Die für die Sächsische Schweiz charakteristischen massigen Sandsteine der oberen Elbtal-Gruppe (Mittelturonium–Unterconiacium) wurden syntektonisch von der aufsteigenden Lausitz im Nordosten geschüttet und reichen bis Pirna, wo sie mit dünneren, tonig-mergeligen Zwischenschichten wechsellagern. Für die rechtselbischen Sandsteine der Sächsischen Schweiz erarbeitete Lamprecht (1928, 1931) ein petrographisch-morphologisches Gliederungsschema, dem Seifert (1955) die wechselhaften lithostratigraphischen Einheiten des faziellen Übergangsgebietes bei Pirna gegenüberstellt. Diese Korrelation hat sich in den letzten Jahren durch eigene Arbeiten aufs Feinste bestätigt, wurde aber zwischenzeitlich von dem Mibus’schen Gliederungsschema in den Hintergrund gedrängt. Allerdings demonstrieren Bohrungen in der Umgebung von Pirna eindeutig, dass die Korrelation von Mibus (1975) nicht korrekt ist. Biostratigraphisch konnten in den letzten Jahren erstmals die Basis des Mittelturoniums (mit Collignoniceras woollgari, Mytiloides subhercynicus und M. hercynicus), des Oberturoniums (mit Inoceramus stuemckei) und des Coniaciums (mit Cremnoceramus waltersdorfensis waltersdorfensis) sowohl in der Mergelfazies, der Übergangsfazies als auch in den massigen Sandsteinen der Sächsischen Schweiz definiert werden. Im Mittel- bis Oberturonium lassen sich zwei Sedimentationszyklen von jeweils 810.000 Jahren nachweisen. Die Kreide-Sedimente sind heute 2–3° nach Nordosten senkrecht zur Lausitzer Überschiebung und unter 1° nach Nordwesten parallel zu ihr geneigt. So reihen sich entlang der Elbe die Steinbrüche der berühmten Werksandsteine von der tschechischen Grenze über die Königsberger Elbschleife (Mittelquader der Schmilka-Formation, Unter- bis unteres Mittelturonium) bis nach Pirna (Pirnaer Oberquader / Sandstein c₃ der obersten Postelwitz-Formation, mittleres Oberturonium) ungestört aneinander. Die Werksandsteine der Schrammstein-Formation (oberes Oberturonium bis Unterconiacium) stehen in Landbrüchen an.

The Middle Turonian–Lower Coniacian massive quartzose sandstones of the upper Elbtal Group of the Saxonian Switzerland were syntectonically shed from the rising Lusatian Massif in the southeast and reach Pirna, were they alternate with thinner, clayey-marly intercalations. For the sandstones exposed on the right-hand Elbe River bank, Lamprecht (1928, 1931) proposed a petrographic-morphological classification system which contrasts with the variable lithostratigraphic units of the transitional facies around Pirna, subdivided in detail by Seifert (1955). His correlation has been very well confirmed by own works in recent years, but has meanwhile been pushed into the background by Mibus’ scheme of classification. However, boreholes in the Pirna area clearly demonstrate that the correlation of Mibus (1975) is incorrect. In the last years, the bases of the Middle Turonian (with Collignoniceras woollgari, Mytiloides subhercynicus and M. hercynicus), the Upper Turonian (with Inoceramus stuemckei) and the Coniacian (with Cremnoceramus waltersdorfensis waltersdorfensis) were biostratigraphically defined for the first time in the marl facies, the transitional facies as well as the massive sandstones of the Saxonian Switzerland. In Middle to Late Turonian times, two sedimentary cycles can be detected each of which spanning about 810.000 years. Today, the Cretaceous strata are inclined towards northeast in the direction of the Lusatian Thrust Fault with approximately 2–3° and with less than 1° northwest parallel to it. Therefore, the quarries of the famous freestones along the Elbe River line up undisturbed from the Czech border via the Elbe bow near Königstein (Mittelquader of the Schmilka Formation, Lower to lower Middle Turonian) to Pirna (Pirnaer Oberquader / Sandstone c₃ of the upper Postelwitz Formation, mid-Upper Turonian). The freestones of the Schrammstein Formation (upper Upper Turonian to Lower Coniacian) are exposed inland.

Sachsen, Oberkreide, Elbsandsteingebirge, Quadersandsteine, Stratigraphie, Korrelation

Saxony, Upper Cretaceous, Elbsandsteingebirge, Quader sandstones, stratigraphy, correlation

Die Elbtalkreide (Cenomanium–Mittelconiacium, untere Oberkreide) ist ein klassisches Gebiet der geologisch-paläontologischen Forschung in Deutschland und in Bezug auf ihre Fossilführung, Stratigraphie und Sedimentologie seit fast 200 Jahren intensiv untersucht worden. An dieser Stelle sei stellvertretend nur auf einige wesentliche historische Arbeiten verwiesen: Geinitz (1839–1842, 1849, 1871–1875, 1872–1875): fundamentale Arbeiten zur Paläontologie und Stratigraphie; Petraschek (1900, 1902): Fazieszonierung und Ammoniten der sächsischen Kreide; Schander (1923): grundlegende Arbeit zur Transgression des Cenomaniums; Lamprecht (1928, 1931): Sandstein-Gliederung der Hinteren Sächsischen Schweiz; Prescher (1954, 1957a, b, 1981): Sandsteinpetrographie, Stratigraphie; Seifert (1932, 1955): Stratigraphie und Paläogeographie; Tröger (1956, 1967, 1969): Paläontologie und Stratigraphie von inoceramiden Muscheln; Rast (1959): geologischer Führer durch das Elbsandsteingebirge; Voigt (1994): Sedimentologie und Stratigraphie; Tröger und Voigt (in Niebuhr et al. 2007): moderne Lithostra­tigraphie (jüngst ergänzt und revidiert durch Wilmsen et al. 2019; Niebuhr 2020, Niebuhr et al. 2020a–c, 2021; Niebuhr und Wilmsen 2023a). Auch haben sich gerade in den letzten Jahren zahlreiche neue Erkenntnisse zur Paläontologie (siehe z. B. aktuelle Revisionen ausgewählter Kreide-Faunen in Niebuhr und Wilmsen 2014, 2016 und Niebuhr 2021) sowie zur stratigraphischen Einstufung der Abfolgen des Cenomaniums (Wilmsen et al. 2022; Niebuhr und Wilmsen 2023a) und Turoniums bis Unterconiaciums (Wilmsen und Niebuhr 2009; Janetschke und Wilmsen 2014; Niebuhr und Wilmsen 2022) der Region ergeben. Speziell im Mittelturonium bis Unterconiacium gibt es jedoch bis heute große Diskrepanzen in der Korrelation zwischen der rein sandigen Fazies der Sächsischen Schweiz im Südosten und der Übergangsfazies bei Pirna-­Rosenthal, in der die mächtigen Quadersandsteine mit dünneren mergelig-tonigen Zwischenschichten wechsellagern.

Das Sächsische Kreidebecken (SKB) liegt am Nord­ost­rand des Böhmischen Massivs, das einen Teil der großen Mitteleuropäischen Insel bildet (Abb. 1a, b). Im Bereich zwischen Meißen, Dresden, Pirna, dem Osterzgebirge und der Sächsischen Schweiz sind Sedimentgesteine der tieferen Oberkreide (Untercenomanium bis Mittel­coniacium, ca. 100–87,5 Millionen Jahre; Wilmsen et al. 2022; Niebuhr und Wilmsen 2023a) sehr gut erschlossen. Lithologisch dominieren marine Quarzsandsteine (­Qua­der­sandsteine), Pläner (planar geschichtete ­mer­­ge­lige Siltsteine bis siltige Mergelsteine), Mergel und mergelige Kalksteine; auch festländische Ablagerun­gen, wie kohlig-tonige Silt­steine, unreife Sandsteine und Konglomerate, treten lokal auf. Diese Sedimentgesteine werden lithostratigraphisch in der Elbtal-Gruppe zusammengefasst (Voigt und Tröger in Niebuhr et al. 2007; Niebuhr et al. 2020a; Niebuhr und Wilmsen 2023a; Abb. 2). Die Elbtalkreide öffnet sich nach Südosten zum wesentlich größeren Böhmischen Kreidebecken (BKB) auf tschechischer Seite, nach Nordwesten geht das SKB in den breiten norddeutschen ­Kreide-Schelf über (Abb. 1a, b). Die Beckenfüllungen des SKB und BKB werden heute im Nordosten durch die Lausitzer Überschiebung begrenzt (Abb. 1c), an der die neoproterozoischen Lausitzer Grauwacken und Granitoide die Sedimentgesteine der südöstlichen Elbtal-Gruppe um mindestens 500–1000 m überschoben haben. Die Mächtigkeitszunahme der Kreideablagerungen in Richtung auf die Randstörung und grobe, konglomeratische Schüttungen lassen annehmen, dass die Lausitzer Überschiebung ab dem Mittelturonium aktiv war und die Lausitz (als Westsudetische Insel) herausgehoben wurde (Malkovský 1976; Niebuhr et al. 2020a), was auch in anderen Kreidebecken im Umkreis der Mitteleuropäischen Insel nachgewiesen wurde (Niebuhr et al. 2011). Die Lausitzer Überschiebung steht damit im direkten geodynamischen und zeitlichen Zusammenhang mit einer ganzen Reihe NW/SO-streichender Strukturelemente in Mitteleuropa, die im Zuge einer früh-oberkretazischen Änderung im Bewegungssinn von Afrika und Iberia relativ zur Europäischen Platte durch SW–NO-gerichtete Einengung charakterisiert waren (Kley und Voigt 2008; Voigt 2009).

So ist die sächsische Kreide zweigeteilt: die Sedimente des Untercenomaniums bis unteren Mittelturoniums (untere Elbtal-Gruppe) wurden im Zuge mehrerer großer Transgressionen während eines eustatischen Meeresspiegelanstiegs von bis zu 100 m etwa 6,5 Millionen Jahren lang maßgeblich vom Erzgebirge im Südwesten angeliefert (Niebuhr und Wilmsen 2023a; Abb. 1a), wohingegen die des mittleren Mittelturoniums bis Mittelconiaciums (obere Elbtal-Gruppe) syntektonisch von der aufsteigenden Lausitz im Nordosten geschüttet wurden (Malkovský 1976; Niebuhr et al. 2020a; Niebuhr und Wilmsen 2023b; Abb. 1b). Zur oberen Elbtal-Gruppe, um die es in dieser Arbeit geht, gehören die tonig-mergeligen Räcknitz- und Strehlen-Formationen und ihre zeitgleichen sandigen Pendants, die Postelwitz- und Schrammstein-Formationen (Tröger und Voigt in Niebuhr et al. 2007; siehe Abb. 2, 3). Auch die zeitgleichen Sandsteine der oberen Oybin-, Lückendorf- und Waltersdorf-Formationen des Zittauer Sandsteingebirges zählen dazu (Niebuhr et al. 2020a), sind aber nicht Teil dieser Arbeit.

Abbildung 1. 

Vereinfachte Paläogeographie am Südwest- und Nordost-Rand des Böhmischen Massivs als Teil der Mitteleuropäischen Insel; a während der aus Norden kommenden kretazischen Transgressionen der unteren Elbtal-Gruppe (Untercenomanium bis unteres Mittelturonium; Niebuhr und Wilmsen 2023a), und b mit der synsedimentär aufsteigenden West- und Ostsudetischen Insel zu Zeiten der oberen Elbtal-Gruppe (mittleres Mittelturonium bis Coniacium). Rot: Arbeitsgebiet; epikontinentale Teilbecken: DKB = Danubisches, SKB = Sächsisches, OBKB = Ost-Brandenburgisches, NSKB = Nordsudetisches, ISKB = Intrasudetisches und OKB = Opole-Kreidebecken. c Erhaltene Kreidesedimente (grün) mit erwähnten Lokalitäten sowie aktiven und einer Auswahl an stillgelegten Werksandsteinbrüchen.

Figure 1. Simplified paleogeographic situation at the southwestern and northeastern margin of the Bohemian Massif as a part of the Mid-European Island; a during the Cretaceous transgressions of the lower Elbtal Group proceeded from the north (Lower Cenomanian to lower Middle Turonian; Niebuhr und Wilmsen 2023a), and b with the synsedimentary rising West and East Sudetic islands in times of the upper Elbtal Group (mid-Middle Turonian to Coniacian). Red: study area; epicontinental subbasins: DCB = Danubian, SCB = Saxonian, EBCB = East Brandenburg, NSCB = North Sudetic, ISCB = Intra-Sudetic and OCB = Opole Cretaceous Basin. c Distribution of preserved Cretaceous sediments (light green) with mentioned locations as well as active and a selection of decommissioned freestone quarries.

Abbildung 2. 

Revidierte Chrono-, Bio- und Lithostratigraphie des höchsten Cenomaniums bis Mittelconiaciums der Elbtalkreide des Sächsischen Kreidebeckens (stark verändert nach Niebuhr und Wilmsen 2023a). Die Zyklen a+b und c+d umfassen jeweils zwei 405-ky-Zyklen der langen Exzentrizität und enden wenig unterhalb der Coniacium-Basis. Absolute Alter der Stufengrenzen (in fett) nach Cohen et al. (2022); astronomisch basierte Alter (in kursiv) nach Laurin et al. (2014, 2021).

Figure 2. Revised chrono-, bio- and lithostratigraphy of the uppermost Cenomanian to Middle Coniacian of the Elbtal Cretaceous in the Saxonian Cretaceous Basin (strong modified after Niebuhr und Wilmsen 2023a). Cycles a+b and c+d each compose of two 405-ky cycles of the long eccentricity and finish few below the base of the Coniacian. Absolute ages of the stage boundaries (in bold) after Cohen et al. (2022); astronomically based ages (in italics) after Laurin et al. (2014, 2021).

Abbildung 3. 

Standardprofil der Sächsischen Schweiz. Der Turonium–Unterconiacium-Abschnitt ist angelehnt an die Lamprecht’sche Sandstein-Gliederung (Lamprecht 1928, 1931; Seifert 1955; Rast 1959; abgeändert nach Niebuhr 2021; Niebuhr und Wilmsen 2023b), das Cenomanium-Profil basiert auf der Revision von Niebuhr und Wilmsen (2023a). Sternchen 1–11: Werksandstein-Auswahl (siehe Abb. 1c), rot = historische, blau = heute noch aktive Brüche; 1 „Unterquader“-Brüche: Grillenburg, Paulsdorfer und Dippoldiswalder Heide, Horkenberg in Bannewitz, Plauenscher Grund in Dresden; 2 Lohmgrund in Dohma-Cotta, Pirna-Rottwerndorf; 3 Teichsteinbrüche in Bad Schandau-Schöna; 4 Obere Kirchleite in Königstein-Halbestadt, Stadtbrüche in Königstein; 5 Schulhainbrüche; 6 Niedere Kirchleite bei Struppen-Thürmsdorf; 7 Reinhardtsdorfer und Postelwitzer Brüche (mit „Guter Ader“); 8 Weiße Brüche, 9 Pirna-Posta und -Obervogelgesang, Mockethaler Grund; 10 Liebethaler Grund, Lohmen bis Wehlen; 11 Porschendorf, Hackkuppe bei Sebnitz-Hinterhermsdorf.

Figure 3. Standard section of the Saxonian Switzerland. The Turonian–Lower Coniacian interval is based on the Lamprecht sandstone-subdivision (Lamprecht 1928, 1931; Seifert 1955; Rast 1959; modified after Niebuhr 2021; Niebuhr und Wilmsen 2023b), The Cenomanian section based on the revision of Niebuhr and Wilmsen (2023a). Asterisks 1–11: selection of freestones (see Abb. 1c).

Die Lamprecht’sche Gliederung in der Sächsischen Schweiz

Für die rechtselbischen Quadersandsteine der Sächsischen Schweiz (Mittelturonium bis Unterconiacium) erarbeitete Lamprecht (1928, 1931) ein bis heute angewendetes petrographisch-morphologisches Gliede­rungs­schema, worin die dickbankig bis massigen, mittel- bis grobkörnigen Sandsteine mit lateinischen Buchstaben vom Liegenden ins Hangende durchnummeriert wurden (Sandsteine a–e, zum Teil untergliedert in z. B. a₁–a₃) und die feinkörnigen Schichtfugen griechische Kleinbuchstaben erhielten (α, β, γ, δ). Die Sandsteine a₁–a₃ werden nach dieser Gliederung von der Schichtfuge α₃ nach oben begrenzt (Abb. 3, 4). Die gute Anwendbarkeit des Lamprecht’schen Gliederungsprinzips beruht darauf, dass die feinkörnigen Schichtfugen weitverbreitete Transgressionsmaxima widerspiegeln und damit als geologische Zeugen von Phasen maximaler Überflutung eine sequenz- und chronostratigraphische (also zeitliche) Signifikanz haben (Voigt 1994; Janetschke und Wilmsen 2014; Wilmsen und Niebuhr 2014; Niebuhr et al. 2020a).

Der wichtigste Leithorizont der Lamprecht’schen Glie­­derung in der Sächsischen Schweiz ist zweifellos der Sand­stein b (Abb. 4, 5, Magenta in Tab. 1). Der massige, wand­bildende Mittel- bis Grobsandstein erreicht in der Säch­sischen Schweiz 50–60 m (Seifert 1955; Niebuhr et al. 2020b), ist insbesondere in den Vorderen Schramm­steinen auffällig in drei etwa gleichmächtige Bänke unter­teilt (Abb. 5) und sowohl an seiner Basis (α₃-Horizont), insbesondere aber an seinem Top (β₃-Horizont) scharf von den ihn umgebenden Sandsteinen getrennt. Der β₃-Horizont ist eine tief herausgewitterte, weit zurückspringende Schichtfuge und wird auch als „Schrammstein-Ebenheit“ bezeichnet (Lamprecht 1928: Profil 1). Die obersten 10er Meter des liegenden Sandsteins a₃ (Olivgrün in Tab. 1) wurden auf einer NW–SO-Erstreckung von 2,5 km in den Postelwitzer Steinbrüchen gebrochen (Lamprecht 1928; Seifert 1955; Rast 1959; Grunert 1986; Abb. 4, 8) und werden als zeitgleicher linkselbischer Reinhardtsdorfer Sandstein bis heute im Steinbruch Reinhardtsdorf II abgebaut (Wilmsen und Niebuhr 2009; vgl. Abb. 3). Im südöstlichen Ende der Postelwitzer Steinbrüche bei Schmilka liegt die Basis von Sandstein b = α₃-Horizont auf etwa 240 m ü. NHN, senkt sich aber bis zum Zahnsgrund der Vorderen Schrammsteine auf 212 m ab (Rast 1959), woraus sich ein heutiges Abtauchen des Leithorizonts von unter 1° nach Nordwesten, parallel zur Längserstreckung der Lausitzer Überschiebung, ergibt.

Der obere Abschnitt von Sandstein b bildet die Basis des Bastei-Felsens. In den berühmten Weißen Brüchen etwa 600 m weiter elbabwärts, die das Panorama des rechten Elbufers zwischen Wehlen und Rathen maßgeblich prägen (Wilmsen et al. 2023), wurde der Sandstein c₁+c₂ unmittelbar im Hangenden des Leithorizonts gebrochen, der als „zwar weißer, aber sehr mürber Stein“ beschrieben wird (Kutschke 2000) und auffällig zu Bergstürzen neigt (Wilmsen et al. 2023). Der mittel- bis grobkörnige, großbankige Sandstein c₃ bildet im Hangenden eine weitere auffällige Ebenheit (γ₃-Horizont, Basis der heutigen Schrammstein-Formation; Abb. 2, Tannengrün in Tab. 1). In der Sächsischen Schweiz ist diese weit zurückspringende Schichtfuge berühmt für ihre „Boofen“, die zum Freiübernachten einladen. Der folgende, ebenfalls mindestens 50 m mächtige Sandstein d (Hellblau in Tab. 1) ist meist großbankig bis massig, im oberen Abschnitt mittelbankig, und durch kieseligen Zement stark verkittet. In der Landschaft ist er felsbildend; die oberen Abschnitte vieler markanten „Wände“ und der meisten „Steine“ bestehen daraus (Abb. 4), z. B. der Lilienstein, der Königstein, die Kaiserkrone und der Große Zschirnstein. Oberhalb der folgenden Grenzschicht δ₂, die ebenfalls Felsterrassen bildet, treten lokal Reste vom maximal 60 m mächtigen Sandstein e auf, wie z. B. am Hohen Torstein, dem Pfaffenstein und dem Gohrisch; nur am Großen Winterberg sind noch bis zu 40 m des neu eingeführten Sandsteins f erhalten (Niebuhr et al. 2020a, c; vgl. Abb. 3).

Abbildung 4. 

Blick vom nördlichen Gipfel der linkselbischen Kaiserkrone auf die rechtselbischen Schrammsteine mit den Sandstein-Stufen, Grenzhorizonten und der Formationsgliederung (Wilmsen und Niebuhr 2009). Die hellen Wände in der Postelwitz-Formation gehören zu den historischen Steinbrüchen des Sandsteins a3.

Figure 4. View from the northern summit of the Kaiserkrone on the left Elbe bank to the Schrammsteine on the right Elbe bank, with sandstone steps, border horizons and formation subdivision (Wilmsen und Niebuhr 2009). The light-colored walls in the Postelwitz Formation belong to the historical quarries of the Sandstone a3.

Tabelle 1. 

a Die Lamprecht’sche Sandstein-Gliederung in der Sächsischen Schweiz am Beispiel der Vorderen Schrammsteine (Lamprecht 1928: Profil 1); beachte die Position der Postelwitzer Steinbrüche im Sandstein a₃. b Die Korrelation von Seifert (1955: 137) – links: Gliederung der Übergangsfazies in der Umgebung von Pirna (Seifert 1955), rechts: Sandsteine a–e der Sächsischen Schweiz (Lamprecht 1928, 1931). c Die heute gültige Korrelation, biostratigraphisch korrekt eingestuft und lithostratigraphisch verfeinert nach Seifert (1955); Brie.Fm = Brießnitz-Formation, Sch.Fm = Schmilka-Formation. Die Sandsteine d–f gehören zur Schrammstein-Formation und der γ₃-Horizont markiert ihre Basis (Tröger und Voigt in Niebuhr et al. 2007; Niebuhr et al. 2020a). Wichtige Leithorizonte von Lamprecht (1928, 1931) und Seifert (1955) wurden farblich hervorgehoben.

Table 1. a The Lamprecht sandstone-subdivision of the Saxonian Switzerland on the example of the Vordere Schrammsteine (Lamprecht 1928: section 1); note the position of the Postelwitz quarries in Sandstone a₃. b The correlation of Seifert (1955: 137) – left: subdivision of the transitional unit around Pirna (Seifert 1955), right: sandstones a–e of the Saxonian Switzerland (Lamprecht 1928, 1931). c The correlation valid today, correctly classified biostratigraphically and refined lithostratigraphically according to Seifert (1955); Brie.Fm = Brießnitz Formation, Sch.Fm = Schmilka Formation. The sandstones d–f belong to the Schrammstein Formation and the γ₃ Horizon marks their base (Tröger and Voigt in Niebuhr et al. 2007; Niebuhr et al. 2020a).

Die Seifert’sche Gliederung der Übergangsfazies bei Pirna

Seifert (1955) verfasste eine umfassende Beschreibung der wechselhaften lithostratigraphischen Einheiten des faziellen Übergangsgebietes bei Pirna und korreliert ­diese – aufbauend auf Lamprecht (1928, 1931) – mit denen der Sächsischen Schweiz. So entsprechen Unterer Mergel, Unterer Grünsandstein und Lamarcki-Pläner dem Sandstein a₁–a_3, der Mittlere Grünsandstein dem Sandstein b, Oberer glaukonitisch-sandiger Mergel, Oberer Grünsandstein und Oberquader dem Sandstein c₁–c₃, die auffallende „Zwischenzone γ₃“ der „Zeichener Tonbank“ (Lamprecht 1931), der Herrenleite-Sandstein („Überquader“) dem Sandstein d und der Sandstein e verzahnt sich mit dem „Tonmergel von Zatzschke“ (Seifert 1955: 137, Abb. 6b).

Zwischen Wehlen, Pirna und entlang der Wesenitz liegt das vermutlich älteste Steinbruchgebiet der Sächsischen Schweiz (Grunert 1986). Abgebaut wurde als „Postaer Stein“ der (Pirnaer) Oberquader (≙ Sandstein c₃; Rot in Tab. 1) und der Herrenleite-Sandstein (≙ Sandstein d; Hellblau in Tab. 1), beide getrennt durch die „Burglehn- und Zeichener Tonbank“, einem Äquivalent des γ₃-Horizonts der Sächsischen Schweiz (Lamprecht 1931; Seifert 1955; Tannengrün in Tab. 1). Der Pirnaer Oberquader, ein großbankiger Mittel- bis Grobsandstein von etwa 30 m Mächtigkeit, ist der erste Elbsandstein, den Besucher auf der Weißen Flotte von Dresden kommend in Pirna an den Elb-Hängen sehen. In den Elbbrüchen ist auf alten Fotos auch lokal die „Burglehn- und Zeichener Tonbank“ resp. der γ₃-Horizont zu erkennen, wie z. B. im Sandsteinbruch im Mockethaler Grund (Rast 1959: Abb. 42) und im ehemaligen Hancke-Bruch bei Wehlen-Zeichen (Kutzschke 2000: 16).

Dem ebenfalls 50–60 m mächtigen, massigen und stark verkieselten Herrenleite-Sandstein (≙ Sandstein d), der heute noch in der Mühlleite in Lohmen und südlich davon in Dorf-Wehlen gebrochen wird (Abb. 13), bringen die bunten, großen Quarz-Überkörner, die als dünne Sturmlagen in dem ansonsten homogenen, mittelkörnigen Sandstein auftreten, ein bisschen Abwechselung in sein Aussehen (Janetschke und Wilmsen 2014). Als berühmter Werksandstein ist der Herrenleite-Sandstein auch als „Liebethaler Sandstein“ (unterer Abschnitt) bzw. „Lohmener Sandstein“ (oberer Abschnitt) bekannt geworden (Seifert 1955; Grunert 1986; Alexowsky et al. 1997; Siedel et al. 2011; Lapp et al. 2017; Niebuhr und Wilmsen 2023b; vgl. Tab. 2c). Bohrungen in dem Mühlleite-Steinbruch aus den 1970er Jahren belegen Schichtmächtigkeiten bis 10 m; „Das Fehlen von horizontalen Trennflächen erschwerte die Gewinnung kolossal“ (Grunert 1986: 36). Letztmalig auf der „Geologischen Karte der Nationalparkregion Sächsische Schweiz“ existiert eine NW–SO-streichende, vom Wesenitztal bei Pirna-Vorderjessen über Pirna-Zatzschke bis in die Gegend von Pirna-Oberposta zu verfolgende, so genannte „Riesenfuß­flexur“ (Seifert 1932; Mibus 1975; Lobst 1993), an der der Herrenleite-Sandstein abrupt endet. Dies ist jedoch keine Störung, sondern die maximale Verbreitung des von der nordöstlich gelegenen, sich hebenden Lausitz (Westsudetischen Insel) geschütteten Sandsteins und abrupter Übergang in den „Zatzschker Tonmergel“ / der Mergelfazies der heutigen Strehlen-Formation (Alexowsky et al. 1997; Niebuhr et al. 2020a, c; Tröger et al. 2020).

Der δ₂-Horizont der Sächsischen Schweiz an der Basis von Sandstein e wurde bisher mit dem Brausnitzbach-Mergel korreliert (z. B. Prescher 1981; Tröger und Voigt 1995, in DSK 2000; siehe Tab. 2a, d). Aber bereits Beck (1892b, 1893) kartierte einen etwa 1 m mächtigen „Scaphitenthon von Lohmen“ beim Bau der Eisenbahnstrecke auf der Höhe von etwa 220 m ü. NHN („Mergel von Zatzschke“, Kartiereinheit mKSr3 bei Lobst 1993; Lohmen-Ton / δ₂-Horizont bei Niebuhr et al. 2020a, c; Orange in Tab. 1c), nur ca. 2 km östlich vom Mühlleite-­Steinbruch, wo bis zu einer Höhe von 210 m ü. NHN der Herrenleite-Sandstein gebrochen wird. Der jüngste turone Sandstein ist der fossilreiche, mürbe Porschendorf-Sandstein (≙ Sandstein e bei Niebuhr et al. 2020a, c), der an seiner Typuslokalität ca. 3 km nördlich des Mühlleite-Steinbruchs in über 25 m hohen Wänden in der Wesenitz-Klamm aufgeschlossen ist (Abb. 7). Im Steinbruch an der Hackkuppe bei Sebnitz-Hinterhermsdorf wurde aus dem zeitgleichen dort aufgeschlossenen, ebenfalls mürben Sandstein e eine Inoceramen-Assoziation des Turonium/Coniacium-Grenzbereiches geborgen (Abb. 10b; Niebuhr und Wilmsen, in Vorb.). Der Braus­nitzbach-Mergel an der Basis des Rathewalde-Sandsteines korreliert mit dem ε-Horizont an der Basis von Sandstein f auf dem Großen Winterberg – beide Grenzhorizonte (Violett in Tab. 1c) definieren in der Elbtalkreide die Basis des Coniaciums (Niebuhr et al. 2020a, c; Niebuhr und Wilmsen, in Vorb.).

Tabelle 2. 

Die Mibus’schen Gliederung (M.-S. = Mibus-Stufe), in der M.-S. c₁ dem Sandstein b von Lamprecht (1928, 1931) entspricht und mit dem Oberquader von Seifert (1955) korreliert (Mibus 1968, 1975); b–d sowie Beispiele ihrer Umsetzung mit dem γ₁-Horizont als Basis der Schrammstein-Formation (nach Prescher 1981). Die wichtigen Leithorizonte wurden in denselben Farben hervorgehoben wie in der Lamprecht/Seifert’schen Gliederung auf Tabelle 1, befinden sich aber zumeist auf unterschiedlichen Niveaus. Beachte z. B., dass zwischenzeitlich der Herrenleite-Sandstein mit M.-S. c₃ korrelierte, der Pirnaer Oberquader zu den „Schrammstein-Schichten“ gehörte und der „Zatzschker und Graupaer Mergel“ sowie der „Brausnitzbach-Mergel“ dasselbe Niveau im Coniacium („-cn“) einnahmen.

Table 2. a The Mibus subdivision (M.-S. = Mibus Stage) in which the M.-S. c₁ is equivalent to the Sandstone b of Lamprecht (1928, 1931) and correlates to the Oberquader of Seifert (1955) (Mibus 1968, 1975); b–d as well as examples of their implementation with the γ₁ Horizon at the base of the Schrammstein Formation (cf. Prescher 1981). The important index horizons were highlighted in the same colors as in the Lamprecht/Seifert classification of Tab. 1, however, are mostly at different levels. Note that meanwhile the Herrenleite Sandstone correlated to M.-S. c₃, the Pirnaer Oberquader belonged to the “Schrammstein Beds“ and the “Zatzschke and Graupa Marl“ as well as the “Brausnitzbach Marl“ took the same level in the Coniacian (“-cn“).

Die Mibus’sche Gliederung und Korrelation

In seiner Doktorarbeit präsentiert Mibus (1968, 1975) eine neue Gliederung der Elbsandsteine, die zwar auf der lithostratigraphischen Benennung von Lamprecht (1928, 1931) basiert, die etablierten Einheiten aber vollständig anders definiert (Tab. 2a). Der Kernsatz zum Verständnis seines Schemas lautet (Mibus 1975: 70): „Im Gebiet der Hinteren Sächsischen Schweiz entspricht c₁ der alten ­Stufe b von F. LAMPRECHT und bei Pirna dem sogenannten Oberquader (Stufe c₃)“ (von Seifert 1955).

Ein graphischer Vergleich des „alten“ Schemas von Lamprecht (1928, 1931) mit seinem „neuen“ System erfolgt in seinen Arbeiten leider nicht. Nachdem nun die lithostratigraphischen Einheiten von Lamprecht (1928, 1931) „ihres Namens beraubt“ waren, gab es keine Möglichkeit mehr, die Gliederung und Korrelation von Mibus (1968, 1975) im Detail nachzuvollziehen – bis auf eine Ausnahme (Abb. 8). Mibus (1968) hatte etwa in der Mitte der 2,5 km langen Postelwitzer Steinbrüche am ehemaligen Wirtshaus „Gutes Bier“ folgendes Profil aufgenommen (Tab. 3), das bereits von Rast (1959) fotographisch dokumentiert und nach der Lamprecht’schen Gliederung interpretiert worden ist.

Tabelle 3. 

Gegenüberstellung der Lamprecht’schen Gliederung (Lamprecht 1931, in Rast 1959) und der Mibus’schen Gliederung (Mibus 1968, in Grunert 1986: 70) am Beispiel der Postelwitzer Steinbrüche (Abb. 8); Farbgebung nach Tab. 1.

Table 3. Comparison of the Lamprecht subdivision (Lamprecht 1931, in Rast 1959) and the Mibus subdivision (Mibus 1968, in Grunert 1986: 70) on the example of the Postelwitz quarries (Abb. 8); Color scheme according to Tab. 1.

Damit hatte der massige, mittel- bis grobkörnige und stark silifizierte Sandstein b, der wichtigste Leithorizont in der Sächsischen Schweiz (siehe Abb. 4, 5, 8), seine Funktion verloren, denn wenn fortan vom „Sandstein b“ die Rede war, war ein dünn- bis mittelbankiger Fein- bis Mittelsandstein gemeint (Mibus-Stufe b ≙ Sandstein c₃ bei Lamprecht 1928). Auch hatte Mibus (1968, 1975) – entgegen seines Kernsatzes – lediglich die unteren etwa 32 m des 50–60 m mächtigen Sandsteins b von Lamprecht (1928, 1931) zu seiner „Stufe c₁“ (Mibus-Stufe c₁ = M.-S. c₁ auf Tab. 2) transferiert. Nichtsdestotrotz versuchte Prescher (1981), da auch er der Meinung war, dass die Lamprecht’sche Gliederung „nicht ganz fehlerfrei war“, eine Korrelation seiner neu definierten „Postelwitzer“ und „Schrammstein-Schichten“ nach Mibus (1968, 1975) mit der „Zwischenzone γ₁“ als Grenze und einer Reduktion „auf 12 Schichten (member)“, nämlich „Unterer Grünsandstein, Lamarcki-Pläner, Mittlerer Grünsandstein, Oberer glaukonitisch-sandiger Mergel, Oberquader, Zeichener Ton, Sandstein c₂, Herrenleite-Sandstein, Zatschker Tonmergel, Sandstein d, Brausnitzbachmergel und Rathewalder Schichten“ (Tab. 2b). Die Mibus/Prescher’sche Gliederung hielt nun Einzug in die wissenschaftlichen Arbeiten und Kartierungen des Landesamts (siehe z. B. Lobst 1993; Tröger und Voigt 1995, in DSK 2000; Alexowsky et al. 1997; Lapp et al. 2017) und bestimmte für die nächsten Jahrzehnte die Untergliederungen der sächsischen Kreide – mit wechselnden Niveaus der Leithorizonte und ihrer Benennungen (vgl. Tab. 2a, c, d). Denn der Kernsatz von Mibus (1975) stimmt nicht! Bohrungsbearbeitungen in der Umgebung von Pirna (Janetschke und Wilmsen 2014; Melchisedech 2021; Abb. 6) dokumentieren eindeutig, dass Lamprechts Sandstein b resp. M.-S. c₁ (in Magenta; basales Oberturonium) vom Pirnaer Oberquader (in Rot; ≙ Sst. c₃, mittleren Oberturonium) durch 40–45 m mächtige Sedimentgesteine, dem Oberen glaukonitisch-sandigen Mergel und dem Oberen Grünsandstein von Seifert (1955) resp. Sandstein c₁+c₂ z. B. in den Weißen Brüchen (Lamprecht 1928, 1931; Prescher 1954) voneinander getrennt sind (Abb. 6, 12, Tab. 2).

Die heute gültige Definition der Schrammstein-Forma­tion mit der Integration der „Rathewalde-Schichten“ von Prescher (1981) und dem γ₃-Horizont als Basis erfolgte durch Tröger und Voigt (in Niebuhr et al. 2007). Die Seifert’sche Korrelation von 1955 wurde durch eigene Arbeiten bestätigt, verfeinert und biostratigraphisch untermauert (Tab. 1c). So wurde beispielsweise Folgendes festgestellt:

(1.) Das annähernd zeitgleiche Erstauftreten (FO) des Index-Ammoniten Collignoniceras woollgari und der inoceramiden Muscheln Mytiloides subhercynicus und Mytiloides hercynicus definieren die Basis des Mittelturoniums (cf. Walaszczyk 1992; Kennedy et al. 2000) bei etwa 93,1 Mio. Jahren (cf. Laurin et al. 2021). Beide Inoceramen erscheinen unmittelbar nach dem FO des Index-Ammoniten, sind damit mittelturone Arten und wurden im Cottaer Bildhauersandstein der oberen Schmilka-Formation, u. a. im Steinbruch Lohmgrund, unter- und oberhalb des Bielatal-Horizonts (= Sequenzgrenze SB Tu 1; Niebuhr et al. 2020a) gefunden. Zusammen mit C. woollgari treten sie auch in Lokalitäten des oberen Mergels und Mittelpläners der Brießnitz-Formation in Dresden auf (z. B. „Inoceramus Cripsi“ bei Geinitz 1872–1875: Taf. 13, Fig. 11, 12 = M. subhercynicus; Wilmsen und Nagm 2013, 2014; Tröger und Niebuhr 2014; Abb. 2, 9a, b, d). Mytiloides labiatus, Zonenfossil des Unterturoniums (Abb. 9c), reicht nach Walaszczyk (1992, in Kennedy et al. 2000) bis in die M.-subhercynicus-/M.-hercynicus-Zone des basalen Mittelturoniums hinauf. Im Sächsischen Kreidebecken wurden die „obersten Formen“ dieser Art etwa 15 m unterhalb der Basis der Postelwitz-Formation gefunden (Tröger 1960).

Inoceramus lamarcki hingegen ist das Zonenfossil des mittleren und oberen Mittelturoniums (Sandstein a₂+a₃, zeitgleicher lamarcki-Pläner, Mittlerer Grünsandstein und Mergel der Räcknitz-Formation) und in diesem Zeitabschnitt weit verbreitet. I. lamarcki überlappt nicht mit den drei genannten Mytiliden, sondern hat sein Erstauftreten erst oberhalb dem von Inoceramus apicalis (Walaszczyk 1992: 31), dem Zonenfossil von Sandstein a₁ (vgl. Abb. 2). I. apicalis wurde von Tröger (1967: Taf. 7, Fig. 3+4) im Sandstein a₂ oder a₃ der Niederen Kirchleite-Brüche bei Königstein (Mibus-Stufe a₃ und b bei Grunert 1986) nachgewiesen; in den Oberen Kirchleite-Brüchen erscheint Inoceramus lamarcki erstmals etwa 35 m im Hangenden des Letztauftretens von Mytiloides labiatus (Tröger 1960).

(2.) Der Sandstein a₃, der in den rechtselbischen Postelwitzer Steinbrüchen (Seifert 1955: Bild 8; Rast 1959: Abb. 108; Abb. 4, 8, Tab. 1) und in den linkselbischen Niedere Kirchleite-Brüchen bei Königstein (Mibus-Stufe b bei Grunert 1986; Abb. 5, Tab. 1) abgebaut wurde und heute noch als linkselbischer Reinhardtsdorfer Sandstein im Steinbruch Reinhardtdorf II gebrochen wird (Wilmsen und Niebuhr 2009), enthält im oberen Abschnitt mit dem Erstauftreten des Leitfossils Inoceramus stuemckei die Basis des Oberturoniums (cf. Ernst et al. 1983; Tröger und Niebuhr 2014; Niebuhr und Wilmsen 2022; vgl. Abb. 2, 10a) bei etwa 91,3 Mio. Jahren (cf. Laurin et al. 2014). Bis vor wenigen Jahren befand sich die Oberturonium-Basis noch im Pirnaer Oberquader (≙ Sandstein c₃, Kartiereinheit sKt^2-3; Tröger in Alexowsky et al. 1997: Abb. 3; in Lapp et al. 2017: Abb. 5; vgl. Tab. 2c).

(3.) Der Sandstein b mit der Sequenzgrenze SB Tu 3 (basales Oberturonium) ist der wichtigste Leithorizont der Sächsischen Schweiz und reicht bis in die Gegend von Pirna, allerdings bei deutlicher Verringerung seiner Mächtigkeit von 50–60 m im Winterberg-Gebiet (Lamprecht 1928, 1931; Seifert 1955) bis auf 8–10 m in Pirna (Janetschke und Wilmsen 2014; Melchisedech 2021; Abb. 5, 6, 8, Tab. 2). Als Werksandstein wurde der massige, stark silifizierte Quarzsandstein nie gebrochen.

Abbildung 5. 

Der massige Sandstein b der Postelwitz-Formation (unteres Oberturonium) im Lattengrund, Vordere Schrammsteine. a Die fast vollständige Mächtigkeit von ca. 50 m ist in drei oder sechs etwa gleich-mächtige Bänke unterteilt. b Der an der Basis befindliche feinsandige, mürbe α₃-Horizont (Fotos: M. Wilmsen 08/2009).

Figure 5. The massive Sandstone b of the Postelwitz Formation (lower Upper Turonian) in the Lattengrund, Vordere Schrammsteine (photographs: M. Wilmsen 08/2009). a The almost complete thickness of ca. 50 m is divided into three or six roughly equally-thick beds. b The fine-grained, crumbly α₃ Horizon at the base (photograph: M. Wilmsen 08/2009).

Abbildung 6. 

Korrelation zwischen der Sächsischen Schweiz und Pirna. Links: zusammengesetztes Standardprofil der Übergangsfazies bei Pirna; 0–225 m = Bohrung Pirna-Struppen 7006/2001, abgeändert nach Melchisedech (2021), 225–276 m = abgeändert nach Janetschke und Wilmsen (2014), ins Hangende erweitert von M. Wilmsen und B. Niebuhr (05/2020). Rechts: Standardprofil der Sandsteinfazies der Sächsischen Schweiz aus Abb. 6. Beachte die stratigraphische Position von Sandstein b und dem Pirnaer Oberquader, die von Mibus (1968, 1975) als „Stufe c₁“ miteinander korreliert wurden (siehe Tab. 2a). Farbgebung nach Tab. 1.

Figure 6. Correlation between the Saxonian Switzerland and Pirna. Left: composed standard section of the transitional facies near Pirna; 0–225 m = borehole Pirna-Struppen 7006/2001, modified after Melchisedech (2021), 225–276 m = modified after Janetschke und Wilmsen (2014), extended upwards from M. Wilmsen and B. Niebuhr (05/2020). Right: standard section of the sandstone facies of the Saxonian Switzerland from Abb. 6. Note the stratigraphic position of Sandstone b and the Pirnaer Oberquader which were correlated as “step c₁“ by Mibus (1968, 1975) (see Tab. 2a). Color scheme according to Tab. 1.

(4.) Die Basis der mergeligen Strehlen-­Formation (Streh­­len-Kalkstein und Zatzschke-Mergel), der ­zeitgleichen san­digen Schramm­stein-Formation (Zeichen-Ton und γ₃-Horizont), der Lückendorf-Formation des Zittauer Sand­steingebirges, des Hudcov-Kalksteins der unteren Teblice-Formation und der genetischen Sequenz TUR 6/1 der Sandsteinfazies des Böhmischen Kreidebeckens liegt in der M.-labiatoidiformes-/M.-striatoconcentricus-Zone des mittleren Ober­­tu­ro­niums, auch belegt durch das weit verbreitete Auf­treten des heteromorphen Ammoniten Hyphantoceras reussianum (Andert 1929, 1934; Seifert 1955; Čech et al. 1980; Tröger und Voigt in DSK 2000; Laurin und Uličný 2004; Wiese et al. 2004; Uličný et al. 2009; Wilmsen und Nagm 2014; Wilmsen und Niebuhr 2014; Niebuhr et al. 2020a–d; Abb. 10d). Dieser wichtige isochrone Leithorizont ist faziesunabhängig und verbindet sowohl biostra­tigraphisch wie auch lithostratigraphisch das gesamte Sächsische und Böhmische Kreidebecken (mfz von DS Tu 5; Niebuhr et al. 2020a: Fig. 8; Niebuhr und Wilmsen 2023a: Fig. 15; vgl. Abb. 2).

(5.) In der Mibus’schen Gliederung wird der „Tonmergel von Zatzschke“ als „Zwischenzone γ3“ im Hangenden der Mibus-Stufe c₃ („Herrenleite-Sandstein“ bzw. „Lohmener Sandstein“) und dem folgenden „Sandstein d“ ausgeschieden (Mibus 1975; Prescher 1981; Alexowsky et al. 1997; Lapp et al. 2017; Tab. 2a–c), bei Tröger und Voigt (in DSK 2000; Tab. 2d) korreliert er mit dem oberen Sandstein d. Der mehr als 60 m mächtige Zatzschke-Mergel (mittleres Oberturonium bis Mittelconiacium) liegt bei Pirna auf dem Pirnaer Oberquader (≙ Sst. c₃, Seifert 1955), wird aber von keinem weiteren Sandstein überlagert. Damit gehört der Zatzschke-Mergel definitionsgemäß auch nicht, wie bei Tröger und Voigt (in Niebuhr et al. 2007: 64) angegeben, zur Schramm­stein-Formation, sondern markiert die südöstlichste Verbreitung der zeitgleichen mergeligen Strehlen-Formation (Niebuhr et al. 2020a, c; Tröger et al. 2020; Abb. 2). Die jüngste lithologische Einheit der Elbtalkreide ist der Börnersdorf-Mergel der Strehlen-Formation (Mittelconiacium) etwa 12 km westlich von Rosenthal (Horna et al. 2011; Abb. 2).

(6.) Der Sandstein e von Lamprecht (1928, 1931) und Seifert (1955) weist eine Zweiteilung auf: über dem Lohmen-Ton / δ₂-Horizont erscheint der 50–60 m mächtige Porschendorf-Sandstein / Sandstein e, darüber der Brausnitzbach-Mergel / ε-Horizont (Abb. 2, 7, Tab. 1c). Es folgen der mindestens 70 m mächtigen Rathewalde-Sandstein resp. Sandstein f, von dem sich ca. 40 m am Hohen Winterberg erhalten haben (Niebuhr et al. 2020a, c).

Abbildung 7. 

Der fossilreiche, mürbe Porschendorf-Sandstein (höchstes Turonium) ist an seiner Typuslokalität an der Wesenitz-Klamm in über 25 m hohen Wänden aufgeschlossen.

Figure 7. The fossil-rich, crumbly Porschendorf Sandstone (uppermost Turonian) is exposed at its type locality at the Wesenitz gorge in over 25 m high walls.

Abbildung 8. 

Reproduktion von Rast (1959: Abb. 108): „Steinbruchswand in den Postelwitzer Steinbrüchen. Deutlich ist der Grenzhorizont α₃ zu erkennen.“ Der „Grenzhorizont α₃“ von Rast (1959) entspricht bei Mibus (1968, 1975) der „Zwischenzone β“ und bei Wilmsen und Niebuhr (2009) dem α₃-Horizont. Gebrochen wurde der Sandstein a₃ mit der „Guten Ader“ ≙ Reinhardtsdorfer Sandstein (vgl. auch Seifert 1955: Bild 9).

Figure 8. Reproduction of Rast (1959: fig. 108): “Quarry wall of the Postelwitz quarries. The boundary horizon α₃ is clearly visible.“ The “boundary horizon α₃“ of Rast (1959) eaquals the “intermediate zone β“ of Mibus (1968, 1975) and the α₃ Horizon of Wilmsen and Niebuhr (2009). Quarried was the Sandstone a₃ with the “Good Vein“ ≙ Reinhardtsdorf Sandstone (see also Seifert 1955: picture 9).

(7.) Das Leitfossil für den Turonium/Coniacium-Grenzbereich, die inoceramide Muschel Cremnoceramus waltersdorfensis waltersdorfensis, wurde in ­mehreren Lo­ka­litäten gefunden, u. a. in der Mergelfazies der Strehlen-Formation von Dresden, Pirna-Graupa, Pirna-­Zatzschke, aber auch im Brausnitzbach-Mergel nord­östlich von Lohmen (Abb. 2, 10c) und im Sandstein e an der Hackkuppe bei Seibnitz-Hinterhermsdorf (Schrammstein-Formation; Abb. 2, 10b) sowie dem zeitgleichen Sonnenberg-Sandstein der Waltersdorf-Formation im Zittauer Sandsteingebirge (Wilmsen und Niebuhr 2014; Tröger und Niebuhr 2014; Niebuhr et al. 2020a, d). Die Basis des Brausnitzbach-Mergels der Schrammstein-Formation und die der „Schicht 10: Ton, schwarz“ des obersten Sonnenberg-Sandsteins der Waltersdorf-Formation im Zittauer Sandsteingebirge (Andert 1929: 59, 170), hiermit als Sonnenberg-Ton bezeichnet, markiert die Conia­cium-Basis bei 89,8 Mio. Jahren (Niebuhr et al. 2020a; Cohen et al. 2022). So ist es sicher, dass der Rathe­walde-Sandstein / Sandstein f der einzige coniaczeitliche Sandstein des Elbsandsteingebirges ist (Tab. 2c; Niebuhr und Wilmsen, in Vorber.).

(8.) Im Turonium sind folgende Sedimentationstrends überliefert: Die Sedimente der Brießnitz- und folgenden Schmilka-Formationen (Unter- bis unteres Mittelturonium) wurden weitestgehend vom Osterzgebirge geliefert (vgl. Abb. 1a), lassen keine syntektonische Steuerung erkennen und gehören damit zur unteren Elbtal-Gruppe, in der seit dem tieferen Untercenomanium die prä-cenomane Paläotopographie durch den eustatischen Meeresspiegelanstieg weitestgehend ausgeglichen wurde (Niebuhr und Wilmsen 2023a). Die Sedimentationsraten sind in der Übergangsfazies bei Pirna etwas niedriger als im Südosten (70 vs. 95 m; Tab. 4). Die Mergel und Pläner der Brießnitz-Formation erreichen ihre Maximalmächtigkeit im Grenzbereich des Sächsischen und Böhmischen Kreidebeckens (z. B. 50 m in der Bohrung Nasser Grund 1/2018), wohingegen die nordwestlichen Profile deutlich siliziklastisch dominiert sind (Janetschke und Wilmsen 2014; Melchisedech 2021).

Mit dem Einsetzen der Inversionstektonik im unteren Mittelturonium (obere Elbtal-Gruppe; vgl. Abb. 1b, 2) wird die Sedimentation unruhig: Die untere Postelwitz-Formation bis zum Top von Sandstein b ist in der Übergangsfazies stark kondensiert (75 vs. 175 m; Tab. 4), einzelne Lagen keilen häufig aus, sind unreif und variieren stark in ihrer lithologischen Zusammensetzung. Im Gegensatz dazu weisen die Sedimente ab dem mittleren Oberturonium (obere Postelwitz- und Schrammstein-Formation) an der gesamten Front der Lausitzer Überschiebung nahezu identische Mächtigkeiten auf; auch haben die Sandsteine c₃, d und e sehr ähnliche Lithologien wie ihre Äquivalente bei Pirna (Pirnaer Oberquader, Herrenleite-Sandstein und Porschendorf-Sandstein) (Abb. 6, Tab. 4). Grund dafür könnte sein, dass sich der tektonische Stress von einem Depozentrum im Südosten (deutsch-tschechisches Grenzgebiet) erst mit zeitlicher Verzögerung nach Nordwesten ausbreitete.

(9.) Auffällig an der petrographisch-geomorphologischen Gliederung des Mittel- bis Oberturoniums in der Sächsischen Schweiz sind zwei außerordentlich ähnliche, übergeordnete Sedimentationszyklen (Zyklus a+b und c+d) und der untere Abschnitt eines dritten (Abb. 2, 11): Jeder Zyklus beginnt mit dünn- bis mittelbankigen, nicht verwitterungsresistenten heterolithischen Sedimenten, in denen überwiegend feinkörnige Sandsteine mit dünneren, tonig-siltigen, nicht horizontbeständigen Schichten wechsellagern (Sandstein a₁+a₂ – Sandstein c₁+c₂ – Sandstein e; grün in Abb. 11). Im mittleren Abschnitt der Zyklen (Sandstein a₃ / Reinhardtsdorfer Sandstein – Sandstein c₃ / Pirnaer Oberquader, blau in Abb. 11) befinden sich gut gebankte, überwiegend mittelkörnige Quarzsandsteine, die ­wichtige Werksandsteine lieferten und z. B. in den großen Postelwitzer Steinbrüchen, in Reinhardtsdorf, bei Königstein und Pirna gebrochen wurden bzw. noch gebrochen werden. Abgeschlossen werden die Sedimentationszyklen von großbankig bis massigen, wandbildenden Quarzsandsteinen, die im Allgemeinen mittel- bis grobkörnig sind (Sandstein b – Sandstein d / Herrenleite-­Sandstein; rot in Abb. 11) und im gesamten Gebiet intensive Verwachsungen der Quarzkörner und kieselige Anwachssäume, also eine starke kieselige Zementation aufweisen (Siedel et al. 2011). Sie bilden im Elbsandsteingebirge die Leithorizonte und der Sandstein d die meisten wandbildenden Gipfel der „Steine“. Getrennt werden die Zyklen durch ausgeprägte Transgressionsmaxima, die sich in besonders weit zurückspringenden Schichtfugen zwischen den Quadersandsteinen äußern (β₃-Horizont = „Schramm­stein-­Ebenheit“ [Lamprecht 1928: Profil 1] – γ₂-Horizont = „Riesenfuß-Ebenheit“ zwischen Pirna, Wehlen und Lohmen). Beide Zyklen umfassen zusammen gut 1,6 Mio. Jahre (etwa zwischen 91,8–90,2 Mio. Jahren, mittleres Mittel- bis oberes Oberturonium), beinhalten jeweils zwei 405.000-Jahre-­Zyklen der langen Exzentrizität (nach Milanković 1941; Laurin und Uličný 2004; Laskar et al. 2011; Laurin et al. 2014; Gale et al. 2020) und enden oberhalb eines weiteren 405.000-Jahres­zyklus etwa an der Basis des Brausnitzbach-Mergels = Basis des Coniaciums bei 89,8 Mio. Jahren (Niebuhr et al. 2020a; Cohen et al. 2022). Die Basis von Zyklus a+b kann nicht festgelegt werden, da sowohl Sandstein a₁ wie auch Sandstein a₂ sehr wechselhaft in ihrer Mächtigkeit und Lithologie sind und zudem aufgrund ihrer Verwitterungsunbeständigkeit fast immer unter Hangschutt verborgen bzw. überwachsen sind, wie z. B. unterhalb der großen Postelwitzer Steinbrüche und den ehemaligen Schulhainbrüchen (Grunert 1986).

Abbildung 9. 

Fossilien zur Definition der Mittelturonium-Basis. a MMG: SaK 5018, Mytiloides hercynicus (Petrascheck, 1903), Zonenfossil (cf. Walaszczyk 1992), obere Brießnitz-Formation in Dresden-Kemnitz, basales Mittelturonium. b MMG: SaK 5932, Mytiloides subhercynicus (Seitz, 1934), Indexfossil (cf. Kennedy et al. 2000), Cottaer Bildhauersandstein der obere Schmilka-Formation in Dohma-Cotta, basales Mittelturonium. c MMG: SaK 6583, Mytiloides labiatus (Schlotheim, 1813), Mittelquader der Schmilka-Formation in Bad Schandau-Krippen; Unter- bis basales Mittelturonium. d MMG: SaK 5518, Collignoniceras woollgari (Mantell, 1822), Indexfossil (cf. Kennedy et al. 2000), obere Brießnitz-Formation in Dresden-Cotta, basales Mittelturonium.

Figure 9. Fossils for the definition of the base of the Middle Turonian. a MMG: SaK 5018, Mytiloides hercynicus (Petrascheck, 1903), zonal fossil (cf. Walaszczyk 1992), upper Brießnitz Formation in Dresden-Kemnitz, basal Middle Turonian. b MMG: SaK 5932, Mytiloides subhercynicus (Seitz, 1934), index fossil (cf. Kennedy et al. 2000), Cottaer Bildhauersandstein of the upper Schmilka Formation in Dohma-Cotta, basal Middle Turonian. c MMG: SaK 6583, Mytiloides labiatus (Schlotheim, 1813), Mittelquader of the Schmilka Formation in Bad Schandau-Krippen; Lower to basal Middle Turonian. d MMG: SaK 5518, Collignoniceras woollgari (Mantell, 1822), index fossil (cf. Kennedy et al. 2000), upper Brießnitz Formation in Dresden-Cotta, basal Middle Turonian.

Abbildung 10. 

Fossilien zur Definition der Oberturonium- und Coniacium-Basis sowie der maximalen Überflutung in der Ablagerungssequenz DS Tu 5. a MMG: SaK 12777, Inoceramus stuemckei Heinz, 1928, Indexfossil der Oberturonium-Basis (cf. Niebuhr und Wilmsen 2022), oberer Sandstein a₃ der Postelwitz-Formation bei Königstein (vermutlich Niedere Kirchleite-Brüche, cf. Grunert 1986). b, c Cremnoceramus waltersdorfensis waltersdorfensis (Andert, 1911), Turonium/Coniacium-Grenzbereich; b = MMG: SaK 6852, drei kleine, doppelklappig erhaltene Exemplare, Sandstein e an der Hackkuppe bei Sebnitz-Hinterhermsdorf; c = Göpfert-S8f232, Brausnitzbach-Mergel bei Lohmen. d MMG: SaK 10092, Hyphantopceras reussianum (d’Orbigny, 1850), M.-labiatoidiformes-/M.-striatoconcentricus-Zone des mittleren Oberturoniums (Geinitz 1872–1875: Taf. II.35, Fig. 12; Wilmsen und Nagm 2014), Strehlen-Kalkstein der unteren Strehlen-Formation in Dresden-Strehlen.

Figure 10. Fossils for the definition of the base of the Upper Turonian and the Coniacian as well as the maximum flooding of depositional sequence DS Tu 5. a MMG: SaK 12777, Inoceramus stuemckei Heinz, 1928, index fossil of the base of the Upper Turonian (cf. Niebuhr und Wilmsen 2022), upper Sandstone a₃ of the Postelwitz Formation near Königstein (probably from the Niedere Kirchleite quarries, cf. Grunert 1986). b, c Cremnoceramus waltersdorfensis waltersdorfensis (Andert, 1911), Turonian/Coniacian boundary transition; b = MMG: SaK 6852, three small double-valved specimens, Sandstone e at the Hackkuppe near Sebnitz-Hinterhermsdorf; c = Göpfert-S8f232, Brausnitzbach Marl near Lohmen. d MMG: SaK 10092, Hyphantopceras reussianum (d’Orbigny, 1850), M. labiatoidiformes / M. striatoconcentricus Zone of the middle Upper Turonian (Geinitz 1872–1875: tab. II.35, fig. 12; Wilmsen und Nagm 2014), Strehlen Limestone of the lower Strehlen Formation in Dresden-Strehlen.

Abbildung 11. 

Sedimentationszyklen in der oberen Elbtal-Gruppe der Sächsischen Schweiz. Grün: unterer Abschnitt der Zyklen mit nicht verwitterungsresistenten, heterolithischen Sedimenten; blau: mittlerer Abschnitt mit gut gebankten, überwiegend mittelkörnigen Quarzsandsteinen, die wichtige Werksandsteine lieferten; rot: oberer Abschnitt mit massiven, mittel- bis grobkörnigen Quarzsandsteinen, die eine starke kieselige Zementation aufweisen. Beide vollständige Zyklen beinhalten jeweils zwei 405.000-Jahre-Zyklen der langen Exzentrizität (nach Milanković 1941).

Figure 11. Sedimentary cycles in the upper Elbtal Group of the Saxonian Switzerland. Green: lower part of the cycles with non-weather-resistant, heterolithic sediments; blue: middle part with well bedded, mostly medium-grained quartz sandstones which supplied important freestones; red: upper part with massive, strong silicified medium- to coarse-grained quartz sandstones. Both complete cycles each contain two 405,000-years-cycles of the long eccentricity (after Milanković 1941).

Tabelle 4. 

Durchschnittliche Mächtigkeiten der lithostratigraphischen Einheiten in der Übergangsfazies bei Pirna (links, nach Seifert 1955; Niebuhr et al. 2020a–c; * Bohrungen Pirna-Krietzschwitz 7006/2001, Janetschke und Wilmsen 2014; Pirna-Struppen 7025/2000, Melchisedech 2021) und der zeitgleichen Sandsteinfazies der Sächsischen Schweiz (rechts, nach Lamprecht 1928, 1931; Niebuhr et al. 2020a–c; ^# Bohrung Nasser Grund 1/2018, Profilaufnahme M. Wilmsen und B. Niebuhr 02/2018). Beachte, dass die Sedimentationsraten der einzelnen lithostratigraphischen Einheiten im oberen Profilabschnitt (oberhalb von Sandstein b) in beiden Ablagerungsräumen nahezu identisch sind. Table 4. Average thicknesses of the lithostratigraphic units in the transitional facies near Pirna (left, cf. Seifert 1955; Niebuhr et al. 2020a–c; * boreholes Pirna-Krietzschwitz 7006/2001, Janetschke und Wilmsen 20144; Pirna-Struppen 7025/2000, Melchisedech 2021) and the time-equivalent sandstone facies of the Saxonian Switzerland (right, cf. Lamprecht 1928, 1931; Niebuhr et al. 2020a–c; ^# borehole Nasser Grund 1/2018, measured by M. Wilmsen and B. Niebuhr 02/2018). Note that the sedimentation rates of the single lithostratigraphic units in the upper part of the section (above of Sandstone b) are nearly identical in both depositional areas.

(10.) Die Quadersandsteine der oberen Elbtal-Gruppe im Elbsandsteingebirge sind – wie bereits von Lamprecht (1931) beschrieben – in sehr flacher Lagerung von der tschechischen Grenze bis nach Pirna verbreitet, wo sie abrupt an der Mergelfazies der Räckwitz- und Strehlen-Formationen enden. Störungen innerhalb ihrer Verbreitung sind außerordentlich selten und größtenteils mit tertiären Basalt-Vorkommen assoziiert, wie z. B. am Ascherhübel im Tharandter Wald (Eberlein 2004) oder an der Lausche im Zittauer Sandsteingebirge (Niebuhr et al. 2020a). Die vermeintliche „Riesenfußflexur“ in der Umgebung von Pirna, zwischen Zeichen im Südosten über den Riesenfuß bis nach Liebethal im Nordwesten (Seifert 1932; Prescher 1957b; Mibus 1975; Lobst 1993), wurde bereits von Beck (1889, 1892a) korrekt als proximalste Sandsteinschüttung vor dem sich hebenden Lausitzer Massiv im Nordosten interpretiert („der Brongniartiquader [hier: Herrenleite-Sandstein ≙ Sst. d] hat innerhalb des Sectionsgebietes die Tendenz, sich nach Westen zu auszukeilen [. . .] dass diese Sandsteinbildung sich schon in der Gegend des Pillnitzer Tännigts [eine jungdiluviale etwa 5 m hohe Schotterterrasse der Elbe] völlig ausgekeilt hat“) und steht nun wieder als normale sedimentologische Begrenzung in den geologischen Karten (siehe Alexowsky et al. 1997).

Nördlich davon zwischen Liebethal und Porschendorf ist eine Störung und Aufschiebung des älteren „skt³-cn = Herrenleite-Sandstein“ auf den jüngeren „sKcn = Lohmener Sandstein“ verzeichnet (Blatt Dresden Ost, Lapp et al. 2017; vergl. Tab. 2c); nach eigenen Untersuchungen überlagert dort jedoch der jüngere, mürbe Porschendorf-Sandstein (≙ Sst. e) konkordant den älteren, massigen Herrenleite-Sandstein (≙ Sst. d; Niebuhr et al. 2020a; siehe Abb. 2, 3, 6, 7, 13). Dieses konkordante Auflager ist etwa 3 km in der von Lohmen nach Porschendorf ­verlaufenden Wesenitz-Klamm zu verfolgen – eine Störung zwischen beiden oberturonen Sandsteinen existiert nicht.

Auch die von Mibus (1968, 1975: 99, Anl. 2) postulierte „Liliensteinflexur“, die sich von der Elbe bei Oberrathen über die westliche Seite des Liliensteins, durch Königstein und entlang des Bielatals bis in die Nähe der Schweizermühle nördlich von Rosenthal im Süden ziehen soll, geht sicherlich auf die starke Mächtigkeitsabnahme insbesondere der Sandsteine a und b infolge zunehmender Entfernung vom Liefergebiet – der Westsudetischen Insel – zurück.

(11.) Die Kreide-Ablagerungen neigen sich heute in der Umgebung von Pirna mit etwa 2–3° nach Nordosten in Richtung der Lausitzer Überschiebung. Am Fuß des Bastei-Felsens liegt der Top von Sandstein b bei etwa 160 m ü. NHN (Lamprecht in Rast 1959), also etwa 40 m über dem Elbe-Niveau, wohingegen der β₃-Horizont im Hangenden des dort 52 m mächtigen Sandsteins b bei ­Schmilka auf etwa 292 m ü. NHN zu finden ist (cf. Seifert 1955; cf. Rast 1959; Tab. 3, vgl. Seite 6 dieser Arbeit). So ergibt sich weiterhin eine durchschnittliche Neigung der Schichten von unter 1° nach Nordwesten – für mindestens 25 km parallel zur Längserstreckung der Lausitzer Überschiebung. Zwischen Schmilka an der tschechischen Grenze (Teichsteinbrüche, Grenzbruch) und dem Lilienstein (Obere Kirchleite-Brüche, Stadtbrüche) streicht der Mittelquader der Schmilka-Formation mit dem Indexfossil Mytiloides labiatus auf Elb-Höhe aus und wurde als sehr guter Werksandstein gebrochen (Geinitz 1872–1875: 48; Tröger 1960; Siedel et al. 2011; Niebuhr 2021; Niebuhr und Wilmsen 2023b; Abb. 1c, 3). Elbabwärts zwischen dem Lilienstein und Rathen liegen rechtselbisch die Schulhainbrüche etwas oberhalb des ­Elbe-Niveaus, die nur einen Werksandstein minderer Qualität aus dem Sandstein a₁+a₂ der unteren Postelwitz-Formation lieferten, was zur Stilllegung des Bruches bereit um 1900 führte (Herrmann 1899; Grunert 1986; Kutschke 2000; Niebuhr und Wilmsen 2023b). In den linkselbischen Niedere Kirchleite-Brüchen, schräg gegenüber bei Struppen-Thürmsdorf, steht der Sandstein a₂+a₃ (mit Inoceramus apicalis und vermutlich Inoceramus stuemckei, siehe Abb. 10a) in 70 m hohen Wänden an (Grunert 1986; Kutschke 2000; Tröger 1967; Abb. 1c, 3). In den Weißen Brüchen zwischen der Bastei und der Stadt Wehlen taucht der markante, massige Sandstein b, der den Zyklus a+b abschließt, an der Steinbruchbasis bei etwa 150 m ü. NHN ab, und es wurde von der ca. 70 m hohen Wand hauptsächlich der folgende mürbe Sandstein c₁+c₂ abgebaut (Prescher 1954; Grunert 1986; Abb. 12). Der mittel- bis grobkörnige Sandstein c₃, der nun nach Nordwesten zu Pirnaer Oberquader heißt (siehe Abb. 2, 6, Tab. 4), wurde bevorzugt in den rechtselbischen Zeichener Brüchen, dem Mockethaler Grund und in den wenig beachteten, linkselbischen Steinbrüchen zwischen Pirna-Obervogelgesang und Pirna-Struppen als „Postaer Stein“ gebrochen (Grunert 1986; Siedel et al. 2011; Niebuhr und Wilmsen 2023b; Abb. 1c, 3). Der massive Herrenleite-Sandstein, der den Zyklus c+d abschließt, wird heute noch in den Landbrüchen zwischen Wehlen und Lohmen abgebaut (Abb. 1c, 3, 13), bildet im Hangenden eine auffällige Felsterrasse (Lohmen-Ton / δ₂-Horizont = „Riesenfuß-Ebenheit“) im Liegenden des mürben Porschendorf-Sandsteins (Abb. 6, 7). So bestätigt die Beschaffenheit und Qualität der Werksandsteine entlang der Elbe die Lamprecht/Seifert’sche Gliederung und Korrelation aufs Feinste und widerlegt den Kernsatz der Mibus’schen Gliederung (Mibus 1975: 70).

Abbildung 12. 

Blick vom linkselbischen Oberrathen nach Nordwesten auf die rechtselbischen, mittel- bis oberturonen Sandsteine zwischen dem Wartturm und den Weißen Brüchen. Im ca. 70 m hohen Steinbruch steht im unteren Abschnitt der mürbe Sandstein c₁₊c₂ an, gefolgt vom wandbildenden Sandstein c₃ / Pirnaer Oberquader der oberen Postelwitz-Formation. Am Wartturm sind über dem γ₃-Horizont noch Reste des folgenden Sandsteins d der unteren Schrammstein-Formation erhalten (Foto: M. Wilmsen 02/2023).

Figure 12. Northwestern view from Oberrathen on the left Elbe bank to the sandstones of the Middle and Upper Turonian on the right Elbe bank between the Wartturm and the Weiße Brüche quarries. In the lower part of the ca. 70 m high quarry section the crumbly Sandstone c₁₊c₂ is exposed, followed by the wall-forming Sandstein c₃ / Pirnaer Oberquader of the upper Postelwitz Formation. Above the γ₃ Horizon at the Wartturm remnants of the following Sandstone d of the lower Schrammstein Formation are preserved (photograph: M. Wilmsen 02/2023).

Abbildung 13. 

Die unteren ca. 25 m des massiven Herrenleite-Sandsteins der Schrammstein-Formation (mittleres Oberturonium) aus dem Steinbruch Dorf-Wehlen (Janetschke und Wilmsen 2014) wurden in den 1990er Jahren zum Wiederaufbau der Dresdner Frauenkirche verwandt.

Figure 13. The lower ca. 25 m of the massive Herrenleite Sandstone of the Schrammstein Formation (middle Upper Turonium) from the Dorf-Wehlen quarry (Janetschke und Wilmsen 2014) were used in the 1990s to rebuild the Dresden Frauenkirche.