Kieseloolithstufe eingeschaltet auf, welche
Stufe hier eine Mächtigkeit von mehreren hundert Meter erreicht und nach
Wuhstorf, Fliegel, Kaiser, Holzapfel u.a. ein unterpliozänes Alter
haben würde. Jurasky konnte nun in diesen Braunkohlen das Vorkommen

einer groszen Anzahl von Pahnenfesten nachweisen, welche ihn veranlaszten
diese Flözchen als miozän zu betrachten ^o).

Jedenfalls scheint also der Schlusz gerechtfertigt zu sein, dasz die Möglich-
keit besteht, dasz in post-oligozänen Schichten einige, zeitlich von einander
getrennte Kieseloohthstufen auftreten, und dasz also die Kieseloolithe nicht mehr
als Leitgestein das Unterpliozäns dienen können.

Ich glaube daher auch, dasz nichts dagegen spricht, diese 300—330 m
Terrassen des Rheintales, welche bei Reitzenhain u.a. Buntsandsteingerölle
und Lydite führen (man siehe Oestreich nr. 90 u. 91), mit den in 275—295 m N.N.
gelegenen Mainterrassen des nördlichsten Odenwaldes, als Oberpliozän zu be-
zeichnen und sie als einander aequivalent zu betrachten.

Die 100 m-Terrassengruppe des unteren Maintales scheint mir der Loreley-
Stufe der Rheinischen Hauptterrasse zu entsprechen. In der Gruppe der (75—85)
m-Terrassen des Mains sehe ich die Stufe, welche Wagner (nr. 146) für das
Unter-Nahegebiet als unterste Stufe der Hauptterrasse ausgeschieden hat. Sie
liegt am Nahetal rund 70—85 m über de Fluszspiegel.

Diese Einteilung in Oberpliozän- und Hauptterrassen geht also von der
Voraussetzung aus, das die Spessart-Odenwald Scholle sowie auch das Nahe-
gebiet seit dem Oberpliozän im Allgemeinen eine etwas geringere Heraushebung
erfahren hat, als das Rheinische Schiefergebirge, (siehe Kap. 2 S. 24 ff.).
Diese Voraussetzung trägt selbstverständlich ein etwas spekulatives Element
in sich, weil bei den groszen Hiaten in der Längserstreckung der jetzt noch vor-
handenen Terrassen eine genaue Verfolgung dieser Terrassen unmöglich ist und-
deswegen auch die Richtigkeit dieser Voraussetzung nicht absolut zu beweisen
sein dürfte. Dasz deswegen auch die Benennung der Terrassen nach ihrer rela-
tiven Höhe nur lokalen Wert hat und nur für die Umgebung des östlichen
Teil des Beckens gilt, ist klar. Diese Namen werden denn auch nur als Lokal-
nahmen beibehalten; schon für die Verhältnisse am Südrande des Taunus treffen
sie nicht mehr ganz zu.

Die 50—60 m-, dei 30—35 m-, die 20 m- und die 10—12 m-Terrassen sind
in Analogie mit der von Wagner für die Nahe gegebenen Einteilung, als Mittel-
terrassen zu bezeichnen, sind also mittel- und jungdiluvialen Alters. In der
Folge werden die oberpliozänen Terrassen, als O-Stufen, die Haupterrassen
als H-Stufen, und die Mittelterrassen als M-Stufen bezeichnet.

Henkel und Schrepfer haben bereits die 55 m-Terrasse den Mosbacher
Sauden zur Seite gestellt, und Schrepfer glaubt auch die 35 m-Terrasse, ihrer
Höhelage nach, mit diesen Sauden parallelisieren zu können. Auch Schott ler
hat auf Blatt Seligenstadt eine Mosbacher Stufe abgetrennt. Diese verschiedenen
Parallelisierungen sind aber aus verschiedenen Gründen nicht ohne weiteres
möglich.

1®. Als Mosbacher Stufe haben Steuer und Lepplaauf den Blättern
Wiesbaden-Kastel und Hochheim-Raunheim eine Terrasse bezeichnet, welche bei
Biebrich-Mosbach in rund 110 m N.N. anfängt, um nördlich von Breckenheim
eine Höhe von 210 m N.N. zu erreichen. Dazu ist zu bemerken, dasz eine Terrasse

in der Höhendifferenzen von 90—100 m möglich sind, selbstverständlich für
eine Terrassensystematik nicht sehr brauchbar ist.

^ 2°. Anscheinend hat Leppla bei dieser Terrasseneinteilung die palaeon-
tologischen Funde zu wenig berücksichtigt. Er rechnet diese Terrasse zur mittleren
Terrassengruppe. Diese Stufe musz also mitteldiluvialen Alters sein. Ein Teil
der gefundenen Fossilien gehört aber ziemhch sicher dem Aeltesten Diluvium
an. Herr Prof. Dr. Schmidtgen teilte mir freundlicherweise mit dasz die als
Mosbacher Sande Sensu strictu in der Literatur bekannten Ablagerungen nicht
eine einheitliche und in verhältnismäszig kurzer Zeit entstandene Formation
sind, sondern aus drei verschiedenen, palaeontologisch gut characterisierten
Horizonten besten.

Der Name: Mosbacher Sande ist also ein Sammelbegriff, und charak-
terisiert, eben so wenig wie der Name ,,Antiquus-Terrassequot;, die richtigen Ver-
hältnisse. Die drei Horizonte, welche sich in diesen Sanden feststellen lassen,
sind die folgenden:

Durch die Funde von u.a. Elephas trogontherium meridionahs ist also wohl
bewiesen dasz die unterste dieser drei Abteilungen sicherlich wenigstens der
ältesten Stufe der Rheinischen Hauptterrasse oder der Oberpliozänterrasse
gleich zu setzen ist^i). Man musz also wohl annehmen, dasz zur nämhchen
Zeit, als Gebiete, wo wir heute diese Stufe der Hauptterrasse in normaler Höhe
finden, herausgehoben wurden, die nächste Umgegend von Wiesbaden (Wies-
badener Bucht), als Ausläufer des Oberrheingrabens zurück Wieb, dasz diese
Bucht wenigstens während eines Teiles der ältesten Diluvialzeit unter dem Niveau
des Fluszspiegels lag, wodurch dieser älteste Horizont der Mosbacher Sande zur
Ablagerung kommen konnte. Dasz diese Knochen von Elephas trogontherium
meridionalis hier in primärer Lagerstätte liegen, wird meiner Meinung nach wohl
bewiesen durch die Tatsache, dasz jeder neue Knochenfund immer in strenger
Regelmäszigkeit einen neuen Beweis für diese Dreiteilung der Mosbacher Sande
hefert.

3°. Drittens ist eine einfache Parallelisierang der 55 m-Terrasse des Maineng-
tals mit Terrassen am Südrande des Taunus in der Wiesbadener Gegend nicht
durch zu führen, weil hier die Aufschüttung, welche einmal im Mainengtal bei
Miltenberg bis etwa 170 m N.N. reichte, eine Höhe von rund 145—150 m er-
reicht haben musz. Eine Terrasse, welche am Taunusrande also in rund 50—60
m über den Main lag, musz von dieser Aufschüttung, welche mindestens bis 65
m relativer Höhe (über dem heutigen Main) hier das Becken aufgefüllt hat,
überdeckt geworden sein.

55 m über dem Flusz beobachten, am Taunusrande, seit ihrer Entstehung, eine
gröszere Heraushebung erfahren haben, als in der Spessart-Odenwald Scholle
genau so wie es bei den Oberpliozän-und Hauptterrassen der Fall ist, dann
musz das Aequivalent der 55 m-Terrasse des Mainengtals am Südrande des
Taunus in rund 160—170 m N.N. vorkommen. Jedenfalls sind diese Verhält-
nisse ziemlich schwierig und werden noch komplizierter gemacht durch die
Tatsache, dasz bei einer Aufschüttung, welche im Zentrum des Beckens schon
bis 145 m N.N. reichte, die Sohlen der Seitentäler mit ihren Schuttkegeln viel
gröszere Höhen erreicht haben und diese Schuttkegel höchstwahrscheinlich
auch einen Teil dieser in rund 170 m N.N. liegenden Terrassen überschwemmt
haben müssen.

Wenn man dabei noch bemerkt, dasz ähnliche Erscheinungen der randlichen
Lage wegen auch bei der Anlage der älteren Terrassen am Südrande des
Taunus stattgefunden haben dürften, dann ist es wohl sehr begreiflich, dasz
eine scharfe Begrenzung der Terrassen hier kaum möglich ist.

4°. S c h o t tl e r rechnet in seinen Erläuterungen zu Blatt Seligenstadt der
Hess. Geol. Spezialkarte, Terrassen, welche meiner Meinung nach sehr verschie-
denaltrig sind, zur Mosbacher Stufe.

h. Die in rund 125—143 m N.N. links des Mains liegenden Schotterterrassen
(Mainmaterial) in der Gegend von Seligenstadt.

Meiner Meinung nach dürften diese Terrassen nicht zusammenfaszt werden;
sie lassen sich folgenderweise einteilen:

Der Sachsenhäuserberg, und der Steinberg sind als gleichaltrig zu be-
trachten. Wie schon aus einander gesetzt, nehme ich an, dasz im östlichen Teil
des Beckens die Mainaufschüttung auch wenigstens diese Höhe erreicht hat.

Der Bieberer Berg gehört mit verschiedenen anderen, in ungefähr gleicher
relativen Höhe vorkommenden Fels- and Schotterterrassen zur 30—35 m-
Terrasse. Die, die Trappdecke von Grosz-Steinheim und Dietesheim über-
lagernden Mainschotter gehören mit den Terrassen des Abtswalds bei Kl. Ostheim
zur 20 m-Terrasse.

Ebenso fällt morphologisch die von Leppla und Steuer als Mosbacher
Stufe bezeichnete Terrasse am Südrande des Taunus in wenigstens 3 Terrassen
aus einander.

a. Die in 210 und 190 m N.N. liegenden Loreley- und jüngste Stufe der
Hauptterrasse.

h. Die in rund 170 m liegenden Terrassen (Aequivalente der 55 m-Terrasse
des Mainengtals).

c. Die in rund 145—150 m liegenden Terrassen, welche die obere Grenze
der bekannten Aufschüttung darstellen and gleichaltrig sind mit den
in rund 145 m N.N. liegenden Mainschottern im östhchen Teil des Beckens
(Zellhausen 143 m N.N.).

Sie sind ungefähr gleichaltrig mit der 35 m-Terrasse des Mainengtals
(und den in rund 170 m N.N. liegenden Sauden von Grosz-Heubach.)

Die Begriffe Mosbacher Stufe bei Lep p 1 a und Steuer und bei Schottler
decken einander also nicht, während auch stratigraphisch-palaeontologisch der
Name „Mosbacher Sandequot; oder\',,Antiquus-Stufequot; (nach Kinkelin) wenig aussagt
oder nicht zutrifft.

Die Grenze zwischen der höchsten in dieser Aufschüttung eingeschnittenen
Terrasse, der 35 m Terrasse, nach oben und unten ist gewöhnlich unscharf
und es sind vor allen Dingen einige schön entwickelte Felsterrassen in diesem
Niveau, welche eine einigermaszen genaue Begrenzung ermöglichen, und welche
es sicher stellen, dasz auch im Becken diese Terrasse einmal deutlich morpholo-
gisch hervortrat.

Sind in dem zentralen Abschnitt des östlichen Teils des Beckens, z.B. bei
Zellhausen, noch Mainsande als Reste der mitteldiluvialen Aufschüttung in
rund 145 m N.N. vorhanden, anders ist es in der Grosz-Gerauer Gegend. Hier
kommen diese Mainsande nur noch vereinzelt bis 120 m N.N. vor, was ungefähr
15 m unter den Betrag bleibt, welchen man den Verhältnissen des östhchen
Teils des Beckens gegenüber erwarten möchte. Diese Erscheinung ist in erster
Linie zurück zu führen auf die tektonischen Bewegungen, welche die Grosz-
Gerauer Gegend nach Ablagerung dieser Aufschüttungen erfahren hat und noch
erfährt, und welche einen Ausraum in diesem dem Rhein so nahe liegendem
Gebiet hervor gerufen haben.

Kinkelin, Leppla und Steuer, und Schottler haben alle auf ihre
Weise eine Kelsterbacher-Stufe in ihre Terrasseneinteilung aufgenommen.

Um mit Kinkelin (nr. 92) anzufangen; so versteht er unter diese Terrasse
eine Stufe, welche analog den Verhältnissen bei Kelsterbach in ungefähr 20 m
relativer Höhe liegt, keine Löszdecke trägt und (nach ihm) deswegen jünger ist
als seine Primigeniusstufe, welche in 4—20 m rel. Höhe vorkommt.

Er führt diese Erscheinung auf Senkungen der mit Lösz bedeckten Terrassen
zurück (nr. 92 S 281), was wohl befremdend ist,

Leppla und Steuer haben diese Trennung in Primigenius-Stufe und Kel-
sterbacher Stufe fallen gelassen (siehe die Blätter W^iesbaden-Kastel und Raunheim-
Hochheim), und alle in -f- (5—22) m liegenden Terrassen und auch die morpho-
logisch nicht als Terrasse vorkommenden Mainschotter in dieser relativen Höhe
als Kelsterbacher Stufe bezeichnet. Daneben unterscheiden sie noch eine in rund
5 m rel. Höhe gelegene Raunheimer Stufe als jüngste Diluvialterrasse, während
schlieszhch Schottler (Bl. Seligenstadt) seine Kelsterbacher Stufe vorkommen
läszt in rund 5—12 m über den Main.

Meine 5 m-Terrasse fällt also zusammen mit der Raunheimerstufe von
Leppla, Steuer und Schottler.

Die 5 m-Terrasse und 10 m.-Terrasse fallen zusammen mit der Nieder-
terrasse (jungdiluviale Terrasse), welche Wagner für das Nahetal unterscheidet,
während meine 10 m- und 20 m.-Terrasse mehr oder weniger zusammenfällt
mit der Kelsterbacher Stufe Kinkelins und Leppla\'s. Das Vorkommen
von Elephas primigenius in den untersten drei Terrassen, also in der 5 m.-,
10 m-. und 20 m.-Terrasse, führen zu einer weiteren Fragestellung: Wie passen
sich die Elephas primigenius-führenden Sande und Schotter in die älteren
Aufschotterungen ein, oder anders ausgedrückt: Wie verhalten sich die ver-
schiedenen mittel-bis jung-diluvialen Aufschotterungen zu einander?

Dabei gibt er verschiedene Möglichkeiten, wovon zwei hier erwähnt
werden mögen,

A.nbsp;Eine einheitliche Auf Schotterung bis rund 145 m N.N., worin nach-
träglich die 35 m.-, die 20 m.-, die 10 m.- und die 5 m.-Terrasse abgestuft wurden,
ohne dasz dabei aber sehr viel neues Sand- und Schottermaterial auf den einzelnen
Stufen abgelagert wurde. Dafür scheint mir das geschlossene Vorkommen von
Eleph. primigenius nicht zu sprechen. Vielmehr deutet das auf die folgende
Genese hin;

B.nbsp;Zwei grosze Aufschüttungen: nämlich erstens die schon unter A.
genannte, zweitens, die mit Elephas primigenius, welche nach teilweisem Aus-
raum der ersten Aufschüttung, die so geschaffene Rinne im Becken wieder bis
rund 20 m rel. Höhe auffüllte.

Diese Terrassen konnte ich im nördlichen Odenwalde an vier Stellen nach-
weisen.

Iq. An den Sommerhallen, südwestlich der Mümling-Mündung, ungefähr
südlich vom Dorf Eisenbach an der Mümhng.

Am Abhang des Sommerbergs, etwa 60—70 m vom Waldrand, konnte
ich links des NO/SW laufenden Feldwegs auf einigen Aeckern sehr vereinzelt
einige Buntsandstein- und Quarzschotter nebst einigen Kieselschiefergeröllen
finden. Weil in dieser Höhe von rund 270 m N.N. morphologisch keine Terrasse
vorhanden ist, nehme ich an, dasz diese Schotter von einer in rund 280—290
m N.N. liegenden kleinen bewaldeten Terrasse am Abhang des Sommerbergs
herrühren.

Südlich von dieser Terrasse, nördlich von der Linie Wörth-Seckmauern,
liegt eine morphologisch deutliche Terrasse in rund 280—290 m N.N., auf welcher
ich einige kleine Muschelkalk-Gerölle feststellen konnte.

3o. Am Dietersberg, nordwestlich von Eisenbach östlich von Mömhngen,
in rund 285 m N.N. Hier konnte ich an der äuszersten Grenze der westlichen
Quellmulde des Teufelslochgrabens Schotter feststellen.

In dieser fast immer trocknen Quellmulde haben die Gewässer am Nord-
rande eine kleine Steilkante in der Löszdecke hervorgerufen, und dadurch an-
scheinend diese nur innerhalb einer Oberfläche von kaum 300 m^ sehr häufig
vorkommenden, meist kleinen Mainschotter freigelegt. Alle Mainschotter, näm-
hch Lydite, Quarz- und Quarzitschotter, Buntsandstein- und Muschelkalkgerölle,
konnte ich finden. Nur Hornsteine konnte ich an dieser Stelle nicht nachweisen.

Am Irrstall, östlich von Klein-Umstadt und Kleestadt in rund 270 m N.N.
Sehr, sehr vereinzelt kann man auf den in Kultur genommenen, in rund 260—270
m liegenden Umgebung dieses Berges, öfters sehr schön polierte Maingerölle
finden, u.a. konnte ich hier einige Hornsteine feststehen. Der etwas höher liegende
Neuberg, südlich vom Irrstall, ergab sich als vollkommen schotterfrei.

Im Spessart und in der Wetterau habe ich nirgends Mainterrassen in dieser
Höhenlage feststellen können. Wir finden sie erst wieder am Südrande des Taunus
in 280—330 m N.N.,wo selbstverständlich, der randlichen Lage und der dadurch
erfolgten stauenden Wirkung der Taunus-Bäche wegen, keine Maingerölle zu finden
sind. Gallade erwähnt von diesen Terrassen das vereinzelte Vorkommen von
Kieseloolithen. Ich selbst konnte meistens nur die Begleitgerölle der Kieseloolithe
feststellen. Für die genaue Beschreibung dieser Terrassen am Taunusrande kann
übrigens nach der Galla de sehe Arbeit (nr. 18) verwiesen werden.

Wie schon in Kapitel 2 bemerkt wurde, ist nicht vollkommen sicher zu ermit-
teln, ob diese Terrasse zwischen Bingen und TrechtHngshausen eine Aufbiegung
erfahren hat.

Anschlieszend an das, was schon am Anfang dieses Kapitels über cHese Ter-
rasse gesagt ist, musz man der Lage dieser Terrassen nach annehmen, dasz zu dieser
Zeit das Aschaffenburger Becken sicher noch nicht bestand, und hier also ein
Aequivalent dieser Terrassen unter den mitteldiluvialen Fluszablagerungen nicht
zu suchen ist. Anders liegt der Fall bei der Luisa-Flörsheimer Scholle. Unter der
Annahme, dasz nicht allein diese Scholle die gröszte Senkung erfuhr, sondern dasz
hier auch die tektonischen Bewegungen des Mainzer-Beckenser was früher ein-
setzten, als im\'östlichen Teile, bedeutet das also, dasz ein Teil der tieferen Schich-
ten dieses Luisa-Flörsheimer Beckens, welche bis jetzt als OberpHozän galten,
welche ich aber grösztenteils als diluvialen Alters ansehe, diesen Terrassen des
Odenwaldes und des Taunus gleich zu setzen sind. Schlieszlich sind die untersten
Schichten der Mosbacher Sande, auf Grund der Funde van.Mastodon arver-
neusis und anderen pHozänen Formen mit den Kieseloolithschottern Rheinhes-
sens als gleichaltrig auf zu fassen. So Hegen die Reste des oberpliozänen Tal-
bodens heute in sehr verschiedener Höhenlage vor uns.

Die Hj-Stufe Hegt im nördlichen Odenwald in rund 230—255 m NN., (rela-
tive Höhe 120—145 m).

Die Hj-Stufe kommt hier in 200—225 m (rel. H. 90—115 m) vor, während
die Hg-Stufe in rund 180—190 m N.N. (rel. Höhe 70—80 m) Hegt.

Zwei kleine Terrassen nördhch vom Angelhof (Steinbachtal) in 240—250
m (Hj-Stufe) und 220 m (Hg-Stufe). Südlich von Eisenbach 2 breite Ter-
rassen in 210—225 m (Hunger Berg und südhch des Bäckers Bergs) und
eine Terrasse in rund 240 m N.N. (Waldhaus, östlich des Sommerhallen-
Grabens).

Zwei schöne Terrassen der H^-Stufe in 243 m (Rauschenberg) und 255 m.
(Hasenstockberg) (fig. 7.)

Schrepfer konnte auf diesen Terrassen nur Buntsandstein- und Muschel-
kalkgerölle feststellen. Auch hier sind aber alle Maingerölle (auch Lydite
und Hornsteine, sei es auch sehr dürftig) vorhanden.

Auch die etwas mehr nördlich in 245—250 m N.N. liegenden Ter-
rassen, welche bewaldet sind (Hasensprung Berg, Körbel Rain, Dornberg)
gehören der Hj-Stufe an. Oestlich von Wenigumstadt, in der Umgebung
des Lansenbergs, der Hinteren Ruhe und der St. Wendelins Höhe,
musz zur Hj-Zeit die Mündung der Mömhng in den Main gelegen haben.

Auf den in Kultur genommenen Teilen der Terrassen nördlich von St.
Wendelin (P. 236) konnte wiederum eine sehr dürftige Streuung von
Maingeröllen festgestellt werden.

Die folgenden, in 200—220 m liegenden Terrassen der Hg-Stufe, welche
z. T. schon von Schrepfer erwähnt worden sind, sind in dieser Gegend vor-
handen: Brückenberg, P. 221, Main Höllenberg, Dornberg (westlich von
Obernburg), und Farrenberg (südlich von Grosz Ostheim). Die Hg-Stufe
tritt hier nur südhch von Grosz Ostheim in 190 m N.N. auf (St. Anna
Kapellenberg).

Zwischen Wenigumstadt und Klein-Ostheim treten noch einige Terrassen der
Hj-Stufe auf, welche hier in rund 230—240 m N.N. liegen (u. a. auf dem
Spitzberg süd-östlich von Schlierbach). Sie sind vielfach durch eine oft
mächtige Löszdecke verhüllt.

Südlich von Schaafheim: Einige Terrassen in 175—200 m N.N. (rel. Höhe 75—100
m), welche der Hg-Stufe angehören. Es sind u. a. der Homertsberg, der
Binselberg. Alle Maingerölle konnte ich hier, sei es auch in sehr dürftiger
Streuung, feststellen.

Vom Westrande des Spessarts sind die folgenden Hauptterrassen zu erwähnen
(oberphozäne Terrassen fehlen vollständig):

Südlich vom Aschaffenburger Becken treten u.a. die folgenden Terrassen
auf, welche grösztenteils der Hg-Stufe angehören. Sie sind schon von Schrepfer

erwähnt worden. Es sind u. a. der Obernauer Wald, der Bisch Berg, der Pisam
Berg (rel. Höhe 80—90 m).

Nördlich vom Aschaffenburger Becken setzt die Hg-Stufe sich weiter fort.
Oestlich vom Bahnhof Klein Ostheim konnte ich eine in 170—190 m N.N. (rel.
Höhe 70—90 m) Hegende Terrasse feststellen. Auf dem nicht bewaldeten Teil
dieser Terrasse lassen sich alle Maingeröhe finden. Weiter nördlich am Habsch-
neck und Ochsenkopf setzt sich dieses Niveau fort. Wie schon bemerkt wurde,
scheint der Main zur Hj-Zeit nicht über die nähere Umgebung von Aschaffenburg
hinweggegangen zu sein, sondern hat er ein mehr südwestlich gelegenes Bett
eingehalten (siehe auch S. 33 ff).

Am Rande des Plateau\'s ,,Hohe Straszequot; konnte ich keine Mainterrassen aus
der Hauptterrassenzeit nachweisen. Hier wird aber der Beweis einer diluvialen
Heraushebung dieses Gebiets von wenigstens 80 m beigebracht durch das Vor-
handensein einer Hauptterrasse der Kinzig, nordwestlich von Seckbach (Heili-
genstock) in 170—180 m N.N. (Man vergleiche S. 44).

Hier sind keine Mainschotter in den Hauptterrassen vorhanden. Die
stauende Wirkung der Taunusbäche (Schwarzbach, Weilbach usw.) musz
der Main südwärts abgedrängt haben.

Die Schuttkegel, welche in der Umgebung von Hofheim, Marxheim und
Diedenbergen auftreten und welche lediglich Taunusschotter führen, sind
als Aequivalent der Hauptterrassen auf zu fassen (Man vergl. auch nr. 151
S. 234).

Dasz es in dieser Gegend pliozäne Schottermassen in primärer Lagerung
(man vergleiche Blatt Hochheim-Raunheim und Blatt Wiesbaden-Kastel
der Hess, und Preusz. Geol. Spezialkarte) in 180 bis 280 m N.N. geben
sollte, scheint mir nicht annehmbar. Wenz hebt m. E. mit Recht hervor,
dasz diese groszen Massen von Taunusschottern ihre Entstehung der
starken Absenkung des Vorlandes in altdiluvialer Zeit verdanken (nr. 151)
S. 234).

Die Mainschotter, welche nördlich von Breckenheim in rund 190—210
m N.N. vorhanden sein sollen (Blatt Hochheim Raunheim), konnte ich
nicht finden. Auch die morphologisch deutlich hervortretenden Terrassen
nördlich von Igstadt und Bierstadt sind nur von Taunusmaterial bedeckt.
Erst von der Umgebung von Wiesbaden an ist es möglich eine genauere
Einteilung der Hauptterrassen durchzuführen. Die H^-Stufe liegt in dieser
Gegend in rund 250—280 m N.N., die Hg-Stufe in 200—240 m N.N., die
Hg-Stufe in 180—200 m N.N. Hier kommen besonders auf den Hg-Ter-
rassen, jedoch, wenn auch meistens sehr dürftig, auch auf den Terrassen
der Hg-Stufe Main-Rheingerölle vor.

Terrasse in 245—270 m N.N. (rel. Höhe 160—180 m) im Wiesbadener
Wald, der Weisze Berg (240—260 m N.N.), und eine Terrasse in 250—260
m N.N. im Schiersteiner Wald. Eine Terrasse (Spitzer Stein) in rund
240—255 m N.N. östlich von Frauenstein.

Einige Terrassen in 250—270 m N.N. zwischen Rauenthal und Kie-
drich, nämhch die Bubenhäuser Höhen, der Buchwald Kopf, der Rausch
(im EltviUer Wald) und der Dicknet.

Zwei kleine Terrassen in 250—260 m NN (rel. Höhe 170—180 m)
an der Strasze von Johannisberg nacht Stephanshausen.

Eine Terrasse in 220—240 m nordwestlich und eine Terrasse in gleicher
Höhe östlich von Kloppenheim. Eine Terrasse in 210—215 m N.N.
(Bierstädter Warte) zwischen Bierstadt und Wiesbaden.

Eine Terrasse in 210—215 ni N.N., (rel. Höhe 120—130 m) an der
Nordgrenze von Wiesbaden (Hof Geisberg).

Eine breite Terrasse in 220—240 m N.N. bei Schlosz Freudenberg
(zwischen Dotzheim und Frauenstein). Der Leierkopf in 210 m N.N. Hier
konnte ich vereinzelte Muschelkalk- und Buntsandsteingerölle feststellen.

Eine Terrasse in 220—240 m N.N. im Nieder Wallufer Wald zwischen
Rauenstein und Neudorf.

Hier treten zahlreiche, nur von Taunusmaterial bedeckte und meistens
schmale Terrassen im geförderten Niveau auf. Eine scharfe morpholo-
gische Abgrenzung ist hier unmöglich.

Zwei Terrassen bei Johannisberg in 220—230 m N.N. (Dachsberg; quot;am
Müllerwäldchen).

Morphologisch deutlich hervortretende Terrassen in 190—200 m N.N.
in der Umgebung von Bierstadt (u. a. der Heiner Berg).

Eine Terrasse in 190—200 m beim Bahnhof Dotzheim.
Eine breite Terrasse in 190—200 m N.N. (rel. Höhe 105—115 m),
östlich von Frauenstein.

Hier ist eine morphologische Abtrennung dieser Stufe wieder unmöglich
gemacht durch die Schuttkegel der Taunus-bäche.
Zwischen Johannisberg und Rüdesheim.

Eine Terrasse 190—200 m N.N. (rel. Höhe 110—120 m) westlich von
Johannisberg.

Zwei Terrassen nordwestlich von Geisenheim in rund 200 m N.N. (u.a.
St. Hildegardis, Leideck).

Die letzten zwei Terrassen sind schon von Wagner in seiner Terrassen-
karte des Unteren Nahegebiets eingezeichnet worden (nr. 146).

Wie schon Gallade bemerkt, sind die Loreley- und Patersberger Stufe
(Hl- und Hg-Stufe) der Hauptterrasse am Taunusrande durchlaufend zu verfol-
gen. Mit Wagner füge ich dieser Einteilung noch eine dritte Stufe (die Hg-Stufe)
hinzu, welche im Untem-Nahetal so wie in der Umgebung des Maintrichters,
häufig vorkommt.

Eine auffällige Breite müszen die Hauptterrassen in der Wiesbadener Um-
gebung erreicht haben. Schon für die Mitteltertiärzeit kann hier mit Recht von
einer Wiesbadener Bucht gesprochen werden. Zur Altdiluvialzeit werden dann
die Cyrenenmergel usw. grösztenteils ausgeräumt, wobei Schollenbewegungen an
streichenden Verwerfungen eine Rolle spielen. Zur Mitteldiluvialzeit setzen sich
diese Senkungen in der Umgebung von Wiesbaden weiter fort, und bringen die
jetzt als untere Abteilung der Trogontheriensande von Biebrich-Mosbach be-
kannt stehenden Schichten in tiefere Lage.

Auch die Absenkung der Luisa-Flörsheimer Scholle musz grösztenteils zur
Alt- und Mitteldiluvialzeit erfolgt sein.

Die Aequivalente der Hauptterrassen der Randschollen sind in den beson-
deren Senken des Beckens unter den mittel- und jungdiluvialen Ablagerungen zu
suchen. Meiner Meinung nach sind die Hauptterrassenablagerungen älter als
die Trappdecke, welche erst am Anfang des Mitteldiluviums zur Ablagerung
kam, wie die Hauptterrasse der Kinzig bei Heiligenstock (nordöstlich von
Frankfurt) beweist, (man vergleiche Kap 3; die Trappdecke).

Resümierend kann noch gesagt werden, dasz durch die Verfolgung der
Hauptterrassen am Rande der Untermainebene nachgewiesen ist, dasz diese
Terrassen, im nördliche Odenwald, im westlichen Spessart und im südlichen
Taunus in einer konstanten absoluten Höhe von 190—260 m vorkommen.

Man musz also annehmen, dasz diese 3 Schollen zur Diluvialzeit eine unge-
fähr gleiche Heraushebung erfahren haben, während die Wetterau, nach anfäng-
lich etwas zurückgeblieben zu sein, seit dem Ende der Hauptterrassenzeit, eine
Heraushebung erfuhr welche ungefähr, eben zo grosz ist als die der anderen
Randschollen.

meinen in die Erläuterungen der geologischen Spezialkarten meistens sehr genau
beschrieben worden. Wie schon bemerkt wurde kann ich nicht annehmen, dasz
die in den zentralen Teilen des Beckens von dem Main und seiner Nebenflüszen
abgelagerten Sedimenten, welche heute, in rund 130—150 mNN liegen, alt-
diluvialen oder pliozänen Alters sind. Wenn Pliozän oder Altdiluvium da ist, musz
es hier infolge einer starken Senkung zur Alt- und Mitteldiluvialzeit viel tiefer
liegen. Diese eben genannten Ablagerungen bilden die normale Fortsetzung
der Terrassen, welche in 20—40 m über dem Fluszspiegel im Mainengtal vor-
kommen, und welche auch dort schon z. T. als reine Aufschüttungsterrassen
entwickelt sind. Sie sind sicher nicht älter als mitteldiluvial. Auch die Schutt-
kegel der kleineren und gröszeren Seitenbäche, welche am Rande des Spessarts,
der Taunus und des Odenwaldes bis zu einer Höhe von 200 m N N vorkommen,
sind mitteldiluvialen Alters.

Diese Terrasse ist im östlichen Teile des Beckens kaum erhalten, jedenfalls
nicht zu beobachten weil sie meistens unter den Ablagerungen der Seitenbäche
begraben ist. Nur bei Alzenau im unteren-Kahltal sind schöne Terrassen dieser
Stufe erhalten. Auch am Spessartrande südlich von Heiszerackerhof (am

Höhe 54 m). Auch der Sachsenhäuser Berg und der Steinberg bei Dietzenbach
(beide rund 148 m N. N. — rel. Höhe 52 m) sind dieser Stufe zuzurechnen. Am
Rande des Plateau\'s ,,Hohe Straszequot; lassen sich in der Umgebung von Oberissig-
heim, Ravolzhausen, Bruchköbel, Mittelbuchen und Wachenbuchen Terrassen in
rund 145—155 m N. N. (rund 50—55 m über dem Mainpegel) regelmäszig ver-
folgen. Bei Bruchköbel konnte ich auf den Aeckern in der Umgebung der
Sandgrube b\'ei der Fechenmühle einige schön gerundete Quarze, Buntsand-
steingerölle und sehr vereinzelt kleine Muschelkalkgerölle ^feststellen. Sonst
waren noch eckige und kantengerundete Gangquarze vorhanden. Auch bei
Mittelbuchen und bei Wachenbuchen lassen sich ähnliche Funde machen.

Morphologisch treten sie ziemlich deutlich hervor. Die Schotter sind wohl
nur von einer Kinzig oder Gründau herbeigeführt worden.

Oestlich von Wiesbaden: Südlich von Igstadt; die Platte (185 m N. N.) An der.
Strasse von Igstadt nach Bierstadt eine Terrasse in rund 180 m N. N.
Südlich von Bierstadt eine Terrasse in 170—180 mNN. Diese drei Ter-
rassen treten morphologisch deuthch hervor.

Von Wiesbaden bis Rüdesheim: Zwei Terrassen bei Dotzheim (südlich vom
Bahnhof in 170—185 m N. N. und am Exerzierplatz in 170—180 m N. N.)
Der Grossehub (177,4 m N. N. — rel. Höhe 90—95 m) westlich von Ober-
walluf.

Eine Terrasse ,,ani Neuhofquot; an der Strasse von Hattenheim nach Kloster
Eberbach. Einige Terrassen in 155—165 m N. N. (rel. Höhe 75—85 m)
zwischen Johannisberg und Rüdesheim (u. a. der Rotenberg, der Kilzberg).

Genetisch folgt nach Entstehung des Mj-Talbodens wieder eine Periode
starker vertikaler Erosion. Das Tal erreicht in der Mitteldiluvialzeit nahezu
seine heutige Gestaltung. Dann folgt die Reakkumulation des Tales und des
Beckens. Wie schon bemerkt wurde, musz das Becken bis ungefähr 140—145 m
N. N. mit Mainschotter und -sand aus dieser Zeit aufgefüllt gewesen sein.

Heute treffen wir diese Ablagerungen in den zentralen Teilen des Beckens
noch bis ungefähr 143 m N. N. (rel. Höhe rund 38 m) an. In der Umgebung von
Zellhausen treffen wir noch Mainsande bis 143 m N.N. an. Bei Pflaunheim
Sandgrube) erreichen die Mainsande dieselbe Höhe. Eine schöne Felsterrasse
der Mg-Stufe finden wir in dem Mariakapellenberg bei Klein-Ostheim. Sie ist
gleichzeitig Umlaufberg. (fig. 6). Auf dieser Terrasse lassen sich Mainschotter
finden. Am Rande des Spessarts sind die Schuttkegel, welche hier bis einer Höhe
von rund 200 m N. N. vorkommen, als gleichaltrig zu betrachten (fig. 5). Auch
der Bieberer Berg, eine Felsterrasse in 128 m N. N. (rel. Höhe 33 m), gehört dieser
Stufe an. In der Umgebung von Neu-Isenburg (siehe Klemm; Blatt Neu-
Isenburg der Hess. Geol. Sp. K.) treten Mainsande bis 130—135 m hoch auf
(rund 40-^5 m über dem Fluszspiegel). Am Südrande des Taunus liegen die
Mainsande der Mg-Stufe in rund 120—140 m N. N. Sie sind meistens von Taunus-
schottern bedeckt. Kinkelin (nr. 258-264) hat diese morphologisch meistens
deutlich hervortretenden Terrassen als Antiquus-Terrasse bezeichnet. Besser
ist sicher der Namen Trogontherium-Stufe, welchen Mordziol vorschlägt. Die
obersten zwei Abteilungen der Sande von Biebrich-Mosbach (mit Elephas tro-
gontherium primigenius und El. trogontherium trogontherium) gehören dieser
Mg-Stufe an. Herr Prof. Dr. Schmidtgen und Herr Bergrat Dr. Wagner waren
so freundlich mich darauf hin zu weisen, dasz die Möglichkeit sicher nicht aus-
geschlossen ist, dasz nachträgliche kleine Schollenbewegungen diese Terrasse
zerstückelt und in verschiedene Höhenlage gebracht haben.

Eine scharfe Abgrenzung der M^-, Mg- und M^-Stufen gegeneinander ist
meistens nicht gut möglich, weil nachträgliche Verschwemmung des Terrassen-
materials und die Verhüllung unter Flugsanddecken die Grenzen verwischt
haben.

De Mg- und M4-Stufen umfassen die Terrassen, welche Kinkelin mit dem
Namen Primigenius-Stufe bezeichnet hat. Auch die Kelsterbacher-Terrasse
ist dieser Stufe zu zu rechnen. Es sind meistens ziemlich breite Terrassen (wie
z. B. östlich von Frankfurt in der Umgebung von Wilhemsbad). Sie sind schon
von Kinkelin (nr. 51) und in den Erläuterungen der geologischen Spezial-
karten beschrieben worden.

Die Niederterrasse (4—6 m über den Fluszspiegel) läszt sich regelmäszig
den ganzen Fluszlauf entlang verfolgen.

Auf Grund der im Vorgehenden mitgeteilten Tatsachen soll jetzt ver-
sucht werden, den oberpliozän-diluvialen Entwickelungsgang des Beckens zu
rekonstruieren.

Zur Oberpliozänzeit liegt diese Landschaft vor uns als ein morphologisch
sehr flaches Becken. Est ist eine Periode tektonischer Ruhe oder wenigstens
von sehr geringen tektonischen Bewegungen. Ueberall in der Umgebung sind
zahlreiche breite Fluszterrassen und Einebnungsflächen in rund 290—
350 m N.N.vorhanden, welche diese Annahme wahrscheinhch machen (siehe
Kap. 5). Auch die Mächtigkeit der zu dieser Zeit im Becken abgelagerten Sande,
Schotter und Tone musz gering gewesen sein. Am Ende der Phozänzeit und
am Anfang der Diluvialzeit werden die tektonischen Bewegungen allmäh-
lich kräftiger. Zunächst haben die Flüsse noch die Gelegenheit sich breite Haupt-
terrassen zu schaffen, welche wir heute noch in den Randschollen in rund 200—
270 m N. N. beobachten können.

Es ist auch zu dieser Zeit dasz das Aschaffenburger Becken erst zu entstehen
anfängt. Aber erst nach der Bildung der verschiedenen Stufen der Hauptter-
rasse werden die tektonischen Bewegungen am kräftigsten. Im Rheinengtal
und im Mainengtal ist diese Periode deutlich gekennzeichnet durch die Tat-
sache, dasz die Hauptterrassen nach unten zu durch einen morphologisch schar-
fen Steilrand begrenzt sind. Auch die Absenkung des Luisa-Flörsheimer Beckens und
anderer Schollen (u. a. des Rheinhessischen Plateau\'s und von Teilen der Wies-
badener Umgebing musz grösztenteils am Anfang der Mitteldiluvialzeit erfolgt
sein. Das Plateau ,,Hohe Straszequot; hat anscheinend zur Hauptterrassenzeit eine
geringere Heraushebung erfahren als die Taunus- und Spessart-Odenwald
Schollen. Nach dem Entstehen der Hg-Stufe ist dieHeraushebung dieses Plateau\'s
ungefähr die selbe, als die der zwei anderen Schollen. Am Anfang der Mittel-
diluvialzeit folgt dann wieder eine kurze Periode tektonischer Ruhe, in der die
Mj-Stufe gebildet wird. Ungefähr zu dieser Zeit musz der jüngste Ausbruch des
Trapps vor sich gegangen sein. Dann folgt wieder eine Periode stärker Heraus-
hebung. Zur Mitteldiluvialzeit haben dann die Flüsze ihre Täler schon bis
unter das Niveau des heutigen Fluszspiegelsim anstehenden Gestein eingeschnitten.
Nach diesem Vorgang folgt eine Periode starker Aufschotterung in der die
Täler und das Becken aufgefüllt wurden. Im Becken musz diese Auffüllung
wenigstens eine Höhe von 140—150 m N. N. erreicht haben. Auch die Täler
müssen eine Auffüllung proportional derjenigen des Beckens erfahren haben.
Bis jetzt hat man die Bedeutung dieser mitteldiluvialen Reakkumulation der
Täler unterschätzt. Am Ende der Mitteldiluvialzeit und zur Jungdiluvialzeit folgt
dann eine phasenhafte Zerschneidung dieser Talauffülling, wobei Ausschneide-
leisten in der Felswand entstehen konnten. Im Allgemeinen glaube ich, dasz
das Entstehen von Terrassen zwei Ursachen haben kann, eine tektonische
und eine klimatologische. Zur Altdiluvialzeit und vor allem am Anfang der
Mitteldiluvialzeit sind es sich hauptsächlich die Bewegungen von verschie-
denen Schollen gegen einander, welche den stärksten Einflusz auf die Terrassen
bildung haben. Die Reakkumulation welche zur Mitteldiluvialzeit in aUen Tälern

dieser Umgebung und sicher auch in allen Tälern Mitteldeutschlands auftritt,
ist nur klimatologisch zu erklären.

Sie ist wie Schmidtgen und Wagner (nr 117 S. 30) es auch für die
35 m-Terrasse des Wiesbachs annehmen zur Risz-Eiszeit erfolgt.

Wir verzichten wieder auf die Behandlung der Niederterrasse und schreiten
anschlieszend an die Terrassen des Maintales fluszaufwärts vor.

Diese Stufe liegt in der Umgebung von Obernburg-Schaafheim als Main-
terrasse in rund 235—255 m N.N. Wir erwähnten schon den Hasenstockberg
(253 m), den Rauschenberg (243 m), P 237 bei St. Wendelin (östlich von, Pflaun-
heim) .

Geht man von der Altmauer Höhe (östlich von Mömlingen, rund 300mN.N.)
nach Mömlingen, dann kann man, in nord-nordwestlichen Richtung sehend, einen
morphologisch schön entwickelten Taltorso in rund 235—255 m N.N. beobachten.
Aus näheren Untersuchungen ergibt sich, dasz es sich hier um ein altes Mömling-
tal handelt. Von Mömlingen bis Wenigumstadt lassen sich eine Anzahl Terrassen
der Hi-Stufe nachweisen, welche bei P 236 (St. Wendelinshöhe) südlich von Pflaun-
heim in die gleichnamigen Terrassen des Maintales übergehen. Es sind:

Westlich von Mömlingen: Hunger Rain und Hasenberg in 240—255 m N.N.
Linke Talseite^); Reifenberg—Keilberg—Hardgrundwald in 235—250
m N.N.

Rothenbuschberg. Brunnberg in 240—250 m N.N.
Am Rothenbuschberg konnte ich schön gerundete Buntsandsteingerölle
und ein Muschelkalkgeröll feststellen.

fnördlich von Mömlingen) rechte Talseite: Lansenberg in 247 m N.N.
Hintere Ruhe in 236 m N.N.

Wenn man 120—130 m N.N. als Niveau des heutigen Fluszspiegels
in dieser Gegend annimmt, so liegen diese Terrassen in rund 120—135
m relativer Höhe.

Weiter stromaufwärts ist diese Stufe noch in den folgenden Terrassen
vertreten:

Linke Talseite; Am Abhang des Höchster Klosterwaldes eine lange
schmale Terrasse (P. 255,7) (relative Höhe rund 100 m).

Linke Talseite; Eine Schmale Terrasse in 260 m N.N. (rel. Höhe 90m)
am Abhang des Mönchbergs.

Linke Talseite; Eine kleine Terrasse in 260—270 m (rel. Höhe 85—90 m)
am Abhang des Hasenbaumbergs.

Rechte Talseite; Auf der Weinert (östlich v. Etzen—Gesäsz) eine breite
Terrasse in 260—270 m N.N. (rel. Höhe 90—100 m).
Am Mittelberg in 257—270 m N.N. (rel. Höhe 90—100 m).
An der Nordostgrenze der Ortschaft König eine Terrasse in 255—270 m
N.N. (rel. Höhe 90—100 m) an der Wörther Strasze.

Linke Talseite; Beim Tanneäcker eine breite Terrasse in 270—280 m
N.N. (rel. Höhe 80—90 m).

Linke Talseite; Ein Talsporn in 275—290 m N.N. (rel. Höhe 70 m) am
Abhang des Lohbergs.

Rechte Talseite; Eine Terrasse am Abhang des Kaltenbergs (Katzen-
klinges) in 290 m N.N.

Rechte Talseite; Nördlich von der Strasze nach Remhorn eine Ter-
rasse in rund 220—230 m N.N. (rel. Höhe 65 m).

Rechte Talseite; Eine Terrasse in 230—240 \'m N.N. (Sommerberg)
(rel. Höhe 70 m.)

Rechte Talseite; Am Mühlberg (240 m N.N.) eine Terrasse allmählich
übergehend in die in 260—270 m N.N. gelegene Terrasse (auf der Weinert)
der Hj-Stufe.

Rechte Talseite; An der Wörther Strasze-Terrassen in 230—240 m
N.N. (rel. Höhe 60—70 m).

Linke Talseite; Eine Terrasse in 250—260 m N.N. (rel. Höhe 55—65
m) am Kiesberg und am Kätzengraben.

Rechte Talseite: Südhch vom Maarbach an der Kohlwiese eine Terrasse
in 247—260 m N.N. (rel. Höhe 50—63 m). Am Wingertsweg eine.breite
Terrasse in gleicher Höhe.

Rechte Talseite: Eine breite Terrasse in 250—265 m N.N. (rel. Höhe
50—65 m).

Michelstadt der Hessischen Geologischen Spezialkarte) beobachtet und seinerzeit
als Moränenmaterial gedeutet worden.

Es sind nur Buntsandstein-Gerölle und Buntsandsteinblöcke, von der Müm-
ling und ihren Seitenbächen herbeigeführt, wechsellagernd mit gebleichten
Sauden und weiszblauen Tonen.

Bei Dort Erbach liegt eine der wenigen Stellen in der Umgebung Frank-
furts, wo man Karsterscheinungen beobachten kann. In einer Tongrube nördlich
von dieser Ortschaft wird die horizontale Lagerung der Sande, Tone und Schotter
stellenweise durch ziemlich steilgerichtete, trichterförmig gelagerte Schotter-
massen unterbrochen, welche nach der Aussage des Grubenbezitzers (dem ich
an dieser Stelle noch einmal meinen besten Dank sage) in Klüften des Muschel-
kalks verschwinden. Es war vor allem wohl das Profil dieser Grube, das Klemm
(Erl. Bl. Michelstadt) zu dem Gedanken einer phozänen Vereisung des Odenwaldes
führte. Diese Ablagerungen sind aber sicher diluvial, und die unregelmäszige
Lagerung findet als Karsterscheinung eine plausibele Erklärung.

Linke Talseite; Eine Terrasse am Abhang des Holz-Berges in 180 m
N.N. (rel Höhe 50 m).

Rechte Talseite; Eine grosze Aufschüttungs-terrasse in 160—190 m
N.N. (rel. Höhe 13—50 m).

Diese Terrasse ist z. T. mit stark verlehmtem Lösz bedeckt. Nach
Aussage eines Bewohners der Ortschaft Breitenbach waren früher in der
jetzt nicht mehr in Betrieb befindlichen Sandgrube braune, weisze und
rote Sande und Schotter, unterbrochen durch Streifen von weiszblauem
Ton zu beobachten.

Rechte Talseite; Eine schmale Terrasse am Abhang des Tannches-
berges in rund 180 m N.N. (rel. Höhe 40 m).

Linke Talseite; Ein schmaler Talsporn am Abhang des Spitzberges in
180—200 m N.N. (rel. Höhe 30—50 m).

Linke Talseite; Eine Terrasse am Abhang des Sommerberges in rund
200 m N.N. (rel. Höhe 30 m).

Eine schöne Terrasse in 180—210 m N.N. (an der Wörther Strasze)
(rel. Höhe 10—40 m). Etwas weiter nördhch am Weilbachstrich und am
Gickelsgraben eine Terrasse in 180—200 m N.N. (rel. Höhe 10—30 m).

Eine schöne Schotterterrasse, welche von der Talsohle aus bis rund
240 m N.N. (rel. Höhe 30—50 m) ansteigt.

Hier war 1928 bei der Anlage des Sportparks schön zu beobachten, wie
die Gerölle und Blöcke des Buntsandsteins eine morphologisch sehr deut-
liche Felsterrasse im Muschelkalk überwallt hatten..

Viele der hier genannten Mitteherrassen sind in den geologischen Spezial-
karten z. T. als Phozän bezeichnet worden. Besonders gilt dies von den tonigen
Ablagerungen.

Wie schon bemerkt worden ist, steht die Annahme eines pliozänes Alters
dieser Tone in Widerspruch mit den neueren Ansichten über die Talgeschichte
des Mains und seiner nebenflüsse.

Auf Grund der in Vorgehenden mitgeteilten Tatsachen soll jetzt versucht
werden, die oberpliozän-diluviale Talgeschichte der Mümling zu rekonstruieren,
während im folgenden Kapitel noch kurz von der prae-oberpliozänen Hydro-
graphie des Odenwaldes die Rede sein soll.

Erst von der Oberpliozänzeit an liegt die Entwickelung des Tales klar vor
uns. Denken wir uns das Tal bis zu den obersten Terrassen ausgefüllt, so sehen
wir die oberpliozäne Landschaft des Odenwaldes als eine in 3 Piedmontstufen
zerlegte Oberfläche vor uns (siehe Kapitel 5). Mit der Heraushebung, welche
am Ende der Oberpliozänzeit anfängt, schneidet der Flusz sich, rückwärts ero-
dierend, ein. Zur Zeit der ersten Ruhepause, nämlich zur Hj Zeit, ist schon ein
ziemlich groszer Flusz vorhanden, wie sich aus einer Verfolgung der Terrassen
dieser Hj-Stufe ergibt.

Besondere Argumente, welche darauf hinweisen würden, dasz einzelne Teile
der Mümling-Landschaft zur Diluvialzeit stärker gehoben worden sind, als an-
dere, wie es z. B. Siebert (nr. 129) und Schultze (nr. 125) für das Sinn-
Saale Gebiet nachweisen konnten, gibt es hier nicht. Wenn wir damit rechnen,
dasz das Fluszgefälle in einer Zeit, wenn der Flusz akkumuliert, halb so grosz
ist, als zu einer Zeit, in der der Flusz vertikal erodiert, lassen sich alle Terras-
sen regelmäszig in die gegebene Einteilung einpassen.

Während der diluvialen Hebung hat sich noch eine wichtige Veränderung
des Fluszlaufes vollzogen.

Schon bei der Behandlung des Maintales sahen wir, dasz zur Oberpliozän-
zeit der Main etwa in der Richtung Wörth-Langstadt flosz. Zur ältesten Dilu-
vialzeit wurde der Main durch die neu einsetzenden Einbrüche im Hanau-Seligen-
städter und Aschaffenburger Becken gezwungen, seinen Lauf in nordöstlicher
Richtung zu verlegen, so dasz er zur H^-Zeit etwa in der Richtung Obernburg—
Pflaunheim strömt, um erst dort nach Westen umzubiegen.

Hand in Hand mit dieser Fluszverlegung des Maintales vollzog sich eine
Veränderung im Unterlauf des Mümlingtales.

Zur Hi-Zeit lag die Mündung der Mümling ins Maintal in der Gegend, wo
heute Wenigumstadt liegt. Eine Mümling, welche bei Mümlingen nach Südosten
flieszen würde, bestand noch nicht.

Mit der neuen Heraushebung, welche, den Hj-Talboden zur Hj-Terrasse
machte, konnte sich ein kleiner Bach vom Main (zwischen Wörth und Obern-
burg) aus schneller einschneiden als die Mümling und wurde dieser Flusz bei
Mömlingen angezapft. Durch das Vorhandensein der Terrassen der Hj-Stufe,
nördlich von Mömlingen, sind wir über das Alter dieser Anzapfung genau infor-
miert. Als primäre Ursache dieser Fluszverlegungen des Mains und der Mümling
ist also des Stärker-Werden der tektonischen Bewegungen im Gebiet des Main-
trichters und des Aschaffenburger Beckens anzusehen.

Auffallend in der Physiognomie des Mümlingtales ist die Breite der Haupt-
terrassen, aber auch der Mittelterrassen im Michelstadt-Erbacher Graben und
in der Umgebung von König. Obwohl es möglich ist, dasz noch diluviale Ver-
schiebungen an den Störungslinien im Michelstädter Graben stattgefunden haben,
ist das nicht positiv zu beweisen.

Wie schon bemerkt, kann man sich hier nicht auf die Pliozän-Vorkommen
berufen, weil diese nicht ausschlieszlich an den Michelstädter Graben gebunden
sind, und auszerdem auch noch unrichtig gedeutet sein dürften. Die auffäl-
lige Breite der Terrassen im Michelstädter Graben ist denn auch viel mehr
eine Folge des Ausraums der leicht zerstörbaren Wellenkalke als der Tek-
tonik.

Morphologisch gesprochen hat der Michelstädter Graben daher eigentlich
,,Michelstädter Ausraumquot; zu heiszen.

Auch die gröszere Breite der Terrassen bei König scheint mir durch Aus-
raum des oberen Buntsandsteins entstanden zu sein. Zur Mitteldiluvialzeit ist
auch hier die Erosion bis unter das Niveau der heutigen Talsohle erfolgt, Dann
folgt wieder eine Periode starker Aufschotterung, welche auch hier das Tal bis zu

35—40 m rel. Höhe aufgefüllt hat, wie z. B. das Schottervorkommen von Er-
bach beweist.

Bei der Anlage des Sportparks von Erbach konnte ich feststellen, wie
diese Aufschotterung von der Talsohle aus bis in eine relative Höhe von rund
35 m eine in 238 m N.N. liegende Felsterrasse überwallte. Die Talauffüllung wurde
grüsztenteils wieder ausgeräumt. Als Reste dieser Auffüllung treffen wir in ver-
schiedenen Teilen des Tales Tone (weisz, grau, blau, braun, rot, gelb.), Schotter
und Sande an. Gründe ein pliozänes Alter dieser Tone anzunehmen, gibt es nicht.

Die Annahme Levy\'s (nr. 72 S. 30), dasz der als Oberlauf der Müm-
ling geltende Marbach, anfänglich über das Plateau von Beerfelden nach Süden
gefloszen sei und erst später von einem Seitenflusz des Mains angezapft worden
sei, kann ich nicht als wahrscheinlich ansehen. Der Marbach ist ein V-förmiges
Tal, das seinem ganzen Habitus nach sehr jung sein musz. Ein deutlich nach-
weisbarer alter Talboden, welcher ungefähr im Niveau des Plateaus von Beer-
felden liegen würde, ist auch nicht vorhanden.

Wir verzichten wiederum auf die Behandlung der Niederterrasse und schrei-
ten fluszabwärts vor.

Im Gebiet des Osterbaches treten eine Anzahl von Terrassen in 310—335
m N.N. auf, welche als oberpliozäne zu bezeichnen sind.

Schon Jaeger (nr 42 S. 26) konnte auf Grund der Fluszkurve der Weschnitz
darauf hin weisen, dasz der Oberlauf der Weschnitz in früheren Zeiten vermutlich
dem Osterbach tributär gewesen ist, ohne jedoch den Vorgang zeitlich genau fest-
legen zu können. Die Wasserscheide Osterbach—Weschnitz liegt ziemlich niedrig,
nämlich in 335—340 m N.N.

Das Niveau dieser Wasserscheide läszt sich nach Norden zu in schönen Ter-
rassen verfolgen. Es sind:

Rechte Talseite; Der Kollerbuckel, eine schöne Terrasse in 330 m N.N.
Linke Talseite; Eine in 320—320 m N.N. liegende Terrasse westlich vom
Kollerbuckel. Eine kleine Terrasse in 310—330 m N.N. am Abhang des
Birkenhangs.
Von Ober-Ostern bis Unter-Ostern:

Rechte Talseite; An der Ostgrenze der Ortschaft Ober-Ostern eine
Terrasse in 330—340 m N.N.

Am Steinkopf eine schöne Terrasse in 330—340 m N.N.
Am Stickelberg eine Terrasse in 320—335 m N.N.
Am Vogelherd eine Terrasse in 320—330 m N.N.

Auch am Erzbach treten einige Terrassen in diesem Niveau auf (u, a.
P. 328, südhch von Erzbach).

Am Abhang der ,,Rängequot; zwei kleine Terrassen in 310—320 m N.N.
Am Abhang des Dachsbergs zwei gröszere Terrassen in 320—330 und
310—310 m N.N.
Nördlich von Unter-Ostern:

Rechte Talseite; Der Leonhardsberg (Schützenhöhe) in 310 m N.N.
Linke Talseite; Der Pfeiffersberg in 310—315 m N.N.

Auch im Gebiet des Oberlaufs des Merg-Bachs sind Terrassen in rund 300—
330 m N.N. vorhanden, welche sehr auffallen, weil sie in einer mehr als 100 m
höher gelegenen Hochfläche eingeschnitten sind (fig. 9).

Der niedrigste Punkt der Wasserscheide zwischen Mergbach und Krum-
bach (Seitenbach der Weschnitz) Hegt hier in 275 m N.N. Die durchschnittliche
Höhe dieser Wasserscheide ,,am Gumpener Kreuzquot; ist 300—320 m N.N.

Auch hier Hegt es nahe, der Breite des Talbodems wegen anzunehmen dasz
der Oberlauf des oberpliozänen Mergbachs noch weiter südlich im Gebiet der
heutigen Weschnitz gelegen hat.

Die folgenden Terrassen im Niveau von 300—340 m N.N. sind hier zu er-
wähnen.

Am Abhang des Senken-Bergs eine Terrasse in 310—345 m N.N.
Der Heidelberg in 320 m N.N.
Der Kamsberg in 305 m N.N.

Rechte Talseite; Der Vogelherd 330 m.
Am Abhang des Klöszbuckels Terrassen in 300—310 m.
Linke Talseite: Eine Terrasse westlich von Klein-Gumpen in 300—310
m (heiszt ebenfalls Vogelherd).

Der nördlich von Eberbach (westlich von Pfaffen-Beerfurth) Hegende
Weilertsberg in 335 m N.N. scheint mir eher ein Teil der im folgenden
Kapitel noch zu besprechenden oberpliozänen Rumpffläche zu sein.
Zwischen Reichelsheim und Pfaffen-Beerfurth.

Der Schloszberg von Schlosz Reichenberg Eine Terrasse in 295—
308 m N.N.
Oestlich von Kirchbeerfurth.

Eine Terrasse in 300—320 m N.N. am Abhang des Bnrg-Bergs.
Es sei hier bemerkt, dasz nur solche Terrassen vorkommen welche
morphologisch deutlich hervortreten, erwähnt worden sind.
Die Abtragung hat hier sehr stark gewirkt, und von fluviatilen Ablage-

rungen ist denn auch nichts mehr zu finden. In der Umgebung von Brens-
bach sind ebenfalls noch einige in 290—315 m N.N. liegende terrassen-
artigen Flächen vorhanden. Ob es Fluszterrassen sind, ist hier auch morpho-
logisch nicht fest zustellen. Sie sind mit der Signatur der oberpliozänen
Rumpfläche bezeichnet worden (siehe Kapitel 5).

Im Oberlaufgebiet des Osterbachs sind ferner noch Einebnungen in
355—370 m N.N. zu erwähnen. Es sind Reste der wiederaufgedeckten
praepermischen Rumpflläche, wie das Niveau der Auflagerungsfläche
der Arkosensandsteine des Rothegenden und des Zechsteindolomits in
rund 360 m N.N. südlich von Erzbach beweisen.

sehr breiter Terrassen, welche in ungefähr 215—270 m N.N. liegen. Sie sind der

Hj-, H^-, und Hg-Stufe zu zurechnen. Die relative Höhe wechselt von 60 bis 110 m.

Linke Talseite; Eine Terrasse in 260—270 m N.N. (am Ri\'chtplatz-
an der Strasze nach Laudenau).

Linke Talseite; Der Hasenberg 260—277 m N.N.
Von Fränkisch-Crumbach an nach Norden tritt diese Terrasse häu-
figer auf.

Linke Talseite; Hier sind die folgenden Terrassen zu erwähnen:
Am Lohberg — Eine Terrasse in 260—270 m N.N.
Am Abhang des Herrnwaldbergs 2 Terrassen in 260—280 m N.N.
Am Todter Mann eine Terrasse in 260—280 m N.N.
Am Gemmertsberg eine Terrasse in 260—270 m N.N.
Bei der Holländerhütte (südlich von Gr.-Bieberau) grosze Terrassen in
260—270 m N.N.

Westlich von Grosz Bieberau eine grosze Terrasse am Leithard und
Morastrich (225—260 m N.N.).

Auf der rechten Talseite sind zwischen Fränkisch-Crumbach und Grosz-
Bieberau die folgenden Terrassen vorhanden:

Eine Terrasse in 260—280 m N.N. südlich von Affhöllerbach (a.d. Höhe).
Eine Terrasse in 260—270 m N.N. südlich von Höllerbach.

Eine Terrasse in 260 m N.N. am Hinterwald, östlich von Brensbach.
Zwei breite Terrassen in 250—270 m N.N. nördhch von Brensbach
(nämlich am Kalkofen und Auf der Haie).

Eine Terrasse in 260—270 m N.N. am Klingerberg westlich von Ober-
Klein-Gumpen.

Rechte Talseite: Eine Terrasse in 260—270 m N.N. am Abhang des
Vogelherd-Berges.

Linke Talseite; Westlich von Reichelsheim an der Strasze nach Laude-
nau 2 Terrassen in 230—250 m N.N. Der Klingen-Berg und seine Um-
gebung (an der Strasze nach Fränkisch-Crumbach) bildet ein symmetrisches
Stück eines alten Talbodens.

Durch diesen Terrassenverlauf ist also nachgewiesen, dasz zur Hg-Zeit
der Mergbach in der Gegend, wo heute Fränkisch-Crumbach liegt, in die
Gersprenz mündete. Man musz also annehmen dasz das Doppelknie des
Mergbach-Laufs etwa am Ende der Hauptterrassenzeit durch eine An-
zapfung vom Gersprenz-Osterbachtal her entstanden ist.

Nördlich von Fränkisch-Crumbach gehören noch der Dornberg und der Wein-
berg zur Hg-Stufe.

Linksseitig tritt diese Stufe noch in zwei schmalen Terrassen (am Kohl-
grund) auf.

Rechtsseitig kommt diese nur einmal vor, nämlich in einer sehr schönen
und breiten Terrasse (Hundert Morgen) östlich von Grosz Bieberau in
rund 240—245 m N.N. (rel. Höhe 85—90 m).

Linke Talseite; Der Galgenberg (220 m N.N.).
Der Bocksberg (220 m N.N.).
Zwischen Fränkisch-Crumbach und Wersau:

Heihgen Acker in 225—230 m N.N. (rel. Höhe 55—66 m N.N.).
Rechtsseitig treten die folgenden Terrassenreste dieser Stufen auf:
Zwischen Unter-Gersprenz un Brensbach:

Khngenberg (210—220 m N.N.), Feuerstein, Hundsberg, Beine-Berg
(222 m N.N.), Auf dem Steinert. \'
Zwischen Brensbach und Grosz-Bieberau:

Eine breite Terrasse bei Hippelsbach in 210—230 m N.N. (rel. Höhe
50—70 m).

Eine Terrasse „Auf der Haardtquot; (östlich von Grosz Bieberau) in 215 m
N.N. (rel. Höhe 65 m). .

Nördlich von Grosz Bieberau sind in der morphologischen Karte nur einzelne
Terrassenvorkommen eingezeichnet worden. Die Gersprenz, die obere Modau —
welche höchstwahrscheinhch zur ältesten Diluvialzeit noch der Gersprenz tribu-
tär war —, der Mühlbach und der Richelbach haben im Altdiluvium und auch
noch im Altmitteldiluvium eine starke Ausräumung verursacht.

Ich habe nicht versucht fest zu stellen, ob im Gebiet zwischen Klein Umstadt,
Wiebelsbach, Hering, Grosz Bieberau, Ober Modau, Ramstadt noch eine Ver-
folgung und eine systematische Gliederung der Terrassen längs der gröszeren
und kleineren Bäche möghch ist.

Das mittlere Gersprenz-Gebiet hat zur Diluvialzeit noch eine Heraushebung
von wenigstens 100 m erfahren. Im Norden, in der Umgebung von Babenhausen
und Dieburg, sehen wir zu dieser Zeit eine Senkung auftreten.

Zwischen diesen beiden Gebieten, das eine sich relativ hebend, das andere
relativ sinkend, lag eine Uebergangszone, eine Zone von gleichmäsziger Ein-
biegung, was sich in der heutigen Höhenlage des Niveau\'s der Auflagerungs-
fläche des Rotliegenden widerspiegelt. Diese Einbiegung war auch Ursache
davon, dasz im Gebiet zwischen Klein Umstadt, Wiebelsbach, Hering, Grosz
Bieberau, und Ober Ramstadt eine so grosze, keilförmige Ausräumung statt-
finden konnte. Die relative Heraushebung und deswegen auch die vertikale
Erosion war in dieser Gegend viel unbedeutender als weiter südlich, und die vielen
gröszeren und kleineren Bäche konnten hier horizontal erodierend diesen groszen
keilförmigen Ausraum hervorrufen.

Man könnte versuchen hier eine Kreuzung der Terrassen nach zu weisen,
dies ist aber nicht möghch. Nur die Tatsache, dasz im Norden bei Babenhausen
relative Senkung und im Süden bei Brensbach relative Heraushebung statt-
fand und der morphologische Habitus dieser Gegend keinesweges für das
Vorhandensein einer Bruchstufe mit starker Sprunghöhe spricht, kann uns
hier als Beweis dienen. Es ist aber ausgeschlossen, in der Zone der allmählichen
Einbiegung die Einbiegung der Terrassen auf Schritt und Tritt zu verfolgen. Es
ist hier zu viel ausgeräumt worden, als dasz man etwas derartiges feststellen
könnte.

Fig. 9. OBERPLiozäNER Talboden am „Gumpener Kreuz\'
Im Vordergrund die Ortschaft Reichelsheim.

Die Mittelterrassen sind im Gersprenztal ziemlich stark verbreitet. Es sind
meistens sehr schmale Terrassen, welche vielfach mit Schutt und verschwemm-
tem Lösz bedeckt sind. Diese Terrassen sind auch hier z. T. als Aufschüttungs-
terrassen entwickelt, wie die zahlreichen Sand- und Tongruben auf diesen Ter-
rassen beweisen. Die relative Höhenlage wechselt gewöhnlich von 10 bis 35 m.
Zwischen Kirchbrombach und Wersau:

linksseitig treten u. a. die folgenden Terrassen dieser Stufen auf:
Westhch von Kirch-Beerfurth (Tonwerk, Offenmach) 200—220 m N.N.
(rel. Höhe 10—30 m). Oesthch von Fränkisch-Crumbach (Sandbuckel rel.
Höhe 20—25 m).
Bei Weisau: Weidengrunds-Höhe.
In der Umgebung von Reinheim:

Linke Talseite: Zahlreiche Terrassen in 175—180 m N. N. (rel. Höhe 25-
30 m) u. a. der Kohl-Berg (175 m N N), am Schallerskreusz, der Bremeisberg
(176 m N.- N.).

Bei Nieder Kainsbach der Herrenberg in 200 m N. N. (rel. Höhe 25 m)
und der Hainmauer.

Bei Brensbach verschiedene Terrassen in rund 190 m N. N. (rel. Höhe
20 m), u. a. der Eichsstumpf, im Klinger-Ried.
Im Uebrigen kann nach den Hess. geol. Spez. Karten verwiesen werden.

Nach dem über die Talgeschichte der Mümling Gesagten können wir uns
über die Geschichte der Gersprenz kurz fassen.

Das Gersprenztal wurde in phasenhaftem Einschneiden hauptsächlich zur
Diluvialzeit angelegt. Auch hier ist die Breite der Hauptterrassen sehr auffällig
Auch hier fanden am Ende der Oberphozän- und am Anfang der Diluvial-Zeit
wieder kleine Fluszverlegungen statt. Der Osterbach sowohl wie der Mergbach
müssen zur Oberpliozänzeit gröszere Oberläufe gehabt haben.

Mit der starken Senkungstektonik, welche das Weschnitz-Gebiet zur Dilu-
vialzeit erfuhr, verloren die beiden genannten Bäche ihren Oberlauf.

Damit ist also nachgewiesen worden, dasz parallel mit der diluvialen Hebung
des Gersprenz- und Mümlinggebietes sich eine Senkung des Weschnitz-Gebietes
vollzog.

Die Weschnitz-Senke verdankt ihre heutige Gestaltung dieser diluvialen
Senkungstektonik und der durch diese Senkung hervorgerufenen Ausräumung.

Ob die Weschnitz-Senke schon zur Mittelohgozänzeit angelegt worden ist,
wie Credner (nr. 9. S. 14) annimmt, ist nicht positiv zu beweisen. Die ungefähr
gleiche Ausbildung der zur Rheinebene und zur Weschnitz fUeszenden Bach-
läufe beweist über die Richtigkeit dieser Annahme nichts. Alle diese Bäche sind
vermuthch zur Diluvialzeit, frühestens zu Ende der Oberpliozänzeit angelegt
worden.

Da sz der Boden der Weschnitz-Senke noch ein erhaltenes Stück der per-
mischen Abtragungsfläche (nr. 9. S. 15) sein sollte, ist deswegen nicht wahr-
scheinlich. Es kommt mir fraghch vor, ob die Otzberg-Spalte wirklich besteht.
Es ist auffallend, dasz diese Spalte grösztenteils mit Erosionsrändern, welche
keinesweges den Charakter von Bruchstufen haben, zusammenfällt. Der
Pasz am Gumpener Kreuz ist ein Taltorso und nicht, wie Credner
S. 15) vermutet, eine tektonische Senke, welche die nördliche Fortsetzung der-
Weschnitz-Senke bilden würde.

Zur Diluvialzeit vollzog sich die allmähliche Einbiegung im mittleren
Gersprenztal, welche eine starke Ausräumung in der Umgebung der oberen-
Modau, des Fischbachs, der Gersprenz, und des Mühlbachs hervorrief und welche
in diesem Gebiet eine Verfolgung der altdiluvialen Terrassen unmöglich macht.

Diese Untersuchungen der Gersprenz und der Mümhng haben also be-
wiesen: 1. Dasz die Heraushebung des Buntsandstein-Odenwaldes zur Dilu-
vialzeit ungefähr 120—150 m betragen hat. 2. Dasz im Gersprenzgebiet zwischen
Grosz Gumpen, Ober Ostern und Grosz Bieberau zu dieser Zeit eine gleiche Heraus-
hebung stattfindet, während diese Zone im Norden begrenzt wird durch ein
Gebiet von gleichmäsziger Einbiegung und im Süden durch ein Gebiet mit
starker Senkungstektonik. (Weschnitzsenke).

Schon Maull (nr. 76 S. 89) wies darauf hin, dasz das 300 m-Niveau im Aschaff-
Gebiet gröszere Bedeutung gewinnt, ohne aber auf eine spezielle Beschreibung
der Terrassen einzugehen. Credner (nr. 9) hat das Vorkommen von diesen
300 m-Terrassen und überhaupt von allen Terrassen im Aschafftal bestritten
und erblickt in der Aschaff-Gegend ein Gebiet, das seit der Altdiluvialzeit
keine Heraushebung mehr erfahren hat.

Das 300 m-Niveau hat im Aschafftal keine sehr grosze Bedeutung. Terrassen
in dieser Höhe treten hauptsächlich im Oberlauf gebiet des Morsbach-Bessen-
bachtales auf.

Rechte Talseite: Eine Terrasse (P. 303) am Abhang des Kaiserbergs.
Zwischen Harbach und Winzenhöhl.

Linke Talseite: Breite Terrassen in 290—310 m N.N. (P. 304, P. 295,
P. 314. Am Gingerhof und Schmaler Berg.

Weiter fällt in diesem Niveau noch eine grosze Terrasse südlich von Hoes-
bach auf, nämlich der Gartenberg (300—305 m) im Schmerlenbacher Wald.

Von viel gröszerer Bedeutung sind aber im Aschafftal die verschiedene
Stufen der Hauptterrasse.

Im oberen Aschaff- und Bessenbachtal begegnen wir dieser Stufe an den
folgenden Stellen:

Eine Terrasse in 270 m N.N.
Rechts des Aschafftals nordöstlich von Unter Bessenbach:

Eine breite Terrasse „am Steigerquot; (250—260 m N.N.) (rel. Höhe 100
110 m).

Eine breite Terrasse in 250—260 m (rel. Höhe 90—100 m).
Der Judberg und Kilians-Wäldchen.
Im Laufach- und Sailauftal sind die folgenden Terrassenvorkommen
dieser Stufe zu erwähnen.
Südlich von Laufach:

Linke Talseite: Eine Terrasse in 270 m (90 m rel. Höhe) am Abhang
des Kahlbergs.

Verfolgen wir jetzt wieder die H^-Stufe von Weiberhöfen an der Aschaff
talabwärts, dann sind noch die folgenden Terrassen zu erwähnen:
Südlich von Hoesbach:

- Linke Talseite: Eine Terrasse (Steinknückel) in 256 m N N (rel Höhe
115 m).
Südlich von Goldbach:

Linke Talseite; Eine Terrasse (Kugelberg) in 244 m N N (rel Höhe
110 m.)
Nördlich von Aschaffenburg:

Rechte Talseitè; Eine breite Terrasse am Birkes in 230—248 m N N
(105—120 m r. Höhe).
Nördlich von Aschaffenburg:

Sehr instruktiv ist die Umgebung von Ober- und Mittelsailauf. Hier treten
Buntsandstein-Stufe und Inselberge, praepermische Landoberfläche und Flusz-
terrassen in engster Beziehung zu einander auf. In Fig. 10 fällt deutlich auf, wie
die Fluszterrassen der Hj-Stufe, welche hier in 255—270 m N.N. vorkommen,
ungefähr 20—30 m niedriger liegen als die Reste der praepermischen Rumpf-
fläche. Geht man z. B. auf der Strasze von Mittel-Sailauf nordwärts nach Eichen-
berg, so begegnet man zwischen dem Eichenberger Bach und dem Unt. Stein-
bach eine schöne, im kristallinen Grundgebirge eingeschnittene Terrasse in 255—
270 m Höhe. Dann folgt ein deutlicher Steilrand, während in 290—300 m Höhe
das Niveau der praepermischen Oberfläche erst erreicht ist.

Dasselbe kann man am Schafberg und an der Hart-Koppe nördlich von
Ober-Sailauf beobachten. Der Schaf-Berg tritt uns als Terrasse der Hj-Stufe
(260—270 m N.N.) entgegen, während die Hart-Koppe wieder ein Reststück der
praepermischen Landoberfläche darstellt (fig. 10).

5K»iau.5»r)i Felnkör\'nlge u. ^vilttelkörgt;nlge Sandsteine
lIHtHII Smi Eck\'sches Konglomepal
m 5 u Ä Tlger\'sandstei.ne
^^ 5u 1 BpoekelschLefer

Z o Obere Zeclisteinirgt;er»geL Urtone
Zm. ZechstelndolomLI:
PpaepepKwlsche LaKic)obergt;flcLche
K.ö. KplshoiLUnes GrundqebLr\'ge

[A] Ein fnselbeng des BunUandsheins. [BJ Hauptteppassen den SaUauf-, [C] Die Bunbamdstelnstufe

Die Begpenzuvog der» verichLedenejn Stufen des Buntsaindstelns sind eiotnowkvien
der- Studie von Dp. C.Weldmann; ,/Zupöeologie des Vopspessopb^\'

Im Niveau der Hj-Stufe liegt weiter noch eine breite Terrasse nordwestlich
von Mittelsailauf (an der Pfarrhecke 257 m N.N.) und der Hohe-Ickel (250 m N.N.),
eine breite Terrasse westlich von Unter-Sailauf.

Im Bessenbachtal, linke Talseite, sind die folgenden Terrassen dieser
Stufen vorhanden: «
Südlich von Strasz-Bessenbach:

Eine Terrasse in 235—240 m N.N. (Kors Berg) (Hg-Stufe).
Von Strasz-Bessenbach bis Keilberg:

Rechte Talseite; Eine Terrasse am Abhang des Steigküppels in 240—
245 m N.N. (Hg-Stufe).
Eine Terrasse in 245 m N.N. (am Wolfszahn) (Hg-Stufe).
Eine Terrasse in 245 m N.N. (am Roth) (Hj-Stufe).
Im Aschaff tal von Keilberg bis zum Bahnhof Hoesbach:

Rechte Talseite; Eine Terrasse in 230—235 m N.N. (Tannenhöhe).
Zwei Terrassen am Abhang des Lerchenrains in rund 230 m N.N. (Hg-
Stufe).

Linke Talseite; Eine Terrasse in 210 m N.N. westlich von Unter-
Bessenbach (Hg-Stufe).
Im Laufachtal:

Rechte Talseite; Eine kleine, in Kultur genommene Terrasse am Ab-
hang des Brandenbergs in 235—240 m N.N.
Eine Terrasse am Abhang des Lerchenrains in 230 m N.N.
Rechts des Tales begegnen wir zwischen Laufach und Untersailauf
einigen morphologisch schön hervortretenden Terrassen in 220—230 m N.N.
am Abhang des Bischlings-Berg. Sie sind z. T. verhüllt unter einer Decke
von Gehängeschutt und verschwemmtem Lösz (Hg-Stufe).
Im Sailauftal:

Rechte Talseite; Eine kleine Terrasse westlich von Mittelsailauf in
220—230 m N.N. (am Sämenberg).

Eine breite Terrasse südwestlich von Unter-Sailauf am Leitweg in 220—
230 m N.N. (Hg-Stufe) und eine Terrasse am Wingert in 210 m N.N.
(Hg-Stufe).
Im Mittleren- und Untern Aschaff tal:

Eine Terrasse in 215 m N.N. (rel. Höhe 80 m) am Klinger.
Nordöstlich von Hoesbach:

Eine Terrasse in 210—210 m N.N. (Attichsberg).
Nördlich von Goldbach: Eine Terrasse in 220—220 m N.N. (rel. Höhe 70—90 m)

Eine Terrasse in 210—225 m N.N. (rel. Höhe 100—115 m) am Rosen-
berg. Terrassen in rund 210 m N.N. am Städtischen Strüt.

Auf diesen Terrassen lassen sich sehr vereinzelt Buntsandsteingerölle fest-
stellen. Uebrigens tragen sie meistens eine Decke von Lehm oder verschwemmtem
Lösz, in dem eckige und kantengerundete, aber auch speziell im Unterlauf-
gebiet schön gerollte Quarze in groszen Mengen auftreten.

Diese Quarze sind absolut kein Beweis für ein pliozänes Alter dieser Ter-
rassen. Sie entstammen den Aplitgängen, welche im kristalhnen Grundgebirge
zahlreich auftreten, und jeder kleine Seitenbach transportiert noch an jedem
Tag solche Gangquarze. Jedenfalls ist es unrichtig, sie als Reste einer oberplio-
zänen Verwitterungsrinde anzusehen. Sie treten auf allen Fluszterrassen dieser
Gegend auf und sind groszenteils diluvialen Alters.

Am Abhang des Wolfsbergs meinte ich Juni 1927 links der Strasze nach
Johannisberg in rund 220 m N.N. Maingerölle festgestellt zu haben. Das Vor-
kommen dieser meistens sehr kleinen Gerölle war auf 100—200 qm beschränkt.

Bei späteren Exkursionen habe ich diese Stelle nicht mehr zurückfinden
können.

Schon Wilz (nr. l59) erwähnt einige Terrassen dieser Stufen, welche in rund
10—20 m über den Fluszspiegel vorkommen.

Auch in der Umgebung von Keilberg und Unter-Bessenbach treten schöne
Terrassen in rund 10—25 m relativer Höhe auf, sie sind meistens mit Lösz be-
deckt. Am Nordrande des Aschaffenburger Beckens sind ebenfalls zahlreiche
Mittelterrassen vorhanden. Gleichaltrig sind die Tone, welche an der Mündung
des Aschafftales auftreten (Damm, Au-Mühle usw).

Etwas näher möge auf die Tone von Hoesbach eingegangen sein. In der
nördhchen Grube ist das folgende Profil zu beobachten:

Verlehmter und verschwemmter Lösz 2—3 m
Gesamtmächtigkeit ■ ^nbsp;gelbweisze Sande und Schotter

Man fragt sich, ob hier diese lateritische Verwitterung ein Grund kann
sein für die Annahme eines oberpliozänen oder ein unterphozänen Alters der
roten Tone? Sind diese Tone zur Obermiozänzeit in einem kleinen Grabenein-
bruch abgelagert und erst wieder zur Diluvialzeit von einem jungen Flusz
angeschnitten worden? Ich glaube nicht, das dies der Fall. Der Talcharakter
des Hoesbachs spricht nicht für diese Annahme. Vielmehr macht es den Ein-

druck, dasz diese Tone (auch die roten) jünger sind als der Hoesbach, und sie also
wie viele andere Tonvorkommen mitteldiluvialen Alters sind. Wenn das der
Fall ist, so würde also, wie schon in Kapitel 3 bemerkt wurde, eine lateritische
Verwitterungsrinde nicht mehr ein Beweis sein können für ein obermiozänes
oder altpliozänes Alter der verwitterten Ablagerungen. Das Profil der südlichen
Grube ist viel bunter, als das der nördhchen. 1929 war ungefähr das folgende
Profil zu beobachten;

eisenbraune Sande und Gerölle (u.a. mit Buntsandsteinschotter) 0,60 m
gebleichte Sande und Gerölle.

Auch hier nehme ich an, dasz diese Tone mitteldiluvial sind, welche Annahme
mit den Charakter der gefundenen Käferfanna nicht in Widerspruch steht.
Dasz unter diesen Tonen noch pliozäne Tone und Sande vorkommen würden,
scheint mir nicht wahrscheinhch.

Die oberphozänen Terrassen dieses Tales lassen sich fast den ganzen Fluszlauf
entlang regelmäszig verfolgen. Es sind Terrassen in rund 300—325 m N.N.,
welche meistens schotterfrei sind, jedoch morphologisch deutlich hervor treten.
An einzelnen Stellen, u.a. auf den in Kultur genommenen Terrassen dieses
Niveau\'s, welche nördlich von Schimborn und Königshofen vorkommen, konnte
ich auf den Aeckern sehr vereinzelt schön poherte Buntsandsteingerölle fest-
stellen. Einzelne dieser Terrassen, u.a. die eben genannten, sind noch in zwei
Stufen zu verteilen welche durch eine deutliche Scharfkante getrennt sind.

Weiterhin sind als Terrassen dieses Niveau\'s zu erwähnen;
Zwischen Huckelheim und Schöllkrippen:

Linke Talseite: Der Steinchen Berg, und der Gans Berg, zwei Ter-
rassen in 320 und 300 m N.N.

Rechte Talseite: Der Haardt (317 m N.N.), Der Müller Stein am Abhang
des Ziegelbergs (310 m N.N.) Der Eichenberg (300—310 m N.N.), Die
Polster Hecke (320 m N.N.), der Stein (295 m N.N.), Der Kalmus (310
m N.N.).

Linke Talseite: Der Bach Berg (305 m N.N.), der Beizenberg (312 m
N.N.), der Kreuz Berg (307 m N.N.).

Rechte Talseite: Zwei Terrassen westlich von Mittel- und Unter-
Krombach in 310—320 m N.N.

rel. Höhe 120 m). Zwei Terrassen in der Umgebung von Daxberg in 310—
320 m N.N. (rel. Höhe 140—150 m).

Der Bauersberg und der Daunert (320 m N.N. — rel. Höhe 150 m) bei
Strötzbach.

Eine Terrasse in 317 m N.N. (rel. Höhe 170 m) am Abhang des Jiftiger
Bergs, westhch von Brücken. Zwei Terrassen östhch von Kälberau in
327 m N.N. (rel. Höhe 185 m) und 315 m N.N.

Rechte Talseite; Breite Terrassen zwischen Königshofen und Nieder-
Steinbach in 300—330 m N.N. (u.a. Birkfeld, Buchberg Höhe, P 329 am
Abhang des Rüben-Waldbergs). Drei Terrassen zwischen Nieder-Stein-
bach und Michelbach, nämlich der Hesselbom in 314 m N.N. (rel. Höhe
150 m), die Schweden Schanze am Abhang des Heid-Kopfes in 310—320
m N.N. (rel. Höhe 155—165 m), und der Blasbalg Berg (300—310 m N.N.)

Die Hauptterrassen der Kahl und ihrer Nebenflüsse treten im Allgemeinen
weniger hervor als die oberphozänen Terrassen. Auch hier ist wieder eine Zwei-
teilung durchzuführen, nämlich in die Hj-Stufe, und in eine Stufe, welche den
Hg- und Hg-Stufen des Maintales aequivalent ist.

Die folgenden Terrassen der Hj-Stufe sind zu erwähnen:
Zwischen Huckelheim und SchöUkrippen:

Linke Talseite; Drei Terrassen in 280—290 m N.N., östhch von Ober-
Westernkahl, nämhch der Kirbig (290), der Geisberg (280), und der Ren-
nersberg (285).

Rechte Talseite: zwei kleine Terrassen, westlich von Ober-Western-
kahl in 280—290 m N.N. Eine etwas breitere Terrasse nordwestlich von
Unter-Schneppenbach in 270—280 m N.N.
Zwischen Schöllkrippen und Mömbris:

Linke Talseite: Südöstlich von Schöllkrippen zwei Terrassen am Ab-
hang des Krämers Bergs in 270—280 m N.N.

Zwei Terrassen südlich von Köningshofen in 270—275 m N.N. (rel.
Höhe 100 m), nämlich der Kalten Berg (272), und die Höhe (275).

Rechte Talseite; Zwei Terrassen südösthch von Schöllkrippen, am
Abhang des Kalmus-Bergs, in 270—280 m N.N.

Eine Terrasse am Abhang der Buchberg Höhe (siehe Abb. 11), nord-
östhch von Mensengesäsz. Eine Terrasse, nördlich von Mömbris in 270—
280 m N.N. (rel. Höhe 100—110 m).

Linke Talseite: Zwei Terrassen östlich von Ober-Westernkahl in 260—
270 m N.N. Eine Terrasse östhch von Unter-Westernkahl. Eine Terrasse
nordöstlich von Schöllkrippen, in 260—270 m N.N.

Rechte Talseite: Zwei Terrassen westlich von Unter-,Westernkahl.
Zwischen Schöllkrippen und Mömbris:

Linke Talseite: Drei kleine Terrassen in der Umgebung von Sommer-
kahl in rund 260 m\' N.N.

Eine Terrasse in 255—260 m N.N. nördlich von Blankenbach (Hoher
Rain). ,nbsp;.

Zwei kleine Terrassen nordwestlich von Köningshofen in 250—260 m
N.N. (rel. Höhe 80—85 m). Zwei kleine Terrassen in der Umgebung von
Mömbris-Mensengesäsz in*250—260 m N.N. (rel. Höhe 80—90 m).

Im Gebiet des Westernkahls und in der Umgebung von Schöllkrippen treten
zahlreiche Schottervorkommen am Rande des Tales auf, welche bis rund 35 m
über den Fluszspiegel reichen. Sie sind mitteldiluvial.

Gleichaltrig sind die in rund 40 m rel. Höhe liegenden Terrassen südlich von
Schimborn, die Schotterablagerungen bei Dorsthöfen und die Sande und Schotter
zwischen Albstadt und Michelstadt.

Sehr schöne Terrassen der Mj-Stufe liegen bei Alzenau (187 m und 176 m
N. N.). Sie sind schon von Schottler beschrieben worden (Erl. Bl. Seligenstadt).
Dasz die gebleichten Tone auf ein altdiluviales oder pliozänes Alter weisen,
ist, wenn wir diese Terrassen vergleichen mit den höheren, welche in diesem
Tale vorhanden sind, nicht wahrscheinlich. Zwischen Michelbach und Wasserlos
treten links der Kahl die mächtigen Schottermassen in 140—190 m N. N. auf,
welche ebenfalls mitteldiluvial sind.

Aus der gegebenen Einteilung der Terrassen folgt, dasz genau so, wie es
mit dem Main der Fall ist, das Aschafftal und das Kahltal in der Oberpliozän-
und Diluvialzeit entstandene Täler sind. Beide Täler haben seit der Oberplio-
zänzeit keine bedeutenden Fluszverlegungen mehr erfahren.

Im Aschafftal treten die oberpliozänen Terrassen viel weniger stark hervor,
als im Kahltal, was auf eine starke Ausräumung des Körnelgneiszes im Aschaff-
gebiet zur Hauptterrassenzeit zurück zu führen ist. Was die Quellflüsse anbe-
langt, so kann gesagt werden, dasz bei der Aschaff die Sailauf und der Bessen-
bach ihr Gebiet seit dem Oberpliozän nicht nennenswert vergrössert haben,
während die Aschaff oberhalb Unter-Bessenbach und die Laufach oberhalb
Laufach verhältnismäszig junge Kerbtäler sind mit einer typischen V-Form.

Bei der Kahl ist die Western-Kahl der ältere Quellbach, der schon zur Ober-
phozänzeit bestand, während das Kahltal oberhalb Klein Kahl erst im Mittel-
diluvium seine gegenwärtige Gestaltung erreichte. Die Buntsandsteinstufe ist
im Kahl-Aschaffgebiet seit dem Oberpliozän also kaum zurückgewichen. Nur
die Zerlappung der Stufe durch junge Kerbtäler hat im Diluvium gröszere Fort-
schritte gemacht.

Die praepermische Landoberfläche ist in ihrer ursprünglichen Lage und
Ausbildung in diesem Gebiet kaum vorhanden (siehe nr. 76 S. 84—92). Selbst
in der unmittelbaren Umgebung der Landstufe fehh sie meistens, und ist oft
durch pliozäne oder altdiluviale Terrassen ersetzt worden, wie man u. a. aus
Fig. 10 leicht erkennen kann. In mitteldiluvialer Zeit ist dann das heutige
Talniveau nahezu erreicht. Dann folgt eine Periode von Reakkumulation. Aus
dieser Zeit müssen u. a. die Tone des Aschafftales und die Schottermassen bei
Hörstein, Wasserlos u. s. w. stammen, welche bis jetzt als Pliozän oder Alt-
diluvial (Au-Mühle, Hoesbach u. s. w.) angesprochen wurden. Der Auffassung
Credners (nr. 9), dasz das Aschafftal schon am Anfang der Diluvialzeit seine
heutige Gestahung erreicht haben soUte, kann ich nicht beistimmen. Ob mög-
licherweise die Tone von Hoesbach in einen prae-oberpliozänen Graben abge-
lagert worden sind, ist nicht sicher zu ermittlen. Der Charakter des Aschaff-
und des Hoesbachtales spricht gar nicht für diese Annahme. Vielmehr glaube
ich, wie schon bemerkt wurde, dasz diese Tone ein mitteldiluviales Alter haben.
Damit würde also die Auffassung, dasz die Lateritverwitterung nur auf das
Unterpliozän oder Miozän beschränkt ist, einer Abänderung bedürfen (man
vergleiche Kapitel 3 — Die Trappdecke).

Wie schon Credner (nr. 9 S. 78) nachgewiesen hat, ist der grundverschiedene
Habitus des Kahhals einerseits, des Aschafftals andererseits auf den Wechsel
des Baustoffes und die dadurch verursachte Verschiedenheit in morphologischer
Widerstandsfähigkeit des Gesteins zurück zu führen.

Nachdem wir die Talgeschichte des Aschaff- und Kahltales dargesteht
haben, seien die folgenden Bemerkungen über die Morphologie des Kinzigtales
gestattet. Wie schon bemerkt wurde, nahm Völker (nr. 144) an, dasz die Kinzig-
landschaft unter Einflusz des starren Vogelsbergs seit dem Anfang des Dilu-
viums keine Heraushebung mehr erfahren hat, und dasz die Kinzig also am
Ende der Pliozänzeit ihre heutige Gestalt schon nahezu erreicht haben müsse.
Die Argumente, welche ihn zu dieser Annahme führten, sind schon in Kapitel 2
erwähnt worden. Es handeh sich hier also hauptsächlich um zwei Fragen:
Erstens: Ist das Oberpliozän von Ahenhaslau (Mäusegraben) wirkhch von diesem
Alter, oder sind diese Ablagerungen viel jünger und etwa gleichahrig
mit den Schottermassen, welche z. B. am Rande des Spessarts abgelagert
wurden?

gesagt ist, kann ich nicht annehmen, dasz es sich im Mäusegraben um echtes
Pliozän handelt. Nur die lithologische Beschaffenheit des Materials hat hier
wieder zur Annahme eines phozänen Alters dieser gelb-weiszen Tone, Sande
und gebleichten Buntsandsteinschotter geführt. Auszerdem wird ein pliozänes
Alter dieser Ablagerungen unwahrscheinlich gemacht durch die Antwort, welche
auf die zweite Frage zu geben ist. Humme\'l (nr. 41 S. 128) konnte schon darauf
hinweisen, dasz in den Talgebieten der Bracht, der Salz und der Ulm Terrassen
vorhanden sind. Auf einer Exkursion des Frankfurter Geographischen Instituts
unter Führung von Herrn Prof. Maull im Frühjahr 1928 konnten auf dem Giebel
(328m N.N.-rel. Höhe 120m) bei Schlüchternzahlreiche schön gerundete Quarz-
gerölle festgestellt werden. Dann fragt es sich, ob die Terrassen welche z. B.
in der Umgebung von Lützenhausen-Eidengesäsz (südhch von Gelnhausen,
linke Talseite) in rund 200 m N. N. auf treten, nur Denudationsterrassen sind
und keine reinen Fluszterrassen?

Auch in der Umgebung von Frankfurt, konnte ich, wie schon auf S. 45 be-
merkt wurde, nordwestlich von Seckbach beim Heihgenstock eine Kinzigter-
rasse in 170—180 m N.N. (rel. Höhe 80—90 m) feststellen. Das Vorhandensein
dieser Kinzigterrasse bei Frankfurt würde übrigens selbstverständlich nicht
unbedingt beweisen, dasz auch das mittlere Kinzigtal eine diluviale Heraus-
hebung von wenigstens 100 m erfahren haben musz. Jedoch der ganze Talcharak-
ter der Kinzig spricht nicht für die Annahme einer diluvialen Umbeweglichkeit
dieses Gebietes. Vergleicht man das Kinzigtal z. B. mit einem altdiluvialen
Talstück, das bis auf den heutigen Tag so ungefähr in seiner ursprüngHchen
Ausbildung bewahrt geblieben ist, dann fäht gleich der Unterschied auf. Ein
derartiges altdiluviales Tal ist zwischen Mömlingen und Pflaunheim vorhanden
(man siehe S. 75 ff.). Dieses Tal hat einen ganz anderen Habitus als die gegenwärtige
Kinzig. Das erstere ist ein ziemlich flacher Talboden mit sehr flachen Talhängen,
das letztere ist ebenfalls breit, jedoch mit steilen Talkanten, welche deutliche
Beweise für junge vertikale Eiosion im anstehenden Gestein sind.

Ein anderes Argument, das gegen die Völkersche Annahme spricht, ist das
folgende: Sollte das Kinziggebiet zur Diluvialzeit keine nennenswerte Heraus-
hebung mehr erfahren haben, während gleichzeitig das Kahlgebiet eine Heraus-
hebung von rund 180 m erfuhr, so müszte diese Differenz sich auch im Niveau der
praepermischen Rumpffläche am Rande der Landstufe widerspiegeln. Das ist
nicht der Fall.

Bei Huckelheim im Westernkahlgebiet überlagert der Zechstein das kristal-
line Grundgebirge in rund 290—300 m N.N. Bei Altenhaszlau liegt der Zechstein
in rund 160—180 m N.N. Also nur eine Höhendifferenz von höchstens 130 m.
Auszerdem sind diese WeUungen nicht nur auf das Kinziggebiet beschränkt, sie
treten z. B. auch im Aschaffgebiet auf. Hier sind sie sicher präoberpliozän, wie
die Fluszterrassen in dieser Gegend beweisen. Ich glaube denn auch, dasz diese
Einmuldung des Kinziggebiets in präoberpliozäner Zeit vor sich gegangen ist.
In dieser Hinsicht bin ich ganz der Meinung Schrepfers (nr. 124), welchen mit
Krebs (nr. 66) präoberpliozäne Verbiegungen der Spessartlandschaft annimmt.
Die gegebenen Argumente machen die Tatsache, dasz die Kinziglandschaft seit

dem Anfang des Diluviums keine Heraushebung mehr erfahren haben würde,
wenig wahrscheinlich. Vielmehr glaube ich, dasz auch diese Gegend zur Diluvial-
zeit eine Heraushebung um ungefähr 150—180 m mitgemacht hat.

Das Odenwald war schon Gegenstand mehrerer morphologischer Unter-
suchungen. Diese Untersuchungen haben fast alle das gemein, dasz sie, um in der
Terminologie von Davis zu sprechen, die landschaftlichen Erscheinungen dieses
Gebiets ,,monozyklischquot; zu erklären versuchen. Immer ist nurvon einer Rumpf-
fläche die Rede. So unterscheidet Jaeger (nr. 42 S. 13 ff.) im Odenwald eine
Rumpffläche (die praepermische), eine Stufe des unteren Hauptbuntsandsteins
und eine Stufe des oberen Buntsandsteins. In der Rumpffläche denkt er sich
verschiedene ursprüngliche Erhebungen vorhanden, welche also nicht durch
„heutigequot;Talbildungherausmodeniert worden sind. Es sind das: der Heppenheimer
Wald, die Neunkircher Höhe, die Tromm, etc. Diese. dürften nach Jaeger
eine zusammenhängende Erhebung der Rumpfläche gebildet haben. Auch die
Untersuchungen Haucks (nr. 32) und Strigels (nr. 143), beschäftigen sich,
sofern von Rumpfflächen die Rede ist, nur mit der praepermischen Landoberlläche.

Es war Credner (nr. 9 S. 80—88), der als erster erkannte, dasz diese praeper-
mische Landoberfläche im kristallinen Odenwald nicht die Bedeutung hat, welche
man anfänglich meinte. Für den Spessart bestreitet er das Noch-Vorhandensein
von gröszeren Teilen einer praepermischen Rumpffläche überhäupt. Für den Oden-
wald vertritt er jedoch eine andere Meinung. Hier sollten die folgenden Flächen
noch der permischen Abtragungsfläche angehören:

r. Die Flächen in der Gegend von Ober-Abtsteinach, welche unter der
Buntsandsteinstufe herauskriechen.

5°. Das nördliche Bergland zwischen der Neunkircher Höhengruppe und
der Rotliegend-Landschaft von Messel.

1°. Ich kann nicht annehmen, dasz die Flächen, nordwestlich von Ober-
Abtsteinach Teile der praepermischen Rumpfläche sind. Die Wasserscheide zwi-
schen Steinach und Vöckelsbach (Seitenbach der Weschnitz) wird gebildet durch
eine schöne Fläche in 520 m N.N., welche ganz aus Diorit besteht. Die Unter-
grenze des Buntsandsteins liegt bei Ober-Abtsteinach in ungefähr gleicher Höhe,
etwas östlicher aber, im Eiterbachtal, nur in rund 400—420 m N.N. Die praeper-
mische Landoberfläche ist hier also in bedeutendem Masze schief gestellt. Das

Niveau der eben genannten Wasserscheide (520 m N.N.) kann also sicher nicht
das Niveau der praepermischen Landoberfläche darstellen. Das Niveau dieser
Rumpffläche musz hier wenigstens 30—40 m höher gelegen haben.

2°. Die Wasserscheidenhöhen der Tromm; Hier sind die Verhältnisse
weniger scharf als bei Ober-Abtsteinach. Die Tromm erreicht eine maximale
Höhe von rund 560 m N.N. Die Untergrenze des Buntsandsteins liegt hier in
rund 425 m N.N., etwas östlicher im Ulfenbachtal in rund 380 m N.N. Dasz die
kleine 560 m-Fläche der Tromm ein erhaltenes Stück der praepermischen
Rumpffläche darstellt, ist dann auch sicher nicht ausgeschlossen.

3°. Die Juhöhenscholle hat nach Credner ihre Heraushebung erst in
allerjüngster Zeit erlangt (S. 83). Diese Annahme sohte dann bewiesen werden
durch die Entwickelung der Bruchstufentäler am Westrande, welche in 200 m
N.N. deutliche Knicke der Längsprofile zeigen. Durch diese besonderen Be-
dingungen würde hier in so weiter Entfernung von der Stufe die Erhaltung von
Teilen der permischen Abtragungsfläche ermöglicht sein. Es ist darauf hin zu
weisen, dasz deuthche Knicke in den Längsprofilen der kleineren Seitentäler
im Odenwald nicht auf dieses Gebiet beschränkt sind. Diese Erscheinung tritt
nicht allein im ganzen kristallinen, sondern auch im Buntsandstein-Odenwald
häuhg auf. Sie findet ihre Erklärung in der Tatsache, dasz die kleineren Seiten-
bäche die starke diluviale Einschneidung der Hauptbäche nicht nachahmen
konnten. Sie würde auch auftreten, wenn der ganze Odenwald zur Diluvialzeit
um einen gleichen Betrag gehoben worden wäre. Jedenfalls bilden diese Knicke
in den Längskurven der Täler keinen Beweis für die Annahme dasz, die Ju-
höhen schölle in jüngster Zeit eine Heraushebung erfahren haben würde, welche
erheblich stärker gewesen ist als die der umhegenden Gebiete. Es koinmt mir
überhaupt sehr fraglich vor, ob noch zur Diluvialzeit relative Bewegungen der
einzelnen kristallmen Schollen gegen einander stattgefunden haben. Jede neue
Studie über die Granittektonik dieses Gebiets kommt zum Schluss, dasz eine ge-
naue zeitliche Festlegung der Bewegungserscheinungen im kristaUinen Gebirge
unmöglich ist. Und da auch die von Credner gegebenen morphologischen
Gründe nicht zwingend sind, glaube ich, dasz starke Schollenbewegungen, z. B.
der Juhöhenscholle gegen die Schohe der Neunkircher Höhen und der Hep-
penheimer Umgebung, zur Diluvialzeit nicht vorgekommen sind.

4°. Wohl glaube ich dasz das Weschnitzgebiet zur Diluvialzeit noch eine
starke Senkung erfahren hat (man vergleiche Kap. 4; Die Talgeschichte der
Gersprenz). Wie wir schon gesehen haben, ist es nicht wahrscheinhch dasz der
Boden der Weschnitz-Senke ein nahezu erhaltenes Stück der permischen Land-
oberfläche darstellt. Vielmehr nehme ich an, dasz gerade in dieser Senke zur
Diluvialzeit eine starke Ausräumung in den kristallinen Gesteinen statt fand.

5°. Aus ähnlichen Gründen, als den unter T. gegebene^ ist dasnördhche
Bergland zwischer der Neunkircher Höhengruppe und der Rotliegend-Landschaft
von Messel grösztenteils nicht als ein Teil der praepermischen Rumpffläche auf
zu fassen.

6°. Auf den Böllsteiner Höhen sind noch Reste der praepermischen Land-
oberfläche vorhanden, wie die zahlreichen Reste von Zechstein- und Bunt-

sandsteinsedimenten beweisen. Auch in der Umgebung des Ober-Osterbachtales
tritt die praepermische Rumpf fläche in kleinen Flächen auf (siehe Kap. 4; Die
oberphozänen Terrassen der Gersprenz).

Was die Buntsandsteinstufen des Odenwaldes anbelangt, so vertrete ich die
Ansicht, dasz nur eine Stufe vorhanden ist, nämlich die Stufe des unteren Haupt-
buntsandsteins. Der zweite von Jaeger (nr. 42 S. 13) als Schichtstufe aufge-
faszte Steilrand, welcher östhch von Mümling und Gammelsbach vorkommt, und
welcher die Stufe des oberen Buntsandsteins sein würde, scheint mir einer anderen
Erklärung zu bedürfen. Vergleicht man diese Stufe des oberen Buntsandsteins
mit der Verteilung des Buntsandsteins auf der schon mehrfach genannten
geologischen Uebersichtskarte des Odenwaldes, dann erkennt man leicht dasz sie
im südlichen Teil (Sensbacher Höhen) mit dem mittleren Buntsandstein, in der
Umgebung von Würzberg aber erst mit dem oberen Buntsandstein zusammen-
fällt. Auch das Auftreten der zahlreichen mehr oder weniger abgesunkenen
Schollen in der Umgebung dieses Steilrandes schlieszt eine Entwickelung als
Schichtstufe völhg aus. Andererseits weist Jaeger (S. 20) darauf hin. dasz von
den einzelnen Verwerfungen in der Gegend von Erbach-Michelstadt ober-
flächlich nichts mehr zu sehen ist. Nur gleichmäszig geneigte ebene Flächen sind
übrig geblieben. Auch die am tiefsten eingesunkene Scholle bei Erbach-Michel-
stadt ist in ihrer heutigen Gestaltung vielmehr ein Ausraum des Muschelkalks
und des obersten Buntsandsteins, als ein Bruchbecken.

Krebs (nr. 66. S. 307 ff.), unterscheidet, wie schon in Kap. 2 bemerkt wurde,
für unser Gebiet nur eine Rumpffläche, die Unterfränkische. Diese Rumpf-
fläche ist nach Krebs nicht als eine wirkliche Ebene auf zu fassen; sie ist von
Wellen durchzogen. So läszt er diese Rumpffläche im südlichen Spessart in 400 m
N.N. vorkommen, um sie zwischen Main und Wem bis 300 m, und im Schwein-
furterWaldbis260m N.N. absinken zu lassen. Die höchsten Teile des Odenwalde
(Hochfläche von Wald-Auerbach, Wagenschwend und vom Katzenbuckel) wird
als ein stark gehobenes Stück der Unterfränkischen Rumpffläche aufgefaszt. Der
Hochspessart wird in diesem Verband nicht als ein Teil der Rumpffläche auf-
gefaszt. Krebs erwähnt darüber, dasz es einzelne Hügel gibt, welche
die Unterfränkische Rumpffläche überragen und welche sich im Spessart zu
einem über 100 m hohen Bergland zusammenschlieszen. Schrepfer (nr. 123.
S. 16—17) nimmt meiner Meinung nach ganz richtig an, dasz der Hochspessart
und die Katzenbuckelhochfläche gleichaltrige Flächen sind. Auch er nimmt aber
nur eine Rumpffläche an, und ist auch der Meinung, dasz diese,,voroberpliozäne
Landoberflächequot; Verbiegungen erfahren hat (man vergleiche Kap. 2).

Diese Ansichten haben, wie schon in Kap. 2 bemerkt wurde, gegen sich, dasz
man nicht sicher weisz , ob die unzertalten, in sehr verschiedener Höhenlage lie-
genden Flächen gleichaltrig sind. Krebs betrachtet z.B. die in 400 m N.N.
hegenden Flächen im südhchen Spessart als Teile der Unterfränkischen Rumpf-
fläche, während Schrepfer den mehr als 100 m höher liegenden Hochspessart
für ein Stück dieser Rumpffläche hält, und die 400 m Flächen durch die Annahme
erklärt dasz die Aufwölbung des Spessarts so langsam vor sich ging, dasz die

allgemeine Denudation mit der Emporhebung gleichen Schritt halten konnte,
und auf diese Weise die 400 m Flächen schuf. Darauf ist zu bemerken, dasz\'
wenn die Heraushebung so langsam vor sich ging, dasz die allgemeine Denuda-
tion mit der Emporhebung gleichen Schritt halten konnte, es nicht ein zu sehen
ist, warum diese Denudation nur im südlichen Spessart wirkte, und nicht, was
man doch denken würde, den ganzen westlichen Spessart und den ganzen Oden-
wald, welche der lokalen Erosionsbasis (dem Rheintalgraben und dem Mainzer
Becken) gegenüber viel günstiger für diese Denudation gelegen sind, betroffen
und bis 400 m abgetragen haben würde. Man kann sich auch denken, dasz dieser
Ausspruch von Schrepfer so auf zu fassen ist, dasz nur in einem bestimmten
Stadium der Heraushebung diese so langsam vor sich ging, dasz die Abtragung
mit der Aufwölbung gleichen Schritt halten konnte und die 400 m-Fläche des
südöstlichen Spessarts geschaffen wurde. Damit würde dann aber gesagt sein,
dasz man sich auf den Standpunkt der Piedmonttreppentheorie stellt, und dasz
man also annimmt, dasz eine tiefere (jüngere) Rumpfläche in eine höhere (ältere)
eingeschnitten wurde.

In dieser Richtung geht auch der Erklärungsversuch, welchen Siebert (nr. 129
S. 99—106) für die Entstehung der in sehr verschiedenen Höhen liegenden Flächen
in der Umgebung des Sinntales gibt. Er unterscheidet (S. 104—105) drei Serien
von Verebnungsflächen, welche als Reste der praebasaltischen Landoberfläche
zu bezeichnen sind. Erstens Einebnungen in 500—650 m N.N. (man vergleiche
seine morphologische Karte). Zweitens Einebnungen in 350—400 m N.N. (welche
nach der morphologischen Karte auch noch gelegentlich in 400—450 m N.N.
vorkommen). Drittens Einebnungen in rund 300m N.N. Ergeht bei seinen Be-
trachtungen aus von den folgenden Ueberwegungen, welche hier zitiert werden
mögen:

Auf S. 104; „Wenn nämlich die praebasaltische Landoberfläche eine fast
ebene Ausgleichsfläche war, die emporgehoben worden ist, so musz sie auch
da, wo sie nicht vom Basalt bedeckt ist, durch eine in gröszerer Höhe gelegene
Verebnung gekennzeichnet sein. Wenn diese Verebnungen sich dann in ihrer
Höhe etwa mit den Basaltauflagerungsflächen decken so werden sie Stücke
der gehobenen praebasaltischen Rumpffläche sein.quot;

Auf S. 105; ,,per Hiatus im Höhenabstand der einzelnen Verebnungsflächen
ist meines Erachtens kein Hinderungsgrund, sie ein und derselben emporgestie-
genen Fläche zu zu ordnen. Ihre Höhenzunahme steigert sich regelmäszig zur
Rhön hin von 300 m auf über 600m. Sie sind als die Piedmonttreppen der Rhön
auf zu fassen, die während langsamer, aber andauernder Aufwölbung einge-
schnitten wurden. Werden die in 600 m gelegenen Verebnungsflächen nur noch
von Bergen überragt, deren schützende Decke der Basalt bildet, so ist die prae-
basaltische Landoberfläche dort, wo ihre Reste an der unteren Sinn in 300 m
liegen, schon ein triassisches Hügelland von knapp 200 m aufgesetzt.quot;

Ich musz gestehen, dasz ich dieser Beweisführung nicht ganz folgen kann.
Vorläufig abgesehen von der Frage, ob Piedmonttreppen auf die Weise, entstehen
können wie Walther Penck (nr. 97, S. 162—186) es sich dachte, so kann doch
jetzt schon bemerkt werden, dasz Siebert unter dem Begriff „Piedmonttreppequot;

etwas ganz anderes versteht als W. Penck. Bei Walther Penck ist immer die
höhere Piedmontfläche älter als die tiefere. Bei Siebert dagegen sind z.B. Flä-
chen in 300 m und Flächen in 600 m beides Reste der praebasaltischen Land-
oberfläche und beide also gleichaltrig, während gleichzeitig diese Flächen als
Stufen einer Piedmonttreppe aufgefaszt worden.

Im Uebrigen hat diese Anschauung noch das gegen sich, dasz viele der als prae-
basaltisch bezeichneten Flächen rund 100 m niedriger liegen als die in der un-
mittelbaren Nähe liegende Basaltauflagerungsfläche (So ist z. B. in der Gegend
von Alt-Glashütten am schmalen Sinn am Rothenrain eine Fläche vorhanden
in 620—630 m N.N., während die Basaltauflagerungsfläche auf dem Klein-
Auersberg in rund 730 m liegt. Doch sohen die in 620—630 m liegenden Flächen
praebasaltisch sein).

Diese SiEBERTsche Studie über das Sinngebiet ist aber sehr wichtig, sofern
sie uns klar zeigt, dasz Einebnungen in sehr verschiedener Höhenlage vorhanden
sind. Meines Erachtens sind diese Flächen ganz richtig als Piedmontflächen be-
zeichnet worden. Diese Piedmontflächen sind dann aber alle postbasaltisch und
nicht gleichaltrig. Auch die verschiedenen, von Krebs beschriebenen unzertalten
Flächen sind als Piedmontflächen auf zu fassen. Auch im Odenwald fällt es auf,
dasz es hauptsächlich drei Niveau\'s gibt, welche sehr häufig vorkommen, genau
so wie es im Sinngebiet und in ganz Unterfranken der Fall ist. Ich habe diese
Niveau\'s für das Odenwald als P^, Pg- und Pg-Flächen bezeichnet. (Siehe fig. 12:
Die Pg- und Pg-Flächen westlich von Kirchbrombach). Sie liegen in 500—
560 m, in 420—460 m und in 300—360 m N.N. Mit der Annahme dieser Pied-
montflächen für den Odenwald soH nicht gesagt sein, dasz ich das Vorkommen
von Verbiegungen vollständig ablehne. Jedoch ich kann nicht annehmen dasz
diese Verbiegungen solche Ausmasze erreichten, dasz eine im Odenwald in 540 m
und eine im Schweinfurter Wald in 260 m liegende Fläche im Groszen und Ganzen
Reste einer selben Rumpfläche darstellen würden.

Vielmehr glaube ich, dasz die Piedmontflächen des Rheinischen Schiefer-
gebirges, welche Stickel (nr. 141) bis in das Triasgebiet der Mosel verfolgen konn-
ten, auch im Odenwald, Spessart und Unterfranken vorhanden sind.

Es soh hier unter Verweisung nach der morphologischen Karte des Oden-
waldes (Beilage I) keine spezielle Beschreibung der verschiedenen Piedmont-
flächen vorgenommen werden. Nur einzelne Bemerkungen möge hier noch ge-
macht werden. Die Pj-Fläche zerfäUt noch in zwei Flächen, welche in rund
500-^520 und 540—580 m vorkommen. An verschiedenen Stellen ist diese Er-
scheinung deutlich zu beobachten. Uebersichtlichkeitshalber sind in Beilage 1
beide Flächen mit derselben Signatur bezeichnet worden.

Bei Hesselbach (am Itterbach) wird die 540 m-Fläche durch einen deut-
lichen Steilrand gegen die 500 m-Fläche begrenzt. Anscheinend ist hier dieser
Steilrand z.T. als Bruchstufe, aber auch sicher z. T. durch die Ausräumung
des leicht zerstörbaren oberen Buntsandsteins hervorgerufen. Wie man leicht
erkennen kann, wenn man die morphologische Karte des Odenwaldes vergleicht
mit der geologischen Uebersichtskarte dieses Gebiets, ist die Lage der Flächen
wenig oder gar nicht von den tektonischen Störungen beeinfluszt worden.

Für die Bestimmung des Alters der P^-, Pg- und Pg-Flächen haben wir die
folgenden Anhaltspunkte:

1°. Die in der Rhön ungefähr in gleicher Höhe liegenden Flächen sind
postbasaltisch.

2°. Die im Odenwald in rund 300 m N.N. vorkommenden Fluszterrassen
sind OberpHozän.

Wenn die Basalte der Rhön ein etwa mittel- bis obermiozänes Alter haben,
so kann die Pj-Fläche noch sehr gut Obermiozän sein. Die Pg-Fläche ist dann
in diesem Verband etwa in der Uebergangszeit vom Obermiozän nach dem
Unterpliozän gebildet worden, während schlieszlich die Pg-Fläche ein mittel-bis
oberpliozänes Alter hat. (Man vergleiche auch nr. 41, S. 57 ff.).

Der von Jaeger als „Stufe des oberen Buntsandsteinsquot; bezeichnete Steil-
rand wird gelegentlich durch den Steilrand der P^- nach der Pg-Fläche, gelegent-
hch durch den Uebergang der P,- nach der Pg-Fläche gebildet. Auch die Stufe
des unteren Buntsandsteins, welche wirklich eine Schichtstufe ist, besteht aus
sehr heterogenen Bestandteilen, welche in sehr verschiedener Zeit geschaffen
wurden;

Oestlich von Grosz-Bieberau ist diese Stufe durch diluviale Fluszerosion
des Reichelbachs u.s.w. geschaffen worden. Im Gebiet des Osterbachtales bildet
sie den Uebergang von der Pj- und Po-Fläche nach der Pg-Fläche. Im Gebiet der
Ober-Weschnitz, des Ulfenbachs, des Eiterbachs und der Steinach ist sie, so
vielleicht nicht ganz, dann doch wieder hauptsächlich durch diluviale Flusz-
erosion entstanden .In verschiedenen Teilen dieser Umgebung ist überhaupt
keine Schichtstufe entwickelt. Dieselbe Erscheinung kann man im Bauland
beobachten, wo vielfach von einer Muschelkalkstufe gar nichts zu sehen ist, und
die Pg-Fläche eine fast ebene Fläche bildet.

Es ist darauf hin zu weisen: dasz in der Morphologie des Odenwaldes die
Piedmontflächen die Hauptsache sind, während die Buntsandsteinstufe nur eine
untergeordnete Rolle spielt. Die verschiedenen Flächen der Piedmonttreppe
lassen sich auch im kristallinen Gebirge verfolgen. Hier hat die diluviale Flusz-
erosion starker gewirkt, die Flächen sind im Allgemeinen dann auch mehr ver-
schnitten worden. Mit der Annahme, dasz die P^-Fläche auch im kristallinen
Gebirge vertreten ist, ist selbstverständlich gleichzeitig angenommen, dasz die
Sedimentdecke welche auch das kristalline Gebiet überlagert haben musz,
schon zur Obermiozänzeit ungefähr bis ihrer heutigen Begrenzung abgetragen
war, ein Umstand, welcher uns übrigens nicht zu befremden braucht, wenn
wir sehen, dasz schon in praetertiärer Zeit die direkte Fluszerosion angefangen
hat die Sedimentdecke weg zu räumen (man vergleiche Kap. 1; das Eozän).
An einzelnen Stellen fallen die einander kreuzenden jüngeren Piedmontflächen
und praepermische Rumpffläche zusammen. Dies ist u.a. der Fall in den Böll-
steiner Höhen, wo die in rund 410 m hegenden Flächen gleichzeitig das Niveau
der Pg-Fläche und das der praepermische Landoberfläche darstellen. (Siehe fig. 12).

So stellt sich die Morphogenese des Odenwaldes dar. Im Obermiozän und
im Phozän wird diese Landschaft in drei deutlich von einander zu trennende Pied-
montflächen edegt. Dasselbe ist im Spessart zu beobachten, und ist schon in anderen

Rahmenschollen des Mainzer Beckens beobachtet worden. Am Ende der Phozän-
zeit folgt dann ein Stärker-Werden der tektonischen Bewegungen, welche in den
Randschollen eine phasenhafte Zerschneidung durch Flüsze hervorrufen, während
gleichzeitig die besonderen Senken des Mainzer Beckens mit diluvialen Schottern,
Sauden und Tonen aufgefüllt worden.

1. Ohne den Namen des Verfassers zu nennen, zitiert Kinkelin hier
die in 1908 und 1909 veröffentlichen Studien Oestreichs über die Morphologie
des Rheinengtals.

Oestreich war damals Einer der Ersten, welcher in Gegensatz zu den Kin-
kelin\'schen Auffassungen eine starke diluviale Aufwölbung des Rheinischen
Schiefergebirges nachweisen konnte.

2. Diese Annahme wird wohl sehr wahrscheinhch gemacht durch den
sehr verwickelten Bau, welche z.B. der Frankfurter Horst zwischen Luisa und
Dietesheim aufweist (man siehe auch Profil 11 und Profil 12 der WENZschen
Studie über die Tektonik des östlichen Teils des Mainzer Beckens).

Die sehr verwickelte Struktur des Frankfurter Horstes und auszerdem von
zahlreichen anderen Teilen des Beckens schliesst die Annahme, dasz nur zur
Altdiluvialzeit die verschiedenen Tertiärschollen gegen einander verschoben
sein sollten, vöJhg aus.

3, Es möge dahin gestellt bleibens ob diese Abgrenzung des, Diluviums
gegen das Phozän hier genau zu ermittlen war. (Man vergleiche Kap 3; Die
hthologische Beschaffenheit u.s.w.).

4. Schrepfer konnte eine diluviale Heraushebung der Umgebung des
Mainvierecks von rund 150 m nachweisen. Auch Siebert und Schultze kommen
für das Gebiet des Sinn- und Saaletals zu ähnlichen Schlüssen. Im Aschaff-
Kahl-Gersprenz und Mömlingtal konnte ich selbst ebenfalls eine solche diluviale
Heraushebung konstatieren.

Hummel weist darauf hin (Die tektonische Entwickelung eines Schollengebirgs-
landes S. 57—60), dasz die Pliozänzeit eine Periode starker Einebung war, während
erst am Ende der Oberpliozänzeit oder am Anfang des Diluviums eine starke
Aufwölbung der Rhön stattfand.

Alle diese Tatsachen stehen in graduellem Widerspruch mit den Verhält-
nissen im Mainzer Becken.

5. Selbstverständlich ist es möglich, dasz zur Diluvialzeit hier noch kleine
Verschiebungen vom einzelnen Metern statt gefunden haben.

Die Annahme aber, dasz an der Störungslinie. Windecken-Dietesheim auf
dem Plateau „Hohe Straszequot; noch diluviale Verschiebungen von 50 oder mehr
Metern stattgefunden haben, kommt mir aus morphologischen Gründen un-
wahrscheinlich vor.

6. Ueber die Gründe, welche. zur Oberpliozän-Datierung dieser Terrassen-
führten, siehe Kapitel 4: das Alter der Terrassen.

7. In seiner Arbeit: Die Tertiär- und Diluvial-Bildungen des Untermain-
tales, der Wetterau und des Südabhanges des Taunus (1892) hatte Kinkelin
die Meinung vertreten, dasz die in seinen Oberphozänschichten vorkommenden
Buntsandsteingerölle und Lydite vom Main herbeigeführt worden sind (S. 225).

In 1913 (Tiefe und ungefähre Ausbreitung des Oberpliozänsees) ist er von
dieser Meinung zurückgekommen, weil er sich nicht denken konnte, dasz in
einem See, so weit vom östlichen Ufer entfernt, noch solche grosze Gerölle zur
Ablagerung kommen konnten.

Auch im Hanau-Sehgenstädter Becken sind niemals diese Gerölle gefunden
worden, es lag für ihn also nahe, anzunehmen, dasz die Lydite des Oberphozäns
von Kriftel und Hattersheim mit der Nidda aus dem Devon und Kulmgebiet
von Butzbach und Gieszen hergekommen sind.

. 8^ Die höchste Maingerölle-führende Terrasse, welche Schottler be-
kannt war, war der Sachsenhäuser Berg, rel. Höhe 50 m. (Erl. Blatt. Seligen-
stadt der Hess. Geol Spezialkarte S. 37).

9. Schottler hat die in 60 m rel. Höhe gelegenen Kahlterrassen bei
Alzenau und die in 40—50 m rel. Höhe liegenden Mainterrassen (u. a. den Sach-
senhäuser Berg) als altdiluviale Terrassen, und diese altdiluvialen Mainterrassen
als Mosbacher Stufe bezeichnet (Erl. Bl. Seligenstadt S. 37). Man siehe auch
Kapitel 4; Alter und Gruppierung de Terrassen.

I.nbsp;Bohrloch der Gewerkschaft Amalie, am Trieb bei Klein-Krotzen-
burg 250 m von der Eisenbahn. (Erl. Blatt Seligenstadt.)
0—9,00 m Diluvium

II.nbsp;Bohrung I Hattersheim (Kinkelin.—Tiefe und ungefähre Aus-
breitung des Oberpliozänsees).

11. Bis dahin wurden diese kalkfreien Sande und Tone vom Ludwig
groszenteils als Oligozän aufgefaszt.

12. Diese Ablagerungen aus der Umgebung von Seligenstadt sind später
von Kinkelin, des massenhaften Vorkommen von Pinus montana wegen, als
altdiluval bezeichnet worden (siehe nr. 14).

hoch war, dasz sie so nicht immer, dann doch öfters in Verbindung mit einander
standen.

14.nbsp;Es ist hier darauf hin zu weisen, dasz dieser Aussprach Kinkelins
über die Dichtheid des Pflanzenwuchses und die davon abhängige Verwitterung
in Widerspruch steht mit seiner auf palaeophytologischen Tatsachen entwickel-
ten Ansichten über das Klima der Pliozänzeit. In der Zusammenfassung seiner
von ihm und Geyler publizierten Abhandlung über die Flora des Frank-
furter Klärbeckens wird doch nachdrücklich gesagt: ,,Dagegen verweist die
Mehrzahl der übrigen Arten auf ein Klima, welches sich von den jetzigen
nicht gar zu sehr entfernen dürfte, wenn auch die Temperatur im Ganzen etwas
wärmer und die Feuchtigkeit etwas gröszer gewesen sein mag.quot;

Wenn Kinkelin dann auszerdem noch annimmt, dasz die Temperatur
etwas höher, aber vor allem dasz die Feuchtigheit gröszer als die heutige war,
folgt daraus unbedingt, dasz auch der Pflanzenwuchs dichter als der heutige
gewesen sein musz, dasz also von einer den Atmospherilien frei preisgegebenen
Landschaft zur Oberpliozänzeit gar nicht die Rede gewesen sein kann.

15.nbsp;Besonders ist es Hoppe gewesen der darauf hingewiesen hat, dasz
die ehemals als Pliozän angesehenen Schichten der Mudauer Hochfläche, dort
wo sie im Bereich der Zwischenschichten (desobersten Buntsandsteins) auftreten,
nichts anderes sind als jüngere Molkenböden. Wir treffen daher im Odenwald
diese Molkenböden nur in Waldgebieten an, weil die Versumpfung des tonigen
Plattensandsteinbodens vor allem auf Hochflächen in ebenen, kaum geneigten
Waldungen eintritt (man Siehe nr. 40 S. 384 ff.).

17. Die Steinheimer Funde enthielten nach Kinkelin (nr. 51 S. 105—106)
die folgenden Arten:

18. Ampferer (Beiträge zur Glazialgeologie des Enns-und Ybbstales —
Die Eiszeit 1924 H. 1) — bezeichnet solche Terrassen als Ausschneidestufen.

19. Auch Schrepfer (nr. 124) ist hier ganz der Meinung, dasz das Wech-
seln der relativen Höhe der Felsterrassen keine tektonische Erklärung zu
verlangen braucht. Er führt diese Erscheinung auf das allmählich relativ mäch-
tiger werden der Aufschüttung zurück, eine Auffassung der ich nicht beistim-
men kann, weil nicht einzusehen ist warum diese Felsterrasse, welche (nach
Schrepfer). Schon lange bestand, bevor die Aufschüttung erfolgte, in ihrem
Verlauf von dieser Aufschüttung eine gewisse Abhängigkeit aufweisen würde.

20. In den von Jurasky bestimmten Pflanzenreste sind u. a. Cinnamo-
num-Blätter und Lignite aus dem Holz von Taxodioxylon Sequoianum (Seqovia
Langsdorffi), sehr reichlich vorhanden. Weil er nicht annehmen konnte, dasz
das Pliozän ein wärmeres Klima, als das Miozän der Lausitz gekannt hat, sind
dièse Palmenführenden Schichten von ihm auch als Miozän bezeichnet worden.

21. Auch hier ist selbstverständlich die Möglichkeit vorhanden, dasz die
pliozänen Formen der Elephantenwelt, der günstigen klimatologischen Ver-
hältnisse wegen, in diesem Gebiet noch zur Altdiluvialzeit gelebt haben.

Abkürzungen: J. Pr. G. L. = Jahrbuch der preussischen Geologischen Landes-
anstalt zu Berlin.

Notizblatt Darmstadt = Notizblatt des Vereins für Erdkunde und der Geo-
logischen Landesanstalt zu Darmstadt, (auch abgekürzt N.D.)
Z. d. D. G. G. = Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft.
Abh. d. S. N. G. = Abhandlungen der Senckenbergischen Naturforschenden
Gesellschaft.

9.nbsp;Credner, W. , Grundzüge einer vergleichenden Morphologie der kristallinen

Gebiete von Spessart und Odenwald. — Verh. naturhist. Ver. Heidel-
berg N. F. 15. S. 71/94. Heidelberg 1922.

an den Flüszen Südwestdeutschlands—Fortschritte der Geol. u. Pal.
H. 16. Berlin 1926.

12.nbsp;Dietrich, Br., (1914), Die Rhön, eine Morphologie des Gebirges. Habili-

furt a. M. 1. Flörsheim. — Ber. d. Senckenb. Naturf. Ges. 50, 1920,
S. 95—103.

Untermaintals, insbesondere des Frankfurter Klärbeckens. — Abh. d. S.
^ N. G. XXIX, 1908, S. 151—306.

Fliegel, G. und Wunstorf, W., Die Geologie des Niederheinischen
Tieflandes. — Abb. Kgl. Preusz. Geol. Landesanst. N. T. H. 67. Berlin
1910.

aus tertiärer und diluvialer Zeit. — Centralbl. f. Min. etc. 1906. S.
667—678, 69S—709.

17.nbsp;Freudenberg, W., Die Säugetiere des älteren Quartairs in Mittel-Europa.

falles zum Main und Rhein. — Sonderdruck aus ,,Jahrbücher des
Nassauischen Vereins für Naturkunde.quot; Jahrg. 78, 1926
Gellert, J. f.. Zur Grosz-Morphologie des östlichen ,,Rheinischen
Gebirges. Z. f. Geomorph. 1927.

19.nbsp;Gerth, H., Ueber die Gliederung des Löszes auf den Terrassen am Taunus-

des Klärbeckens bei Niederrand und der Schleuse bei Höchst a. M. —
Abhand. d. Senckenb. Naturf. Ges. XV, 1, 1887, S. 1—47.

27.nbsp;Harrassowitz, H., (1922 B), Die Höhenlage der Rhön. Centralbl. f. Min.

30.nbsp;Harrassowitz, H., (1926), Laterit. Fortschr. d. Geol. u. Pal., Bd. IV, H. 14.

flingen a. M. — Notizbl. d. Ver. f. Erdk. Darmstadt. (4) XXIX, 1908,
S. 95—104.

bei Darmstadt. — Notizbl. d. Ver. f. Erdk. Darmstadt (4) XXXII,
1911, S. 59—70.

37.nbsp;Henkel, L., Die Terrassen des Maintales bis zum Eintritt in die oberrheini-

im Odenwald. I. Pétrographie. 1. Die Struktur des Bundsandsteins und
ihre Beziehungen zur Einkieselung und Bleichung. — Notizbl. Ver.
Erdk. u. hess. geol. L.—A. 5, S. 79—103, I Taf. Darmstadt 1927.
Beiträge zur Geologie und Pétrographie des Buntsandsteins im Oden-
wald. II Pétrographie. 2. Die Gemengteile des Bundsandsteins und die
Gesteine der einzelnen Buntsandsteinstufen. — Notizbl. Ver. Erdk. u.
hess. geol. L.-A. 5, S. 54—105, 3 Abb., 3 TaL Darmstadt 1928.

(Vogelsberg und Rhön). — Fortschritte der Geologie und Palaeontologie.
Breslau, Band XVIII, Heft 24, 1929.

grabens. Unhaltbarkeit der heutigen Altersstellung der Kieseloolithstufe-
Senckenbergiana 1928, 10. S. 10—15.

44.nbsp;Kayser, E., Die Enstehung des Rheintals. — Verhandl. d. Ges. d. Naturf.

Ber. ü. d. Versammlungen d. Niederrhein, geol. Ver., 7. Vereinsjahr,
1. Hälfte.

Frankfurts und der unteren Niddathaies. Ber. der Senckenb. Naturf.
Ges. 1885, S. 235—258.

49.nbsp;Kinkelin, F., Ueber den Schiclitenbau, die Phocänflora und die Diluvial-

gebilde des Untermainthaies. — Ztschr. d. D. geol. Ges. XXXVIII,
1886, S. 684—695.
Kinkelin, F., Man sieiie nr. 20.

des westlichen Mitteldeutschlands. — Ber. d. Senckenb. Naturf. Ges.
1889, S. 39—161.

der Wetterau und des Südabhanges des Taunus. — Abh. zur geol. Spe-
zialk. von Preuszen IX, 4, 1892, S. 431—762.

der Wetterau und im unteren Untermaintal bis zum Rhein. — Abhandl.
d. Senckenb. Naturf. Ges. XXXI, 1912, S. 202—238.

Bergische und ins westhche Sauerland. (Zur deutschen Landeskunde X.
Ztschr. Ges. f. Erdk. Berlin 1917, S. 230.
Kirchberger, Marg., Der Nordwestabfaü des Rheinischen Schiefer-
gebirges zwischen der Reichsgrenze und dem Rurtalgraben. Verh. d.
Naturk. V. d. p. Rheinl. u. Westf. 74 Jahrg. 1917, Bonn 1919. S. 1—112.

Bergstrasze und der Rheinebene. — Notizbl. d. Ver. f. Erdk. Darmstadt.
(4) XV, 1894, S. 2—15.

Notizbl. Ver. Erdk. u. groszh. hess. geol. L.—A. 4, S. 19—32, 3 Taf.
Darmstadt 1895.

Heppenheim a.d. B. — Notizbl. d. Ver. f. Erdk. Darmstadt (4) XXV.
1904, S. 3—9.

Spuren einer hochgelegenen Diluvialterrasse bei Darmstadt. — Notizbl.
d. Ver. f. Erdk. Darmstadt (4) XXX, 1909, S. 16—19.

und den Bewegungsmechanismus in tektonischen Senkungsfeldern. —
Geol. Rundschau, B. XIX, H. 4, 1928.

kunde.) — Die Rheinlande in naturwissenschaftlichen und geogr. Ein-
zeldarstellungen. Herausgegeben v. Dr. C. Mordziol, 1914.

träge zur Landeskunde der Rheinlande. Ver. d. Geogr. S. d. U. Bonn,
herausgeg. v. A. Philippson, H. 4. Leipzig 1923.

jüngeren Tertiär. — Sonderabdruck aus d. Ber. d. Naturf. Ges. zu
Freiburg. i. Br. Bd. XXIII.

für die jüngste geologische Geschichte Deutschlands. — Geol. Rdsch. 7,
S. 193 bis 248, 7 Fig. Leipzig 1916.

Beziehungen zur weiteren Umgebung. — Jber. Frankfurter Ver. Geogr.
u. Statistiek 81—83, S. 5—97 (bes. 84—92); 1. Karte. Frankfurt a. M. 1919.

nischen Lebensraumes. — Sonderdruck aus: Der Rhein, Berlin, Kurt
Vowinckel Verlag G. M. B. H. 1928.

mit dem am Niederrhein. — Ber. üb. d. Vers. d. Niederrhein, geol.
Ver. I, 1907, S. 7—12.

lithschotter) im Rheintale zwischen Bingen und Koblenz. — Z. d. D.
G. G. LX (Mon. Ber.) S. 339—342.

Rheinischen Schiefergebirge mit dem Tertiär des Mainzer Beckens. —
Verhandl. d. naturhist. Ver. d. preusz. Rheinl. u. Westf. 66, 1909, S.
165—189.

84.nbsp;Mordziol, C. , Das jüngere Tertiär und das Diluvium des Neuwieder Beckens.

96.nbsp;Panzer, W., (1923), Studien zur Oberflächengestalt des östhchen Taunus.

99.nbsp;Philippi, E., Ueber die präoligozäne Landoberfläche in Thüringen. —

gebirges. Sitz. — Ber. herausgegeben v. Naturh. Ver. d. preuss. Rheinl.
u. WestL 1899. Bd. 56, S. 48—50.

102.nbsp;Philippson, A., Die preuszischen Rheinlande. — Z. d. Ges. f. Erdk. z.

Deckgebirgsklüfte im südhchen Odenwald. — Inaug. Dissert Heidel-
berg 1927, Naumburg (Saale), Verlag Lippert amp; Co.

105.nbsp;Pohlig, H., Die Eiszeit in den Rheinlanden. — Z. d. D. G. G. LVII, 1905,

107., Von Reinach, A., Exkursionen in der östlichen Wetterau. — Z. d. D. G. G.
LH, 1900, S. 89—91 (Mon. Ber.).

110.nbsp;Rüger, L., Die Enstehung des Neckar-Mündungstrichters bei Heidelberg.

111.nbsp;Salomon, W., Die Bedeutung des Pliocäns für die Morphologie Südwest-

deutschlands. — Sitzungsber. d. Heidelberger Akad. d. Wiss. Math.-
Nat. Kl. 1919, I, S. 1—22.

Vorgänge und ihre Einwirkung auf die pliozäne Rumppläche des
Kraichgaus und Odenwaldes. Sitz.-Ber. d. Heidelb. Akad. d. W., M.
n. Kl. Abt. A, 1924.

und ihre geologischen Verhältnisse — Abh. d. Heidelb. Akademie der
Wissenschaften Math.-Nat. Kl. 1927. 14 Abh.

landschaft. — Jahresber. u. Mitt. d. Oberrh. geol. Ver. N. F. Bd., 10
(1921) S. 48 ff.

WaUertheim in Rheinhessen. — N. D. für d. Jahr 1928 V. Folge, Heft 11.
Darmstadt 1929.

Geogr. Anz. 1925, S. 233.
Schmitthenner, H., Odenwald und Neckartal. — G. Z. 1927, S. 214.

Hochschwarzwald. — Geogr. Anz. 1926.
Schrepfer, H., Der südliche Schwarzland. — G. Z. 1927, S. 172.

gen und Koblenz. — Beitr. z. Landesk. d. Rheinl. Ver. d. Geogr. S. d. U.
Bonn, herausg. v. A. Philippson H. Leipzig 1922.

130.nbsp;Siegert, L., (1912) Ueber die Entwickelung des Wesertales Z. D. G. Ges.

Paläontologie und Geologie des Diluviums. — I. Mitt. d. Groszh. Ba-
dischen Geol. Landesanst. IX, 1. 1914.
132 .SoERGEL, W., Die Ursachen der diluvialen Aufschotterung und Erosion.
1921.

kohlen formation mit dem Tertiär des Mainzer Beckens. — Ber. üb.
d. Vers. d. Niederrhein, geol. Ver. I, 1907, S. 12—17.

Diluviaherrassen des Rheintals. — Notizblatt Darmstadt (4) XXVII,
1906, S. 27—30.

niederrheinischen geologischen Vereins vom 4. bis 8. April 1909 von
Bingen aus besuchten Aufschlüssen. — Ber. d. Niederrh. G. V. 3, 1909.
S. 23—41.

138.nbsp;Steuer, A. Neuere und ältere Aufschlüsse im rheinhessischen Diluvium. —

der benachbarten Gebiete — In; Handb. f. d. Braunkohlenbergbau,
hrsg. von G. Klein. Halle 1912.

140.nbsp;Stickel, R., Der Abfall der Eifel zur Niederrheinischen Bucht. — Beitr.

Schiefergebirges und angrenzender Gebiete — Beiträge z. L. d. R.,
herausgegeben v. A. Philippson, H. 5. Leipzig 1927.

Mitteleuropa\'s u.s.w. — Compte Rendu du Congrès pour l\'Avancement
des Etudes de Stratigraphie Carbonifère. — Heerlen 7—11 Juin 1912. —
Geol. Mijnb. Gen. v. Nederl. amp; Kol. 1928.

fläche im Odenwald. — Verh. naturhist.-med. Ver. Heidelberg. N. F. 12,
S. 63—170.

144.nbsp;Völker, K., Beiträe zur Morphologie der Kinziglandschaft — Frank-
urter.Geograph. Hefte. II H. 2, S. 277 ff......

146.nbsp;Wagner, W., Die Terrassen des Nahetals. — Notizblatt Darmstadt 1926.
Wagner, W., (Siehe Schmidtgen und Wagner).

150.nbsp;Wenz., W., Das jüngere Tertiär des Mainzer Beckens und seiner Nachbar-

dem der Wetterau und zu anderen Tertiärablagerungen. Jahresber. d.
Wetterauer Ges. f. d. ges. Naturk. z. Hanau 1909/22.

49
61

70
74
76
81
82

.92

92
,94
95

97
97
99
103

Die Terrassen des Mains von Obernburg bis zum Rhein
Die oberpliozän-diluviale Genese des Mainzer Beckens

Henkel heeft er terecht opgewezen, dat de door Walther Penck gegeven
verklaring voor het ontstaan van Piedmont vlakten onjuist is.
(W. Penck. — Die morphologische Analyse.
Henkel. — Peterm. Miit. 1926).

De geologische Ouderdom, welke W. Penck aan de verschillende Piedmont-
vlakten van het Fichtelgebergte toekent, is niet voldoende gefundeerd
(W. Penck. — Die morphologische Analyse),

De argumenten welke Hummel aanvoert om een miocene Ouderdom van de
jongste Basalterupties van de Vogelsberg te bewijzen, zijn niet overtuigend.
(Hummel. — Die tektonische Entwickelung eines Schollengebirgs-
landes—Vogelsberg und Rhön).

Tiet scherpe onderscheid dat Wenz, meent te moeten maken tusschen het ka-
rakter der tertiaire en dat der diluviale Tektoniek van het Mainzer Becken,
wordt niet door feiten bevestigd.

De, om andere redenen waarschijnlijke, diluviale Ouderdom van de postbasal-
tische afzettingen in het Luisa-Flörsheimer bekken bij Frankfurt, wordt
volkomen bevestigd door het karakter van de in deze lagen voorkomende
flora.

Men heeft voor het Odenwald de beteekenis van de praepermischc Schiervlakte
tot nog toe sterk overschat.

De door Gradman gegeven verklaring van het ontstaan van het Cuesta-Land-
schap is onvoldoende.

JüRASKY, heeft door zijn onderzoek van de Bruinkolen in het Beneden-Ruhr-
gebied, bewezen dat de positie, welke het kieseloöhthterras in de morpho-
logische en geologische literatuur van Midden-Duitschland inneemt, on-
juist is.

Von Ficker wijst er terecht op, dat de theorie van Bjerknes niet voldoende
rekening houdt met de invloed van de stratospheer op de luchtdrukver-
anderingen.

Het is te betreuren dat bij de jongste verandering van het academisch statuut
het studievak sociale Geographie van het Doctoraalexamen Phys. Aard-
rijkskunde, naar het candidaatsexamen is gebracht.

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Beilage x zu J RBakkep. Einige Probleme der Mor-phologLe und der jüngsben gec^logischen Geschichte

Bunte Schiefertone (Röt)	soj
Hauptkonglomerat	smg
Grobkörniger Sandstein	sm4
Feinkörniger Sandstein	smg
Pseudomorphosensandstein	smg
Eck\'sches Konglomerat	smj
Bröckelschiefer	sua
Tigersandstein	suj