Die Quartärbasis und die Paläotäler

im Untergrund von Nürnberg

von Alfons Baier

BAIER, ALFONS (2011): Nürnberger Flussgeschichte. Eine Rekonstruktion der Quartärbasis und der Paläotäler im Untergrund von Nürnberg.- Geol. Bl. NO-Bayern 61, 1-4:23-56, 8 Abb., Erlangen 2011.

Kurzfassung

Nach einem Abriss der geologischen und tektonischen Gegebenheiten im Nürnberger Becken wird anhand der Auswertung von 2442 hier abgeteufter Bohrungen ein detailliertes paläogeographisches Bild der vier heute völlig begrabenen, zur Zeit ihrer Entstehung oft canyonartig in die Keupergesteine eingetieften Paläotäler (I – IV) der Pegnitz erstellt. Die Morphogenese und die räumliche Lage der Paläotäler wird dargelegt sowie eine zeitliche Einstufung dieser mächtigen Erosionsrinnen vorgenommen. Die Lithologie der fluviatilen Lockersedimente zeigt die ständigen Wechsel von Warm- und Kaltzeiten im Quartär an. Die verschiedenen Richtungen der Paläo-Talverläufe zeichnen die Flussumkehr im Regnitz-Rednitz-Gebiet von früher Nord–Süd zu heute Süd–Nord nach. Die heutigen hydrogeologischen Verhältnisse in den verschütteten Paläotälern bieten in der Metropolregion Nürnberg gute Voraussetzungen zur flächenhaften geothermischen Nutzung.

1. Einleitung

Im Nürnberger Raum wurden von der »Ur-Pegnitz« mindestens vier unterschiedlich alte, tief in die anstehenden Keuperschichten eingeschnittene Erosionstäler geschaffen. Diese sehr markant ausgeprägten Paläotalsysteme, zu denen auch ein Netz von Neben- und Seitentälern gehört, können sich hydrographisch teilweise überlagern oder ineinander verschachtelt sein. Geomorphologisch zeigen die heute verschütteten Talsysteme des Nürnberger Beckens alle Formen fluviatiler Erosion wie beispielsweise Gleit- und Prallhänge, wobei die ehemaligen Talränder an einigen Stellen sehr steil ausgeprägte Flanken aufweisen.

An der Erdoberfläche sind die verschütteten Paläotäler heute nicht mehr sichtbar; sie waren jedoch in jüngerer Vergangenheit bisweilen Gegenstand geologischer Betrachtungen und Interpretationsansätze bezüglich ihrer Genese (SPÖCKER 1964). Der Verlauf und die Struktur dieser Flussrinnen lassen sich zum gegenwärtigen Zeitpunkt lediglich durch die Auswertung einer großen Anzahl von Bohrprofilen und der hierauf beruhenden Modellierung der Quartärbasis rekonstruieren. Die hydrologische und wirtschaftliche Bedeutung dieser Paläotäler des Nürnberger Raumes erschließt sich durch das Auftreten sehr großer Grundwassermengen in ihren Lockersedimentfüllungen, die neben den hohen Ergiebigkeiten bei der Wassererschließung auch eine Nutzung der oberflächennahen Grundwasserkörper für die thermische Versorgung von Gebäuden gestatten.

2. Geologischer Überblick

Das rund 187 km² große Stadtgebiet von Nürnberg liegt in einem durch tektonische Ausweitungsvorgänge entstandenen Einbruchsbecken (BERGER 1978, BAIER 2007, 2009). Dieses »Nürnberger Becken« stellt eine flache Muldenstruktur dar, in welcher die hier anstehenden Triasgesteine von einer Vielzahl von Störungen (überwiegend mit Abschiebungscharakter) durchzogen werden. Bis in den tieferen Untergrund ist der tektonische Bauplan durch Verbiegungen der Gesteinsschichten (Dutzendteichmulde, Fürther Mulde, Nürnberger Sattel) und durch Verwerfungen und ausgedehnte Störungszonen geprägt.

An Bruchelementen dominiert die über 20 km lange Rednitztal-Störung, wobei diese Verwerfungszone die tektonischen Voraussetzungen für das tief eingeschnittene Paläotal und den rezenten Talverlauf der Rednitz-Regnitz schuf. Das durch tektonische Raumerweiterung und somit Dehnungsstrukturen charakterisierte Einbruchsbecken stellt eines der wichtigsten Gebirgsbauelemente im mittelfränkischen Raum dar, wobei in der Unterkreidezeit Verbiegungsvorgänge und von der Oberkreide bis ins Quartär Bruchtektonik den tiefen Untergrund verformt haben (BERGER 1978). Der relativ starken tektonischen Überprägung verdankt das »Nürnberger Becken« auch seine auffallend starke erosive Ausräumung.

Im Untergrund des Nürnberger Beckens wird das Deckgebirge vom Komplex des Buntsandsteins, den Kalken, Dolomiten und Gipslagen des Muschelkalks, vom Benkersandstein, den Estherienschichten und dem Schilfsandstein aufgebaut. An der Erdoberfläche streichen im Rednitztal E’ Eibach die darüber folgenden Sandsteine, Tone und Letten der Lehrbergschichten aus. Darüber folgen die relativ weichen Blasensandsteine mit ihren zwischengeschalteten Tonlagen, die harten Coburger Sandsteine mit den leicht verwitterbaren Stubensandsteinen in ihrem Hangenden und die Schichtglieder des Unteren, Mittleren und Oberen Burgsandsteins sowie des Feuerletten, welche die Hügel und Berge im Nürnberger Gebiet aufbauen.

Die insgesamt rund 600 m mächtige Deckgebirgsabfolge lagert dem alten, in der sudetischen Phase der variszischen Orogenese aufgefalteten und später wieder weitgehend abgetragenen Grundgebirge auf; die Oberfläche dieses »Alten Gebirges« liegt im Nürnberger Raum heute auf einem Höhenniveau von rund 150 m unter NN.

Geomorphologisch betrachtet erweist sich das »Nürnberger Becken« als ein durch lokale Verebnungsflächen gegliedertes Gebiet mit flachen Formen des relativ tiefgründig verwitterten Sandsteinkeupers und mit hochgelegenen Schotterdecken sowie den von der Rednitz/Regnitz und der Pegnitz sowie deren Nebenflüssen abgelagerten pleistozänen Sanden und Kiesen und schließlich den ausgedehnten Flugsandarealen.

Die fluviatilen und äolischen Lockersedimente unterschiedlicher Mächtigkeiten überdecken an der Erdoberfläche des Nürnberger Gebiets die Keuper-Festgesteine großräumig. Diese Lockergesteinsablagerungen sind das Ergebnis einer vom Ende des Tertiärs ab erfolgten, durchgreifenden Temperatur-Abkühlung, die im Quartär zu einem zyklischen Klimagang mit einem ausgeprägten Wechsel von Kaltzeiten (Glazialen) und Warmzeiten (Interglazialen) geführt hat.

Jedes Glazial war geprägt von kleineren Klimaschwankungen mit geringfügig kälteren Zeitabschnitten (Stadiale) und dann wieder wärmeren Perioden (Interstadiale), welche jeweils einige Jahrhunderte bis Jahrtausende andauernden. Während der Glaziale lag das heutige Nürnberger Gebiet in einem Tundrengebiet zwischen den Alpengletschern und dem nördlichen Inlandeis, wobei tiefreichende Wechselgefrornis über einem Permafrostboden die Gesteinshorizonte tiefgründig aufarbeitete. In den Glazialzeiten verwehten lang anhaltende, eisige Winde das verwitterte Gesteinsmaterial als Flugsand und lagerten es in geschützter Position großflächig wieder ab.

Inmitten der kahlen Tundrenlandschaften dieser Zeitperioden unterschied sich die Wasserführung der Flüsse von den rezenten Verhältnissen wesentlich: Über dem Permafrostboden konnten die Fließgewässer nicht in die Tiefe erodieren, waren aber während der sommerlichen Auftauperioden sehr wasserreich.

Unter diesen Klimabedingungen erodierten und akkumulierten die Flüsse im Periglazialgebiet Frankens in ähnlicher Weise wie im glazifluviatilen Bereich des nördlichen Alpenvorlandes, wobei in beiden Gebieten – neben den klimatischen Bedingungen – anhaltende tektonische Schollenhebungen als notwendige Hauptursache für die starken Erosionsvorgänge angesehen werden (SCHREINER 1992).

Während der Glaziale wurden in den fluviatilen Talsystemen des Nürnberger Raumes vor allem Sand und Kies sedimentiert, während in den Interglazialen Tiefenerosion vorherrschend war. Bedingt durch den Wechsel von Akkumulations- und Erosionsvorgängen im Verbund mit der – seit dem Tertiär vor sich gehenden – tektonischen Hebung Mitteleuropas entstanden in den Tälern ineinander verschachtelte Flussterrassentreppen, wobei heute die stratigraphisch ältesten fluviatilen Schotter und Gerölle auf den Hochflächen und die jüngeren Lockersedimente auf den tiefer gelegenen Niveaus der jeweiligen Talhängen anstehen.

Als hydrologische Besonderheit bildeten sich im Nürnberger Becken mehrere tief in die anstehenden Keuperschichten eingeschnittene Flusstäler aus. Diese Paläotäler sind heute vollkommen mit Lockersedimenten verschüttet und somit an der Erdoberfläche nicht mehr erkennbar. Für das Verständnis der quartärgeologischen Entwicklung dieses Gebiets haben sie jedoch eine Schlüsselfunktion inne. Die Entwicklung und die aus Bohrprofilen rekonstruierte räumliche Lage dieser großen Erosionsrinnen und der sie umgebenden ehemaligen Geländeoberflächen soll im Folgenden einer näheren Betrachtung unterzogen werden.

3. Flussgeschichte

Für die Zeit des Pliozäns wird angenommen, dass ein Urfluss-System mit »Ur-Main« und »Ur-Rednitz« nach S zum Molasse-Becken entwässerte (KRUMBECK 1927). An der Wende Pliozän/Pleistozän entstanden die groben Züge der heutigen Landschaft, und der heutige Albrand sowie die rezente Hochfläche der Frankenalb wurden im Wesentlichen heraus modelliert (SCHMIDT-KALER 1974).

Zu Beginn des Ältestpleistozäns soll der »Ur-Main« bereits am N-Rand der Frankenalb in einem ähnlichen, durch tektonische Bruchlinien vorgezeichneten Verlauf wie heute geflossen sein. Vermutlich im Gebiet des heutigen Bamberg strömte er jedoch über den Regnitz-Rednitz-Rezat-Talzug nach S (RÜCKERT 1933), nahm im Nürnberger Raum eine aus E’ Richtungen zuströmende »Ur-Pegnitz« auf und mündete wohl in der Nähe des jetzigen Dollnstein in die »Altmühldonau«.

Diese »Ur-Donau« verlief zu der Zeit, welche für das Vorhandensein eines Main- und Rednitz/Regnitz-Entwässerungssystem beansprucht wird, N’ ihres rezenten Tales quer über die sich tektonisch hebende Frankenalb hinweg, in welche sie sich antezedent einschnitt (TILLMANNS 1980, SCHMIDT-KALER 1994). Dieses Tal verließ die Donau wohl während des Riß-Glazials nach S, zunächst kurze Zeit durch das Schuttertal fließend, um das Haupttal danach der Altmühl zu überlassen (LÜTTIG 1997).

Die – durch tektonische Hebungs- und Verkippungsvorgänge bedingte – Flussumkehr des Obermains wurde früher ungefähr in das »Pliopleistozän« (-2,2 Ma) an die Wende Tertiär/Quartär gestellt (LÜTTIG 1997). Wahrscheinlich erfolgte der tektonisch verursachte Anschluss des Maines an das Rhein-Einzugsgebiet und die hierdurch bedingte Umlenkung der Flusssysteme einer »Ur-Pegnitz« und der sich anschließend ausbildenden »Ur-Rednitz/Regnitz« zum rheinischen System nach SCHNÜTGEN & BRUNNACKER (1977) erst im ältesten Pleistozän (-1,7 Ma), nach HANTKE (1993) während der Erosionsphase des Donau-Günz-Interglazials [nach Angaben von LISIECKI & RAYMO (2005) -940.000 a bis -900.000 a] und nach LÜTTIG (1997) wahrscheinlich erst im mittleren Pleistozän während des aus drei Glazialen und vier Interglazialen bestehenden Cromer-Komplexes (-850.000 a bis -475.000 a).

3.1. Ur-Main

Als Zeugnisse der ursprünglich nach S gerichteten Entwässerung sind im Flussgebiet der Rednitz/Regnitz Funde von – aus dem »Alten Gebirge« in Oberfranken stammenden – Lyditen, teilweise in sogenannten Schotterbestreuungen, aber auch in Terrassenkörpern bekannt. Vor allem die hohe Lage dieser lyditführenden Schotter über dem rezenten Erosionsniveau spricht für ihr relativ hohes Alter; interpretiert werden sie als reliktisch erhalten gebliebene, altquartäre »Ur-Main«-Schotter (TILLMANNS 1977) und liegen im Nürnberger Raum hauptsächlich am W- und S-Rand des Beckens dem Keuperuntergrund auf.

Diese Gegebenheiten führten zu der heute allgemein akzeptierten Theorie, nach welcher der Ur-Main, bevor er seinen rezenten Lauf von Bamberg zum Rhein nahm, zeitweilig aus seinem Ursprungsgebiet in Oberfranken über Bamberg und den Raum Erlangen – Nürnberg – Weißenburg dem heutigen Rednitz-/Regnitztal folgend zur Donau floss. Der Kernpunkt der Beweisführung eines von der rezenten Flussrichtung unterschiedlichen Verlaufes ist also das Auftreten von Lyditgeröllen in weit von ihren ursprünglichen und originären Herkunftsgebieten W’ und E’ der Münchberger Gneismasse entfernten Flussschottern (LÜTTIG 1997).

Die zunächst plausibel erscheinende Theorie eines vom Frankenwald über das Nürnberger Gebiet zur Ur-Donau abströmenden Ur-Mains wird allerdings erschwert durch die Tatsache, dass im fraglichen Gebiet Lyditgerölle bereits in den Sandsteinschichten des dort anstehenden Keupers, hier vor allem im Burgsandstein, auftreten, und es somit mannigfaltige Möglichkeiten der späteren Umlagerung dieser Leitgerölle in jüngere Flussterrassenkörper gegeben hat. Weiterhin fehlen im Regnitztal und seinen Flanken bis 25 km S’ Bamberg (SCHRÖDER 1968, LÜTTIG 1997) die für diese Theorie herangezogenen Lyditgerölle.

Aus dieser Problematik ergab sich die Annahme, einen oder mehrere Zuflüsse des Ur-Mains aus NE’ Richtung in den Raum Forchheim zu suchen. Hiernach wäre dieser Fluss bereits – vom älteren Pliozän ab – zeitweilig über den Raum Hollfeld nach SW durch die Fränkische Schweiz in Richtung Forchheim geflossen, um ab dort über das Regnitz-/Rednitztal nach S zu strömen. SCHIRMER (2008) konnte für den Bereich der Nördlichen Frankenalb drei Flussverläufe, »Moenodanuvius« genannt, rekonstruieren.

Hier ist zunächst der »Kulmbacher Moenodanuvius« zu nennen, dessen fluviatile Sedimente aus dem Raum Kulmbach kommend über die Frankenalb W’ Thurnau, das Kainachtal und das Aufseßtal bis in das Wiesenttal bei Streitberg nachweisbar sind. Weiterhin lässt sich der Flusslauf des »Bayreuther Moenodanuvius«, vermutlich aus dem Raum Bayreuth kommend und über das Truppachtal bei Plankenfels nach SW fließend, im seinem weiteren Verlauf im Wiesenttal verfolgen; er mündete bei Doos in den »Kulmbacher Moenodanuvius«. Schließlich durchfloss der »Bamberger Moenodanuvius«, wahrscheinlich aus dem Raum Bamberg kommend, die Albhochfläche zwischen Buttenheim und Ebermannstadt und mündete im heutigen Wiesenttal in den nach S entwässernden »Kulmbacher Moenodanuvius«.

3.2. Fluviatile Entwicklung des Nürnberger Beckens

Mit der tektonischen Hebung des fränkischen Raumes waren häufige Flussverlagerungen verbunden. Im Nürnberger Raum weicht der erste, wohl plio-pleistozäne Lauf einer frühen Pegnitz vom heutigen Flusstal erheblich ab. Diese durch die groben »Reichelsdorfer Schotter« gekennzeichnete »älteste Ur-Pegnitz« zweigte vom heutigen Pegnitztal bei Mögeldorf nach SW ab, floss E’ des Hasenbucks bis in die Gegend von Reichelsdorf und bog hier zum Rednitztal um (SPÖCKER 1964). Von diesem ersten, heute nurmehr durch geringmächtige Schotterreste belegten Flusslauf sind keine geomorphologischen Zeugnisse erhalten geblieben.

Hingegen äußerten sich die folgenden Flussverlagerungen der »Ur-Pegnitz« und der ihr zuströmenden Neben- und Seitenflüsse als überwiegend canyonartig in die anstehenden Keuperschichten eingeschnittene Rinnenstrukturen, welche früher summarisch als »Urtäler« (FICKENSCHER 1930, BIRZER 1957, SPÖCKER 1964, 1968) bezeichnet wurden. Diese meist tiefen Paläotäler sind heute vollständig mit Lockersedimenten verfüllt und beinhalten große Grundwassermengen.

Ihre Genese war ursächlich bedingt durch die tektonische Hebung des Gebiets im Verbund mit den unterschiedlichen Akkumulations- und Erosionsvorgängen während der Glazial- und Interglazialzeiten. In ihrer ursprünglichen Anlage mögen die Paläotäler auf ein wesentlich älteres, vor den jüngsten Talbildungen bereits bestehendes Oberflächen-Entwässerungssystem zurückgehen. Ihre starke erosive Ausformung erfuhren diese Täler hauptsächlich während der Übergangsperioden von den Kaltzeiten zu den Warmzeiten durch die über die Keuperoberfläche abfließenden Schmelzwässer.

Über den Sandsteinkeuper des heutigen Nürnberger Becken greift eine alte Erosionsfläche hinweg. An diese Fläche sind Reliktböden mit semiterrestrischer Genese gebunden, deren Entstehung nach BRUNNACKER (1973) in das Pliozän mit Ende etwa an der Tertiär-Quartär-Grenze eingestuft wird. Im Nürnberger Raum lässt sich die alte Talzone des zur Ur-Donau hin entwässernden Ur-Main in der einstigen Flachlandschaft mit einer Breite bis 9 km rekonstruieren (LANGHAMMER & BRUNNACKER 1986).

Morphologisch nachgezeichnet wird diese alte, nach S gerichtete Entwässerungsrichtung des Ur-Mains vor allem im Rednitztal S’ Nürnberg anhand der ursprünglich in S’ Richtungen ausgerichteten Verläufe der einmündenden (Paläo-) Seitentäler wie jenen der Schwarzach und des Hembachs.

Die Reste der Lydit-führenden Ur-Main-Schotter lassen sich mehreren TerrassenNiveaus zuordnen (RÜCKERT 1933) und sedimentpetrographisch untergliedern (TILLMANNS 1977, 1980). Im Gegensatz zu den Ur-Main-Schottern, welche die ursprüngliche N-S-Schüttung zur Ur-Donau hin anzeigen, weisen die jüngeren Terrassenkörper heute ein S-N-Gefälle auf, welches geringer ist als der heutige Talboden: Dies ist ursächlich durch die tektonische Hebung der Südlichen Frankenalb seit dem Ältestpleistozän bedingt (HANTKE 1993).

Im Nürnberger Becken strömte dem Ur-Main von E eine Ur-Pegnitz zu, welche mit ihren Sediment-Komponenten aus dem Bruchschollenland und dem einstigen Urnaabbereich (MÜLLER 1981) als zeitgleich mit dem Ur-Main eingestuft werden kann und nach SW zu diesem hin ausgerichtet war. Anhand der Schotterspektren lassen sich nach LANGHAMMER & BRUNNACKER (1986) eine ältere Ur-Pegnitz mit Lokalschottern von einer jüngeren Ur-Pegnitz, welche ihr Einzugsgebiet im Vorland des Alten Gebirges hatte, unterscheiden.

Erst wahrscheinlich seit dem Cromer-Komplex umfasst das Nürnberger Becken also hydrographisch dem heutigen Rhein-/Main-System zugefallene Areale. Mit der Flussumkehr orientierte sich die Ur-Pegnitz von der ursprünglich nach SW zum »Moenodanuvius« ausgerichteten Fließrichtung in die W-/NW-Richtung um.

Das ursprüngliche Ur-Mainsystem entwickelte sich im weiteren geologischen Ablauf zum Paläotal der Regnitz und schließlich – bei fortschreitender Ausweitung des Einzugsgebietes nach S – zum heutigen Rednitz-/Regnitzgebiet, wobei eine rückschreitende Erosion von N her als ursächlich angesehen werden kann (LANGHAMMER & BRUNNACKER 1986).

Tektonisch wurde dieses Geschehen gestützt durch eine relative Schollenhebung im Gebiet der Südlichen Frankenalb, wobei die epigenetischen Vorgänge mindestens bis in das jüngste Pleistozän, vermutlich sogar bis in das Holozän fortdauerten. Die starke Ausräumung des Nürnberger Beckens war im Verbund mit der tektonischen Überprägung bedingt durch das Abgleiten der Ur-Pegnitz nach N, der Ausbildung neuer Talsysteme im W und NW des Hasenbuck und schließlich die Talgenese der rezenten Pegnitz am N-Rand des Beckens.

Geomorphologisch betrachtet existierten im Pleistozän andere Formen und Ausbildungen der Seiten- und Tiefenerosion als heute. Der während der Kaltzeiten auch im Nürnberger Becken ausgebildete periglaziäre Permafrostboden verhinderte die Tiefenerosion der Schmelzwasserströme, förderte aber die Entstehung breiter, aber nur schwach eingetiefter Kastentäler (LÜTTIG 1997) und die Ablagerung mächtiger Akkumulationen. Während der Glazialen gewannen die flächig wirksamen Erosionsvorgänge durch verstärkt ablaufende Prozesse der Soli- und Gelifluktion sowie der Frostsprengung beträchtlich an Bedeutung, was ein stark erhöhtes Sedimentangebot zur Folge hatte (PEIZHEN et al. 2001).

Hingegen waren vor allem während der Übergangszeiten von den Glazialen zu den Interglazialen die abströmenden Fließgewässer äußerst wasserreich, was neben der Ausbildung tief eingeschnittener Erosionstäler auch die Unterschneidung und den teilweisen Abtransport der kaltzeitlichen Lockersedimente zur Folge hatte. So konnten während dieser Übergangsperioden (abgeschwächt aber auch während der Übergange von Stadial- zu Interstadialperioden innerhalb eines einzigen Glazials) die oberflächlich abströmenden Schmelz- und Niederschlagswässer die durch eine nur spärliche Vegetationsdecke geschützte unkonsolidierte periglaziäre Schuttdecke ungehindert abtragen, was in diesen Zeiten extrem hohe Erosionsraten zur Folge hatte (HINDERER 2001, STRASSER et al. 2011).

Die für die Erosionsvorgänge und für den Transport der Lockersedimente notwendigen Wassermengen waren in der Schneeschmelze sowie durch auftauendes Bodeneis und Regenfälle begründet. Beobachtungen in rezenten Periglazialgebieten zeigen, dass große oberflächlich abfließende Wassermassen vor allem zu Beginn der warmen Jahreszeiten auftreten. Die hierdurch verursachten starken Hochfluten können das jeweilige Tal nahezu vollständig ausfüllen. Durch Frostsprengung, Gelifluktion und Abschwemmungen an den Talhängen werden so große Mengen an Gesteinsschutt in die Flusstäler gefördert und von den Hochfluten flussabwärts verbracht (SCHREINER 1992).

Im Mittel- und Spätpleistozän hatte die Vergletscherung der nördlichen Hemisphäre ihr Maximum erreicht und starke Temperatur- und Klimaschwankungen traten häufig auf ( ZACHOS et al. 2001). Vor allem die Frequenz und die Magnitude der Kalt- und Warmzeitwechsel führten im Pleistozän weltweit zu hohen Erosionsraten (MOLNAR 2004). Besonders deutlich veranschaulicht wird dies am Beispiel der Alpen, wo nach HINDERER (2001) während der Glazial-/Interglazial-Zyklen die Denudationsraten zeitweise um das Vierzehnfache gegenüber den rezenten Werten betrugen.

Bedingt durch die vielen Klimawechsel im Pleistozän wurden die tief eingeschnittenen Paläotäler des Nürnberger Beckens im Wechsel ausgeräumt und danach wieder mit Lockersedimenten verschüttet. Einer Warmzeit mit vorherrschender Tiefenerosion in den Flusstälern folgte eine Kaltzeit mit vorwiegender Aufschotterung, da nicht mehr genügend große Flusswassermengen vorhanden waren, um den anfallenden Gesteinsschutt wegzuführen. Während der folgenden Warmzeit erodierten die Wassermassen neue Abflussrinnen, die im weiteren Geschehen wiederum mit Sedimenten aufgefüllt wurden.

Im Nürnberger Raum können die so entstandenen Paläotäler stellenweise über 30 m in die Keuperschichten eingetieft sein und bilden dort langgestreckte, canyonartige Schluchten aus. Daneben treten großflächige, kesselartige Talbildungen auf, die durch das während einer Kaltzeit vorherrschende Wechselspiel fluviatiler Akkumulationsvorgänge und eines nur in die Breite wirksamen Erosionsgeschehen über dem Permafrostboden interpretiert werden können.

Im Zuge dieser fluviatilen Vorgänge tiefte sich das Nürnberger Becken während der Interglaziale und Interstadiale des Pleistozäns infolge der Ausräumungsvorgänge um insgesamt rund 20 m ein (LANGHAMMER & BRUNNACKER 1986). In den jeweils darauf folgenden Glazialen und Stadialen wurde es immer wieder mit Sand und Kies der verschiedenen Talverschüttungen und Flussterrassen sowie den Flugsanden verfüllt, so dass im heutigen Landschaftsbild des Nürnberger Beckens die Paläotäler morphologisch nicht mehr in Erscheinung treten.

4. Keuperoberfläche und Paläotäler des Nürnberger Beckens

Für das Gebiet im Nürnberger Becken wurde anhand von Bohrprofilen ein hochauflösendes 3D-Oberflächenmodell der Quartärbasis und somit der heute mit Lockersedimenten weitgehend überdeckten Keuperoberfläche erstellt. Von den insgesamt 2.442 ausgewerteten Bohrungen hatten 2.199 die Keuperoberfläche erreicht oder durchteuft. Die übrigen 243 Bohraufnahmen fanden im Rahmen der Auswertungen zur Beurteilung der Mindestmächtigkeiten der Lockergesteins-Überdeckungen im entsprechenden Gebiet Berücksichtigung. Darüber hinaus flossen in die Modellierung 19.145 Geländepunkte mit bekannten Höhenlagen der oberflächennah anstehenden Keuperoberfläche ein.  Aus der Beziehung der modellierten Keuperoberfläche zu der rezenten Geländeoberfläche wurde weiterhin eine Karte der Deckschichten-Mächtigkeiten erstellt.

Trotz dieser großen Datendichte muss darauf hingewiesen werden, dass aufgrund der sehr unruhigen und oftmals auf kurze Distanzen abrupt wechselnden Morphologie der Keuperoberfläche jede neu abgeteufte Bohrung Differenzen zu den modellierten Ergebnissen aufweisen kann.

Die Morphologie des Nürnberger Beckens ist durch ein ausgeprägtes Flachrelief mit einer mittleren Höhenlage von 320 m NN charakterisiert (BAIER 2007). Aus diesem flachen Gelände ragen einige im Stadtgebiet gelegene Berge wie der Burgberg und der Hasenbuck sowie am E- und SE-Rand der Höhenzug des Schmausenbuck und der Hohe Bühl heraus. Diese markanten Erhebungen werden von den harten Schichten des Burgsandsteins aufgebaut, welche als Härtlingsreste den älteren, weicheren Schichten des Coburger Sandsteins und des Blasensandsteins auflagern.

Die Nürnberg von E nach W durchquerende Pegnitz teilt die Stadt in ein N´ und ein S´ Gebiet. Hierdurch bedingt bildeten sich schon seit dem Mittelalter zwei Verwaltungseinheiten heraus, welche nach den beiden Hauptkirchen als »Sebalder« und als »Lorenzer Stadtseite« benannt wurden. Im canjonartigen Pegnitztal der Altstadt lagerte der Fluss seit dem Ende der letzten Glazialzeit in kleineren Buchten Faulschlammsedimente ab, während die im W und E der Altstadt anschließenden, noch heute hochwassergefährdeten Flusstäler Gesamtbreiten bis 500 m erreichen.

Im E´ Stadtgebiet von Nürnberg springt mit dem E-W verlaufenden Höhenzug des Schmausenbuck die Schichtstufe des Burgsandsteins nach W vor. In diese Schichtstufenlandschaft hat sich die Pegnitz eingeschnitten. Der Burgsandsteinstufe vorgelagert sind Zeugenberge wie der Burgberg und der Hasenbuck; dazwischen dehnen sich große Areale mit den Lockersedimenten der alten und jüngeren Pegnitzterrassen, den Flugsanden und den Dünen aus.

Im Liegenden der känozoischen Lockersedimente steht die morphologisch sehr differenziert ausgebildete Oberfläche der Keupergesteine an. Bereits SPÖCKER (1964) berichtete über die auffallend unruhig erscheinenden oberflächennahen Lagerungsverhältnisse der Festgesteine im Gebiet zwischen Mögeldorf und Zerzabelshof sowie im ehemaligen »Märzfeld« SE’ des Dutzendteichgeländes. Auffällig erschienen diese Gegebenheiten vor allem im Gebiet des Großen Dutzendteich, wo (im Bereich einer verschütteten Talrinne) die Keuperoberfläche auf kurze Distanz von NE nach SW einfällt und die Mächtigkeiten der von Sanden und Lehmen aufgebauten Lockergesteins-Deckschichten bis 16 m beträgt.

Große, heute vollständig mit Lockersedimenten verfüllte Talrinnen im Großraum Nürnberg wurden mehrfach beschrieben (RÜCKERT 1953, BIRZER 1957, SPÖCKER 1964, POLL 1978, RIETZLER 1979, FINSTERWALDER 1986). Die Paläotäler des Nürnberger Beckens entstanden durch Ausräumungsphasen einer aus E’ Richtungen dem »Moenodanuvius« bzw. später der Ur-Rednitz zuströmenden Ur-Pegnitz.

Die fossilen Talsysteme dieser Paläo-Pegnitz lassen sich in vier unterschiedlich alte Haupttäler unterteilen, in welche jeweils ein System von kleineren Nebentälern und Seitentälchen einmündete. Die Haupttäler sind überwiegend canyonartig ausgebildet, so dass im Bereich der fossilen Talränder die (heute von Lockersedimenten überdeckte) Keuperoberfläche vielfach abrupt in die Tiefe abbricht. Die Neben- und Seitentäler weisen neben schluchtartig ausgebildeten Verläufen häufig auch morphologisch weit ausladende, relativ seichte Beckenstrukturen auf.

Im Gebiet zwischen Beringersdorf und Nürnberg lässt sich der Verlauf der aus E’ Richtungen zuströmenden Ur-Pegnitz noch in einem einzigen, tief unter dem heutigen Pegnitztal in die Festgesteine eingeschnittenen Paläotal festlegen. Erst mit dem Eintritt in das Nürnberger Becken fächern – etwa auf der Höhe des heutigen Erlenstegen – die Verläufe der unterschiedlich alten, meist canyonartig eingeschnittenen Paläotäler I bis IV auf, wobei der augenscheinlich älteste Talverlauf nach SW über das Gebiet E’ des Hasenbuck in Richtung des damals nach S entwässernden Ur-Main verlief. Im darauf folgenden geotektonischen Geschehen scheint – infolge einer zwar moderat erfolgten, aber beständig ablaufenden tektonischen Hebung des SE-Teils des Nürnberger Beckens und im Zuge sich abwechselnder Akkumulations- und Erosionsphasen – eine stufenweise Verlegung des Pegnitzlaufes in NW’ Richtungen bis hin zum heutigen Flussverlauf stattgefunden zu haben.

4.1. Paläotal I

Während von der frühen, vermutlich pliopleistozänen und hauptsächlich durch die groben Ablagerungen der Reichelsdorfer Schotter charakterisierten Ur-Pegnitz im Nürnberger Becken keine signifikanten morphologischen Zeugnisse erhalten geblieben sind, lässt sich eine erste, heute noch rekonstruierbare Ausräumungsphase einer jüngeren »Paläo-Pegnitz« in einem markanten, tief in die Keuperschichten eingeschnittenen und stellenweise canyonartig ausgebildeten Talverlauf erkennen.

Das von diesem Fluss geschaffene, über 11.000 m lange Paläotal I weist einen weitgehend anderen Verlauf als die heutige Pegnitz auf. Es folgt zwischen Erlenstegen und Mögeldorf zwar noch in W’ Richtung dem Bereich des heutigen Pegnitztals, ändert seinen weiteren Verlauf jedoch W’ der Tullnau bei Zerzabelshof in S’ Richtungen und erstreckt sich über das heutige Dutzendteichgebiet, den E-Hang des Hasenbucks, dem Rangierbahnhof und den Südfriedhof sowie das S’ Hafengebiet, bis es schließlich zwischen Eibach und Reichelsdorf mit einem nach SSW gerichteten Talverlauf in das Paläotal der Rednitz einmündet.

Dieser auf 295 m NN gelegene Mündungsverlauf des Paläotales I zeichnet – ebenso wie die ihm zwischen dem Hasenbuck und dem heutigen Reichelsdorf zuströmenden Seiten- und Nebentäler – die ursprünglich nach S gerichtete Entwässerungsrichtung des alten »Moenodanuvius«-Systems nach und gestattet somit eine zeitliche Einstufung der Talbildung vor der wahrscheinlich während des Cromer-Komplexes erfolgten Flussumkehr.

Erstmalig erwähnte FICKENSCHER (1938) bei der Beschreibung des Baugrundes für das damals projektierte Reichsparteitaggelände eine »diluviale Erosionsmulde«, deren »E’ Ränder am und im Großen Dutzendteich und deren W’ Ränder am Hasenbuck und in der Allersberger Straße zu finden sind«. Ebenso konnte er stellenweise die bis 10 m eingetiefte Erosionsrinne des Neuselsbrunngrabens und des Langwasserbachs beobachten und äußerte bereits die Vermutung, dass sich diese Paläotäler mit denen des Fischbachs und des Goldbachs in »Richtung auf das Pegnitztal (Tullnau) vereinigen und auch heute noch ziemlich reichliche Grundwasservorräte beherbergen«.

Das Paläotal I weist canyonartige Engstellen und Ausweitungen auf; im Bereich des Rangierbahnhofes und im Gebiet des Nürnberger Hafens beobachtete SPÖCKER (1964) Rinnentiefen von mehr als 30 m. Weiterführend konnte er den Verlauf und die Tiefe dieses markanten, unterschiedlich breiten Paläotales durch die Auswertung teils gezielt abgeteufter Bohrungen erkunden und hinlänglich genau beschreiben: »Bei der ehemaligen Ortschaft Hinterhof (Anm.: heutiges Hafengebiet des RMD-Kanals) überquert der Europakanal das verschüttete pleistozäne Urtal, welches dort in den Blasensandstein des Keuper eingeschnitten ist. Der Blasensandstein besteht hier aus einem sehr harten, lagenweise verquarzten, hellgrauen Sandstein mit Arkosebänkchen. Auf den nördlichen Hängen des Paläotales lagert Hangschutt aus Burgsandstein und Rhätbrocken. Die Tiefe dieser Erosionsrinne unter der heutigen Geländeoberfläche beträgt etwa 40 Meter. Die im Paläotal gelegenen Sedimente bestehen hauptsächlich aus Sanden; daneben kommen Tone und Kiese vor. Die verschüttete Rinne (Anm.: des Paläotales I) stellt ein ehemals bedeutendes Landschaftselement dar. Zur Zeit seiner Entstehung war dieses Tal eine Hauptentwässerungsader, die von den umliegenden Hochgebieten her Seitenzuflüsse erhielt. Ihre Abmessung beträgt etwa 250 Meter bei einer einstigen Tiefe von ca. 40 Meter am N-Rand. Auf die Eintiefung des Paläotales folgten mit Unterbrechungen Auffüllungsphasen«.

Die stärkste Eintiefung des Paläotales I konnte im Rahmen der vorliegenden Untersuchungen mit einer Höhenlage der Talsohle von 290 m NN bis 295 m NN im Gebiet zwischen dem Hasenbuck und dem heutigen Rednitztal S’ Eibach festgestellt werden. Das Erosionstal hat stellenweise sehr steile Hänge, von denen SPÖCKER (1964) aufgrund der Auswertung von Bohrprofilen annahm, dass sie lokal als senkrechte Felsenwände ausgebildet sind. Hier führt er als signifikantes Beispiel die Paläotalstrecke E’ des Hasenbucks an, welche als steiler Engpass mit einer Erosionstiefe von mindestens zwanzig Metern ausgebildet ist.

Bei den korrespondierenden Höhenniveaus der Geländeoberfläche von 320 m NN bis 330 m NN erreichen die Mächtigkeiten der Lockersedimente im Paläotal I durchschnittlich 30 m bis 35 m, mögen jedoch in einigen Canyon-Abschnitten noch höhere Werte annehmen.

In das Paläotal I münden teils tief eingeschnittene Seitentäler unterschiedlicher Länge und Ausdehnung; die markantesten dieser Zuflusstäler sollen im Folgenden kurz beschrieben werden.

Ein breites, tief eingeschnittenes und heute vollkommen verschüttetes Tal führt von Fischbach über das Gebiet S’ des Valznerweihers und Zerzabelshof bis zur Tullnau. Dieses 5.900 m lange Seitental (»Viatisrinne«) zeigt einen generell von SE nach NW gerichteten Verlauf und mündet N’ der Tullnau in das Paläotal der »Ur-Pegnitz«. Sowohl aus dem im NE gelegenen Schmausenbuckgebiet als auch aus SW’ Richtungen münden kleinere Seiten- und Nebentäler in die »Viatisrinne« ein: So konnte bereits SPÖCKER (1964) den Stumpf einer schmalen, aber tiefen Rinne im Bereich der Äußeren Regensburger Straße zwischen dem Bahnhof Fischbach und der Valznerweiherstraße abschnittsweise beobachten. Diese Erosionsrinne mündet unter dem »Clubgelände« des 1. FCN in die »Viatisrinne«. Die rezenten Fließgewässer Hutgraben und Fischbach verlaufen stellenweise noch im Oberflächenbereich der heute vollständig mit Lockersedimenten verfüllten »Viatisrinne«.

Im Gebiet zwischen Langwasser und dem Großen Dutzendteich verläuft eine SE-NW streichende, bis 25 m in die anstehenden Keuperschichten eingetiefte und über 5.000 m lange Erosionrinne (die »Märzfeldrinne« sensu Spöcker); sie mündet mit nach NW gerichteter Abflussrichtung unmittelbar SW’ der Kongresshalle in das Paläotal I. An dieses stellenweise steil in die Keupergesteine eingeschnittene Paläotal ist ein ausgeprägtes Netz von kleineren Seiten- und Nebentäler gebunden, die ehemals das Keuperplateau des „Hohen Bühl« S’ Moorenbrunn entwässerten. Heute folgt der rezente Langwasserbach großenteils dem Verlauf der verschütteten »Märzfeldrinne«.

Der rezente Vorfluter Entengraben im S´ Stadtgebiet von Nürnberg stellt ein hydrographisch altes Gerinnesysteme dar, das nicht dem heutigen Geländerelief folgt (SPÖCKER 1964). Dieser heute noch wasserreiche Bach schneidet in seinem ursprünglichen, nicht künstlich begradigtem Verlauf den Hügelzug mit den »Reichelsdorfer Schottern« in E-W-Richtung quer durch und wurde auf einer hydrogeologisch alten Akkumulationsfläche angelegt, von welcher er sich bis 20 m in den Keuperuntergrund eingeschnitten hat; sein relativ kleines Paläotal mündet SE’ Eibach in das große Paläotal I.

Die völlige Verfüllung des Paläotales I und seiner Seitentäler mit Lockersedimenten war neben der tektonischen Hebung im SE die Voraussetzung dafür, dass die »Ur-Pegnitz« ihren Talverlauf vom SE’ Bereich des Nürnberger Beckens nach NW verlagern konnte und sich hier während einer zweiten Erosionsphase in das »Paläotal II« eintiefen konnte.

4.2. Paläotal II

Das nächstjüngere Paläotal II zweigt auf einem Höhenniveau von 300 m NN vom heutigen Pegnitztal auf der Höhe des heutigen Stadtteiles Wöhrd in S’ Richtung ab und zeigt eine nach SW gerichtete Abflussrichtung. Es erstreckt sich bei generell von NE nach SW gerichteten Verlauf unter den heutigen Stadtteilen Galgenhof und Gibitzenhof und dem Industriegebiet W’ des Hasenbucks bis unter den N-Teil von Eibach, wo es in den tief eingeschnittenen Paläocanyon der Rednitz einmündet.

Die tiefsten Erosionsniveaus des Paläotales II konnten mit Höhenlagen seiner Talsohle von 295 m NN bis 300 m NN im Gebiet zwischen Gibitzenhof und NNW’ Eibach festgestellt werden.

Das Paläotal II weist überwiegend schluchtartigen Charakter auf, weswegen früher sein Verlauf in Ermangelung einer hinreichend großer Anzahl tiefer Bohrungen wohl nicht erkannt werden konnte. Vor allem vom W-Hang des Hasenbucks entwässerte ein Netz von nach NW abströmenden Seitenbächen in das Paläotal II.

Angemerkt muss jedoch werden, dass bei diesem mit Lockersedimenten völlig verschütteten und mit der modernen »Nürnberger Südstadt« weitgehend überbauten Paläotal II die Möglichkeit der Existenz weiterer kleiner Rinnenstrukturen ehemaliger Nebentäler, die in Ermangelung eines dichten Netzes von Bohrungen nicht angefahren wurden und somit nicht dargestellt werden konnten, durchaus gegeben ist.

Das Paläotal II mündet mit einem Erosionsniveau von 295 m NN in WSW’ Richtung rechtwinklig in das Rednitz-Urtal ein. Trotz seiner generell von NE nach SW gerichteten Fließrichtung ist in seinem Mündungsgebiet keine eindeutig nach S oder nach N ausgerichtete Entwässerungsrichtung zu erkennen. Vermutlich lässt sich hierdurch die Entstehungszeit des Paläotales II für die Zeit der Flussumkehr während des aus mehreren Warm- und Kaltzeiten bestehenden Cromer-Komplexes bestimmen. Hierauf deuten auch die Talverläufe einiger kleiner Nebentäler vor allem im N-Teil des Paläotales II hin, welche eine bereits nach NW gerichtete Abstromrichtung aufweisen.

4.3. Paläotal III

Bedingt durch die Verschüttung des Paläotales II (vermutlich während einer Warmzeit des Cromer-Komplexes) und tektonische Hebung des SE-Teils des Nürnberger Beckens verlagerte die »Ur-Pegnitz« ihr Flussbett nach NNW und erodierte das markant in die Keupergesteine eingeschnittene Paläotal III aus. Diese sehr grundwasserreiche Talrinne biegt S’ Wöhrd vom heutigen Pegnitztal zum Hauptbahnhof ab (vgl. BIRZER 1957), verläuft weiter nach WNW in Richtung Plärrer und zieht dann über Gostenhof nach W in Richtung Leyh-Höfen, wo sie schließlich nach NW in Richtung des heutigen Rednitztales abbiegt.

Ein Vielzahl kleinerer Seitentäler, die aus S’ Richtungen dem Paläotal III zuströmten, konnte im Gebiet zwischen Gostenhof und Sündersbühl festgestellt werden.

Die tiefsten Erosionsniveaus des Paläotales III wurden mit Höhenlagen seiner Talsohle von 278 m NN bis 285 m NN im Gebiet zwischen dem SE-Teil der Nürnberger Altstadt und Leyh/Höfen bestimmt. Die Entstehung des Paläotales III kann mit seiner eindeutig nach NW und somit zum rheinischen System hin gerichteten Abflussrichtung für die Zeit nach der Flussumkehr während des Cromer-Komplexes festgelegt werden.

Während der nächsten Akkumulationsphase wurde dieses 700 m bis 900 m breite und durchschnittlich 20 m in die Keupersandsteine eingetiefe Flusstal wieder vollständig mit Lockersedimenten verfüllt.

Aus dem Stadtgebiet S’ des Paläotales III nennt Spöcker (1964) eine von ihm postulierte und benannte »Urtalrinne 2« als zweite Ausräumungsphase eines »Urflusses, welcher von Mögeldorf ausgehend über den Stadtteil St. Peter und weiter in einem flachen, nach N geöffneten Bogen in Richtung Fürth« verlaufen sein soll. Diesen Flusslauf beschreibt er als eine bis 200 m breite, aber nur 3 m bis 4 m tiefe, bodenflache Rinne. Die mit lediglich bis 3 m mächtigen Kiesen und Schottern verfüllte Rinnenstruktur konnte er hauptsächlich anhand der Morphologie der Keuperoberfläche verfolgen.

Die Genese dieser »Urtalrinne 2« führt Spöcker (1964) auf einen nur in der Breite, jedoch nicht in die Tiefe erodierenden Flusslauf der »Ur-Pegnitz« zurück. Als Folge hiervon soll das Fließgewässer sein eigenes Bett mit Sanden und Schottern verschüttet haben, wobei SPÖCKER (1964) in den Lockersedimenten lokal derbe Quarzgerölle mit Durchmessern von 70 mm bis 150 mm beobachten konnte.

SPÖCKER (1964) vergleicht dieses fluviatile Geschehen mit einem Torrente der oberitalienischen Tiefebene, also einem nur nach Starkniederschlägen als Sturzbach aus dem Gebirge auftretenden Wasserlauf. Ein derartiges, nur temporär aktives Fließgewässer bildet ein breites, oft tief eingeschnittenes und mit Geröllen erfülltes Flussbett, das in niederschlagsarmen Perioden meist vollständig trocken fällt.

Nach der anschließenden Akkumulationsphase, bei welcher das seichte »Urtal 2« mit Sand-, Kies- und Schottersedimenten bis über seine flachen Uferbereiche verfüllt wurde, hätte nach SPÖCKER (1964) der Fluss sein Bett nach N verlagert.

Mit der nun folgenden Erosionsphase bildete die »Ur-Pegnitz« die neue, tief eingeschnittene Rinne des Paläotales III aus, welche bereits nunmehr 300 m bis 750 m S’ der rezenten Pegnitz verläuft. Ein zusammenhängender Talzug des seichten »Urtal 2« konnte jedoch im Rahmen der vorliegenden Untersuchungen nicht bestätigt werden. Es liegt die Vermutung nahe, dass sich ein Großteil der Geländebeobachtungen von SPÖCKER (1964) auf Profilaufnahmen und Sedimentbeschreibungen in den kleineren, ehemals von S nach N dem Paläotal III zuströmenden Seitentäler stützen.

Sollte jedoch dieses breite, jedoch nur gering eingetiefte »Urtal 2« tatsächlich fluviatil wirksam gewesen und später durch die Ausbildung des Paläotals III und seiner Seiten- und Nebenflüsse weitgehend wieder zerstört oder überprägt worden sein, käme für die fluviatile Morphogenese des »Urtal 2« am ehesten ein Glazial mit dem zu dieser Zeit vorherrschenden Wechselspiel fluviatiler Akkumulationsvorgänge und eines nur in die Breite wirksamen Erosionsgeschehen über einem Permafrostboden in Frage.

In neueren quartärstratigraphischen Arbeiten wird die (alpine) Günz-Kaltzeit mit den Glazialen A und B des (nordischen) Cromer-Komplexes parallelisiert, wenngleich hierbei auch deutlich darauf hingewiesen wird, dass sowohl diese Zuordnungen als auch die genauen Altersstellungen mit gewissen Unschärfen behaftet sind (LITT et al. 2007). Die Genese des »Urtal 2« könnte somit (unter Vorbehalt) während der späten Günz-Kaltzeit stattgefunden haben, während in der darauf folgenden Günz-/Mindel-Warmzeit die Ausformung des Paläotales III erfolgt sein mag; dessen Verfüllung mit Lockersedimenten wäre dann in die Mindel-Kaltzeit zu stellen.

4.4. Paläotal IV

Das vierte und wahrscheinlich jüngste Paläotal IV zeigt enge fluviatile Beziehungen zum Paläotal III; es verläuft N’ von diesem und zeichnet in seinem Verlauf von Wöhrd über die Altstadt von Nürnberg und weiter nach W über die Großweidenmühle bis Muggenhof bereits das rezente Pegnitztal weitgehend vor.

Die Verläufe des Paläotales III und IV sind über weite Distanz durch einen ESE-WNW streichenden, 300 m bis 800 m breiten Keupersandsteinrücken voneinander getrennt. So erhebt sich im Gebiet der S’ Nürnberger Altstadt ein WNW-ESE verlaufender, von nur geringmächtigen Lockersedimenten überdeckter Keuperfelsen zwischen den von tiefgründigen Sanden und Tonschichten verfüllten Paläotälern III und IV. Der vom Jahre 1250 ab errichtete Kirchenbau von St. Lorenz wurde offensichtlich sorgfältig nach bautechnischen Gesichtspunkten auf diesem unterirdischen Felsrücken gegründet (SPÖCKER 1964).

Lediglich unter dem »Lorenzer Teil« der Nürnberger Altstadt, zwischen dem Königstor, dem Gebiet SE’ der St. Lorenz-Kirche und dem Hallertor, scheint eine Verbindung zwischen den beiden Paläotälern zu existieren. Hieraus ergibt sich die Vermutung, dass die Ur-Pegnitz bei der Verlagerung ihres Bettes aus dem Paläotal III nach N diesen Durchbruch schuf und zunächst den NW-Teil des Paläotales IV erodierte; später erfolgte die endgültige, teils canyonförmig ausgeprägte Anlage dieses Paläotales zwischen der Wöhrder Wiese, dem Gebiet S’ des Hauptmarkt und dem Hallertor.

Die Erosionsbasis des Paläotals IV liegt im Gebiet des Wöhrder Sees auf 285 m NN und im Gebiet der Nürnberger Altstadt auf 283 m NN; seine stärksten Eintiefungen bestehen mit einer Höhenlage der Talsohle von 281 m NN bis 282 m NN im Gebiet zwischen dem Hallertor und Muggenhof. Bei den korrespondierenden Höhenniveaus der Geländeoberfläche von 292 m NN bis 303 m NN erreichen die Mächtigkeiten der Lockersedimente im Paläotal IV durchschnittlich 11 m bis 18 m, mögen jedoch in einigen Canyon-Abschnitten noch etwas höher sein.

Die Genese des Paläotals IV ist – nach der Verfüllung des Paläotales III während der Mindel-Kaltzeit – vermutlich in die Mindel-Riß-Warmzeit zu stellen. Nach der Ausformung des Paläotals IV fanden im Nürnberger Becken keine nennenswerten weiteren Talbildungen statt. Das nun folgende fluviatile Geschehen war – trotz mannigfaltiger Flussverlagerungen der mäandrierenden Vorfluter – hauptsächlich durch die Bildung der riß- und würmzeitlichen Terrassensysteme im Rednitz- und Pegnitztal gekennzeichnet.

Seit dem Ende des Würm-Glaziales herrschten in Mitteleuropa bis heute sehr gleichmäßige Witterungsverhältnisse; diese Zeitspanne entspricht im Grunde einer Interglazialzeit oder vielleicht auch nur einem Interstadial. Der Klimaverlauf im Holozän vollzog sich lediglich mit größeren und kleineren Temperaturschwankungen, welche durch leichte Klimaerwärmungen und -abkühlungen bedingt waren.

Die beiden Hauptvorfluter des Nürnberger Beckens, die Pegnitz und die Rednitz/Regnitz, scheinen sich während der rezenten, nur durch geringfügig größere und kleinere Witterungsschwankungen gekennzeichneten Periode in einer moderaten Eintiefungsphase zu befinden.

 

5. Stratigraphie und Lithologie der fluviatilen Lockersedimente

Das heute von Lockergesteinen bedeckte morphologische Relief der Keuperoberfläche im Nürnberger Becken erweist sich als sehr unruhig und vielgestaltig. Kleine Hügel gehen auf kurze Distanz in ausgedehnte, flache Senken über. Überdeckt wird die mesozoische Schichtenabfolge über weite Distanzen von känozoischen Lockersedimenten. Diese Sand-, Kies- und Schottervorkommen werden einerseits seit langer Zeit von den Menschen genutzt und haben andererseits für die oberflächennahen Grundwasservorkommen große Bedeutung.

Die hauptsächlich im Pleistozän aufgeschütteten fluvialen Sande und Schotter der heute zum Main hin entwässernden Regnitz/Rednitz sowie der Pegnitz und ihrer jeweiligen Nebenflüsse bilden mehrere Terrassenkörper, die aufgrund ihrer Höhenlage über dem heutige Talgrund und ihrer lithologischen Zusammensetzung zu unterscheiden sind. BRUNNACKER (1967), POLL (1974) und TILLMANNS (1977, 1978) konnten vier Ausräumungs- und Schüttungsphasen unterscheiden.

5.1. Hochgelegene Schotter und Reichelsdorfer Schotter

In meist isolierter Höhenlage stehen entlang der Rednitz/Regnitz, so bei Stein und N’ Katzwang, in überwiegend beträchtlicher Entfernung vom heutigen Fließgewässer Schotteranhäufungen an, welche als »Hochgelegene Schotter« bezeichnet werden. Sie werden als die ältesten, vermutlich plio-/pleistozänen Lockerabblagerungen des Nürnberger Großraumes angesehen. BRUNNACKER (1967) gliederte sie in die Greuther und die Büchenbacher Terrasse.

Die Höhenlage der in flächenmäßig kleinen, isolierten Vorkommen auftretenden Schotter gibt BERGER (1967) mit bis 45 m über dem rezenten Niveau der Talauen liegend an. Die hauptsächlich aus nuss – bis eigroßen, gut abgerundeten Quarzen, Karneolen, Kieselholz- und Sandsteinresten sowie auffallend großen Hornsteinen aufgebauten Lockersedimente enthalten als auffällige Fremdkomponente stets Lydite, welche auf die vormalige N-S-Entwässerung des Ur-Main-Flusssystems hindeuten, dessen Ursprünge im Frankenwald zu suchen sind (BERGER 1978).

Die Altersstellung dieser alten Terrassenkörper wird von TILLMANNS (1977) versucht einzugrenzen als »zwar jünger als die obermiozänen Sedimente wie die Süßwasserkalke und älter als die – nach der Sedimentation der Schottergruppen erfolgte – Ausräumungsphase, welche nach POLL (1974) im Günz/Mindel-Interglazial stattgefunden haben könnte« (Berger 1978).

Die wohl altpleistozänen »Reichelsdorfer Schotter« wurden bereits von KRUMBECK (1927) und RÜCKERT (1933) eingehend behandelt. Diese Lockersedimente ziehen sich als Schotterdecke von der Kettelersiedlung SE’ des Nürnberger Südfriedhof nach SW, wobei sie sich in Annäherung an ihr ehemaliges Mündungsgebiet in den »Moenodanuvius« bei Reichelsdorf wie in einem Deltafächer zunehmend verbreitern. SPÖCKER (1973) stellte Lyditgerölle nur im W-Teil des Terrassenkörpers der Reichelsdorfer Schotter bei Nürnberg fest, was die Hauptsedimentanlieferung durch eine aus E zuströmenden Ur-Pegnitz unterstreicht.

Entgegen der Auffassung von SPÖCKER (1964) dürften die »Reichelsdorfer Schotter« als stratigraphisch älter als die Genese des Paläotales I und dessen anschließende Auffüllung mit Lockersedimenten einzustufen sein. Dies ergibt sich aus ihrer, S’ des Paläotales I auf einem wesentlich höheren Geländeniveau befindlichen Lage, wobei die N-Grenze der alten Schotterterrasse durch die Erosionskante des canyonartig eingetieften Paläotals I regelrecht abgeschnitten wurde. Die ehemalige Sohle des alten Tales der »Reichelsdorfer Schotter« ist heute nunmehr rudimentär erhalten geblieben: Sie liegt isoliert auf den Hügeln und Höhenzügen der rezenten Keuperoberfläche und wird stellenweise vom Hauptcanyon und den Seitenarmen des Paläotales I durchschnitten.

5.2. Sedimente der Paläotäler

SPÖCKER (1964) konnte in den Lockersedimentabfolgen der Paläotäler aller Erosionsphasen an der jeweiligen Basis mehrere Meter mächtige Wechsellagerungen von Schottern und Kiesen beobachten, welche er als »Grundschotter« benannte. Diese setzen sich in den Paläotälern I und II nahezu ausschließlich aus Quarzschottern und -kiesen in sandiger Matrix zusammen, während in den Grundschottern der jüngeren Paläotäler neben den Quarzgeröllen hohe Anteile von Kalkschottern auftreten. Im Hangenden der Grundschotter folgen in allen Paläotälern sandig-kiesige Lockersedimente mit generell nach oben hin abnehmenden Korngrößen (FICKENSCHER 1938).

Die Grundschotter an der Basis der verschiedenen Paläotäler wurden jeweils von dem mit noch starker Energie strömenden Fließgewässer antransportiert. In den hangenden Lockersedimentschichten nimmt die Korngröße der Sedimente ab; darüber folgen Sande mit unterschiedlichen Korngrößen und schließlich gegebenenfalls sandige Schlufflagen als Zeugnisse des mit nunmehr geringer Transportenergie dahinströmenden Flusses.

Die in den Paläotäler anstehenden, oftmals mehrere Meter mächtigen sandigen Lockersedimente ohne organische Beimengungen werden als Ablagerungen einer vegetationslosen oder -armen Periode (Stadiale) angesehen. Die Sedimentation der an Organik reichen, teilweise sogar durch das Auftreten von Holzresten oder fossilen Baumstämmen (»Rannen«) gekennzeichneten Schluff-, Sand- und Kiesschichten fand hingegen während der vegetationsreichen Abschnitte der wärmeren Zeitabschnitte (Interstadiale) statt (SPÖCKER 1964).

Die bis 34 m mächtigen Lockersedimente im Paläotal I und im Paläotal II bestehen überwiegend aus sehr reinen Sanden und kiesigen Lagen, in die Gerölllagen eingeschaltet sein können; tonige Bestandteile treten selten auf.

Die Grundschotter des Paläotales I setzen sich im NE’ Talbereich aus bis 8,6 m mächtigen kiesigen Sanden zusammen; deren Mächtigkeit geht am Hasenbuck auf 5,0 m zurück und verringert sich bis zur Mündung in die Rednitz auf 0,5 m bis 0,8 m.

Im Paläotal II werden die Grundschotter hauptsächlich aus 2,0 m bis 4,0 m mächtigen kiesigen Grob- und Mittelsanden aufgebaut.

In den Lockersedimenten der verschütteten »Viatisrinne« von Fischbach über das Gebiet S’ des Valznerweihers und Zerzabelshof zur Tullnau treten nur selten Schlufflagen auf; der Hauptanteil der bis 23 m mächtigen Talfüllung setzt sich aus Fein- und Mittelsanden und zwischengeschalteten Grobsand- und Kieslagen zusammen, was auf die Herkunft aus den benachbarten Burgsandsteinrücken hindeuten mag.

Das fossile, mit Sanden verfüllte Paläotal der »Märzfeldrinne« ist bis 25 m tief in die Burgsandsteine eingeschnitten. Kennzeichnend für diesen Erosionsrinne sind neben ihren stellenweise nahezu senkrecht einfallenden Wänden durchgehende Schlufflagen in den sie ausfüllenden, mittel- bis grobsandigen Lockersedimenten. Da das in diesem Gebiet sehr oberflächennah anstehende Grundwasser aus den umliegenden, vorwiegend dichten Keupergesteinen in die sandige Paläorinne abströmt, führen stark schluffig durchsetzte Schichtlinsen innerhalb der sandigen Lockersedimente zu kleinen schwebenden Grundwasservorkommen über dem eigentlichen, tiefer gelegen Grundwasserkörper (SPÖCKER 1964) sowie lokal an der Erdoberfläche zu Staunässe. Dies bedingte beispielsweise im Bereich des Canyon-Anfangs an der SE-Ecke des Märzfeldes die Bildung von Torfen.

In den Lockersedimenten des Paläotals III werden die 1,4 m bis 5,5 m mächtigen Grundschotter häufig von Blöcken und Kieslagen oder kiesigen Mittel- bis Grobsanden aufgebaut. Zum Hangenden hin nimmt die Korngröße ab, es überwiegen Mittel- und Grobsande mit zwischengeschalteten Feinkieslagen. Verhältnismäßig häufig sind in der Lockersedimenten des Paläotales III sandig-schluffige Zwischenlagen anzutreffen.

Die bis 19 m mächtigen Lockersedimente des Paläotals IV bestehen vorwiegend aus Mittel- und Feinsanden. Die Grundschotter dieses Paläotales setzen sich aus 0,6 m bis 4,2 m mächtigen Grobkiesen und kiesigen Sanden zusammen. Häufiger als in den Sedimenten des Paläotales III sind nach Beobachtungen von SPÖCKER (1964) schluffige Beimengungen und ausgedehnte kohlenstoffreiche Schlufflagen in den Lockersedimentfüllungen von Paläotal IV zu beobachten. So treten im Bereich der Nürnberger Altstadt längs des heutigen Nordufers der Pegnitz Ausbuchtungen der Paläorinne nach N auf. Diese mit Faulschlämmen und schluffigen Lockersedimenten verfüllten Becken erforderten bereits bei der frühmittelalterlichen Bebauung tiefreichende Pfahlgründungen. Vor allem im Gebiet des heutigen Hauptmarktes erstreckt sich eine von der Pegnitz weit nach N hin ausufernde Bucht, welche mit 2 m bis 5 m mächtigen Faulschlammablagerungen erfüllt ist und seit der ab dem Jahre 1349 getätigten Anlage des Hauptmarktes mit Bauschutt und Abraum überdeckt wurde.

5.3. Flussterrassen (Riß bis Holozän)

Auffallend große Flächen im Pegnitz- und Rednitztal werden von fluviatilen Lockerablagerungen eingenommen. Zu diesen Sedimentkörpern zählen die Terrassenbildungen, welche – entsprechend der jeweiligen Transportkraft der Fließgewässer – durch Auffüllungs- oder Eintiefungsphasen in den Kalt- und Warmzeiten des Pleistozäns bis Holozäns entstanden.

Gemäß ihrer Höhenlage über dem zugehörigen rezenten Vorfluterniveau werden sie unterteilt in

• Oberterrasse,
• Haupt- oder Niederterrasse sowie
• Vorterrasse.

Die in einer Mächtigkeit von durchschnittlich nur 3 m bis 5 m erhalten gebliebene Oberterrasse steht entlang von Rednitz/Regnitz und Pegnitz beiderseits dieser Flüsse in einer Höhenlage von rund 20 m über den heutigen Erosionsniveaus an. Lithologisch setzen sich die Lockersedimente vorwiegend aus fein- bis grobkörnigen Sanden und lehmigen Schichten mit zwischengeschalteten Quarzgerölllagen, Sandsteingeröllen sowie abgerundeten Juragesteinskomponenten zusammen (BERGER 1978). Haarländer (1971) stellt die Sedimentation der Oberterrasse in das Riß-Glazial. Diese Ablagerungsphase wurde dann von einer Erosionsphase abgelöst, in der die Ausformung der Flusstäler mit Einschneidungen bis maximal 40 m (TILLMANNS 1977, 1978) erfolgte. Die eingetieften Rinnen wurden in der Folgezeit mit Kiesen, Sanden und Tonen verfüllt, aus denen eine weitere Erosionsphase die Haupt- bzw. Niederterrasse formte (FINSTERWALDER 1986).

Die beiderseits der Rednitz/Regnitz und der Pegnitz anstehenden, 5 m bis 20 m mächtigen Aufschüttungssedimente der Haupt- oder Niederterrasse werden aus mittelkörnigen Quarzsanden mit linsenförmig eingeschalteten Quarzgerölllagen, Malmhornsteinen, Doggerschwarten, Sandstein- und Quarzitgeröllen sowie teilweise nussgroßen Lyditen gebildet. Die Entstehung der Hauptterrasse erfolgte nach BERGER (1978) im Würm-Glazial.

Das Alter der Vorterrasse, welche sich lithologisch bis auf den erhöhten Lehmanteil nur wenig von der Hauptterrasse unterscheidet, wird in die Jüngere Tundrenzeit (BRUNNACKER 1955) bis in das Boreal (URLICHS 1968) und somit in die Zeitspanne zwischen 10.700 und 7300 v. Chr. gestellt.

 

6. Tektonik und Talgenese

SPÖCKER (1964) hatte die verschiedenen Erosions- und Akkumulationsvorgänge im Nürnberger Becken noch auf fünf Phasen stärkerer tektonischer Hebung und vier Phasen stärkerer tektonischer Absenkung dieses Gebiets zurückgeführt.

Nach heutigem Erkenntnisstand verdanken die Talbildungen sowie die fluviatilen Sedimente ihre Entstehung jedoch einer Abfolge von Ereignissen, die vom Altpleistozän ab (KLUMP 1982) mit einer durch Schollenverkippungen und Flussanzapfungen hervorgerufenen Umkehr der Entwässerungsrichtung des Rednitz-/Regnitz-Talzuges nach N und somit zum Rheinsystem hin, einsetze. Vor allem die Flussumkehr des Rednitz-Main-Systems im Mittelpleistozän belegt diese andauernde tektonische Aktivität (FINSTERWALDER 1986), welche durch epigenetische Hebungsvorgänge der Südlichen Frankenalb bedingt waren.

Die rezenten und die fossilen Talsysteme folgen im Nürnberger Becken bevorzugt dem tektonisch bedingten Trennflächengefüge. Während im Stadtgebiet von Nürnberg sich das heutige Pegnitztal an den – alt angelegten – flach- bis steilherzynisch verlaufenden Störungsflächen und Klüften am S-Rand des Nürnberger Sattels ausbildete, wich der älteste, wohl altpleistozäne Lauf der Pegnitz dem »Nürnberger Sattel« aus und folgte den Längsklüften der eingemuldeten Schichten.

An bruchtektonischen Elementen dominiert im Nürnberger Becken die über 20 km lange Rednitztal-Störung. Diese NNW-SSE streichende, an den – geologisch relativ jung entstandenen – rheinisch und eggisch streichenden Brüchen angelegte Störungszone erreicht bei durchschnittlich 75° E-Einfallen (BIRZER 1971) einen Abschiebungsbetrag von 25 m bis 30 m (v. FREYBERG 1963). Sie schuf die tektonischen Voraussetzungen für das verschüttete Paläotal und das rezente Flusstal der Rednitz-Regnitz.

Im Bereich der Dutzendteichmulde verläuft eine herzynisch verlaufende Störungszone, welche sich an der Erdoberfläche durch den Verlauf des Pegnitztales zwischen Doos und der Nürnberger Altstadt und weiter durch den Verlauf des Fischbachtales äußert. Zwei hierzu parallel verlaufende Verwerfungen gehen durch das Dutzendteichgebiet und werden durch zwei geradlinig verlaufende Paläotäler zwischen der Salzbrunner Straße (Langwasser) und den Dutzendteichen nachgezeichnet.

Die im Nürnberger Raum beobachteten, oft störungsparallelen Kluftscharen weisen Maxima bei den herzynisch streichenden Längsklüften auf. Ein zweites, etwas schwächer ausgebildetes Maximum zeigt die erzgebirgisch verlaufenden Querklüfte an (BAIER 1998, 2009). Dieses Hauptkluftsystem gehört genetisch zum übergeordneten tektonischen Bau des in E-Bayern gelegenen tiefreichenden Lineaments der „Fränkischen Linie« sowie dem Senkungsgebiet der Frankenalbfurche in deren Vorland.

Die am Ende des Mittleren Keupers bereits embryonal vorhandene (VIOHL 1969), paläogeographisch ab dem Oberen Jura (v. FREYBERG 1969) wirksame Frankenalbfurche stellt ein nahezu lineares tektonisches Senkungsgebiet dar und trennt zwei verschiedene großtektonische Einheiten: Im W grenzt die Frankenalbfurche an den E-Abfall der Südwestdeutschen Großscholle und im E an die W-Grenze des Moldanubikums (CARLÉ 1955).

Überlagert wird dieses sehr alt angelegte und in jüngerer geologischer Vergangenheit immer wieder reaktivierte Haupttrennflächengefüge von einem weiteren Kluftsystem mit E-W verlaufenden Längsklüften sowie rheinischen und eggischen streichenden Querklüften. Dieses zweite Kluftsystem ist wesentlich jünger und wurde durch die horizontalen Kompressions- und Schervorgänge im Vorland der Kollisionsfront des alpidischen Orogens verursacht.

Das überwiegend scharf eingeschnittene Paläotal I folgt trotz seinem generell NE-SW streichenden Verlauf bevorzugt rheinisch/eggischen und E-W verlaufenden Richtungen. In seinem Mündungsgebiet in das Rednitz-Paläotal biegt es von der SE-NW-Richtung nach SW um und zeigt seine alte, nach S gerichtete Entwässerung an.

Das Haupt-Seitental dieses ältesten »Ur-Pegnitz-Tales I« stellt die »Viatisrinne« dar. Diese weist generell einen SE-NW (»herzynischen«) gerichteten Verlauf und biegt nur in einer kurzen Talsequenz unter Zerzabelshof in die SW-NE (»erzgebirgische«) Richtung um. Die an tektonisch bedingte Schwächezonen im Keupergebirge gebundene Vorzeichnung der Talgenese ist hier sehr signifikant ausgebildet.

Das überwiegend scharf eingeschnittene Paläotal der »Märzfeldrinne« folgt in seinem nahezu linearen Verlauf der herzynischen Richtung. Das ehemalige Fliessgewässer weist in seiner Talmorphologie junge Erosionsformen auf und hat sich offenbar erst in etwas jüngerer geologischer Vergangenheit als das Paläotal I eingetieft.

Das Paläotal II weist bei seinem generell von NNE nach SSW gerichtetenen Verlauf tektonische Bindungen an rheinische sowie erzgebirgisch und herzynisch streichende Trennflächen auf.

Dem tektonischen Bauplan im N-Teil des Nürnberger Beckens folgen die Streichrichtungen der Paläotäler III und IV sowie der in sie einmündenden Nebentäler. Der hier den Gebirgsbau dominierende, WSW-ENE verlaufende Nürnberger Sattel bedingte die Ausbildung WNW-ESE streichender Trennflächen, welche die Ausrichtung der beiden jüngsten Talbildungen steuerten; im NW-Teil des Nürnberger Beckens gehen die Talstreichrichtungen in die steilherzynische Richtung über und folgen somit einer Störungszone, welche sich von hier bis in das Fischbachtal im ESE des Nürnberger Beckens erstreckt.

 

7. Hydrogeologie der Paläotäler

Im Nürnberger Becken weisen weder das Paläorelief der Keuperoberfläche noch die Grundwasseroberfläche des obersten Aquifers Gemeinsamkeiten mit der rezenten Geländeoberfläche auf (LÖHR 2011). Allerdings hebt BERGER (1979) vor allem für den S-Teil des Nürnberger Beckens den starken Einfluss des zugrunde liegenden Trennflächengefüges auf die räumliche Verteilung der Grundwasserhöffigkeit hervor. So konnte er am Beispiel des S’ von Nürnberg gelegenen, mit mächtigen Lockersedimenten verfüllten Schwarzachtales das Vermögen des Vorfluter aufzeigen, aufgrund der wasserwegsamen tektonischen Elemente die angeschnittenen Aquifere optimal entwässern zu können. Tektonik und Vorfluter summieren sich somit in ihrer positiven Auswirkung auf die Grundwasserergiebigkeit.

Im Nürnberger Raum sind in den Paläotälern sehr mächtige sandig-kiesige Lockersedimentfüllungen vorhanden. Hier befinden sich auch die ergiebigsten Grundwasservorräte des Stadtgebietes. Vor allem in den verschütteten Paläotälern I bis III sind aufgrund der Lockergesteins-Lithologie hohe spezifische Ergiebigkeiten zu erwarten. SPÖCKER (1964) beobachte in den grundwassererfüllten Lockersedimenten eines in das Paläotal I einmündenden, kurzen Nebentales (unter der Trierer Straße und der Katzwanger Straße beim Nürnberger Südfriedhof) spezifische Ergiebigkeiten bis 4 L/s/m.

Insgesamt gesehen besteht über das Paläotal I ein potentiell zusammenhängender, rund 30 m mächtiger Grundwasserkörper, der sich aus dem Gebiet von Mögeldorf bis nach Reichelsdorf erstreckt. Die Sedimentfüllungen des Paläotales I sind häufig bis 1 m unter Gelände, bisweilen sogar geländegleich, von Grundwasser erfüllt. So wurden im Bereich des Rhein-Main-Donau-Kanals und der Hafenanlagen vor Beginn der Ausschachtungsarbeiten zwei Brunnenreihen quer zum Verlauf des Paläotales I zur Grundwasserabsenkung angelegt. Der Grundwasserzustrom betrug 1968 etwa 120 L/s (SPÖCKER 1968).

Vergleichbare Bedingungen herrschen auch in den Lockersedimenten des sich von Galgenhof über Gibitzenhof bis nach Eibach erstreckenden Paläotals II vor. Die im Mittel 13 m bis 16 m mächtigen Lockersedimente werden hauptsächlich aus Sanden und Kieslagen aufgebaut. Allerdings ist der Flurabstand der hier enthaltenen Grundwässer im Allgemeinen größer als im Paläotal I.

Auch das Paläotal III im Bereich des heutigen Hauptbahnhofs, Plärrers, Gostenhof und Leyh-Höfen weist aufgrund der an seiner Erosionsbasis anstehenden mächtigen, grundwassererfüllten Kies- und Schotterlagen hohe Durchlässigkeitsbeiwerte und somit hohe spezifische Ergiebigkeiten auf.

Hingegen werden die Lockersedimente des Paläotals IV unter dem heutigen Pegnitz- und dem Rednitztal von Sanden mit hohen Anteilen an Lehmen, Tonen und Schluffen aufgebaut, so dass nach SPÖCKER (1964) in diesen Lockersedimenten geringere Wasserergiebigkeiten zu erwarten sind.

Die in den Paläotäler anstehenden Lockersedimente stellen generell gut durchlässige Porengrundwasserleiter dar. Die k_f -Werte der Kiese und Sande betragen im Mittel 10^-3 m/s bis 10^-4 m/s (LÖHR 2011) und bieten mit diesen guten Wasserwegsamkeiten vorzügliche Bedingungen für das Einrichten von Anlagen zur Gewinnung und Versickerung von Wässern. Diese hydrogeologischen Gegebenheiten stellen somit optimale Vorbedingungen zur geothermischen Nutzung der Grundwasserkörper dar.

Die Nutzung der oberflächennahen Geothermie hat in den letzten Jahren einen starken Anstieg erfahren. Bei fachgerechter Auslegung der Anlagen zur Nutzung der Erdwärme bietet die Technologie ein hohes CO₂ -Einsparpotential und eine Unabhängigkeit von fossilen Rohstoffen. Im Gegensatz zu anderen erneuerbaren Energien gilt die Nutzung der Erdwärme als grundlastfähig und kann zum Heizen und zum Kühlen von Gebäuden eingesetzt werden (SCHULZE & SPÖRLEIN 2011).

Im Stadtgebiet von Nürnberg existieren im bayerischen Vergleich bereits viele Anlagen zur Nutzung der oberflächennahen Geothermie. Dies ist dadurch begründet, dass hier aufgrund der geologischen und hydrogeologischen Gegebenheiten grundsätzlich günstige Bedingungen für die Nutzung dieser regenerativen Energiegewinnung vorliegen. Generell ist allerdings festzuhalten, dass als wichtige Voraussetzungen für die Nutzung des oberflächennahen Grundwassers für die thermische Versorgung von Gebäuden geringe Grundwasserflurabstände, hinreichende Ergiebigkeiten des Grundwasserleiters (mindestens 1 L/s Grundwasserförderrate pro Kilowatt Energiegewinnung) und geeignete hydrochemische Bedingungen (insbesondere niedrige Eisen- und Mangangehalte des Grundwassers) anzusehen sind (SCHULZE & SPÖRLEIN 2011). Derartige Bedingungen herrschen in den Paläorinnen des Nürnberger Beckens vor. Bei den hier anstehenden Lockersedimenten sind meist geringe Grundwasser-Flurabstände bei gleichzeitig hohen Ergiebigkeiten des Aquifers zu beobachten.

Die langgestreckten und tiefen »Urtäler« unter dem dichtbesiedelten Stadtgebiet von Nürnberg eignen sich daher besonders gut für die Nutzung durch geothermische Anlagen. So konnte beispielsweise aufgrund des großen Grundwasserandrangs im Bereich der Nürnberger Südstadt für eine Großanlage zur Gebäudekühlung (mit Grundwasserrückführung) ein Entnahmekontingent in Höhe von 600.000 m³ /a genehmigt werden (SCHULZE & SPÖRLEIN 2011). Die »Nürnberger Urtäler« können somit unter dem Aspekt der »Deutschen Energiewende« als Modellprojekt für die flächenhafte Nutzung der Geothermie in einer Metropolregion herangezogen werden.

 

8. Dank

Der Verfasser bedankt sich herzlich bei Frau Dipl.-Geol. Gisela Löhr (Umweltamt der Stadt Nürnberg) sowie bei Herrn Dr. Timo Spörlein (LfU Hof) für grundlegende Diskussionen und Hinweise sowie für die freundliche und rasche Überlassung von Bohrdaten. Herrn Prof. Dr. W. Schirmer (Universität Düsseldorf) und einem anonymen Gutachter danke ich für wertvolle Hinweise.

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9. Literaturverzeichnis

ANDRES, G. (1967): Hydrogeologische Verhältnisse. – In: Berger, K.: Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1:25000 Bl. Nr. 6732 Roth bei Nürnberg: 53-78, München (Bayer. GLA.).

BAIER, A. (1998): Zur Geschichte, Geologie und Hydrologie des Burgberges zu Nürnberg.– Geol. Bl. NO-Bayern 48, 4: 277-300, 7 Abb., 1 Taf., Erlangen.

BAIER, A. (2001): Silberbuck und Silbersee im Südosten von Nürnberg – gefährliche Sondermülldeponien im Grundwasserbereich . – Geol. Bl. NO-Bayern 51, 3-4: 149-229, 36 Abb., 1 Tab., Erlangen.

BAIER, A. (2007): Von Sandsteinen, Einbruchsbecken und Flussverlagerungen: Die Geologie Nürnbergs. – In: [BAUMANN, W., DIEFENBACHER, M., HERBERS, H., KRÜGER, F. & WIKTORIN, D.]: Der Nürnberg Atlas. Vielfalt und Wandel der Stadt im Kartenbild: 146-147, 2 Abb., Köln (Emons).

BAIER, A. (2009): Die Natursteingewinnung und die hydrogeologischen Verhältnisse am Schmausenbuck (Rewhelberc) im Spiegel der geologischen und historischen Entwicklung des Nürnberger Raumes. – Geol. Bl. NO-Bayern 59, 1-4: 15-76, 13 Abb., 3 Tab., 9 Taf., Erlangen.

BÄUMLER, H. (1981): U-Bahnbau und Geologie im Nürnberg/Fürther Becken. Mit Taf. 1.– Geol. Bl. NO-Bayern 31, 1-4: 16-36, Erlangen.

BERGER, K.B. (1967): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1:25 000, Blatt Nr. 6732 Roth b. Nbg., München (Bayer. GLA.).

BERGER, K.B. (1978): Erläuterungen zur Geologischen Karte Nürnberg-Fürth-Erlangen und Umgebung 1:50000. – 219 S., 38 Abb., 1 Tab., 3 Beil., München (Bayer. GLA).

BIRZER, F. (1956): Geologisch-hydrologisches Gutachten über die Tiefbrunnen im Stadtgebiet von Nürnberg. – Stadtverwaltung Nürnberg.

BIRZER, F. (1957): Begrabene Talstücke der Pegnitz und Rednitz im Stadtgebiet von Nürnberg und Fürth. Mit 7 Abb. – Geol. Bl. NO-Bayern 7, 3: 98-116, Erlangen.

BIRZER, F.(1971): Ein weiterer Nachweis der Rednitztal-Störung. – Geol. Bl. NO-Bayern 21, 4: 207-214, 3 Abb., Erlangen.

BIRZER, F. & HILMER, K. (1975): Die Grundwasserverhältnisse beim U-Bahnbau in Nürnberg. Mit 8 Abb. im Text. – Geol. Bl. NO-Bayern 25, 2/3: 65-79, Erlangen.

BRUNNACKER, K. (1955): Die Böden der Terrassen und der Flugsande im Regnitztal.- Geol. Bl. NO-Bayern 5, 2: 71-77, Erlangen.

BRUNNACKER, K. (1967): Einige Schotteranalysen aus dem Ur-Maintal zwischen Schwabach und Treuchtlingen. – Geol. Bl. NO-Bayern 17, 2: 92-99, 1 Taf., 1 Tab., Erlangen.

BRUNNACKER, K. (1973): Gesichtspunkte zur jüngeren Landschaftsgeschichte und zur Flussentwicklung in Franken. – Z. Geomorph. N. F. 17: 72-90, Berlin & Stuttgart.

CARLÉ, W. (1955): Bau und Entwicklung der Südwestdeutschen Großscholle. – Beih. Geol. Jb. 16: 1-272, Hannover.

FICKENSCHER, K. (1935/38): Die geologisch-hydrologischen Verhältnisse des tieferen Untergrundes im Stadtbezirk Nürnberg. I. Teil Nürnberg 1935 und II. Teil Nürnberg, 1938.

FINSTERWALDER, R. (1986): Hydrogeologie im Gebiet südöstlich Nürnberg unter besonderer Berücksichtigung einiger mit dem Bau des Main-Donau-Kanals zusammenhängender Veränderungen. – Erl. Geol. Abh. 113: 1-104, 75 Abb., Tab., Erlangen.

FREYBERG, B. v. (1954): Die Randfazies des Gipskeupers, insbesondere der Benkersandstein in Franken. – Erlanger geol. Abh. 11: 1-47, Erlangen.

FREYBERG, B. v. (1963): Nachweis einer Verwerfung im Regnitztal am Südrand von Nürnberg. Mit 3 Abb. im Text. – Geol. Bl. NO-Bayern 13, 2: 43-58, Erlangen.

FREYBERG, B. v. (1969): Tektonische Karte der Fränkischen Alb und ihrer Umgebung. – Erl. geol. Abh. 77: 1-81, Erlangen.

FUCHS, B. (1957): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1:25000, Blatt Nr. 6632 Schwabach. – 27 S., 5 Abb., München (Bayer. GLA).

HAARLÄNDER, W. (1971): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1:25000, Blatt Nr. 6431 Herzogenaurach. – 118 S., 24 Abb., 5 Tab., 2 Taf., 2 Beil., München (Bayer. GLA).

HANTKE, R. (1993): Flußgeschichte Mitteleuropas. Skizzen zu einer Erd-, Vegetations- und Klimageschichte der letzten 40 Millionen Jahre. – 459 S., 242 Abb., Stuttgart (Enke).

HINDERER, M. (2001): Late Quaternary denudation of the Alps, valley and lake fillings and modern river loads. – Geodinamica Acta 14, 4: 231-263, Amsterdam.

KLUMP, N. (1982): Geologisch-hydrologische Veränderungen im Zuge der Baumaßnahmen des Main-Donau-Kanals zwischen Bamberg und Nürnberg unter besonderer Berücksichtigung umweltrelevanter Probleme. – Erl. Geol. Abh. 110: 1-65, 65 Abb., 4 Tab., Erlangen.

KRUMBECK, L. (1927): Zur Kenntnis der alten Schotter des bayerischen Deckgebirges. Ein Beitrag zur älteren Flußgeschichte Nordbayerns. – Geolog. u. palaeontolog. Abh. N.F. 15, 3: 1-138, 7 Taf., Jena (Fischer).

LANGHAMMER, H.-A. & BRUNNACKER, K. (1986): Das Quartär im Nürnberger Becken. – Geologica Bavarica 89: 229-234, 1 Abb., München.

LISIECKI, L. E. & RAYMO, M. E. (2005): A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic d¹⁸O records. – Paleoceanography 20, PA1003, doi: 10.1029/2004PA001071, 17 p., 12 fig., 5. tab.

LITT, Th., BEHRE, K.-E., MEYER, K.-D., STEPHAN, H.-J. & WANSA, St. (2007): Stratigraphische Begriffe für das Quartär des norddeutschen Vereisungsgebietes. – Eiszeitalter und Gegenwart (Quaternary Science Journal) 56, 1/2: 22-23, Stuttgart (Schweizerbart).

LÖHR, G. (2011): Hydrogeologie. – Grundwasserbericht 2011. Daten zur Nürnberger Umwelt: 27-32, 10 Abb., Nürnberg (Umweltamt).

LÜTTIG, G. W. (1997): Fränkische Flussgeschichten. Mit 2 Abb. und Taf. 13-14. – Geol. Bl. NO-Bayern 47, 1-4: 151-181, Erlangen.

MOLNAR, P. (2004): Late Cenozoic increase in accumulation rates of terrestrial sediment: How might climate change have affected erosion rates? – Annual Review of Earth and Planetary Sciences 32: 677-69, Palo Alto, California.

MÜLLER, U. B. (1981): Die Schotter im Vorland von Frankenwald und Fichtelgebirge unter besonderer Berücksichtigung der Kieselschiefergerölle. – Diss. Univ. Köln, 125 S., Anh., 1 Faltbl., Köln (Math.-Naturwiss. Fak.).

PEIZHEN, Z., MOLNAR, P. & DOWNS, W. R. (2001): Increased sedimentation rates and grain sizes 2-4 Myr ago due to the influence of climate change on ersosion rates. – Nature 410, 6831: 891-897, London.

POLL, K. G. (1974): Ergebnisse der Erlanger Quartär-Arbeiten im Regnitztal zwischen Nürnberg und Bamberg. – Nachr. dt. geol. Ges. 10: 28-36, Hannover.

RIETZLER, H. (1979): Zur Hydrogeologie des Raumes südöstlich von Nürnberg unter besonderer Berücksichtigung der Gradabteilungsblätter 6533 Röthenbach, 6633 Feucht und 6733 Allersberg. – 184 S., Abb., Tab., 4 Beil., Diss. Univ München, München.

RÜCKERT, L. (1933): Zur Flußgeschichte und Morphologie des Rednitzgebietes. – Sitzungs-Bericht Phys.-Med. Soz. Erlangen 63/64: 371-453, Erlangen.

RÜCKERT, L. (1953): Talverschüttung im Nürnberger Becken. Mit 1 Abb. – Geol. Bl. NO-Bayern 3, 3: 106-110, Erlangen.

SCHIRMER, W. (2008): 140 Millionen Jahre alte Geschichte der Fränkischen Schweiz. – in: [Zweckverband Fränkische Schweiz Museum]: Was die Steine verraten. Riffe, Wüsten und Vulkane in Oberfranken. – Begleitheft zur Sonderausstellung im Fränkische Schweiz-Museum Tüchersfeld vom 09. Mai bis 09. November 2008: 26 – 45, 13 Abb., Tüchersfeld.

SCHMIDT-KALER, H. (1974): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1:25000, Blatt Nr. 6634 Altdorf. – 152 S., 25 Abb., 3 Tab., 6 Beil., München (Bayer. GLA).

SCHMIDT-KALER, H. (1994): Der präriesische Ur-Main und seine Ablagerungen. – Geol. Bl. NO-Bayern 44, 3/4: 225-240, 2 Abb., 2 Tab., 1 Taf., Erlangen.

SCHNÜTGEN, A. & BRUNNACKER, K. (1077): Zur Kieselschiefer-Führung in Schottern am Niederrhein. – Decheniana 130: 293-298, Bonn.

SCHREINER, A. (1992): Einführung in die Quartärgeologie. – 257 S., 104 Abb., 14 Tab., 9 Photos, Stuttgart (Schweizerbart).

SCHRÖDER, B. (1968): Zur Morphogenese im Ostteil der Süddeutschen Scholle. – Geol. Rdsch. 58, 1: 10-32, Stuttgart.

SCHULZE, M. & SPÖRLEIN, T. (2011): Oberflächennahe Geothermie in Nürnberg. – Grundwasserbericht 2011. Daten zur Nürnberger Umwelt: 20-21, 2 Abb., Nürnberg (Umweltamt).

SPÖCKER, R. G. (1964): Die geologischen und hydrologischen Verhältnisse im Untergrund von Nürnberg. Leitfaden für die Grundbaupraxis einer Großstadt. – Abh. Naturhist. Ges. Nbg. XXXII 1964: 1-136, 32 Abb., 3 Kte., Nürnberg.

SPÖCKER, R. G. (1968): Neues über den Untergrund von Nürnberg – Geologische Beobachtungen an den Aufschlüssen für den Kanal- und Hafenbau bei Nürnberg-Hinterhof. – Mittl. Naturhist. Ges. Nbg. 1968, 3: 19-24, Nürnberg.

SPÖCKER, R. G. (1973): Geologie im Mündungsgebiet der Ur-Pegnitz. – Geologica Bavarica 67: 253-277, 2 Abb., 1 Beil., München.

STRASSER, A., STRASSER, M. & SEYFRIED, H. (2011): Die rheinische Erosionsleistung in Zahlen: eine Berechnung aus digitalen Geländemodellen am Beispiel des Leintals im Vorland der Ostalb. – Jber. Mittl. oberrhein. Ver. n. F. 93: 127-148, 10 Abb., 1 Tab., Stuttgart.

TILLMANNS, W. (1977): Zur Geschichte von Ur-Main und Ur-Donau zwischen Bamberg, Neuburg/Donau und Regensburg. – Sonderveröff. Geol. Inst. Köln 30: 1-198, Köln.

TILLMANNS, W. (1978): Die postriesische Flußgeschichte in Nordostbayern. – In: Das Mainprojekt. Hydrogeologische Studien zum Grundwasserhaushalt und zur Stoffbilanz im Maineinzugsgebiet. – Schriftenreihe Bayer. LA. – Amt f. Wasserwirtschaft 7: 27, München.

TILLMANNS, W. (1980): Zur plio-pleistozänen Flußgeschichte von Donau und Main in Nordostbayern. – Jber. Mittl. oberrhein. Ver. n. F. 62: 199-205, 3 Abb., Stuttgart.

URLICHS, M. (1968): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1:25000, Blatt Nr. 6533 Röthenbach a. d. Pegnitz. – 126 S., 8 Abb., 3 Tab., München (Bayer. GLA).

VIOHL, G. (1969): Die Keuper-Lias-Grenze in Südfranken. – Erlanger geol. Abh. 76: 1-81, 35 Abb., 11 Tab., Erlangen.

ZACHOS, J., PAGANI, M., SLOAN, L., THOMAS, E. & BILLUPS, K. (2001): Trends, rhythms and aberrations in global climate 65 Ma to present. – Science 292: 686-693, Washington DC.

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* Dr. A. Baier, last update: Freitag, 24. Februar 2023 12:39

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