Das Elbsandsteingebirge ( bzw. ) ist ein vorwiegend aus Sandstein aufgebautes Mittelgebirge am Oberlauf der Elbe in Deutschland und Tschechien. Es ist etwa 700 km² groß und erreicht am Děčínský Sněžník (Hoher Schneeberg) eine Höhe von 723 Metern über dem Meeresspiegel. Der deutsche Teil wird im Allgemeinen als Sächsische Schweiz, der tschechische als Böhmische Schweiz (České Švýcarsko) bezeichnet. Der Begriff „Sächsisch-Böhmische Schweiz“ (Českosaské Švýcarsko) ist davon abgeleitet.
Geographische Lage mini|links|Naturraumkarte mit dem Elbsandsteingebirge Das Elbsandsteingebirge erstreckt sich beiderseits der Elbe zwischen Děčín (Tetschen) in Nordböhmen und Pirna in Sachsen. Die nördliche Grenze befindet sich etwa entlang einer Linie zwischen Pirna, Hohnstein, Sebnitz, Chřibská, Česká Kamenice nach Děčín. Die südliche Begrenzung folgt von Pirna etwa dem Tal der Gottleuba zum Erzgebirgskamm und dann entlang des Jílovský potok (Eulaubach) nach Děčín.
Im Elbsandsteingebirge befinden sich die Nationalparks Sächsische Schweiz und Böhmische Schweiz.
Allgemeines mini|Basteibrücke bei Rathen
Das Charakteristische dieses stark zerklüfteten Felsengebirges ist sein außerordentlicher Formenreichtum auf engstem Raum. Einmalig unter den mitteleuropäischen Mittelgebirgen ist der ökologisch bedeutsame ständige Wechsel von Ebenen, Schluchten, Tafelbergen und Felsrevieren mit erhalten gebliebenen geschlossenen Waldbereichen. Die Vielfalt der unterschiedlichen Standorte mit jeweils eigenen Verhältnissen in Bezug auf Boden und Mikroklima haben eine enorme Artenvielfalt hervorgebracht. Allein die Vielfalt der vorkommenden Farne und Moose wird von keiner anderen deutschen Mittelgebirgslandschaft erreicht.
Das Auftreten des Elbsandsteins und damit des Elbsandsteingebirges steht im Zusammenhang mit den großräumigen Ablagerungen eines ehemaligen Meeres in der Oberkreide. Auf sächsischer Seite spricht man von der Elbtalkreide, die sich auf einem Gebiet zwischen Meißen-Oberau im Nordwesten über Dresden und Pirna bis in die Sächsische Schweiz erstreckt und in Form von Sandsteinen, Plänern und weiteren Gesteinen sowie an ihrer Basis mit Grundschottern (Basalkonglomerate) älterer Herkunft auftritt. Einige Erosionsrelikte zwischen Reinhardtsgrimma über Dippoldiswalde und Tharandter Wald bis Siebenlehn bilden südlich von Dresden isolierte Vorkommen. Sie sind hauptsächlich durch Sandsteine gekennzeichnet.
Auf böhmischer Seite setzten sich die Sandsteinablagerungen fort und stellen einen Teil der Nordböhmischen Kreide dar. Die Kreidesedimente des Zittauer Beckens werden auf Grund ihrer regionalgeologischen Zusammenhänge der Nordböhmischen Kreide zugeordnet. Die Sedimentabfolgen aus dem Kreidemeer lassen sich in weiteren Landschaftsräumen Tschechiens bis nach Mähren verfolgen. Zusammen bilden diese Ablagerungen die Sächsisch-Böhmische Kreidezone. In der tschechischen Geologie wird die Elbtalkreide als ein Ausläufer des Böhmischen Kreidebeckens beschrieben.
Geologie mini|Tyssaer Wände Überblick Der mannigfaltige Formenreichtum der Sandsteinlandschaft ist eine Folge chemisch-physikalischer Erosion und biologischer Prozesse von Gesteinseinheiten, die im Wesentlichen aus den in der Kreidezeit abgelagerten Sanden gebildet wurden.Elbsandsteingebirge. In: geologie.sachsen.de.
Tektonik Das Gebiet des Elbsandsteingebirges liegt im Bereich der Elbezone (Elbe-Lineament), damit im Bereich einer geologischen Störungszone zwischen dem Lausitzer Granitmassiv im Nordosten und den kristallinen Gesteinen des Erzgebirges im Südwesten. Die mehrere Kilometer breite Störungszone verläuft in hercynischer Richtung von Südost nach Nordwest und ist seit dem Kambrium tektonisch aktiv.
Sedimentationszyklen Eine seit dem Pennsylvanium (ca. 320 mya) einsetzende Festlandsepoche, die durch Verwitterung und Abtragung gekennzeichnet war, wurde im Jura (ca. 180 mya) durch eine kurzzeitige Überflutung unterbrochen. Die dabei abgelagerten marinen Sedimente, in der Hauptsache Kalksteine, blieben am Nordostrand der Elbezone im Bereich der Lausitzer Überschiebung in Form kleiner Schollen erhalten, die teilweise an der Erdoberfläche anstehen.
Zu Beginn der Oberkreide setzten im Cenomanium (ca. 95 mya) Senkungsprozesse ein, die von Westen her das Vordringen eines kreidezeitlichen Meeres ermöglichten. Die Zuflüsse des Meeres und marine Strömungen transportierten über einen Zeitraum von ca. 8 Millionen Jahren hinweg Schluff, Sand, Kies, Schotter und pflanzenführende Tone in die sich weiter senkende Flachmeerzone. Durch diagenetische Prozesse bei verschiedenen Druckregimen kam es zur Ausbildung von Sandsteinschichten. Zu den älteren Ablagerungen zählten auch uranführende Tone und Schluffe des Unter- und Mittelcenomanium, die im Uranbergwerk Königstein zwischen 1963 und 1990 gewonnen wurden.
Im Obercenomanium bildete sich im Bereich der Elbezone eine Meerenge, die das norddeutsch-polnische Sedimentbecken und das Sedimentbecken im Raum Böhmen/Mähren (Randbecken des Tethysmeeres) verband. Die Landmassen im Osten der Meerenge bildeten die Westsudetische Insel (Lausitzer Bergland, Isergebirge, Riesengebirge). Im Westen stellte die Mitteleuropäische Insel (Westerzgebirge, Fichtelgebirge, Bayerischer Wald) die Grenze dar. Die Meeresvorstöße des Cenomanium reichten damit weit über die heutigen geographischen Grenzen des Elbsandsteingebirges hinaus. Sandsteinablagerungen dieser Zeit finden sich heute als Erosionsrelikte u. a. in der Dippoldiswalder Heide und im Tharandter Wald (Grillenburger Sandstein).
Oberflächenbildend wurden insbesondere die sandigen Ablagerungen des Turonium und Coniacium, die durch einen mehrfachen Wechsel von Meeresvorstößen und Meeresrückzügen bestimmt waren. Dabei kam es zur wechselweisen Ablagerung von leicht verwitternden tonig-schluffig (und teils kalkigen) Sedimenten und stabileren sandig-kiesigen Sedimenten. Während die tonig-schluffigen Sedimente oft nur geringe Mächtigkeiten im Dezimeterbereich erreichten, erlangten die sandigen Sedimente Mächtigkeiten von bis zu 120 Metern. Die tonig-schluffigen Sedimente wirken wasserstauend und begünstigen dadurch die Verwitterung. Diese Schichten treten im Landschaftsbild als Felsbänder bzw. -terrassen, Hohlkehlen, Abri (Halbhöhlen, die lokal Boofen genannt werden), Schichtfugenhöhlen und (im Einzelfall) als Felsbrücken in Erscheinung. Die sandig-kiesigen Sedimente sind hingegen deutlich widerstandsfähiger, aus ihnen sind die markanten Felswände des Elbsandsteingebirges aufgebaut.
Im sächsischen Bereich des Elbsandsteingebirges wurden die Ablagerungen des Turonium und Coniacium in einer Gesamtmächtigkeit von bis zu 550 Metern ausgebildet.Karl Mannsfeld, Olaf Bastian: Sächsische Landschaften. Zwischen Dübener Heide und Zittauer Gebirge. Hrsg.: Sächsische Landesstiftung Natur und Umwelt, Naturschutzfonds. Edition Leipzig, Leipzig 2012, ISBN 978-3-361-00678-2, S. 290. Die jüngsten (und obersten) Ablagerungen finden sich hier u. a. im Gipfelbereich des Kleinen und Großen Winterberg (Mächtigkeiten bis zu 80 Meter), in den obersten Schichten der Schramm- und Affensteine (Mächtigkeiten bis zu 30 Meter), im Gipfelbereich des Rathener Felsreviers (u. a. Lokomotive), am Brand und (gering mächtig) als oberste Schicht einzelner Tafelberge (u. a. Lilienstein, Pfaffenstein). (2. Auflage 1985, Anlage A) sowie (Anlage A).
Im böhmischen Teil des Elbsandsteingebirges erfolgte die Sedimentation bis ins Santonium hinein und erreichte ebenfalls Mächtigkeiten von bis zu 600 Metern. Die jüngsten (und obersten) Schichten des Sedimentparketes verwitterten jedoch stärker als in der Sächsischen Schweiz, so dass nur Schichten bis ins Oberturonium erhalten blieben. Einzig im Bereich von Prebischtor (Pravčická brána) und Flügelwand (Křídelní stěna) reichen die Schichten des Coniacium aus dem Gebiet des Großen Winterberg auch bis in die Böhmische Schweiz.Klaus Thalheim: Zur Geologie der Böhmischen Schweiz. In: Peter Rölke (Hrsg.): Wander- und Naturführer Böhmische Schweiz. Berg- und Naturverlag Rölke, Dresden 2005, S. 15–25.
Im Coniacium kam es dann wieder zu Hebungsvorgängen, die einen Abfluss des Kreidemeeres und damit ein Ende der Sedimentation bewirkten. Zurück blieb der Meeresboden in Form einer geschichteten, aber noch ungegliederten Sandsteinplatte.
Die erstmals durch Friedrich Lamprecht vollständig beschriebene Schichtung des Elbsandsteins ist durch wechselnde horizontale Strukturunterschiede (Einlagerungen von Tonmineralen, Korngrößen des Quarzes, Unterschiede in der Kornbindung) sowie eine typische, aber überwiegend geringe Fossilführung sowie mehr oder weniger wasserführende Schichten charakterisiert. Die Bezeichnung der einzelnen Schichten erfolgte durch Lamprecht mit den Buchstaben „a“ bis „e“ (vom Liegenden zum Hangenden) für die stabilen sandig-kiesigen Sedimente und mit den griechischen Buchstaben „α“ bis „δ“ für die feinkörnigen und leicht verwitternden tonig-schluffigen Sedimente.Friedrich Lamprecht: Die Schichtlagerung des Turons im sächsisch-böhmischen Elbsandsteingebirge. In: Berichte der mathematisch-physikalischen Klasse der sächsischen Akademie der Wissenschaften Leipzig. 86, 1934, S. 155–186. Die Gliederung hat sich bis in die Gegenwart weiterentwickelt und in der Sächsische Schweiz bilden zwischen Königstein und Schmilka vier lithostratigraphische Einheiten (Formationen) den Aufbau der Oberkreide.Geologie von Sachsen. Die Kreide. In: geologie.sachsen.de. Zwischen Dohna, Pirna und Wehlen erstreckt sich eine Übergangsfazies der kreidezeitlichen Ablagerungen mit differenzierten Verzahnungen im Schichtenaufbau.Wolfgang Alexowsky, Ludwig Wolf, Manfred Kurze, Karl-Arnim Tröger et al.: Geologische Karte des Freistaates Sachsen 1:25 000, Erläuterungen zu Blatt 5049 Pirna. Sächsisches Landesamt für Umwelt und Geologie, Freiberg 1997, S. 27–44.
Diese Einteilungen sind auf den böhmischen Teil des Elbsandsteingebirges allerdings nur bedingt übertragbar, da insbesondere im rechtselbischen Teil die Schichtgrenzen nicht markant und durchgängig ausgeprägt sind. Im Gegensatz zur Sächsischen Schweiz sind hier die Sedimente hinsichtlich ihrer Korngröße vertikal stärker durchmischt, was auf einst stark wechselnde Meeresströmungen im Kreidemeer hinweist.
Geomorphologische Ausprägungen Der Regression des kreidezeitlichen Meeres folgte nahezu zeitgleich eine in Richtung Süd-Südwest gehende Hebung des Lausitzer Granitmassivs, dass sich von Norden und Nordosten her teilweise über die Kreidesandsteintafel schob und diese nach unten drückte, bis sie brach. Die Bruchzone an der Nord- und Nordostgrenze des Elbsandsteingebirges wird als Lausitzer Verwerfung (auch Lausitzer Überschiebung genannt) bezeichnet. Sie verläuft etwa entlang einer Linie von Pillnitz über Hohnstein und Hinterhermsdorf in Richtung Krásná Lípa (Schönlinde). In Hohnstein befindet sich am westlichen Talhang der Polenz an der sogenannten Wartenbergstraße der einzige geologische Aufschluss, an welchem der die Lage des Lausitzer Granits über dem Kreidesandstein direkt sichtbar ist.
Beim Aufschieben der Granitgesteine auf die Kreidesandsteintafel kam es entlang der Lausitzer Verwerfung teilweise zur Aufrichtung und Schrägstellung der Sandsteinschichten. Markant wird dies insbesondere an der Hohen Liebe, die durch das Einfallen der Sandsteinschichten um bis zu 30° in Richtung Süd-Südost eine spitze Gipfelform erhielt und sich dadurch vom Tafelbergrelief der anderen Sandsteinberge des Elbsandsteingebirges deutlich abhebt. Westlich des Vlčí hora (Wolfsberg) kam es sogar zu einer Überkippung der ursprünglich waagerecht lagernden Sandsteinschichten.