Der Klosterberg – Geographie & Geologie

Im Spessart gibt es nur wenige isolierte, kuppenartige Erhebungen wie den Klosterberg (383m ü. NN) zwischen Rottenberg (zum Markt Hösbach) und Eichenberg (zur Gemeinde Sailauf). In der näheren Umgebung besitzt noch der Gräfenberg (363m ü. NN) und der Bischlingsberg (375m ü. NN) eine vergleichbare Morphologie. In einer geographischen Übersichtskarte des Spessarts, die auf die landeskundliche Studie des Spessarts von J. SIEBERT aus dem Jahre 1934 zurückgeht, sind sämtliche dieser Erhebungen verzeichnet. Sie sind der Schichtstufe des Unteren Buntsandsteins zugeordnet, die hier neben der Stufe des Mittleren Buntsandsteins und einer Bruchstufe (Großwallstadt-Obernburger Graben) verzeichnet ist.

Tatsächlich gehören die Erhebungen in den morphogenetischen Kontext der Schichtstufe bzw. vereinfacht der Landstufe des Spessarts. Diese wird durch einen deutlichen Geländeanstieg um etwa 150m markiert, die von Bessenbach über Laufach, Schöllkrippen, Kleinkahl, Geiselbach bis nach Gelnhausen zieht und ihre Fortsetzung im Büdinger Wald findet¹. Als markantes Landschaftselement prägt die Landstufe diesen Teil des Spessarts. Die Landstufe des Unteren Buntsandsteins des Spessarts gilt als westlichster Bestandteil des Fränkisch-Schwäbischen (oder Süddeutschen) Stufenlandes², besitzt aber im Vergleich zu den östlich und südlich angrenzenden Stufen eine besondere geologische Konstellation.

Bei den kuppenartigen Erhebungen handelt es sich um Reste der Sandsteinschichten des unteren Buntsandsteins, die von der Abtragung ausgespart wurden. Sie werden als „Zeugenberge“ bzw. nach moderner Interpretation als „Inselberge“ bezeichnet³. Analog zu benachbarten Siedlungen werden sie als Sailauf-Rottenberger Inselberg-Gruppe bezeichnet. Beim Klosterberg handelt es sich um eine L-förmige Erhebung die ihren höchsten Punkt am Mühlrain (408m ü. NN) besitzt und am Klosterberg, abgesetzt durch eine Passsituation, eine weitere Kuppe mit 383m ü. NN erreicht.

Der Klosterberg gehört naturräumlich zum Vorderen Spessart (Naturräumliche Einheit/NRE 142) innerhalb der Einheit 14 Odenwald, Spessart, Südrhön⁴. Er liegt im Bereich der Wasserscheide zwischen Aschaff- und Kahlsystem und damit im Grenzbereich der Untereinheiten Kahlgrund (NRE 142.10) und Aschaffsenke (NRE 142.11)⁵.

Geologisch fällt der Vordere Spessart mit dem Kristallinen Vorspessart zusammen, der den Ausstrichbereich metamorpher Geseteinsserien der Mitteldeutschen Kristallinzone umfasst. Der heterogene Gesteinsuntergrund mit unterschiedlichen metamporphen Gesteinen und einer teilweise mächtigen Lößauflage ist für die pedogene Begünstigung dieses Gebietes verantwortlich. Eine differenzierte, insbesondere landwirtschaftliche Nutzung ist daher charakteristisch für diese Naturraumeinheit. Ein deutlicher Gegensatz besteht zur Hochfläche des Buntsandsteins, die mit dem Südöstlichen Sandsteinspessart (NRE 141.3) östlich anschließt. Die eher sterilen Böden aus (erosiv verkürzten) Sandstein-Solifluktionslagen haben hier die forstwirtschaftliche Nutzung begünstigt⁶.

Die geologischen Gegebenheiten am Klosterberg und Umgebung

Am Klosterberg sind Gesteine des sedimentären permotriassischen Deckgebirges erhalten, die diskordant über den metamorphen Gesteinen des Grundgebirges lagern.

Das Grundgebirge des Vorspessarts wird in einzelne Formationen gegliedert, die variszischen streichen und dementsprechend in eine Abfolge von NW nach SE gestellt werden können. In der Umgebung des Klosterberges stehen Gesteine der Mömbris-Formation an. Charakteristisch sind die dunklen, Staurolith-führenden, Glimmer-reichen Paragneise, dominierend ein Granat-Plagioklas-Gneis⁷.

Die Gesteine sind durch spezielle Faltungen stark deformiert und zeigen häufig eine flaserige Struktur. Aus dieser Formation wird ein ungewöhnliches Gestein eines lokalen Vorkommens bei Hösbach/Wenighösbach beschrieben, das nach dem locus typicus als Hösbachit in die Literatur eingeführt wurde⁸. Charakteristisch sind die „narbig-knollige Verwitterung“ und stengelig absondernde, graugrüne „cummingtonitische [-n] Hornblende“⁹. Es fand offensichtlich rege Verwendung bei der Herstellung von bronzezeitlichen Gussformen¹⁰ und wurde zu diesem Zwecke in andere bronzezeitliche Siedlungszentren exportiert¹¹.

Mit einer scharfen Grenze treten südöstlich angrenzend Orthogneise zu Tage, die in älterer Literatur als Hauptgneis und Körnelgneis¹² oder als Stockstädter Stufe und Goldbacher Stufe¹³ bezeichnet wurden. Die Muskovit-Biotit-Gneise, z.T. mit geringeren Anteilen an Muskovit, werden heute im Rotgneis-Komplex zusammengefasst¹⁴.

Die metamorphen Gesteinsserien, die aufgrund ihres komplexen tektonischen Werdegangs stark gefaltet und herausgehoben wurden, waren zu Beginn des Perms weitestgehend eingeebnet. Die flache Rumpfflächenlandschaft war teils in einzelne Tröge gegliedert, in die im rotliegenden grobkörnige Sedimente eingetragen wurden. Im Zechstein kam es schließlich zu Meeresüberflutung, wobei im Bereich des Spessarts aufgrund der Aufwölbung der Spessart-Rhön-Schwelle eine Flachmeersituation entstand. Im Gegensatz zu den klassischen salinaren Zechsteinablagerungen, z.B. im heutigen Thüringen entstand im Spessart eine sogenannte Schwellen-Fazies.

Die Sedimentation im z1 der Schwellen-Fazies beginnt mit einem Konglomerat bzw. der Grundgebirgsbrekzie von 0-2,50m Mächtigkeit. In der Grobfraktion sind neben lokalen Materialien wie Diorit und Hahnenkamm-Quarzit auch Komponenten des Taunus-Quarzits vertreten¹⁵. Die Grobfraktion wird als fluvial umgelagertes oder im Brandungsbereich des nahenden Zechstein-Meeres beanspruchtes Grundgebirgsmaterial gesehen. Mit 0–0,5m Mächtigkeit folgen die sog. Kupferletten oder Kupferschiefer als tonig-bituminöse, teils knollig-mergelige Gesteine. Durch den Gehalt an sulfidischen Erzen, silberhaltigen Fahlerzen, Kupferkies und Bleiglanz, daneben Eisen- und Mangananreicherungen sind sie die bedeutendste stratiforme Lagerstätte des Spessarts¹⁶. Überlagert wird der Kupferletten zunächst von 2–4m dünnbankig-plattigem, z.T. bituminösem Dolomitstein. Eingeschaltet sind drusenreiche Lagen, die Calzit-Kristalle z.T. mit Manganeinlagerungen als sekundäre Bildungen tragen¹⁷. Sie gehen hangend in die 15–20m mächtigen, dickbankig-massigen Dolomitsteine über.

In einer über hundertjährigen Tradition wurden sie am Fuße des Rottenbergs bei der gleichnamigen Ortschaft zunächst zum Zweck des Kalkbrennens gebrochen¹⁸. Weitere Brüche existierten am westlichen Unterhang des Gräfenbergs und weiter westlich auf der Feldkahler Höhe. Dort wird fortwährend ein Dolomitstein-Bruch betrieben. Er wurde als Rohstoff in der Bauwirtschaft, im Umweltschutzbereich oder in der Industrie eingesetzt¹⁹. Nunmehr wird der Dolomit zum Zweck der Herstellung eines hochwertigen Magnesium-Düngers gebrochen.

Der Abschnitt z2 ist durch das Trockenfallen der Spessart-Rhön-Schwelle gekennzeichnet²⁰, so dass die subaerische Verwitterung wirksam werden konnte. Durch chemische Lösung wurden in dem Gestein trichterartige Karstschlotten und Karstspalten erzeugt, die nachträglich mit einem schwarzen Verwitterungslehm gefüllt wurden. Sie sind in der Abbauwand des Dolomitstein-Bruchs auf der Feldkahler Höhe sehr eindrucksvoll dokumentiert. Im Bereich der östlichen Abbauwand kann beobachtet werden, dass eine dünne Dolomitbank die mit Residuallehmen gefüllten Karsthohlformen überlagert. Auf der Feldkahler Höhe ist daneben auch die unmittelbare Überlagerung der Residuallehme mit Randpeliten nachzuweisen, die vermutlich im Jungtertiär pedogen überprägt wurden. Die  Verwitterungsprozesse in den Dolomitstein des z1 sind offenbar mehrphasig und müssen auch in Zusammenschau mit der tertiärzeitlichen Verwitterungsdynamik gesehen werden.

Über dem durch Verkarstung veränderten Dolomit folgen im Spessarter Zechstein pelitische Ablagerungen von 4-8m Mächtigkeit, in die immer wieder dünne, z.T. auskeilende Dolomitbänke eingeschaltet sind. Die als Randpelite klassifizierten Sedimente repräsentieren die Zechstein-Abschnitte z3 und z4.

Die hangenden pelitischen Sedimente der Bröckelschiefer-Folge wurden ursprünglich als Buntsandstein-zeitlich eingestuft, derzeit aber analog zu den liegenden Peliten als Randfazies des Zechstein-Meeres interpretiert²¹. Heute hat sich der Begriff „Fulda-Formation“ etabliert²². Die basalen Partien des Bröckelschiefers können analog zur Grundgebirgsbrekzie des z1 mit einer Brekzie beginnen.

Die mehr oder minder einheitliche basale Tonstein-Serie ist als Untere Bröckelschiefer-Folge (zBu/suBu bzw. zB, t/suB, t) vom Oberen Bröckelschiefer (zBo/suBo bzw. zB, ts/suB, ts) abgesetzt. Dieser ist durch die vermehrte Einschaltung von Schluffstein- und Sandsteinlagen in die Tonstein-Folge charakterisiert. Den hangenden Abschluss der Bröckelschiefer-Folge bildet die Rot- oder Brauneisensteinbank (-flöz; zB, fe/suB, fe).

Über den etwa 30m mächtigen Zechsteinablagerungen folgen die Sedimente der Buntsandsteinzeit.  Im sogenannten Germanischen Becken kamen unter festländischen Bedingungen fluviale, in geringem Umfang äolische sandige bis kiesige Substrate zur Ablagerung. Aufgrund ihres Schichtaufbaus wird in den Unteren, Mittleren und Oberen Buntsandstein unterschieden. Am Gräfenberg, Klosterberg, Rottenberg, Bischlingsberg sowie an der Sandsteinstufe stehen die Sandsteine des Unteren Buntsandsteins an. Es handelt sich um insgesamt sehr gut sortierten und feinkörnigen Gesteinsserien mit tonig-eisenschüssigem Bindemittel, die in die Calvörde-Folge und die Bernburg-Folge gegliedert werden können. Am Gräfenberg sind nur die Gesteine der unteren Einheit, der Calvörde-Folge anstehend.

Der Heigenbrücker Sandstein (suGH) ist aus einem fluvialen, sandig-tonigen Mischsediment hervorgegangen, das durch feinkörnige Überflutungssedimente gegliedert wird²³. Die Gesteine des Heigenbrücker Sandsteins sind im offengelassenen Steinbruch auf dem Gräfenberg oder an der Sandsteinstufe bei der Ortschaft Eichenberg erschlossen²⁴.

Am benachbarten Rottenberg steht der ECKsche Geröllsandstein über dem Heigenbrücker Sandstein an, der eine verstärkte Grobsedimentfracht anzeigt. Gerölle, aber auch zahlreiche Tongallen sind für diese Sandsteinschichten charakteristisch.

In der Buntsandstein-Stratigraphie folgt der Miltenberger Sandstein (Miltenberger Dickbank-Sandstein, suD), der aushaltenden feinkörnigeren Substraten gekennzeichnet ist, die in dicken Gesteinsbänken angeordnet sind. Diese Einheit ist am Klosterberg nicht mehr anstehend, allerdings an der östlich gelegenen Sandstein-Stufe. Alle höheren Einheiten des Buntsandsteins, wie auch der triassischen Gesteinsfolgen des Muschelkalks und des Keupers, letztlich auch Gesteine des Juras sind in der Umgebung des Klosterbergs nicht mehr anstehend. Sie kamen ursprünglich zur Ablagerung, wurden aber in der Kreide und im Tertiär durch tiefgründige Verwitterungsprozesse aufgearbeitet und durch flächenbildende Abtragungsprozesse wieder ausgeräumt²⁵.

Nutzbarkeit der Gesteine

Das geogene Inventar in der Umgebung des Klosterberges bildet hinsichtlich der Nutzbarkeit günstige Vorrausetzungen. Besondere Bedeutung erlangten die Sandsteine des Unteren Buntsandsteins für den lokalen sowie den überregionalen Bedarf an hochwertigen Bausandsteinen. Der Miltenberger Sandstein wurde daher vor allem entlang des Maintals in zahlreichen Brüchen gewonnen und vor Ort weiterverarbeitet. Es gibt bereits Hinweise auf die Nutzung in der Römerzeit, besondere Bedeutung erlangten die Steinbruch- und Steinmetzbetriebe schließlich im 19. und im frühen 20. Jahrhundert²⁶. Entlang der Sandstein-Stufe wurden Steinbrüche für den lokalen Bedarf betrieben. Die Haussockel der älteren Ortsbebauung sind ausnahmslos aus Heigenbrücker Sandsteinen erstellt, die sich als Lokalmaterial nachweisen lassen. Bis in den Vorderen Spessart hinein wurde der beliebte Bausandstein transportiert und für den Hausbau bevorzugt gegenüber den dort anstehenden Gneisen verwendet.

Die primär geologische Situation wie auch der hohe Erhaltungsgrad von Verwitterungsprodukten zeichnen sich verantwortlich, dass unterschiedliche Lagerstätten entstanden, die evtl. auch schon im Mittelalter genutzt wurden. Baryt- (Schwerspat-) lagestätten orientieren sich an fränkisch streichenden Störungen. In der Umgebung des Klosterberges liegen die schlauchförmig ausgebildeten Schwerspatlager der Waldaschaff-Feldkahler Gangschar und der Hain-Eichenberger Gangschar²⁷.

Daneben gibt es die Eisenerzlager erwähnt werden, die als stratiforme Lagerstätten geführt werden²⁸. An der Grenze Bröckelschiefer-Folge und Calvörde-Folge ist zunächst der Brauneisensteinflöz bzw. die Brauneisensteinbank (zB,fe/suB, fe) zu erwähnen. Die etwa 20cm mächtige Bank ist durchstarke Eisenoxidanreicherungen gekennzeichnet, die abbauwürdig sind. Zahlreiche Pingen, z.B. am Bischlingsberg zeugen von dem ehemaligen Abbau dieser eisenführenden Gesteinsbank. Vermutlich geht die Gründung der Eisenwerke Düker in Laufach auf den Abbau dieser Eisenlagerstätte zurück.

Allgemein können weitere (Eisenerz-) Lagerstätten vermutet werden, die im Zusammenhang mit der kreidezeitlichen bis tertiären Verwitterung stehen. In der Umgebung des Klosterberges, wie auch am Klosterberg selbst sind weißfarbene Sandsteine des Heigenbrücker Sandsteins verbreitet, die im tropenähnlichen Klima der Kreide und des Tertiärs chemisch verändert und gebleicht wurden²⁹. Durch die chemische Lösung und Mobilisation von Gesteinsbestandteilen, insbesondere des Bindemittels Eisen, ist eine sekundäre, lokale Anreicherung potenziell möglich. Im Kontakt mit Sauerstoff können unregelmäßig und punktuell Lagerstätten entstehen, die womöglich heute nicht mehr bekannt bzw. bereits ausgebeutet sind.

Auch die Sockelgesteine an der Basis der Burganlage Klosterberg könnte eine besondere Lagerstätte darstellen, die auf die komplexen chemischen Lösungs- und Verlagerungsvorgänge des Tertiärs zurückgeführt werden kann. Hier wurde in diversen Schnitten regelhaft eine ockerfarbene, tonig-sandige, Eisenhydroxid-führende Schicht angetroffen.  Zwar ist die erwähnte Schicht nicht besonders mächtig, könnte aber bergbaulich interessant gewesen sein. Eine Abbautätigkeit auf ein vergleichbares Substrat³⁰ wurde aus dem Wehrer Kessel aus der Eifel beschrieben. Hier wurde für das als „Eisenocker“ beschriebene Substrat die Verhüttungswürdigkeit mit einem Eisengehalt von 43% hervorgehoben. Die Eisenherstellung war dabei eine mögliche Nutzungsmöglichkeit, der Eisenocker wurde daneben auch zur Herstellung von Farben verwendet. Von Bedeutung ist, dass der Abbau auf Eisenocker neben dem Abbau auf Eisenerz wohl über hundert Jahre betrieben und  bereits 1957 eingestellt wurde.

Die Entstehung wird im Falle des Wehrer Kessels als Folge der Lösung durch kohlesäurehaltige Gase gesehen, die an tieferliegenden Eisenerzen Eisen lösen und als schlammiges Substrat an der Oberfläche ablagerten. Am Klosterberg ist zunächst keine vulkanische Aktivität dokumentiert, die eine Vergleichbarkeit der Lagerstätte mit der am Eifeler Wehr ermöglichen würde. Allerdings gibt es zahlreiche Klüfte und Störungen, die im Jura hydrothermale Aktivitäten erlebten (Schwerspatmineralisation). Auch der tertiäre Vulkanismus ist im Bereich Aschaffenburg, Großostheim, Großwallstadt und Mömlingen punktuell anhand von Vulkanschlotresten nachweisbar. Auch im Nordspessart ist mit dem Alsberger Plateau tertiärer Basaltvulkanismus im Übergang zum Vogelsberg-Vulkan dokumentiert. Von daher sei eine morphogenetische Vergleichbarkeit zur Wehrer Lagerstätte möglich, wenn auch nach derzeitigem Kenntnisstand nicht belegbar. Über die hydrothermale Entstehung hinaus, kann die Entstehung der gelbfarbenen Lehme auch durch die tropoide Verwitterungsdynamik erklärt werden.

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Jürgen Jung, Kleinwallstadt 2015

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