Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Fenster in einem küstenfernen Lebensraum vor 44 Millionen Jahren

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1 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Mainzer naturwiss. Archiv 47 S Abb., 3 Tab. Mainz 2009 Fossilfundstätte Eckfelder Maar (Mittel-Eozän) - Nr. 122*) *) Nr. 121: LUTZ, H. & LORENZ, V. (2009). Die Vulkaneifel und die Anfänge der modernen Vulkanologie eine geohistorische Quellensammlung. Mainzer Naturwissenschaftliches Archiv 47 (Festschrift): Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Fenster in einem küstenfernen Lebensraum vor 44 Millionen Jahren HERBERT FRANKENHÄUSER, JENS L. FRANZEN, UWE KAULFUSS, MARTIN KOZIOL, WERNER LÖHNERTZ, HERBERT LUTZ, DIETER F. MERTZ, JENS MINGRAM, TORSTEN WAPPLER und VOLKER WILDE Gewidmet Prof. Dr. JÖRG F. W. NEGENDANK und Dr. FRANZ-OTTO NEUFFER Kurzfassung Anlässlich des 175-jährigen Jubiläums der Rheinischen Naturforschenden Gesellschaft im Jahr 2009 und des 100- jährigen Jubiläums des Naturhistorischen Museums Mainz im Jahr 2010 soll mit diesem Beitrag nach nunmehr 20 Jahren kontinuierlicher Forschungsarbeit im Eckfelder Maar eine Zwischenbilanz gezogen und unser aktueller Kenntnisstand bilanziert werden. Nicht alle der in den vergangenen Jahren in Eckfeld tätigen Kolleginnen und Kollegen kommen hier zu Wort, doch kann unser gemeinsamer Beitrag auch nicht alle Ergebnisse und Details vorstellen. Hier können wir nur auf die bislang gut 250 Veröffentlichungen unterschiedlichster Art verweisen, die seit Beginn unserer Grabungsaktivitäten und den damit einhergehenden Untersuchungen erschienen sind. Eine Liste ist über das Internet abrufbar ( Abstract The Eckfeld Maar in the Vulkaneifel window to an inland habitat 44 million years ago To mark the occasion of the 175th anniversary of the Rheinische Naturforschende Gesellschaft in 2009, and of the centennial of the Naturhistorisches Museum Mainz in 2010, we present a preliminary account of our present knowledge of the Eckfeld Maar after 20 years of continuous research. To date, nearly 250 papers and books have been published since the start of our excavations. This paper does not attempt to include all of the detailed results on the geology of the Eckfeld site or its biota, but an up-to-date list of publications can be found under the address 263

2 HERBERT FRANKENHÄUSER 1. Einleitung (Herbert Lutz) Wie in vielen anderen Fällen auch, reicht die Entdeckungs- und Erforschungsgeschichte des Eckfelder Maares weit zurück. Bereits in der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts wurden die hier vorkommenden und für das gesamte Gebiet der Vulkan- und Hocheifel bemerkenswerten Sedimente Braunkohle und Tone entdeckt und zeitweise sogar wirtschaftlich genutzt. Dass dabei schon damals erste Fossilien entdeckt und wissenschaftlich beschrieben wurden, geriet in den folgenden Jahrzehnten immer mehr aus dem Blickfeld der Geologen und Paläontologen. Dass es sich bei diesem Vorkommen um etwas Besonderes handelt stand zwar stets außer Zweifel, aber man schenkte ihm lange dennoch nur wenig Beachtung. Erst in den späten 1970er Jahren geriet das Vorkommen wieder ins Blickfeld der Fachleute und wenig später wurden auch Fossiliensammler auf diese Lokalität aufmerksam. Vor diesem Hintergrund kam es schon bald zu ersten Kontakten zum Naturhistorischen Museum in Mainz und der Universität Trier der damals in Trier arbeitende Prof. Dr. Jörg NEGENDANK und Dr. Franz Otto NEUFFER, der Direktor des Mainzer Museums, kannten sich seit ihrer Studienzeit in Mainz und bereits 1986 erfolgten erste Geländebegehungen. Unter schwierigsten Bedingungen begannen damals auch erste Probegrabungen, die Erfolg versprechende Fossilfunde zu Tage förderten. Dass sich dann aus diesen ersten Anläufen rasch ein so großes und erfolgreiches Projekt entwickeln würde, war zunächst dennoch nicht absehbar. Erst die weltweit einzigartigen Funde undeformierter Urpferdeschädel und einer trächtigen Urpferdstute mit Haut und Haaren zerstreuten letzte Zweifel und machten der Öffentlichkeit deutlich, welcher Schatz hier schlummerte. Jährliche Forschungsgrabungen und die daraus hervorgehenden Forschungsergebnisse fanden bald auch international Resonanz und regten weitere Forschungsarbeiten in der Region aber auch andernorts an. So können wir heute mit Recht darauf verweisen, dass der Vulkaneifel European Geopark als Teil des UNESCO Global Network of Geoparks nicht nur um eine bedeutende Attraktion reicher ist. Das Eckfelder Maar ist vielmehr eine einzigartige Ergänzung zu weiteren europäischen und auch außereuropäischen Fossilfundstätten aus einem Abschnitt der Erdgeschichte, in dem global weitaus höhere Temperaturen herrschten als heute. Das Eckfelder und auch das ca. 3 Millionen Jahre ältere Messel Maar fallen dabei in eine Periode mit globaler Abkühlungstendenz zwischen den beiden Klimaoptima im Unterund im Mitteleozän. Zwar lag das Ozeanboden-Jahresmittel zurzeit von Eckfeld bereits 2-3 C unter dem von Messel doch immer noch erheblich über dem heutigen (ZACHOS et al. 2008). Die Kenntnis des numerischen Alters von Eckfeld ist auch insofern von eminenter Bedeutung, als damit ein Schlüsseldatum zur numerischen Kalibrierung der terrestrischen, biochronologischen Zeitskala vorliegt sowie unter Einbeziehung des inzwischen ebenfalls bestimmten Alters von Messel die Ermittlung von Veränderungsraten der Biodiversität möglich wird. Nicht zuletzt ist das Eckfelder Maar von herausragender Bedeutung für die Rekonstruktion der geologischen und geodynamischen Entwicklung der Eifel. 2. Die Erforschungsgeschichte des Eckfelder Maares (Uwe Kaulfuß) Schon in der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts fanden im Eckfelder Maar Abbauarbeiten statt. Diese dienten allerdings weniger der wissenschaftlichen Erforschung dieses Vorkommens als vielmehr der Gewinnung von Tonen und Braunkohlen. Bereits auf dem Urriss der Gemarkung Eckfeld aus dem Jahre 1828 findet sich die Flurbezeichnung Leimklöpchen (Leim = Lehm), die auf das Vorhandensein eines Ton- oder Lehmvorkommens am Pellenbach, wenige Meter vor seiner Mündung in die Lieser, hinweist. Werner LÖHNERTZ, der den historischen Tonabbau im Liesertal untersuchte, konnte zahlreiche Zeugnisse dieser Aktivitäten nachweisen (LÖHNERTZ 1978a). Bei seinen Recher- 264

3 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel chen fand er an der Lieser zwischen Eckfeld und Manderscheid die verfallenen Mauerreste einer um 1863 errichteten Ziegelei, in der die abgebauten Tone zu Dach- und Bauziegeln verarbeitet wurden. Anhand von Hohlwegen, einer Furt sowie Wehr- und Kanalanlagen im Liesertal ließ sich der Transportweg der Tone rekonstruieren, der Tonabbau selbst fand oberhalb des Pellenbaches (wenige Meter SW des heutigen Grabungsareals) statt. Die beim Abbau entstandenen Hohlformen sind noch heute im Gelände erkennbar. Im Jahre 1839 entdeckte der Lehrer Nikolaus PAULY aus Buchholz das Braunkohlenlager am Pellenbach, welches er in mehreren Schächten abbaute. Die gewonnene Kohle wurde wahrscheinlich an die Hüttenwerke im nahe gelegenen Eisenschmitt verkauft (HESSE & SCHMITT-KÖLZER 1999). Da ein vergleichbares Vorkommen in der Eifel nicht bekannt war, fand das Braunkohlelager von Eckfeld bei den damaligen Geologen ein besonderes Interesse. Eine erste Beschreibung lieferte der Berggeschworene HONIGMANN 1852 in einem unveröffentlichten Bericht an das Königliche Oberbergamt in Bonn. Prof. Carl Otto WEBER, der ein Jahr später die Beobachtungen HONIGMANNs wiedergibt (Abb. 1), schreibt: in 15 Fuss Tiefe wurde die Blätterkohle angefahren und bis zu ungefähr Fuss das Lager, regelmäßig nur bessere Würfelkohle schüttend, durchteuft. In dieser Tiefe kamen häufiger Schwefelkiese vor; das Lager wurde sehr nass, stark zerklüftet und selbst so weich, dass Gefahr beim Betriebe entstand, der deshalb eingestellt wurde. Gestützt auf den Bericht HO- NIGMANNs und auf Untersuchungen an Proben, die ihm der Berghauptmann Heinrich VON DECHEN zukommen ließ, stellt WEBER interessante Überlegungen zur Entstehung der Braunkohle an. Aufgrund der horizontalen Lagerung interpretiert er das Vorkommen als autochthone Bildung. Die in der Kohle enthaltenen Pflanzen vergleicht er mit denen der Rheinischen Braunkohle und schließt folgerichtig auf ein tertiäres Alter. Die Entstehung des Eckfelder Kessels selbst stellt WEBER allerdings vor die Tertiärzeit, weist aber zugleich darauf hin, dass dies nicht, so wie es HONIGMANN gefordert hatte, für alle Kesselthäler der Eifel gelten kann. Die Genese der Maare sieht WEBER als ursprüngliche Bildung der Grauwacke, die durch spätere Auswaschung ihre jetzige Form erhalten haben und an deren Grund sich in einem Sumpfe unter günstigen Bedingungen Braunkohle (Torf) bilden konnte (WEBER 1853). Ebenfalls im Jahr 1853 erwähnte der Trierer Geologe und Gymnasiallehrer Johann STEI- NINGER, der bereits 1819 den vulkanischen Ursprung der Eifel-Maare erkannt hatte, das beschränkte Vorkommen einer erdigen Blätterkohle bei Eckfeld und sah darin, wie auch im Vorkommen von Tonen und Brauneisensteinen an anderen Lokalitäten, den Beweis für die Existenz der Braunkohlen-Formation in der Eifel. Durch den Vergleich mit den Lagerungsverhältnissen der rheinischen Braunkohlen erkannte STEININGER, dass die Hebung und Abtragung des Rheinischen Schiefergebirges nach der Tertiärzeit erfolgt sein musste (STEININGER 1853). Aus den Ausführungen von WEBER und STEI- NINGER geht hervor, dass praktisch mit dem Beginn des Kohleabbaus bei Eckfeld Fossilien in Form von Blättern bzw. Pflanzen und Infusorien gefunden wurden. Der Berggeschworene PILZ aus Trier, welcher (wahrscheinlich) beim Anlegen der Abbauschächte im Jahre 1839 vor Ort war, erwähnte damals schon erste Knochenfunde in der Eckfelder Braunkohle (ZINCKEN 1867), die aber offensichtlich keine Beachtung fanden. Im Jahre 1861 fand das Braunkohlenlager in einer brieflichen Mitteilung des Mineralogen Christian Samuel WEISS an den Geologen und Paläontologen Heinrich Ernst BEYRICH Erwähnung (WEISS 1861). Zur gleichen Zeit begann der Oberberghauptmann H. VON DECHEN das Eckfelder Vorkommen zu untersuchen. Nach eigenen Beobachtungen beschreibt er die Schichtfolge als erdige Braunkohle von ansehnlicher Mächtigkeit, die von schiefrigem Thon, 18 bis 20 Fuss mächtig und Lehm, 10 Fuss mächtig überdeckt wird (10 Fuss 3 m). Anhand der von ihm bestimmten Blattfunde stellt DECHEN das Eckfelder 265

4 HERBERT FRANKENHÄUSER Abb. 1: Grundriss mit den (geologischen) Verhältnissen des Braunkohlenlagers am südlichen Ufer des Pellenbachs bei Eckfeld von HONIGMANN (abgebildet bei WEBER 1853). Der bei einem Erdschlipf im Jahre 1838 (VON DE- CHEN 1884; s. Text) abgerutschte Bereich ist in dunkler Schraffur umrahmt. Dargestellt sind auch die beiden Abbauschächte des Lehrers PAULY, in denen unter geringer Lehmbedeckung die Braunkohle aufgefahren wurde (schwarze Punkte). 266

5 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Kohlelager in das Miocen (1861), Oligocän (1884) und schließlich in das Ober-Oligocän oder Unter-Miocän (1886). Ein schon von HONIGMANN erwähnter Bergschlipf (auch Bergschlüpf, Erdschlipf; Erdrutsch), von dem im Wesentlichen der über der Braunkohle lagernde Lehm betroffen war, ereignete sich nach DECHEN (1886) im Jahre 1846 und stand vermutlich im Zusammenhang mit einem stärkeren Erdbeben, welches im Juli 1846 weite Teile des Rheinlandes erschüttert hatte (NÖGGERATH 1847, VOLGER 1857). Es kann vermutet werden, dass ein weiterer, früherer Erdschlipf, der nach DECHEN bereits 1838 stattfand, zur Entdeckung des Eckfelder Braunkohlenlagers durch den Lehrer PAULY geführt hatte. Bemerkenswert ist, dass DECHEN (1884) in den pflanzenführenden, oligocänen Vorkommen zwischen Obermanderscheid (Quarzgerölle), Schutz und Daun (Tuffe) sowie Eckfeld die Reste von ursprünglich weiter verbreiteten, möglicherweise in Zusammenhang stehenden Ablagerungen in seeartigen Wasserflächen vermutete. Auch spätere Autoren sahen in der Eckfelder Braunkohle ein Restvorkommen, welches durch die Absenkung in einem Graben vor Erosion bewahrt worden war (FOLLMANN 1894, 1915, 1928; LEPSIUS 1892). Dagegen hatte WEBER bereits 1853 das Eckfelder Tertiär als isoliertes Vorkommen angesehen, dessen Entstehung sich auch ohne eine größere Bedeckung des Gebirges durch eine Braunkohleformation erklären ließe (s. o.). Im Jahre 1865 erschien posthum die unter wissenschaftlicher Beihilfe VON DECHENs erstellte Geognostische Karte der vulkanischen Eifel des 1863 verstorbenen Chemikers und Mineralogen Eilhard MITSCHER- LICH, in der erstmals das Vorkommen bei Eckfeld als Oligocäne Braunkohle eingezeichnet und in seinen geologischen Rahmen gestellt ist (Abb. 2). Im Textteil seines zwei Jahre nach seinem Tod von Justus ROTH herausgegebenen Werkes Über die vulkanischen Erscheinungen in der Eifel und über die Metamorphie der Gesteine durch erhöhte Temperatur bemerkt MITSCHERLICH: Die südlich von Hilscheid am linken Ufer der Lieser (zwischen Brockscheid und Eckfeld) ganz vereinzelt auftretende Braunkohlen-Ablagerung, deren Pflanzen C. O. Weber bestimmt hat, kommt mit den vulkanischen Produkten Abb. 2: Detail aus der klassischen Geognostische Karte der vulkanischen Eifel, wie sie Eilhard MITSCHERLICH mit Unterstützung durch Heinrich VON DECHEN erstellt hat und die posthum von Justus ROTH herausgegeben wurde. Der Ausschnitt zeigt von E nach W das Pulvermaar, die Holzmaargruppe (Holzmaar, Dürres Maarchen das Hitsche Maar war damals noch nicht als solches erkannt) und das Meerfelder Maar- Mosenberg-Vulkansystem. Erstmalig ist in einer geologischen Karte das Vorkommen oligocäner Braunkohle NW von Eckfeld dargestellt ( ). 267

6 HERBERT FRANKENHÄUSER nicht in unmittelbare Berührung (MIT- SCHERLICH 1865). Überlegungen zur Entstehung des Vorkommens finden sich bei MITSCHERLICH nicht. Mehr als 70 Jahre nach VON DECHEN bestimmt PFLUG an Eckfelder Sedimenten die Probe stammt aus den Sammlungen des Geologischen Institutes Köln das Borkener Pollenbild und schließt auf ein obereozänes bis unteroligozänes Alter (PFLUG 1959). Hans Wilhelm QUITZOW und Gerhard STADLER trafen schließlich bei Sondierungsbohrungen in der Nähe der alten Abbauschächte PAULYs unter geringer Lehm-Bedeckung auf tertiäre Tone. Das in diesen Tonen angetroffene Sporen- und Pollenspektrum entsprach ebenfalls dem Borkener Bild und belegte ein Mittel- Eozänes Alter (VON DER BRELIE et al. 1969), da die Borkener Braunkohle zwischenzeitlich säugerstratigraphisch als mitteleozäne Bildung erkannt worden war (TOBIEN 1961). Nach seinen Geländebeobachtungen vermutete QUITZOW, dass die tertiären Sedimente weit weniger mächtig sind als bisher angenommen und nur örtlich bis unter das Niveau des Pellenbaches reichen. Die Entstehung des Vorkommens führte QUITZOW auf vulkanische Aktivitäten zurück und dachte dabei an eine Caldera-artige Struktur: Das Eckfelder Tertiär ist in einer Senke der präoligozänen Landoberfläche abgelagert worden. [...] Man darf wohl an Geländesenken über erkalteten Magmaherden in der Tiefe denken. Im Januar 1977 begann Werner LÖHNERTZ mit umfangreichen Untersuchungen am Eckfelder Maar. Grabungen und bis zu 20 m tiefe Sondierungen ergaben ein erstes genaueres Bild des Vorkommens. Tonmineralogische Untersuchungen durch Georg IRION und Josef FRECHEN, die Pollenanalyse der Sedimente im Bachbett des Pellenbaches nahe der heutigen Grabungsfläche durch VON DER BRELIE sowie zahlreiche Funde fossiler Blätter, Früchte und Samen (GREGOR & LÖH- NERTZ 1983, 1986) und die Entdeckung eines kleinen, barschähnlichen Fisches zeigten rasch die enorme Bedeutung der Lagerstätte und erlaubten einen ersten Vergleich mit dem Ölschiefer von Messel (LÖHNERTZ 1979). LÖHNERTZ beschrieb die bei Eckfeld anstehenden Sedimente als bituminöse Tone und Dysodilkohlen und erkannte, dass diese in einem tiefen See unter eutrophen-anaeroben Bedingungen entstanden sein mussten. In diesem Zusammenhang äußerte er erstmals die Vermutung, dass es sich bei diesen Sedimenten um die Füllung eines alttertiären Maares handeln könnte (LÖHNERTZ 1978b). Eine 1980 im Rahmen eines von der DFG geförderten Projektes am Pellenbach abgeteufte Bohrung konnte diese Maar-Hypothese weitgehend absichern. Eine Beschreibung der Bohrarbeiten findet sich bei LÖHNERTZ (1982). In den von NEGENDANK et al. (1982) untersuchten Bohrkernen wurde vom Hangenden zum Liegenden eine Sedimentfolge aus 1) hellen mineralischen Tonen und Schluffen, 2) bituminösen Laminiten, 3) laminierten Diatomiten und 4) pyroklastischen (Lapilli-) Breccien angetroffen. Sowohl die bituminösen Laminite als auch die pyroklastischen Breccien in deren Liegendem sind dabei besonders charakteristisch für Ablagerungen in einem Maarkrater. 3. Einbindung der mitteleozänen Fossillagerstätte Eckfelder Maar in die geologisch-geomorphologische Entwicklung der Region im Tertiär (Werner Löhnertz) 3.1 Übersicht Das Eckfelder Maar (44,3 Ma) entstand am Oberlauf der noch wenig eingetieften N-S gerichteten Manderscheider Talung oder an deren östlichem Rande im Bereich eines kleinen Zuflusses. Der Lauf der Manderscheider Talung orientierte sich an der zu dieser Zeit noch eher schwach ausgeprägten Schichtstufe des Buntsandsteins. Im Umfeld des Kraters waren unter noch humiden, paratropischen Klimabedingungen die hangenden Partien der Mesozoisch-Tertiären Verwitterungsdecke (MTV, FELIX-HENNINGSEN 1990) noch nicht erodiert, eine zusätzliche Überlagerung aus umgelagerter MTV ( Basiston ) scheint möglich. Im Übergang zum Ober-Eozän setzte unter kühleren Klimabedingungen mit stärkeren 268

7 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel saisonalen Schwankungen eine Phase starker Abtragung und Tiefenerosion ein, die S Manderscheid zum tiefen Einschneiden der Manderscheider Talung, zur Versteilung der Buntsandsteinstufe und deutlichen Erhöhung der Reliefenergie führte. Die Zeitstellung Ober- Eozän wird diskutiert. Im Zuge der rupelischen Transgressionen wird die entstandene Tallandschaft z. T. verfüllt und fossilifiziert. Unter ästuarinen Bedingungen erreicht während der dritten rupelischen Transgression weit landeinwärts vordringendes Salzwasser mit entsprechender Flora und Fauna die Umgebung von Manderscheid. Die Ablagerungsbedingungen und Sedimente der rupelischen Ingressionen in den Raum von Eifel-Mosel-Hunsrück werden zusammengestellt und diskutiert. Anschließend verharrte der linksrheinische Schild mehr als 20 Millionen Jahre in tektonischer Ruhe in tiefer Lage, wobei das Gelände etwa unter der heutigen 400 m Höhenlinie im oder unter dem Meeresspiegel verblieb. Diese Position verhinderte bis ins jüngste Tertiär jede Tiefenerosion in der südwestlichen Eifel. Höhere Geländeteile wie z. B. das Kelberger Hoch werden dagegen zeitgleich bedeutend denudiert. Diese Fossilifizierung des Geländes verhinderte auch die Abtragung der Maarfüllung des Eckfelder Maares. Schließlich werden auf der Oberfläche der rupelischen Aufschüttung die heutigen Täler epigenetisch angelegt und die Freilegung des Vorkommens in der heutigen Form setzt vor ca Jahren im Mittleren Pleistozän ein. Die Fossillagerstätte Eckfelder Maar darf zu Recht als eines der bedeutendsten Schaufenster in die Zeit des frühen Tertiärs (Mitteleozän, kontinentale Stufe: Geiseltalium; marine Stufe: Lutetium) in Mitteleuropa bezeichnet werden (LUTZ & KAULFUSS, in: LÖHNERTZ et al. eingereicht). Seit der radiometrischen Altersdatierung des Vorkommens (MERTZ et al. 2000, FEKIACOVA et al. 2007) kann man dies noch präziser als Blick auf die geologischen Vorgänge auf dem Rheinischen Schild vor 44,3+/- 0,4 Millionen Jahren fassen. Während jedoch unzählige herausragende Funde Hinweise und beweiskräftige Daten zur Rekonstruktion von Fauna und Flora, zur Klimageschichte und zum ökologischen Umfeld liefern, stehen erosionsgeschichtlich bedingt nur wenige signifikante Anhaltspunkte zur Rekonstruktion des regionalen eozänen Paläoreliefs zur Zeit der Maarbildung (1) zur Verfügung. Von ganz besonderer Bedeutung für die Rekonstruktion der regionalen eozänen Morphologie und damit für die geologische Entwicklung der Eifel im frühen Tertiär ist daher die Einbindung des Maares in die Flusslandschaft der ebenfalls wohl gerade noch mitteleozänen (LÖHNERTZ 1978a, NICKEL 1994c) Vallendar-Schotter der südlichen Eifel (2). Detritische oberoligozäne Faunen- und Florenelemente in der jungpleistozänen Füllung des Meerfelder Maares (SONNE & WEILER 1984) erlauben Überlegungen zur morphologischen Entwicklung der Region bis ins jüngere Tertiär (3). Und eine hochgelegene Buntschotterterrasse am Rande des Eckfelder Maares gibt schließlich Einblick in die Entwicklung des Raumes bis ins mittlere Pleistozän (4). 3.2 Die mitteleozäne Morphologie im Umfeld des Eckfelder Maares Eine von PIRRUNG et al. (2003) vorgelegte Rekonstruktion der mitteleozänen Landschaft im Bereich des Eckfelder Maares (Abb. 11) verdeutlichte erstmals in schematisierter Form die Grundzüge der morphologischen Situation. Die Rekonstruktion geht dabei von einer annähernden Gleichaltrigkeit des Eckfelder Maares mit den Rinnensedimenten der Vallendar-Schotter der Manderscheider Talung aus. Da es jedoch eine Reihe von Hinweisen gibt (s. u.), nach denen der zeitliche Abstand zwischen beiden Sedimenten doch größer sein könnte, soll zunächst die Situation in Eckfeld zur Zeit der Maarbildung (Abb. 3) gesondert betrachtet werden. Dem Vulkantyp Maar entsprechend erfolgte im Raum Eckfeld während der eozänen Maarbildung wohl keine ausgedehnte Überlagerung des Reliefs mit widerständigen Förderprodukten und die feinkörnigen Pyroklas- 269

8 HERBERT FRANKENHÄUSER Abb. 3: Schematische Rekonstruktion der Morphologie im Raum Eckfeld zur Zeit der Maarbildung vor 44,3 Mio. Jahren (LÖHNERTZ; in Anlehnung an PIRRUNG et al. 2003; Erläuterungen s. Text). tika des Kraterrandes sind vollständig der tertiären und vor allem pleistozänen Erosion zum Opfer gefallen. Damit entfällt leider für die Flächen im Umfeld die Möglichkeit einer Trennung in ein prä und post Eckfeld bzw. in prä- oder postvulkanisch angelegte Flächen. Die bei PIRRUNG et al. (2003) vorgeschlagene Auflage der Pyroklastika (vgl. Abb. 11) auf der Mesozoisch-Tertiären Verwitterungsdecke (MTV, FELIX-HENNINGSEN 1990) kann nach dem Auftreten von MTV-Klasten in der Maarfüllung vermutet werden, ist jedoch heute nicht mehr nachweisbar und daher in Abb. 3 nicht eingetragen. Den wichtigsten Hinweis zur eozänen Morphologie liefert das Fehlen von Buntsandstein in der grobklastischen Fazies der Maarsedimente (PIRRUNG 1993, FISCHER 1999, PIR- RUNG et al. 2003). Da damit die Buntsandsteinstufe zur Zeit der Maarentstehung schon westlich des Eckfelder Maares lag, so muss legt man die heute noch erhaltene Mächtigkeit des Buntsandsteins bei Manderscheid zu Grunde bereits im frühen Tertiär Richtung Westen eine Reliefenergie von etwa m bestanden haben. Dies entspricht den Beobachtungen in der Nordeifel, wo im Raum Dahlem an Hand der Verbreitungsgrenzen der Oberen Kreide die Existenz der Buntsandsteinstufe auch schon im ausgehenden Mesozoikum nachgewiesen werden kann (LÖHNERTZ 1994). Diese hier und weiter südlich am Westufer des Vallendar-Flusses noch besser fassbare Reliefenergie (LÖHNERTZ 1978a, 2003) verlegt die Ur-Anlage der Oberflächenformen höher 400 m NN aus dem Tertiär ins ausgehende Mesozoikum und widerlegt zugleich eindeutig alle Vorstellungen einer bis ins jüngere Tertiär reichenden polyzyklischen Rumpfflächenbildung. Kritische Versuche, die beobachtbare Differenz zwischen der Schichtfläche des Buntsandsteins und der Lage der eozänen Sedimente als Ergebnis post-mitteleozäner Absenkung der Sedimente zu erklären, können leicht entkräftet werden: Zwar lassen sich im Raum Manderscheid Schutz erhebliche tektonische Verstellungen der Buntsandsteinbasis ermitteln (MEYER & STETS 1979), da in der tektonischen Grundanlage aber eine Ab- 270

9 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel senkung des Mesozoikums zum Zentrum der Trierer Bucht und Richtung Pariser Becken erfolgte (vgl. DITTRICH 2008) und nicht eine Heraushebung des Buntsandsteins, so hätten bisher im Raum Manderscheid noch nicht nachgewiesene post-mitteleozäne Verstellungen nur zu einer Verringerung und nicht zu einer Erhöhung der fossilen Reliefenergie geführt (LOUIS 1953, LÖHNERTZ 1994). Eine Reliefenergie von nur m widerspricht der von PIRRUNG et al. (2003) eingetragenen, deutlich höheren Reliefenergie an der Buntsandsteinstufe. Man muss beachten, dass die dort (Abb. 11) eingezeichnete stärkere Reliefenergie erst im Zuge der spätmittel- bis obereozänen Erosionsphase (s. u.) entstand, wie der morphologisch leichter fassbare Geländebefund S Manderscheid verdeutlicht (Abb. 7). Dies gilt in gleicher Weise für die in der schematischen Darstellung extreme Steilheit der Buntsandsteinstufe. Auch hier lassen sich entsprechende Werte erst nach der späteren Phase starker Tiefenerosion feststellen. Da die Eckfelder Flora und Fauna aber noch das Ökosystem gegen Ende des eozänen Klimaoptimums repräsentieren (LORENZ & LUTZ 2004), so wird man bei humiden, paratropischen Klimabedingungen zu den klimatischen Randbedingungen vgl. MOSBRUGGER et al. (2005) eher eine tiefgründig verwitterte und flach geböschte Buntsandsteinstufe erwarten dürfen. Hierfür spricht auch die noch erhaltene tiefgründige Auflösung des Buntsandsteins mit den damit verbundenen Rutschungen entlang der Buntsandsteinstufe im Raum Manderscheid Weidenbach (NEGENDANK 1974). Dem entspricht die Erkenntnis, dass zur Zeit der Maarbildung im Umfeld von Eckfeld noch die hangenden Teile der MTV angestanden haben, wie die sehr häufigen tonigen Klasten der MTV vor allem in den liegenden Partien der Maarsedimente belegen (FISCHER 1999). Die Masse der tonigen Klasten besteht ganz offensichtlich aus verwittertem, weitgehend entfestigtem Devon, ziegelrotes toniges Material deutet aber auch darauf hin, dass damals wohl noch Teile des Solums bzw. ein plinthitischer Latosol anstand, wie im Liegenden der Tone von Binsfeld (LÖHNERTZ 1978b, GREGOR & LÖHNERTZ 1984, LÖHNERTZ & LUTZ 2003), im Liegenden der Quarzkiese von Bengen (BOENIGK 1980, SPIES 1986, FELIX-HENNINGSEN 1990, 2003, BOENIGK & HOSELMANN 2003) und an der Basis der Antweiler-Formation im Antweiler Graben (TEICHMÜLLER & ASHAUER 1966) zu beobachten war und gelegentlich noch ist. Da heute nur noch die gebleichten vor allem in der nordöstlichen Umrahmung des Maarkessels oder die kaum gebleichten Partien der tieferen Oxydationszone der MTV anstehen, muss das Gelände zur Zeit der Maarbildung ca m höher gelegen haben (PIRRUNG 1993, LÖHNERTZ 1994). Teile des seit dem Mesozoikum entstandenen lehmig-tonigen Substrats wurden im frühen Tertiär abgespült und nach SPIES (1986) in die morphologischen Senken der bewegten Saprolithoberfläche verlagert. Ein pyritisiertes Holzstück in den tonigen Klasten (FISCHER 1999) könnte darauf hinweisen, dass es auch im Raum Eckfeld vor der Maarbildung zu einer Sedimentation verschwemmter MTV und zur Einbettung von Pflanzenresten gekommen war. Ein Teil der tonigen Klasten könnte so auch dem sedimentären Basiston entstammen, der im Raum von Eifel-Mosel- Hunsrück mehrfach nachgewiesen ist (z. B. KUTSCHER 1954, JUNGE & TILLMANNS 1984, SPIES 1986, LÖHNERTZ & LUTZ 2003, FEHN 2006, LÖHNERTZ et al. eingereicht). Die im Bereich Leimklöpchen innerhalb des Eckfelder Maares für die Ziegelproduktion abgebauten Tone (LÖHNERTZ 1978c) lassen da die bituminösen Laminite für eine Ziegelproduktion wenig geeignet erscheinen einen heute abgebauten, sehr hohen Anteil an MTV-Klasten sei es aus dem Solum oder aus verlagertem Sediment in der hier angestandenen grobklastischen Randfazies vermuten. Eine vollständige Erosion der MTV auf allen höheren Flächen, wie in Abb. 4 verzeichnet, kann es jedoch sicher nicht gegeben haben. So entspricht z. B. die angesprochene tiefgründige Auflösung des Buntsandsteins im Westen von Eckfeld der MTV auf devonischen Gesteinen. 271

10 HERBERT FRANKENHÄUSER Abb. 4: Schematische Rekonstruktion der Tallandschaft im Raum Eckfeld zur Bildungszeit der Arenrather Schotter vor ca. 39 Mio. Jahren (LÖHNERTZ; Erläuterungen s. Text). Weiter muss beachtet werden, dass die rezente Lage der Buntsandsteinstufe nur dort eindeutig der eozänen Position entspricht, wo mächtige eozäne Sedimente den Fuß der Stufe überdeckten, plombierten und damit fossilifizierten. Dies gilt vor allem für die Stufe zwischen Dodenburg und Gut Heeg nördlich von Landscheid (TK25, Bl Landscheid; STICKEL 1932, LOUIS 1953, LÖH- NERTZ 1978a). Schon bei Manderscheid kann ein Zurückweichen der Stufe nach der eozänen Talbildung von ca. 2 km festgestellt werden (Abb. 7), am Arensberg bei Zilsdorf (TK25, Bl Hillesheim) muss mit einer Rückverlagerung des Buntsandsteins um ca. 4 km seit 30 Ma gerechnet werden (FUCHS 1969). Buntsandstein-Auswürflinge im quartären Vulkan des Beuel in der Nähe des Arensberges zeigen, dass die Auflösung letzter Reste des Buntsandsteins dort erst in den letzten Jahren (CANTAREL & LIPPOLT 1977) erfolgte. Buntsandsteinreste unter den quartären vulkanischen Ablagerungen am Burberg (MEYER & STETS 1979), Buntsandsteingerölle in einer hochgelegenen Buntschotterterrasse am Eckfelder Maar (s. u.) oder Buntsandsteinreste bei Pantenburg E Manderscheid (SCHNÜT- GEN 2003) belegen auch für das Umfeld von Eckfeld eine bis in die jüngere Erdgeschichte noch deutlich weiter ostwärts ausgreifende Verbreitung des Buntsandsteins. Da die Verebnungen vor der Buntsandsteinstufe aus der durch Flächenbildungsprozesse im frühen Tertiär noch morphologisch leicht umgestalteten wieder aufgedeckten prätriadischen Auflagerungsfläche (Abb. 7) zu bestehen scheinen, sollte der damals noch weiter ostwärts ausgreifende Buntsandstein entsprechend dem Einfallen der Auflagerungsfläche die Höhen um 460 m NN westlich der Lieser bei Bleckhausen in Form einer flachen Stufe bedeckt haben. Quarzgerölle in 470 m NN nördlich Eckfeld, von SCHNÜTGEN (1979) zunächst zu den Vallendar-Schottern gestellt, dürften Reste der ehemaligen Buntsandsteinbedeckung darstellen; die heute geringmächtigen Buntsandsteinreste z. B. bei Pantenburg dürften damals noch als Zeugenberge erkennbar gewesen sein (Abb. 3). 272

11 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Damit muss auch die spätestens im Geiseltalium (Mitteleozän) angelegte Manderscheider Talung (LOUIS 1953, LÖHNERTZ 1978a) wesentlich näher am Eckfelder Maar gelegen haben, als (vgl. Abb. 11) von PIR- RUNG et al. (2003) dargestellt. Im unmittelbaren Bereich des Eckfelder Maares stieß vermutlich eine von Osten kommende kurze flache Talung auf die N-S gerichtete Manderscheider Talung (LOUIS 1953, LÖHNERTZ 1994). Eine äquivalente Talung hat LOUIS aus morphologischen Beobachtungen auch im Bereich des heutigen Dombaches S Manderscheid festgestellt. Diese für die Entstehung eines Maares wichtige Lage im Gewässernetz lässt sich nach LUTZ & NEUFFER (1994) auch paläontologisch belegen, präeruptiv vorhandene Flussgerölle werden von FISCHER (1999) in den Grobklastika des Maares nachgewiesen. 3.3 Der Raum um Manderscheid zur Bildungszeit der Vallendar-Schotter Wichtige Erkenntnisse zur Situation in Eckfeld zur Zeit der Maarbildung ergaben sich aus der einfachen Überlegung, dass die heute bis an den Fuß des Mosenberges bei Manderscheid ( Auf Pueich, Bl Manderscheid) aufgeschlossenen groben Vallendar- Schotter (Arenrather Schotter) ihre Entstehung einem Fluss verdanken müssen, der einen deutlich weiter nach Norden reichenden Oberlauf besessen haben muss. Die noch flachere Ur-Anlage dieses Flusses hat wie die Anlehnung an die Buntsandstein-Stufe zeigt sehr sicher schon zur Zeit der Eckfelder Maarbildung bestanden. Die S Manderscheid aufgeschlossenen alttertiären fluviatilen Ablagerungen wurden von LÖHNERTZ (1978a) einer N-S gerichteten Manderscheider Talung zugeordnet, die bei Großlittgen in die obereozäne Ur-Mosel mündete. Weitergehende geröllanalytische Arbeiten konnten den Oberlauf der heutigen Mosel als Liefergebiet ausscheiden und die Sedimente einer Ur-Saar und ihrer Nebenflüsse zuweisen (LÖHNERTZ 1994, SCHNÜT- GEN 2003, Münz 2006, MÜNZ & HOLZ- FÖRSTER 2008). Zu beachten ist allerdings, dass in der Grube Auf Pueich bei Manderscheid auftretende Achate in der Feinkiesfraktion (LÖHNERTZ 1978a) und Staurolith im Schwermineral-Spektrum (SCHNÜTGEN 2003) scheinbar eine südliche Fernkomponente aufweisen, die bisher noch nicht befriedigend geklärt werden konnte. Staurolith findet sich jedoch auch in den paleozänen Sanden der Antweiler Formation auf den Höhen der Nordeifel (DEMOULIN 1989, RIB- BERT 1997, LÖHNERTZ et al. eingereicht) und der Ardennen, so dass der Staurolith ohne weiteres über den Oberlauf der Manderscheider Talung von Norden nach Süden umgelagert werden konnte. Achate in der Feinkiesfraktion finden sich im benachbarten Buntsandstein, so dass entgegen SCHNÜTGEN (2003) eine südliche Fernkomponente nicht gefolgert werden muss. In einer Phase rascher und sehr starker Tiefenerosion wurde die vorhandene Reliefenergie im Gebiet von Eifel-Mosel-Hunsrück um ca. 130 m auf über 200 m erhöht (Abb. 4 und 7), wobei die Täler mit zum Teil steilen Flanken tief in den relativ frischen Untergrund einschnitten. So stehen unter den Vallendar-Schottern der Manderscheider Talung nur noch die kaum gebleichten Partien der tieferen Oxydationszone der MTV oder die Reduktionszone an und auch die Basis des Buntsandsteins ist im Kontakt mit den Vallendar-Schottern weitgehend unverwittert erhalten (QUITZOW 1969, LÖHNERTZ 1978a). In dieser Phase starker Erosion wird auch die MTV in der Region um Eckfeld erstmals in Teilen abgetragen worden sein. Ein von großen Untiefen und Auskolkungen gekennzeichnetes Flussbett, im basalen Bereich sehr grobe Gerölle und eine teilweise fanglomeratische Packung herausgebrochener, tonnenschwerer Felsbrocken im Uferbereich belegen die hochenergetische Anfangsphase der Erosion (QUITZOW 1969, LÖH- NERTZ 1978a, 1980). Die weitere fazielle Ausbildung wurde erstmals wenn auch mit falscher Zielsetzung genauer erarbeitet durch BANGE (1990) in Gut Heeg, die Einordnung der Sedimente als Ablagerungen eines braided river wurde jetzt herausgearbeitet von MÜNZ (2006). Für die paläohydrographische Situation der Südwesteifel kann an 273

12 HERBERT FRANKENHÄUSER Tabelle 1: Profile der Brunnengrabungen 1862 Ortslage Manderscheid (Mitt. E. WEISS in H. v. DECHEN 1886). dieser Stelle auf die detaillierte lithofazielle Rekonstruktion des eozänen Talnetzes bei MÜNZ & HOLZFÖRSTER (2008) verwiesen werden. Die enge Bindung des Flusses an den buchtenförmigen Verlauf der Buntsandsteinstufe ( tertiärer Saumfluss, STICKEL 1932) belegt den Erhalt der eozänen Talanlage und schließt eine Erhaltung in Form eines tektonischen Grabens aus. Aufgeschlossen nachgewiesen werden konnten die Ablagerungen der Manderscheider Talung bis an den Fuß des Mosenberges, vor allem in einer heute verfallenen, 7 m mächtigen Kiesgrube Auf Pueich (350.6 m NN, r ; h ). Eine von SCHNÜT- GEN 1979 (posthum 2003) bearbeitete kleinere Grube (348.8 m NN, r , h ) besaß eine Mächtigkeit von knapp über 5 m, so dass in beiden Gruben die Basis in 343 m NN angelegt war. Zwei bisher zu wenig beachtete Brunnengrabungen aus dem Jahre 1862 in der Ortslage von Manderscheid (DECHEN 1886) belegen jedoch die Fortführung der Talung die Lieser aufwärts über Manderscheid hinaus. Zwar ist die Lokalität eines weiteren bei LEPSIUS (1892) beschriebenen Profils mangels einer Quellenangabe nicht eindeutig nachweisbar, Beschreibung und erreichte Endteufe lassen eine Übereinstimmung mit den von DECHEN (1886) beschriebenen Grabungen doch als wahrscheinlich erscheinen (Tabelle 1), so dass von zwei Brunnengrabungen ausgegangen werden kann. Nach der Beschreibung und nach der Höhenlage ist die Zugehörigkeit zu den Vallendar- Schottern offensichtlich. Die vermutliche Basis der tertiären Sedimente läge mit knapp unter 360 m NN zwar höher als die Basis der Schotter Auf Pueich, der hohe Anteil an Sand, Lehm und Ton zeigt aber, dass in der Ortslage Manderscheid nicht die durch ein Grobgeröllpaket gekennzeichnete Tiefenlinie der Talung aufgeschlossen war. Diese deutliche Abhängigkeit der Fazies vom Stromstrich ist auch in den Gruben Auf Pueich und im weiteren Bereich der Ur-Saar leicht festzustellen (LÖHNERTZ 1978a). Derzeit laufende morphologische Kartierungen lassen erkennen, dass die Talung S Manderscheid im Bereich des Drei-Tannenhofes (r , h ) dort aus dem Gebiet der Lieser zur Kleinen Kyll wechselte, wo von E der Vorläufer des Dombaches zur Talung stieß (vgl. LOUIS 1953). In der Ortslage von Manderscheid ist nach der Tiefe der Brunnengrabungen heute Kurfürstenstraße 29 die Auflage der Talung unterhalb des Kurhauses zu sehen, auffallende Verebnungen S der Einmündung des Rossbaches, E der Kiesbergerhütte und auf Pellen SW des Eckfelder Maares scheinen die Fortführung der Manderscheider Talung im Liesertal zu repräsentieren. Damit könnte es sich bei den von PIRRUNG (1993) beschriebenen hellen Tonen auf Pellen um obereozäne Ablagerungen in-situ handeln und nicht um umgelagerte tertiäre Tone, wie angenommen. Der Nachweis einer nahezu unmittelbaren Anbindung der Manderscheider Talung an das Eckfelder Maar erlaubt nunmehr eine präzise Rekonstruktion der eozänen Morphologie im Raum Eckfeld. Im Bereich der Manderscheider Talung bestehen die Sedimente zu nahezu 100% aus Quarz, wobei in der Fein- und Mittelkies- 274

13 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel fraktion stängelige, schwach gerundete Quarze mit z. T. kavernöser Oberfläche (Faserquarze aus Klüften in Devonsandsteinen?) deutlich vorherrschen, in der Grobkiesfraktion finden sich auch gut gerundete Quarze mit glatter Oberfläche. Die Quarze entstammen überwiegend dem tiefgründig aufgelösten Buntsandstein, wie ein Vergleich mit konglomeratischen Partien an der Straße Bettenfeld Eisenschmitt zeigt. Die moderne Neubearbeitung des Buntsandsteins im Osten der Trierer Bucht (DITTRICH & LICHTEN- SCHEIDT 2007) gibt einen Überblick über die zahlreichen Konglomerate im Buntsandstein. In dieser Zeit wird auch die MTV in der Region um Eckfeld erstmals abgetragen worden sein. Im Schwermineralspektrum dominieren Auf Pueich zu nahezu 100 % Zirkon, Turmalin und Rutil (SCHNÜTGEN 2003), wobei ein steter Wechsel in der Dominanz von Zirkon (46-80%) oder Turmalin (6-45%) in einzelnen Schichten den wechselnden Einfluss von Lieferungen aus dem Devon (Zirkon) und aus dem Buntsandstein (Turmalin) anzeigt. Die Arbeiten von MÜNZ (2006) und MÜNZ & HOLZFÖRSTER (2008) bleiben, da nur die obersten 110 cm der heute bewachsenen Grube beprobt wurden, deutlich hinter den Analysen von SCHNÜTGEN (2003) zurück. Die Manderscheider Talung mündet im Raum Großlittgen in die Ur-Saar, deren Sedimente paläobotanisch datiert werden konnten. Die von LÖHNERTZ (1978a) aufgefundene Makroflora von Gut Heeg (TK 25, Bl Manderscheid) zeigt rein makroskopisch eine weitgehende Übereinstimmung mit der Flora vom locus typicus der Vallendar-Schotter bei Koblenz (Slg. ENGELHARDT 1905), so dass die nahezu reinen Quarzkiese und -sande zunächst den Vallendar-Schottern (MORDZIOL 1936) zugeordnet wurden. Pollenanalytische Untersuchungen von VON DER BRELIE (in LÖHNERTZ 1978a) ergaben eine Zuordnung zum so genannten Borkener Pollenbild (Mitteleozän, Geiseltalium bzw. der marinen Stufe Lutetium), das höhere Eozän wurde von VON DER BRELIE jedoch nicht ausgeschlossen. Die Altersstellung in das höhere Obereozän (LÖHNERTZ 1978a) ließ sich dabei mit der Einordnung der Funde am locus typicus, für die PFLUG (1959) das Borken-Heskemer Bild und damit die Grenze Obereozän/tiefstes Unteroligozän ermittelt hatte, vereinbaren, da PFLUG das Borkener Bild damals noch zu jung eingeordnet hatte. Pollenanalytische Untersuchungen der Vallendar-Schotter im Westerwald ergaben nach HOTTENROTT (1988) eine Einstufung der grobklastischen Sedimente als eindeutig unteroligozän. Da damit eine zeitliche Gleichstellung der Schotter von Westerwald und Eifel auszuschließen war, wurde von LÖH- NERTZ (1994) zur besseren Abgrenzung für die alttertiären Ablagerungen des Eifel-Mosel-Raumes nach dem Hauptvorkommen die Bezeichnung Arenrather Schotter gewählt. Dies schien umso mehr gerechtfertigt, als die Arbeiten des Verfassers und die langjährigen Untersuchungen von Achim SCHNÜTGEN (posthum 2003) erwiesen hatten, dass die von KURTZ (1926, 1932, 1938) rekonstruierten Ströme der Vallendar- Schotter nicht einem Fluss, sondern unterschiedlichen Flüssen, lokalen Rinnen und auch unterschiedlichen Liefergebieten zugeordnet werden können. Nach der erneuten Revision der palynologischen Daten stellt HOTTENROTT (2002) das Untere Tonlager im Westerwald nunmehr wieder ins jüngere Mitteleozän, so dass die Zuordnung der Schotter S Manderscheid zu den Vallendar-Schottern wieder hergestellt werden kann (Tabelle 2). Pollenanalytische Untersuchungen tonig-humoser Schichten aus Gut Heeg (NICKEL 1994c) ergaben ebenfalls eine Einstufung in das höhere Mitteleozän (SPP 15D = tiefster Bereich SP 5), wodurch diese erneuerte, alte Zuordnung von VON DER BRELIE ihre Bestätigung findet. Diese Einstufung behält ihre Gültigkeit, auch wenn NICKEL (1994c) ihrer vergleichenden Betrachtung nicht die in LÖHNERTZ (1978a) veröffentlichte Florenliste von Gut Heeg, sondern die Florenliste von Binsfeld (VON DER BRELIE et al.1969) zu Grunde legt und daher unzulässige Überlegungen zur Fazies anstellt. Pollenanalytisch entsprechen die Schotter der Manderscheider Talung damit den basalen 275

14 Ke r ide Basiston Basis ton Basiston Pa l äozän Eozän Ol igoz än Moz i än Spa lte nfü lu l n ge n H öh enleh me HERBERT FRANKENHÄUSER Mio. Jahre Pliozän 5,3 Nordeifel Südeifel - Mosel Mosel - Hunsrück?? Kiesel- oolith- Schotter??? Kiesel- oolith- Schotter??? Kiesel- oolith- Schotter 23,8 33,7 44,3 Köln- Formation? Antweiler Schichten? Quarzrestschotter der Moselberge Hornsteine von Idenheim Tone von Binsfeld? Relikte des späten Rupeliums Fieberberg -? Restschotter Detritische Fauna und Flora Meerfelder Maar Arenrather Schotter Eckfeld-Fm. Vallendar - Schotter Quarzkiese v. Rödelhausen Ältere Quarzschotter 54,8??? 65,0??? Ar/ Ar-Alter: 44, , Ma (MERTZ et al. 2000) Tabelle 2: Stratigraphie der tertiären Ablagerungen im Raum von Eifel-Mosel-Hunsrück (LÖHNERTZ, LUTZ & KAULFUSS, eingereicht). grobklastischen Sedimenten (= Vallendar- Schotter s. str.) der Immendorf-Formation (Tabelle 2) im Neuwieder Becken und im Westerwald (SCHÄFER 2005). Um die Unterschiede zwischen den vermutlich altersgleichen, aber petrographisch unterschiedlichen Vallendar-Schottern des Neuwieder Beckens (Immendorf-Formation; SCHÄFER 2005), der Untermosel ( Ältere Quarzschotter ; OS- MANI 1976) und der südlichen Eifel zu betonen, werden die Arenrather Schotter lithologisch als Subformation der Vallendar- Schotter eingestuft (LÖHNERTZ et al. eingereicht). Während durch die palynologischen Untersuchungen mit höherem Lutet die untere Altersschranke abgesichert sein dürfte, scheint die Abgrenzung zum Jüngeren noch 276

15 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel nicht endgültig geklärt. Dies gilt sowohl für den Befund am locus typicus in Vallendar als auch für die Arenrather Schotter. So kann im Westerwald innerhalb der älteren Westerwälder Tonserie im Liegendabschnitt (0-6 m) ein mitteleozänes Alter ( Borkener Bild ) festgestellt werden (PFLUG 1961 in: BOTTKE 1963, 1986, HOTTENROTT 2002), in den hangenden Abschnitten der an sich homogenen Tonserie kann dagegen ein obereozänes (KRUTZSCH 1992) bis unteroligozänes Alter ( Bild des Melanientones, PFLUG 1961 in: BOTTKE 1963, 1986) erkannt werden. Es scheint offensichtlich, dass die Zusammensetzung der ohnehin ärmlichen Mikroflora (HOTTENROTT 2002) sehr von faziellen Gegebenheiten abhängig ist und dass schon das Auffinden einiger weniger jüngerer Formen eine Altersstellung bis hin zur SPP-Zone 17/18 ins Obereozän rechtfertigen würde. Hier ist zu beachten, dass nach HOTTENROTT (2002) die für eine exakte Einstufung notwendigen Pollenformen ohnehin noch nicht gefunden wurden. Nach Ausweis der Hydropteriden-Flora von Arenrath kann das Alter der Arenrather Schotter auf Grund der Funde von Sporen des Wasserfarns Azolla cf. prisca REID & CHANDLER 1926 als Form mit Leitfossil- Charakter erstmals für Deutschland nachgewiesen mit Unteres Priabonium (Lower Headon Beds, Obereozän) festgelegt werden (KEMPF 1993). Auch nach den aufgefundenen Früchten und Samen ergaben sich deutliche Hinweise auf ein eher obereozänes Alter der Floren von Arenrath (GREGOR & LÖHNERTZ 1986). Die von LÖHNERTZ (1978a) beschriebene Blattflora von Arenrath und Gut Heeg unterscheidet sich durch die extreme Artenarmut, auch in den Früchten und Samen nachweisbar (GREGOR & LÖHNERTZ 1986), durch die Dominanz laurophyller Formen, durch Hartlaubigkeit und ganzrandige Blätter ohne Träufelspitzen so deutlich von den mitteleozänen Floren, etwa auch des eng benachbarten Eckfeld, dass die ab dem höchsten Mitteleozän festzustellende Abkühlung mit trockeneren Phasen im festländischen Bereich (ALBERS 1981, MOSBRUGGER et al. 2005, UTESCHER & MOSBRUGGER 2007) schon deutliche Fortschritte gemacht haben sollte. Eine nach dem makroskopischen Befund vergleichbare Flora von Hochstetten-Dhaun (Hunsrück-Nahe) wird von den Bearbeitern als Mixed Mesophytic forest mit großen Vorbehalten ins Unterste Oligozän oder auch ins Obereozän eingestuft (UHL et al. 2002). Und eine ebenfalls durch die Dominanz laurophyller Pflanzenarten wie Myrthen- und Lorbeergewächse oder auch Palmen charakterisierte subtropisch-humide Flora (Florenkomplex Hordle-Zeitz) entstammt vergleichbar mit Arenrath und Gut Heeg aus lokalen Tonlinsen ( Altwasserarme ) in klastischen Flusssanden der obereozänen Zeitz- Schichten (SPP- Zone 17/18; STANDKE 2008). In Übereinstimmung mit den Befunden in Vallendar (PFLUG 1986, KRUTZSCH 1992, HOTTENROTT 2002) wird man die Arenrather Schotter paläobotanisch daher vorerst nur in den durch die Palyno-Zonen Bo1/Bo 2 bzw. durch die Sporomorphenzonen SPP 15D bis SPP 17/18 bezeichneten Abschnitt vom Ende des Mitteleozän bis in den Beginn des Obereozän (Priabonium) einstufen können. Die Frage nach der exakten Altersstellung ist eng verbunden mit der Frage nach den Ursachen für die starke Abtragungsleistung und die starke Tiefenerosion, die zur Ausbildung der Vallendar-Schotter führte. Die weite Verbreitung tief eingeschnittener eozäner Täler, z. B. von über 70 m tiefen Tälern am Massif Central in Frankreich (SIMON-COINCON et al. 2000) oder in Belgien (mdl. Mitt. J. VAN- DERBERGHE 2003), und die weite Verbreitung mittel- bis obereozäner Abtragungsprodukte etwa in Bayern (Bayerisches Geol. L.A. 1996) und Sachsen (STANDKE 2008), im Mainzer Becken bzw. Oberrheingraben (SCHÄFER 2005) oder am Nordrand der Eifel (MEYER 1994) kennzeichnet diese Erosionsphase als überregionales Ereignis. Innerhalb der von MOSBRUGGER et al. (2005) dokumentierten Klimaentwicklung im Eozän dürfte der stetig zunehmenden Saisonalität eine besondere Bedeutung für die Abtragungsleistungen zukommen. Die Abnahme der Temperaturen in einer kühleren, eventuell 277

16 HERBERT FRANKENHÄUSER auch trockeneren Jahreszeit ein hoher Anteil an Laub abwerfenden Pflanzen in Gut Heeg (GREGOR & LÖHNERTZ 1983, 1986) deutet in diese Richtung könnte bei nach wie vor hohen Niederschlägen in den Übergangszeiten die Erosionsmöglichkeiten deutlich erhöht haben. Entsprechende Daten verzeichnen MOSBRUGGER et al. (2005) für den Beginn des Obereozän (ca. 39 Ma). Die starke Tiefenerosion könnte auch - oder auch zusätzlich - Folge einer deutlichen Absenkung des Meeresspiegels sein. Eine auffallend schnelle und starke Regression verzeichnen HARDENBOL et al. (1998) im Obereozän nach 39,5 bis 37,0 Ma und auch MILLER et al. (2005) sehen tiefe Meeresspiegelstände im späten Eozän. Ein letztes Indiz für die Einordnung der Vallendar-Schotter ins Obereozän bietet die von FEKIACOVA et al. (2007) ermittelte Altersverteilung der tertiären Vulkanite der Hocheifel. Die vulkanischen Ereignisse können nicht als Beleg für eine regionale Heraushebung genommen werden, die dann ihrerseits als Ursache überregional nachweisbare Abtragungsprozesse genommen werden könnte. Diskutiert werden aber die Hinweise, nach denen umgekehrt starke Abtragungsprozesse infolge isostatischen Ausgleiches eine Heraushebung bewirken können (BRIDGLAND 2000, WESTAWAY 2001, FRISCH & MESCHEDE 2005). So könnte eine intensive, zusätzlich regional stark differenzierte Abtragung z. B. hohe Abtragungsraten am Kelberger Hoch (PIR- RUNG & BÜCHEL 1994) und die tief reichende lineare Erosion zur Zeit der Vallendar- Schotter eine Hebung der Eifel und zugleich tektonische Beanspruchungen mit nachfolgendem Vulkanismus bewirkt oder auch nur verstärkt haben. Die eindeutige Konzentration der Ereignisse zwischen 40 und 35 Ma (FEKIACOVA et al. 2007, auch MÜLLER- SOHNIUS et al. 1989, MÜLLER-SOHNIUS 1993) und damit nach der jüngsten Geological Time Scale von GRADSTEIN et al. (2004) in den beiden Stufen des Obereozän scheint zumindest signifikant. Insgesamt sprechen daher viele Argumente für eine Altersstellung der Vallendar-Schotter, zumindest für die Subformation der Arenrather Schotter, ins Obereozän, eine Einordnung um 39 Mio. Jahre deutet sich an. 3.4 Der Raum Manderscheid zur Zeit der unteroligozänen (rupelischen) Ingressions- bzw. Transgressionsphasen Nach der Phase der mittel- bis obereozänen Taleintiefung begann eine lang anhaltende Zeit der Sedimentation, wobei die späteozäne Tallandschaft weitgehend, z. T. bis über die Talschultern aufgefüllt wurde. Diese von LOUIS (1952, 1953) erstmals so bezeichnete und lange umstrittene Talverschüttung (Abb. 5) konnte erst durch die Arbeiten von Dietrich KADOLSKY, Werner LÖHNERTZ und Ingeborg SOULIÉ-MÄRSCHE (LÖHNERTZ 1978a, 1978b, 1979, KADOLSKY et al und SONNE & WEILER 1984) belegt werden. Dabei sollte der eine rein fluviatile Aufschotterung assoziierende Begriff Talverschüttung nicht weiter verwandt und durch die Bezeichnung Ästuarine Sedimentation im Vorfeld bzw. während einer Ingression ersetzt werden. Die mit einer Ingression verbundenen Brackwassereinflüsse wurden durch die Arbeiten von KADOLSKY et al. (1979, 1983), SONNE (1982), SONNE & WEILER (1984) und WEILER (1993) ausreichend sicher nachgewiesen. Hier gilt es mit einer gewissen Bewunderung festzuhalten, dass MORDZIOL (1936) dies mit dem heute antiquierten Begriff prämordial Fluviatil bereits ausreichend präzise beschrieben hat. Wichtig ist dabei, dass, im Unterschied zur Auffassung von LOUIS (1953), im Zuge einer Ingression nicht alle Tiefenlinien vollständig mit Sediment gefüllt worden sein müssen (Abb. 5). Damit entfällt eines der wichtigsten Gegenargumente z. B. von SOLLE (1959) und KOPP (1961), die zu Recht Zweifel an der Verfügbarkeit solcher Sedimentmengen hegten. Schwemmfächer und Strandablagerungen einer Seenlandschaft können dagegen auf den Flächen hoch über der Tiefenlinie des Gewässers entstanden sein (Abb. 6). Die im Neuwieder Becken als Neuwied- Gruppe zusammengefassten Sande, Mergel und Tone der verschiedenen rupelischen 278

17 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Abb. 5: Modell der tertiären Talverschüttung (LÖHNERTZ nach LOUIS 1953). Abb. 6: Modell der Sedimentationsbedingungen im Zuge der rupelischen Ingressionen (LÖHNERTZ; Erläuterungen s. Text). Transgressionsphasen erreichen dort eine Mächtigkeit von ca. 130 m. Während sich in der liegenden Immendorf-Formation noch eine seenartige verlandende Flusslandschaft dokumentiert, können ab der Bubenheim- Formation (Tabelle 2) erste schwach brackische Einflüsse nachgewiesen werden (KA- DOLSKY 1975, SCHÄFER 1986, 2005). In der Manderscheider Talung sind äquivalente Ablagerungen nicht bekannt, zumindest die Feinsande, Silte und Tone der Immendorf- Formation müssen aber in erheblicher Mächtigkeit angestanden haben, da die Zugangshöhe der detritischen Flora und Fauna zum Meerfelder Maar erheblich höher als die Tiefenlinie der Vallendar-Schotter angesetzt werden muss (s. u.). Reste der Immendorf-Formation sind heute nur noch im Raum Gut Heeg als mächtige Feinsande und siltig-tonige Ablagerungen über den liegenden Arenrather Schottern, Reste der Bubenheim-Formation als Braunkohle führende Tone im Binsfeld-Speicherer Graben (LÖHNERTZ 1978a, LÖHNERTZ & LUTZ 279

18 HERBERT FRANKENHÄUSER 2003, LÖHNERTZ et al. eingereicht) erhalten. In beiden Fällen scheint eine schwache postsedimentäre Absenkung den Erhalt der feinklastischen Ablagerungen ermöglicht zu haben (MARTIN 1955, LÖHNERTZ 1994, SCHNÜTGEN 2003). Schwach brackische Gewässer erreichten den Raum der mittleren Mosel erstmals im Zuge der nach GRIMM et al. (2000) so benannten ersten rupelischen (unteroligozänen) Transgression. Synsedimentär bzw. frühest-diagenetisch silifizierte Kalke (Hornsteine) auf den Höhen südlich Bitburg (KADOLSKY et al. 1983) werden heute mit den ebenfalls schwach brackischen Maifeld-Schichten im Neuwieder Becken gleichgestellt (Tabelle 2) und zeitlich mit den höheren brackisch-limnischen Teilen der Mittleren Pechelbronn-Schichten (ZFH, Grenzbereich NP 22/23) parallelisiert (mdl. Mitt. E. MARTINI ). Funde der fossilführenden Verkieselungen in der pleistozänen Terrasse der Salm bei Hof Hütt (SE Niederkail, KADOLSKY et al. 1983) belegen, dass die Ausläufer der ersten rupelischen Transgression schon sehr nahe an die Manderscheider Talung heranreichten. Es ist sehr wichtig zu beachten, dass trotz der schwach brackischen Einflüsse vollmarine Verhältnisse erst in sehr großer Entfernung zu erwarten sind. Betrachtet man die Verhältnisse an den Unterläufen der größeren Tieflandflüsse der Erde, so wird die sicher teilweise ästuarine Verbindung der südlichen Eifel zum marinen Raum als gezeitenbedingter oder auch nur episodischer, weit ins Land vordringender Salzwassertransport (LÖHNERTZ 2003) gesehen werden können. In den Hornsteinen auf den Höhen von Kyll und Salm wurden Eindampfungs- und Austrocknungsphasen unter wohl semi-ariden Bedingungen nachgewiesen. Trockenheitsbedingte nachlassende Süßwasserführung könnte, wie z. B. rezent an der Küste Nordostaustraliens, ein Vordringen des schwereren Salzwassers mit einer Verdriftung entsprechender Lebensgemeinschaften bis zu 200 km landeinwärts erlaubt haben. Das Vordringen des Salzwassers kann naturgemäß im Flussbereich nur gegen das Gefälle erfolgt sein, muss also aus dem Bereich des Neuwieder Beckens über die Untere Mosel, gegen die Hasborner Talung und gegen die Manderscheider Talung talaufwärts fortgeschritten sein. Das Gefälle der Talungen muss entsprechend so gering gewesen sein, dass der beobachtete Meeresspiegelanstieg von etwa 75 m im Rupelium (HARDENBOL et al. 1998, MILLER et al. 2005) ausreichte, um auch die Randgebiete des mosellanischen Troges (s. u.) zu beeinflussen. Relikte des späten Rupelium erreichten dann vermutlich aus dem oberhessischen Meer als brackisch-marine Ablagerungen das Neuwieder Becken, damit den deutlichsten Meeresvorstoß dokumentierend. SCHÄFER (2005) sieht in den Sedimenten von der Rübenacher Höhe ein zeitgleiches Äquivalent des spätunteroligozänen Schleichsandes (= Stadecken-Formation sensu GRIMM et al. 2000), was eine Zuordnung zur so benannten dritten rupelischen Transgression (GRIMM et al. 2000) im späten Rupelium andeuten würde. Die detritischen Floren und Faunen im Meerfelder Maar (Tabelle 2) belegen für diese Zeit eine zumindest kurzfristige Verbindung des Manderscheider Raumes mit dem Neuwieder Becken und damit mit dem oberhessischen Meer. Die Bindung der Sedimente an das Bitburg-Kasseler Senkungsfeld (PFLUG 1959) zeigt, dass dieses bereits in den eozänen Sedimenten erkennbare Senkungsfeld auch noch im Oberoligozän dem Meeresvorstoß in den Rheinischen Schild einen Weg bot. Im Raum von Eifel-Mosel-Hunsrück lassen sich drei Formen zugehöriger Ablagerungen unterscheiden: a) Quarzschotter aus strandnahen Schwemmfächern, b) Strandgerölle und c) tonige Sedimente mit Floren- und Faunenelementen. a) An den jeweils äußeren Rändern der entstandenen Seenlandschaft belegen nahezu reine, kaum kantengerundete und unsortierte Quarzschotter, eingebettet in sandreiche und siltige Tone, die Schüttung von Abtragungsprodukten der MTV in Form ufernaher Schwemmfächer. Hierhin gehören die Quarzkiese von Rödelhausen (ZÖLLER 1983), die Quarzrestschotter 280

19 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel der Moselberge auf dem Kondelwald (SOLLE 1976) und von Piesport (entgegen LÖHNERTZ 1994 und MÜNZ 2006, LÖHNERTZ et al. eingereicht), die Quarze vom SW-Abhang des Emsquarzit-Rückens S Willwerscheid und die Schotter aus der Ortslage Manderscheid. Gemeinsames morphologisches Merkmal aller dieser Sedimente ist die fast transgressive Anlagerung in einer Höhe von ca m NN an den äußersten Rand einer flachen Mulde im Bereich der so genannten mosellanischen Trogregion. Sie unterscheiden sich hierdurch signifikant von den an eine Tiefenlinie gebundenen, erosiv eingetieften Vallendar-Schottern. Diese in etwa 400 m NN angelegte Fläche begleitet in extremer Höhenkonstanz die Mosel mit einer Breite von teilweise über 20 km durch das linksrheinische Schiefergebirge (STICKEL 1927, LOUIS 1953, QUITZOW 1969). Auch hier sei mit einer gewissen Bewunderung festgehalten, dass sich schon William Morris DAVIS angesichts der extremen Gleichförmigkeit des Niveaus eine Entstehung dieser Fläche nur im Meeresspiegelniveau vorstellen konnte. Auch in Manderscheid liegen die Sedimente am äußersten Rand des Troges, auch wenn bedingt durch die pleistozäne Erosion hier die steile rückwärtige Lehne der Mulde im Anstieg Richtung Bleckhausen nur noch als schmaler Rest erhalten ist. Diese Zuordnung wird entscheidend gestützt durch die Beobachtung, dass die von SONNE & WEILER (1984) beschriebene detritische Fauna und Flora nur aus dieser Höhenlage (430 m NN) ins Meerfelder Maar gelangt sein kann. Mehrere Schürfe in der Umgebung des heutigen Maarmuseums (z. B. bei r , h ) in m NN hatten 1978 überwiegend Feinkiese mit scharfkantigen Quarzen erbracht und schon damals dazu geführt, diese Schotter im Sinne von LOUIS (1953) aus den Vallendar-Schottern auszugliedern (LÖHNERTZ 1978a). Damit gehören auch die in der Baugrube des Manderscheider Maarmuseums aufgeschlossenen Quarzrestschotter nicht zu den Vallendar-Schottern, sondern zu den oberoligozänen Schuttfächern am äußersten Rande des Ingressionsraumes. Ebenfalls auftretende, besser gerundete Quarze können hier nicht als Gegenargument angeführt werden, da im Raum Manderscheid immer die gerundeten Quarze aus dem Buntsandstein das Bild mit prägen. Eine umfangreiche Verfüllung alter Hohlformen und Gruben in der Ortslage Manderscheid mit extrem groben Arenrather Schottern aus den Gruben von Gut Heeg (mdl. Mitt. Firmeninhaber Herr RECH sen.) erschwert heute zudem entscheidend die Ansprache. Beachtet man die Höhenlage der Basis der Vallendar-Schotter im unteren Ortskern von Manderscheid in 360 m NN, so zeigt sich in der Ortslage von Manderscheid eine vertikal aufgelöste Sedimentmächtigkeit von etwas mehr als m, die im Vergleich zu den 130 m äquivalenter Sedimente des Neuwieder Beckens das Gefälle des Vallendar-Systems im linksrheinischen Schiefergebirge widerspiegelt. b) Näher an der Tiefenlinie treten Strandoder Brandungsgerölle auf, für die neben der extremen Zurundung und Kugeligkeit lithologisch ein hoher Anteil an Gesteinen von der luxemburgischen und lothringischen Mosel kennzeichnend ist. Neben 73% gut bis sehr gut gerundeten Quarzen treten 24% vielfarbige, extrem gut gerundete Quarzite, z. T. aus großen, glasartigen hellen Einzelkristallen, schwarze silurische Kieselschiefer und Rhät- und Liashornsteine der oberen Mosel auf (LÖHNERTZ 1982). Diese Fieberberg- Restschotter dokumentieren daher ebenso wie die Schotter von Maria Grünewald bei Wittlich den entscheidenden Schritt zur epigenetischen Ausbildung des heutigen Gewässernetzes der Mosel und den erstmaligen Zugriff der Mosel auf die Gesteine bis zu den Vogesen (Lydite). Für die Bildung der Strandgerölle darf nach der morphologischen und paläogeographischen Situation vom Uferbereich größerer Seen mit ausgeprägten Oberflächenwellen ausgegangen werden (LÖHNERTZ 2003). Vergleichbare Gerölle bietet rezent z. B. das Südufer des Garda-Sees bei Rivoltella. Man muss dabei beachten, dass die Kugeligkeit der 281

20 HERBERT FRANKENHÄUSER Gerölle teilweise schon auf vorangegangener Lagerstätte ausgebildet worden war. Sieht man mit einiger Berechtigung die jüngeren Kieseloolithschotter der Mosel als Ausräumprodukte der rupelischen Sedimente (vgl. auch trotz unterschiedlicher Zeitstellung SCHNÜTGEN & SPÄTH 1978), so erlaubt das Fehlen von Kieseloolithschottern in den Moselsedimenten S Kröv den Rückschluss, dass die Küste der spätrupelischen Fluss- und Seenlandschaft mit einer Linie Kröv Wittlich Manderscheid umschrieben werden kann. c) Detritische Faunen- und Florenelemente bezeugen relativ sicher, dass der rezente Einzugsbereich des Meerfelder Maares eine Verbindung zum marin-brackischen Umfeld des Rheinischen Schildes besaß (SONNE & WEILER 1984). Wie im Falle der fossilifizierten Kalke von Idenheim (s. o.) muss auch hier von einer Verdriftung allochthoner Organismen am Unterlauf größerer Flüsse ausgegangen werden. Hier kann ein gezeitenbedingter Transport von Salzwasser und damit eine Verdriftung brackischer Flora und Fauna extrem weit landeinwärts reichen (SIOLI 1984). Der Eintrag der Mikrofossilien kann dabei nur aus Richtung Manderscheid erfolgt sein, da im Westen und Südwesten des Meerfelder Maares im Oberoligozän der Buntsandstein noch wesentlich weiter nach Osten gereicht haben muss, wie auch Buntsandsteinreste am oberen Rande des Meerfelder Maares bei Bettenfeld belegen (MEYER 1994; Bohrungen V. LORENZ & H. LUTZ Herbst 2007). Die Konservierung der entsprechenden kalkigen Mikrofossilien über mehr als 25 Millionen Jahre von ihrer Sedimentation bis zur Umlagerung in das Meerfelder Maar war sicher nur in sehr feinkörnigen, fetten tonigen Sedimenten möglich, keinesfalls in den Grobkiesen der Quarzrestschotter. Man kann also davon ausgehen, dass größere Partien der heute abgetragenen rupelischen Sedimente in der Umgebung von Manderscheid aus Silt und Ton bestanden. Nachweise oligozäner Dinoflagellaten-Zysten im Umfeld des Meerfelder Maares und eventuell im Pulvermaar (GRAMOWSKI 1987), im Schalkenmehrener Maar und im Holzmaar (WEILER 1993) und neuerdings im Alfbachtal bei Strohn (PIRRUNG et al. 2007) lassen erkennen, dass die extrem flache und weitflächig verlehmte Hochfläche um 400 m NN der so genannte mosellanische Trog zwischen Manderscheid, Daun und Cochem als spätrupelischer Sedimentationsraum toniger Sedimente (vgl. OESTREICH 1908, DAHLGRÜN 1939) angesehen werden muss. Nahezu alle bisher nachgewiesenen oligozänen Mikrofossilien müssen aus dieser Fläche im Jungpleistozän umgelagert worden sein und auch eine mögliche äolische Verdriftung der Mikrofossilien ist nur aus diesem Raum vorstellbar. Mit der weit reichenden Sedimentation am Ende des Rupelium wurden die heute unter m NN liegenden Reliefteile im Raum von Eifel-Mosel-Hunsrück und damit auch im Bereich von Eckfeld Manderscheid für sehr lange Zeiträume dem geologischen Geschehen entzogen (Plombierung, Fossilisation der Formen). Die Datierung der im Neuwieder Becken im Hangenden der rupelischen Sedimente auftretenden Kärlich-Formation mit 25,5 Ma (Mertz et al. 2007) ergibt einen zeitlichen Rahmen von über 20 Millionen Jahren, in denen das geologisch-morphologische Geschehen nur oberhalb von etwa 420 m NN rezentem Niveau abgelaufen sein kann. Dazu muss dieses Niveau über sehr lange Zeiträume in tektonischer Ruhe annähernd in Meeresspiegelhöhe verharrt sein, wobei eine auffallende Übereinstimmung zwischen dem Beginn der tektonischen Ruhephase und dem Ende des tertiären Vulkanismus in der Westeifel um 25 Ma. (MÜL- LER-SOHNIUS 1993, FEKIAKOVA et al. 2007) festzuhalten ist. Bei fehlender Tiefenerosion infolge der stabilen Tieflage müssen sich in der Summe auf der Oberfläche, der Dachfläche von LOUIS (1953), Erosions- und Sedimentationsvorgänge die Waage gehalten haben ( transition stage, LÖHNERTZ 2003). Hieraus lässt sich wiederum leicht erklären, wieso die Sedimente des Eckfelder Maares über diese langen Zeiträume von jeder Erosion verschont blieben. Auf den Geländeteilen oberhalb 420 m NN bzw. oberhalb des 282

21 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Meeresspiegels fand dagegen eine deutliche Abtragung statt, so dass sich der scheinbare Gegensatz zwischen hoher Abtragung am Kelberger Hoch (BÜCHEL & PIRRUNG 1993) und fehlender Abtragung in der Eifel-Mosel- Region (LÖHNERTZ 1978a, 1994, 2003) sehr einfach auflösen lässt. Auf der von LOUIS so bezeichneten Dachfläche entwickelte sich schließlich epigenetisch das heutige Talnetz, wie LOUIS (1953) auch morphologisch kenntnisreich und präzise dargelegt hatte. Nur mit der rupelischen Ingression, der damit verbundenen partiellen Verfüllung und vor allem nur durch die lateralen Erosion im Top der Gewässer lassen sich z. B. der spätere Durchbruch der Lieser zwischen Drei-Tannenhof (S Manderscheid) und der Mündung der Kleinen Kyll, der Lieser durch die Höhen vor Schladt (LOUIS 1953, QUITZOW 1969) oder der Alf durch den Kondelwald überhaupt erklären. 3.5 Pleistozäne Reliefformung im Raum Manderscheid Für den Beginn der jungtertiären und/oder pleistozänen Erosion und Reliefformung lassen sich im Raum Eckfeld vorerst keine Hinweise finden. Die gesamte Erosionsleistung der jungtertiären und altpleistozänen Abtragung im Raum Manderscheid kann aber selbst entlang der Flüsse einen Betrag von ca. 40 m (zwischen 425 und 385 m NN) kaum überschritten haben. Dies wird auch belegt durch die Tatsache, dass die älteren Schlackenkegel des Westeifeler Vulkanfeldes fast alle noch auf den Höhen über den heutigen Tälern aufgeschüttet wurden, die entscheidende Phase der jungen Tiefenerosion noch nicht eingesetzt hatte. Eine nach der Schotterführung nicht angewitterte Buntsandsteine und frische Basaltgerölle eindeutig pleistozäne Terrasse der Lieser in 385 m NN am S-Hang des Eckfelder Maarkraters (PIR- RUNG 1991) belegt, dass die Freilegung des Vorkommens erst in jüngerer geologischer Vergangenheit erfolgte. Es scheint möglich, dass die Terrasse noch randlich auf und neben der tertiären Verfüllung angelegt wurde. Unverwitterte Basalte in den Schottern im Hangenden der eozänen Sedimente Auf Pueich, über den eozänen Schottern bei Karl und im Hangenden der Grube Gut Heeg (LÖHNERTZ 1978a) belegen, dass noch im Mittleren Pleistozän die Abtragung auf der ganzen Strecke auf der Oberfläche der eozänen Sedimente ablief. Die nur spärlichen Terrassenreste entlang der Lieser erlauben keine eindeutige Zuordnung zu einem Niveau in der Terrassengliederung des Rheinischen Schiefergebirges, die Terrasse liegt aber mit einer relativen Höhe von knapp 50 m in annähernd gleicher Höhe über der Lieser wie die Basalte des Firmerich und Burgberges bei Daun und nur etwas höher als der Lavastrom der Liley bei Üdersdorf-Weierbach. Die noch ungenauen Datierungen des Firmerich mit 0,6 +/- 0,04 Ma (FUHRMANN & LIPPOLT 1987) und der Liley mit 0,480 Ma (FUHRMANN 1983) belegen den Beginn der jungen exzessiven Talbildung der Lieser und des Pellenbaches und damit die Freilegung der eozänen Maarsedimente nach ca Jahren vor heute. Erst die seit dem Mittleren Pleistozän laufende und nach wie vor andauernde Eintiefung von Lieser und Pellenbach (= Pelmbach) führte und führt zur Unterschneidung der eozänen Sedimente und zu Rutschungen, die die heutige Oberfläche im Eckfelder Maar prägen. Neben der genetisch bedingten Lage in einem Krater verdankt die für die Geologie des Rheinischen Schildes so bedeutende eozäne Füllung des Eckfelder Maares ihre Erhaltung also vor allem der rupelischen Sedimentation, die im Raum von Eifel-Mosel-Hunsrück unterhalb der heutigen 420 m Höhenlinie die geologische Situation am Ende des Eozän konservierte. Es ist das große Verdienst von Herbert LOUIS, dies auf der Basis rein geomorphologischer Beobachtungen wenn auch unter falschen zeitlichen Zuordnungen als erster erfasst zu haben. 3.6 Zusammenfassung der geologischgeomorphologischen Situation der Region im Tertiär Ausgehend vom Schaufenster Eckfelder Maar lässt sich im Raum Manderscheid die 283

22 HERBERT FRANKENHÄUSER tertiäre Entwicklungsgeschichte des linksrheinischen Schildes entschlüsseln (Abb. 7, Tabelle 2). Es kann gezeigt werden, wie sich die morphologische Situation zum Zeitpunkt der Maarbildung vor 44,3 Millionen Jahren darstellte und wie eine Phase extremer Tiefenerosion im Obereozän vor etwa 39 Millionen Jahren die Eifel-Mosel Region in eine Tallandschaft mit Vallendar-Schottern in der Tiefenlinie verwandelte. Möglicherweise als Folge von Einschneidung und isostatischer Hebung kulminierte zu dieser Zeit der tertiäre Vulkanismus in Hoch und Westeifel. Nach einer zunächst fluviatilen und limnischen Sedimentation (Immendorf-Formation, Bubenheim-Formation) erreichen unter ästuarinen Bedingungen Ausläufer der 1. und 3. Rupelischen Transgression den Raum der Südwesteifel. Fossilien belegen das Eindringen von Salzwasser entlang der Täler in eine extrem gefällearme Landschaft über große Entfernungen hinweg, vermutlich aus dem oberhessischen Meer. Die mit diesen rupelischen Ingressionen verbindbaren Sedimente (Schuttfächer, Deltaschüttungen, Brandungsgerölle und Fossilien führende Tone) lassen sich in auffallend konstanter Höhenlage um m NN aus dem Neuwieder Becken bis in die Umgebung des Meerfelder Maares verfolgen. Das im oberen Eozän entstandene Relief wird im Verlaufe von mehr als 10 Millionen Jahren an vielen Stellen verfüllt und die Sedimente konservieren (fossilifizieren) die eozänen Formen z. T. bis heute. Sieht man die pliozänen Kieseloolithschotter als ersten Nachweis für die Erosion der rupelischen Sedimente, so muss sich das morphologische Geschehen im Raum der Südwesteifel über mehr als 20 Millionen Jahre auf der Oberfläche des Rupelium so abgespielt haben, dass sich in der Summe aus Erosion und Sedimentation keine Veränderung ergab. Dies scheint nur möglich, wenn der linksrheinische Schild in dieser Phase tektonisch unbeansprucht nahe dem Meeresspiegel lag. Auch das Aussetzen der vulkanischen Aktivitäten in der Eifel scheint diese Zeit tektonischer Ruhe widerzuspiegeln. Schließend folgt eine Zeit langsam startender Erosionstätigkeiten seit dem jüngsten Tertiär und eine bis heute andauernde Phase extremer Taleintiefung durch eine beschleunigte Heraushebung des Rheinischen Schildes. Buntschotterterrassen entlang der Lieser, auch am Eckfelder Maar, erlauben in Verbindung mit der radiometrischen Datierung von Lavaströmen die genaue zeitliche Einordnung der Vorgänge. Wie im Tertiär, so schei- Abb. 7: Profil der känozoischen Reliefentwicklung im Raum Manderscheid unmittelbar südlich des Mosenberg- Komplexes (verändert nach LÖHNERTZ 1994). 284

23 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel nen auch im Pleistozän Tiefenerosion und isostatisch bedingte Hebung den Vulkanismus aktiviert bzw. entscheidend verstärkt zu haben. 4. Beginn der Grabungen und die ersten Fossilfunde (Uwe Kaulfuß) Nach einem Hinweis durch die beiden Fossiliensammler Rudi WALD und Thomas EID führte im Sommer des Jahres 1987 ein Team des Naturhistorischen Museums Mainz unter Leitung seines Direktors Dr. Franz-Otto NEUFFER eine mehrwöchige Probegrabung am Pellenbach durch. Bereits bei diesen ersten Erkundungsarbeiten wurde in den feingeschichteten bituminösen Tonsteinen ein breites Spektrum einer überaus interessanten Flora und Fauna geborgen. In den Folgejahren konnten die Grabungen mit Unterstützung des Landes Rheinland-Pfalz und den Gemeinde- und Forstbehörden von Manderscheid und Eckfeld fortgesetzt werden und das mit wachsendem Erfolg. Bis 1990 lagen bereits tausende Blätter, Früchte und Samen, mehr als Insekten, fast 600 Fische sowie zahlreiche Schnecken in zum Teil hervorragender Erhaltung vor. Einzigartig war schon damals die Anzahl und Qualität der im Ölschiefer konservierten Blüten und Blütenstände in den ersten drei Grabungsjahren konnten mehr als 150 Exemplare gefunden werden. Dazu kamen erste Belege von Fröschen, Fledermäusen, Krokodilen und Säugetieren (LUTZ 1991). Allerdings waren die ersten Säugerfunde noch von so geringer Qualität, dass weder eine genaue taxonomische Diagnose noch eine darauf basierende biostratigraphische Einstufung erfolgen konnte (TOBIEN 1990). Die Bearbeitung der ersten Fossilfunde aus dem Eckfelder Maar erfolgte durch Mitarbeiter des Naturhistorischen Museums in Kooperation mit Wissenschaftlern anderer Einrichtungen (z. B. LUTZ 1988, TOBIEN 1990, WILDE 1989, 1990). Sowohl das breite Spektrum als auch die hervorragende Erhaltung der Fossilien verdeutlichte schon in den ersten Grabungsjahren, dass das Eckfelder Maar eine der weltweit bedeutendsten Fossillagerstätten des Mitteleozän überhaupt darstellt und damit von besonderem wissenschaftlichem Interesse ist. Das gesamte Vorkommen wurde deshalb zum Grabungsschutzgebiet erklärt. Erschwert wurde die Fossilsuche und -bergung von Anfang an durch Störungen, Klüfte und Falten im Sediment. Ursache für diese Deformationen sind geologisch sehr junge, postsedimentäre Bewegungen, bei denen ganze Schichtpakete gravitativ in Richtung des heutigen Zentrums gerutscht sind (s. o. den Beitrag von Werner LÖHNERTZ). Man muss also davon ausgehen, dass Fossilfunde, die heute in unmittelbarer vertikaler Nähe zueinander gefunden werden, primär lateral um einige Meter versetzt eingebettet wurden. Problematisch war (und ist noch immer) insbesondere die Bergung von Großfunden, welche zumeist im lockeren Verband über eine Vielzahl kleiner Ölschiefer -Platten verteilt liegen und nur mit hohem Aufwand geborgen werden können. Praktisch seit dem Beginn der Grabungen wurde die aufgeschlossene Schichtfolge durch feinstratigraphische Profilaufnahmen dokumentiert (BRAUER & LUTZ 1990). Dabei zeigte sich, dass die im Wesentlichen aus bituminösen Laminiten und Schluffsteinen bestehende Sedimentfolge markante Kaolinit- und Sideritlagen sowie Turbidit-Horizonte enthält, die zumindest im Bereich des Grabungsareals einen hohen Leitwert besitzen. Mit Hilfe dieser Leithorizonte, z. B. dem Kaolinit-Leithorizont (Ka-LH), konnte die exakte stratigraphische Position aller Fossilfunde erfasst werden. Die Korrelation des Grabungsprofils mit dem von NEGENDANK et al. (1982) untersuchten Bohrkern gelang jedoch nicht. Natürlich standen dem Grabungsteam damals für die Funddokumentation noch keine modernen Vermessungsgeräte wie Tachymeter/- Geodimeter zur Verfügung. Umso bemerkenswerter erscheint es heute, dass die unter den schwierigen Bedingungen der Anfangsjahre gewonnenen Befunde zur vertikalen Verteilung der Fischfunde sehr gut mit der heutigen, auf einer 20-fachen Individuenzahl beruhenden Verteilungskurve für den entsprechenden Profilabschnitt übereinstimmen. 285

24 HERBERT FRANKENHÄUSER In den Grabungsjahren konnte das Fossilspektrum durch zahlreiche Erstnachweise von Algen, Schwämmen, Spinnentieren, Insekten, verschiedenen Gattungen von Moosen und Farnen, Amphibien, Krokodilen und Säugetieren erweitert werden. Ein besonderer Glücksfall war 1991 der Fund einer trächtigen Stute von Propalaeotherium voigti, bei dem neben den Weichteilen (durch Bakterien nachgezeichnete Haut- und Fellreste) auch der Darminhalt und, nach neueren Untersuchungen durch FRANZEN (2006), selbst die Plazenta erhalten sind. Im gleichen Jahr konnte auch der erste dreidimensional erhaltende Propalaeotherium-Schädel geborgen werden. Ein vergleichbar perfekt erhaltener Fund war bis zu diesem Zeitpunkt nicht bekannt (Abb. 16, 17). Beide Funde trugen wesentlich dazu bei, dass nun dankenswerterweise doch auch von der Deutschen Forschungsgemeinschaft erste Fördergelder bewilligt wurden, was dem Gesamtprojekt in dieser finanziell noch überaus schwierigen Anfangsphase erheblichen Schub verliehen hat. Neben den Neufunden führten auch vollständigere oder besser erhaltene Exemplare bereits bekannter Formen zu einem Informationsgewinn und in einzelnen Fällen auch zu Neuinterpretationen. Als Beispiel sei hier die Flussmuschel Crassunio genannt, deren oft nur bruchstückhaft erhaltenen Periostraca ursprünglich als Reste von Blattfußkrebsen (Conchostraca) gedeutet wurden. Mit der besseren Kenntnis über die Zusammensetzung der Eckfelder Taphozönose (Grabgemeinschaft) war in zunehmenden Maße auch die Rekonstruktion des fossilen Ökosystems Eckfelder Maar möglich (LUTZ 1993a, WILDE 1989, WILDE & FRANKENHÄU- SER 1993). Anhand des Fossilberichts konnten zudem erste Gemeinsamkeiten mit, aber auch Unterschiede zu anderen mitteleuropäischen Fundstellen des Eozän und deren wahrscheinliche Ursachen diskutiert werden (z. B. FRANKENHÄUSER & WILDE 1993, FRANZEN 1993, 1994, 1995, NICKEL 1994, 1996, WILDE 1989, 1995). 5. Forschungsprojekt Eckfelder Maar (Uwe Kaulfuß, Herbert Lutz) Neben der umfassenden Dokumentation von Fossilfunden und deren Bergung standen von Beginn an Fragen nach den Lagerungsverhältnissen des Eckfelder Tertiärs und zu dessen Genese im Vordergrund der Grabungsaktivitäten. Darüber hinaus wurde schon früh die Möglichkeit erkannt, in Eckfeld sollte es sich tatsächlich um ein ehemaliges Maar handeln vulkanisches Gestein zu gewinnen, das eine Bestimmung eines radiometrischen Alters der Fundstelle erlaubt. Damit wäre erstmals für Europa eine biostratigraphisch einzuordnende Fossilfundstelle auch absolut datiert. Im Zuge der Grabungen konnte bereits Anfang der 1990er Jahre durch Schürfe im E- und W-Bereich des Vorkommens der Verzahnungsbereich der feinklastischen Beckenfazies ( Ölschiefer ) mit Tuffen/Tuffiten einer grobklastischen Randfazies aufgeschlossen werden. Dass diese Randfazies stark alterierte Vulkangesteine enthielt, ließ auf in der Tiefe noch unverwittertes, datierbares Material hoffen. Zusätzlich im Rahmen einer Diplomarbeit durchgeführte gravimetrische und geomagnetische Messungen (PIR- RUNG 1992) sowie Sondierungsbohrungen (PIRRUNG 1993, PIRRUNG & BÜCHEL 1994) ergaben ein recht genaues Bild der heutigen Ausdehnung des Vorkommens und lieferten weitere Hinweise auf das Vorliegen einer tertiären Maarstruktur. Mit diesen Erkenntnissen ließen sich schließlich in ersten Zügen die ehemalige Kraterform und -größe in Bezug zur eozänen Landoberfläche rekonstruieren. Der ursprüngliche Durchmesser des Kraters betrug demnach zwischen 850 und 950 Meter, die anfängliche Tiefe des Maarsees lag bei weniger als 170 m (PIRRUNG 1993). Detaillierte Beschreibungen der durch die Grabungsaktivitäten aufgeschlossenen Schichtfolge sowie taphonomische Befunde, die zu einer ersten Rekonstruktion des Maar-Sees beitrugen, wurden von LUTZ (1988, 1993a, b) und BRAUER & LUTZ (1990) vorgestellt. Nördlich des Eckfelder Maares konnten mit dem Basalt auf Hillscheid und dem Diatrem auf 286

25 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Hillscheid die schon länger bekannten (NE- GENDANK 1988) Reste zweier tief erodierter Vulkanbauten in ihrer Ausdehnung genauer erfasst werden. Beide sind in einen engen genetischen Zusammenhang mit der Eruption des Eckfelder Maars zu stellen (PIRRUNG 1992, 1998, BÜCHEL & PIRRUNG 1993 und ZINK & PÜTTMANN 1994). Im Februar 1994 fand in Manderscheid die vom Naturhistorischen Museum und der Landessammlung für Naturkunde in enger Zusammenarbeit mit der Verbandsgemeinde Manderscheid organisierte Tagung Fossillagerstätte Eckfeld(-Maar?) Schlüssel zur eozänen Entwicklungsgeschichte der Eifel statt. Diese Veranstaltung bot den inzwischen zahlreichen in das Forschungsprojekt eingebundenen Kolleginnen und Kollegen die Möglichkeit, ihre neuesten Ergebnisse der Eckfeld-Forschung vorzustellen und zu diskutieren. So konnte zum Beispiel für die bituminösen Laminite eine jahreszeitlich gesteuerte Sedimentation nachgewiesen werden (MINGRAM 1994, VOS & MINGRAM 2002). Die Auswertung der Laminen mit spektralanalytischen Methoden zeigte, dass im Sediment selbst solare Periodizitäten wie der 11- jährige Schwabe-Zyklus (Sonnenfleckenaktivität) gespeichert sind (MINGRAM 1994). Alle neuen Erkenntnisse zu Sedimentologie, Geologie, Geophysik und Paläontologie wurden teils noch im Sommer dieses Jahres durch weitere Geländebefunde ergänzt im gleichen Jahr im Beiheft 16 des Mainzer Naturwissenschaftlichen Archivs publiziert (NEUFFER, GRUBER & LUTZ 1994). Ein Anliegen der Tagungs-Organisatoren war es auch, die beteiligten Kollegen zu interdisziplinären Arbeitsgruppen zusammenzuführen und weitere Forschungsperspektiven zu erarbeiten. Ein richtungweisendes Resultat dieser Bemühungen war die Entscheidung des Landesamtes für Geologie Rheinland-Pfalz und des Deutschen GeoForschungsZentrums Potsdam, gemeinsam mit der Landessammlung für Naturkunde und dem Mainzer Museum an drei Stellen innerhalb des Eckfelder Maares Kernbohrungen abteufen zu lassen. Dies konnte nach eingehenden Vorarbeiten dann bereits im Sommer 1996 in die Tat umgesetzt werden (eine ergänzende Bohrung erfolgte dann 1997 an einer weiteren Lokation innerhalb des Maares). Drei der insgesamt sechs Bohrungen (E 1, 2 und 4) wurden dabei von Mitarbeiten des Instituts für Geowissenschaftliche Gemeinschaftsaufgaben Hannover geophysikalisch vermessen. Die dann auch mit Förderung durch die Deutsche Forschungsgemeinschaft folgende interdisziplinäre Auswertung der Bohrkerne erweiterte die bestehenden Vorstellungen bezüglich der Kratermorphologie und der Sedimentationsgeschichte des Maar-Sees ganz wesentlich. Untersuchungen erfolgten unter anderem zur Zusammensetzung der Diatrem- Breccien (FISCHER 1999) und zur Bildung authigener Minerale im See(-sediment) (FEL- DER 2002). Anhand der erbohrten Schichtfolge konnte am Beispiel des Eckfelder Maares, unter Hinzuziehung von Befunden aus dem quartären Döttinger Maar (Eifel), erstmals eine für Maare charakteristische Lithozonen-Gliederung definiert werden (PIR- RUNG 1998, PIRRUNG et al. 2003), die seitdem weltweit für die Interpretation derartiger Vorkommen zur Verfügung steht und zum Beispiel auch bei der Interpretation der Ergebnisse der Forschungsbohrung Messel 2001 von großem Nutzen war. Ein wesentliches Ziel der Bohrungskampagne war es, wie schon angedeutet, das Entstehungsalter des Eckfelder Maares radiometrisch zu bestimmen. Nachdem palynologische Untersuchungen (NICKEL 1996) und Säugerfunde bereits eine relative Altersbestimmung der Seesedimente gestattet hatten [European Land Mammal Age (ELMA) Geiseltalium, Säugerniveau MP 13 (-14), Oberes Mitteleozän; FRANZEN 1993, 1994, 2004], boten unverwitterte Basaltbruchstücke aus der Diatrem-Breccie von Bohrung E1 die Möglichkeit, diese Ergebnisse mit einem absoluten Alter zu korrelieren. Die radiometrische Datierung des Basaltes in Berkeley, Kalifornien, mittels 40 Ar/ 39 Ar-Technik ergab ein Alter von 44,3 ± 0,4 Ma (MERTZ et al. 2000). Dieses Alter entspricht dem Eruptionszeitpunkt des Maares und bestimmt, bei Berücksichtigung der Fehlerrate und der anzunehmenden Lebensdauer des damaligen Sees 287

26 HERBERT FRANKENHÄUSER von wahrscheinlich weniger als Jahren, sehr gut das Alter der damaligen Lebensgemeinschaften. Damit existierte erstmals eine verlässliche Zeitmarke für das kontinentale Eozän in Europa, mit deren Hilfe die biostratigraphische Stufe (ELMA) Geiseltalium besser definiert und mit dem marinen Lutetium korreliert werden konnte (MERTZ et al. 2000). Die an der Auswertung der Forschungsbohrung Eckfeld 96 beteiligten Wissenschaftlerinnen und Wissenschaftler trafen sich 1999 im Maarmuseum Manderscheid (s. u.), um ihre vielfältigen Ergebnisse vorzustellen und weitere gemeinschaftliche Projekte zu planen. Unter der Leitung von Frau Dr. Gabriele GRUBER und, nach deren Wechsel zum Hessischen Landesmuseum Darmstadt, von Frau Dr. Sabine GWOSDEK wurde 1995 das Forschungsvorhaben Laborversuche zur Erarbeitung reversibler Konservierungs- und Präparationsmethoden an organogenen Sedimenten (Ölschiefer) und Objekten der international bedeutenden Fossillagerstätte Eckfelder Maar mit Grabungen begonnen. Die Finanzierung dieses mit einer Laufzeit von drei Jahren geplanten Projektes erfolgte durch die Stiftung Rheinland-Pfalz für Innovation. Ziel des Vorhabens war es, eine Methode zur trockenen und reversiblen Konservierung von Fossilien zu finden, mit der eine praktikablere und kostengünstigere Magazinierung, Präparation und Untersuchung (z. B. Mikroskopie, Kutikularanalysen an Blättern) möglich ist. Zu diesem Zwecke wurden bis 1999 zahlreiche Sediment- und Fossilproben unter Anwendung verschiedener Verfahren getestet. Einige Ansätze erwiesen sich für bestimmte Einsatzbereiche und Zielsetzungen als geeignet, eine allen Ansprüchen gerecht werdende Methode als Alternative zur Konservierung der Funde in Glyzerin konnte aber leider nicht entwickelt werden. Bis heute haben die jährlichen Grabungen (Abb. 8) ein überaus diverses Spektrum von aquatischen und terrestrischen Arten geliefert. Die Flora umfasst Algen, Pilze, Moose, Farne, Gymnospermen sowie mono- und dicotyle Angiospermen. Die Fauna beinhaltet Abb. 8: Die Grabungsstelle des Naturhistorischen Museums Mainz / Landessammlung für Naturkunde Rheinland- Pfalz zum Beginn der Grabungssaison Im Folientunnel sind erstmals Sedimente Laminite, bituminöse Schluffsteine und grobklastische Debrite / Turbidite eines jüngeren Seestadiums aufgeschlossen. An der Böschung unterhalb der Waldkante steht hellgelber, jungquartärer bis holozäner Hangschutt an. 288

27 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel derzeit Vertreter folgender Taxa: Wurzelfüsser (Rhizopoda), Schwämme, Schnecken, Muscheln, Krebse, Spinnentiere, Insekten, Fische, Amphibien, Reptilien, Vögel und Säuger. In den letzten Jahren hat insbesondere das von der DFG geförderte Projekt Systematik, Phylogenie, Taphonomie und Paläoökologie der Insekten aus dem Mittel-Eozän des Eckfelder Maares, Vulkaneifel, welches von Dr. Torsten WAPPLER bearbeitet wurde, zahlreiche neue Erkenntnisse aus dem Bereich der fossilen Insekten geliefert (z. B. WAPPLER 2003a, 2003b). Besonders bemerkenswert war die Entdeckung der weltweit ältesten Laus, Megamenopon rasnitsyni WAPP- LER, SMITH & DALGLEISH 2004, die trotz einer Größe von nur 6,7 mm noch heute im Kropf Nahrungsreste ihrer letzten Mahlzeit (Vogelfedern!) erkennen lässt. Gerade derartige Funde sind von besonderer Bedeutung, da sie aufgrund ihrer exzeptionellen Erhaltung unterschiedliche Interaktionen zwischen Pflanzen und Tieren bzw. Tieren untereinander dokumentieren (z. B. auch Blätter und Samen mit Insektenfraßspuren, Bienen mit Pollen, Säuger mit Magen-Darm-Inhalt). Ein repräsentativer Überblick über die verschiedenen Eckfelder Fossilgruppen wurde in mehreren Bildbänden und Broschüren veröffentlicht (LUTZ 1991, NEUFFER et al. 1996, LUTZ et al. 1998). Eine aktuelle Liste aller vertretenen Taxa kann unter eingesehen werden (hier findet man auch eine regelmäßig aktualisierte Liste von Publikationen zum Eckfelder Maar und seinen Fossilien). Für einen ca. 3 m mächtigen Abschnitt der seit dem Beginn der Grabungen untersuchten Schichtfolge gestatteten inzwischen umfangreiche Daten zur Lithologie, Geochemie und Fossilverteilung eine Rekonstruktion der Entwicklung des Maarsees und dessen Umfeld (u. a. BULLWINKEL 2003, BULLWINKEL & RIEGEL 2001, FELDER 2002, LUTZ 2000). Ein zusammenfassendes Modell, welches für ein etwa Jahre umfassendes Zeitfenster der Seegeschichte entworfen wurde (LUTZ 2004, LUTZ & KAULFUSS 2006), kann nun auch bei der Erforschung anderer meromiktischer (Maar-)Seen angewendet werden. So deutet sich inzwischen auch in der Grube Messel eine Korrelation zwischen dem Sideritgehalt des Sedimentes und den Funden von Equoidea an (Franzen 2007), ganz so, wie dies bereits im Zusammenhang mit terrestrischen Tetrapoden für Eckfeld beobachtet und diskutiert wurde. Die gesamte heute noch erhaltende Sedimentfüllung des Eckfelder Maar-Kraters wurde inzwischen als Eckfeld-Formation definiert (LUTZ & KAULFUSS, eingereicht). In der Grabungssaison 2005 konnten erstmals stratigraphisch jüngere Seesedimente aufgeschlossen werden, die an ihrer Basis direkt an die von 1987 bis 2004 abgebaute Schichtfolge anschließen. Insgesamt sind damit 7 m (etwa 15% der noch erhaltenen Mächtigkeit) der laminierten Seesedimente durch die Grabungen erschlossen. Erste Profilaufnahmen in den neu aufgeschlossenen Schichten haben gezeigt, dass es sich auch hier vorwiegend um laminierte Schwarzpelite und bituminöse Schluffsteine mit Kaolinitlagen und Turbidit- oder Debrithorizonten handelt. Einige dieser Horizonte besitzen in ihrer Beschaffenheit, stratigraphischen Anordnung und Fossilführung auffällige Ähnlichkeiten zu Horizonten der unterlagernden Schichtfolge. Da eine Schichtverdopplung infolge postsedimentärer Rutschungen nach jetzigen Erkenntnissen auszuschließen ist, könnte diese Wiederholung möglicherweise auf längerfristige (orbitale?) Zyklen (8.000 bis Jahre) hindeuten, die über das Klima die Sedimentation im Maarsee beeinflussten. Hinsichtlich der Fossilführung lassen sich aber auch erste Unterschiede zwischen der alten und der neuen Sedimentfolge feststellen. Unerwartet hoch war zum Beispiel in den Grabungsjahren 2005 bis 2007 die Anzahl der in den Laminiten gefundenen, artikulierten oder teilartikulierten Tetrapoden-Skelette, welche in der älteren Sedimentfolge nur vergleichsweise selten anzutreffen waren. Einige kleine bzw. filigrane Tiergruppen, wie die Insekten oder Gastropoden, wurden dagegen auffallend selten gefunden. Dies liegt sicher zum einen daran, dass in den stellenweise 289

28 HERBERT FRANKENHÄUSER stark deformierten bzw. zerruschelten Sedimenten sehr kleine Fossilien oft nicht mehr oder nur sehr schwer zu erkennen sind und deshalb von der Grabungsmannschaft nur vergleichsweise selten registriert werden. Da in den entsprechenden Schichtpaketen jedoch auch zahlreiche filigrane Muschel-Periostraca und nur wenige Millimeter große Schuppen des Schlammfisches Cyclurus sp. gefunden werden, müssen auch primäre Ursachen, wie z. B. taphonomische Effekte, für die abweichende Zusammensetzung der Taphozönose in Betracht gezogen werden. Für die ältere Schichtfolge konnte beispielsweise nachgewiesen werden, dass das plötzliche Auftreten von Muscheln und ein damit einhergehender Fazieswechsel mit der Anbindung eines Fließgewässers (Zu- und/oder Abfluss) an den Maarsee korreliert. Wenig wahrscheinlich sind dagegen dramatische Veränderungen in der Häufigkeit von Insekten im Einzugsbereich des Sees oder ein grundsätzlich anderer Bewuchs in dessen Umgebung. Ein Ziel der nächsten Grabungsjahre muss es deshalb sein, so viele Daten zur vertikalen Verteilung der Fossilgruppen zu erfassen wie möglich. Bei der derzeitigen relativen Seltenheit von Kleinfossilien wird dies nur über einen längeren Zeitraum und durch Untersuchung größerer Sedimentvolumina gelingen. Nur so kann die tatsächliche Verteilung aller Fossilgruppen über das Profil verlässlich bestimmt und deren mögliche Ursachen diskutiert werden. Begleitend dazu muss natürlich die Schichtfolge durch weitere feinstratigraphische Profilaufnahmen dokumentiert und für geochemische Untersuchungen beprobt werden bei der starken postsedimentären Störung der Abfolge keine einfache Aufgabe. Mit einer ausreichend großen Datenbasis lässt sich aber das derzeitige Modell der Seeentwicklung bis in dieses jüngere Seestadium hinein erweitern und die derzeitige Arbeitshypothese überprüfen. Neben bislang noch unpräparierten Funden konnten zwischen 2005 und 2007 Schädel und Kiefer von Säugetieren, ein artikuliertes Urpferdchen und erstmals auch eine mit Skelett erhaltene Weichschildkröte (Trionyx sp.) sowie ein vollständiger Frosch geborgen werden. Es kann erwartet werden, dass die wissenschaftliche Bearbeitung der inzwischen zahlreich vorliegenden Tetrapodenfunde unsere Kenntnis über das Eckfelder Artenspektrum erheblich erweitert. Eine erste Sichtung der präparierten Säugetierfunde durch unseren Kollegen Dr. Jens Lorenz FRANZEN war sehr viel versprechend. Bislang sind aus Eckfeld 16 Säugerarten beschrieben worden (FRANZEN 2004), doch liegen bereits weitere, noch unbearbeitete Funde vor. Dies überrascht nicht weiter, wies doch schon 1994 FRANZEN aus der Kenntnis anderer tertiärzeitlicher Fundstellen heraus darauf hin, dass wir in Eckfeld mit bis zu 60 Säugerarten rechnen können. Selbstverständlich besteht die Hoffnung, dass von bisher nur durch isolierte Skelettelemente nachgewiesenen Arten, wie zum Beispiel den beiden Primaten Europolemur klatti und Periconodon sp. oder auch von Herbertlutzius eckfeldensis (s. Kap. 8.3), dem igelgroßen und damit kleinsten Paarhufer aller Zeiten, in Zukunft auch vollständigere Funde gelingen werden. 6. Das Alter des Eckfelder Maares: Numerische Kalibrierung der terrestrischen Biozonierung im Lutetium (Eozän) mittels 40 Ar/ 39 Ar-Datierung (Dieter F. Mertz) Die Fossillagerstätte Eckfeld entspricht hinsichtlich ihres Fossilinhaltes dem Referenzniveau Mammal Paleogene (MP) 13 der terrestrischen, säugetierbasierten Biozonierung und repräsentiert das hangende Referenzniveau des European Land Mammal Age (ELMA) Geiseltalium. Die Fossillagerstätte stellt ein durch phreatomagmatischen Vulkanismus entstandenes Maar dar. Ihre Bildung kann deshalb anhand syneruptiver Vulkanite mittels radiochemischer Altersbestimmung zeitlich erfasst werden. Das numerische Alter der Fossillagerstätte von 44,3 ± 0,4 Ma wurde mit der 40 Ar/ 39 Ar-Datierungstechnik mit stufenweiser Entgasung gemessen und durch Berechnung einer inversen Isochrone ermittelt. Die radiochemische Datierung der Fossil- 290

29 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel lagerstätte Eckfeld ist für die Kalibrierung der biochronologischen Zeitskala außerordentlich wichtig, weil sie einen der wenigen direkten numerischen Ankerpunkte für das Paläogen liefert. Auf der Basis dieser Datierung sowie weiterer geochronologischer, sedimentologischer und paläontologischer Kriterien wird für das Geiseltalium eine Zeitspanne von 47,5 bis 44,0 Ma vorgeschlagen. Diese entspricht dem mittleren Bereich des Alters Lutetium der Epoche Eozän der globalen geochronologischen Zeitskala. 6.1 Vulkanismus als Ursache der Entstehung der Fossillagerstätte Die Erkennung der Ablagerungen der Fossillagerstätte als syn- und posteruptive Füllung eines Maars erfolgte aufgrund der Identifikation einer maartypischen Lithologie mit beispielsweise bituminösen Laminiten, pyroklastischen Breccien und Tuffen (z.b. LÖHNERTZ 1978, NEGENDANK et al. 1982). Diese Interpretation fand in der Folge Bestätigung durch weitere lithologische Profile, die durch eine Reihe von Kernbohrungen gewonnen wurden. Aufgrund sedimentologischer, petrographischer und geophysikalischer Befunde wurde belegt (z. B. PIRRUNG 1998, FISCHER 1999), dass die fossilführenden Sedimente Ablagerungen eines ehemaligen Kratersees darstellen, der durch phreatomagmatische Aktivität entstanden ist. Eine vulkanisch initiierte Genese mit der Förderung von vulkanischem Material ist für eine radiochemische Datierung der fossilführenden Sedimente Voraussetzung, denn bei aus vulkanischer Schmelze entstandenen Gesteinen wird die Uhr des isotopischen Datierungssystems quasi auf Null gestellt. Damit werden interferierende Zeitinformationen aus der prävulkanischen Vorgeschichte des aufgeschmolzenen Gesteins gelöscht. Zeitgleich mit der Abkühlung der Schmelze unter eine bestimmte Temperatur in der Größenordnung von einigen hundert Grad Celsius, beginnt die Uhr des Datierungssystems für das entsprechende vulkanische Gestein wieder zu laufen. Im Gegensatz dazu sind Sedimente in der Regel nicht zur direkten radiometrischen Datierung geeignet, weil diese aus Mineralkomponenten bestehen, die nicht zeitgleich mit dem Ablagerungsprozess entstanden sind, sondern älteren Detritus darstellen, bei dem eine Nullstellung der Uhr des isotopischen Datierungssystems aufgrund zu niedriger Temperaturen nicht erreicht wird. 6.2 Die Eignung der Fossillagerstätte für die numerische Kalibrierung der biochronologischen Zeitskala Das terrestrische Paleozän, Eozän und Oligozän (Periode Paläogen der geochronologischen Zeitskala) wird säugetierstratigraphisch in dreißig MP (Mammal Paleogene) Referenzniveaus gegliedert (z. B. RUSSELL et al. 1982). Die biostratigraphisch übergeordnete Einheit repräsentiert das Europäische Landsäuger-Alter ELMA (European Land Mammal Age). Die relative Altersabfolge von Säugetierfossilien und die entsprechende Definition der Referenzniveaus beruht auf evolutionären Änderungen der Zahnmorphologie von Nagern und Paarhufern. Hinsichtlich Eckfeld erlauben Funde fossiler Säugetiere eine genaue Einstufung der Fossillagerstätte in das säugetierstratigraphische Referenzniveau MP 13 (FRANZEN 1993, 1994), das dem Hangenden von ELMA Geiseltalium, sowie dem Alter Lutetium der Epoche Eozän der geochronologischen Zeitskala entspricht (Abb. 9). Die numerische Kalibrierung des säugetierstratigraphischen Referenzniveaus MP 13 ermöglicht eine genaue zeitliche Einhängung der Fossillagerstätte in die globale geochronologische Zeitskala und definiert einen numerischen Ankerpunkt für die europäische säugetierbasierte Biozonierung. Eckfeld ist in dieser Hinsicht von besonderer Relevanz, weil über dieses Vorkommen hinaus numerische Kalibrierungen nur noch für die Referenzniveaus MP 11 (MERTZ & RENNE 2005) und MP 28 bis MP 30 (MERTZ et al. 2007) vorliegen. Bei dem durch Kernbohrungen im Maarkrater gewonnenen und zur Datierung verwendeten vulkanischem Material handelt es sich um Basaltfragmente, die ca. 20 Meter unter der Basis feinklastischer Maarsee-Sedimente in pyroklastischem Nebengestein er- 291

30 HERBERT FRANKENHÄUSER Abb. 9: Zeitliche Einordnung der das European Land Mammal Age (ELMA) Geiseltalium repräsentierenden, biochronologischen Referenzniveaus MP 11, 12 und 13 in die globale geochronologische Zeitskala. bohrt wurden. Die Basaltfragmente stellen Eruptionsprodukte dar, die zusammen mit Pyroklastika den phreatomagmatisch entstandenen Krater syneruptiv an dessen Basis aufgefüllt haben. Diese lithostratigraphische Abfolge im Maarkrater zeigt, dass eine radiometrische Datierung der Basaltfragmente zeitlich den Beginn der Maarsee-Sedimentation erfasst und somit eine untere Zeitmarke für die Eckfeld-Taphozönose, entsprechend Referenzniveau MP 13, darstellt. 6.3 Analytische Methodik und Ergebnis Zur Bestimmung eines radiochemischen Alters an basaltischen Gesteinen im Altersbereich der Epoche Eozän eignet sich die 40 Ar/ 39 Ar-Datierungstechnik mit stufenweiser Entgasung, die eine technische Weiterentwicklung der konventionellen K-Ar-Altersbestimmungsmethode darstellt. Die konventionelle K-Ar-Methode beruht auf dem radioaktiven Zerfall von 40 K zu 40 Ar (Zerfallskonstante von 40 K = 5,54 x /Jahr). Bei der 40 Ar/ 39 Ar- Datierungstechnik erfolgt eine Umwandlung des Isotops 39 K zu 39 Ar durch Neutronenbestrahlung in einem Kernreaktor. Da die radioaktive Mutter 40 K in einem konstanten Verhältnis zu 39 K steht und die Umwandlungsrate von 39 K zu 39 Ar experimentell ermittelt werden kann, wird durch die Neutronenaktivierung bewirkt, dass das zur Altersberechnung notwendige Verhältnis radiogenes Tochternuklid / radioaktives Mutternuklid (= 40 Ar/ 40 K bei der konventionellen K-Ar- Methode) als Isotopenverhältnis von nur einem Element, nämlich von Ar (= 40 Ar/ 39 Ar), gemessen werden kann. Eine Bestimmung von 40 K ist in diesem Fall nicht notwendig. Diese technische Variante bringt erhebliche methodische Vorteile mit sich: Das Messpräparat im Fall Eckfeld schwach magnetische, basaltische Grundmasse wird mit stufenweise steigender Temperatur über einen Bereich von etwa 300 C bis 1700 C durch einen Laser bis zur Totalaufschmelzung erhitzt und das Argon der bei den jeweiligen Temperaturstufen freigesetzten Gasfraktion analysiert. Diese Analyse erfolgt durch ein Gas-Massenspektrometer, das in der Lage ist, Isotopenverhältnisse von Edelgasen wie Ar mit hoher analytischer Präzision zu messen. Aus der Anzahl von Einzelmessungen der Ar-Isotopenverteilung bei der stufenweisen Entgasung ergibt sich die Möglichkeit zu überprüfen, ob die Probe eine homogene Isotopenverteilung hinsichtlich radioaktiver Mutter und radiogener Tochter aufweist. Ist dies der Fall, kann man in der Regel davon ausgehen, dass die Isotopensystematik der untersuchten Probe über geologische Zeiträume ungestört geblieben ist und dass der ermittelte Alterswert geologisch signifikant ist. Für den durch die Bohrung gewonnenen Basalt wurde ein 40 Ar/ 39 Ar-Alter von 44,3 ± 0,4 Ma (1s) ermittelt. Dieses Alter wird als geologisch bedeutsam interpretiert und beruht auf der Berechnung einer inversen Isochrone auf der Basis der bei der stufenweisen Ent- 292

31 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel gasung gewonnenen Ar-Isotopenverhältnisse der einzelnen Temperaturschritte (MERTZ et al. 2000). Die Altersberechnung mittels Isochronenverfahren findet deshalb Anwendung, weil damit eine geologisch bedingte Störung der K-Ar-Isotopensystematik erkannt und korrigiert werden kann, nämlich Kontamination des magmatischen Gesteins durch 40 Ar, das nicht in-situ durch radioaktiven Zerfall produziert worden ist ( Überschuss-Argon ). Für die Ablagerung der heute erhaltenen Seesedimente wird eine Zeitspanne in der Größenordnung von ca. 0,1 Ma angenommen (NEGENDANK et al. 1982, MINGRAM 1998). Diese Quantifizierung beruht im Wesentlichen auf der Interpretation von laminierten Maarsedimenten als saisonale Indikatoren. Der analytische Fehler der radiochemischen Altersbestimmung deckt diese Zeitspanne hinreichend ab, so dass mit der Altersangabe von 44,3 ± 0,4 Ma der Zeitraum der Seesedimentation und der Fossilablagerung insgesamt erfasst ist. 6.4 Kalibrierung der biochronologischen Zeitskala im mittleren Lutetium Eine Darstellung der säugetierbasierten Biochronologie im Lutetium erfolgte durch FRANZEN (1987, 2005) und FRANZEN & HAUBOLD (1986). Abbildung 9 zeigt die von MERTZ & RENNE (2005) vorgeschlagene zeitliche Einordnung der das ELMA Geiseltalium repräsentierenden, biochronologischen Referenzniveaus MP 11, 12 und 13 in die von GRADSTEIN et al. (2004) kompilierte, globale geochronologische Zeitskala. Für das ELMA Geiseltalium wurde eine Zeitspanne von 3,5 Ma abgeleitet, wobei die hangende Grenze zum jüngeren ELMA Robiacium 44,0 Ma sowie die liegende Grenze zum älteren ELMA Grauvium 47,5 Ma beträgt. Geiseltalium entspricht dem mittleren Bereich des Alters Lutetium der globalen geochronologischen Zeitskala, das 7,5 Ma, von 49,0 bis 41,5 Ma, dauert. Für MP 11, 12 und 13 wurden Intervalle von 47,5 bis 46,5 Ma, 46,5 bis 45,0 Ma und 45,0 bis 43,5 Ma abgeleitet. Diese zeitliche Quantifizierung beruht auf radiochemischen Datierungen (MP 11: Fossillagerstätte Messel, MP 13: Fossillagerstätte Eckfeld), der Quantifizierung der Sedimentationsdauer der Fossillagerstätten durch Auszählung saisonaler Laminite, der Erfassung von Sedimentationsraten mittels aus Frequenzanalysen abgeleiteter, dem Milankovitch-Zyklus entsprechender Signale sowie zeitlicher Interpolationen auf der Grundlage, dass für zeitskalarelevante Intervalle von Zeiteinheiten einer Kategorie, jeweils eine vergleichbare Dauer anzustreben ist. Die numerische Kalibrierung des Geiseltalium und der entsprechenden MP-Referenzniveaus ist ausschließlich als beste Approximation auf der Basis der zurzeit zur Verfügung stehenden radiometrischen, sedimentologischen und paläontologischen Daten zu verstehen. MERTZ & RENNE (2005) empfehlen deshalb eine konservative Handhabung der numerischen Intervalle und Grenzen unter Berücksichtigung einer jeweiligen Unsicherheit von ± 0,5 Ma. 7. Lithologie und Abgrenzungskriterien der Eckfeld-Formation (Uwe Kaulfuß & Herbert Lutz) 7.1 Lithologie Bei der Eckfeld-Formation (LUTZ & KAUL- FUSS, eingereicht) handelt es sich um Ablagerungen innerhalb eines mitteleozänen Maar- Diatrem Vulkans (syneruptive Diatrem-Breccien bis Tuffite und bituminöse Laminite der meromiktischen Seephase mit eingeschalteten Resedimenten), umgeben und unterlagert von Gesteinen des Unterdevon. Im heutigen Erosionsniveau ist die zentrale pelitische Beckenfazies (Ölschiefer, bituminöse Laminite) von einer grobklastischen Randfazies (Vulkaniklastika) umgeben (PIRRUNG 1992 und ff.). Überdeckt werden die mitteleozänen Seesedimente von jungquartärem bis holozänem Hangschutt. Am Beispiel der in einer Mächtigkeit von 123 m erbohrten mitteleozänen Sedimentfolge des Eckfelder Maares wurde (unter Hinzuziehung von Befunden aus dem quartären 293

32 HERBERT FRANKENHÄUSER Döttinger Maar, Eifel) erstmals die Lithozonen(LZ)-Gliederung für Maare aufgestellt (PIRRUNG 1998, FISCHER 1999, FISCHER et al. 2000, PIRRUNG et al. 2003, vgl. Tabelle 3). Die bituminösen, jahreszeitlich geschichteten (VOS & MINGRAM 2002) Laminite der Lithozone D2 sind für ihren Reichtum an exzellent erhaltenen Fossilien bekannt (s. unter 8). 7.2 Untergliederungsmöglichkeiten Zahlreiche Markerhorizonte (Millimetermächtige Turbidite bis Dezimeter-mächtige Debrite) gestatten im Aufschlussbereich eine präzise feinstratigraphische Untergliederung der bituminösen Laminite (u. a. LUTZ 1993, MINGRAM 1998, LUTZ & KAULFUSS 2006). Aufgrund ihrer Genese zeigen diese Markerhorizonte lateral jedoch mehr oder weniger rasche fazielle Veränderungen und keilen teils schon im Aufschlussbereich aus. Für eine großflächige Korrelation innerhalb des Seebeckens erwiesen sich Markerhorizonte anderer Genese (z. B. Doppelte Sideritrunzellage / DSRL : Abb. 10c) als geeigneter. 7.3 Besondere Korrelationshorizonte Die sedimentologischen Untersuchungen der Bohrkerne haben keine Ereignishorizonte nachgewiesen, die, wie z. B. Aschen benachbarter Vulkane, zumindest theoretisch eine regionale Korrelation mit weiteren Vorkommen möglich erscheinen ließen. So sind unmittelbar benachbart auf Hillscheid zwei weitere tief erodierte Vulkanbauten nachgewiesen (z. B. PIRRUNG et al. 2003). Der Basaltschlot auf Hillscheid besitzt ein Alter von 43,7 ± 0,2 Ma (MERTZ et al. 2000). Zwischen ihm und dem Eckfelder Maar liegt ein weiteres Diatrem (Abb. 11 A, B). Alle drei Vorkommen stehen in einem engen genetischen Zusammenhang (vgl. PIRRUNG et al. 2003). 7.4 Bildungsbedingungen Die tiefsten Abschnitte der Eckfeld-Formation entstanden syn- bis unmittelbar posteruptiv (LZ A, B). Nach Abschluss der phreatomagmatischen Tätigkeit füllte sich der Krater rasch mit Grund- und Regenwasser. Parallel dazu kam es durch gravitative Massenverlagerungen zu einer ersten Stabilisierung der Kraterinnenwände und des umgebenden Tuffrings, d. h. diese Sedimente wurden bereits subaquatisch abgelagert (LZ C). Deutlich ruhigere Sedimentationsbedingungen in einem tiefen See belegen die rein minerogenen grauen Laminite (LZ D1). Das Einsetzen der bituminösen Laminite (LZ D2) dokumentiert die dauerhafte Ausbildung eines meromiktischen Wasserkörpers (u. a. BULLWINKEL 2003, BULLWINKEL & RIEGEL 2001, FELDER 2002, LUTZ 1997, 2000). Mit voranschreitender Verfüllung des Beckens und der damit korrelierten Verkleinerung des Wasservolumens reagierte der See zunehmend sensibler auf äußere Faktoren (Klima) und Events (Hangrutsche etc.). So sind z. B. in Folge stärkerer Rutschungsereignisse episodische, kurzzeitige Sauerstoffeinträge in das Monimolimnion erkennbar (ZINK & PÜTTMANN 1994). Wasserstandsschwankungen und partielle Durchmischungen von Monimo- und Mixolimnion in Folge von Hangrutschungen beeinflussten den Chemismus des oberflächennahen Wasserkörpers und damit sowohl die aquatische Flora und Fauna als auch die im See ablaufenden taphonomischen Prozesse (u. a. LUTZ 1997, 2000, WAPPLER 2003a, LUTZ & KAULFUSS 2006). 7.5 Verbreitung und Mächtigkeit Die Eckfeld-Formation ist auf den Maarkrater beschränkt. Im Zuge der quartären Heraushebung des Rheinischen Schildes und der damit einhergehenden Tiefenerosion der Täler wurden die stratigraphisch jüngsten Einheiten (LZ D2 p. pt., D3, E) der ehemals vorhandenen Seesedimente ausgeräumt, so dass heute an der Oberfläche nur noch Randfazies und bituminöse Laminite (LZ D2) in einer horizontalen Ausdehnung von ca. 400 x 500 Metern anstehen. Zentrumsnah hat die Bohrung Eckfeld 1996/1 die Eckfeld-Formation noch in einer Mächtigkeit von 123 m angetroffen. Die pelitischen Seesedimente (LZ D1, D2: graue Laminite, Diatomeen-Laminite, bituminöse Laminite) stellen davon die 294

33 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Abb. 10: A: Profil der Bohrung Eckfeld 1996/1 mit Angabe der Lithozonen (nach PIRRUNG et al. 2003: Abb. 2), B: Kompositprofil der Bohrungen Eckfeld 1996/1, 2, 3 und 7 (Jens MINGRAM, unpubl. In: WAPPLER 2003a, LUTZ & KAULFUSS, eingereicht), C: Normalprofil des tieferen Abschnittes der an der Grabungsstelle aufgeschlossenen Schichtenfolge mit den verwendeten Markerhorizonten (DSRL ist besonders hervorgehoben) (verändert nach MIN- GRAM 1994, 1998 In: LUTZ & KAULFUSS, eingereicht). 295

34 HERBERT FRANKENHÄUSER Abb. 11: A: Längsschnitt durch das Eckfelder Maar, das Hillscheid Maar und den Hillscheid Schlackenkegel zur Zeit der Ablagerung der fossilführenden Seesedimente von Eckfeld. Eingezeichnet ist das heutige Erosionsniveau. B: Rekonstruktion der mitteleozänen Landschaft im Gebiet des Eckfelder Maares. Im Nordnordosten liegt das Zentrum des Tertiären Hocheifel Vulkanfeldes bei Kelberg. Im Westen des Eckfelder Maares folgt die Manderscheider Talung dem Fuß der Buntsandsteinschichtstufe in Richtung Großlittgen (verändert nach PIRRUNG et al. 2003: Abb. 3; vgl. auch diesen Beitrag Abb. 3 u. 4).

35 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel oberen ca. 41 m. Die Eckfeld-Formation spielt trotz ihrer sehr kleinräumigen Verbreitung eine zentrale Rolle bei der Rekonstruktion des eozänen Paläoreliefs von West- und Hocheifel. Zusammen mit den palynologisch datierten Flussablagerungen von Gut Heeg (NICKEL 1994b) ermöglicht sie eine verlässliche Rekonstruktion der mitteleozänen Landschaft und deren Fließgewässernetz. Die Eckfeld-Formation ist ein einzigartiges Fenster in einen küstenfernen Lebensraum der Westeifel im Mitteleozän (LÖHNERTZ 1994, 2003, s. o. in diesem Beitrag, LUTZ 2003, PIR- RUNG et al. 2003). 7.6 Markante Profile Kompositprofil der Forschungsbohrungen Eckfeld 1996/1, 2, 3, 7 (Jens MINGRAM, unpubl. In: WAPPLER 2003a, LUTZ & KAULFUSS 2006). Die Forschungsbohrungen Eckfeld 1996/4, 5, 6 dokumentieren geringer mächtige Sedimentfolgen in randnahen Positionen (FISCHER 1999: Abb. 3). TK 25 Blatt 5806 Daun; E96/1: R , H (PIR- RUNG 1998). Beschreibung in PIRRUNG (1998), FISCHER (1999), BULLWINKEL & RIE- GEL (2001), BULLWINKEL (2003), PIRRUNG et al. (2003). 8. Fossilinhalt des Eckfelder Maares (Herbert Frankenhäuser, Jens Lorenz Franzen, Torsten Wappler, Volker Wilde) 8.1 Übersicht Der Fossilbericht des Eckfelder Maares dokumentiert fast alles, was im See selbst und in seiner Umgebung gelebt hat. Das Spektrum reicht von Biomarkern über Protisten bis hin zu artikulierten Säugerskeletten mit Hautschatten und Magen-Darminhalt. Weltweit einmalig ist bislang der Nachweis von Überresten der Plazenta bei einer trächtigen Urpferdstute der Art Propalaeotherium voigti (FRANZEN 2006). Bei der Mehrzahl der Funde handelt es sich um pflanzliche Makroreste. Von außergewöhnlicher Häufigkeit sind Blüten und Blütenstände. Die Flora umfasst Algen, Pilze, Moose, Farne, Gymnospermen sowie mono- und dicotyle Angiospermen. Bis heute sind mehr als 200 Arten dokumentiert (NICKEL 1996, WILDE & FRANKENHÄUSER 1998). Die Fauna beinhaltet derzeit Vertreter folgender Taxa: Rhizopoda, Schwämme, Schnecken, Muscheln, Krebse, Spinnentiere, Insekten, Fische, Amphibien, Reptilien, Vögel und Säuger. Von besonderer Bedeutung sind Funde, die aufgrund ihrer exzeptionellen Erhaltung unterschiedliche Interaktionen zwischen Pflanzen und Tieren bzw. Tieren untereinander dokumentieren (z. B. Blätter und Samen mit Insektenfraßspuren, Bienen mit Pollen, Laus mit Nahrungsresten im Kropf, Säuger mit Magen-Darm-Inhalt). Zusammenfassende Darstellungen finden sich in NEUFFER et al. (1996), LUTZ et al. (1998, 2000) sowie LUTZ & NEUFFER (2004) (siehe auch das Verzeichnis nachgewiesener Taxa und die Literaturliste unter: eckfelder-maar.de). 8.2 Flora des Eckfelder Maares (Volker Wilde, Herbert Frankenhäuser) Neben im Sediment verteilten pflanzlichen Mikrofossilien, wie den widerstandsfähigen Hüllen einiger Algen und den Pollen und Sporen höherer Landpflanzen, sind aus Eckfeld verschiedenartige Großreste von höheren Pflanzen bekannt geworden. Hierzu gehören nicht nur unzählige Blätter, Früchte bzw. Samen und Holzfragmente, sondern auch eine außergewöhnlich hohe Zahl von Blüten und Blütenständen (> 600, Abb. 12, 13). Aufgrund der Tatsache, dass sich schon früh enge Beziehungen der Pflanzen-Taphozönose von Eckfeld zu derjenigen aus dem nur wenig älteren Mitteleozän von Messel abzeichneten, erfolgte die Bearbeitung der Pflanzenreste von Anfang an in enger Zusammenarbeit des Naturhistorischen Museums Mainz / Landessammlung für Naturkunde Rheinland-Pfalz mit der Paläobotanischen Sektion des Forschungsinstitutes Senckenberg in Frankfurt am Main. Nachdem bereits WEBER (1853) erstmalig das Vorkommen von Blättern an der Fundstelle 297

36 HERBERT FRANKENHÄUSER erwähnt hatte, lieferte WILDE (1989a) eine erste systematische Übersicht zur Pflanzen- Taphozönose von Eckfeld; weitere Zusammenfassungen erfolgten durch WILDE & FRANKENHÄUSER (1993), JÄCKEL & FRAN- KENHÄUSER (1994, nur Früchte bzw. Samen), WILDE 1995 und WILDE & FRANKENHÄUSER (1998), und die Blüten wurden von FRAN- KENHÄUSER & WILDE (1993a) in ihrer Bedeutung vorgestellt. Die Bearbeitung einzelner Taxa startete mit den Moosen (WILDE 1990), den Algen (WILDE et al. 1993) und den Farnen (FRANKENHÄUSER & WILDE 1993b). Es folgte die Bearbeitung engelhardioider und pterocaryoider Juglandaceen-Früchte (FRAN- KENHÄUSER & WILDE 1994, WILDE & FRAN- KENHÄUSER 1995), eines markanten Typs stachelspitziger Blätter (Pungiphyllum waltheri FRANKENHÄUSER & WILDE 1995) mit noch unbekannter systematischer Zugehörigkeit, der Blätter der zu den Myricaceae gehörigen Gattung Comptonia (WILDE & FRANKENHÄUSER 1999) und des bisher einzigen Blattfragmentes eines Vertreters der Aronstabgewächse (Araceae: WILDE et al. 2005) sowie einer vierflügeligen Frucht der wahrscheinlich zu den Anacardiaceae zu stellenden Gattung Trilobium (Abb. 14, WILDE 1996: Abb. 13, WILDE & FRANKENHÄUSER, im Druck). Weit fortgeschritten sind inzwischen die Arbeiten an Früchten der Gattung Canarium (Burseraceae) und an einem den Chloranthaceae (Abb. 12) zuzuordnenden Blütenstand. Die systematische Bearbeitung der Pollen und Sporen aus der Fundstelle von Eckfeld wurde von NICKEL (1994a, b, 1996) vorgenommen, während die zahlreichen und teils sehr großen Holzreste (es wurden Stämme und Äste mit Durchmessern von mehr als 10 cm gefunden) noch nicht näher untersucht wurden. Obwohl Moosreste eher zu den selteneren Fossilien gehören, liegen aus Eckfeld inzwischen über 40 Funde vor. Es handelt sich dabei um Büschel eines Laubmooses, die teilweise noch an Holz- oder Rindenfragmenten Abb. 12: Blütenstand einer Chloranthacee (Chloranthaceae, PB 2009/2-LS, Höhe des Fossils 4,5 cm; Foto: Herbert FRANKENHÄUSER). Abb. 13: Blütenstand, der noch keiner Familie zugeordnet werden konnte (PB 2009/1-LS, Höhe des Fossils 13 cm; Foto: Herbert FRANKENHÄUSER). 298

37 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Abb. 14: Vierflügelige Frucht der Gattung Trilobium, wahrscheinlich ein Vertreter der Sumachgewächse (Anacardiaceae; WILDE & FRANKENHÄUSER, eingereicht). Diese flugfähigen Früchte gelangten recht häufig in den Kratersee von Eckfeld (PB 1995/156-LS, Höhe des Fossils 4 cm; Foto: Herbert FRANKENHÄUSER). ansitzen; nur in einem Falle sind im Zusammenhang damit Sporophyten überliefert (WILDE 1990). Eine Besonderheit stellt der Einzelfund eines beblätterten Lebermooses dar. Die Farne sind, mit Ausnahme eines einzelnen fertilen Fiederchens noch unbekannter systematischer Zugehörigkeit, mit solchen Arten vertreten, die zuvor bereits von anderen mitteleozänen Fundstellen in Deutschland (Geiseltal, Messel) beschrieben wurden (Abb. 15, WILDE et al. 1993). Die nacktsamigen Pflanzen oder Gymnospermen sind in Eckfeld nur mit wenigen Resten vertreten, die von verschiedenartigen Koniferen stammen. Der größte Teil der in Eckfeld gefundenen Pflanzenreste stammt von bedecktsamigen Pflanzen oder Angiospermen. Darunter sind beide Großgruppen, die einkeimblättrigen Angiospermen oder Monokotyledonen, und die zweikeimblättrigen Angiospermen oder Dikotyledonen vertreten. Da fast alle Monokotyledonen krautig sind, fallen ihre Blätter oft nicht ab und verrotten dann an der jeweiligen Mutterpflanze, weshalb sie deutlich seltener fossil erhalten sind als die Blätter von Dikotyledonen. So sind unter den Monokotyledonen die Palmen (Arecaceae) mit nur wenigen Blattfragmenten, aber einer großen Zahl von Blüten vertreten. Die Sauergräser (Cyperaceae) sind mit Fruchtständen belegt, und einige Blätter sind wahrscheinlich zu den den Liliengewächsen verwandten Smilacaceae zu stellen, die heute durch stachelige Ranken charakterisiert sind. Von den Aronstabgewächsen (Araceae) ist nur ein einzelnes Blattfragment bekannt geworden, das zu einer in Messel regelmäßig gefundenen Art gehört (WILDE et al. 2005). Die Dikotyledonen kommen in Eckfeld mit vielen Blättern, Samen bzw. Früchten und einer bemerkenswerten Zahl von Blüten mit erhaltenem Pollen vor. In vielen Fällen ist eine nähere systematische Zuordnung des Fossilmaterials aus Eckfeld bis heute nicht möglich, doch eine Reihe von Familien ist eindeutig nachzuweisen (WILDE & FRANKENHÄUSER 1998). Unter den Blättern und dem Pollen sind die Walnussgewächse (Juglandaceae) besonders häufig und formenreich (WILDE & FRANKENHÄUSER 1998), es wurden aber auch 299

38 HERBERT FRANKENHÄUSER Abb. 15: Sorophorenstand des Kletterfarns Lygodium kaulfussi (PB 2000/10-LS, Höhe des Fossils 5 cm; Foto: Herbert FRANKENHÄUSER). mindestens zwei Typen von geflügelten Früchten und Blütenstände mit Pollen gefunden. Neben ausgestorbenen Gattungen (FRANKENHÄUSER & WILDE 1994) sind darunter besonders Formen zu finden, die mit den heute in tropischen Breiten Ostasiens und Zentralamerikas verbreiteten Gattungen Engelhardia und Oreomunnea verwandt sind (WILDE & FRANKENHÄUSER 1995). Neben den Walnussgewächsen sind in Eckfeld unter den Blättern besonders die Ulmengewächse (Ulmaceae), die Teestrauchgewächse (Theaceae: Ternstroemites), die Gagelstrauchgewächse (Myricaceae: Comptonia) und die Rosengewächse (Rosaceae) zu nennen. Hinzu kommen viele Typen von Blättern mit noch unbekannter systematischer Zugehörigkeit, darunter viele ganzrandige ( laurophylle ) und eine auffällige Form mit stachelspitzigem Rand (Pungiphyllum waltheri FRANKENHÄU- SER & WILDE 1995). Mit Blättern und Früchten sind die Hülsenfrüchtler (Leguminosae) vertreten. Im Falle von Blättern, die denen der Weinrebengewächse (Vitaceae) ähneln, ähnlich aber auch in einer Reihe anderer Familien vorkommen, sprechen die nicht seltenen Samen von Vitaceae eher doch für eine solche Zuordnung. Viele der anderen Früchte und Samen können bislang systematisch nicht zugeordnet werden. Dennoch lassen sich unter ihnen regelmäßig weitere Familien wie die Rautenstrauchgewächse (Rutaceae), die Sumachgewächse (Anacardiaceae), die Balsambaumgewächse (Burseraceae: Canarium), die Moschuskrautgewächse (Adoxaceae) Sambucus [Holunder]), die Mondsamengewächse (Menispermaceae) und eventuell auch die Mastixgewächse (Mastixiaceae) nachweisen. Bei den meisten Blüten ist es derzeit noch schwierig, die systematische Zugehörigkeit zu ermitteln, doch konnten Walnussgewächse und möglicherweise auch Rautenstrauchgewächse erkannt werden (FRANKENHÄUSER & WILDE 1993a). Für den Eintrag makroskopischer Pflanzenfragmente in das Sediment werden verschiedene Faktoren verantwortlich gemacht, denen in Abhängigkeit vom jeweiligen Sedimentationsraum eine unterschiedliche Bedeutung zukommt. Bei Maarseen, wie sie die Sedimente von Eckfeld und Messel repräsentieren, muss man damit rechnen, dass Blätter, Blüten und Früchte bzw. Samen von überhängenden Zweigen direkt herabgefallen und so in das Gewässer gelangt sind (WILDE 1989b, WILDE & FRANKENHÄUSER 1998). Die Menge an Pflanzenteilen, die aus der Umgebung in den jeweiligen Maarsee gelangt ist, hängt von der Wirksamkeit taphonomischer Filter ab. So gab es in Messel offensichtlich flachere Uferbereiche mit einer krautigen Vegetation, die als ein solcher Filter gewirkt hat (WILDE 1989b), während solche in Eckfeld aufgrund steilerer und instabiler Kraterhänge anscheinend nur untergeordnet entwickelt waren (WILDE & FRANKENHÄUSER 1998, SACHSE 2005). So gelangten dort deutlich mehr Pflanzenteile aus der Umgebung durch den Wind und über zulaufendes Niederschlagswasser sowie durch Hangrutschungen, die sich in den Sedimenten als Turbidite deutlich erkennen lassen, in den See. Auf die gleiche Ursache sind die Häufigkeit von Holz- 300

39 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel und Rindenfragmenten sowie das Vorkommen von Moosresten zurückzuführen. Die Bedeutung eines möglichen Eintrags von Pflanzenmaterial durch Tiere kann in jedem Falle nur schwer abgeschätzt werden (WILDE & FRANKENHÄUSER 1998). Trotz einer hohen Diversität, die nicht zuletzt auch in etwa 200 Arten von Sporen und Pollen dokumentiert ist (NICKEL 1996), ist es bislang zwar noch nicht möglich, die Vegetation in der Umgebung des Maarsees von Eckfeld im Detail zu rekonstruieren; die Grundzüge zeichnen sich jedoch inzwischen ab (WILDE & FRANKENHÄUSER 1998). So ist klar, dass ein Gürtel mit submersen Wasserpflanzen und Schwimmblattpflanzen am Rande des Sees weitgehend fehlte und ein sumpfig-krautiger Ufersaum kaum entwickelt war. Die Steilheit und Instabilität der Hänge könnte auch das relativ häufige Auftreten des Kletterfarns Lygodium und lichtliebender Sträucher wie Comptonia (Myricaceae), Meerträubel (Ephedra, regelmäßig durch Pollen nachgewiesen) und möglicherweise auch der Mutterpflanze der auffälligen stachelspitzigen Blätter bewirkt haben. Der umgebende Wald wurde offensichtlich von verschiedenen Walnussgewächsen dominiert, es kamen aber auch Palmen, Lorbeergewächse, Rautenstrauchgewächse, Hülsenfrüchtler und gelegentlich Koniferen vor. Die reichhaltig vertretenen, ebenfalls lichtliebenden Pflanzen mit klimmender und rankender Lebensweise (z. B. Kletterfarne, Mondsamengewächse, Weinrebengewächse) kann man sich nicht nur im Kronenstockwerk des Waldes, sondern besonders am Rande des Waldes zum See hin und auch auf durch Hangrutschung entstandenen Freiflächen lebend denken. Eine wichtige Rolle kommt der Flora aus dem Mitteleozän von Eckfeld zu, wenn man sie mit den anderen aus dem Mitteleozän Deutschlands bekannt gewordenen Vergesellschaftungen von Pflanzenfossilien vergleicht (WILDE 1995, WILDE & FRANKENHÄUSER 1998). Dabei ist es in einmaliger Weise möglich, Vorstellungen zur Differenzierung der Pflanzenwelt auf der damaligen mittel-/westeuropäischen Insel zu gewinnen. So bestehen in der systematischen Zusammensetzung große Ähnlichkeiten mit Messel und nur wenige Überschneidungen mit dem Geiseltal. Die Sonderstellung des Geiseltales ist dadurch bedingt, dass es sich um die Vegetation eines torfbildenden Sumpfgebietes in Küstennähe gehandelt hat, während Eckfeld etwas höher und mitten auf dem festen Land gelegen war. 8.3 Fauna: Säugetiere (Mammalia) des Eckfelder Maares (Jens Lorenz Franzen) Die ersten Säugetierfunde aus der Fossillagerstätte Eckfeld kamen bei Grabungen des Naturhistorischen Museums Mainz in Verbindung mit der Landessammlung für Naturkunde Rheinland-Pfalz in den Jahren 1987 und 1989 zum Vorschein. Dabei handelte es sich um zwei Schädelreste mit kaum mehr erkennbaren Backenzahnreihen. Sie wurden von TOBIEN (1990) als Ungulatum 1 und 2 auf unbestimmbare Huftiere bezogen. Die Funde stammten laut TOBIEN (1990: 9-10) jeweils aus größeren Konkretionen unbekannten Chemismus, von denen er die zweite als von hell gelblich-grauer Farbe und unbekannter, sicher nicht kalziumkarbonatischer Zusammensetzung beschrieb. Vom Erhaltungszustand her könnte es sich dabei ursprünglich um Pyrit/Markasit gehandelt haben, der sich in Gips umgewandelt hat. Solche Vorgänge sind auch aus der genetisch nahe verwandten Fundstelle der Grube Messel bei Darmstadt bekannt (FRANZEN 2007: 52, , Tafel 50). Fundschicht und Fundlage dieser Konkretionen wurden damals bei den ersten Probegrabungen noch nicht dokumentiert. Weitaus besser erhalten sind die Funde der folgenden Grabungsjahre. Sie stammen aus weniger oberflächennahen Schichten. Besonders hervorzuheben ist darunter das weitgehend vollständige Skelett einer trächtigen Urpferdstute der Art Propalaeotherium voigti, die zudem Darminhalt aufweist, der aus Blattkutikulen besteht (LUTZ 1993). Außerdem handelt es sich um den ersten Fund eines fossilen Säugetiers, bei dem Überreste der Plazenta nachgewiesen werden konnten (FRANZEN 2006). Dieser Fund (Abb. 16) lässt erstmals das Po- 301

40 HERBERT FRANKENHÄUSER Abb. 16: Trächtige Stute des Urpferdes Propalaeotherium voigti (MATTHES 1977) (Equidae, PW 1992/53- LS, Kopf-Rumpf-Länge des Fossils 72 cm; Foto: Landessammlung für Naturkunde Rh.-Pf.). tential der Fundstelle hinsichtlich fossiler Säugetiere erahnen. Zusammen mit Nachweisen des Palaeotheriiden Paraplagiolophus codiciensis, des Lophiodonten Lophiodon leptorhynchum, der Paarhufer Hyperdichobune hammeli, Gervachoerus cf. jaegeri, Haplobunodon solodurense und Cebochoerus cf. ruetimeyeri sowie des Nagers Ailuravus picteti kann FRANZEN (1993) erstmals das biochronologische Alter der Eckfeld Formation auf das obere Geiseltalium (MP-Zone 13) einengen und das numerische Alter auf ungefähr Millionen Jahren schätzen. Dieses wird sieben Jahre später durch die 40 Ar/ 39 Ar-Datierung eines Basaltfragmentes aus der Schlotbrekzie des unterliegenden Maarvulkans mit 44,3 ± 0,4 Ma Jahren bestätigt (MERTZ et al. 2000). Berücksichtigt man die Ablagerungsdauer der Sedimente des darauf folgenden Kratersees, so lässt sich das zahlenmäßige Alter der Fossilien auf ca. 44 Ma Jahre veranschlagen (vgl. Abb. 9). Weitere Säugerfunde folgen. Schon 1994 kann FRANZEN die Faunenliste um die Equidenarten Propalaeotherium parvulum und isselanum sowie den Palaeotheriiden Palaeotherium castrense ergänzen. Insbesondere tauchen nun auch die ersten, im Gegensatz zu Messel nur wenig deformierten Urpferdschädel auf (Abb. 17). Sie versprechen Aufschluss über die endocraniale Anatomie, insbesondere die Gehirnmorphologie der betreffenden Arten. Entsprechende Arbeiten wurden inzwischen begonnen. Neu sind die Paarhufergattungen und -arten Neufferia manderscheidi und Herbertlutzius (bisher Lutzia, siehe FRANZEN, dieser Band) eckfeldensis, von denen die letztere den kleinsten Vertreter der Ordnung Artiodactyla überhaupt repräsentiert. Diese Art erreichte nur Igelgröße (FRANZEN 1994: ) folgen die ersten Primatenfunde in Gestalt von Einzelzähnen der Art Europolemur klatti (Abb. 18 A-B) und einem Unterkiefer von Periconodon sp. (Abb. 19). Dagegen erweist sich ein ursprünglich zu den Carnivoren gezählter Astragalus zu Ailuravus picteti gehörig. Inzwischen liegen weitere Säugerfunde vor, welche das Faunenspektrum der Fundstelle Eckfeld noch beträchtlich erweitern dürften. Dennoch darf auf der anderen Seite nicht übersehen werden, dass ganze Ordnungen, wie die Proteutheria, Lipotyphla, Condylarthren, Creodonten und Carnivoren, die ebenso wie Beuteltiere (Marsupialia) in Faunen jener Zeit zu erwarten sind, aus Eckfeld bislang noch nicht nachgewiesen sind. Vor allem ist das fast völlige Fehlen von Kleinsäugern bemerkenswert, von denen bislang lediglich der recht große Ailuravus picteti sowie das unbestimmbare Flügelfragment einer Fledermaus belegt sind. Auch unter den Primaten fehlen die kleinen Omomyiden bisher vollkommen. Über die Gründe für das Fehlen solcher Funde kann nur spekuliert werden. Vermutlich spielen bislang unbekannte taphonomische Faktoren eine Rolle. Auch paläoökologisch nimmt die Fossilfundstelle Eckfeld eine Sonderstellung ein, stammt sie doch im Gegensatz zu den küstennahen Mooren des Geiseltals aus der Umgebung eines Maartrichters, der in mehr als 300 m Höhe in eine eozäne Mittelgebirgs- 302

41 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Abb. 17: Undeformierter Schädel des Urpferdes Propalaeotherium voigti (MATTHES 1977) (Equidae, PW 1991/54- LS, Länge des Fossils 18 cm; Foto: Herbert LUTZ). landschaft eingebettet war. Dem Waldbiotop in der Umgebung des Kratersees (WILDE 1989, 1995, WILDE & FRANKENHÄUSER 1993) entsprechen neben den Primaten und Urpferden die Paarhufer, die ausschließlich durch Arten vertreten sind, die über bunodonte Kauflächenmuster verfügen, wie sie für weichblättrige Nahrung und Früchte typisch sind (FRANZEN 1994: 303). Auch Ailuravus ist als Baumbewohner bekannt. 8.4 Fauna: Insekten (Torsten Wappler) Der derzeitige Sammlungsbestand der Insekten des Eckfelder Maares umfasst nahezu Exemplare, die aus den Grabungen seit Abb. 18: Obere Backenzähne des Halbaffen Europolemur klatti (PW 1995/69 u. 70-LS, Größe ca. 4,5 x 5,5 mm; Fotos: Sven TRÄNKNER). 303

42 HERBERT FRANKENHÄUSER Abb. 19: Unterkieferast des Halbaffen Periconodon sp. (PW 1995/68-LS, Länge 24 mm; Foto: Sven TRÄNKNER) stammen. Für die Insekten des Eckfelder Maars liegen, neben kleineren Mitteilungen und Spezialbearbeitungen durch LUTZ (z. B. 1993a, c) und TRÖSTER (1992, 1993) eine Gesamtdarstellung (WAPPLER 2003a) sowie weitere Spezialbearbeitungen vor (WAPP- LER 2002, WAPPLER & ANDERSEN 2004, WAPPLER & BEN-DOV 2008, WAPPLER & EN- GEL 2003, 2006, WAPPLER et al. 2004, DLUSSKY et al. 2008, 2009). Das Artenspektrum ist mit ca. 146 geschätzten Arten relativ gering, was vermutlich nicht zuletzt auch mit dem geringen Einzugsgebiet des Maares zusammenhängt. Nach Auswertung der Funde der letzten 16 Jahre stellen die Coleoptera nahezu 84% aller Funde ein bislang weltweit einmaliges taphonomisches Phänomen (LUTZ 1988, 1997), und sie sind mit 21 Familien vertreten. Davon sind allein Angehörige der Curculionoidea (Brentidae und Curculionidae) mit über 40% der Funde vertreten. Zweithäufigste Käfer-Familie sind die Chrysomelidae, gefolgt von den Elateridae, Scarabaeidae, Buprestidae und Tenebrionidae. Odonata sind ausgesprochen selten und nur mit einigen isolierten Flügeln, teilweise mit ursprünglichem Farbmuster, nachgewiesen. Auch die Dermaptera, Blattaria, Isoptera, Diptera, Plecoptera und Phthiraptera sind nur mit wenigen Funden oder gar Einzelfunden vertreten. Hier hat vor allem der Erstnachweis einer fossilen Vogellaus (Phthiraptera, Abb. 20 a-b) mit überliefertem Mageninhalt für Aufsehen gesorgt (WAPPLER et al. 2004). Formenreicher überliefert sind dagegen die Zikaden (Auchenorrhyncha) und Wanzen (Heteroptera). Angehörige der Köcherfliegen (Trichoptera) sind mit vier Köchertypen nachgewiesen, wobei hier eine genaue taxonomische Bestimmung anhand der Köcher nicht möglich ist. Eine besonders interessante Gruppe sind die Hautflügler (Hymenoptera), unter denen Angehörige der Bienen (Apoidea) von Bedeutung sind (LUTZ 1993c). Eine aktuelle systematische Bearbeitung fossiler Bienen aus dem Eckfelder Maar und aus der Grube Messel (WAPPLER & ENGEL 2003) zeigt, dass die meisten Arten heute ausgestorbenen Gattungen angehören, die bislang allein aus dem Baltischen Bernstein bekannt waren (WAPPLER 2003b, WAPPLER & ENGEL 2003). Daneben ließen sich die Ameisen (Formicidae) mit vielen Exemplaren nachweisen. Es handelt sich fast ausschließlich um geflügelte, weibliche oder männliche Geschlechtstiere. Besonders bemerkenswert sind Funde von Angehörigen der Gattung Formicium WESTWOOD, deren Königinnen 304

43 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Sees und der Meromixis seines Wasserkörpers zu finden (LUTZ 1997, 1998, 2000; LUTZ et al. 1998, RICHTER & KREBS 1999, WEDMANN 2000). Abb. 20a: Vogellaus Megamenopon rasnitsyni WAPPLER, SMITH & DALGLEISH 2004 (Phthiraptera, PE 1997/33- LS, Körperlänge 6,74 mm; Foto: Torsten WAPPLER). Abb. 20b: Rekonstruktion des adulten Tieres (Zeichnung: Dr. Elke GRÖNING, Clausthal-Zellerfeld). eine Flügelspannweite von über 16 cm erreichen können (LUTZ 1986, 1988, 1990, WAPP- LER 2003a). Weitere Hymenopteren-Funde gehören u. a. den Schlupfwespen (Ichneumonidae) und Proctotrupoidea an. Auffällig ist vor allem, dass gerade aquatische Insekten-Taxa sehr artenarm belegt sind. Eine Erklärung hierfür ist wohl, wie schon bei der Gesamtverteilung erwähnt wurde, vor allem in der Morphologie des ehemaligen Maar- 8.5 Pflanzen-Insekten-Interaktionen (Torsten Wappler) Koevolutive Beziehungen zwischen Pflanzen und Insekten werden seit Jahren als wichtigster Motor für den enormen Artenreichtum heutiger terrestrischer Ökosysteme angesehen. Dabei steht die Erforschung ihrer Wechselbeziehungen aber noch weitgehend am Anfang, und Untersuchungen zur Dynamik von Insekten-Pflanzen Interaktionen in erdgeschichtlichen Zeiträumen anhand fossilen Pflanzenmaterials wurden bislang nur für einige nordamerikanische Fundstellen durchgeführt. Aber gerade hier bietet das Eckfelder Maar, mit seiner hervorragenden Erhaltung einer diversen Flora und Fauna ideale Voraussetzungen für derartige Untersuchungen, denn in jüngster Zeit hat sich eine Kombination von Paläoentomologie und Paläobotanik als ein Forschungsgebiet mit einem großen Potential für Untersuchungen von Aspekten der Biodiversitäts-, Klima- und Evolutionsforschung gezeigt. Die meisten Klimarekonstruktionen für das kontinentale Tertiär Mitteleuropas basieren im Wesentlichen auf paläobotanischen und pflanzensoziologischen Untersuchungen (u. a. MAI 1995). Diese Ergebnisse können, wie Untersuchungen von Pflanzen/Insekten Assoziation an mehreren nordamerikanischen Fundstellen gezeigt haben, noch erheblich sowohl quantitativ als auch qualitativ präzisiert werden (WILF & LABANDEIRA 1999, WILF et al. 2001, 2005, ROYER et al. 2007, CURRANO et al. 2008). So ging mit den oft raschen Klimaänderungen ein starker Wandel der Insekten- Fauna einher, der sich vor allem in deutlichen Änderungen der Diversität von Fossilspuren von Insekten-Pflanzen Interaktionen zeigt (WILF & LABANDEIRA 1999). Dank dieser neuen Erkenntnisse sind wir in der Lage, Lebensgemeinschaften zu rekonstruieren, die vor vielen Jahrmillionen existierten. Einige fossile Pflanzenfunde geben 305

44 HERBERT FRANKENHÄUSER bei genauerer Betrachtung Hinweise auf die Interaktion von Insekten mit ihrer Futteroder Wirtspflanze. Die fossile Überlieferung solcher Interaktionen zwischen Insekt und Pflanze sind wichtige Mosaiksteine auch für die Rekonstruktion des ehemaligen Ökosystems und der Umweltbedingungen im Lebensraum des eozänen Eckfelder Maares. Fraßspuren an Blättern (Abb. 21) sind mitunter so charakteristisch, dass sie eine eindeutige Bestimmung von Fraßinsektengruppen gestatten. Ausgedehnte Gänge im Blattgewebe, so genannte Blattminen, stammen von Insektenlarven unterschiedlichster Ordnungen, darunter Schmetterlinge, Käfer sowie manche Mücken- und Blattwespenart. Die Erfassung derartiger Interaktionen kann nicht nur Informationen zur Biodiversitätsentwicklung in Abhängigkeit von klimatischen Parametern liefern, sondern anhand des Fossilmaterials sind auch präzise Daten für das Alter und vor allem das Ausmaß der Spezialisierung von koevolutiven Beziehungen zwischen Pflanzen und Insekten möglich. So liefern sie wichtige Eckdaten zur Bedeutung und Geschwindigkeit der Koevolution (z. B. LABANDEIRA 2002; LOPEZ-VAAMONDE et al. 2006, WAPP- LER & BEN-DOV 2008). 9. Sedimente und Paläoklima (Jens Mingram) Bereits im Jahre 1853 bemerkte Carl Otto WEBER in seiner Beschreibung des mindestens seit 1839 bekannten Braunkohlenlagers von Eckfeld zu den dortigen Ablagerungen: Diese so isolirte tief in der Eifel vergrabene Bildung fand statt, als in der Umgebung unseres Siebengebirges eine der Jetztwelt fremde Flora blühte, als noch subtropische Bäume unsere Hügel und den Fuss unserer Berge umkränzten, und der einsame Wanderer, wenn er je den damaligen Erdboden hätte betreten können, den heimischen Boden mit fremdartigen Pflanzen geschmückt hätte finden müssen. Hier im herrlichen Rheinthale, wie dort in der rauhen Eifel, würde er den nämlichen Fremdlingen begegnet sein (WEBER 1853). Bei der Beschreibung einiger von Herrn Berghauptmann von Dechen gütigst mitgetheilter Braunkohlenstücke fielen WEBER schon Nester von eingesprengter Kieselerde und ganze Lagen Infusorienerde auf, die nach seiner mikroskopischen Untersuchung zum grössten Theile aus den Kieselpanzern von Infusorien zu bestehen schienen. Bemerkenswert an dieser frühen Beschreibung von Diatomeenlagen aus Eckfeld ist auch, dass in den durch die Grabungen der letzten Jahre aufgeschlossenen Horizonten keine Diatomeen im Sediment (mehr) vorhanden sind. Die von WEBER untersuchten Proben müssen also aus entsprechend tieferen, durch Schächte aufgeschlossenen Horizonten stammen, da Bohrungen aus den Jahren 1980 (NEGEN- DANK et al. 1982, PIRRUNG 1992) und 1996 (FISCHER 1999, BULLWINKEL & RIEGEL 2001, PIRRUNG et al. 2001, BULLWINKEL 2003) Sedimente mit lagig angereicherten Diatomeen erst in Tiefen ab 16 m (Eckfeld 1980) bzw. ab ca. 19 m (E1/96 und E2/96) antrafen. Die erste umfassende Arbeit zu den Sedimenten von Eckfeld erscheint dann erst mehr als einhundert Jahre nach der WEBER schen Publikation im Rahmen einer Untersuchung mit paläobotanischem Schwerpunkt (VON DER BRELIE et al. 1969). Das Vorkommen von Siderit in Proben einer Schlagsondierung wird hier bereits als Stillwasserbildung unter anaeroben Verhältnissen angesprochen. Der entscheidende Anschub für die systematische wissenschaftliche Bearbeitung der Sedimente von Eckfeld kam dann 1980 mit einer Kernbohrung unter der Leitung von NEGENDANK (damals Universität Trier, später Geo- ForschungsZentrum Potsdam), der hier Sedimente eines Tertiären Maarsees vermutete (NEGENDANK et al. 1982). Das bei 66,5 m unter Geländekante endende Bohrprofil zeigt von 66,5 m bis etwa 52 m Tiefe pyroklastische Brekzien und teils feingeschichtete Aschentuffe, darüber bis ca. 15 m Tiefe organogene Laminite mit Einschaltungen von Diatomeenlagen, dann bis etwa 10 m Tiefe feingeschichtete siltige, teils organogene Ab- 306

45 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Abb. 21: Darstellung verschiedener Fraßspuren, wie sie auf Blättern in Eckfeld zu finden sind. A-C: Verschiedene Formen externen Blattfraßes (Loch-, Randfraß, Oberflächen-Abrasion / Skelettierung) (A: PB 2003/978-LS; B: PB 2001/82-LS; C: PB 1990/68-LS; weiße Pfeile zeigen Stellen der Oberflächen-Abrasion). D-F: Diverse Gallen-Typen (vornehmlich erzeugt von Gallmücken (Cecidomyiidae) (D: PB 2005/424-LS; E: PB 2005/405-LS; F: 2005/130- LS). G-H: Spezielle in situ Erhaltung von Deckelschildläusen (Sternorrhyncha: Diaspididae) (siehe weiße Pfeile), die vornehmlich auf der Blattunterseite zu finden sind (G: PB 2005/411-LS; H: PB 2005/62-LS). I: Blattmine mit verschieden Entwicklungsstadien, wie Eiablagepunkt und Verpuppungskammer (weiße Pfeile) (I: PB 2005/15-LS). Maßstab: 5 mm (außer bei G und H. Hier 1 mm). 307

46 HERBERT FRANKENHÄUSER lagerungen, und in den obersten 10 m vorwiegend minerogene Seesedimente mit nur undeutlicher Schichtung. Durch die seit 1987 regelmäßig stattfindenden Grabungsarbeiten des Naturhistorischen Museums Mainz / Landessammlung für Naturkunde Rheinland-Pfalz (z. B. LUTZ et al. 1998) konnten die übertägig aufgeschlossenen Sedimente auch räumlich verfolgt werden. Im Rahmen einer Kooperation des Geologischen Landesamtes Rheinland-Pfalz, des Deutschen GeoForschungsZentrums Potsdam und des Naturhistorischen Museums Mainz wurden dann 1996 an drei verschiedenen Lokationen des Eckfelder Maares insgesamt sechs Kernbohrungen bis in eine Maximaltiefe von 123,1 m unter Gelände (Bohrung E1/96, in unmittelbarer Nähe der Grabungsstelle) sowie 1997 eine weitere Bohrung bis ca. 48 m abgeteuft (FISCHER 1999, BULLWINKEL & RIEGEL 2001, PIRRUNG et al. 2001, VOS et al. 2002, BULLWINKEL 2003). Die Leithorizonte der Grabungsstelle (LUTZ 1993b) befinden sich bei etwa 6-10 m Profiltiefe der Bohrung Eckfeld 1/96. Die basalen 50 m der 1996 erbohrten Abfolge sind reine Brekzien mit überwiegend Devongeröllen. Darüber folgen 30 m Brekzien mit untergeordnet (ca. 10% der Mächtigkeit) eingeschalteten gradierten klastischen Schüttungen, die als früheste Seeablagerungen des Eckfelder Maars anzusehen sind (PIRRUNG 1998, FISCHER 1999, BULLWINKEL 2003). Eine ca. 7,5 m mächtige Abfolge von grauen, minerogenen Laminiten als Ablagerung eines deutlich oligotrophen Sees leitet dann zu den stärker organogen geprägten laminierten Seesedimenten über. Für diese dann bis zur Geländekante reichende, in den obersten Metern aber stark gestörte Abfolge organik-reicher, feingeschichteter, und teilweise gewarvter limnischer Sedimente sind von verschiedenen Bearbeitern unterschiedliche Bezeichnungen wie laminierte Ölschiefer, Schwarzpelite, bituminöse Laminite, oder organogene Laminite verwendet worden. Nach eingehenden Untersuchungen zur organischen Petrologie und Mikrofazies stellte BULLWINKEL (2003) aber fest, dass auch die bituminösen Laminite von Eckfeld kein Bitumen i. S. einer Extrahierbarkeit mit organischen Lösungsmitteln enthalten und bevorzugt daher den Begriff der biogenen Laminite. Für den Abschnitt der biogenen Laminite unterscheidet BULLWINKEL (2003) nach den vorherrschenden organogenen Komponenten fünf Mikrofaziestypen eine Huminit-Fazies, eine Aulacoseira-Fazies, eine Huminit- Opal-Fazies, eine Aulacoseira-Opal(CT)-Fazies und eine Tetraedron-Opal(CT)-Fazies. Die Ablagerung von laminierten Seesedimenten wird immer wieder von gröberen Ereignislagen unterbrochen, die teils als Rutschungen, teils als Trübeströme grobklastisches Material in den See bringen und auch Seesedimente intern aufarbeiten und umlagern (sogenannte Resedimente ). An eine mächtige Rutschung gebunden ist auch ein auffälliger Horizont mit durch diagenetischen Apatit verfestigten Diatomeen-Laminiten (NEGENDANK et al. 1982, BULLWINKEL 2003). Ein wesentlicher Bestandteil der biogenen Laminite von Eckfeld ist Siderit in verschiedenen Ausprägungen, von mikroskopischen Ansammlungen xenomorpher Körnchen im Mikrometer-Bereich bis hin zu massiven, mehrere primäre Sedimentlaminen überdeckenden und im Aufschluss horizontal weit verfolgbaren Sideritlagen. Als übereinstimmendes Ergebnis verschiedener sedimentologischer und geochemischer Untersuchungen (BAHRIG 1989, FELDER et al. 2000, FELDER 2002, SABEL et al. 2005, FELDER & GAUPP 2006) zeichnet sich die Bildung des überwiegenden Anteils der Siderite während der frühesten Diagenese ab. Zumindest gehen die meisten Bearbeiter nach Ergebnissen von Kohlenstoffisotopen-Analysen von bakterieller Methanogenese als wichtiger CO 2 -Quelle für die Sideritbildung aus. Das benötigte Eisen ist in vulkanogen überprägten Einzugsgebieten von Maarseen generell reichlich vorhanden, wie auch das häufige Auftreten von Siderit in Sedimenten rezenter Maarseen belegt. Aus stark schwankenden Siderit-Isotopendaten schlussfolgern FELDER & GAUPP (2006) einen Wechsel zwischen holomiktischen und meromiktischen Verhältnissen 308

47 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel für den Eckfelder Maarsee, sehen aber keinen direkten Zusammenhang mit klimatischen Variationen. Quantitative Klimarekonstruktionen stützen sich zumeist auf Rezentvergleiche von erhaltenen Faunen- oder Florenresten oder auf Fraktionierungseffekte stabiler Isotope natürlicher Klima-Archive wie Höhlensinter, Gletschereis, Korallen, oder aus Sedimenten extrahierter Foraminiferen oder Diatomeen. Die Sedimente des Eckfeld-Maarsees allein lassen keine detaillierten Rückschlüsse auf das zum Ablagerungszeitpunkt herrschende Klima zu, da ganz ähnliche klastisch-biogene Abfolgen aus rezenten Seen verschiedener Klimazonen bekannt sind. Die großräumigen paläoklimatischen Rahmenbedingungen während des Alttertiärs sind jedoch mittlerweile hinlänglich bekannt. KRUTZSCH (1992) nimmt für das Alttertiär Mitteleuropas ein ganzjährig feuchtes Klima der extratropischen Westwindzone an und sieht keinerlei Belege für das Vorhandensein einer eventuellen Wintertrockenheit. Hingegen beschreibt MAI (1995) für das mittlere Eozän ein subtropisches, wintertrockenes Klima mit kurzer Dürrezeit. Während des gesamten Eozän sollen die Wintertemperaturen generell recht konstant und hoch gewesen sein, während die Sommer- und Jahresmitteltemperaturen stärker schwankten. Sowohl die Rekonstruktion der globalen marinen Sauerstoffisotopenwerte (ZACHOS et al. 2001, 2008), als auch die paläobotanische Bestimmung terrestrischer Paläo-Temperaturen für das Känozoikum Mitteleuropas (MOS- BRUGGER et al. 2005) zeigen im Verlaufe des Eozän übereinstimmend einen generellen Abkühlungstrend (Abb. 22). Strittig sind aber immer noch insbesondere die saisonalen Schwankungen von Temperaturen und Niederschlägen. So sehen STORCH & SCHAAR- SCHMIDT (1988) mit Ausnahme der jahreszeitlich variierenden Insolation keine weiteren bewiesenen jahreszeitlich schwankenden Klimafaktoren für das mittlere Eozän von Messel. ENSPEL (zw. 24,56 ± 0,04 Ma und 24,79 ± 0,05 Ma) MESSEL (47,8 ± 0,2 Ma) ECKFELD (44,3 ± 0,4 Ma) O ( ) Kontinentale Wintertemperatur ( C) Messel Eckfeld Ozeanboden - Temperatur ( C) Alter (Ma) Abb. 22: Visualisierung der paläoklimatischen Position von Eckfeld sowie Messel und Enspel zum Vergleich im Känozoikum. Marine Sauerstoffisotopen-Kurve (schwarz) und Ozeanboden-Temperaturen, gerechnet für eisfreie Polkappen aus ZACHOS et al. (2001, 2008); gestrichelte Linie = indizierte Ozeanboden-Temperaturen für den Mittelwert der Bildungszeiträume von Eckfeld und Messel. Kontinentale Wintertemperaturen Mitteleuropas (grün, Mittelwerte des kältesten Monats cold month means CMM s mit Koexistenz-Intervallen) nach MOSBRUGGER et al. (2005). Radiometrische Datierungen für Eckfeld, Messel und Enspel aus MERTZ et al. (2000 und 2007) und MERTZ & RENNE (2005). 309

48 HERBERT FRANKENHÄUSER Nach MOSBRUGGER et al. (2005) herrschen im Eozän noch hohe Wintertemperaturen, aber die Saisonalität der Temperaturen (mittleres Eozän ca. 13 C) ist mit den rezenten Jahreszeiten-Temperaturschwankungen mittlerer Breiten in Ozeannähe durchaus vergleichbar. Die generelle Temperaturabnahme beruht nach MOSBRUGGER et al. (2005) vor allem auf einer Abnahme der Wintertemperaturen. Einen, wenn auch nicht geradlinig verlaufenden, Abkühlungstrend in den Wintermonaten beobachtet auch KRUTZSCH (2008) mindestens seit der Grenze Mittel- Obereozän. Für das Tertiär vom Eozän bis zum Ende des Miozäns lassen sich nach MOSBRUGGER et al. (2005) keine signifikanten Niederschlagstrends feststellen. Eine Tendenz zu zunehmender Aridität im Verlaufe des Eozän in Südeuropa und im südlichen Mitteleuropa (Südfrankreich, Pariser Becken, südlicher Rheingraben) sieht FRANZEN (2003) hingegen als eine mögliche Ursache für eine Verschiebung von Säugerfaunen nach Norden an. Detaillierten paläobotanischen Untersuchungen zufolge hat die Altersstellung verschiedener Fundstellen im mittleren Eozän auf die Zusammensetzung der Vegetation offensichtlich einen geringeren Einfluss als Faziesunterschiede zwischen küstennahen, vermoorten Gebieten (Geiseltal, Weisselsterbecken, Helmstedt) mit eher azonaler Vegetation einerseits, und isolierten, vulkanogenen Seen wie Messel und Eckfeld mit zonaler Vegetation in der Umgebung andererseits (WILDE & FRANKENHÄUSER 1998). Unabhängig von den paläobotanischen Befunden lassen die Sedimente aus dem Eckfelder Maar durchaus jedoch Rückschlüsse auf die Saisonalität des zur Ablagerung herrschenden Klimas zu. Die in der Grabungsstelle aufgeschlossenen Sedimente zeigen auf den ersten Blick keine eindeutig als Warven zu identifizierende Laminationen. Detaillierte Untersuchungen an petrographischen Dünnschliffen (Abb. 23) ließen jedoch auch hier schon, besonders durch den Sedimentaufbau und Anreicherungen von Grünalgen, Warven vermuten (ZOLITSCHKA 1993, MINGRAM 1994, 1998), wohingegen andere Autoren (NICKEL 1996) keine Anzeichen für eine Warvierung erkennen konnten. Durch das Vorhandensein von mächtigen Diatomeen-Laminiten im Profil der beckenzentralen Bohrungen von 1996 (wie auch schon in den unteren Bereichen der Bohrung Eckfeld 1980, dort aber nicht mehr ungestört erhalten) ist zumindest das periodische Auftreten von massiven Kieselalgenblüten unstrittig. Diese könnten jedoch auch mehrmals im Jahr auftreten, wenn saisonal wechselnde Niederschlagsund/oder Windverhältnisse für eine erhöhte Nährstoffzufuhr durch allochthonen Eintrag oder internes Nährstoffrecycling sorgen. Der vom Liegenden zum Hangenden der erbohrten Sedimentabfolge (Abb. 23) beobachtete Übergang von einer von Diatomeen (Aulacoseira) dominierten autochthonen Produktion des Sees zu einer Vorherrschaft von Chlorophyceen (Botryococcus und Tetraedron) kann entweder einer auch in rezenten Seen beobachteten natürlichen Entwicklung entsprechen, oder aber, wie von BULLWINKEL & RIE- GEL (2001) vermutet, zumindest teilweise auf diagenetische Veränderungen im Sediment zurückzuführen sein. Die Bildung der laminierten Diatomite führt BULLWINKEL (2003) nicht auf jahreszeitlich gesteuerte Algenblüten, sondern auf eine supersaisonale Zyklizität im Wechsel von regenreichen und regenarmen Jahren zurück. Neuere Untersuchungen zur Zyklizität feinklastisch-biogener Sedimentabfolgen aus Eckfeld ergaben aber sehr deutliche solare Periodizitäten von 11 und 22 Jahren (VOS et al. 2002), was schwerlich anders als mit einer Jahreszeitenschichtung zu erklären ist. Somit liefern die Sedimente von Eckfeld einen sicheren Beleg für ein ausgeprägtes Jahreszeitenklima im mittleren Eozän Mitteleuropas. Die Frage nach den bestimmenden klimatischen Faktoren für die Ausprägung der sedimentären Jahreszeitenfolge ist jedoch noch offen und wird sich nur durch eine gezielte Kombination vor allem makro- und mikropaläobotanischer und sedimentologisch-geochemischer Parameter an identischem Probenmaterial lösen lassen. 310

49 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Abb. 23: Lithologie der obersten 45 m eines Komposit-Profils der Bohrungen Eckfeld 1-3 und 7, mit wichtigen Leithorizonten des Grabungsprofils und Dünnschliff-Fotos typischer laminierter Sedimente. a Laminierte, diatomeen-freie, überwiegend organogene Sedimente aus dem Grabungsprofil. Dunkle Bereiche = terrestrische Organik und allochthone minerogene Komponenten; helle Bereiche = überwiegend Tonminerale. Foto mit parallelen Nicols. b Laminierte, diatomeen-reiche, überwiegend organogene Sedimente aus dem unteren Bereich der Seesedimente. Dunkle Bereiche = terrestrische Organik, allochthone minerogene Komponenten und Grünalgen; helle Bereiche = überwiegend Diatomeen. Foto mit parallelen Nicols. c Derselbe Ausschnitt wie in Foto b, aber unter Fluoreszenz-Anregung. Gelb = überwiegend Botryococcus, + einige kompaktierte Pollenkörner. Foto mit Auflicht-Fluoreszenz unter Blaulicht-Breitbandanregung. d Feingeschichtete minerogene Sedimente mit ersten lagigen Grünalgenanreicherungen (gelb = Botryococcus). Foto mit Auflicht-Fluoreszenz unter Blaulicht-Breitbandanregung. 311

50 HERBERT FRANKENHÄUSER 10. Das Eckfelder Maar und das Maarmuseum Manderscheid in der Öffentlichkeit (Martin Koziol) Nachdem die ersten Eckfelder Fossilien bereits 1991 im Rahmen einer Sonderausstellung im Kurhaus Manderscheid und dann im Naturhistorischen Museum in Mainz zu sehen waren, bestand von Seiten der Verbandsgemeinde Manderscheid und der Landessammlung für Naturkunde Rheinland-Pfalz der Wunsch, diese auch dauerhaft vor Ort einem breiten Publikum präsentieren zu können. Zu diesem Zweck wurde unter Leitung des Direktors des Mainzer Naturhistorischen Museums, Dr. Franz-Otto NEUFFER, und des Bürgermeisters Walter DENSBORN ein Konzept für die Nutzung der ehemaligen, zwischen 1927 und 1928 im Stil des Art-Deco erbauten Turn- und Festhalle in Manderscheid (Abb. 24) als MaarMuseum Manderscheid entwickelt. Dieses wurde 1992 vom Rat der Stadt Manderscheid angenommen. Nach umfangreichen, von der Städtebauförderung des Landes Rheinland-Pfalz und dem Ministerium für Wirtschaft, Verkehr, Landwirtschaft und Weinbau geförderten Sanierungs- und Einrichtungsarbeiten konnte am 7. Juni 1999 das Maarmuseum Manderscheid samt einem neu geschaffenen Anbau für das Publikum eröffnet werden (Abb. 25). Themenschwerpunkte der Ausstellung sind die Entstehung der Maare mit ihren geologischen und biologischen Besonderheiten, sowie die geologische Geschichte der Eifel und als Alleinstellungsmerkmal die Fossillagerstätte Eckfelder Maar. Hauptattraktionen des Museums sind ein begehbares Großmodell eines Maares, eine spektakuläre, computergesteuerte Reise durch die Erde mit der Entstehung eines Maares, ein lebensnahes Diorama des eozänen Eckfelder Maarsees und seiner Umgebung mit Rekonstruktionen der damaligen Pflanzen- und Tierwelt. Im Eckfeld- Kabinett werden herausragende Beispiele Eckfelder Original-Fossilien, wie zum Beispiel die trächtige Urpferdstute, ein fast vollständiges Krokodilskelett oder die Reste des ältesten Primaten aus Rheinland-Pfalz präsentiert (Abb. 26). Abb. 24: Die ehemalige Sport- und Festhalle Manderscheid vor ihrer Renovierung (Foto: Nikolaus METZGEROTH). 312

51 Das Eckfelder Maar in der Vulkaneifel Abb. 25a: Der Eingang ins Maarmuseum. Erst mit der denkmalgerechten Renovierung rückte die bau- und kulturgeschichtliche Bedeutung dieses Gebäudes für die Eifel wieder ins Blickfeld (Foto: Martin KOZIOL). Neben der Landessammlung für Naturkunde Rheinland-Pfalz, der Verbandsgemeinde Manderscheid und der Stadt Manderscheid fördert und trägt der 1996 gegründete Verein Maarmuseum Manderscheid e.v. die Arbeit des Museums. Heute besuchen rund Besucher pro Jahr das Museum. Bereits 1993 war unter Mitarbeit der Landessammlung die 40 km lange Vulkanroute als erster Teil der GEO-Route Vulkaneifel um Manderscheid entstanden, auf der interessierte Wanderer die vielfältigen Zeugnisse des Eifel-Vulkanismus, wie beispielsweise die als Geotop ausgewiesene Mosenberg-Vulkangruppe (Schlackenkegel, Maar, Basaltströme und Kratersee), erkunden können. Zwei weitere Teilrouten, die Devon-Route und die Buntsandstein-Route folgten und erschließen über ein insgesamt 140 km langes Wegenetz die geologischen und landschaftlichen Besonderheiten der Ferienregion Vulkaneifel um Manderscheid. Eigenständig oder im Rahmen geführter Exkursionen können so Interessierte die Grabungsstelle im Eckfelder Maar erreichen, wo sie sich über das Forschungsprojekt Eckfelder Maar und den aktuellen Stand der Grabung informieren können. Unterstützt werden diese auf sanften Geo-Tourismus ausgerichteten Aktivitäten seit vielen Jahren durch Landesmittel, die Ortsgemeinde Eckfeld und die Europäische Gemeinschaft, so z. B. im Rahmen des Förderprogramms LeaderPlus. Abb. 25b: Rückseitige Ansicht des Maarmuseums mit dem im Zuge der Sanierung neu angebauten Verwaltungsgebäude, mit seinen Büros, Arbeits- und Magazinräumen (Foto: Martin KOZIOL). 313

52 HERBERT FRANKENHÄUSER Abb. 26: Blick in das hinter dem Eckfeld-Diorama versteckte Eckfeld-Kabinett. Im Hintergrund das Original der trächtigen Urpferdstute (Foto: Karlheinz ROTHAUSEN). Die von der Verbandsgemeinde und der Landessammlung schon seit 1990 erfolgreich und mit jährlich wachsendem Angebot betriebene geotouristische Bewerbung der Region hat zweifellos auch ihren Anteil daran gehabt, dass die Vulkaneifel als erste Region in Deutschland das 2000 geschaffene Label European Geopark führen durfte. Als weitere Partner im European Geoparks Network (EGN) hatten sich seit den frühen 1990er Jahren der Park Reserve Géologique de Haute Provence, die Insel Lesbos mit ihrem versteinerten Wald und der Nationalpark Maestrazgo in Spanien zusammengefunden. Heute gehören diesem Verbund bereits 32 europäische Geo-Regionen an. Als Vulkaneifel European Geopark zählt die Region seit 2004 auch zum Global UNESCO Network of Geoparks und bildet seit 2006 zusammen mit der Osteifel den Nationalen Geopark Vulkanland Eifel. Vermittelt durch Herrn Prof. JÖRG F. W. NEGENDANK vom Deutschen GeoForschungs-Zentrum Potsdam, wurde 2004 zwischen dem Maarmuseum Manderscheid/Landessammlung für Naturkunde Rheinland-Pfalz und dem UNESCO- Geopark Huguangyan-Maar in Zhanjiang, Südchina, zudem eine Kooperationsvereinbarung unterzeichnet. 11. Dank Unsere Arbeiten in Eckfeld und Manderscheid werden nun schon seit vielen Jahren großzügig durch das Land Rheinland-Pfalz, vertreten zunächst durch das Ministerium für Bildung, Wissenschaft, Jugend und Kultur und seit 2008 durch die Generaldirektion Kulturelles Erbe Rheinland-Pfalz (GDKE), und durch die Landeshauptstadt Mainz finanziert. Vielfältige Unterstützung erfahren wir dankenswerterweise seit Anbeginn von der Ortsgemeinde Eckfeld, der Verbandsgemeinde Manderscheid, der Stadt Manderscheid, die Touristinformation Manderscheid, der Natur- und Geopark Vulkaneifel GmbH, der Verbandsgemeindeverwaltung wie auch durch den Kreis Bernkastel-Wittlich und das Forstamt Wittlich. Die Grabungsarbeiten im Eckfelder Maar sowie die für die Aufarbeitung der Fossilfunde nötige technische Ausstattung werden aus 314