Flasergranitoidzone

Als Flasergranitoidzone wird ein aus vielfältigen gneisigen und granitoiden Gesteinsformationen zusammengesetzter geologischer Komplex des Kristallinen Odenwalds bezeichnet der in granitartig gekörnten und dünngeschichteten Strukturen im Unterkarbon vor etwa 333 bis 329 Millionen Jahren auskristallisierte. Die im Wesentlichen in der erzgebirgischen Südwest-Nordost-Richtung streichenden Formationen finden sich in einer Region, welche von einem Bogen mit den Stationen Heppenheim, Lindenfels, Reichelsheim, Groß-Bieberau, Seeheim-Jugenheim, Heppenheim begrenzt ist. Die Flasergranitoidzone repräsentiert eine Entwicklungsstufe der Variszischen Gebirgsbildung, deren Ursachen und Verlauf unter Geologie des Odenwaldes skizziert sind.

Flasergranitoidzone (Pinklinie) des Kristallinen Odenwaldes und die benachbarten geologischen Formationen: Frankenstein-Massiv (FM), Rheingraben (RG), Weschnitzpluton (WP) und Böllsteiner Odenwald (BO). Weitere Einheiten: Trommgranit (TG), Heidelberger Granit (HG) und Buntsandstein-Odenwald (BuO)

Die Hauptformationen der Flasergranitoidzone

Zwischen Heppenheim (rechts) und Bensheim (Vordergrund) erstreckt sich der Hauptdioritzug (Raum 1) zwischen dem Kirschhausener Tal und dem Lautertal (links) bis zum Krehberg, dazwischen das zum Knodener Kopf führende Gronauer Tal. Im Hintergrund sind das Weschnitztal und der Tromm-Rücken zu erkennen. Links im Vordergrund beginnt der Felsberg-Rücken (Raum 2), dahinter der Neunkircher Komplex

Ein gemeinsames Merkmal der vielfältigen, eng miteinander vermischten plutonischen (Gabbro, Diorit, Granodiorit, Granit) und metamorphen Bestände ist die flasrige Struktur (Paralleltextur), die in Magmatiten (v. a. Granitoiden, Biotitdioriten) auftritt. Ähnlich wie in den Schieferzügen ist das Mineralgefüge flächenhaft parallel gerichtet. Die bereits vereinfachten geologischen Karten zeigen eine sehr komplexe Gesteinszusammensetzung. und die morphologischen Einheiten (Oberflächenformen) haben neben einem mehr oder weniger einheitlichen plutonischen Kern zonierte metamorphe Rahmen und oft mehrere von Mischzonen unterbrochene Teile. Stark generalisiert kann man von Süden nach Norden drei Räume unterscheiden, die sich entweder an SW-NE quer durch die Zone streichenden Gebirgsrücken (Raum 1 und 2) oder an N-S verlaufenden Formationen (Raum 3) orientieren:

Raum 1

• Hauptdioritzug Heppenheim/Bensheim-Lindenfels/Gadernheim zwischen Kirschhausener- und Lautertal (Schiefer/Metapelite an den Bergflanken, Diorite, nur im Westen aplitische Granite, in den Gipfelregionen)
• In NE-Weiterführung schließen sich ein Granit- (Lindenfels) und Gabbro-Schiefergneisgebiet (zwischen Lindenfels, Winterkasten, Laudenau und Reichelsheim) an sowie, nördlich davon, zwischen Fischbach- und Gesprenztal, der Neunkircher Komplex: ein reichlich kieselsäurehaltiger Flasergranitoidzug mit eingeschlossenem Gneis und Diorit.

Seeheim (links) liegt am nördlichen Rand der Flasergranitoidzone. Der Gebirgsrand nach rechts führt zum Granodiorit-Melibokus (Raum 3) hinter Alsbach (rechts), dahinter sieht man die Schiefergneiszone bei Balkhausen. Im Hintergrund zieht sich der Granitoidzug von der Neunkircher Höhe in Richtung Steinkaute bei Wersau und dahinter, vom Gesprenztal getrennt, der Böllsteiner Gneis-Rücken (am oberen Bildrand), links davon sind das Altscheuer-Gebiet (Raum 2) und die Reinheimer Bucht erkennbar

Raum 2

• Die Bergketten verlaufen zwischen Bensheim/Auerbach und Groß-Bieberau nördlich des Lauter- bzw. des Fischbachtals: 1. Quarzdiorit des Felsberg bei Reichenbach, 2. von vielen Ganggesteinen durchsetzter flasriger bis gneisiger Neutscher-Granitoid-Komplex, 3. flasriger bzw. porphyrischer Granit, Granodiorit, Diorit bis Gabbro des Altscheuer-Rückens
• Nach Norden folgt zwischen Hochstädten und Groß-Bieberau ein Gneiszug.

Raum 3

• Nördlich Auerbachs bis Seeheim durchbrechen der N-S verlaufende Malschen (=Melibokus)-Granodiorit und die östlich anschließende Schiefergneiszone bei Balkhausen das SW – NE Schema, allerdings haben sie z. T. erzgebirgisch orientierte Internstrukturen.

Einzelne Formationen sind in Steinbrüchen aufgeschlossen, in denen die Granitoiden für Bausteine sowie Straßenschotter abgebaut wurden bzw. werden: Herchenrode (nördlich von Brandau im Modautal. Hornblendediorit und biotitdioritischer Granodiorit), Webern (östlich von Herchenrode am Streiterberg-Hang: Granit, der beim Bau des Reichstags in Berlin verwendet wurde). Laudenau und Am Buch bei Lindenfels (Gabbro, Gabbrodiorit, hornblenditische Abarten), Hochstädten bei Auerbach (Flasergranitoid), Erlenbach (Diorit), Am Mühlberg bei Billings (Diorit, Flaser-Granodiorit in Kontakt mit Granodioritporphyrit).

Tektonische Prozesse

Durch die Kontinentalverschiebung drifteten in der Devon- und Karbon-Zeit (vor etwa 380-320 Mio. Jahren) zwischen einem Nord und einem Südkontinent kleine Terrane und Inseln aufeinander zu. Infolge der Zusammenschiebungen wurden einmal Gesteine tief in die Erdkruste versenkt (Subduktion) und in ca. 15 Kilometer Tiefe aufgeschmolzen, zum Zweiten – zusammen mit Magmagesteinen – langsam wieder in die Erdkruste hochgedrückt, wo sie im Laufe von 60 Millionen Jahren allmählich abkühlten und auskristallisierten. So entstand das Variszische Gebirge, zu dem der Odenwald zählt, und als Teil davon die von Heppenheim/Bensheim bis zur Otzberg-Störung verlaufende Flasergranitoidzone. Sie unterscheidet sich sowohl vom nördlichen →Frankenstein-Komplex, vom östlichen →Böllsteiner Odenwald wie auch vom südlich anschließenden →Weschnitzpluton einschließlich des →Trommgranits und seinen Variationen durch die komplizierte Gesteinszusammensetzung wie auch durch die erzgebirgische Ausrichtung.

In der Fachliteratur werden sowohl die Entstehung der Mischformationen wie auch die Gemeinsamkeiten mit bzw. die Abgrenzung gegenüber den benachbarten Einheiten des kristallinen Odenwalds in Verbindung mit den tektonischen Prozessen diskutiert: G. Klemm deutete die charakteristische flasrige Paralleltextur (PT) als Fließrichtung des einströmenden Magmas zwischen die Altbestände, Nickel dagegen als eine Strukturierung bei der Platznahme, also nach der Intrusion, in Verbindung mit einer fortlaufenden scherenden (s. u.) Bewegung des Gesamtraumes (Syntektonik). Krohe vermutet eine kontinuierliche mehrphasige strukturelle Einprägung und als Grund dafür eine intensive Scherung (Dehnung und Seitenverschiebung) und postuliert die Flasergranitoid-Zone als eine große strike slip zone (Blattverschiebung), d. h. die tektonischen Platten schoben sich seitlich aneinander vorbei. Stein nimmt dagegen weniger eine tektonische als eine magmatische Ursache an, v. a. für den südlichen Teil: verschiedene in einer kurzen Zeitspanne aufsteigende Magmakörper (nested diapirs). Für den nördlichen Grenzbereich zum Frankenstein-Massiv vermutet er eine Überprägung durch Scherbewegungen (s. u.).

Blick vom Reichenberg auf Reichelsheim und das Mergbachtal zum Gumpener Kreuz: rechts das Lindenfelser Granit-, das Laudenauer Gabbrogebiet sowie der Neunkircher Granitoidzug, links im Hintergrund Berge im Weschnitzpluton bzw. Trommgranit, davor Ausläufer des Böllsteiner Gneis-Rückens, der durch die ungefähr parallel zum Gesprenztal verlaufende Otzbergspalte, die sich als alte Störungszone nach Süden bis zur Oberrheingraben-Grenze Heidelberg-Karlsruhe fortsetzt, vom Bergsträßer Odenwald getrennt ist.

In diesem Zusammenhang stellt sich die Frage nach der Einordnung dieser Zone in die Odenwald-Gebirgsbildung. Nickel unterteilt das Gebiet morphologisch-geologisch in drei Räume (s. o.). Stein fasst diese zur Flasergranitoidzone zusammen und grenzt sie wie Altherr aufgrund der tektonisch-metamorphen Geschichte gegenüber den beiden – durch Störungszonen (strike-slip Zonen) getrennten – Einheiten: Böllsteiner Odenwald und Frankenstein-Komplex ab: Radiometrische, geochemikalische und strukturbezogene Daten weisen auf eine Suturzone zwischen dem Frankenstein-Komplex und Flasergranitoidzone hin:

• Der Frankenstein-Gabbro intrudierte vor ca. 360 Millionen Jahren, 20 Millionen Jahre bevor die Plutonplatznahme in der Flasergranitoidzone begann.
• Weiterhin gibt es Hinweise auf unterschiedliche Intrusionstiefen: Der Frankenstein-Gabbro wird interpretiert als Mantelschmelze-Produkt, während alle Plutone im angrenzenden südlichen Teil des Bergsträßer Odenwalds eine Krusten-Signatur haben.

Unterschiedliche Auffassungen gibt es bezüglich der Südgrenze der Flasergranitoidzone. Willner (1991) und Krohe (1994) beschreiben, wie Altherr, eine Störungszone (strike-slip zone) als Grenze zwischen der Flasergranitoidzone und dem Weschnitz-Pluton und betonen die Unterschiede der Intrusionsstrukturen: Im südlichen Teil des Bergsträßer Odenwalds treten die Intrusionen als große nach oben dringende Plutone auf, wohingegen die der zentralen Region meistens eine enge und komplexe Verbindung eingehen. Deshalb teilen sie den Bergsträßer Odenwald in zwei unabhängige tektonisch-metamorphische Einheiten (unit 2 und unit 3).

Stein dagegen fasst die Flasergranitoidzone mit Weschnitzpluton, Trommgranit und →Heidelberger Granit zusammen, da er keine Störungszone ermitteln konnte:

• Radiometrische Messungen von Kreuzer und Harre (1975), Rittmann (1984) und Todt (1995) zeigen weder eine bedeutende Zeitdifferenz zwischen den Intrusionen noch zwischen den Höhepunkten der Metamorphosen in beiden units: 235Uran/207Blei- und 238Uran/206Blei-Datierungen an Zirkonen von Metamorphiten, die aus Sedimenten entstanden sind, des zentralen (336–337 Mio. Jahre) und des südlichen Bergsträßer Odenwalds (342 Mio. Jahre, 332 Mio. Jahre) beziehen sich auf thermale Spitzen der regionalen Metamorphose. Die anschließende Abkühlungsgeschichte ist hergeleitet von Kalium-Argon- und 40Argon/39Argon Werten von Hornblende (343-335 Mio. Jahre; 334 Mio. Jahre) und Biotit (328-317 Mio. Jahre; 330 Mio. Jahre).
• Zwischen den geochemikalischen Signaturen der Plutonen des zentralen und des südlichen Odenwaldes wurde keine große Differenz festgestellt.
• Strukturen der südlichsten Flasergranitoidzone zeigen keine ausgedehnte (nur lokale) Überprägung der magmatischen Gefüge, wie es bei einer großen Scherzone eigentlich zu erwarten wäre.
• In der Flasergranitoidzone kommen auch große homogene Plutone wie der Melibokus-Granodiorit vor. Deshalb gibt es keinen generellen Unterschied zum homogenen Weschnitzpluton.
• Willner (1991) fand Unterschiede in der metamorphen Geschichte zwischen dem Frankenstein-Komplex (links gerichtete PT Spuren) und dem restlichen Bergsträßer Odenwald (rechts).

Die meisten tektonischen Prozesse der Zone sind also verbunden mit Aufschmelzungen älterer Gesteine durch Intrusionen sowie wechselseitigen Infiltrationen und Überformungen benachbarter Partien, die dann ähnliche kristallin/metamorphe Strukturen haben. Ein Sonderfall ist der Auerbacher Marmorzug, der beidseitig begrenzt wird von Hochstädter Flasergesteinen. Der Marmor selbst entstand vermutlich aus vor etwa 390 Millionen Jahren auf einem Meeresboden abgelagerten Kalksteinen, die während der Gebirgsbildung in einen Marmor umgewandelt wurden.

Bei variszischen und späteren (z. B. tertiären) tektonischen Vorgängen rissen immer wieder in den Gesteinsmassen Spalten auf, in welche u. a. jüngere aplitartige Granodioritporphyre, wie der Alsbachit (Granodiorit-Steinbruch am Melibokus bei Zwingenberg), oder Schmelzen eindrangen und dort zu Ganggesteinen auskristallisierten. Beispiele sind u. a. die erzhaltigen (v. a. Kupfer-) Quarz- bzw. Baryt-Gänge bei Reichenbach, die vom Teufelsstein über den Borstein zum Hohenstein quer zum Streichen der umgebenden Granite und Quarzdiorite verlaufen.

Das heutige Landschaftsbild des Flasergranitoidgebietes

Das heutige abwechslungsreiche Landschaftsbild mit den welligen zertalten Kuppen und dem steilen Gebirgsrand zur Rheinebene entwickelte sich im Tertiärzeitalter. Vermutlich ist der westliche Teil der Flasergranitoidzone, wie andere Berge des Bergsträßer Odenwaldes, zusammen mit den auf ihm lagernden Sedimentschichten bis zu 3,5 km (Ende des Tertiärs: bis 4 km) tief im Oberrheingraben versunken, als dieser vor 45 Millionen Jahren, in Verbindung mit einer Rift-Zone vom Mittelmeer bis an die Nordsee, einbrach und durch Nachrutschen der damaligen Oberfläche und des Verwitterungsschuttes sogleich immer wieder aufgefüllt wurde. Ausgelöst durch diese Absenkungen zerbrachen Erschütterungen das Gebiet des heutigen Odenwaldes in Gebirgsblöcke und Gräben. Das andauernd absinkende Rheintal legte auch die Erosionsbasis für die Flüsse und ihre Seitenbäche immer tiefer, so dass sich diese zunehmend ins Gestein einschnitten. Außerdem begünstigte das warmfeuchte Klima dieser Zeit die Verwitterung (Weiteres unter Geologie des Odenwaldes) und die Flüsse erodierten den kristallinen Bergrumpf.

In diesem Zusammenhang wurden neben den Barytquarz-Felstürmen (s. o.) bei Reichenbach auch die großen Granitoid- oder Dioritformationen z. B. des Knodener Kopfes, des Steinkopfes, des Rimdidim, des Daumensteins (alle drei nordöstlich Neunkirchens), des Wildweibchensteins (nördlich von Laudenau-Freiheit) oder des Spitzesteins (östlich Billings) herausmodelliert: Die oberen Partien auf den Höhenrücken z. B. der Neunkircher Höhe, des Felsbergs oder des Krehbergs zerrissen in Blöcke und die anschließende Chemische Verwitterung rundete sie ab (Wollsackverwitterung). Zuerst waren sie noch umgeben von einer bis 30 m tiefen Vergrusung, später spülten Regengüsse den Grus auf die Hänge (Hangschuttdecken) und ins Tal, wo ihn die Bäche abtransportierten, und legten die Felsen frei, die teilweise in Auftauphasen Ende der Eiszeit auf dem Permafrostboden talabwärts rutschten und Blockmeere bildeten. Das Reichenbacher Felsenmeer ist das bekannteste Beispiel. In Bereichen des Dioritzugs, z. B. rund um den Krehberg, in den Gebieten zwischen dem Knodener Kopf und dem Heiligenberg, an den Hängen des Streiterbergs bzw. der Altscheuer (zwischen Brandau und Lichtenberg) oder westlich des Melibokus-Gipfels gibt es eine Vielzahl ähnlicher, allerdings kleinerer oder weniger kompakter Ansammlungen. Die meisten der oben genannten Formationen sind als Naturdenkmäler geschützt.

Landschaftsbilder: Raum 1

Landschaftsbilder: Räume 2 und 3

Geotouren und Gesteinssammlungen in Regionalmuseen

• Mineralien aus dem Odenwald: Herrenhaus des Kulturzentrums Reinheim
• Informationszentrum am Felsenmeer bei Reichenbach/Lautertal (u. a. Entstehungsgeschichte und Geologie des Felsenmeers, Steinbearbeitungstechniken der Römer, neuzeitliche Steinindustrie rund um den Felsberg)
• GEOPARK-PFADE: Der geologische Rundgang Lindenfels:
• Gesteinsklippen am Schenkenberg-Hang. Teilstück des Li6-Wanderweges.
• J (V)-Pfad vom Wald-Parkplatz Gagernstein südlich Steinaus aus mitten durch die Granitoid-Gneis-Klippen und Blockmeere des Gagernstein und Rimdidim, zurück auf Rundweg 3 (Daumenstein, Kleines Felsenmeer)
• Felsklippenwanderung um den Steinkopf: Rundweg 1 vom Wald-Parkplatz Gagernstein südlich Steinaus aus. An der Schutzhütte zweigt der Pfad zum Gipfel mit der Felsburg Zindenauer Schlösschen ab.
• Nonrod (Fischbachtal) Rundweg um den Spitzestein F3
• Felsklippenwanderung Wildfrauhaus: Rundweg L2 vom Parkplatz in Lützelbach aus.
• Felsklippenwanderung Lautertal: Teilstrecke des Nibelungensteigs vom Felsberg bis zum Krehberg.
• Felsklippenwanderung Krehberg: Rundweg 4 vom Parkplatz Schannenbacher Eck aus.

Naturdenkmäler und Kletterfelsen

• Baryt-Quarz-Felsturm Borstein westlich Reichenbachs im Lautertal
• Baryt-Quarzit Hohenstein östlich Reichenbachs im Lautertal
• Zindenauer Schlösschen: flasrig-gneisige Granitoid-Felsformation auf dem Steinkopf westlich Steinaus und nordöstlich Neunkirchens
• Granitfels am südlichen Schenkenberg-Hang bei Lindenfels

Literatur

Landkarte (1914) der Flasergranitoidzone. Weitere kartographische Darstellungen und Luftaufnahmen der Region:

• G. C. Amstutz, S. Meisl, E. Nickel (Hrsg.): Mineralien und Gesteine im Odenwald. (= Aufschluß Sonderband 27). 1975.
• Ute Braun: Stoff, Form und Gestalt am Odenwälder Felsberg. In: Amstutz u. a.: Mineralien und Gesteine im Odenwald. 1975, S. 331–335.
• Calo Dietl: Structural and Petrologic Aspects of the Emplacement of Granitoid Plutons: Case Studies from the Western Margin of the Joshua Flat-Beer Creek-Pluton (White-Inyo Mountains, California) and the Flasergranitoid Zone (Odenwald, Germany). Dissertation. Heidelberg 2000.
• Klaus-N. Hellmann: Die Granodioritporphyrite des Bergsträßer Odenwaldes. In: Amstutz u. a.: Mineralien und Gesteine im Odenwald. 1975, S. 189–196.
• R. Hindel: Geochemische Untersuchung der Paragneise zwischen Heppenheim und Lindenfels/Odenwald. In: Amstutz u. a.: Mineralien und Gesteine im Odenwald. 1975, S. 135–139.
• H. Kreuzer, W. Harre: K/Ar-Altersbestimmungen an Hornblenden und Biotiten des Kristallinen Odenwalds. In: Amstutz u. a.: Mineralien und Gesteine im Odenwald. 1975, S. 71–77.
• E. Nickel, B. Zurbriggen: Die Entwicklung der Neunkircher Flasergranitoide. In: Amstutz u. a.: Mineralien und Gesteine im Odenwald. 1975, S. 159–174.
• Erwin Nickel: Odenwald – Vorderer Odenwald zwischen Darmstadt und Heidelberg. (= Sammlung geologischer Führer. 65) 2. Auflage. Borntraeger, Berlin 1985.
• J. v. Raumer, H. Maggetti: Basite und Paragneise im Bereich von Heppenheim-Lindenfels; ein Vergleich geologischer Strukturen. In: Amstutz u. a.: Mineralien und Gesteine im Odenwald. 1975, S. 39–45.
• Eckardt Stein: Untersuchungen zur Genese der Flasergranitoid Zone des zentralen Odenwaldes – Magmatische und/oder tektonische Gefüge. In: Z. geol. Wiss. Band 24, 1996, S. 573–583.
• Eckardt Stein u. a.: Geologie des kristallinen Odenwalds – seine magmatische und metamorphe Entwicklung. In: Jahresberichte und Mitteilungen. Oberrheinischer Geologischer Verein. N.F. 83, 2001, S. 89–111.
• F. K. Taborsky, D. Taupitz, K. Gehlen: Der Auerbacher Marmor. In: Amstutz u. a.: Mineralien und Gesteine im Odenwald. 1975, S. 149–157.

Einzelnachweise

1. Unit II in der Gliederung bei Altherr bzw. Stein, Eckardt u. a.: Geologie des kristallinen Odenwalds – seine magmatische und metamorphe Entwicklung. In: Jahresberichte und Mitteilungen. Oberrheinischer Geologischer Verein, N. F.83, 2001, S. 89–111.
2. Geologische Übersichtskarten der Universität Gießen: Petrologisch-geologische Exkursion 2005 (Memento des Originals vom 11. Dezember 2012 im Webarchiv archive.today)  Info: Der Archivlink wurde automatisch eingesetzt und noch nicht geprüft. Bitte prüfe Original- und Archivlink gemäß Anleitung und entferne dann diesen Hinweis.@1@2Vorlage:Webachiv/IABot/www.uni-giessen.de
3. Universität Frankfurt: Geologische Übersichtskarten zum Exkursionsbericht Odenwald (PDF-Datei; 4,11 MB).
4. Nickel, Erwin: Odenwald – Vorderer Odenwald zwischen Darmstadt und Heidelberg. (= Sammlung geologischer Führer 65) 2. Auflage. Borntraeger, Berlin 1985, ISBN 3-443-15024-1, S. 5 ff.
5. Nickel, S. 15, 128–130, 134, 135, 150, 152.
6. Im Vgl. dazu: Dietl, Calo: Structural and Petrologic Aspects of the Emplacement of Granitoid Plutons: Case Studies from the Western Margin of the Joshua Flat-Beer Creek-Pluton (White-Inyo Mountains, California) and the Flasergranitoid Zone (Odenwald, Germany). Diss. Heidelberg 2000, S. 193.
7. Nickel, Räume IV-VI, S. 111–161, Karten S. 15, 128.
8. Bild: s. Uni Gießen. Petrologisch-geologische Exkursion Odenwald. (Memento vom 3. Juli 2013 im Internet Archive)
9. Nickel, S. 146.
10. Nickel, S. 14.
11. Nickel, S. 157.
12. Nickel, S. 115 f.
13. Bild s. Uni Gießen. Petrologisch-geologische Exkursion 2005. (Memento vom 6. Juli 2013 im Internet Archive)
14. Hellmann, Klaus-N.: Die Granodioritporphyrite des Bergsträßer Odenwaldes. In: G. C. Amstutz, S. Meisl, E. Nickel (Hrsg.): Mineralien und Gesteine im Odenwald. (= Aufschluß Sonderband 27). 1975, S. 189–196.
15. Nickel, 1985, S. 137.
16. Altherr, R. u. a.: Plutonism in the Variscan Odenwald (Germany): from subduction to collision. Int. J. Earth Sci. 88, 1999, S. 422–443.
17. Stein, Eckardt: Untersuchungen zur Genese der Flasergranitoid Zone des zentralen Odenwaldes – Magmatische und/oder tektonische Gefüge. Zeitschrift für geologische Wissenschaften. 24, 1996, S. 573–583.
18. Uni Gießen. Petrologisch-geologische Exkursion Odenwald 2005 (Memento vom 11. Dezember 2012 im Webarchiv archive.today)
19. „Ein Blick in die steinernen Archive unserer Region“ bei Geo-Naturpark Bergstraße-Odenwald (Memento vom 31. Juli 2012 im Webarchiv archive.today)
20. „Der Kreislauf der Gesteine: Vom Granit zum Sandstein“ bei Geo-Naturpark Bergstraße-Odenwald (Memento vom 1. August 2012 im Webarchiv archive.today)
21. Dietl, S. 196.
22. Nickel, S. 5.
23. A. Krohe: Verformungsgeschichte in der mittleren Kruste eines magmatischen Bogens – der variszische Odenwald als Modellregion. Geotektonische Forschung 80, 1994, S. 1–147. s. Dietl, S. 196.
24. Stein, 1996.
25. E. Stein: Zur Platznahme von Granitoiden – Vergleichende Fallstudien zu Gefügen und Platznahmemechanismen aus den White-Inyo Mountains, California, USA und dem Bergsträßer Odenwald. Geotektonische Forschung, 2000, S. 93: 330. s. Dietl, S. 194 ff.
26. Stein, Eckardt u. a.: Geologie des kristallinen Odenwalds – seine magmatische und metamorphe Entwicklung. In: Jahresberichte und Mitteilungen Oberrheinischer Geologischer Verein, N. F.83, 2001, S. 89–111. s. Dietl, S. 216 f.
27. Altherr, R. u. a.: Plutonism in the Variscan Odenwald (Germany): from subduction to collision. Int. J. Earth Sci. 88, 1999, S. 422–443.
28. Dietl, S. 216.
29. H. Kirsch, B. Kober, H. J. Lippolt: Age of intrusion and rapid cooling of the Frankenstein gabbro (Odenwald, SW-Germany) evidenced by 40Ar/39Ar and singlezircon 207Pb/206Pb measurements. Geologische Rundschau 77, 1988, S. 693–711. s. Dietl, S. 216.
30. H. Kreuzer, W. Harre: K/Ar-Altersbestimmungen an Hornblenden und Biotiten des Kristallinen Odenwalds.- In: G. C. Amstutz, S. Meisl, E. Nickel (Hrsg.): Mineralien und Gesteine im Odenwald. (= Aufschluß Sonderband 27). 1975, S. 71–77. s. Dietl, S. 216.
31. Kirsch u. a. 1988, S. 693–711. s. Dietl, S. 216.
32. Altherr, 1999. s. Dietl, S. 216.
33. Dietl, S. 194.
34. Dietl, S. 215.
35. Dietl, S. 215.
36. Todt u. a., 1995, s. Dietl, S. 216.
37. Kreuzer und Harre (1975), Rittmann (1984), s. Dietl, S. 216.
38. Altherr, 1999.
39. Dietl, S. 216.
40. Bilder: Marmorvorkommen von Hochstädten. Aus Uni Gießen, Petrologisch-geologische Exkursion Odenwald. (Memento vom 12. Februar 2013 im Webarchiv archive.today)
41. S. Meisl: Die Ganggesteine des Melibokus-Gebietes. In: G. C. Amstutz, S. Meisl, E. Nickel (Hrsg.): Mineralien und Gesteine im Odenwald. (= Aufschluß Sonderbd 27). 1975, S. 175–188.
42. Nickel, S. 154.
43. Nickel, S. 47, 141.
44. Bilder von Aufschluss 4: Hohenstein. s. Uni Frankfurt, Exkursionsbericht Odenwald. S. 11 ff. (pdf).
45. Nickel, Karte S. 152.
46. Nickel, Karte S. 13.
47. Exkursionsbericht Odenwald, Aufschluss 5: Felsenmeer, S. 13 ff. (pdf)
48. Bilder s. Petrologisch-geologische Exkursion Odenwald: Felsenmmer bei Reichenbach. (Memento vom 12. Februar 2013 im Webarchiv archive.today)
49. Geo-Exkursion Mainzer Becken, Taunus, Odenwald: Aufschluss 16 Felsberg, Aufschluss 17 Das Felsenmeer: http://www.rainer-olzem.de/141.html
50. (Memento des Originals vom 20. November 2011 im Internet Archive)  Info: Der Archivlink wurde automatisch eingesetzt und noch nicht geprüft. Bitte prüfe Original- und Archivlink gemäß Anleitung und entferne dann diesen Hinweis.@1@2Vorlage:Webachiv/IABot/www.reinheim.de
51. Felsenmeer Informationszentrum
52. (Memento vom 22. November 2011 im Internet Archive)
53. Borstein bei Felsinfo des DAV (Memento vom 18. Juli 2012 im Webarchiv archive.today)
54. (Memento vom 4. Oktober 2008 im Internet Archive)
55. „Zindenauer Schlösschen“ bei Felsinfo des DAV (Memento vom 30. Juli 2012 im Webarchiv archive.today)
56. Schenkenberg bei Felsinfo des DAV (Memento vom 23. Juli 2012 im Webarchiv archive.today)
57. Übersichtskarte 1:200.000. In: Landesgeschichtliches Informationssystem Hessen (LAGIS).