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ResiBil – Wasserressourcenbilanzierung und -resilienzbewertung
im Ostteil des sächsisch-tschechischen Grenzraumes
Geologie
des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens
zwischen Erzgebirge und Jeschken
Štěpánka Mrázová, Pavla Tomanová Petrová a Ottomar Krentz (eds)
Resi
Bil

 
Geologie
des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens
zwischen Erzgebirge und Jeschken

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ResiBil – Wasserressourcenbilanzierung und -resilienzbewertung
im Ostteil des sächsisch-tschechischen Grenzraumes
Geologie
des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens
zwischen Erzgebirge und Jeschken
Resi
Bil
Š. Mrázová, P.
Tomanová Petrová und O. Krentz (eds)
2020
O. Krentz, B. Mlčoch, Š. Mrázová, R. Nádaskay,
A. Rommel, T. Sidorinová, Z. Skácelová,
P. Tomanová Petrová, J. Valečka, T. Voigt

© Česká geologická služba
ISBN 978-80-7075-972-1
ResiBil ist ein vom Europäischen Fonds für regionale Entwicklung unterstütztes,
internationales Projekt aus dem Programm zur Förderung der grenzübergreifenden
Zusammenarbeit zwischen der Tschechischen Republik und dem Freistaat Sachsen
(Laufzeit 2014–2020), registriert unter der Nummer 100267011.
Als Hauptpartner beteiligte sich auf deutscher Seite das Sächsische Landesamt
für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie (LfULG) und auf tschechischer Seite die
Projektpartner des Tschechischen Geologischen Diensts (ČGS/Česká geologická služba)
und des Wasserforschungsinstituts (Výzkumný ústav vodohospodářský) T.G. Masaryk,
öffentliches Forschungsinstitut (VÚV TGM, v.v.i.).
Titelseite: Blick ins Elbtal
(Foto K. Motyčková und J. Šír, 2013)
Titelbild: König Johanns Quelle
(Foto P. Tomanová Petrová, 2017)

1| Einleitung
(Š. Mrázová) ............................................................. 7
2
| Methodik und Ergebnisse der Feldarbeit
(Š. Mrázová, R. Nádaskay, T. Sidorinová, Z.Skácelová, P. Tomanová Petrová).............. 9
Geologische Karte .................................................................. 9
Geologische Übersichtskarte........................................................ 10
Geologisches Profil ................................................................ 11
Geophysik ........................................................................ 11
Bohrungen ........................................................................ 16
3D-Modellierung .................................................................. 19
Paläontologie...................................................................... 19
Gesteinsdünnschliffe............................................................... 21
Schwerminerale ................................................................... 21
3
| Stratigraphisches Schema
(R. Nádaskay, T. Voigt, A. Rommel) ........................ 24
4
| Geologische Entwicklung innerhalb des Projektgebietes
(O. Krentz, B. Mlčoch,
Š. Mrázová, R. Nádaskay, J. Valečka) ................................................. 26
Neoproterozoikum–Paläozoikum.................................................... 26
Jüngeres Paläozoikum .............................................................. 27
Mesozoikum ...................................................................... 28
Tertiär–Quartär .................................................................... 31
5
| Tektonik
(J. Jelínek, O. Krentz, B. Mlčoch, R. Nádaskay, J. Valečka) ..................... 33
6
| Regionalgeologischer Aufbau
...................................................... 41
1. Lausitzer Massiv (Š. Mrázová)..................................................... 41
2. Kristallines Grundgebirge des Erzgebirges (B. Mlčoch) .............................. 42
3. Kristallines Grundgebirge des Riesen- und Isergebirges sowie die Jeschken-Gruppe
(B. Mlčoch, P. Tomanová Petrová) ................................................ 43
4. Elbtalschiefergebirge (O. Krentz, B. Mlčoch, A. Rommel) ............................ 45
5. Česká Kamenice Becken (R. Nádaskay) ............................................ 46
6. Relikte von Jura-Sedimenten (P. Tomanová Petrová, J. Valečka)....................... 47
7. Sächsisch-Böhmisches Kreidebecken (R. Nádaskay, J. Valečka, T. Voigt) .............. 49
8. Egergraben (Š. Mrázová).......................................................... 58
9. Tertiäre und quartäre Ablagerungen (O. Krentz, P. Tomanová Petrová) ................ 60
Inhalt

7| Geologisch interessante und bedeutende Standorte
(Š. Mrázová, R. Nádaskay,
A. Rommel, Z. Skácelová, P. Tomanová Petrová, J. Valečka)............................. 63
1. Belvedere (Labská Stráň) – Elbleiten ............................................. 64
2. Elbtal (Údolí Labe) ............................................................. 65
3. Lipová – Steinbrüche an dem Berg Ječný vrch ..................................... 68
4. Kunratice, Zelený kříž, Žulovec – Granit vom Typ Rumburk......................... 69
5. Berg Zlatý vrch – Basaltsäulen ................................................... 70
6. Doubice – Naturschutzgebiet Vápenka ........................................... 72
7. Umgebung von Cvikov .......................................................... 74
8. Burgruine Tolštejn – Phonolith................................................... 79
9. Großer Stein oder auch „Goethekopf“ – Basaltsäulen .............................. 79
10. Große und Kleine Orgel – Sandsteinsäulen ........................................ 79
11. Berg Jánské kameny – Basaltsäulen ............................................... 80
12. Kelchsteine – Sandsteinfelsen.................................................... 83
13. Muschelsaal – verwitterte Sandsteine ............................................. 84
14. Felsentor – Sandsteinfelsen...................................................... 84
15. Umgebung von Jítrava........................................................... 85
16. Kryštofovo Údolí – Dolomit und Phyllit ........................................... 87
8
| Hydrologische Verhältnisse des Gebiets
(P. Eckhardt, Z. Hrkal, D. Rozman) ............ 89
Beschreibung der Modellgebiete .................................................... 89
Abgrenzung der Grundwasserleiter (Aquifer) und Grundwasserstauer
(Aquitard/Aquiclude) ........................................................... 90
Hydrogeologische Charakteristiken.................................................. 91
Nutzung der Grundwasserressourcen................................................ 92
Grundwasserströmungsmodelle .................................................... 93
Begriffsdefinition / Glossar
.......................................................... 94
Literatur
(P. Tomanová Petrová) ....................................................... 97
6
GEOLOGIE DES SÄCHSISCH-BÖHMISCHEN KREIDEBECKENS ZWISCHEN ERZGEBIRGE UND JESCHKEN

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Das EU-Projekt ResiBil ist ein vom Europäischen Fonds für regionale Entwicklung unterstütztes,
internationales Projekt aus dem Programm zur Förderung der grenzübergreifenden Zusammen-
arbeit zwischen der Tschechischen Republik und dem Freistaat Sachsen (Laufzeit 2014–2020).
Das Projekt wurde in den Jahren 2016–2020 bearbeitet. Als Leadpartner beteiligte sich auf
deutscher Seite das Sächsische Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie (LfULG)
und auf tschechischer Seite die Projektpartner des Tschechischen Geologischen Diensts (ČGS/
1
|
Einleitung
Abb. 1-1: Rahmen des Projektgebiets (dunkelblau) mit den Grenzen der ursprünglichen (schwarz umrandet) und für die hydrogeologische
Modellierung erweiterten Fokusgebiete (farbige Schraffur).

8
GEOLOGIE DES SÄCHSISCH-BÖHMISCHEN KREIDEBECKENS ZWISCHEN ERZGEBIRGE UND JESCHKEN
Česká geologická služba) und des Wasserforschungsinstituts (Výzkumný ústav vodohospo-
dářský) T. G. Masaryk, öffentl. Forschungsinstitut (VÚV TGM, v.v.i.).
Thema des Projektes war der gemeinsame Schutz der Grundwasserressourcen im säch-
sisch-böhmischen Grenzraum. Die Fläche des gesamten Untersuchungsgebietes beträgt
1890 km². Es wurden drei Fokusgebiete abgegrenzt und während der Bearbeitung genauer
untersucht. Die einzeln zu betrachtenden Gebiete wurden projektintern als Fokusgebiet
Děčínský Sněžník (Hoher Schneeberg), Fokusgebiet Hřensko / Křinice (Kirnitzsch) und Fokus-
gebiet Lückendorf bezeichnet (Abb. 1-1).
Im Rahmen des vorliegenden Projektes wurde die Größe und Ausdehnung der Fokusgebiete
erweitert, wobei ebenfalls der Einfluss des Wasserregimes der Böden auf die Akkumulation des
Grundwassers beurteilt wurde. Geologisch gesehen bestehen die Fokusgebiete von Děčínský
Sněžník und Hřensko / Křinice (Kirnitzsch) aus kreidezeitlichen, sedimentären Ablagerungen
(Sandsteine, Kalksteine, Mergelsteine). Das Fokusgebiet Lückendorf liegt in einem Bereich
entlang der Lausitzer Überschiebung, welche die kreidezeitlichen Sedimentgesteine im Süden
von den proterozoischen und paläozoischen, magmatischen Gesteinen des Lausitzer Massivs
trennt.
Das Ziel des Projektes ResiBil war die Bilanzierung und Bewertung der langfristigen
Nutzung von Grundwasserressourcen in der Sächsisch-Böhmischen Schweiz. Weiterhin sollte
die nachhaltige Bewirtschaftung des Grundwassers unter Berücksichtigung des Klimawandels
untersucht werden. Aus zuvor durchgeführten Studien ergab sich, dass der sinkende Grund-
wasserspiegel im Projektgebiet sowohl auf klimatische Einflüsse (niederschlagsarme Jahre)
als auch anthropogene Einflüsse (erhöhte Entnahmen aus dem Grundwasser) zurückgeführt
werden kann. Auf Grundlage der bisherigen, bei der Erforschung von Klimaveränderungen und
deren Folge für die Umwelt gewonnenen Ergebnisse, ist langfristig mit einem Rückgang der
Bildung neuen Grundwassers zu rechnen.
Im Projekt wurden hydrologische Modelle entwickelt, die zur effektiven Nutzung des
Grundwassers und zur Abschätzung der Wasservorräte, der wasserwirtschaftlichen Planung
und der institutionellen Zusammenarbeit beitragen.
Der Schwerpunkt der vorliegenden Publikation liegt auf der Darstellung von einheit-
lichen, geologischen Grundlagen für das Projektgebiet. Diese bilden eine wesentliche Basis
für weiterführende hydrogeologische und hydrologische Untersuchungen. Dazu wurde eine
grenzüberschreitende geologische Karte erstellt, die sowohl den tschechischen (böhmi-
schen), als auch den sächsischen Teil des Untersuchungsgebietes umfasst (Anlage 1). Die
Untersuchungen erbrachten neue Daten und Informationen aus der regionalen Geologie,
Petrographie und Tektonik. Ergänzt wurden sie durch geophysikalische Untersuchungen und
Bohrungen. Weiterhin wurde eine kurze Übersicht über interessante, geologische Lokalitäten –
auch aus touristischer Sicht – zusammengestellt.

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Geologische Karte
Die geologische Karte des Projektgebietes ResiBil wurde im Maßstab 1 : 100 000 erstellt (Abb.
2-1; Anlage 1). Sie umfasst überwiegend die Vulkanite und Sedimente des Sächsisch-Böhmi-
schen Kreidebeckens südlich der Lausitzer Überschiebung zwischen dem Erzgebirge und dem
Jeschken sowie im Bereich des Böhmischen Mittelgebirges.
2
|
Methodik und Ergebnisse der Feldarbeit
Abb. 2-1: Geologische Karte des Projektgebietes im Maßstab 1 : 100 000 (mitte), mit geologischem Profil (unten),
der geologischen Übersichtskarte der präkretazischen Gesteine (rechts) und einer zweisprachigen Legende
(Anlage 1).

Eine erste Voraussetzung für die Bearbeitung war die gemeinsame, grenzüberschreitende
Korrelation der geologischen Einheiten, insbesondere der Kreideablagerungen sowie der
tektonischen Elemente. Eine wichtige Grundlage dabei waren die Ergebnisse aus vorangegan-
genen Kartierungsarbeiten und von vorherigen Projekten, wie z. B. dem EU-Projekt GRACE
(Kalinova et al. 2014a, b) und dem Projekt Rebilance (Kadlecová und Kollegen). Zusätzlich
wurden vor allem im nördlichen Bereich des Projektgebiets (Zittauer Gebirge) geophysikalische
Untersuchungen vorgenommen. Ziel war es, den Charakter der Lausitzer Überschiebung detail-
lierter zu untersuchen und die Abstimmung der geologischen Verhältnisse im Grenzbereich
Deutschland–Tschechische Republik zu verbessern.
Das Projektgebiet ist dadurch gekennzeichnet, dass sich hier zwei regionale Hauptstörungs-
systeme kreuzen: die NW–SO-verlaufende Elbezone und der NO–SW-streichende Egergraben.
Diese beiden Störungssysteme dominieren das geologische Bild in dieser Region.
Im nördlichen Teil der Karte befinden sich die prävariszischen Granitoide des Lausitzer
Massivs (vergl. Kap 2.1.2). Südlich der Lausitzer Überschiebung ist das Gebiet mit bis zu 1000 m
mächtigen Kreidesedimenten bedeckt. Die Lausitzer Überschiebung selbst fungiert als nordöst-
liche Begrenzung der Elbezone.
Die Kreideablagerungen weisen ein stratigraphisches Alter von Cenomanium bis Coniac
auf und decken somit nur den Zeitabschnitt der Oberkreide ab. Ältere jurassische Ablagerungen
sind nur reliktisch vorhanden und finden sich in Form von eingeschuppten Blöcken an der
Lausitzer Überschiebung wieder.
Im westlichen Teil der Karte treten die altpaläozoischen Schiefer des Elbtalschiefergebirges
und die proterozoischen Gneise des Erzgebirges auf.
Während der Bildung des Erzgebirgsabbruchs und der dadurch verbundenen Absenkung
des Egergrabens (ab dem Obereozän), kam es zunächst zum Auftreten basischer Vulkanite,
die wiederum von jüngeren Phonolithen durchschlagen wurden. Die Grabenbildung führte
weiterhin zur Anlage mehrerer tertiärer Sedimentbecken, wie den Becken von Zittau, Hrádek
oder Turów. Das Zittauer Becken erstreckt sich nordöstlich des Projektgebietes und wird nur
am Rande davon erfasst. Mit seinen braunkohleführenden Schichten hat es wirtschaftliche
Relevanz.
Geologische Übersichtskarte
In einer schematischen Übersichtskarte werden die Gesteine des präkretazischen (vor der
Kreidezeit entstanden) Untergrunds dargestellt. Sie bestehen aus verschiedenen altpaläozoi-
schen Gesteinen, wie den schwach metamorphen Schiefern des Elbtalschiefergebirges und des
Riesengebirgs- bzw. Isergebirgskristallins, den hoch metamorphen Gneisen des Erzgebirges
und den granitoiden Gesteinen des Lausitzer Massivs (vergl. Kap 6). Im Zentrum befindet sich
das im Unterperm angelegte Becken von Česká Kamenice (Abb. 4-1).
In der Übersichtskarte wurden die bedeutendsten tektonischen Störungen zeitlich in
1) präkretazische Störungen, 2) prä- und synkretazische Störungen sowie 3) postkretazische
Störungen unterteilt. Die wichtigsten präkretazischen Störungen sind die NW–SO-streichende
Westlausitzer Störung sowie die Mittelsächsische Störung und die Lausitzer Überschiebung,
welche die Elbezone begrenzen. Zu den NO–SW-streichenden postkretazischen (nach der
Kreidezeit entstanden) Störungen, die den Egergraben begrenzen, gehören der Erzgebirgsab-
bruch, die Děčín–Doubice Störung und die Stráž Störung (vergl. Kap. 5).
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2| METHODIK UND ERGEBNISSE DER FELDARBEIT
11
Geologisches Profil
Um die schwierige tektonische Situation im Projektgebiet darzustellen, wurde ein NW–SO-ver-
laufendes geologisches Profil erstellt (Abb. 2-2). Es zeigt die Lausitzer Überschiebung als
Begrenzung der Elbezone im Nordosten. Der Egergraben erstreckt sich von der Děčín–Doubice
Störung bis zur Stráž Störung im Südosten. Die Mächtigkeit der Kreidesedimente reicht durch-
schnittlich von 300 bis 600 m. Im zentralen Teil des Gebiets – im Kreuzungsbereich der Elbezone
mit dem Egergraben – erreichen die Kreideablagerungen jedoch Mächtigkeiten bis zu 1000 m.
In diesem Gebiet liegt auch das Unterperm-Becken von Česká Kamenice.
Geophysik
Geophysikalische Untersuchungen gehören zu den grundlegenden Methoden der geologi-
schen Erkundung. Sie ermöglichen es tektonische Störungen (z. B. Brüche, Verwerfungen,
Überschiebungen) nachzuweisen und zu präzisieren oder die Tiefenlage von unterschiedlichen
Gesteinen zu ermitteln. Geophysikalische Methoden sind u. a. die Schweremessung (Gravi-
metrie), seismische und geoelektrische Untersuchungen sowie elektromagnetische Methoden.
Dabei werden die Änderungen der physikalischen Eigenschaften der Gesteine, wie Dichte oder
elektrischer Widerstand, genutzt. Mit Hilfe der geophysikalischen Messungen wurde auch ein
konzeptionelles, geologisches Modell erstellt und die Tiefe und der Charakter der Gesteins-
schichten und Störungen bestimmt.
Für die regionale Untersuchung des geologischen Aufbaus wurden detaillierte Schwere-
messungen verwendet. Anhand der existierenden Schweredaten (mehr als 400 000 Werte, mit
einer Punktdichte von 2–4 Punkten pro km²) wurde auf dem Gebiet der Tschechischen Republik
und Sachsens eine gravimetrische Karte der Bouguer-Anomalien für das gesamte Projektgebiet
erstellt (Abb. 2-3; Sedlák et al. 2019).
Die Karte zeigt die Dichteverteilung der in größerer Tiefe (bis 1 000 m) vorliegenden Gesteine.
Die farbkodierten Werte zeigen den Schwerewert der Gesteine am jeweiligen Ort an. Blaue und
grüne Farben entsprechen dabei niedrigen Werten (z. B. Lockergestein, wie Sandstein) und
gelbe bis rote Farben hohen Werten (z. B. Festgestein, wie Granodiorit).
Die Karte zeigt weiterhin verschiedene Strukturen, die auch auf der geologischen Karte
wiederzufinden sind. Sie spiegeln dabei die geologischen Verhältnisse unter den weitverbrei-
teten Kreidesedimenten wieder. Gut zu erkennen ist der NO–SW-verlaufende Egergraben und
Abb. 2-2: Geologisches
Profil durch das
Projektgebiet,
in welchem die
Lagerungsverhältnisse
im Untergrund und
die tektonischen
Verhältnisse erkennbar
sind.

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die NW–SO-streichende Lausitzer Überschiebung, welche die Granite und Granodiorite des
Lausitzer Massivs (rot) im Norden von den Sandsteinen (grün/blau) im Süden abtrennt.
Eine detaillierte, geophysikalische Erkundung erfolgte an ausgewählten Standorten, die
entweder einen bedeutenden, hydrogeologischen Bereich darstellten oder den Verlauf einer
geologischen Störung untersuchen sollten. Es wurden geoelektrische und seismische Methoden
zur Erkundung eingesetzt, ergänzt durch die elektromagnetische Methode VLF (very long
frequency) und durch die detaillierte Gravimetrie. Die Messungen erfolgten auf Profillinien
(Abb. 2-4). Für die geoelektrischen Untersuchungen wurde die Widerstandsprofilierung (DOP)
und die Sondierung (VES) genutzt, um den spezifischen Scheinwiderstand der Gesteinsum-
gebung in horizontaler und vertikaler Richtung zu erfassen. Für eine Tiefe bis 50 m wurde
die elektrische Tomographie (ERT) angewandt, welche die Profilierung und die Sondierung
für die gemeinsame Messung kombiniert. Ermittelt wird dabei der spezifische Widerstand,
der für die einzelnen Gesteinstypen und ihre Sättigung mit Wasser charakteristisch ist. Als
Ergebnis der geoelektrischen Messungen wurden Profilschnitte des spezifischen Widerstands
dargestellt, welche die genaue Position der lithologischen Schnittstellen und Brüche anzeigen
(Abb. 2-6).
Im Rahmen der seismischen Messung wurde für eine geringere Tiefenreichweite die Re -
fraktionsseismik (Methode der gebrochenen Wellen) und für die größere Tiefenreichweite (bis
ca. 500 m) die Reflexionsseismik (Methode der reflektierten Wellen) angewendet (Abb. 2-5).
Das (vereinfachte) Prinzip der Seismik beruht darauf, dass eine seismische Welle durch
Abb. 2-3:
Gravimetrische Karte
mit der Darstellung
der Bouguer
Anomalie und
wichtiger tektonischer
Störungen (Anlage 2).

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2| METHODIK UND ERGEBNISSE DER FELDARBEIT
13
Erschütterung an Punkt A erzeugt und am Punkt B aufgezeichnet wird. Die Wellen bewegen
sich dabei unterschiedlich schnell durch die Gesteinsschichten, werden reflektiert und mit
unterschiedlichen zeitlichen Abständen im Punkt B gemessen. Anschließend werden die Daten
zu einem Schnittbild zusammengefügt, in dem die einzelnen lithologischen Schichten und die
tektonischen Versätze erkennbar sind. Die Tiefenreichweite dieser Methode ist abhängig von
der Länge des Profils und der Kraft der verwendeten Quelle (Hammer, Gewicht, Vibrationen;
Abb. 2-7). Die seismischen Profile wurden alle in der Nähe des Luftkurorts Lückendorf gemessen
(Abb. 2-4). Die Ergebnisse der Messungen sind in Abb. 2-5 zu finden. Als Interpretationsbei-
spiel wird das
Profil ResiBil 1
verwendet. In der Mitte des Profils ist eine Störung (Lausitzer
Überschiebung) zu sehen, die einen Versatz der Gesteinseinheiten von ca. 200 m verursacht.
Weiterhin kann in dem Profil die subhorizontal abfallende Basis der tertiären Sedimente im
Norden und der kreidezeitlichen Sedimente im Süden von den unterlagernden, magmatischen
Gesteinen des Lausitzer Massivs getrennt werden.
Die elektromagnetische Methode VLF nutzte für die Ortung von Störungszonen die
Ausbreitung sehr langer Wellen, wie sie von Stationen für die Navigation von Unterseebooten
Abb. 2-4: Lage der geophysikalischen Profile im Fokusgebiet Lückendorf in Sachsen (blau – Lage der seismischen Profile; rot – Lage der
geoelektrischen ERT Profile).

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Abb. 2-5:
Geophysikalische
Profile, die mit einer
kombinierten Methode
aus Reflexions- und
Refraktionsseismik
gemessen wurden.
Auf der Farbskala
entsprechen
blaue und grüne
Farben langsamen
Wellengesch-
windigkeiten
(interpretiert als
Bodenschichten oder
Sandstein) und gelbe
und rote Farben
hohen Wellengesch-
windigkeiten
(interpretiert als
Festgestein, wie
Granit).

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2| METHODIK UND ERGEBNISSE DER FELDARBEIT
15
Abb. 2-6:
Geoelektrisches Profil
mit interpretierten
Einheiten, nach
der ERT-Methode
gemessen.
Abb. 2-7: Messwagen
mit integrierten
Messgeräten für die
Reflexionsseismik.
Foto: Z. Skácelová,
2016.
gesendet wurden. Mithilfe der Gravimetrie konnte in Kombination mit der Reflexionsseismik
die Interpretation der Tiefenschnitte präzisiert werden, was wiederum bei der Lokalisierung
von Störungen half.
Bohrungen
Im Rahmen des Projektes ResiBil wurden zwei geologische Erkundungsbohrungen bei Jedlová
(Bohrung 4650_Y) und bei Lesné (Bohrung 6412_L) im Gebiet von Schluckenau, auch Schlucke-
nauer Zipfel genannt (Grenzbereich zwischen der Tschechischen Republik und Deutschland),
durchgeführt.
Die Erkundungen umfassten die Bohrarbeiten (Abb. 2-8), die geologische Dokumentation
des erbohrten Gesteinsmaterials (Abb. 2-9a und Abb. 2-9b), die Bohrlochmessung sowie die
Ermittlung hydrogeologischer Stauer- und Leiterhorizonte. Die Bohrung 4650_Y wurde bis in
eine Tiefe von 200,20 m und die Bohrung 6412_L bis 101,25 m abgeteuft.
Das Ziel der Erkundungsbohrung 4650_Y (Jedlova) war die Überprüfung eines geologischen
Profils durch die Abfolge der Teplice- und Březno-Formation. Diese geologische Schichtenab-
folge besteht aus kreidezeitlichen Sedimenten (Coniac), die im Gebiet des Lausitzer Massivs
eine Gesamtmächtigkeit von 300 m erreichen. Weiterhin sollten Informationen zur geologi-

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Abb. 2-9b: Detailfoto von aufgereihten Bohrkernen in Bohrkernkisten. Foto: Š. Mrázová, 2018.
Abb. 2-8: Im Hintergrund ist das gelbe Bohrgerät aufgebaut, im Vordergrund
liegen in Kernkisten aufbewahrt die erbohrten Kerne. Foto: Š. Mrázová, 2018.
Abb. 2-9a: Geologische Dokumentation von
Bohrkernen. Foto: P. Rambousek, 2018.

2| METHODIK UND ERGEBNISSE DER FELDARBEIT
17
Tiefe (m)
Gesteinsbeschreibung
Stratigraphische
Einstufung
Hydrogeologische
Einordnung
von
bis
0,0
5,0
Auffüllung, Ton, Sand
Quartär
Boden
5,0
40,9
tonig-schluffige Sandsteine,
Quarzsandstein, lokal auftretende, dünne
(cm–dm) Einlagerungen von Schluffsteinen
Obere Kreide –
Březno-Formation
Aquifer D / Leiter
40,9
50,5
Sandiger Schluffstein
Obere Kreide –
Březno-Formation
Aquitard / Stauer
50,5
185,9
Sandsteine mit tonigen Schichten, lokal
auftretende, dünne (cm–dm) Einlagerungen
von Schluffsteinen
Obere Kreide –
Březno-Formation
Aquifer D / Leiter
185,9
200,2
Sandige Schluffsteine mit Einlagerungen
von ton- und kalkhaltigen Sandsteinen
Obere Kreide –
Březno-Formation
Aquitard / Stauer
Tabelle 1:
Vereinfachte
stratigraphische
Gliederung
der Bohrung
4650_Y.
Tiefe (m)
Gesteinsbeschreibung
Stratigraphische
Einstufung
Hydrogeologische
Einordnung
von
bis
0,0
0,35
Ton, sandiger Ton
Quartär
Boden
0,35
55,58
Wechsellagerung von Sandsteinen und
Tonsteinen / Schluffsteinen, untergeordnet
treten Konglomerate auf; der gesamte
Abschnitt ist stark tektonisch überprägt
Perm
Aquitard / Stauer
55,58
101,25
Wechsel von Sandsteinen mit tonigen
Schichten und Quarz, lokal auftretende,
dünne (cm–dm) Einlagerungen von
Schluffsteinen und Tonsteinen
Obere Kreide –
Březno-Formation
Aquifer D / Leiter
Tabelle 2:
Vereinfachte
stratigraphische
Gliederung
der Bohrung
6412_L.
schen Entwicklung der Schichten und ihrer Mächtigkeit im Projektgebiet gewonnen werden.
Zur Ermittlung der wasserführenden oder wasserstauenden Eigenschaften wurden auch hydro-
logisch wichtige Parameter, wie Porosität und Permeabilität, untersucht. In Tabelle 1 werden
die erkundeten geologischen Einheiten hydrogeologischen Schichten zugeordnet.
Das Ziel der Erkundungsbohrung 6412_L (Lesné) war die Charakterisierung der Lausitzer
Überschiebung. Die Lausitzer Überschiebung ist eine der bedeutendsten Störungen in
Europa, welche im Projektgebiet die Gesteine der Oberen Kreide des Sächsisch-Böhmischen
Kreidebeckens (Sedimente) im Süden von den Granitoiden (magmatischen) Gesteinen des
Lausitzer Massivs im Norden trennt. Das Hauptergebnis der Bohrung lag im Nachweis eines
ca. 50 m mächtigen Sedimentpaketes des Unterperms (Vrchlabí- Formation), dass tektonisch
zwischen den Granodioriten und den Kreidesedimenten eingeschuppt wurde. Der komplizierte
Charakter der Lausitzer Überschiebung wurde bereits in mehreren wissenschaftlichen Abhand-
lungen diskutiert (z. B. Coubal et al. 2014, 2015; Krentz und Stanek 2015). In Tabelle 2 werden
die erkundeten geologischen Einheiten erneut hydrogeologischen Schichten zugeordnet.
Die aus beiden Bohrungen gewonnenen Daten dienten im Projekt als Grundlage für die
Aktualisierung des geologischen 3D-Modells. Das erbohrte Gesteinsmaterial steht im Kernlager
des Tschechischen Geologischen Dienstes in Lužna bei Rakovnik zur Verfügung.

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Abb. 2-10:
Konzeptionelles
geologisches
3D-Modell des
Projektgebietes.
Die einzelnen Bilder
repräsentieren
spezielle, geologische
Horizonte.
a)
b)
c)
d)

2| METHODIK UND ERGEBNISSE DER FELDARBEIT
19
3D-Modellierung
Zur Erstellung eines räumlichen, konzeptionellen, geologischen Modells wurden die 3D-Pro-
gramme Surfer, GoCAD und MOVE verwendet (Abb. 2-10). Anhand von bereits vorhandenen
Bohrungen und geophysikalischen Untersuchungen wurden jeweils die Oberkante und der
Verlauf der einzelnen geologischen Schichten dargestellt. Die an der Oberfläche ausstrei-
chenden Schichten wurden mit der geologischen Karte abgeglichen. In das 3D-Modell wurden
nur die wichtigsten Hauptstörungen eingearbeitet, die tektonische Versätze > 50 m aufweisen.
Das erstellte Modell war ein wichtiger Bestandteil für die anschließende hydrogeologische
Modellierung des Grundwasservorkommens im Projektgebiet.
Die tiefste modellierte Schicht ist die Basis der kreidezeitlichen Sedimente. Die Kreidese-
dimente lagern auf dem Lausitzer Granodiorit, den metamorphen, altpaläozoischen Gesteinen
und den Sedimenten des Jungpaläozoikums (Abb. 2-10a). Die Kreidesedimente fungieren je
nach Korngröße als Wasserleiter oder Wasserstauer (feinkörnig: Ton und Schluff = Wasserstauer
bzw. Aquiclude oder Aquitard; mittel- bis grobkörnig: Sand und Kies = Wasserleiter bzw.
Aquifer). Diese Stauer- und Leiterhorizonte wurden modelliert und ihre Benennung erfolgte
vom Liegenden zum Hangenden. Der tiefste Aquifer A wird durch kreidezeitliche Sedimente
des Cenomaniums gebildet (Abb. 2-10b).
Darüber folgt ein Stauhorizont mit einer geringen Mächtigkeit. Die darauffolgende model-
lierte Schicht ist der Grundwasserleiter BC aus dem Turon (Abb. 2-10c). Er weist Mächtigkeiten
von mehreren hundert Metern auf und ist somit der wichtigste Grundwasserspeicher im
Sächsisch-Böhmischen Kreidebecken. Die oberste Schicht des 3D-Modells stellt das aktuelle
Relief dar (Abb. 2-10d), welches den Grundwasserleiter D, neogene Vulkangesteine und tertiäre
Sedimente beinhaltet.
Das 3D-Modell zeigt weiterhin die wichtigsten tektonischen Elemente des Kreidebeckens.
Am bedeutendsten ist dabei die Lausitzer Überschiebung, die bereits während der Ablagerung
der Kreidesandsteine aktiv war. Weitere wichtige Störungen im Projektgebiet sind der in NO–
SW-Richtung streichende Erzgebirgsabbruch, die Děčín–Doubice Störung, die Stráž Störung,
die Velenice Störung und die Svojkev Störungen, die zum Egergraben gehören und lokal einzelne
Senken abgrenzen (vergl. Kap. 4).
Paläontologie
Die Paläontologie befasst sich mit versteinerten Resten und Abdrücken von Organismen
(Fossilien) mit deren Hilfe sedimentäre Ablagerungen geologischen Zeitaltern zugeordnet
werden können. Diese Zuordnung, die mithilfe von Fossilien erfolgt, wird als Biostratigraphie
bezeichnet.
Im Projektgebiet handelt es sich vor allem um Sedimente des Oberen Paläozoikums
(Karbon–Perm), des Mesozoikums (Jura und Obere Kreide) sowie des Känozoikums (Tertiär und
Quartär). So sind für die Sedimente des Oberen Paläozoikums besonders Pflanzenreste (Blätter)
und Fische aus Seesedimenten von stratigraphischer Bedeutung. Für Ablagerungen aus dem
Jura sind Ammoniten und Nanoplankton (vor allem
Coccolithophorida
– mikroskopisch kleine,
kalkige Plättchen von Algen) und für die Sedimente der Kreide Ammoniten, Muscheln (insbe-
sondere die Gattung
Inoceramus
–Abb. 2-11), Seeigel sowie mikroskopische Foraminiferen und
Nanoplankton von Bedeutung (Abb. 2-12) (Chlupáč et al. 2011).

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20
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Abb: 2-11: Ausgewählte inocerame Bivalven (Zweischaler) aus der Zeit des Coniac. Gesammelt von S. Čech (in Nádaskay et al. 2019).
Maßstab = 10 mm.
Abb. 2-12: Mikroskopische Aufnahmen von kalkhaltigen Nannofossilien aus der Kreidezeit (Coniac), bestimmt von L. Švábenická
(in Nádaskay et al. 2019). Maßstab = 5 μm.

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2| METHODIK UND ERGEBNISSE DER FELDARBEIT
21
Gesteinsdünnschliffe
Für die Bestimmung und Benennung der verschiedenen magmatischen, metamorphen und
sedimentären Gesteine werden Gesteinsdünnschliffe unter einem Polarisationsmikroskop
untersucht (Abb. 2-13).
Der Dünnschliff ist ein dünnes Gesteinsplättchen, mit einer Stärke von 0,03 mm. Die
meisten gesteinsbildenden Minerale sind bei solch einer geringen Dicke lichtdurchlässig und
zeigen unter dem Mikroskop spezielle und markante Eigenschaften, welche die Bestimmung
erleichtern (Abb. 2-14a, b). Die mikroskopische Analyse der Dünnschliffe ermöglicht es, die
mineralische Zusammensetzung der Gesteine, ihre Struktur und Textur, die petrographische
Bezeichnung und die Entstehung des Gesteins festzustellen.
Schwerminerale
Als Schwerminerale werden Minerale bezeichnet, deren Dichte größer als 2,9 g/cm
3
ist. Sie sind
in geringem Maße in allen Gesteinstypen enthalten und werden daher auch als akzessorische
Abb. 2-13: Dünnschliffe
eines Amphibol-Biotit-
Granodiorits.
Für terrestrische Sedimente des Tertiärs sind die Knochen von Amphibien und Fischen,
Insekten, Pflanzenreste und die mikroskopischen Gehäuse von Kieselalgen (Diatomeen)
charakteristisch.

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G E O L O G I E D E S S Ä C H S I S C H - B Ö H M I S C H E N K R E I D E B E C K E N S Z W I S C H E N E R Z G E B I R G E U N D J E S C H K E N
Abb. 2-14: Mikroskopische Aufnahmen: (a) Magmatisches Gestein (Amphibol-Biotit-Granit). Foto: S. Mrázová, 2019. (b) Sedimentäres
Gestein (Sandstein) mit Fossilien. Foto: H. Gilíková, 2011.
Abb. 2-15: Konzentrat von Schwermineralen aus der Oberen Kreide. Lokalität: Studený potok (Peruc-Korycany-Formation, Cenomanium).
Foto: T. Sidorinová, 2018.
a)
b)

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2| METHODIK UND ERGEBNISSE DER FELDARBEIT
23
Minerale bezeichnet. Ihr Vorkommen in sedimentären Gesteinen hilft bei der Bestimmung
von stratigraphischen Schichten. Sie werden üblicherweise unter dem Mikroskop bestimmt.
Typische Beispiele für Schwerminerale sind Granat, Amphibol, Pyroxen, Turmalin, Apatit,
Kyanit, Rutil, Zirkon (Abb. 2-15) und Monazit (Abb. 2-16).
Schwerminerale können mithilfe einer sog. „Schwereflüssigkeit“ (Dichte von 2,95 g/cm
3
)
aus der zerkleinerten Probe von leichteren Bestandteilen (z. B. Quarz, Feldspat, Glimmermi-
nerale) getrennt und weiter untersucht werden. Für das Projekt ResiBil wurden mehrere Proben
aus Sandsteinschichten (Jura und Kreide) entnommen. Die Proben hatten jeweils ein Gewicht
von ca. 5–10 kg. Magnetische Mineralien wurden durch einen Dauermagneten abgetrennt.
Abb. 2-16:
Ausgewählte
Schwerminerale
(Monazite) aus
Sedimenten südlich
der Lausitzer
Überschiebung
(Teplice-Formation,
Turon / Coniac).
Foto: T. Sidorinová,
2018.

Das stratigraphische Schema stellt eine vereinfachte Übersicht der im Projektgebiet vertre-
tenen Gesteinseinheiten entsprechend ihrem geologischen Alter dar (Abb. 3-1). Mithilfe der
Stratigraphie werden komplexe geologische Sachverhalte, wie Lagerungsbedingungen oder
zeitliche Abfolgen dargestellt. Dabei haben sich verschiedene Methoden der stratigraphischen
Untersuchung entwickelt, eine grundlegende Methode ist die Lithostratigraphie. Sie bezieht sich
auf die räumliche Gliederung der Gesteine sowie deren Eigenschaften. Eine weitere Methode ist
die Biostratigraphie, in der Fossilien und deren relative zeitliche Zuordnung zueinander unter-
sucht werden. Eine exakte Entstehungszeit kann mit diesen Methoden jedoch nicht angegeben
werden – die zeitliche Einordnung ist nur relativ zu sehen. Durch spezielle Altersdatierungen
und chemische Untersuchungen an Mineralen ist es möglich, genauere Altersangaben zu
ermitteln.
Die ältesten Einheiten im Projektgebiet ResiBil sind proterozoische magmatische und
metamorphe Gesteine des Erzgebirges und der Lausitz sowie altpaläozoische Schiefer,
Vulkanite und Magmatite im Elbtalschiefergebirge und den Kristallinkomplexen des Riesenge-
birges und des Isergebirges. In diese Einheiten intrudierten im Altpaläozoikum verschiedene
Plutonite (z. B. der Rumburker Granit). Zusammengefasst werden diese Einheiten als Grundge-
birge bezeichnet. Auf dem Grundgebirge wurden anschließend die Sedimente des Unterperms,
des Mesozoikums, des Tertiärs und des Quartärs abgelagert.
Die lithostratigraphischen Einheiten werden in Formationen, Horizonte und Schichten
unterteilt und ermöglichen die Korrelation zwischen den einzelnen regionalen Einheiten. Die
Korrelation der einzelnen Formationen im Sächsisch-Böhmischen Kreidebecken, insbesondere
der kreidezeitlichen Formationen, ist ein wichtiges Ergebnis der im Rahmen des Projektes
durchgeführten Arbeiten.
3
|
Stratigraphisches Schema

image
3 | S T R A T I G R A P H I S C H E S S C H E M A
25
Abb. 3-1:
Stratigraphisches
Schema für die
Gesteine im
Projektgebiet
ResiBil.

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Das Projektgebiet weist eine komplizierte, geologische Entwicklung auf. Unter Einbeziehung
von neuen radiometrischen Datierungen, paläontologischen Befunden und tektonischen
Strukturdaten können im Gebiet mehrere regionalgeologische Einheiten unterschieden werden
(Abb. 4-1). Diese Einheiten umfassen neoproterozoische und paläozoische, metamorphe und
magmatische Gesteine, mesozoische Sedimente sowie känozoische (tertiäre und quartäre)
Vulkanite und Sedimente.
Neoproterozoikum–Paläozoikum
Die ältesten Gesteine im Projektgebiet sind Grauwacken und Schiefer der Lausitzer Gruppe mit
einem Alter von ca. 600–570 Mio. Jahren. Diese Sedimente wurden lokal durch die Intrusion
von magmatischen Gesteinen (Granite und Granodiorite) des Lausitzer Massivs im Zeitraum
von 540–504 Mio. Jahren kontaktmetamorph beeinflusst (Białek et al. 2014; Zieger et al. 2018).
Diese Metamorphose beschränkte sich auf den Kontaktbereich zwischen den Sedimenten und
den Granodioriten.
4
|
Geologische Entwicklung innerhalb
des Projektgebietes
Abb. 4-1: Schematische
Darstellung der
regionalgeologischen
Einheiten des
Grundgebirges.

4 | G E O L O G I S C H E E N T W I C K L U N G I N N E R H A L B D E S P R O J E K T G E B I E T E S
27
In einer weiteren magmatischen Aktivitätsphase erfolgte die Intrusion des Granits von
Rumburk am Übergang vom Kambrium zum Ordovizium (500–490 Mio. Jahre). In diesem
Zeitraum entstanden auch zahlreiche intermediäre sowie basische Gänge (Lamprophyre). Die
Magmatite des Lausitzer Massivs wurden nur lokal durch eine spätere Regionalmetamorphose
beeinflusst.
Für die Ausgangsgesteine (Protolithe) der Gneise des Erzgebirges wird ein Alter von ca.
570 Mio. Jahren angenommen. Diese Ausgangsgesteine sind vor ca. 330 Mio. Jahren in der varis-
zischen, gebirgsbildenden (orogenen) Phase metamorph und tektonisch überprägt worden.
In die variszische Metamorphose wurden auch die altpaläozoischen Gesteine des Elbtalschie-
fergebirges einbezogen. Im Rahmen der variszischen Orogenese wurden die metamorphen
Gesteine intensiv verschuppt und überschoben.
Südlich des Lausitzer Massivs schließen sich die variszisch metamorph überprägten
Gesteine des Riesengebirgs- und Isergebirgskristallins an. Diese altpaläozoischen Einheiten
werden dem Lugikum zugeordnet und sind miteinander im Untergrund der Kreide verbunden
(Mísař et al. 1983; Cháb et al. 2008). Eine vergleichbare Lithologie weisen auch die altpaläozoi-
schen Gesteine des Elbtalschiefergebirges im Westen des Projektgebietes auf (Kozdroj 2001).
Auch hier ist eine direkte Verbindung mit dem Kristallin des Riesengebirges und des Iserge-
birges unterhalb des Česká Kamenice Beckens anzunehmen.
Die Gesteine der Jeschken-Gruppe bestehen aus schwach metamorphen Gesteinen
oberdevonischen bis unterkarbonischen Alters. Sie werden aufgrund ihres Vorkommens als
Decke interpretiert und deshalb nicht zu den Einheiten des Riesen- und Isergebirges gezählt
(Kapitel 6-3) (Chlupáč 2002b).
Im Bereich des Erzgebirges und des Elbtalschiefergebirges treten zahlreiche Intrusionen
variszischer, magmatischer Gesteine auf. Im Projektgebiet befindet sich der Granit von
Markersbach, der die umliegenden Gesteine kontaktmetamorph überprägt hat.
Jüngeres Paläozoikum
Karbon–Perm
Auf die variszische Gebirgsbildung folgte eine weitreichende Abtragung (Erosion) des entstan-
denen Gebirges.
Nach der variszischen Hauptphase (jüngeres Devon bis älteres Karbon, ca. 400–340 Mio.
Jahre; z. B. Franke 2006; Žák et al. 2014) begann mit dem spätorogenen Stadium ab ca. 346–340
Mio. Jahre der allmähliche Zerfall des variszischen Gebirges (Žák et al. 2005, 2012). Dies führte
zu einem Kollaps des zuvor entstandenen Gebirges (Žák et al. 2018) und zur Entstehung und
Füllung sog. intramontaner Becken (Opluštil und Cleal 2007; Opluštil et al. 2016).
Im Projektgebiet werden die postvariszischen, intramontanen Becken durch das Becken von
Česká Kamenice vertreten. Dieses Becken ist Bestandteil eines größeren Ost–West-verlaufenden
Systems von Becken, die von Pilsen quer durch Mittelböhmen bis nach Broumov im Osten von
Tschechien verlaufen, parallel zur angenommenen Grenze zwischen dem Saxothuringikum
und dem Teplá-Barrandium. In Analogie mit den benachbarten Becken bei Mnichovo Hradiště
und dem Riesengebirgsvorland, war zu jener Zeit das Becken von Česká Kamenice vermutlich
ein Halbgraben mit der Hauptstörung am südlichen Rand (Martínek et al. 2006). Die genannten
Becken weisen alle eine dextrale („rechtsdrehende“) Bewegung auf, welche durch NW–SO-ver-
laufende Störungen (z. B. der Lausitzer Überschiebung) im älteren Perm hervorgerufen wurden

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(Uličný et al. 2002). Dieser tektonischen Phase könnte
auch die Entstehung des Döhlener Beckens in Sachsen
zugeordnet werden.
Mesozoikum
Die geologische Entwicklung des Gebiets im jüngeren
Perm und Trias ist noch unklar. Obwohl hier keine
Sedimentvorkommen aus dieser Zeit bekannt sind,
können deren Äquivalente in erheblich reduzierter
Mächtigkeit und in geringem Umfang in Ostböhmen
und bei Meißen gefunden werden (z. B. Uličný 2004). Mit
Hilfe indirekter Daten, z. B. durch die Datierung mittels
Spaltspuren- oder Zirkondatierung in den Becken des
nordwestlichen Teils des Böhmischen Massivs (z. B. Da-
nišík et al. 2010; Hofmann et al. 2018), wurde ermittelt,
dass wahrscheinlich das Gebiet des heutigen Lausitzer
Massivs sowie des Riesengebirges und Isergebirges
bereits ab dem jüngeren Perm bis in die Mittlere Trias
sowie im Jura (mindestens ab dem Mittleren Jura) (Abb.
4-2) abgesenkt wurde. In der Zeit der jüngeren Jura vor ca. 162–145 Mio. Jahren (Holcová und
Holcová 2016) entstand hier ein ausgedehntes Meeresbecken, welches durch Karbonatgesteine
in den Relikten der Jurasedimente an der Lausitzer Überschiebung belegt ist (z. B. Eliáš 1981).
Die Lausitzer Überschiebung wurde im Laufe des Mesozoikums wahrscheinlich mehrfach
reaktiviert, was neben der Entstehung neuer Becken auch zur Erosion älterer Beckenfüllungen
führte. Verursacht wurde die Reaktivierung der Lausitzer Überschiebung während des Juras bis
zur älteren Kreide durch die Dehnung der europäischen Lithosphäre, die mit der Entstehung
des Nordsee-Rifts und des Niedersächsischen Beckens einherging. Diese Dehnung wurde
durch die gegenseitige Annäherungsbewegung der iberischen Halbinsel mit Afrika und Europa
abgelöst, was zur Kompression und Hebung des Beckens auf dem Lausitz-Riesengebirgs-Block
führte (Kley und Voigt 2008).
Die Paläogeographie des Böhmischen Massivs und seiner näheren Umgebung im Verlauf
des Mesozoikums wurde wesentlich durch die Schwankungen des globalen Meeresspiegels
beeinflusst. Diese traten durch die Verlagerung der Küstenlinie in Richtung zum Festland
(Transgression = Meeresspiegelanstieg) bzw. zum Meer (Regression = Meeresspiegelrückgang)
in Erscheinung. Während des Mesozoikums wurde das Böhmische Massiv infolge der langan-
haltenden Verwitterung und Erosion stark eingeebnet. Das Massiv wirkte in der Trias und
im Jura als ein Abtragungsgebiet, da sich die Erosionsprodukte u. a. in den Sedimenten des
Buntsandsteins, Muschelkalks und Keupers (Einheiten der Germanischen Trias) nördlich und
westlich des Böhmischen Massivs finden lassen.
Eine bedeutende Reaktivierung der Störungen im Böhmischen Massiv trat in der Mittleren
Kreidezeit auf (Abb. 4-2). In Kombination mit dem globalen Anstieg des Meeresspiegels zu Beginn
der Oberkreide, lagerten sich ab dem Mittleren Cenomanium (vor ca. 100 Mio. Jahren) Sedimente
von eingeschnittenen Flussläufen ab. Diese füllten zunehmend die Täler des Vorkreidereliefs
und die Flussmündungen der Ästuare auf (Uličný et al. 2009b). Im jüngeren Cenomanium
Abb. 4-2: Schema-
tische geologische
Entwicklung innerhalb
des Projektgebietes im
Mesozoikum (Jura und
Kreide).

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29
erfolgte infolge des markanten Anstiegs des globalen Meeresspiegels eine Überflutung ausge-
dehnter Flächen des nördlichen und östlichen Teils des Böhmischen Massivs durch das Meer
(sog. Cenoman-Transgression; z. B. Klein et al. 1979) und die Entstehung des Sächsisch-Böhmi-
schen Kreidebeckens. Durch den gleichzeitigen Einfluss der tektonischen Aktivität kam es zu
einem Absinken der Ablagerungsgebiete (Depozentrum) des Sächsisch-Böhmischen Kreidebe-
ckens, die sich entlang der im Becken und am Rande befindlichen Störungen befanden, wie
z. B. der Lausitzer Überschiebung. Das Ergebnis war die Abtrennung sedimentärer Teilbecken
und ihrer Liefergebiete (Uličný 2001). Im Bereich des Projektgebietes ResiBil erfolgte so die
Bildung des Lausitz-Isergebirgs-Depozentrums, eines Gebietes mit der höchsten Subsidenz
(Absenkung) innerhalb des gesamten Beckens.
Aus paläogeographischer Sicht war das Gebiet in der Zeit der kreidezeitlichen Meeressedi-
mentation (jüngeres Cenomanium–Santon) eine enge Meeresstraße, welche die tethyalen im
Süden und borealen Gebiete im Norden verband (Klein et al. 1979). Dies ist paläontologisch
durch Funde gemischter boreal-tethyaler Pollengemeinschaften (Svobodová 1999) bzw. durch
das Auftreten borealer Fauna (z. B. von Belemniten und Inoceramen; Košták et al. 2004) und
tethyaler Korallenarten (Löser 2009) belegt. Die Umgebung des Sächsisch-Böhmischen Kreide-
beckens bestand im Westen und Südwesten aus der Mitteleuropäischen Insel und im Nordosten
aus der Sudetischen Inseln (Skoček und Valečka 1983). Diese Festlandgebiete trennten in der
jüngeren Kreidezeit das Sächsisch-Böhmische Kreidebecken teilweise von den umliegenden
Becken, die zum flachen Nordmeer (das von Polen über Norddeutschland bis nach England
reichte) bzw. zum Tethys-Ozean gehörten, aus dem später die Alpen und Karpaten hervor-
gingen (Ziegler 1990; Voigt et al. 2008). In der sedimentären Aufzeichnung der angrenzenden
europäischen Becken dieser beiden Meeresräume sind – ebenso wie im Sächsisch-Böhmischen
Kreidebecken – die Haupttrends der globalen Meeresspiegelschwankungen zu erkennen. Diese
traten zum Beispiel als Cenoman-Transgression, als Maximum des Meeresspiegels im älteren-
und als Minimum im jüngeren Turon in Erscheinung (Voigt et al. 2008).
Ein wesentliches Ereignis für das gesamte Becken war in der Zeit zwischen dem jüngeren
Cenomanium und dem jüngeren Turon, eine Transgression, die durch den globalen Anstieg
des Meeresspiegels bedingt wurde (Voigt et al. 2008), bei welchem es zu markanten Verände-
rungen in der Paläogeographie des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens kam. Dies zeigte sich
in der Überflutung der bisherigen festländischen Liefergebiete südwestlich des Beckens, in der
Verlagerung der Liefergebiete in größere Entfernungen und in einer Veränderung der Sedimen-
tation (Čech und Valečka 1991). Nach der Transgression im älteren dominierte im Großteil des
Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens die Ablagerung von Mergeln und Plänern. Lediglich
in ihrem nördlichen und nordwestlichen Teil (Lausitz-Isergebirgs-Depozentrum) erfolgte die
Progradation von Sandsteinkörpern, die offensichtlich die Mündungen jener Flüsse wider-
spiegeln, welche die Westsudetische Insel entwässerten (Uličný 2001). Dieses tektonisch aktive
Hebungsgebiet war eine dauerhafte Quelle für gröbere Sedimente, während der Existenz des
Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens (Tröger 1969, Valečka 1979).
Im Mittleren Turon erfolgte eine markante Transgression, die die Reichweite der Sedimen-
tation von Mergeln und Plänern auch in das Gebiet entlang der Westsudetischen Insel ausdehnte,
welches zuvor im Unteren Turon und frühem Mittelturon eher durch grobkörnige Sandsteine
geprägt war. Später erfolgte aufgrund des langsamen Absinkens des Beckens bei stagnierendem
Meeresspiegel und erhöhter Zufuhr von klastischem (nicht-kalkigem) Materials insbesondere im
Nordwesten, eine markante Progradation sandiger Sedimentkörper in das Zentrum des Beckens

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(Valečka 1989). Eine schwache tektonische Aktivität und die relativ langsame Absenkung des
Beckens, sind für das ältere bis Mittlere Turon charakteristisch. Der Raum für die Ablagerung
des angelieferten sedimentären Materials bildete sich demnach nur langsam. Während des
jüngeren Turons und des älteren Coniacs nahm die tektonische Zergliederung des Beckens an
Intensität zu. Dieser Prozess wurde durch eine erhöhte Einbringungsrate von Material von der
sich heraushebenden Westsudetischen Insel kompensiert (Uličný et al. 2009a).
Eine weitere, bedeutende Transgression spielte sich im jüngeren Turon ab, wie der scharfe,
lithologische Wechsel von Sandsteinen der Jizera-Formation zu feinkörnigen Ablagerungen der
Teplice-Formation belegt (Čech und Valečka 1991; Čech 2011). Diese Transgression mündete
in eine flächendeckende Reduktion des Liefergebiets (der Sudetischen Inseln) und in eine
markante Einschränkung der Progradation der Sandsteinkörper, welche die geringste Flächen-
ausdehnung während der gesamten Existenz des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens
aufweist (Herčík et al. 1999). Die abgetragenen Sande blieben vor den Flussmündungen und in
den gefluteten Ästuaren liegen.
Ein charakteristischer Zug des jüngeren Turons war die intensiv wirkende Tektonik im
inneren Teil des Beckens, die zur Vertiefung der Depozentren, d.h. jener Teile des Beckens
führte, in denen die größten Mengen des aus den umliegenden Festlandgebieten stammenden
erodierten Materials abgelagert wurden. Diese Vertiefung dauerte bis in das Santon weiter
an. Es sind weiterhin vor allem unreife, klastische Sedimente und der erhebliche Einfluss der
Meeresströmungen (Voigt et al. 2008) auf die Umgestaltung des in den Deltas abgelagerten
Materials charakteristisch. Eine der charakteristischen Fazien des Coniacs ist die sog. flyschoide
Fazies (Valečka und Rejchrt 1973), welche die Deltasedimente säumt und als Ablagerung von
Gravitationsströmen (Turbiditen) interpretiert wird (Uličný 2001). Das vielfache Auftreten
dieses Sedimenttyps belegt die erhöhte tektonische Aktivität (Nádaskay et al. 2019c) und die
hiermit zusammenhängende, intensivere Hebung der Westsudetischen Insel und ihre Erosion.
Die erhöhte tektonische Aktivität an der Lausitzer Überschiebung hängt mit der Änderung des
gesamteuropäischen Spannungsfeldes und der Deformation des präalpinischen Terrains in
Mittel- und Westeuropa, infolge der Annährung der Iberischen Halbinsel an Europa, zusammen
(Mortimore et al. 1998).
Mit Ausnahme der markanten Umstellung der Sedimentation an der Grenze Cenoman–
Turon verlief die Sedimentation im Sächsisch-Böhmischen Kreidebecken kontinuierlich bis
zum Santon. Die Sedimentation dauerte somit 11–12 Mio. Jahre (Voigt et al. 2008). Die radio-
metrische Datierung der Vulkanite, welche die Inversion (Heraushebung) des Beckens an der
Lausitzer Überschiebung begleiteten (älteste Intrusionen vor 77 Mio. Jahren; Pivec et al. 1998),
belegen eine mögliche Fortsetzung der Sedimentation bis maximal zum Maastrichtium. Infolge
der späten Kreideinversion und regionaler Hebung im Paläogen kam es jedoch zur Erosion und
zum Verlust eines Teils der sedimentären Ablagerungen (Coubal 1990). Die Ablagerungen der
jüngeren Einheiten, d.h. des Oberen Turons bis Santons, sind insbesondere in den tektonisch
abgesenkten Schollen im Inneren des Egergrabens erhalten geblieben. Die Mächtigkeit der
erhaltenen Ablagerungen des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens erreicht im Durchschnitt
200 bis 400 m (Herčík et al. 1999). Maximale Mächtigkeiten von bis zu 1 000–1 200 m erlangt die
Füllung des Beckens entlang des tektonischen Randes im nordwestlichen Teil (Valečka 1979).
Im Verlauf der späten Kreidezeit und tertiären Hebung des Sächsisch-Böhmischen Beckens
erfolgte in seinem zentralen Teil die Erosion von bis zu 500 m der jüngeren Sedimentfüllung
(Uličný et al. 2003).

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Tertiär–Quartär
Bereits während der Kreidesedimentation wurde die sedimentäre Füllung des Sächsisch-Böhmi-
schen Kreidebeckens tektonisch zergliedert. Gegen Ende der Inversionstektonik in der späten
Kreidezeit wurde die Lausitzer Überschiebung aktiv. Dabei wurde zum Teil die alte, spätjuras-
sische Grabenrandstörung reaktiviert. In ihrem nordwestlichen Verlauf schneidet sie durch die
beckeninneren Ablagerungen des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens und wurde dort sehr
wahrscheinlich neu angelegt (Malkovský 1987). Im Paläogen unterlag das Gebiet einer regio-
nalen Hebung, bei der sowohl das alte Liefergebiet als auch die kreidezeitliche Beckenfüllung
weiträumig abgetragen wurden. Im Unteren bis Oberen Oligozän entstand der NO–SW-orien-
tierte Egergraben und assoziierte weitere kleinere Grabensysteme an seinem Nordost-Ende. Die
Bildung dieses Grabens war mit der Hebung des nördlichen Grabenrandes (Erzgebirge) um
etwa 1000 m und mit starkem Vulkanismus verbunden. In den entstandenen Becken lagerten
sich vulkanische Tuffite und Tuffe, Geröll, Sande, Tone und mächtige Kohleflöze ab.
Vulkanische Gesteine (Basaltoide, Nephelinite, pyroklastische Gesteine, Phonolithe bis
Trachyte) aus dem Oligozän und dem Miozän bilden große Vulkanbauten, Intrusionen und
Gangsysteme. Ihre Förderprodukte liegen in den tertiären Sedimenten vor. Anhand von radio-
metrischen (Pfeiffer et al. 1984) und paläontologischen Datierungen dieser obersten Sedimente,
werden die Lavaergüsse dem Oberen Oligozän bis Unteren Miozän zugeordnet. Sie treten vor
allem im Bereich des Egergrabens auf (Abb. 4-3).
Auf das warme Klima im Tertiär – das auch durch die intensive Bildung von Kohlelagerstätten
belegt wird, die aus den Pflanzengesellschaften tropischer bis subtropischer Moore entstanden –
Abb. 4-3:
Naturdenkmal
Panská skála bei
Kamenický Šenov
mit eindrucksvollen
Basaltsäulen. Foto:
P. Tomanová Petrová,
2014.

image
folgte eine Kältephase im Quartär, welche kontinentale, pleistozäne Vereisungen hinterließ.
In der Elsterkaltzeit vor 400 000 Jahren erreichte das skandinavische Inlandeis seine Maxima-
lausdehnung und stieß entlang des Elbtals bis in das Projektgebiet vor. Die Ablagerungen des
Gletschers sind vor allem nördlich der Lausitzer Überschiebung zu finden (Šibrava 1967; Nývlt
1998). Der größte Teil des Projektgebiets wird hauptsächlich von glazilakustrinen Sedimenten
(Gletschersee-Sedimente, sog. Warventone), äolischen Sedimenten (durch Wind transportiert,
z. B. Löss und Lösslehm) und dem periglazialen Verwitterungsschutt der Umgebungsgesteine
bedeckt. In den Tälern finden sich Sand, Kies und Lehm, die durch junge Flüsse abgelagert
wurden und die die heutigen Auen bilden (Abb. 4-4). Die Elbe änderte durch den Einfluss des
Eises ihren Verlauf und hinterließ in den darauffolgenden Vereisungen der Saale- und Weich-
selkaltzeit mächtige Schotterterrassen.
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Abb. 4-4: Tief in
die Landschaft
eingeschnittene
Schlucht der Elbe
bei Hřensko.
Foto: K. Motyčková
a J. Šír, 2013.

Die Tektonik ist ein Teilbereich der Geologie, der sich mit der strukturellen Veränderung eines
Gesteinsverbandes befasst. Bei einem relativen Versatz der Gesteine zueinander, werden die
ursprünglichen Lagerungsverhältnisse gestört. Diese Störungen oder Deformationen können
unter unterschiedlichen Bedingungen erfolgen: 1.) spröde Deformation (bei geringeren
Temperaturen und Drücken), 2.) spröd-duktile Deformation (als Mischform) und 3.) duktile
(plastische) Deformation (bei höheren Temperaturen und Drücken). Das Ergebnis sind sowohl
geologische Störungen, Brüche und Scherzonen, als auch Falten und Faltensysteme.
Das Projektgebiet liegt im Kreuzungsbereich zweier regionaler Störungszonen unterschied-
lichen Alters, denen die meisten Störungen mit einem Versatz von mindestens 50 m zugeordnet
werden können (Abb. 5-1). Diese Störungssysteme sind die NW–SO streichende Elbezone, die
überwiegend die präkretazischen Gesteinseinheiten beeinflusst und der NO–SW-streichende
Egergraben, der besonders in den Kreideschichten wirksam ist (Abb. 5-2; Mlčoch et al. 2018). Hinzu
kommt ein NNO–SSW-streichendes Störungssystem (sog. „Jizerarichtung“) (Uličný et al. 2009b).
Die NW–SO-streichende
Mittelsächsische Störung
bildet die südwestliche Begrenzung
der Elbezone. Sie versetzt die unterpaläozoischen, schwach metamorph überprägten Gesteine
des Elbtalschiefergebirges gegen das kristalline Grundgebirge des Erzgebirges. Die Störung
ist spätvariszischen Alters (ca. 300–320 Mio. Jahre) und stellt eine 200 m bis zu 1500 m breite
Störungszone dar. Sie hat einen komplizierten Charakter mit mehrfachen aktiven Phasen. Nach
der Aufschiebung der Phyllite auf das Erzgebirge, erfolgte mit der Heraushebung des Erzgebirges
eine Abschiebung des Elbtalschiefergebirges. Anschließend war die Störung als Scherzone aktiv,
wobei das Lausitzer Massiv gegenüber dem Erzgebirge in südöstlicher Richtung verschoben
wurde (Rauche 1992). In den Kreidesedimenten tritt sie nicht in Erscheinung, sie wirkte also
nur im Grundgebirge. Die Störung wurde ursprünglich in Sachsen beschrieben, wo sie an der
Oberfläche aufgeschlossen ist. Auf tschechischer Seite wird ihr Verlauf lediglich anhand von
Bohrdokumentationen vermutet (Mlčoch und Konopásek 2010).
Die
Westlausitzer Störung
wurde ebenfalls ursprünglich in Sachsen beschrieben und
ist dort entlang des Elbtalschiefergebirges aufgeschlossen. Sie trennt die Granodiorite und
Grauwacken des Lausitzer Massivs von den unterpaläozoischen Gesteinen des Elbtalschiefer-
gebirges ab. Dabei handelt es sich um eine Scherzone, die lokal aus mehreren Scherkörpern
unterschiedlicher Gesteine besteht. Sie war (wie die Mittelsächsische Störung auch) in der
variszischen Zeit vor ca. 320 Mio. Jahren aktiv. Auf tschechischer Seite ist sie lediglich aus dem
Gebiet des Elbtals bekannt. Der Verlauf der Störung wurde dort anhand von Aufschlüssen am
rechten und linken Ufer der Elbe lokalisiert (Ebert 1934; Valečka et al. 1970). Die Westlausitzer
Störung beeinträchtigt die Kreidesedimente nicht. Sie kann bis zur Děčín–Doubice Störung
verfolgt werden (Krentz 2008).
Die
Lausitzer Überschiebung
ist die nordwestliche Begrenzung der Elbezone und die
bedeutendste Störung im Projektgebiet. Sie verläuft in NW–SO-Richtung und trennt die sedimen-
5
|
Tektonik

image
tären Kreidesandsteine des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens von den Granitoiden
des Lausitzer Massivs und dem kristallinen Grundgebirge des Jeschken und des Riesen- und
Isergebirges ab. Die Störung entstand bereits in der variszischen Zeit und durchlief während
des späten Paläozoikums und des Mesozoikums eine Reaktivierung. Der heutige erkennbare
Versatz an der Lausitzer Überschiebung erfolgte in der Zeit von der Obersten Kreide bis ins
Tertiär (vor ca. 60–70 Mio. Jahren) und beträgt lokal bis zu 600 m. Die Überschiebung ist in
mehrere Abschnitte zergliedert. Die einzelnen Blöcke können sowohl als Auf- oder Abschiebung
reagieren (z. B. Krentz und Stanek 2015; Hofmann et al. 2018). Der Verlauf der Lausitzer
Überschiebung nach Südosten deutet darauf hin, dass sie während des Oberen Paläozoikums
als Scherzone wirksam war, wobei es zur Bildung kleinerer Dehnungsbecken (Typ „pull apart“-
Becken) kam. Damit könnte das Auftreten von oberpaläozoischen Gesteinen im Bereich der
Lausitzer Überschiebung erklärt werden, obwohl sich in der Nähe der Verwerfung im Unter-
grund keine oberpaläozoischen Sedimente befinden. Die Lausitzer Überschiebung stellt
im westlichen Teil des Projektgebietes eine flach einfallende Störung (Einfallen 45–50°) dar,
wobei die Granitoide des Lausitzer Massivs, zusammen mit den Resten der Perm- und Jurase-
dimente über die Ablagerungen der Oberen Kreide (Turon, Coniac), aufgeschoben wurden
(vergl. Tabelle 2 der dazugehörigen Bohrung 6412_L). Im Projektgebiet ist die Überschiebung
mehrfach aufgeschlossen, z. B. im Gebiet von Doubice, wo entlang der Überschiebung
Sedimente des Jura (Kapitel 7: Standort 5) oberflächlich anstehen. In der Umgebung von
Jítrava, zwischen Vysoká und Kozí hřbety (Kapitel 7: Standort 2), verläuft die Störung in
NNW–SSO-Richtung. Dort sind die ältesten Kreideschichten (Cenomanium) anstehend.
Charakteristisch für die Lausitzer Überschiebung sind glatte Rutschflächen (sog. Harnische)
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Abb. 5-1: Schematische
Darstellung der
Hauptstörungszonen,
die sich im
Projektgebiet
kreuzen.

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5| TEKTONIK
35
und Verhärtungen (Silifizierung; Verkieselungen) der Sandsteine unmittelbar im Störungsbe-
reich. (Abb. 5-3).
Die NW–SO- bzw. W–O-streichende
Česká Kamenice Störung
tritt im Untergrund der
Kreide durch einen markanten Versatz in Erscheinung. Sie begrenzt den nördlichen Rand des
oberpaläozoischen Česká Kamenice Beckens und kann als direkte Fortsetzung der Westlausitzer
Störung im Westen interpretiert werden. Zugleich bildet sie den südlichen Rand des Lausitzer
Massivs. Der exakte Verlauf der Česká Kamenice Störung im Untergrund der Kreide ist durch die
begrenzte Anzahl von Bohrungen und seismischen Profilen nicht genau bekannt. Die weitere
Fortsetzung der Störung nach Osten bis zur Lausitzer Überschiebung ist weder anhand der
Morphologie des Untergrundes noch mit Hilfe der gravimetrischen Karte eindeutig zu erkennen
Abb. 5-2: Schematische
Darstellung der
geologischen
Einheiten des
Grundgebirges
und bedeutende
variszische tektonische
Strukturen mit
rechtsseitiger
Bewegung (weiße
Pfeile).

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(Abb. 2-3). Sie wird derzeit ab der Děčín–Doubice Störung als WNW–OSO-streichende Störung
oder Störungszone angesehen, die parallel zur Lausitzer Überschiebung verläuft. Die nördlichen
Störungen verlaufen dabei zwischen Chřibská und Mařenice und die südlichen Störungen
zwischen Česká Kamenice und Nový Bor. Die südlichen Störungen sind dabei von besonderer
Bedeutung, da sie den abgesenkten, westlichen Block im Südwesten von dem zentralen Teil des
Zittauer Gebirges im Nordosten trennen. Dieser Abschnitt wurde um ca. 200 m angehoben.
Östlich der Lausche (Luž) und der Gemeinde Cvikov sind die jüngsten Kreidesedimente
erodiert (ab dem unteren Teil der Březno-Formation) und die Störungen gehen in eine kompli-
zierte, tektonische Zone über, die bis zur Stráž Störung verläuft.
Die östliche Grenze des Lausitzer Massivs verläuft NNO–SSW-streichend im Gebiet von
Mařenice, beinahe senkrecht zur Česká Kamenice Störung und zur Lausitzer Überschiebung.
Sie wird dort als
Mařenice Störung
bezeichnet, welche sowohl vor als auch nach der Kreidezeit
aktiv war.
Der
Erzgebirgsabbruch
ist eine Störungszone, die aus mehreren Einzelstörungen besteht.
Sie trennt das kristalline Grundgebirge des Erzgebirges im Nordwesten von den böhmischen
Kreidesedimenten im Südosten und erstreckt sich bis an die Mittelsächsische Störung, die das
Erzgebirge vom Elbtalschiefergebirge separiert. Die Aktivität des Erzgebirgsabbruchs reicht
vom Neogen bis ins Quartär.
Die O–W-streichenden Störungen des Erzgebirgsbruchs bildeten sich während der Öffnung
des Egergrabens (Rajchl et al. 2009). Diese Störungen verbanden sich später und bildeten die
dominante NO–SW-Richtung aus. Diese Störungszone stellt den jetzigen, nordwestlichen
Rand des Egergrabens und zugleich eine bedeutende, tektonische Grenze am Rande des
Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens dar. Der Versatzbetrag des Erzgebirgsabbruchs im
Projektgebiet liegt zwischen 600-800 m.
Die
Děčín–Doubice Störung
bildet die Fortsetzung des Erzgebirgsabbruchs in nordöst-
licher Richtung und tritt mit einer Reihe markanter Störungen in den Kreidesedimenten in
Erscheinung (Herčík et al. 1999). Die Störung trennt den nordwestlichen Block mit der Peruc-Ko-
rycany-Formation, der Bílá Hora-Formation und der Jizera-Formation, der in Richtung NNO
zur Lausitzer Überschiebung geneigt ist (nördlich von Děčín auch mit dem abgedeckten kristal-
linen Grundgebirge im Elbtal) vom tief abgesenkten, südöstlichen Block mit der Teplice-, der
Březno- und der Merboltice-Formation, der zum Böhmischen Mittelgebirge hin einfällt. Der
abgesenkte Block zwischen der Děčín–Doubice und der Česká Kamenice Störung wird als
Benešov Synklinale (Herčík et al. 1999) bzw. Benešov Graben (Uličný et al. 2015) bezeichnet
(Abb. 5-4). Die maximale Absenkung an der Česká Kamenice Störung beträgt insgesamt 500 m,
bei der Děčín–Doubice Störung etwa 150 m.
Zu den jüngsten Aktivitäten gehören die NO–SW-streichenden Störungen im Südosten
des Projektgebietes. Die markanteste Störung ist die
Stráž Störung
, die den gleichnamigen,
gehobenen Stráž Block im Südosten vom Tlustec Becken trennt. Im Tlustec Becken wurden
etwa 750 m Kreidesedimente nachgewiesen. Die Svojkov und die Velenice Störung grenzen
nach NW den gehobenen – und dadurch stark erodierten – Block, den sog. Lasvice Horst, ab.
Der Versatz an den Störungen beträgt bis zu 200 m. In Richtung Nordwesten bilden die Svojkov
Störung und die parallele Sloup Störung den Rand des tief abgesenkten Nový Bor Grabens, der
die östliche Fortsetzung des Benešov Grabens darstellt. Die stufenförmige Abschiebung an
mehreren Störungen beträgt hier bis zu 350 m. Parallel zur Stráž Störung treten zahlreiche basal-
tische Gänge auf.

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5| TEKTONIK
37
Abb. 5-3:
a) Tektonisch
entstandene
Harnischflächen
(„Spiegel“) auf
verkieselten,
grobkörnigen
Sandsteinen der
Březno-Formation
(Lausche Sandstein).
Auflässiger Steinbruch
in der Teufelsebene bei
Lesný. Foto: J. Valečka,
2019.
Abb. 5-3:
b) Harnischflächen
auf einem Sandstein
der Jizera-Formation
im Raum Lückendorf.
Foto: Š. Mrázová, 2018.
a)
b)

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Abb. 5-4: Lage des Ceská Kamenice Beckens und weiterer morphologischer Einheiten innherlab des Projektgebiets.
Abb. 5-5: Geophysikalisches Profil (Widerstandssondierung – VES) bei Lesné-Milicka über die Lausitzer Überschiebung mit dem Nachweis der
Auflagerung von Granit (rot) auf Kreidesandstein (grün).

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5| TEKTONIK
39
Abb. 5-6: Geophysikalisches Profil (Wider stand stomographie – ERT) gemessen bei der Ortschaft Ostry vrch. Der Unterschied zwischen den
Sandsteinen und den metamorphen Gesteinen, die durch eine Störung (Lausitzer Überschiebung ) von einander getrennt vorliegen, ist gut
erkennbar.
Auf den Sandsteinaufschlüssen können verschiedene tektonische Phänomene beobachtet
werden, z. B. Harnische, zahlreiche Klüfte usw. (Abb. 5-3a, b).
Sowohl in dem Gebiet der Tschechischen Republik als auch in Sachsen wurden geophysi-
kalische Messungen vorgenommen, um die Lausitzer Überschiebung sowie die sie kreuzenden,
Abb. 5-7: Flusslauf des
Bily potok (rechter
Nebenfluss der Svratka
in Tschechien), der
möglicherweise mit
NO-SW-streichenden
Störungen in
Verbindung steht.
Foto: Š. Mrazova, 2017.

jüngeren NO–SW-streichenden Störungen zu charakterisieren. Dazu wurden seismische,
geoelektrische und gravimetrische Messungen entlang der Lausitzer Überschiebung im Raum
Lückendorf (Deutschland) sowie bei Doubice, Žulovec, Lesné-Milířka, Dolní Sedlo und Zdi-
slava (Tschechische Republik) durchgeführt. Dabei wurde deutlich, wie sich der Charakter der
Lausitzer Überschiebung von West nach Ost verändert. In Sachsen sowie im Gebiet Krásná
Lípa und Varnsdorf, lagern die Granite des Lausitzer Massivs überschoben auf den Kreidese-
dimenten. Der Versatz der Überschiebung beträgt in diesem Abschnitt mehrere hundert Meter
und weist dabei eine leicht geneigte, nach Nordosten hin einfallende Überschiebungsfläche
auf (Abb. 5-5). Am Standort Doubice (Kapitel 7: Standort 6) und Lesné-Milířka wurden entlang
der Lausitzer Überschiebung Gesteine des jüngeren Paläozoikums (Perm, Jura) nachgewiesen,
welche in einigen Abschnitten durch ihre physikalischen Eigenschaften (Schiefertone des
Perms) wahrscheinlich eine hydrogeologische Barriere bilden.
In der Nähe von Dolní Sedlo (östlich des Baches Bílý potok (dt. Weißbach) ist die Lausitzer
Überschiebung wiederum als eine subvertikale Störung ausgebildet (Abb. 5-6). Hier wurde
ebenfalls eine jüngere NO–SW-streichende Störung nachgewiesen, die den Verlauf der Lausitzer
Überschiebung kreuzt und eine Verbindung des Grundwassers von den Kreidesedimenten im
Süden in das tertiäre Becken bei Hrádek nad Nisou im Norden ermöglicht (Abb. 2-4).
Nördlich von Lückendorf wurden reflexionsseismische Messungen durchgeführt (Abb.
2-6a, b), die den Verlauf der Lausitzer Überschiebung sowie jüngerer kreuzender Störungen
lokal untersuchen sollten. Dabei konnte u. a. nachgewiesen werden, dass die NO–SW-verlau-
fende König-Johann-Quelle Störung eine direkte Verbindung von den Kreidesedimenten zu den
tertiären Sedimenten des Zittauer Beckens darstellt. Die Untersuchungen wurden in den ersten
10 Metern unterhalb der Erdoberfläche durch die ERT-Methode (Elektrische Widerstandsto-
mographie) bestätigt. Das Gebiet um Lückendorf war ein wichtiger Forschungsschwerpunkt,
da in der Umgebung bedeutende Quellen (u. a. die König-Johann-Quelle) und Quellgebiete
(Weißbachtal) konzentriert sind (Abb. 5-7).
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Im Untersuchungsgebiet treten folgende regionalgeologische Einheiten auf (Abb. 4-1):
Lausitzer Massiv
Kristallines Grundgebirge des Erzgebirges
Kristallines Grundgebirge des Riesen- und Isergebirges sowie die Jeschken-Gruppe
Elbtalschiefergebirge
Česká Kamenice Becken
Relikte von Jura-Sedimenten
Sächsisch-Böhmisches Kreidebecken
Egergraben
Tertiäre- und quartäre Ablagerungen.
1. Lausitzer Massiv
Das Lausitzer Massiv gehört zu den großen – durch Hebung und Erosion – freigelegten Intrusiv-
gesteinskörpern in Mitteleuropa. Die magmatischen Gesteine sind im Norden des Projektgebiets
an der Oberfläche aufgeschlossen. Das Lausitzer Massiv ist durch verschiedene Typen von
Graniten und Granodioriten gekennzeichnet, die zuvor in die Lausitzer Grauwacken-For-
mation intrudierten. Bei der Grauwacken-Formation handelt es
sich um Schiefer und Grauwacken des Oberen Proterozoikums, den
ältesten bekannten Gesteinen im Untersuchungsgebiet. Sie wurden
in einem flachen Meer im Zeitraum zwischen 650 bis 570 Mio. Jahren
abgelagert. Durch die Intrusion der verschiedenen Plutonite vor ca.
540 Mio. Jahren wurden sie lokal kontaktmetamorph beeinflusst.
Dabei entstand ein kontaktmetamorpher Mantel aus Phylliten und
Metagrauwacken an der Basis der Grauwacken-Formation. Während
im nördlichen Bereich der Lausitz große Teile der Grauwacken-For-
mation nicht metamorph überprägt sind, treten Schollen dieser
kontaktmetamorphen Gesteine entlang der Lausitzer Überschiebung
und im Raum westlich von Jiřetína (Křížová hora, Šibeniční vrch)
oder in Milířská dolina auf.
Zum Lausitzer Massiv werden folgende magmatische Gesteine
entsprechend ihrer zeitlichen Abfolge gezählt (Opletal und Adamová
2002):
Die cadomischen Biotit-Granodiorite der Lausitz (Abb. 6-1) intru-
dierten zwischen 540-587 Mio. Jahren (Kröner et al. 1994, 2001;
Linnemann 2004). In diese Gruppe gehören, unter anderem
auch die Typen Zawidów, Löbau und Herrnhut, die sowohl
richtungslos-körnig bis schiefrig ausgebildet sein können. Die
6
|
Regionalgeologischer Aufbau
Abb. 6-1: Lausitzer
Granodiorit im
Steinbruch Lipová.
Foto: S. Mrázová, 2019.

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Hauptminerale sind Plagioklas, Kalifeldspat, Quarz und Biotit, als Beimengung (akzesso-
risch) treten Apatit und Zirkon auf.
Der Zweiglimmer-Granodiorit ist kein reines Intrusivgestein, sondern eine partiell aufge-
schmolzene Grauwacke (Anatexit).
Der porphyrisch-ausgebildete Biotitführende Rumburker Monzogranit ist grobkörnig bis
großkörnig ausgebildet (Mineralkörner bis etwa 3 cm), stellenweise porphyrisch und häufig
in großen Blöcken verwitternd vorzufinden. Er enthält bläulich-grauen Quarz, Kalifeldspat,
Biotit, akzessorische Minerale sind Apatit, Zirkon, Cordierit und Eisenoxide. Bei porphyri-
schen Typen können die Kalifeldspat-Einsprenglinge einer Größe von 3 bis 7 cm erreichen.
Die Biotitführenden Monzogranite von Václavice und Brtnice intrudierten (wie der Rumburker
Monzogranit auch) vor etwa 490 Mio. Jahren an der Grenze Kambrium–Ordovizium. Der
Václavice Monzogranit wird als Übergangstyp zwischen dem Rumburker Granit und dem
Lausitzer Granodiorit angesehen. Er ist mittelkörnig, stellenweise auch porphyrisch ausge-
bildet und zeigt eine weiß-graue Farbe. Die mineralogische Zusammensetzung ist Quarz,
Plagioklas, Kalifeldspat, Biotit ± Muskovit und ± Amphibol. Weitere akzessorische Minerale
sind Titanit, Epidot und verschiedene Erzminerale (Fe-Oxide und Pyrit).
Zahlreiche Ganggesteine weisen eine vielfältige petrographische Zusammensetzung auf. Es
treten verschiedene Porphyre, Aplite, Quarzgänge, Lamprophyre und Pegmatite unterschied-
lichen Alters auf. Mehrere Dolerite (Abb. 6-2) intrudierten in der Zeit um 400 bis 360 Mio. Jahre
(Krauss et al. 1992). Stellenweise enthalten sie Erzminerale mit einem erheblichen Gehalt an
Kupfer und Nickel.
2. Kristallines Grundgebirge des Erzgebirges
Der Erzgebirgs-Kristallin Komplex reicht nur in geringem Umfang in den westlichen Teil
des Projektgebiets herein. Er besteht überwiegend aus mittelkörnigen Orthogneisen bzw.
Abb. 6-2: Dolerit-Gang
in einem ehemaligen
Steinbruch bei Rožany.
Foto: P. Tomanová
Petrová, 2019.

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6 | R E G I O N A L G E O L O G I S C H E R A U F B A U
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Metagranodioriten. Auf deutscher Seite treten auch feinkörnige
Glimmerschiefer und Zweiglimmergneise auf. Das ursprüngliche
Gestein (Protolith) der Orthogneise war ein Granodiorit, der infolge
von Temperatur- und Druckbelastung metamorph überprägt und
unterschiedlich stark deformiert wurde. Muskovit-Biotitführende
Orthogneise (Abb. 6-3 und 6-4) sind deutlich eingeregelt und weisen
eine markante, lineare Anordnung der Glimmerminerale auf.
Stellenweise treten im Gestein auch Relikte von Kalifeldspat-Por-
phyroblasten (Kristallneubildungen) auf. Für Metagranodiorite ist
die reliktische Granitstruktur charakteristisch. Diese Gesteinstypen
finden ihre weitere Fortsetzung im Untergrund der Sedimente des
Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens und teilweise auch unter
den permokarbonen Sedimenten des Česká Kamenice Beckens bis
hin zur Mittelsächsischen Störung im Norden (Chaloupský 1978;
Mlčoch und Konopásek 2010). Auf deutscher Seite stellt die Mittel-
sächsische Störung eine markante, tektonische Störung mit einem
Einfallen nach Norden bis Nordosten dar, die die tektonische Grenze
zwischen dem Erzgebirge und den altpaläozoischen Gesteinen des
Elbtalschiefergebirges bildet.
3. Kristallines Grundgebirge des Riesen- und des Isergebirges
sowie die Jeschken-Gruppe
Das kristalline Grundgebirge des Riesen- und Isergebirges befindet
sich im östlichen Bereich des Projektgebietes entlang der Lausitzer
Überschiebung. Der Untergrund besteht aus der oberproterozoischen
Abb. 6-3: Östlichstes
Auftreten der Gesteine
des Erzgebirgs-
Kristallin Komplexes
am Hang des
Erzgebirges in der
Nähe von Tiské stěny.
Foto: B. Mlčoch, 2019.
Abb. 6-4: Anstehender
Orthogneis mit
eingeschlossenen
Lagen aus Amphibolit
in der Nähe von
Petrovice. Foto:
B. Mlčoch, 2019

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Machnín-Gruppe, die mit der Lausitzer Grauwacken-Formation
kor reliert wird. Bestandteil des Riesen- und Isergebirges ist die
Jesch ken-Gruppe (Mísař 1983), die einen Teil des Jeschkenkamms
bildet. Die Gesteine der Jeschken-Gruppe treten im nordöstlichen
Bereich des Projektgebietes auf. Nach Südwesten trennt die Lausitzer
Überschiebung die Gruppe von dem Sächsisch-Böhmischen Kreide-
becken ab.
Der überwiegende Teil der Jeschken-Gruppe besteht aus ordo-
vizischen bis unterdevonischen Serizit-Phylliten (Abb. 6-5), ordovi-
zischen Quarziten und schwach metamorphen Sedimenten und
Vulkaniten ordovizischen bis silurischen Alters (Chlupáč 2002b).
Metaquarzite sind in die Phyllitfolge eingeschaltet. Sie sind insbe-
sondere auf dem Berg Jeschken mächtig entwickelt. Die vulkanische
Fazies ist mit einem Karbonatkomplex aus Dolomiten, (graphiti-
schen) Kalksteinen und Hornsteinen vergesellschaftet. Die unterde-
vonischen Deckphyllite enthalten zahlreiche Spurenfossilien, die ein
relatives Tiefwassermilieu der ehemaligen Sedimentation anzeigen.
Paläontologisch belegte Sedimente aus dem Silur treten im
Vorland des Riesengebirges, im kristallinen Grundgebirge des Riesen-
und Isergebirges und auf dem Jeschkenkamm auf (Chlupáč 2002b).
Es handelt sich dabei um dunkle, graphitische Phyllite, in denen
Fossilien (Graptolithen) auftreten. Ein obersilurisches Alter wird für
die grauen, feinkörnig-knolligen Kalksteine bei Křižany (westlich des Jeschken) angenommen.
In diesen konnten Reste von Seelilien und Haarsternen gefunden werden (Abb. 6-6).
Auf dem Jeschkenkamm treten über den ordovizischen Quarziten und den silurischen
Deckschichten devonische Phyllite und Grünschiefer auf (Chlupáč 2002b). Oberes bis
Mittleres Devon konnte durch paläontologische Untersuchungen auch in der Schichtenfolge
von Kalksteinen in der Umgebung der Ortschaft Světlá pod Ještědem (südlich des Jeschken)
nachgewiesen werden. In ihnen wurden zahlreiche Reste von Stromatoporen, Korallen
und Brachiopoden gefunden, die einst in einem Flachwasserbereich angesiedelt waren. In
der gefundenen Korallenfauna in der Nähe von Vysoká bei Jítrava, wurde eine vulkanische
Aktivität anhand von tuffitischen Gesteinen nachgewiesen (Galle und Chlupáč 1976; Chlupáč
2002b).
Die jüngsten Gesteine der Jeschken-Gruppe weisen ein oberdevonisches bis unterkarbo-
nisches Alter auf und werden als Jítrava-Formation bezeichnet. Sie besteht aus Quarziten und
Konglomeraten, die den älteren Schichten der Jeschken-Gruppe diskordant auflagern. Die
Sedimente des Oberen Devons können in Velké Vápenné bei Jítrava (nordwestlich des Jeschken)
gefunden werden. Sie bestehen aus schwarzem Schiefer mit Pyrit, in dem Ammoniten (Gonia-
titen) gefunden werden können. Die feinkörnigen Sedimente wurden ursprünglich in einer
anoxischen (sauerstoffarmen) Fazies abgelagert. Neben den oberdevonischen Ablagerungen
treten in der Schichtenfolge überwiegend klastische, unterkarbonische Sedimente auf. Litho-
logisch handelt es sich bei den unterkarbonischen Sedimenten um braunrote bis graugrüne,
kontinental gebildete Brekzien mit kleinen Lagen von Grauwacken und Tonsteinen (Peliten).
Die Sedimente des Oberen Devons und des Unteren Karbons sind stark verfaltet und regional
schwach metamorph überprägt. Nach Chaloupský (1970) setzen sich die oberdevonischen
Abb. 6-5: Phyllite mit
konglomeratischen
Lagen aus dem
Ordovizium in der
Nähe von Kryštofovo
Údolí. Foto:
P. Tomanová Petrová,
2019.

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6 | R E G I O N A L G E O L O G I S C H E R A U F B A U
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und unterkarbonischen Gesteine im Untergrund der Kreide bis in das Gebiet von Jablonné
v Podještědí (südlich von Oybin) fort.
4. Elbtalschiefergebirge
Das Elbtalschiefergebirge bildet den südwestlichen Teil der Elbezone. Die Elbezone stellt eine
mehr als 300 km lange Bruchzone in Mitteleuropa dar, die sich in Richtung NW–SO erstreckt. In
Sachsen trennt sie die geologischen Einheiten des Erzgebirges, des Mittelsächsischen Antiklin-
oriums (Vulkanite und altpaläozoische Sedimente NW-Sachsens; außerhalb des Projektgebiets)
und des Granulitgebirges (außerhalb des Projektgebiets) im Südwesten von der Lausitzer
Antiklinalzone im Nordosten. Das Elbtalschiefergebirge wird durch die Mittelsächsische
Störung im Südwesten gegen die Gneise des Erzgebirges, und durch die Westlausitzer Störung
im Nordosten gegen die cadomischen Grauwacken und Granodiorite des Lausitzer Massivs
abgetrennt. Die Westlausitzer Störung ist vor allem auf deutscher Seite bekannt und kartierbar,
auf tschechischem Gebiet tritt sie nur einmal im Tal der Elbe sichtbar auf, wo sie die Gesteine des
Elbtalschiefergebirges von den Granodioriten und Grauwacken des Lausitzer Massivs trennt.
Das Elbtalschiefergebirge umfasst vor allem altpaläozoische Sedimente und Metavulkanite. Die
Gesteine sind meistens durch den starken, tektonischen Einfluss gestört und im nordöstlichen
Teil zusätzlich durch variszische Granitoide kontaktmetamorph überprägt.
Die Gesteine des Ordoviziums (Mühlbach-Nossen-Gruppe) bestehen vor allem aus
Quarziten, Phylliten, Metarhyolithen (sog. Serizitgneise) und Kalzitmarmoren, mächtigen
Metadaziten und ihren Tuffen („Chloritgneise“) (Kozdroj et al. 2001). Schwarze, silurische
Kiesel- und Schwarzschiefer (Alaunschiefer) mit Resten von Fossilien (Graptolithen) liegen oft
tektonisch beeinflusst über den ordovizischen Gesteinen. Durch Mikrofossilien (Conodonten)
Abb. 6-6: Grauer,
dünnplattiger
Kalkstein aus dem
Devon im Solvay-
Steinbruch bei Křižany.
Foto: P. Tomanová
Petrová, 2019.

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46
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konnten die Gesteine des Mittleren bis Oberen Devons von den
anderen Gesteinen des Elbtalschiefergebirges abgegrenzt werden.
Das Elbtalschiefergebirge kann in zwei verschiedene fazielle
Formen unterteilt werden: Die „thüringische“ Faziesentwicklung
mit einer mächtigen „Diabas-Kalkstein-Serie“ und die „bayerische“
Entwicklung mit einer devonischen Hornstein-Serie (Abb. 6-7).
Abgeschlossen wird die Entwicklung durch eine unterkarbonische
Tonschiefer-Grauwacken-Konglomerat-Serie, die besonders durch
das Auftreten eines typischen Kieselschiefer-Hornstein-Konglome-
rates gekennzeichnet ist (Alexowsky et al. 1997).
Das Elbtalschiefergebirge wird auf tschechischer Seite von den
Sedimenten des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens überlagert,
wodurch eine genaue, räumliche Abgrenzung erschwert wird. In
nur wenigen, tiefreichenden Bohrungen auf tschechischem Gebiet
wurden im Untergrund (graphitische) Phyllite erkundet, die dem
Elbtalschiefergebirge zugerechnet werden können. Im Elbtal treten
Amphibolite und Phyllite an der Oberfläche auf. Weiterhin findet sich
im Elbtal, im Bereich der Westlausitzer Störung, eine Kontaktzone
der Gesteine des Elbtalschiefergebirges und der Granodiorite
des Lausitzer Massivs. Begleitet wird dieser Kontakt von Relikten
oberproterozoischer Grauwacken, die offensichtlich zur Machnín-
Gruppe gehören.
5. Česká Kamenice Becken
Die Sedimente und Vulkanite des Oberen Paläozoikums (Karbon–Perm) sind auf tschechischer
Seite in zwei Gebieten konzentriert: Im Česká Kamenice Becken, das als Extensionsbecken in
O–W-Richtung zwischen Pilsen und Trutnov liegt und als reliktische Vorkommen entlang der
Lausitzer Überschiebung. Auf sächsischer Seite treten im Projektgebiet selbst keine permokar-
bonen Gesteine auf, jedoch befindet sich das nächste Vorkommen (Döhlener Becken) ca. 15 km
nordwestlich des Projektgebietes.
Die Gesteine des Česká Kamenice Beckens treten nicht an der Oberfläche auf. Die permo-
karbonen Sedimente und Vulkanite bilden zwischen Žandov und Srbská Kamenice die Basis des
Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens und umfassen eine Fläche von ca. 300 km
2
(siehe Anlage
Geologische Karte insb. Geologische Übersichtskarte der präkretazischen Einheiten). Die
Füllung des Česká Kamenice Beckens besteht aus einem zyklischen Wechsel von Sandsteinen,
Grauwacken und Schiefertonen (Kučera und Pešek 1982). Diese Gesteine wurden anfangs im
Bereich alluvialer Schuttfächer und mäandrierender Flusssysteme, später erst im alluvialen-
und Seenmilieu abgelagert (Martínek et al. 2006). Vulkanische Gesteine – sog. Melaphyre
(Andesite und basaltische Andesite) und Rhyolithe bzw. ihre sedimentär umgelagerten Äquiva-
lente (Vulkanoklastika) – wurden insbesondere in den tieferen Bereichen der Beckenfüllung
angetroffen (Pešek et al. 2001). Das Becken erreicht eine Mächtigkeit bis zu 620 m.
Die permokarbonen Sedimente und Vulkanite befinden sich auf deutschem Gebiet im
Döhlener Becken in der Elbezone, wo sie die Gesteine des variszischen Untergrunds (Elbtal-
schiefergebirge) überdecken. Das Becken liegt südwestlich von Dresden, hat eine Länge von
23 km und eine Breite von 4 km. Die Beckenfüllung besteht ebenfalls aus einem Wechsel von
Abb. 6-7:
Oberdevonische
Hornfels-Serie der
„Bayerischen“- Fazies,
aufgeschlossen im
Seidenbach-Tal. Foto:
Š. Mrázová, 2019.

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terrestrischen Sandsteinen, Grauwacken und Schiefertonen und erreicht eine maximale
Mächtigkeit von ca. 700 bis 800 m. Im Döhlener Becken wurde intensiv Steinkohle und Uran
abgebaut. Das Becken selbst wird durch zahlreiche NW–SO-streichende Störungen zergliedert.
An der Lausitzer Überschiebung können lokal tektonisch stark beanspruchte Relikte von
permischen Sedimenten auftreten (Fediuk et al. 1958, Absolon 1979) (Abb. 6-8). Sie bestehen
aus zyklisch wechselnden Lagen von Brekzien, Sandsteinen, Grauwacken und Schiefertonen,
welche an die Entwicklung im Döhlener Becken in Sachsen erinnern (Reichel und Schauer
2006). Eine ähnliche Abfolge wurde auch durch die Bohrung 6412_L erkundet, die im Rahmen
des Projektes ResiBil realisiert wurde (Tabelle 2). Diese Abfolge stellt das östlichste Auftreten des
Permokarbons im Projektgebiet dar.
6. Relikte der Jura-Sedimente
Jurassische Sedimente sind im Projektgebiet nur in wenigen kleinräumigen, tektonischen
Schollen an der Lausitzer Überschiebung erhalten geblieben. Sie wurden entlang der Lausitzer
Überschiebung aus dem Untergrund „aufgeschleppt“ (Fediuk et al. 1958, Dvořák 1964). Die
Jurasedimente sind tektonisch beansprucht und zeigen ein Einfallen in Richtung ONO zum
Lausitzer Massiv hin. Stellenweise sind sie auch in einer überkippten Position anzutreffen.
Gemeinsam mit dem Jura treten an einigen Stellen auch Sedimente und Vulkanite des Perms
auf. In den folgenden Gebieten wurden bisher die jurassischen Schollen nachgewiesen: In
Sachsen an der Lichtenhainer Mühle, in Saupsdorf und in Hinterhermsdorf, im Grenzbe-
reich zwischen Sachsen und Böhmen bei Bílý potok sowie um Brtníky, Kyjov und Doubice in
Nordböhmen. Häufig wurden an diesen Lokalitäten Karbonate und Dolomite abgebaut. Diese
Abb. 6-8: Permischer
„Schlammstein“
(Mudstone), der
hauptsächlich aus
Ton und Schluff
besteht, in der Nähe
von Doubice –
Vápenka. Foto:
P. Tomanová Petrová,
2019.

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Schollen stellen Relikte eines großen, jurassischen Sedimentbeckens dar. Der Meeresspiegelan-
stieg im Jura, der sowohl im borealen und tethyalen Meer seine Wirkung zeigte (z. B. Eliáš 1981),
überflutete ausgedehnte Bereiche des Böhmischen Massivs, was das Auftreten von erodierten,
jurassischen Sedimenten in jüngeren sedimentären Formationen der Oberkreide und im Tertiär
belegt. Ein überwiegender Teil der jurassischen Ablagerungen wurde in der Kreide und im
Känozoikum erodiert (Bosák 2008). Die am besten erhaltene Schichtenfolge wurde bei Doubice
erkundet (Abb. 6-8). Nach Eliáš (1981) entstanden diese Gesteine in der Mittleren bis Oberen
Jurazeit (Callovium–Kimmeridgium). Er unterteilte diese Sedimente in die Brtníky- und die
Doubice-Formation. Die ältere Brtníky-Formation erreicht eine Mächtigkeit von 12–14 m und
besteht aus weißgrauem bis weißlichem Quarzsandstein mit Brekzien im basalen Bereich (Eliáš
1981). Das Alter der Brtníky-Formation wurde anhand von Ammoniten (
Hecticoceras hecticum
)
auf Callovium bis Unteres Oxfordium festgelegt (Klein et al. 1971). Die Sedimente repräsentieren
ein küstennahes Ablagerungsmilieu für diese Zeit. Die darüber folgende Doubice-Formation
erreicht eine Mächtigkeit von 80 m und besteht überwiegend aus Dolomiten und dolomitischen
Kalksteinen. Die unteren 4–5 m umfassen sandige Dolomite mit Resten von Schwämmen und
einer reichen Ammonitfauna (u. a.
Gregoriceras transversarium)
. Der obere Teil der Formation
besteht aus hellen Kalksteinen, in dem die Ammoniten
Epipeltoceras bimammatum
und
Litha-
coceras achilles
sowie Hornsteinkonkretionen vorkommen (Přichystal 2009). Der oberste Teil
der Doubice-Formation wird von etwa 20 m dunklen Kalksteinen gebildet, in dem Ammoniten
aus dem Kimmeridgium gefunden werden können. Die Karbonate bildeten sich im Bereich
eines flachen und weitläufigen Schelfmeeres. Vereinzelt können auch Hinweise auf küstennahe
Sedimentation gefunden werden, was auf einen schwankenden Meeresspiegel hinweist.
Abb. 6-9:
Dolomitisierte
Kalksteine aus der
Jurazeit, in der Nähe
von Doubice –
Vápenka. Dieses
Gestein wurde
früher als Rohstoff
zur Kalkgewinnen
abgebaut. Foto:
Š. Mrázová, 2017.

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Die dolomitischen Kalksteine (Abb. 6-9) wurden früher abgebaut. Belege dazu finden sich
z. B. an den Standorten Doubice-Vápenka (Abb. 6-10) oder Kopec bei Brtník. In den Jurase-
dimenten wurden auch Blei-, Zink- und Kupfervererzungen festgestellt, die jedoch ohne
wirt schaftliche Bedeutung sind (Chrt 1957).
7. Sächsisch-Böhmisches Kreidebecken
Die Obere Kreide des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens stellt die flächenmäßig um-
fangreichste und mächtigste sedimentäre Einheit dar, die das Grundgebirge überlagert. An
der Oberfläche nimmt sie ca. 1 200 km
2
und somit etwa 60
% des Projektgebietes ein. Eine
charakteristische Ausbildung der Kreide im Untersuchungsgebiet ist das Auftreten mächtiger
Folgen grobkörniger Sedimente, vor allem von Sandsteinen, die eine Mächtigkeit von bis zu
1 000 Metern erreichen. Diese Sandsteine konzentrieren sich vor allem in der nördlichen und
nordöstlichen Hälfte des Gebietes, wo auch Konglomerate auftreten. Von Norden sind sie durch
die Lausitzer Überschiebung begrenzt, die den Rand des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens
bildet. In Richtung Süden gehen sie zunehmend in feinkörnige Sedimente – auch Tonsteine und
Mergel mit schwankendem Kalkgehalt, die im gesamten inneren Teil des Beckens dominant
sind – über. Die Gesamtmächtigkeit der oberkretazischen Sedimente bewegt sich von wenigen
Metern im Tal der Elbe bis zu 1 000 m im tief abgesenkten Teil des Sächsisch-Böhmischen
Kreidebeckens zwischen Nový Bor und Benešov nad Ploučnicí. Auf deutschem Gebiet (Zittauer
Gebirge) erreicht die Mächtigkeit der Sedimente ebenfalls fast 1 000 m. Die Variationen in der
Ablagerungsmächtigkeit des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens sind sowohl durch das
unterschiedliche Relief seines Untergrunds als auch durch die Erosion nach der Ablagerung
Abb. 6-10:
Transporttunnel
zwischen alten
Steinbrüchen und den
Kalkofen bei Doubice.
Foto: M. Vajskebrová,
2018.

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gegeben. Der erhaltene, stratigraphische Umfang der Sedimente im Sächsisch-Böhmischen
Kreidebecken umfasst einen Teil der Oberkreide und reicht vom Cenomanium bis Santon
(ca. 100 bis 86 Mio. Jahre; Abb. 3-1). Die Unterteilung der Ablagerung in Formationen wurde
anhand von lithologischen Unterschieden und auftretenden Leitfossilien definiert. Im
böhmischen als auch im sächsischen Teil des Untersuchungsgebiets sind diese stratigraphischen
Einheiten in unterschiedlicher Weise definiert, doch sie können miteinander korreliert werden.
Peruc-Korycany-Formation
, bzw.
Niederschöna-Oberhäslich-Formation
(Cenomanium)
Die Peruc-Korycany-Formation erstreckt sich fast über das gesamte Projektgebiet. Vertreten
sind die Peruc- (im sächsischen Teil des Kreidebeckens die Niederschöna-Formation) sowie die
Korycany-Schichten (in Sachsen die Oberhäslich-Formation). Die Sandsteine dieser Schich-
tenfolge bilden den basalen Grundwasserleiter (Aquifer) in den Kreideablagerungen (als „A“
gekennzeichnet).
Die Peruc-Schichten (Niederschöna-Formation) treten lediglich lokal auf und sind an die
Täler im Paläorelief gebunden. Sie entstanden vor dem markanten Meeresspiegelanstieg in der
Kreide. Die Schichten werden durch Ablagerungen von Flusssedimenten charakterisiert (Valečka
1975, 2015; Voigt 1998). Die Sedimentschichten bestehen aus zyklischen Ablagerungen, die von
einigen Dezimetern bis mehreren Metern Mächtigkeit reichen und die sich durch eine normale
Gradierung auszeichnen. Die Gradierung zeigt überwiegend grobe Sandstein- und Konglo-
meratbänke an der Basis der Abfolge, die sich nach oben hin zu feinkörnigen und teilweise
kohligen Ton- und Schluffsteinen verändert. Diese Gesteine wurden während der Kreidezeit
in den Rinnen langsam fließender (mäandrierender/verschlungener) und schnell fließender
(verwilderter) Flussläufe abgelagert. Die Sedimente der
Peruc-Schichten treten im Untersuchungsgebiet in
mehreren abgetrennten Arealen auf. Die beiden größten
Areale befinden sich nordwestlich von Děčín und
nördlich von Jetřichovice und können bis nach Sachsen
verfolgt werden. Sie weisen eine Ausdehnung von
mehreren km
2
auf und erreichen in Tschechien eine
Mächtigkeit bis 30 m. In Sachsen erreicht die Mächtigkeit
der Flusssedimente bis zu 50 m, in ihr ist auch die Uranla-
gerstätte Königstein beinhaltet.
Ein weiteres Vorkommen, das in etwa eine NO–
SW-Richtung zeigt, befindet sich zwischen Benešov
nad Ploučnicí und Ústí nad Labem (Valečka 2015). Die
Mächtigkeiten schwanken hier jedoch um bis zu 25 m.
Anschließend begann die Ablagerung der Koryca-
ny-Schichten (Oberhäslich-Formation) (Abb. 6-11). Die
Korycany-Schichten sind im gesamten Untersuchungs-
gebiet verbreitet, eine Ausnahme bildet die Umgebung
von Berggießhübel (Sachsen). Dieser Bereich ragte in der
Kreidezeit als Höhenzug des kristallinen Grundgebirges
aus dem überfluteten Umland heraus. Diese Hügelkette
wird als Quellgebiet des ehemaligen Pirnaer Flusses inter
-
pretiert. Die Korycany-Schichten werden vor allem durch
Abb. 6-11: Bohrkern der Uran-Explorationsbohrung J-534368
Smordov aus einer Tiefe von 629,40 m. Das Gestein besteht aus
fein- bis mittelkörnigem Quarzsandstein und stammt aus der
Peruc-Korycany-Formation. Es ist eine deutliche Schrägschichtung
zu erkennen, die bioturbat gestört wurde. Die dunklen Bereiche
bestehen aus Ton und Schluff und haben sich in
Macaronichnus
und
Rosselia
Wohnbauten angelagert. In den helleren Bereichen treten
isoliert
Thalassinoides
Grabgänge auf. Archiv Foto: J. Valečka, 1975.

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Ablagerungen von Sandstein dominiert, untergeordnet
treten aber auch Lagen von Brekzien und Konglomeraten
auf. Die Sandsteine weisen meist einen schwankenden
Anteil an Ton und Schluff auf. So kommen oft tonig-
schluffige, fein- bis mittelkörnige Sandsteine, mitunter
auch schwach kalkhaltige sowie fein- bis mittelkörnige,
weniger oft auch grobkörnige Quarzsandsteine vor.
Im Tal der Elbe – zwischen Čertova Voda (nördlich von
Děčín) und Bad Schandau – teilt sich die Korycany-For-
mation in zwei Bereiche auf: der untere Teil (bis 40 m
mächtig) wird von massiven, grobkörnigen Sandstein-
und Konglomeratkörpern dominiert, der obere Teil von
feinkörnigen Sandsteinen mit dünnen, grobkörnigen
Lagen. Die Gesamtmächtigkeit der cenomanen Kory-
cany-Schichtenfolge beträgt in der Umgebung von
Hřensko und Bad Schandau sowie in der Nähe der
Lausitzer Überschiebung 100–115 m. In den Bereichen,
in denen das Grundgebirge zur Zeit der Ablagerung eine
Erhebung darstellte, treten Mächtigkeiten unter 10 m
auf. Nordöstlich von Děčín wurden beispielsweise die
Korycany-Schichten mit einer Mächtigkeiten von nur 5 m
erkundet (Valečka 1969). Im Gebiet des Zittauer Gebirges
treten in den oberen Bereichen der Korycany-Schichten
feinkörnige, kalkhaltige Sandsteine mit einer Mächtigkeit
von 15 m auf (Voigt et al. 2013). Es wird vermutet, dass
diese Sandsteine den basalen Teil der Bílá Hora-For-
mation bzw. Oybin-Formation darstellen.
Bílá Hora-Formation
, bzw.
Briesnitz- und Schmilka-Formation
(Unteres bis Mittleres Turon)
Die Abfolge der Bílá Hora-Formation zeichnet sich im gesamten Gebiet durch eine relativ
konstante Mächtigkeit von 85–130 m aus. Charakterisiert wird sie durch eine kontinuierliche
lithologische Entwicklung, die von der Basis bis zum Top der Schichtenfolge durch eine
Vergröberung der Korngröße gekennzeichnet ist. Der Zyklus beginnt an der Basis mit etwa
10–20 m mächtigen, harten Mergelkalken, die schwach schluffig-sandig sind. Diese Mergelkalke
bilden im gesamten Gebiet einen bedeutenden Aquitard (Grundwasserstauer), der den basalen
(cenomanen) Aquifer A von den darüber folgenden turonischen Aquiferen B und C trennt.
Die Mergelkalke enthalten einen hohen Anteil (bis zu 25 %) an Mikrofossilien der damaligen
Meeresfauna. Am häufigsten treten Schwammnadeln aus Kieselsäure (SiO
2
× H
2
O) auf. Durch ein
herauslösen des SiO
2
aus den Schwammnadeln (Auslaugungsprozess) kam es zur Verkieselung
der umgebenden Mergelkalke, mitunter in Verbindung mit einer Entkalkung, die zu einer
erhöhten Porosität der Gesteine führte. In den entkalkten Lagen weist das Gestein dadurch
eine schwammähnliche Struktur auf. Dieser Abschnitt wird in Sachsen als Briesnitz-Formation
bezeichnet und die Sandsteine als Pläner oder Plänersandstein. Darüber folgen zu Beginn
schlierige, bioturbate und feinkörnige Sandsteine, die auch schluffige und zum Teil kalkhaltige
Bereiche aufweisen. Anschließend vergröbert sich die Abfolge und tonige sowie kalkige
Abb. 6-12: Quarzreiche
(Quader)-Sandsteine
aus der Bílá Hora-
Formation, die in der
Kamenice-Schlucht
der Böhmischen
Schweiz anstehen. Aus
hydrogeologischer
Sicht sind diese
Sandsteine Bestandteil
des Aquifers B. Foto:
J. Valečka, 2009.

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Komponenten treten zurück. Nach oben gehen diese Sandsteine in mittel- bis grobkörnige
Quarzsandsteine mit einem zunehmenden Anteil an Kies über. Dieser Kiesanteil tritt auch
teilweise in bis zu 2 m mächtigen Bänken aus sandigen bis feinkiesigen Konglomeraten auf. Im
höchsten Teil der Schichtenfolge treten stellenweise Lagen fein- bis mittelkörniger, gut sortierter
Sandsteine in Erscheinung. In Sachsen wird der sandige Abschnitt der Bílá Hora-Formation als
Schmilka-Formation bezeichnet. Die Quarzsandsteine (Abb. 6-12) der Bílá Hora-Formation sind
oft stark verkieselt. Die Verkieselung tritt vor allem in der Nähe von tektonischen Bruchzonen,
wie z. B. an den Hängen des Berges Děčínský Sněžník, stark auf. Die Quarzsandsteine bilden im
Süden den überwiegenden Teil der 65–85 m mächtigen Schichtenfolge. Die Formation ist auf
dem gesamten Gebiet – mit Ausnahme der Umgebung von Berggießhübel – auf den feinkörnigen
Quarzsandsteinen oder tonig-schluffigen Sandsteinen der Korycany-Schichten gelagert. Die
Grenze wird in der Regel durch einen schnellen, lithologischen Übergang gebildet, der ca. 2 dm
mächtig ist. An der Basis des Mergelkalkes der Bílá Hora-Formation kann eine größere Menge
des Minerals Glaukonit vorkommen. In der Umgebung von Berggießhübel keilt der Mergelkalk
an der Basis aus und der Sandstein lagert direkt auf dem kristallinen Grundgebirge.
Der untere Teil der böhmischen Bílá Hora-Formation kann mit der sächsischen Briesnitz-
Formation korreliert werden. Im Nordwesten des Projektgebietes bei Pirna entspricht sie
komplett dieser (bzw. wird als Labiatus Pläner bezeichnet), im Elbsandsteingebirge kann nur
der basale Abschnitt der Bílá Hora-Formation mit der Briesnitz-Formation korreliert werden.
Der unterste Bereich der Mergelsteine der Briesnitz-Formation wird im Elbsandsteingebirge
Abb. 6-13:
Schräggeschichtete
und teilweise
tektonisch verstellte
Sandsteine der Jizera-
Formation (Turon)
an der Lokalität
Sloní kameny. Foto:
P. Tomanová Petrová,
2017.

6 | R E G I O N A L G E O L O G I S C H E R A U F B A U
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als Lohmgrundmergel bezeichnet. Die Sandsteine oberhalb der Briesnitz-Formation im
Elbsandsteingebirge werden als Schmilka-Formation (Labiatus Sandstein) klassifiziert
(Wilmsen und Niebuhr 2014).
Im Zittauer Gebirge konnte die böhmische Bílá Hora-Formation bzw. die sächsische
Schmilka- und Briesnitz-Formation nicht separat erkundet und ausgehalten werden. Das
Äquivalent der Bílá Hora-Formation und der darüber folgenden Jizera-Formation wird hier zu
einer einzigen Einheit, der Oybin-Formation, zusammengefasst. Dies liegt an der nicht aushalt-
baren Grenze zwischen diesen Einheiten (Wilmsen und Niebuhr 2014). Der untere Teil (etwa
115 m) der 400 m mächtigen Oybin-Formation korreliert mit der böhmischen Bílá Hora-For-
mation (Voigt et al. 2013).
Jizera-Formation
, bzw.
Postelwitz- und Oybin-Formation
(Mittleres bis Oberes Turon)
Die Jizera-Formation ist im Projektgebiet die mächtigste lithostratigraphische Einheit
mit dominanten Sandsteinkörpern (Abb. 6-13). Die böhmische Schichtenfolgen und ihre
sächsischen Äquivalente bilden den Hauptteil des kombinierten turonischen Aquifers BC
(zusammen mit den Sandsteinen der Bílá Hora-Formation bzw. der Schmilka-Formation).
Eine Ausnahme wurde am südwestlichen Rand des Projektgebietes erkundet. Dort wird die
Schichtenfolge durch lokal auftretende Grundwasserstauer (Mergelkalk und kalkig-sandige
Schluffsteine) in zwei separierte Aquifere aufgeteilt. Die wenige Meter mächtige, feinkörnige
Basis der Jizera-Formation steht im Kontrast zu den mittel- bis grobkörnigen Sandsteinen im
oberen Teil der Bílá Hora-Formation. Die Basis der Jizera-Formation ist scharf ausgebildet und
besteht aus fein- bis mittelkörnigen, gut sortierten Sandsteinen, die häufig von einem Netz von
Spurenfossilien (Grabgängen) durchdrungen werden. Die Sandsteine der Jizera-Formation
weisen eine variable Körnung und einen schwankenden Gehalt an tonig-schluffigen, teilweise
auch kalkhaltigen Anteilen auf. Oft sind Kiesbeimischungen vorzufinden. Am nordöstlichen
Rand des Projektgebietes, nahe der Lausitzer Überschiebung, nimmt der Kiesgehalt zu,
wodurch auch grobkörnige Kies-Sandsteine mit Übergängen zu sandigen Konglomeraten
entstehen. In Quarzsandsteinen treten seltener auch dünne Horizonte und unregelmäßig
geformte Konkretionen auf, die durch einen intensiv verkalkten Sandstein, häufig mit reichlich
vorhandenen Fragmenten von Muschelschalen, gebildet werden. Die Jizera-Formation zeichnet
sich durch eine wiederkehrende Abfolge (Zyklen) von Sandsteinen mit einer Mächtigkeit von
wenigen bis mehreren zehner Metern aus, die mit feinkörnigen Sandsteinen beginnen und nach
oben immer gröber werden. In der Regel nimmt die Mächtigkeit der Schichtenfolgen von der
Lausitzer Überschiebung nach Südwesten ab, der Anteil der fein- bis mittelkörnigen Sandsteine
nimmt zu und die Anzahl der invers gradierten Zyklen (unten lagern feine und oben gröbere
Anteile) sinkt. Nahe der Lausitzer Überschiebung beträgt die maximale Mächtigkeit etwa 420 m.
Entlang der Linie Děčín–Verneřice beträgt die Mächtigkeit etwa 150 m. In den Schichtenabfolgen
befinden sich südwestlich dieser Linie zwei bis drei mächtige, gröber werdende Zyklen mit
einem hohen Anteil an feinkörnigen, teilweise kalkhaltigen und tonig-schluffigen Sandsteinen.
In der Nähe des südwestlichen Randes des Einzugsgebiets, beim Berg Děčínský Sněžník und
südlich bzw. südwestlich von Martiněves, wird der untere Bereich der Zyklen überwiegend von
Mergelkalk und kalkig-sandigen Schluffsteinen gebildet. Die Sandsteine bilden hier nur im
oberen Teil der Zyklen zwei separate Körper (Valečka 1989).
Die Korrelation der kreidezeitlichen Sedimente im Grenzbereich östlich der Elbe ist bisher
nicht vollständig geklärt. Auf sächsischer Seite sind in einer mächtigen Sandsteinfolge noch die

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morphologischen Stufen „a“ bis „e“, die in der ersten Hälfte des letzten Jahrhunderts abgegrenzt
wurden (Lamprecht 1928, 1934), erhalten, wobei diese die Grundlage der Lithostratigraphie
bilden (Wilmsen und Niebuhr 2014). Die auf deutschem Gebiet ausgehaltene Postelwitz-For-
mation enthält die Schichten „a“ bis „c“. Im Zittauer Gebirge entspricht die Jizera-Formation in
etwa dem mittleren und oberen Teil der Oybin-Formation (Wilmsen und Niebuhr 2014; Voigt
et al. 2013). Entsprechend den lithologischen Merkmalen der Oybin-Formation im Zittauer
Gebirge kann ein 2–4 m mächtiger Bereich, bestehend aus feinem bis mittelkörnigem Sandstein,
über den Äquivalenten der Schmilka-Formation mit der Basis der Jizera-Formation korreliert
werden (Voigt 2017). Der Bereich befindet sich auf dem Niveau von 115–130 m über der Basis
der Oybin-Formation.
Teplice-Formation
, bzw.
Schrammstein-, Lückendorf- und Waltersdorf-Formation
(Unterer Teil einschließlich Sonnenberg Sandstein; Oberes Turon bis Unteres Coniac)
Die Teplice-Formation weist eine relativ unterschiedliche lithofazielle Entwicklung auf, die
sich von der Entwicklung im Typusgebiet des Flussgebiets der Eger (linker Nebenfluss der
Elbe) unterscheidet. Flächenmäßig dominieren kalkhaltige Mergelsteine und Tonsteine.
Ihre Mächtigkeit erreicht zusammen mit zwischengeschalteten Körpern aus feinkörnigen
Sandsteinen (Abb. 6-14) im Zittauer Gebirge 80–90 m. Der Top der Schichtenfolgen wurde
anhand von Leitfossilien bestimmt (Čech et al. 1987). Der untere Teil der Teplice-Formation
wird dem Turon zugeordnet und der obere Abschnitt dem Coniac. Die turonischen Sandsteine
Abb. 6-14: Massive
sowie unregelmäßig
plattig ausgebildete
Sandsteine der Teplice-
Formation (Coniac).
Verlassener Steinbruch
an der Südwest-Seite
des Berges Hochwald.
Foto: J. Valečka, 2019.

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haben sowohl eine größere Verbreitung als auch eine höhere Mächtigkeit (bis zu 100 m), sind
jedoch nur in kleine, durch Erosion abgetrennte Gebiete im Zittauer Gebirge, am nordöstlichen
Rand der Sächsisch-Böhmischen Schweiz und in der Umgebung von Jablonné v Podještědí zu
finden. Dort lagern sie den lithologisch unterschiedlichen Sandsteinen der Jizera-Formation
auf. Zum turonischen Teil gehört auch der Kozel Sandsteinkörper, der südwestlich von Česká
Lípa aufgeschlossen ist (Nádaskay et al. 2018). Im Zittauer Gebirge treten coniacische Sandsteine
der Teplice-Formation an die Oberfläche. Ihr stratigraphisches Äquivalent ist der untere Teil des
feinkörnigen Sonnenberg-Sandsteins, der im westlichen Teil des Zittauer Gebirges lagert.
Im Gebiet der Sächsisch-Böhmischen Schweiz entspricht die Schrammstein-Formation
mit den Stufen „d“ und „e“ der Teplice-Formation. Die Schrammstein-Formation beginnt
entlang der Landesgrenze und wird in Sachsen mit dem Grenzhorizont „γ3“ gebildet. Dieser
setzt sich aus feinkörnigen sowie schluffigen und tonigen Sandsteinen zusammen. Dieser
Horizont befindet sich in einer Höhe zwischen 360 und 380 Metern über dem Meeresspiegel
an der deutsch-tschechischen Grenze in der Nähe des Prebischtors (Pravčická brána) und des
Großen Winterbergs (Lamprecht 1928, 1934). Darüber treten noch zwei mächtige Zyklen aus
Quarzsandsteinen mit variierendem Kornspektrum auf. Sie können mit dem oberen Teil der
Jizera-Formation korreliert werden (Valečka 1989). Um die Stratigraphie zu vereinheitlichen
wurden die Sandsteine der Stufe „d“ und „e“ um das Prebischtor, den Großen Winterberg und
Hinterhermsdorf als Äquivalente der Teplice-Formation interpretiert.
Die Gesamtmächtigkeit der Teplice-Formation ist sehr variabel, da die Sandsteine nach
Südwesten hin rasch an Mächtigkeit verlieren. Im Zittauer Gebirge beträgt die Mächtigkeit bis
zu 180 m, südlich von Nový Bor, wo die coniacischen Sandsteine bereits auskeilen, nur bis zu
100 m. Im Zittauer Gebirge beträgt die Mächtigkeit der Lückendorf-Formation etwa 60 m, der
Sonnenberg-Sandstein erreicht bis zu 180 m (Voigt et al. 2013).
Březno-Formation
, bzw.
Waltersdorf-Formation
(Oberer Teil einschließlich Lausche Sand-
stein und Hochwald Sandstein; Coniac)
Die Březno-Formation umfasst ein weitreichendes Gebiet im Zentrum des Böhmischen Mittel-
gebirges sowie des Zittauer Gebirges. Im Zittauer Gebirge entspricht die Březno-Formation dem
oberen Teil der Waltersdorf-Formation, deren stratigraphische Reichweite und die erhaltene
Mächtigkeit jedoch wesentlich geringer ist. Der Lausche Sandstein besteht aus grobkörnigen
Sandsteinbänken mit Kieslagen und kann, unter anderem auf dem Grenzkamm zwischen den
Bergen Lausche und Pěnkavčí vrch (Finkenkoppe) gefunden werden. Die stratigraphische
Beziehung des grobkörnigen Lausche Sandsteins und des feinkörnig-bioturbaten Hochwald
Sandsteins zueinander ist aktuell noch Bestandteil von Untersuchungen. Aufgrund von Fossil-
funden (Muscheln:
Inoceramen
) wird vermutet, dass der Lausche Sandstein an der Basis des
Hochwald Sandsteins einzuordnen ist.
Die Březno-Formation ist der wesentliche Bestandteil eines der wichtigsten Aquifere im
Projektgebiet und bildet zusammen mit den Sandsteinen der darunterliegenden Teplice-For-
mation und der überlagernden Merboltice-Formation den obersten Grundwasserleiter
D. Aquifer D wird von dem unteren Aquifer BC – der den Sandsteinen der Jizera-Formation
entspricht – durch einen 30 bis 100 m mächtigen Grundwasserstauer getrennt. Dieser Grund-
wasserstauer setzt sich aus kalkig-zementierten Sandsteinen sowie aus Ton- und Mergelsteinen
zusammen. Nahe dem Beckenrand können die Sandsteine des Aquifers D mit den Sandsteinen
der Teplice-Formation, möglicherweise sogar mit den unteren Sandsteinen der Jizera-For-

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Abb. 6-15: Teilweise
erodierter Sandstein
der Březno-Formation
in der böhmischen
Felsenstadt Sloup
v Čechách. Foto:
M. Vajskebrová, 2015.

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mation, verbunden sein, wodurch ein leistungsfähiger Aquifer BCD
entsteht. Sein Flächenausmaß beschränkt sich jedoch auf einen
schmalen Gürtel in der Nähe der Lausitzer Überschiebung, etwa
zwischen der Gemeinde Rybniště bei Krásná Lípa und dem Berg
Hochwald.
Die Březno-Formation kann auf der Grundlage von Leitfossilien
unterteilt werden (Čech et al. 1987). Die Gesamtmächtigkeit der
Schichtenabfolge erreicht außerhalb des Projektgebiets (Benešov
Graben, südöstlich von Prag) bis zu 450 m (Čech et al. 1987). Im
Zittauer Gebirge ist die Schichtenfolge nicht vollständig ausgebildet
und erreicht ein Maximum von etwa 300 m. Auf sächsischem Gebiet
beträgt die maximale Mächtigkeit der Schichtenfolgen im Falle des
Lausche Sandsteins 60–70 m und im Falle des Hochwald Sandsteins
bis zu 60 m (Voigt et al. 2013).
Im Gebiet des Zittauer Gebirges besteht die Schichtenfolge
hauptsächlich aus Quarzsandsteinen (Quadersandstein), die hier
stellenweise zerklüftete Felsmassive bilden (Abb. 6-15 und 6-16). Die
Sandsteine sind nur an den Hängen der höchsten Berge verbreitet
und wurden einst als Werkstein in Steinbrüchen gewonnen.
Außerhalb dieser Aufschlüsse werden sie meist von Schutt bedeckt.
Der Ablagerungsraum der Sandsteine in der Březno-Formation wird
im Westen durch die Děčín–Doubice Störung und im Osten teilweise
durch die Česká Kamenice Störung begrenzt. Weiterhin verändern
sich die Quarzsandsteine nach Südwesten hin rasch zu feinkörnigen,
teilweise karbonatischen Sedimenten (schluffig-tonige Sandsteine
sowie Ton- und Mergelsteine). Dieser Übergang ist auch vom östlichen Teil des Zittauer Gebirges
nach Česká Lípa und Stráž pod Ralskem im Osten des Projektgebietes sichtbar.
Die Ablagerungen der Březno-Formation stammen aus einem kreidezeitlichen Deltasystem
(Nádaskay und Uličný 2014). Die Quadersandsteine wurden im Bereich der Stirnseite des Deltas
abgelagert; zahlreiche Sedimentstrukturen (z. B. Schrägschichtung und wellig ausgebildete
Schichtung) deuten auf eine intensive Umlagerung von Sedimenten der Deltafront, möglicher-
weise durch Gezeitenströmungen, hin (Valečka 1979, Uličný 2001). Das klastische Material
wurde teilweise durch Gravitationsströme verfrachtet und weiter in das Kreidebecken hinein
transportiert, wo die meiste Zeit kalkhaltige Mergelsteine und Tonsteine abgelagert wurden
(sog. flyschoide Fazies; Valečka und Rejchrt 1973). Durch die Bohrung 4650_Y Jedlová wurde
zum Beispiel eine Abfolge von wechselnden Quarzsandsteinen und schluffigen und tonigen
Sandsteinen erkundet, welche anscheinend in Küstennähe gelagert wurden. Im Benešov
Graben lagern etwa 200 m Sediment, die der flyschoiden Fazies zugeordnet werden können
(Valečka und Rejchrt 1973).
Merboltice-Formation
(Santon)
Die Merboltice-Formation stellt den jüngsten Teil der erhaltenen Kreideablagerungen im
Projektgebiet dar und ist nur auf dem tschechischen Gebiet in Form weniger, nicht zusammen-
hängender Erosionsrelikte mit einer maximalen Mächtigkeit von 200 m vorhanden (Čech et al.
1980). Diese Reste blieben zwischen den Vulkaniten des Böhmischen Mittelgebirges erhalten.
Abb. 6-16: Spurenfossil
(Grabgang)
Ophiomorpha
im
grobkörnigen
Sandstein der Březno-
Formation (Lausche
Sandstein, Coniac).
Verlassener Steinbruch
bei Čertová pláň in der
Nähe von Lesné. Foto:
J. Valečka, 2019.

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Die Merboltice-Formation besteht aus entfestigten Quarzsandsteinen und schluffig-tonigen
Sandsteinen mit erhöhtem Feldspatanteil (Abb. 6-17) (Valečka und Slavík 1985). Die Sandstein-
bänke werden oft durch Lagen von kalkfreien Tonsteinen und tonigen Sandsteinen mit einer
Mächtigkeit von wenigen Zentimetern bis zu 4,5 m getrennt. Die Ablagerungen der Merbol-
tice-Formation werden als Prodelta-Sedimente interpretiert. Bei diesen Sedimenten handelt es
sich um die am weitesten entfernten Ablagerungen innerhalb eines Deltasystems. Die Ablage-
rungen werden genauer gesagt als Hochwässer interpretiert, die nach Starkregenereignissen
eine erhöhte Sedimentzufuhr über das Delta in das Kreidebecken einbrachten. (Valečka und
Slavík 1985; Uličný et al. 2015).
8. Egergraben
Die vulkanische Aktivität im Projektgebiet, die etwa an der Grenze Mesozoikum/Känozoikum
(vor etwa 60 Mio. Jahren) begann, gehört zum Vulkanismus des Böhmischen Mittelgebirges. Die
ältesten vulkanischen Aktivitäten sind nur in Form von magmatischen Gängen bekannt. Der
tatsächliche Vulkanismus des Böhmischen Mittelgebirges ist an die vulkanotektonische Zone
des Egergrabens gebunden. Die Bildung des Egergrabens wird im Zusammenhang mit der
Bildung der Alpen gesehen. Dabei wurden alte (variszische), NO–SW verlaufende Störungen
reaktiviert, sodass sich auf tschechischer Seite eine Grabenstruktur ausbilden konnte und sich
das Erzgebirge heraushob. Während der Absenkung des Egergrabens konnten an den Störungs-
systemen große Mengen an Laven an die Oberfläche aufsteigen. Der Zeitraum der Förderung
Abb. 6-17: Die
Sandgrube in
Zubrnice zeigt am
eindrucksvollsten
die Sedimente
der Merboltice-
Formation (Santon).
Die Formation wird
hier von mehreren
Dezimeter dicken
Bänken aus
Quarzsandstein
gebildet, die durch
dünne Lagen
von tonigen und
schluffigen Sandstein
getrennt werden.
Foto: J. Valečka, 2009.

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Abb. 6-18: Regelmäßig
hexagonal
ausgebildete Säulen
aus Olivin-Basalt.
Ehemaliger Steinbruch
am Berg Zlatý
vrch (Goldberg) in
Nordböhmen. Foto:
P. Tomanová Petrová,
2017.

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reichte vom Eozän bis ins Miozän (von etwa 40 bis 16 Mio. Jahren), wobei die größte vulkanische
Aktivität im Oligozän stattfand.
In den frühen Phasen des Vulkanismus erfolgte die Entgasung der sich im Untergrund
befindenden Magmenkammer entlang tiefreichender Störungen. Dies führte zu einem hoche-
xplosiven Vulkanismus, bei dem es auch zur Bildung von Maaren gekommen ist. Trifft heißes
Magma beim Aufstieg aus der Tiefe auf Grundwasser, reagiert beides explosionsartig mitein-
ander. Die daraufhin entstehenden trichterförmigen Senken werden als Maare bezeichnet. Das
geförderte Magma im Egergraben hat hauptsächlich einen basischen Chemismus. Das bedeutet,
dass vor allem Phonolithe und Basalte gefördert wurden. Im Laufe der weiteren Entwicklung
bildeten sich komplexe Bruchstrukturen, die die Bildung von zahlreichen Störungen und Spalten
begünstigten, an denen Magma weiterhin an die Oberfläche aufsteigen konnte. Der Egergraben
wurde im Laufe seiner Entwicklung mit vulkanischen und organogenen Sedimenten gefüllt.
In der darauffolgenden Entwicklungsphase wurde ein komplexes Vulkansystem gebildet,
indem sich explosive und effusive Ausbrüche abwechselten und es zur Ablagerung von olivin-
freien Tephriten und Tephrittuffen kam. Für die Förderung des Magmas wurden bereits zuvor
verwendete Förderkanäle wieder reaktiviert.
Die abschließende vulkanische Aktivität im Egergraben wird vor allem durch das Auftreten
von Olivin-Basalt gekennzeichnet (Abb. 6-18), (Cajz et al. 1996).
9. Tertiäre- und quartäre Ablagerungen
Paläogene Relikte
Das Vorhandensein von paläogenen Sedimenten wird durch zahlreich gefundene Gerölle im
zentralen Teil des Zittauer Gebirges belegt (Nývlt et al. 2002). Die Gerölle bestehen aus mittel-
bis grobkörnigen Quarzsandsteinen, Quarziten und rötlichen Eisensandsteinen, Gerölle aus
Vulkaniten fehlen jedoch komplett. Einige Gerölle weisen Spuren von äolischer Erosion (Winde-
rosion) auf. Die Gerölle entstanden vor der neogenen vulkanischen Aktivität, was sich neben
ihrer Zusammensetzung vor allem in ihrem Fundort in einem Vulkanschlot im Zittauer Gebirge
zeigt. Aufgrund des Alters der vulkanischen Aktivität in der Umgebung kann die Bildung der
Gerölle wahrscheinlich in die Zeit des Eozäns eingestuft werden.
Becken von Zittau-Hrádek- Turów
Die tertiären Sedimente treten zusammenhängend nur an der nordöstlichen Grenze des
Projektgebiets, in der Nähe von Hrádek nad Nisou auf, isolierte Reste können auch in der Nähe
von Varnsdorf gefunden werden (Chlupáč 2002a). Sie gehören zum Beckensystem von Zittau-
Hrádek- Turów, das sich in das Zittauer Becken auf deutschem Gebiet, das Becken von Turów
auf polnischem Gebiet und das Becken von Hrádek auf tschechischem Gebiet gliedert. Die
Füllung des von der Nordost- und Südwest-Seite tektonisch begrenzten Grabens, besteht aus
Sedimenten des Oligozäns und insbesondere des Miozäns. Die Beckenfüllung hat eine Gesamt-
mächtigkeit von 400 m und besteht aus verschiedenen Sedimenten, in die besonders in den
älteren Abschnitten immer wieder basaltische Tuffe eingelagert worden sind (Kopecký 1964;
Standke 2008). Das Zittauer Becken war durch seine umfangreichen Braunkohlevorkommen
auch von großer wirtschaftlicher Bedeutung. Auf deutschem Gebiet beginnt die Auffüllung des
Zittauer Beckens mit oligozänen Basalten, Tuffen und Tuffiten (Zittau-Schichten A). Danach setzt
die Sedimentation von Tonen, Schluffen und Feinsanden, in die das 6–30 m mächtige Zittauer
Unterflöz (Zittau-Schichten B) eingelagert ist, ein. Erosiv überlagern bis zu 100 m mächtige

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Tone und Fein- bis Grobsande das Zittauer Unterflöz (Zittau-Schichten C). Die anschließende
Vermoorungsphase führte zur Entstehung des 20–100 m mächtigen Zittauer Hauptflözes, das
in zahlreiche Flözbänke aufgegliedert ist (Standke 2008). Die tertiären Sedimente des Zittauer
Beckens werden häufig von pleistozänen Sedimenten bedeckt. Diese pleistozänen Ablage-
rungen erreichen Mächtigkeiten bis zu 80 m (östlich von Hrádek; Václ und Čadek 1962). Der
Untergrund des Beckens besteht aus verwitterten Granitoiden des Lausitzer Massivs.
Im Becken von Hrádek setzt sich die basale Loučeň-Formation des Oligozäns zu Beginn aus
Kiesen, im oberen Teil dann aus sich abwechselnden Sand- und Tonlagen zusammen. Dazwi-
schen lassen sich immer wieder vulkanische Gesteine finden. Die Schichtenfolge wird von
dem Unteren Kohleflöz abgeschlossen und erreicht eine schwankende Mächtigkeit bis 140 m
(Opluštil et al. 2010). Oberhalb der Loučeň-Formation folgt die Hrádek-Formation (älteres
Miozän), die eine Mächtigkeit bis zu 380 m erreicht. Sie besteht aus abwechselnden Lagen von
Kies, Sand und Ton mit zwischengeschalteten Kohleflözen. Von wirtschaftlicher Bedeutung ist
das Obere Flöz, dessen Mächtigkeit zwischen 4 und 34 m liegt (Chlupáč 2002a; Opluštil et al.
2010). Ab dem Ende des 18. Jahrhunderts erfolgte zunächst der Untertageabbau, später wurde
die Kohle in Tagebauen gewonnen (Steinbruch Kristina; Abb. 6-19). Der Abbau wurde im Jahre
1972 beendet und die stillgelegten Tagebaue geflutet (Horčička und Martinovská 1998).
Der Ablagerungsraum kann anhand der gefundenen Sedimente und Fossilien rekonstruiert
werden: Es handelt sich um Seen und Deltas. In den Sedimenten wurden vor allem Pflan-
zenfossilien, bestehend aus Sumpf- und Auenpflanzen (
Taxodiaceae
), Teebäumen, Lorbeer,
Sumpfzypressen, Erlen, Kiefern usw. gefunden (Konzalová et al. 2000).
Weiterhin erstreckt sich im Gebiet zwischen Varnsdorf und Rumburk ein Zipfel des Seifhen-
nersdorfer Beckens, in dem seit über 200 Jahren oligozäne Braunkohle abgebaut wird.
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Abb. 6-19: Gefluteter
Braunkohletagebau
„Kristina“. Foto:
P. Janko, 2015.

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Quartäre Sedimente
Der nördliche Bereich des Projektgebiets war während des Pleistozäns von einem Festland-
gletscher bedeckt. Die gletscherbeeinflussten Fluss- und Seeablagerungen entstanden
hauptsächlich während der Elster- und Saale-Kaltzeit. Die Überreste finden sich unter anderem
in Hrádek nad Nisou, Jablonné v Podještědí, Varnsdorf, Rumburk und Vilémov (Abb. 6-20). Die
typischen eiszeitlichen Sedimente sind Warventone (verfestigte, gebänderte Tonablagerungen),
die durch abwechselnde Schichten feinkörniger Materialien einen jahreszeitlichen Klima-
wechsel repräsentieren. Aus der Eiszeit stammen weiterhin pleistozäne Lössablagerungen
und Lösslehme, die an einigen Stellen als Erosionsreste erhalten geblieben sind (die größten
Gebiete liegen zum Beispiel bei Markvartice zwischen Cvikov und Jablonné v Podještědí). In
den Einzugsgebieten der Flüsse Elbe, Polzen, Neiße und ihren Nebenflüssen wurden Auense-
dimente abgelagert und es sind Reste von Schotterflussterrassen, insbesondere in der Nähe von
Polzen, erhalten geblieben. Stellenweise treten an den Hängen von Tälern Hangsedimente auf,
signifikante Vorkommen sind z. B. im Elbtal zu beobachten. Hangsedimente sind Lockersedi-
mente, die das Relief eines Hanges bedecken.
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Abb. 6-20: Fluviatile
Sande und Sand-Kies-
Gemische mit Trog-
und Schrägschichtung
in der Sandgrube
„Grabštejn“. Foto:
R. Nádaskay, 2017.

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Der Autor dieses Zitats ist der bekannte Naturwissenschaftler Alexander von Humboldt. In
unserer schnelllebigen Zeit hat man oft das Gefühl, den Bezug zur Natur zu verlieren. Gleich-
zeitig kann man fast überall in der Landschaft etwas Erstaunliches entdecken. In diesem Kapitel
werden einige geologisch interessante Orte aus jenen Bereichen vorgestellt, mit denen sich das
Projekt ResiBil befasst (Abb. 7-1). Die Lokalitäten können über die beigefügten Koordinaten
(angegeben in Grad Minuten, Koordinatensystem WGS84) gefunden werden. Das Gebiet der
Sächsisch-Böhmischen Schweiz lädt mit vielen verschiedenen Eindrücken zum Erkunden ein –
sei es zu Fuß, mit dem Fahrrad, dem Auto oder der Bahn. Der Tschechische Geologische Dienst
(ČGS) bietet auf seiner Internetseite weitere Information zu den sich in Böhmen befindenden
Lokalitäten in englischer Sprache an.
7
|
Geologisch interessante und bedeutende
Standorte
Abb. 7-1:
Übersichtskarte
der beschriebenen
geologischen
Lokalitäten.
„ Die Natur muss gefühlt werden...“

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1. Belvedere (Labská Stráň) – Elbleiten
N 50°50.97155‘, O 14°13.29182‘
Die Aussichtswarte Belvedere befindet sich nördlich von Děčín, in der Nähe des Dorfes
Labská Stráň (Elbleiten) im Elbtal (Abb. 7-2). Das Tal wird von bis zu 75 m hohen Felswänden
umrahmt, die hauptsächlich aus Sandsteinen der Bílá Hora-Formation – im obersten Teil auch
aus Sandsteinen der Jizera-Formation – bestehen. Die Aussichtsterrasse Belvedere besteht aus
einem flachen Felsblock, etwa 160 m über der Elbe. Neben der Terrasse befindet sich eine kleine
Salla Terrena (Abb. 7-3), die in den Felsen gemeißelt wurde. Es handelt sich um den ältesten
Aussichtspunkt in der Böhmischen Schweiz, der im Jahre 1711 von Franz Karl von Clary und
Aldringen erbaut wurde. Anfangs wurde er genutzt, um Konzerte für den Adel zu veranstalten,
später konnte er dann von Touristen besucht werden.
Aus geologischer Sicht ist die Lokalität für die markante Grenze zwischen der Bílá Hora- und
Jizera-Formation interessant. Die Grenze verläuft lithologisch scharf und morphologisch tritt
sie mit einer markanten, sich zurückziehenden Geländestufe in Erscheinung. Die Oberfläche
der Aussichtsplattform von Belvedere besteht aus der oberen Grenze der Bílá Hora-Formation.
Der mittlere und obere Teil der Formation setzt sich aus harten, verkieselten, mittel- bis
grobkörnigen Quarzsandsteinen mit Kieslagen zusammen. Auf der Schichtoberfläche der Bílá
Hora-Formation befinden sich viele verzweigte Grabgänge (Bioturbations-Texturen) des Typs
Thalassinoides
. Auf die groben Sandsteine der Bílá Hora-Formation folgen scharf abgetrennt
gelbliche, gut sortierte, fein- bis mittelkörnige Sandsteine der Jizera-Formation. Diese bilden
Abb. 7-2: Blick vom
Aussichtspunkt
Belvedere ins Elbtal.
Foto: M. Souček, 2018.

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einen Felsvorsprung, aus dem die Salla Terrena herausgearbeitet wurde. In den Sandsteinen
lässt sich eine intensive Bioturbation nachverfolgen. Das Netz aus zylindrisch-verzweigten
Grabgängen bildet eine dominante Textur, die als „
Thalassinoides
Event“ bezeichnet wird. Die
Grenzfläche zwischen der Bílá Hora- und der Jizera-Formation repräsentiert eine kurzzeitige
Unterbrechung in der Sedimentation. Die dynamische Sedimentation während der Bílá
Hora-Formation, die durch starke Strömung im Bereich des Meeresbodens charakterisiert
wird, wechselt zu einer relativ ruhigen Sedimentation von feinem, sandigem Material der
Jizera-Formation. Dies wird von einer intensiven Aktivität kleiner Krabben begleitet, welche die
Grabgänge anlegten.
2. Elbtal (Údolí Labe)
Podskalí – Lausitzer Massiv – Granitoide – N 50°49.652‘, E 14°13.646‘
Fluss Studený potok – cenomane Sandsteine – N 50°49.899‘, E 14°13.801‘
Hřensko-Klamm – turonische Sandsteine – N 50°52.442‘, E 14°14.175‘
Das Elbtal (Abb. 7-4) im Elbsandsteingebirge ist stellenweise über 300 m tief und damit die
tiefste, durch einen Fluss gebildete Schlucht Mitteleuropas. Das Tal entstand während des
Unter- und Mittelpleistozäns, indem sich die Elbe in die Sedimente der Oberkreide und stellen-
weise auch in den kristallinen Untergrund eingrub (Abb. 7-5).
Im Bereich zwischen Čertova Voda und Loubí bei Děčín kreuzt die Westlausitzer Störung das
Elbtal. Am rechten Ufer stehen Granodiorite des Lausitzer Massivs sowie kontaktmetamorphe
Abb. 7-3:
Aussichtspunkt
Belveder mit der
„Salla Terrena“, die
in die Sandsteine
der Bílá Hora- und
Jizera-Formation
gegraben wurde.
Foto: P. Hejtmánková,
2018.

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Gesteine an, am linken Elbufer sind Phyllite und Metabasite des Elbtalschiefergebirges aufge-
schlossen. Dies ist der einzige Aufschluss des Elbtalschiefergebirges in Böhmen, im Gegensatz
existieren in Sachsen ausgedehnte Aufschlüsse.
Das Elbtal setzt sich in diesem Gebiet aus der Peruc-Korycany-Formation, der Bílá
Hora-Formation und der Jizera-Formation (Cenomanium bis Mittleres Turon) zusammen. Auf
sächsischem Gebiet entsprechen diese Schichten der Oberhäslich-Formation (Cenomanium),
der Schmilka- und Postelwitz-Formation (Turon). Die gesamte Abfolge der Oberkreide ist in
diesem Gebiet in einem Winkel von ca. 10° nach Norden geneigt.
Das Gebiet des heutigen Elbtals stellt geologisch eine Schwächezone am Rande des Böhmi-
schen Massivs dar, vor allem durch junge, tektonische Ereignisse wurde die Erdkruste wiederholt
gehoben. Die morphologischen Strukturen werden von den beiden vorherrschenden, tekto-
nischen Zonen charakterisiert: der Elbezone und dem Egergraben. Die NW–SO-verlaufende
Abb. 7-4: Blick
in das Elbtal, die
tiefste Schlucht
Mitteleuropas. Sie
wird flankiert von
Sandsteinen des
Sächsisch-Böhmischen
Kreidebeckens.
Foto: K. Motyčková
und J. Šír, 2013.

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Elbezone wurde seit dem Proterozoikum wiederholt tektonisch aktiviert. In der späten Kreidezeit
und im Känozoikum war sie jedoch vermutlich nicht tätig. Die zweite tektonische Zone, der
Egergraben, ist in NO–SW-Richtung ausgerichtet. Weitere Informationen über die tektonischen
Verhältnisse und ihrer Einflüsse im Arbeitsgebiet können im Kapitel 5 nachgelesen werden.
Der Reichtum an morphologischen Formen im Elbtal ist europaweit einzigartig. Hier
sind die Reliefmakroformen (Schluchten, Felsstädte, Strukturplattformen, bis zu 150 m hohe
Felswände usw.), Mesoformen (Felsentore und -fenster, Überhänge, Felspyramiden, Steinpilze,
Pseudokarsthöhlen usw.) und verschiedenste Mikroformen (Risse, Rillen, diverse Arten von
sog. Waben, Hohlräumen usw.) auf relativ engem Raum vertreten (Valečka 2009).
Abb. 7-5: Anstehende
Gesteine (Chert) aus
dem kristallinen
Untergrun unterhalb
der Kreidesedimente
im Elbtal. Foto:
Š. Mrazova, 2018.

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3. Lipová – Steinbrüche an dem Berg Ječný vrch
N 51°0.27407‘, E 14°20.57985‘
Der geflutete Steinbruch (Abb. 7-6) befindet sich 1,5 km südwestlich des Schlosses Lipová
im Schluckenauer Zipfel. Im Steinbruch wurde Lausitzer Granodiorit mit Dolerit-Gängen
abgebaut (Abb. 7-7). Der Biotitführende Granodiorit ist ein mittel- bis feinkörniges, leicht
porphyrisches Gestein. Im frischen Zustand ist er hellgrau und durch Verwitterung tritt er oft
leicht rostrot gefärbt auf. Die Hauptmineralzusammensetzung besteht aus Quarz, Plagioklas,
Kalifeldspat und Biotit, wobei als Nebenminerale stellenweise Muskovit, Amphibol oder Chlorit
auftreten. Als akzessorische Minerale kommen hauptsächlich Apatit und Zirkon, Epidot sowie
Titanit vor.
Der Granodiorit tritt hier meist stark verwittert auf und bildet dabei mehrere Meter große,
kugel- oder laibförmige Steinblöcke. Der Abbau in den Steinbrüchen wurde 2003 eingestellt.
Abb. 7-6: Gefluteter
Steinbruch bei Lipová,
in dem früher Lausitzer
Granodiorit abgebaut
wurde. Foto:
M. Vajskebrová, 2019.

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4. Kunratice, Zelený kříž, Žulovec – Granit vom Typ Rumburk
4a. Grünes Kreuz (Zelený kříž)
N 50°57.85518‘, E 14°26.21257‘
Die Lokalität befindet sich an der Kreuzung der Wanderwege zwischen den tschechi-
schen Gemeinden Brtníky und Kunratice, an der ein Menhir („Hinkelstein“) aus Rumburker
Granit errichtet wurde (Abb. 7-8). Rund um die Kreuzung liegen mehrere große Blöcke (bis zu
60 m³ umfassend) aus verwitterten Rumburker Granit (Abb. 7-9). Der Biotitführende Granit
ist grobkörnig bis großkörnig ausgebildet und häufig porphyrisch mit bläulichem Quarz und
Kalifeldspat-Einsprenglingen bis zu einer Größe von 15 cm. In der Nähe der sich kreuzenden
Waldwege können weiterhin auch kleinere Steinblöcke (bis 4 m³) sowohl aus feinkörnigem,
porphyrischen Rumburker Granit, als auch aus mittelkörnigem, Biotitführenden Lausitzer
Granodiorit gefunden werden.
Abb. 7-7: Lausitzer
Granodiorit mit
Dolerit-Gängen
(schwarz) im
Steinbruch bei Lipová.
Foto: M. Vajskebrová,
2019.

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4b. Horní Podluží – Steinbruch beim Hügel Žulovec
N 50° 52.610‘, E 14° 32.094‘
Etwa 1 km südwestlich der Gemeinde Horní Podluží, am östlichen Fuße des Hügels Žulovec
befindet sich ein verlassener Steinbruch mit Abmessungen von ca. 60 × 40 m (Abb. 7-10). Gegen-
wärtig ist der ehemalige Steinbruch zugewachsen und schwer zugänglich (Stand 2019). Hier
wurde der Rumburker Granit abgebaut. Der Granit ist an dieser Stelle grobkörnig und porphy-
risch ausgebildet, er enthält blaugrauen Quarz und Einsprenglinge von Kalifeldspat. Der Granit
ist stark rissig und verwittert und zerfällt in Grus (Granitkies). Der relativ frische Biotit-Granit
befindet sich nur im linken Teil des Steinbruchs.
Der um den Hügel Žulovec anstehende Rumburker Granit bildet einen tektonisch begrenzten
Block, der von den älteren, magmatischen Intrusionen des Lausitzer Massivs getrennt ist. Der
Rumburker Granit, der vor etwa 540 Millionen Jahren im Kambrium intrudierte, gehört zu den
verschiedenen Granit-Typen des Lausitzer Massivs.
5. Berg Zlatý vrch – Basaltsäulen
N 50°49.29620‘, E 14°27.91788‘
Im oberen Teil des Bergs Zlatý vrch (Höhe 656 m) befindet sich ein verlassener Steinbruch, der
perfekt entwickelte und außergewöhnlich lange Basaltsäulen zeigt. 1964 wurde der Steinbruch
zum nationalen Naturdenkmal im Naturschutzgebiet Lužické hory (Lausitzer Gebirge) erklärt
(Abb. 7-11).
Die sechskantigen Basaltsäulen (Abb. 7-12), mit einer Länge von bis zu 30 m, bilden
die sogenannte „Steinorgel“, dessen säulige Ausbildung länger ist als jene des bekannten
Abb. 7-8:
Wegmarkierung
(Menhir) aus Rumburk-
Granit, die an der
Kreuzung zwischen
Brtníky und Kunratice
errichtet wurde. Foto:
P. Tomanová Petrová,
2018.
Abb. 7-9: Blöcke aus
Rumburk-Granit an der
Lokalität Zelený kříž.
Foto: M. Vajskebrová,
2018.

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Abb. 7-10: Ein
verlassener Steinbruch
am Fuße des Hügels
Žulovec. Der Biotit-
Granit vom Typ
Rumburk ist stark rissig
und verwittert. Foto:
S. Mrázová, 2019.
Abb. 7-11: Säulen
aus Nephelin-Basanit
(2. Fazieseinheit),
welche von einer
Decke aus glasigem
Olivin-Basalt
überlagert wird
(3. Fazieseinheit).
Lokalität Zlatý vrch.
Foto: Z. Skácelová,
2016.

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Aufschlusses Panská skála bei Kamenický Šenov. Die Ausrichtung der Säulen hängt allgemein
von der einstig herrschenden Abkühlungsrichtung ab. Es ist wahrscheinlich, dass in der ersten
Phase der Bildung ein Maar-Krater entstand, in dem sich nachfolgend ein Lavasee bildete, in dem
die trichterförmigen Säulen später aushärteten (Rapprich 2012). Es werden drei lithologische
Fazieseinheiten unterschieden: 1) ein basaler Vulkankörper, bestehend aus Nephelinbasanit,
im nördlichen Teil des Steinbruchs zu finden, 2) eine Hauptfazies, bestehend aus langen
Olivinbasalt-Säulen und 3) eine Kappe aus glasigem Olivinbasalt. Die säulige Absonderung
der zweiten Fazieseinheit wird durch langsame Abkühlung senkrecht zur Abkühlungsfläche
hervorgerufen. Eine unregelmäßige Ausprägung der Säulen in der dritten Fazieseinheit steht
wiederum im Zusammenhang mit einer schnellen Aushärtung.
6.
Doubice – Naturschutzgebiet Vápenka
N 50°53.76267‘, E 14°28.84115‘
Im Naturschutzgebiet Vápenka sind die Jurasedimente der Brtnice- und Doubice-Formation
am besten erhalten (Klein et al. 1971; Přichystal 2009). Die jurassischen Sedimente sind an der
Basis klastisch ausgebildet. Die darüber liegenden feinkörnigen Sandsteine sind durch einen
Abb. 7-12: Fünf- und
sechseckige Säulen,
bestehend aus
Nephelinbasanit in
der Nähe des Berges
Zlatý vrch. Foto:
P. Hejtmánková, 2018.

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karbonatischen und tonigen Zement verkittet. Im oberen Bereich befinden sich dolomitische
Kalksteine und rotgefärbte Sandsteine. Die klastischen und karbonatischen Gesteine lassen
sich nicht voneinander trennen.
Aus faunistischer Sicht können in den hellgrauen Kalksteinen Brachiopoden der Gattung
Terebratula
und Reste von Seelilien gefunden werden (Fediuk et al. 1958). Das Alter der
Sedimente reicht von Callovium bis Kimmeridgium (Mittleres bis Oberes Jura). Die Jurasedi-
mente wurden in Form von tektonischen Linsen aus dem Untergrund der Kreideablagerungen
entlang der Lausitzer Überschiebung nach oben gebracht. Diese kleinräumigen Linsen sind
zwischen den Graniten des Lausitzer Massivs und den Kreidesandsteinen lokalisiert.
Die Jurasedimente (Abb. 6-9) wurden in mehreren kleinräumigen Steinbrüchen seit 1869
für lokale Kalkwerke abgebaut (Abb. 6-10). Die Dolomitkalksteine enthalten unter anderem
kupferhaltige Erzminerale. Auf vielen Rissen im Gestein sind Beläge von blauem Azurit sichtbar,
weniger oft ist auch grüner Malachit zu finden.
In der Nähe der Steinbrüche lassen sich in kleinen Aufschlüssen weiterhin Granitoide
des Lausitzer Massivs, permische quarzreiche- und feldspatreiche Sandsteine mit Zwischen-
schichten von Tonstein, feinkörnige Sandsteine der Březno-Formation (Oberkreide, Coniac)
und selten vulkanische Gänge (Nephelinbasanit) finden (Abb. 7-13) (Klein et al. 1971).
Abb. 7-13: In
tertiärem Vulkanit
eingeschlossener,
jurassischer Kalkstein
(mitte). Lokalität
Doubice – Vápenka.
Foto: Š. Mrázová, 2017.

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7. Umgebung von Cvikov
7a. Felsenburg Sloup (Sloupské skalní město)
N 50°44.14225‘, E 14°34.85255‘
Die südöstlich von Nový Bor gelegene Felsenburg Sloup ist ein relativ großes Gebiet, in dem
die Sandsteine der Březno-Formation (Coniac) eindrucksvoll bis zu 70 m hoch aufragen. Die
kreidezeitlichen Sandsteine blieben an den Flanken eines Lakkolithen herum erhalten. Der
Lakkolith, der den Kern der Felsenburg bildet, tritt jedoch nur in den Gipfelteilen von dem Berg
Slavíček (535 m) auf (Abb. 7-14). Die Felsenburg ist von der Südseite der Gemeinde Svojkov aus
leicht zu erreichen.
Unterhalb der Felsenburg Sloup sind sogenannte Klinoformen (oder Foresets) sichtbar, d.h.
schräg geneigte Sedimentschichten, die einzelne, meist mehrere Meter mächtige Sandstein-
bänke trennen, die sich einst vor dem grobkörnigen Delta in der Kreidezeit ablagerten
(Nádaskay und Uličný 2014). Innerhalb einer Abfolge von Klinoformen ist eine Vielzahl von
Sedimentstrukturen (am häufigsten sind parallel verlaufende oder schräg lagernde Schichten)
Abb. 7-14: Die
Felsenburg Sloup
v Čechách wurde auf
den Sandsteinen der
Březno-Formation
erbaut. Foto:
M. Vajskebrová, 2015.

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zu erkennen. Auffällig sind die massiven Abschnitte aus grobkörnigen Sandsteinen, die von
Erosionsrinnen ausgefüllt werden, die bis zu zehn Meter lang und mehrere Meter dick sind.
Erosionsrinnen entstehen, indem sich fließendes Wasser durch seine erosive Kraft in den
Untergrund eingräbt. Anschließend wurden die Rinnen wieder mit Sediment aufgefüllt. Diese
Füllungen können ebenso spezielle Formen und Strukturen annehmen und Hinweise auf die
Sedimentationsrichtung geben.
In der näheren Umgebung der Burg Sloup kann eine weitere Sehenswürdigkeit besichtigt
werden: das in den Sandstein geschlagene Felsentheater (Abb. 7-15).
7b. Berg Dutý kámen – Sandsteinsäulen
N 50°46.23458‘, E 14°39.38988‘
Der Dutý kámen (379 m) ist ein etwa 600 m langer, bewaldeter Bergkamm, der sich südlich von
dem Ort Drnovec erstreckt. Der Kamm erhebt sich 20 bis 30 m über dem umgebenden Gelände
und besteht aus teilweise verkieseltem Kreidesandstein der Březno-Formation (Abb. 7-16), eine
Abb. 7-15:
Schräggeschichtete
Sandsteine der
Březno-Formation
im Felsentheater bei
Sloup (Böhmen). Foto:
P. Tomanová Petrová,
2018.

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der jüngsten, kreidezeitlichen Formationen des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens. Der
Sandstein ist hellgrau bis gelblich und meist bankig bis massig ausgebildet. Stellenweise sind
horizontal bis schräg lagernde Schichten mit einer Mächtigkeit von 1 m erkennbar. Die Abfolge
wird weiterhin von einem magmatischen Gang durchschlagen, der während Erdarbeiten
entdeckt wurde.
Der Dutý kámen zeichnet sich vor allem durch das Vorkommen von säulenartig ausge-
bildeten Sandsteinen aus. Die Bildung von diesen Sandsteinsäulen hängt vermutlich mit
dem Auftreten des angetroffenen magmatischen Ganges zusammen. Die heißen Gase und
Dämpfe, die das Eindringen des Ganges im Tertiär begleiteten, vergrößerten bereits existie-
rende Risse und heizten den umgebenden Sandstein stark auf. Obwohl diese Temperaturen
nicht ausreichten, um das Gestein zu schmelzen, wurde es durch die Verkieselung verhärtet.
Während der anschließenden Abkühlungsphase verringerte sich das Volumen des Gesteins,
was zu Kontraktionsrissen und Abkühlungsklüften innerhalb des Sandsteins führte und
dünne, vertikal verlaufende Platten entstehen ließ. In unmittelbarer Nähe des Ganges, wo die
Erwärmung am intensivsten wirkte, wurden die Platten durch Querrisse weiterhin in kleine vier-
bis sechskantige Sandsteinsäulen segmentiert. Daher treten die Sandsteinsäulen nur lokal auf
und gehen rasch in die plattenförmige Ausbildung und anschließend in die unbeeinflussten,
massigen Sandsteine über (Balatka und Sládek 1972; Havránek 1982). Auf dem Bergkamm sind
die säulenförmigen Sandsteine an mehreren Stellen sichtbar, am besten jedoch auf einem 2,5 m
hohen Felsvorsprung, der etwa in der Mitte des Kamms steht und gut über einen Wanderweg
erreichbar ist (Abb. 7-17).
Abb. 7-16: Sandsteine
der Březno-Formation.
Lokalität Dutý kámen
bei Cvikov. Foto:
P. Tomanová Petrová,
2019.

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Abb. 7-17: Dünne
Sandsteinsäulen, die
vermutlich durch den
Kontakt mit einem
heißen Ganggestein
entstanden sind. Foto:
P. Tomanová Petrová,
2018.

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Abb. 7-18: Eine
Sonnenuhr, die aus
den Sandsteinen der
Březno-Formation
im oberen Teil
des Bergrückens
des Dutý kámen
herausgearbeitet
wurde. Foto:
P. Tomanová Petrová,
2018.
Abb. 7-19:
Gedänkstätte für den
sächsischen Dichter
Theodor Körner am
Bergkamm des Dutý
kámen bei Cvikov.
Foto: P. Tomanová
Petrová, 2018.

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Auf dem Dutý kámen können weiterhin verschiedene, durch Verwitterungs- und Abtra-
gungsprozesse entstandene, geomorphologische Formationen gefunden werden, wie z. B. ein
pilzförmiger Felsenturm, der „Hohler Stein“ genannt wird, Felsenfenster oder Waben.
Seit dem frühen 19. Jahrhundert wird der Berg hauptsächlich zur Gewinnung von Sandstein
genutzt. Die Steinbrüche, welche vom Abbau der Sandsteine und Sandsteinsäulen übrig
geblieben sind, können noch heute im nördlichen Teil des Kamms erkundet werden. Größere
Sandsteinblöcke wurden vor allem um den heutigen Aussichtspunkt am südlichen Ende
des Kamms abgebaut. Der Turm der St. Elisabeth-Kirche in Cvikov besteht u. a. aus diesen
abgebauten Sandsteinen.
Von der Aussichtsplattform aus bietet sich ein beeindruckender Blick auf die Landschaft.
Dank des Bürgervereins „Kleine Denkmäler Nordböhmens“ wurde im Jahre 2005 ein dem
sächsischen Dichter Theodor Körner gewidmetes Relief in den Sandstein eingearbeitet. Auf
dem Gipfel wurde weiterhin eine Sonnenuhr erbaut, die aus den anstehenden Sandsteinen
besteht (Abb. 7-18 und 7-19).
8. Burgruine Tolštejn – Phonolith
N 50°51.41260‘, E 14°34.90123‘
Die Burgruine Tolštejn ist eines der bedeutendsten, mittelalterlichen Bauwerke in Nordböhmen.
Sie wurde auf einem oligozän bis miozän entstandenen Phonolithen erbaut, der mit dem
westlich gelegenen Berg Jedlová einen zusammenhängenden Kamm bildet. Es handelt sich
um einen großen Phonolithgang, der durch Erosion freigelegt wurde (Abb. 7-20). Es können
im Gestein große, sechseckige Säulen gefunden werden, die senkrecht zur ehemaligen Abküh-
lungsrichtung ausgerichtet sind (Rapprich 2012).
Von der Bergspitze aus, die über eine Eisentreppe erreichbar ist, hat man einen guten Blick
auf das umliegenden Gelände und auf das Tal von Jiřetín, Horní und Dolní Podluží sowie auf den
Ort Varnsdorf, hinter dem die Hügel des Schluckenauer Hügellands und der Lausitz aufragen.
9. Großer Stein oder auch „Goethekopf“ – Basaltsäulen
N 50°56.4600‘, E 14°39.4800‘
Ein Kilometer südlich von Leutersdorf und ca. 1 km nordwestlich von Spitzkunnersdorf in
Sachsen ist der „Große Stein“ zu finden. Dieser geologische Aufschluss besteht aus Basalt- und
Phonolithsäulen, welche im richtigen Winkel betrachtet dem Profil des deutschen Dichters
Johann Wolfgang von Goethe ähneln (Abb. 7-21). Der Basalt mit dem darüber vorkommenden
Phonolith ist Zeuge der jüngsten (tertiären) Aktivität des Vulkanismus in dem Gebiet. Da Basalt
oft als Baumaterial (z. B. Schotter) eingesetzt wird, stand der Hügel „Großer Stein“ als Abbaube-
reich im Gespräch. Er wurde jedoch nach Initiative des örtlichen Naturschutzverbands vor dem
Großabbau gerettet.
10. Große und Kleine Orgel – Sandsteinsäulen
N 50°50.6733‘, E 14°41.4909‘
Südwestlich des Kurortes Jonsdorf im Naturschutzgebiet „Jonsdorfer Felsenstadt“ am Wander-
weg des Orgelsteigs gelegen, treten mehrere säulenartig verwitternde Sandsteine auf. Diese

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als „Orgelpfeifen“ bekannten senkrecht stehenden, stengeligen Sandsteinausbildungen sind
untypisch für Sandsteine. Die Form entstand vermutlich durch einen Kontakt mit heißer Lava
und der darauf folgenden Abkühlung des Gesteins (Abb. 7-22).
Die „Große Orgel“ hat eine Abmessung von etwa 5 × 9 m, die „Kleine Orgel“ einen Durch-
messer von ca. 2 m. Beide Aufschlüsse sind etwa 2 m hoch und die einzelnen Säulen sind ca.
15 cm stark.
11. Berg Jánské kameny – Basaltsäulen
N 50°50.06745‘, E 14°43.05635‘
Nördlich von Krompach an der deutsch–tschechischen Grenze lagern auf der Anhöhe des
Berges Jánské kameny horizontal ausgerichtete Basaltsäulen, die Johannissteine genannt
werden. Sie werden auch als zweite Teufelswand (Čertova zeď) bezeichnet. Auf beiden Seiten
der Grenze wurden in der Vergangenheit touristische Hütten sowie Aussichtspunkte errichtet.
Die erste Berghütte mit Aussichtsplattform wurde im Jahre 1881 erbaut.
Aus geologischer Sicht handelt es sich bei der Wand um die Reste eines ca. 700 m langen
Gangs, bestehend aus Nephelintephrit bis -basalt mit horizontaler Anordnung von mehreren
Abb. 7-20:
Phonolithkuppe
in der Nähe der
Burgruine Tolštejn.
Foto: M. Vajskebrová,
2018.

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Abb. 7-21: Vulkanische
Gesteine, die das Profil
des deutschen Dichters
J. W. von Goethe
bilden. Foto: B. Mlčoch,
2019.
Abb. 7-22: Sandsteine
mit einer säulenartigen
Ausbildung, die
„Orgelpfeifen“
genannt werden.
Diese sind in der Nähe
des Kurorts Jonsdorf
zufinden. Foto:
H. J. Schönherr, 2011.

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Abb. 7-23: Aus
Basalt bestehende
natürliche Wand mit
einer horizontalen
Anordnung von vier-
bis sechsseitigen
Säulen und einer
darauf gebauten
Aussichtsplattform.
Foto: B. Mlčoch, 2017.
Abb. 7-24:
Panoramablick auf das
Felsmassiv von Oybin
(Sachsen) mit der
Burg- und Klosterruine.
Foto: B. Mlčoch, 2018.

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vier- bis sechskantigen Steinsäulen (Abb. 7-23). Die Mächtigkeit des Gangs bewegt sich zwischen
2 und mehr als 4 m. Der Gang bildete sich im Tertiär und nahm in den weicheren Sandsteinen
der Bílá Hora- und Jizera-Formation (bzw. der Oybin-Formation) Platz. Durch die anschlie-
ßende Erosion wurde der Gang teilweise abgetragen und seine Reste ragen heute in Form einer
Wand über das umgebende Gelände auf.
Vor Ort zeigt sich ein wunderschöner Panoramablick auf die bergige Umgebung und auf das
imposante Felsmassiv von Oybin (Sachsen), auf dem eine Burg- und Klosterruine zu erkennen
sind (Abb. 7-24). Auf dem Jánské kameny informiert ein Lehrpfad mit 11 Stationen die Besucher
über Botanik, Zoologie und Geologie der Umgebung sowie über die Geschichte des Jánské
kameny. An den einzelnen Standorten befinden sich verschiedene Spiel- und Bewegungsele-
mente (wilde Wurzeln, hölzernes Glockenspiel usw.).
12. Kelchsteine – Sandsteinfelsen
N 50°49.989420‘, E 14°44.501040‘
Die Kelchsteine sind die bekanntesten kreidezeitlichen Sandstein-Einzelfelsen des Zittauer
Gebirges und beliebtes Ziel für Felskletterer. Im Zittauer Gebirge stehen ca. 80 Kelchsteine
verteilt, der bekannteste ist südlich des sächsischen Kurortes Oybin zu finden (Abb. 7-25). Ihre
eigenwillige blütenkelch- bzw. pilzartige Form entstand im Jungpleistozän vermutlich durch
Winderosion und Wassertätigkeit. Dabei verwitterte der untere Bereich leichter als der obere
Teil. Durch eine intensive vulkanische Tätigkeit im Tertiär verursachten Eisenoxidausfällungen
eine Rotfärbung des Sandsteins.
Abb. 7-25: Pilzförmige
Sandsteine in der Nähe
von Lückendorf und
Oybin in Sachsen. Foto:
P. Tomanová Petrová,
2019.

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Abb. 7-26: Eisenhaltige
Konkretionen bilden
wulstige Krusten, die
dem Aufschluss den
Namen „Muschelsaal“
einbrachten. Foto:
M. Vajskebrová, 2019.
13. Muschelsaal – verwitterte Sandsteine
N 50°49.9800‘, E 14°44.9400‘
Ca. 600 m südöstlich des Kurortes Oybin und etwa 800 m nordwestlich von Lückendorf in Sachsen
ist auf dem Wanderweg durch die Große Felsengasse der sogenannte Muschelsaal zu finden
(Abb. 7-26). Obwohl in Sedimenten, wie z. B. in Sandsteinen, manchmal fossile Muschelreste
zu finden sind, ist der Name „Muschelsaal“ in diesem Fall irreführend. Durch aufsteigendes
Grundwasser und Lava mit eisenhaltigen Thermen, Gasen und Dämpfen kam es im Tertiär zur
Ausfällung und Ansammlung von Eisenkonkretionen im Sandstein. Diese „Schalen“-förmigen
Ausfällungen gaben dem Ort seinen Namen. Es können heute unterschiedliche Formen der
Ausfällungen beobachtet werden, u. a. Schwarten, Ringe, Bänder und Kugelschalen.
14. Felsentor – Sandsteinfelsen
N 50°50.9380‘, E 14°45.6972 ‘
In der Nähe der Gaststätte „Töpferbaude“ auf dem Töpferberg bei Oybin gelegen, steht das
Felsentor (Abb. 7-27). Es handelt sich dabei um herausgewitterte, kantige Sandsteinfelsen, die
durch die Einwirkung der nördlich gelegenen Lausitzer Überschiebung sekundär verkieselt
wurden. Durch die Imprägnation erhielt der Sandstein eine hohe Widerstandsfähigkeit
gegenüber Verwitterung. Das Felsentor bietet eine schöne Aussicht auf das Umland. In der
näheren Umgebung lassen sich mehrere, durch Verwitterung entstandene Sandsteingebilde
finden, u. a. die „brütende Henne“, die „Schildkröte“ oder den „Saurier“.

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15. Umgebung von Jítrava
15a. Bergrücken Kozí hřbety, Ostrý vrch, Vysoká
N 50°48.65412‘, E 14°50.79292‘
In dem oberen Bereich des Bergrückens Kozí hřbety (dt. Ziegenrücken) lässt sich eine Reihe
von Felsvorsprüngen aus Quarzsandsteinen finden. Diese Sandsteine gehören zu den Koryca-
ny-Schichten (Oberes Cenomanium), d.h. zu den ältesten Meeressedimenten der Oberkreide,
die in dem Projektgebiet gefunden werden können. Das sächsische Äquivalent im nördlich
gelegenen Zittauer Gebirge ist die Oberhäslich-Formation. Die Quarzsandsteine sind hier durch
tektonische Aktivitäten signifikant nach Nordosten geneigt oder stehen senkrecht. Sie ähneln
somit Ziegenrücken, was dem Kamm seinen Namen einbrachte (Abb. 7-28). Zwischen den
Hügeln Vysoká und Kozí hřbety verläuft wahrscheinlich die Lausitzer Überschiebung. Nördlich
dieser Störung befindet sich ein kleiner Aufschluss von Grünschiefern, die dem Riesenge-
birgs- und Isergebirgs-Kristallinikum, bzw. der Jeschken-Gruppe zugeordnet wird. Weitere
Informationen können im Kapitel 6c nachgelesen werden.
Auf dem bewaldeten Abhang des Bergs Vysoká (545 m) können Gerölle aus Karbonatge-
stein gefunden werden, die wahrscheinlich Korallen- und Brachiopodenfauna aus dem Devon
enthalten (Galle und Chlupáč 1973). Diese Gerölle treten zusammen mit vulkanischen Tuffiten
auf.
Abb. 7-27: Das
Felsentor mit
Aussichtsplattform
auf der Spitze des
Töpferberges in
Sachsen. Foto:
B. Mlčoch, 2019.

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15b. Sloní kameny (Elefantensteine)
N 50°48.10463‘, E 14°51.22083‘
Diese sehr markante Felsengruppe befindet sich im nordwestlichen Teil des Jeschkenkamms,
nördlich der Gemeinde Jítrava, am südwestlichen Hang des Hügels Vysoká (545 m). Sie ist von
der Hauptstraße Děčín–Liberec aus gut sichtbar. Die Felsengruppe besteht aus bis zu 20 m
mächtigen Aufschlüssen von Quarzsandsteinen der Jizera-Formation (Mittleres bis Oberes
Turon). Diese Sandsteine werden aufgrund ihrer charakteristischen Form während der Verwit-
terung als „Quadersandsteine“ bezeichnet. Sie sind mittel- bis grobkörnig und weisen einen
relativ hohen Anteil an Kaolin auf. Es sind zahlreiche Sedimentstrukturen vorhanden, vor allem
horizontale und schräge Schichten lassen sich beobachten. Die Sandsteinfelsen zeichnen
sich durch eine markante Abrundung in den oberen Bereichen aus. Einige Felsen ähneln den
Rücken und Köpfen von Elefanten – daher der lokale Name „Elefantensteine“ (Abb. 7-29). Auf
einem der Felsen befindet sich eine besondere morphologische Struktur – eine gut ausgebildete,
ovale Felsschale mit einer Abflussrinne, die durch Erosion entstand. Ein weiteres interessantes
Merkmal sind mehrere Höhlen und Hohlräume, die durch Verwitterung und Abtragung von
grobkörnigen Bereichen im Sandstein entstanden sind.
Die Lokalität liegt im Vorland der Lausitzer Überschiebung. Diese trennt das Sächsisch-
Böhmische Kreidebecken von den Gesteinen der Jeschken-Gruppe. Ursprünglich horizontal
Abb. 7-28: Morphologische Schichtstufe, die aus Quarzsandsteinen
der Peruc-Korycany-Formation gebildet wird und in der Nähe des
Bergs Ostrý vrch ansteht. Foto: Z. Skácelová, 2013.
Abb. 7-29: Sandsteine der Jizera-Formation, die durch Vewitterung
und Erosion abgerundet wurden und Elefantenrücken ähneln. Foto:
B. Mlčoch, 2017.

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gelagerte Sandsteinschichten stehen hier gekippt mit ca. 20° Neigung an, was auf eine tekto-
nische Bewegungen nach Südosten zurückzuführen ist (Abb. 7-30).
16. Kryštofovo Údolí – Dolomit und Phyllit
N 50°46.75520‘, E 14°57.05025‘
Am nordöstlichen Rand des Dorfes Kryštofovo Údolí, befindet sich hinter den Tennisplätzen ein
ehemaliger Steinbruch mit einer freigelegten Felswand (Abb. 7-31). Die Felswand zeigt mehrere
Meter mächtige, metamorph-überprägte Karbonatbänke (kristalliner Kalkstein und Dolomit),
die aufgrund ihres Alters zu den paläozoischen Gesteinen des Riesengebirgs- und Iserge-
birgs-Kristallinikums gezählt werden können. In den Karbonatbänken tritt eine Wechselfolge
von helleren Dolomit- und dunkleren Karbonatlagen auf (Abb. 7-32). Das Alter der Ablagerung
ist bisher nicht eindeutig bestimmt (Silur–Devon?).
Am südlichen Rand des Ortes ragen am Hang des Hügels Kostelní vrch (505 m) kleine Felsen
und Felsvorsprünge aus Phyllitschiefern und Grauwacken mit Lagen aus Metakonglomeraten
hervor. Diese Gesteine stammen alle aus dem Altpaläozoikum.
Kryštofovo Údolí ist nicht nur für Geo-Touristen interessant, der Ort reizt auch mit seiner
malerischen Umgebung und seinen Sehenswürdigkeiten, wie der Holzkirche St. Christoph mit
ihrem Glockenturm aus dem Jahr 1686, der astronomischen Uhr, die aus einer alten Umspann-
station gebaut wurde und den Steinviadukten aus dem späten 19. Jahrhundert.
Abb. 7-30:
Schräggeschichtete
Sandsteine der Jizera-
Formation mit Löchern
(„Waben“), die durch
Erosion entstanden.
Foto: P. Tomanová
Petrová, 2017.

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88
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Abb. 7-31:
Verlassener Steinbruch
mit mächtigen
metamorph-
überprägten
Karbonatbänken, die
der Jeschken-Gruppe
zugeordnet werden.
Foto: P. Tomanová
Petrová, 2019.
Abb. 7-32: Lagen
aus devonischen,
metamorphen
Kalkstein (Marmor)
und Dolomit. Lokalität
Kryštofovo Údolí.
Foto: P. Tomanová
Petrová, 2019.

image
image
Das Projektgebiet liegt am nordwestlichen Rand des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens. Es
handelt sich um ein mächtiges Sedimentationsbecken mit einem System aus mehreren getrennt
vorliegenden Grundwasserleitern und besitzt ein großes Potenzial für die örtliche Wasserwirt-
schaft. Das Auftreten von Grundwasser ist in den sedimentären Abfolgen an Bruchzonen und
an Poren im Gestein geknüpft. Ein kleiner Teil des Projektgebiets wird wiederum durch oberflä-
chennah anstehende, kristalline Gesteine des magmatischen und metamorphen Untergrunds
gekennzeichnet. In diesen Gebieten tritt das Grundwasser hauptsächlich in Bruchzonen und
in oberflächlich verwitterten Gesteinsschicht sowie quartären Sedimenten auf. Im Bereich der
kristallinen Gesteine entstanden flache Grundwasserleiter von geringer Mächtigkeit und nur
lokaler Ausdehnung. Das Projekt ResiBil konzentriert sich daher auf wichtige, sedimentäre
Grundwasserleiter im Bereich des Sächsisch-Böhmischen Kreidebeckens mit einem grenzüber
-
schreitenden Umfang.
Beschreibung der Modellgebiete
Aus hydrogeologischer Sicht ist das Projektgebiet in mehrere Einheiten unterteilt, die haupt-
sächlich tektonisch definiert sind. Die detaillierte Forschung konzentriert sich auf drei
grenzüberschreitende Fokusgebiete (Abb. 1-1), für die jeweils ein Grundwasserströmungs-
modell erstellt wurde (Abb. 8-1 bis 8-3):
Děčínský Sněžník (Hoher Schneeberg)
Hřensko/Křinice (Kirnitzsch)
Lückendorf (im Zittauer Gebirge)
8
|
Hydrogeologische Verhältnisse des Gebiets
< Abb. 8-1:
Grundwasser-
strömungsmodell
aus dem Fokusgebiet
Děčínský Sněžník.
Abb. 8-2:
Grundwasser-
strömungsmodell
aus dem Fokusgebiet
Hřensko/Křinice.

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90
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Eine wichtige Grenze stellt die Elbe dar. Diese teilt die benachbarten Modellgebiete
„Děčínský Sněžník“ (Abb. 8-1) am linken Ufer (westlich der Elbe) und „Hřensko/Křinice“ (Abb.
8-2) am rechten Ufer (östlich der Elbe). Gleichzeitig ist die Elbe die Hauptentwässerungsbasis
in der Region. Das „Děčínský Sněžník“-Gebiet wird durch den Erzgebirgsabbruch in einen
kleineren (südlichen) Bereich und einen größeren (nördlichen) Bereich oberhalb der Bruchzone
unterteilt. Eine weitere wichtige, tektonische Struktur stellt die Děčín–Doubice Störung dar. Im
nordöstlichen Teil des Projektgebietes liegt das Fokusgebiet „Lückendorf“ (Abb. 8-3) im Zittauer
Gebirge, in der Nähe der Gemeinden Lückendorf, Oybin und Petrovice.
Abgrenzung der Grundwasserleiter (Aquifer) und Grundwasserstauer
(Aquitard/Aquiclude)
Die Grundwasserleiter (Aquifere) setzen sich im Sächsisch-Böhmischen Kreidebecken meist aus
Sandsteinen und Konglomeraten zusammen, während andere lithologische Typen mit einem
höheren Ton- und Schluffanteil Grundwasserstauern und -geringleitern (Aquitarde/Aquiclude)
entsprechen. Das hydrogeologische Konzeptmodell im Kreidebecken unterscheidet bis zu vier
getrennte Aquifere. Die Benennung ist auf deutscher und tschechischer Seite unterschiedlich.
In Deutschland werden die Aquifere von oben nach unten nummeriert, die tschechische Termi-
nologie klassifiziert die Aquifere wiederum alphabetisch von unten nach oben. Nachfolgend
werden die einzelnen Aquifere (an der Basis beginnend) vorgestellt:
Aquifer 4 bzw. Aquifer A
ist der tiefste Grundwasserleiter aus der cenomanischen Zeit,
der aus wechselnden Lagen von Sandsteinen, Sandsteinen mit feinkörnigen Anteilen und
Brekzien besteht. Er erreicht eine Mächtigkeit bis zu 80 m im „Děčínský Sněžník“-Gebiet und
bis zu 140 m bei der Lausitzer Überschiebung im Norden des Einzugsgebiets.
Aquifer 3 bzw. Aquifer B (der Hauptaquifer)
besteht aus unterturonischen Sandsteinen,
die teilweise auch tonig bis mergelig ausgebildet sein können. Dieser Leiterhorizont gilt
als wichtigster Aquifer für die Grundwasserentnahme im Gebiet. Der Grundwasserstauer
zwischen Aquifer 3 und 2 (als Stauer 2/3 bezeichnet) ist im Norden – im sächsischen Teil
des Flussgebiets Kirnitzsch – stärker ausgeprägt. Im zentralen Bereich des Einzugsgebiets
verliert der Stauer allmählich seine Funktion. Südlich des Flusses Kamenice und im Gebiet
„Děčínský Sněžník“ ist die Funktion des Stauers 2/3 begrenzt und kann nicht ausreichend
definiert werden. Daher geht das konzeptionelle Modell in diesen Teilen von einem verbun-
denen Aquifer 2 + 3 (BC) aus. Seine Mächtigkeit beträgt bis zu 230 m.
Abb. 8-3: Grundwasser-
strömungsmodell
aus dem Fokusgebiet
Lückendorf.

8 | H Y D R O G E O L O G I S C H E V E R H Ä L T N I S S E D E S G E B I E T S
91
Aquifer 2 bzw. Aquifer C
setzt sich aus Sandsteinen aus dem Mittelturon zusammen. Er
kann im nordwestlichen Teil des Gebiets „Hřensko/Křinice“ durch den Stauer 2/3 abgegrenzt
werden.
Bei
Aquifer 1 bzw. Aquifer D
handelt es sich um kleinere, nicht zusammenhängende
Vorkommen, die aufgrund von fehlenden Bohrdaten nicht genau abgegrenzt werden können.
Die Grundwasserleiter 1, 2 und 3 werden in einigen Bereichen des Projektgebiets als ein
verbundener Leiter BCD interpretiert.
Hydrogeologische Charakteristiken
In den Modellgebieten treten in dem unteren Aquifer A und besonders im Hauptaquifer B
große Wassermassen auf, die für die Grundwasserentnahme wichtig sind. Die Aquifere C und D
spielen im Hinblick auf die Wasserversorgung eine untergeordnete Rolle. In der nachfolgenden
Tabelle 3 wird die errechnete Transmissibilität der unteren Aquifere in den einzelnen Modellge-
bieten dargestellt. Die Transmissibilität zeigt die Durchlässigkeit der einzelnen Leiterhorizonte
und ihrer Sedimente in Bezug auf ihre Mächtigkeit. Diese angegebenen Werte repräsentieren
gut wasserdurchlässige Gesteine. Bei diesen Werten wurde jedoch nicht die Wirkung von auftre-
tenden Kluft- und Störungssystemen mit einbezogen.
Die Grundwasserleiter werden hauptsächlich durch Infiltration von Niederschlägen
aufgefüllt. Die effektive Infiltration wird auf Basis des hydrologischen Modells BÍLÁN und des
Bodenmodells ArcEGMO berechnet. Die unteren Aquifere werden von den oberen Aquiferen
gespeist. Da die Grundwasserstauer nicht immer flächendeckend vorkommen, können sich
die einzelnen Aquifere stellenweise verbinden und kombinierte Grundwasserleiter bilden. In
diesen Bereichen kann das infiltrierte Wasser bis in die untersten Leiterhorizonte vordringen.
Weiterhin kann Grundwasser teilweise an Störungen entlang bzw. durch diese hindurch trans-
portiert werden.
In den Abschnitten, in dem der Grundwasserspiegel weit unterhalb der Geländeoberfläche
liegt, wird der Grundwasserleiter auch aus dem Oberflächenwasser gespeist. Die Bäche und
Flüsse fungieren in der Regel als Vorfluter. Im Gebiet von „Děčínský Sněžník“ fließt das Grund-
wasser im Osten und im Norden in die Elbe. Ein anderer Teil mündet in die Biela, den Cunners-
dorferbach, den Krippenbach und andere kleinere Nebenflüsse der Elbe. Im südlichen Teil des
Gebiets „Děčínský Sněžník“ wird das Grundwasser in Form zahlreicher Quellen abgeleitet.
Das Gebiet „Hřensko/Křinice“ wird hauptsächlich durch die beiden Oberflächengewässer
Kamenice und Kirnitzsch entwässert. In der Nähe des Elbtals findet aber auch eine Entwäs-
Modellgebiet
Grundwasserleiter
Transmissibilität in [m
2
/s]
Quelle
Děčínský Sněžník
Aquifer A
2,7 × 10
–4
–3,1 × 10
–4
Herčík et al. 1999
Hauptleiter B
5,5 × 10
–4
–5,8 × 10
–4
Hřensko/Křinice
Aquifer A
1,0 × 10
-3
–3,2 × 10
–4
Kačura 1990
Hauptleiter B
7,3 × 10
-3
–1,0 × 10
–4
Lückendorf
Aquifer A
7,2 × 10
–4
–6,6 × 10
-5
Burda 1998
Hauptleiter B
1,0 × 10
-3
–6,2 × 10
–4
Tabelle 3: Übersicht
der hydrogeologischen
Parameter für die
Transmissibilität der
drei Fokusgebiete
für die wichtigen
Grundwasserleiter
A und B.

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92
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serung direkt zur Elbe hin statt. Weiterhin kann Aquifer A mit den überlagernden Schichten
interagieren und nicht nur Grundwasser aufnehmen, sondern auch selber überschüssiges
Grundwasser abgeben. Der größte Teil des Grundwassers fließt jedoch aus dem Einzugsgebiet
in Form eines unterirdischen Abflusses weiter Richtung Nordwesten ab.
Im Gebiet „Lückendorf“ verläuft der Grundwasserabfluss des Hauptaquifers stark differen-
ziert: im mittleren und östlichen Teil des Gebiets fließt das Grundwasser nach Südosten und
nach Südwesten, im westlichen Teil des Einzugsgebiets nach Südwesten und Westen und im
nördlichen Teil über die Lausitzer Überschiebung nach Norden.
Nutzung der Grundwasserressourcen
In der Umgebung des Modellgebiets „Děčínský Sněžník“ existieren mehrere Entnahmestellen
für die Wasserversorgung, z. B. in Bělá (2,8 l/s; Abb. 8-4), Čertová voda (3,5 l/s; Abb. 8-5),
Studený pramen (8,8 l/s) und Vlčí pramen (3,5 l/s). Von Bedeutung ist auch die Entnahme des
Grundwassers aus dem cenomanen Aquifer A bei Ostrov (insgesamt 36 l/s) und westlich des
Modellgebietes in Rájec (2,2 l/s).
Im Gebiet von „Hřensko/Křinice“ (Abb. 8-6) werden hauptsächlich vier Grundwasserent-
nahmestellen verwendet. Am bedeutendsten ist die Entnahme im Einzugsgebiet von Hřensko
(derzeit etwa 70 l/s, in der Vergangenheit bis zu 130 l/s). Neben der Entnahme aus Bohrlöchern
und aus natürlichen Quellen für das nordböhmische Wasserversorgungssystem (Region Děčín;
Abb. 8-7), gehört auch die Entnahme aus der Wasserquelle in Malinový důl für die Gemeinde
Hřensko dazu. Die beiden anderen tschechischen Entnahmestellen (Mezná und Vysoká Lípa)
haben ein viel geringeres Fördervolumen (wenige Zehntel l/s). Die höchsten Entnahmen im
sächsischen Teil des Gebiets erfolgen über die Wasserwerke Endlerkuppe an den Standorten
Neumannmühle und Felsenmühle im Kirnitzschtal. Die Entnahme liegt aktuellen bei ca. 40 l/s.
Im Zittauer Gebirge – Gebiet „Lückendorf“ – sind auf tschechischer Seite drei Grund-
wasserentnahmestellen registriert. Es handelt sich um die Entnahme in Kněžice (ca. 7 l/s),
in Krompach (ca. 0,6 l/s) und Mařenice, wobei die durchschnittliche Entnahme etwa 0,8 l/s
beträgt. Im sächsischen Teil des Gebiets sind die Entnahmen deutlich zahlreicher und volumen-
stärker. Die hydrogeologische Karte aus dem Bereich Lückendorf und Umgebung (Stand 1983)
führt zum Beispiel 28 Grundwasserentnahmestellen im sächsischen Teil des Einzugsgebiets
an, ein wesentlicher Teil der Förderung wurde jedoch inzwischen eingestellt. Eine signifikante
Abb. 8-4: Grundwasser-
entnahmestelle im
Běla-Tal. Foto:
P. Eckhardt, 2018.
> Abb. 8-5:
Grundwasser-
entnahmestelle
an dem Fluss
Teufelswasser. Foto:
P. Eckhardt, 2018.

image
image
Grundwasserentnahme wird an den Standorten Oybin (Elfenwiese, Teufelsmühle, Schul-
wiese; insgesamt ca. 32 l/s), Jonsdorf (an der Drehe, Coppi, Hinterdorf; zusammen ca. 20 l/s)
und Hartau (Weißbachtal, König-Johann-Quelle; insgesamt ca. 23 l/s) realisiert. Eine geringere
Grundwasserentnahme erfolgt in Hochwald und Lückendorf.
Grundwasserströmungsmodelle
Das Hauptinstrument der hydrogeologischen Bewertung sind numerische Modelle der
Grundwasserströmung. Das numerische Grundwasserströmungsmodell stellt eine umfas-
sende Synthese hydrogeologischer Kenntnisse der einzelnen Einzugsgebiete dar. Die Modelle
werden nach dem Berechnungsschema MODFLOW bzw. FEFLOW entworfen. Der Modell-
bereich ist in dreidimensionale Elemente unterteilt. Im dreidimensionalen Raum werden die
Leiter- und Stauergeometrien sowie die hydraulischen Umgebungsparameter definiert. Dazu
werden die verfügbaren Archivdokumente (Bohrlochdaten), das digitale Geländemodell und
das geologische Modell verwendet, um Ober- und Unterkanten einzelner hydrogeologischer
Strukturen zu definieren. Darüber hinaus grenzt das Modell die Randbedingungen des Systems
(Zu- und Abflüsse von Wasser über die Ränder des Modellgebiets), die Wasserentnahmeraten
und die flächenmäßige Wiederauffüllung durch Niederschlagsinfiltration sowie Wechselwir-
kungen mit Oberflächengewässern ab. Anhand der physikalischen Beschreibung hydraulischer
Vorgänge wird anschließend eine Simulation der Grundwasserströmung unter dem Einfluss
des Druckgradienten durchgeführt. Die Richtigkeit des Modells wird durch einen Vergleich des
Modellniveaus mit Archivwerten des beobachteten Grundwasserniveaus überprüft. Die Model-
lergebnisse können durch Kalibrierung präzisiert werden, die Zuverlässigkeit hängt jedoch von
der Qualität der Eingabedaten ab. Die grundlegenden Ergebnisse sind Karten des Grundwas-
serspiegels für die jeweiligen Einzugsgebiete, anhand derer hydrogeologische Bedingungen
überprüft und Grundwasserströmungsrichtungen in den Gebieten festgelegt werden können.
Anschließend werden Simulationen verschiedener Entnahmeszenarien durchgeführt, womit
der Einfluss der entnommenen Menge auf das Absinken des Wasserspiegels beschrieben
werden kann. Darüber hinaus kann festgestellt werden, von welchem Teil der Aquifere aus
Grundwasser in die Entnahmebereiche fließt. Weiterhin werden Szenarien möglicher Zustände
erhöhter Entnahmen sowie Szenarien des Klimawandels, beispielsweise einer langfristigen
Dürre, getestet.
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93
< Abb. 8-6: Tal
der Kirnitzsch mit
Sandsteinfelsen aus
der Kreidezeit. Foto:
Š. Mrázová, 2018.
Abb. 8-7:
Wasserentnahme
aus einer natürlichen
Wasserquelle. Foto:
P. Eckhardt, 2018

Alluvialer Schuttfächer
– meist fächerartiger Sedimentkörper der sich ablagert, wenn ein
Fließgewässer rasch an Gefälle verliert.
Ammonit
– Fossil eines im Wasser lebenden, urzeitlichen Kopffüßers.
Anoxisch
– sauerstofffreie bis sauerstoffarme Umgebung in einem marinen Milieu. Ein
anoxischer Bereich tritt häufig in Becken mit unzureichender Wasserzirkulation auf. Unter
solchen Bedingungen bilden sich häufig dunkle, kohlenstoffreiche Sedimente und Pyrit.
Äolischer Erosion
– Erosion durch Einwirkung windgetragener Sandkörner.
Bioturbation
– Veränderung der Struktur und Zusammensetzung lockerer Sedimente durch
grabende Organismen.
Becken
– ausgedehnter, in Bezug zur Umgebung tiefer liegender Ablagerungsraum, in dem
aufgrund von Absenkung z.T. mächtige Sedimentpakete abgelagert werden.
Boreal
– In der Zeit des Mesozoikums wurde das Gebiet nördlich des Böhmischen Massivs
größtenteils vom sogenannten borealen Meer überflutet.
Bouguer-Anomalie
– spiegelt Dichteinhomogenitäten des Untergrunds wieder.
Brachiopoden
– Meerestiere mit zweiteiliger kalkhaltiger oder chitinhaltiger (manchmal auch
phosphathaltiger) Schale.
Conodonten
– ausgestorbene Gruppe von marinen Mikrofossilien. Die Conodonten reprä-
sentieren die phosphatischen Zähne von Weichtieren, welche vom Kambrium bis in die
Trias lebten. Die Zähne sind wichtige biostratigraphische Marker.
Depozentrum
– ist der Teil des Sedimentbeckens mit der relativ höchsten Ablagerungsmächtigkeit.
Der Ort des Depozentrums innerhalb des Beckens hängt von der Absenkungsrate in jedem
Teil des Beckens und der Sedimentzufuhr ab.
Dextral
– relativ zur Position des Betrachters herrschende Rechtsverschiebung einer Störung.
Diskordanz
– Grenzfläche, die Schichtlücken anzeigt; d.h. Unterbrechung der Gesteinssequenz
aufgrund von nicht-Sedimentation, Erosion, tektonischer Verschiebung usw.
Elektrische Tomographie (ERT)
– Geoelektrisches Verfahren, das durch eine Vielzahl von
Messungen an der Erdoberfläche oder in Bohrungen Schnittbilder der Leitfähigkeitsverteilung
liefert.
Erosion
– Oberbegriff für die Abtragungsprozesse, bei denen Material durch wirkende Kräfte
verlagert wird (fluviale Erosion, glaziale Erosion, Winderosion, marine Erosion).
Flyschoid
– Sedimentfazies, die aus einer unregelmäßigen Abfolge von Sandsteinen, Tonsteinen
und Schluffsteinen gebildet wird.
Fossil
– über längere Zeiträume überlieferungsfähige und überliefertes Zeugnis der Vergan-
genheit.
Geophysikalische Erkundung
– Teilgebiet der angewandten Geophysik; befasst sich mit
der Erkundung der oberen Bereiche der Erdkruste und des geologischen Untergrunds. Es
Glossar

kommen dabei gravimetrische, seismische, magnetische und elektrische Verfahren zur
Anwendung.
Goniatiten
– ausgestorbene Ordnung von jungpaläozoischen Ammoniten.
Granitoid
– Überbegriff für Tiefengesteine mit einem Quarzanteil zwischen 20–60 Vol. -%. Es
werden Alkalifeldspatgranit, Granit, Granodiorit und Tonalit dazugezählt.
Graptolithen
– eine Gruppe ausgestorbener mariner Organismen, die im Zeitraum zwischen
Ordovizium bis Devon lebten.
Gravimetrie
– Geophysikalische Messung der Schwerebeschleunigung an der Erdoberfläche.
Halbgraben
– eine asymmetrische Absenkungsstruktur, die an der einen Seite durch eine
Abschiebung begrenzt wird und an der gegenüberliegenden Seite in eine Schichtenverbiegung
übergeht. Typisches Produkt der Extensionstektonik.
Horst
– tektonische Struktur, deren Mittelteil höher als die Randblöcke liegt.
Intramontanes Becken
– tektonisches Becken, welches innerhalb eines Orogens während der
Heraushebung entsteht. Es ist mit kontinentalen Sedimenten gefüllt.
Intrusion
(intrudieren) – In den oberen Krustenteil eindringende und hier erstarrende,
natürlich vorkommende Gesteinsschmelze.
Känozoikum
(Erdneuzeit) – Erdzeitalter, welches auf das Mesozoikum folgt (ab etwa 66 Mio.
Jahre) und bis heute reicht. Das Känozoikum setzt sich aus den Systemen Paläogen, Neogen
und Quartär zusammen.
Konkretion –
unregelmäßiger, kugelförmiger, knolliger oder linsenförmiger Körper im Gestein,
der durch Ansammlung von Mineralstoffen entstehen. Meist handelt es sich dabei um eine
Ansammlung von Kalk, Kieselgur, Pyrit usw.
Konzeptionelles geologisches/hydrogeologisches Modell
– vereinfachte Darstellung der
räumlichen Lage mehrerer geologischer/hydrogeologischer Einheiten.
Lakkolith
– Ein magmatischer Körper, der durch Eindringen in ältere Gesteinsschichten
entsteht. Bei der Intrusion werden die oberen Schichten angehoben und aufgewölbt.
Leitfossilien
– Ein tierisches oder pflanzliches Fossil, mit dem sich das relative Alter des
umschließenden Gesteins ermitteln lässt.
Lithostratigraphie
– Gliederung, die die sich auf die Beschreibung von Gesteinsabfolgen
anhand ihrer Lithologie konzentriert. Es wird dabei insbesondere auf die Beschreibung des
äußeren Erscheinungsbildes von Gesteinen eingegangen.
Mäandrierend
– stark gebogener und verschlungener Fluss.
Maar Krater
– ein trichterförmiger Vulkankrater, der durch den Ausbruch aufgrund des Kontakts
von Magma mit Grundwasser entsteht.
Mergel
– eine Mischung aus feinem kalkigem und nicht-kalkigem Sediment.
Mesozoikum
(Erdmittelalter) – Ein Erdzeitalter in der Erdgeschichte, das vor etwa 252 Mio.
Jahren begann und vor etwa 66 Mio. Jahren endete. Es folgt auf das Erdzeitalter Paläozoikum
und geht dem Känozoikum voraus. Es wird in drei Formationen unterteilt – Trias, Jura und
Kreidezeit. Aus paläontologischer Sicht ist das Mesozoikum durch eine Fülle von wirbellosen
Lebewesen (insbesondere Mollusken, Brachiopoden und Stachelhäutern) gekennzeichnet.
Das auffälligste Phänomen ist jedoch das Auftreten von riesigen Reptilien und frühen
Säugetieren.
Metamorphose
– Umwandlung von Gesteinen durch die Einwirkung von Temperatur und
Druck über einen geologischen Zeitraum.
Paläozoikum
(Erdaltertum) – Ein Erdzeitalter zwischen dem Proterozoikum und Mesozoikum,
GLOSSAR
95

96
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das in etwa 318 Mio. Jahre dauerte (570 bis 251,9 Mio. Jahre). Es wird in 6 Einheiten unterteilt:
Kambrium, Ordovizium, Silur, Devon, Karbon und Perm. Im Paläozoikum bildeten sich
die grundlegenden floristischen und faunistischen Arten, die auch heute noch teilweise
existieren. Typische Fossilien sind Trilobiten, Conodonten und Graptolithen. Während
des Paläozoikums fanden zwei Orogenesen statt: die Caledonische Orogenese und die
Variszische Orogenese.
Pläner
– traditionelle deutsche Bezeichnung für Sedimentgesteine aus der Oberkreide.
Porphyrisch
– auffallend große Kristalle in einer feinkörnigen Grundmasse.
Pull apart Becken
(„Zerrgraben“) – ist ein strukturelles Becken oder Absenkungsbereich, das
durch Horizontalverschiebung gebildet wurde.
Saxothuringikum
– eine regionalgeologische Einheit in Deutschland. Sie bildet den Hauptteil
des Erzgebirges.
Scheinbarer Widerstand
– Spezifische Widerstand, der sich bei einer geoelektrischen oder
elektromagnetischen Sondierung ergibt, wenn die Widerstandsverteilung im Untergrund
von der eines homogenen Halbraums abweicht.
Seelilie
– marin vorkommende und bereits seit dem Kambrium existierende Lebensform, die
zu dem Stamm der Stachelhäuter (z.B. Seesterne) gezählt wird. Die meisten Seelilienarten
sind mit einem Stiel am Meeresboden befestigt und tragen am oberen Ende einen mit
Plattenkränzen aufgebauten Kelch, welcher den Weichkörper des Tieres schützt.
Seismik
– Gesamtheit der geophysikalischen Erkundungsmethoden, die auf Untersuchung mit
künstlich erzeugten Elastizitätswellen basieren.
Silifizierung
– Imprägnation eines natürlich vorkommenden Gesteins mit bzw. zu
mikrokristallinem Siliziumdioxid (SiO
2
).
Spurenfossilien
– Fossile Lebensspuren im Sedimentgestein, dazu zählen u.a. Grabgänge,
Wohnbauten, Trittspuren, Fraßspuren.
Stromatoporen
– ausgestorbene Gruppe ausschließlich marin lebender und Riff-bildender
Tiere, die massive Skelette aus Kalziumkarbonat ausbildeten und großflächige Verbunde bis
zu mehreren Metern formten. Sind für das Silur und Devon stratigraphisch wichtig.
Synklinale
– durch Biegung von großen Gesteinsschichten entstandene Mulde (Gegenteil:
Antiklinale).
Tethys
– ein ehemaliger Ozean, der in etwa das Gebiet des heutigen Südwesteuropas, des
Mittelmeers, Nordafrikas und der Himalaya-Region bedeckte und sich wahrscheinlich
weiter bis in den Südwesten von Asien fortsetzte. Er existiere im Mesozoikum und im älteren
Känozoikum.
Transgression
– Landwärtiges Vorrücken einer Küstenlinie durch einen Meeresspiegelanstieg.
Transmissibilität
– hydrogeologischer Begriff, der die Fähigkeit eines Grundwasserleiters
Wasser zu transportieren beschreibt.
Variszische Orogenese
– gebirgsbildender Prozess, der zur Entstehung eines großen
europäischen Gebirges führte (Varisziden). Die variszische Orogenese wirkte hauptsächlich
vom Devon bis Perm.

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Š. Mrázová, P.
Tomanová Petrová und O. Krentz (eds)
Herausgegeben vom Tschechischen Geologischen Dienst, Prag 2020.
Diese Publikation entstand im Rahmen des Projektes ResiBil, welches
ein vom Europäischen Fonds für regionale Entwicklung unterstütztes,
internationales Projekt aus dem Programm zur Förderung der
grenzübergreifenden Zusammenarbeit zwischen der Tschechischen
Republik und dem Freistaat Sachsen ist (Laufzeit 2014–2020),
registriert unter der Nummer 100267011.
Satz und Gestaltung Oleg Man
Druck PBtisk, a. s., Dělostřelecká 344,
261 01 Příbram
1. Auflage, 104 Seiten
03/9 446-402-20
ISBN 978-80-7075-972-1

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EU Projekt: ResiBil – Wasserressourcenbilanzierung
und -resilienzbewertung im Ostteil
des sächsisch-tschechischen Grenzraumes
Das Projekt ResiBil ist ein vom Europäischen Fonds für regionale Entwicklung
unterstütztes, internationales Projekt aus dem Programm zur Förderung
der grenzübergreifenden Zusammenarbeit zwischen der Tschechischen Republik
und dem Freistaat Sachsen mit einer Laufzeit von 2014 bis 2020.
Das Projekt ist unter der Nummer 100267011 registriert.
PROJEKTPARTNER
Tschechischer Geologischer Dienst
Sächsisches Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie
Wasserforschungsinstitut T.G. Masaryk (öffentliches Forschungsinstitut VÚV TGM)
ResiBil befasst sich mit dem gemeinsamen Schutz der Grundwasserressourcen
im deutsch-tschechischen Grenzgebiet. Ziel des Projektes ist die Ableitung von
Handlungsempfehlungen für eine nachhaltige Nutzung der Grundwasserressourcen
und deren Bewertung im Hinblick auf den Klimawandel. Wie aktuelle Studien
zeigen, ist der Rückgang der Grundwasserneubildung sowohl auf klimatische Effekte
(höhere Durchschnittstemperaturen, vermehrt niederschlagsarme Jahre) als auch
auf anthropogene Einflüsse (Entnahme von Grundwasser) zurückzuführen.
Der Schwerpunk dieser Publikation liegt auf den geologischen Verhältnissen
im Projektgebiet. Es werden u. a. die geologischen Einheiten
und tektonischen Strukturen vorgestellt sowie interessante Lokalitäten
im sächsisch-böhmischen Grenzraum präsentiert.